Lịch sử tiến hóa trái đất (nxb đại học quốc gia 2009) tống duy thanh, 354 trang by Quỹ Văn hóa Giáo dục Hãn Nguyên Nguyễn Nhã

Tèng Duy Thanh

LỊCH SỬ TIẾN HÓA TRÁI ĐẤT (ĐỊA SỬ) In lần thứ 2 (Chỉnh sửa, bổ sung và cập nhật tài liệu mới)

NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

Tác giả xin dành c uốn sách “Lịch sử tiến hóa Trái Đất” – kết quả lao động nghề giáo của mình khi đã luống tuổi để kính tặng:

Thân phụ và thân mẫu – những người nông dân thất học đã chắt chiu từng hạt gạo, củ khoai để nuôi con ăn học. GS Nguyễn Văn Chiển – người thầy đã dìu dắt tác giả học tập và trưởng thành trong Địa chất học.

MỤC LỤC LỜI NÓI ĐẦU ............................................................................................................... 1 Phần I. KHÁI NIỆM CƠ BẢN & CÁC PHƯƠNG PHÁP Chương 1. NGUYÊN LÝ CƠ BẢN & PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU ............................ 5 1.1. CÁC NGUYÊN LÝ CƠ BẢN .................................................................................... 5 1.1.1. Nguyên lý hiện tại .............................................................................................. 5 1.1.2. Các nguyên lý cơ bản khác của Địa tầng học ...................................................... 6 1.2. XÁC ĐỊNH TUỔI TƯƠN G ĐỐI CỦA ĐÁ ............................................................... 7 1.2.1. Khái niệm chung ................................................................................................ 7 1.2.2. Phương pháp phân tích mặt cắt địa tầng .............................................................. 8 1.2.3. Phương pháp khoáng thạch ................................................................................. 9 1.2.4. Phương pháp phân tích chuyển động kiến tạo ................................................... 10 1.2.5. Phương pháp phân tích chu kì trầm tích ............................................................ 12 1.2.6. Các phương pháp địa vật lý ............................................................................... 12 Phương pháp carota.............................................................................................. 13 Phương pháp cổ từ ............................................................................................... 13 Phương pháp địa chấn .......................................................................................... 15 1.2.7. Các phương pháp sinh địa tầng.......................................................................... 16 Cơ sở khoa học của phương pháp ........................................................................ 16 Quá trình hình thành khoa học sinh địa tầng........................................................ 17 Phương pháp hoá thạch định tầng ........................................................................ 20 Các dạng hoá thạch chỉ đạo.................................................................................. 20 Các phức hệ hoá thạch đặc trưng ......................................................................... 21 Các phương pháp khác liên quan với sinh địa tầng .............................................. 23 Phương pháp thống kê. ................................................................................... 24 Phương pháp tiến hoá. . .................................................................................. 24 Phương pháp cổ sinh thái. . .............................................................................. 24 Phương pháp sinh thái địa tầng. . ..................................................................... 24 Phương pháp cổ địa lý. ................................................................................... 25 Phương pháp cổ khí hậu hay khí hậu địa tầng...................................................... 25 Ý nghĩa và hạn chế của các phương pháp sinh địa tầng ......................................... 26 iii

Sự di cư của sinh vật........................................................................................ 28 Sự thiếu thốn tư liệu địa chất........................................................................... 28 Sự thiếu thốn về tư liệu địa tầng...................................................................... 29 1.2.8. Phương pháp Địa tầng sự kiện và Địa tầng dãy................................................. 30 1.3. XÁC ĐỊNH TUỔI TUYỆT ĐỐI CỦA ĐÁ ............................................................... 31 1.3.1. Khái niệm ban đầu .............................................................................................. 31 1.3.2. Sự phân rã phóng xạ và định tuổi đồng vị phóng xạ ........................................ 31 Cơ sở khoa học ................................................................................................. 31 Sự phân rã phóng xạ ......................................................................................... 32 1.3.3. Các phương pháp xác định tuổi tuyệt đối ......................................................... 33 Phương pháp Kali - Argon .................................................................................. 33 Phương pháp Rubidi- Stronti ........................................................................... 33 Phương pháp Urani-Thori-Chì ........................................................................... 33 Phương pháp Samari – Neodymi ...................................................................... 34 Định tuổi vết phân hạch ..................................................................................... 34 Đồng vị do tia vũ trụ ....................................................................................... 34 Phương pháp Carbon-14 .................................................................................. 34 Các phương pháp Triti, Beryli-10, Silic-32, Clor-36 ........................................ 35 Chương 2. MÔI TRƯỜNG THÀNH TẠO TRẦM TÍCH ..................................................... 36 2.1. ĐÁ TRẦM TÍCH VÀ ĐẶC ĐIỂM CỦA CHÚNG .................................................. 36 2.1.1. Đặc điểm đá trầm tích ...................................................................................... 36 2.1.2. Cấu trúc của đá trầm tích .................................................................................. 37 2.1.3. Các môi trường thành tạo đá trầm tích ............................................................... 38 2.2. MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH BIỂN ........................................................................ 38 2.2.1. Biển và hình thái đáy bi ển ................................................................................ 38 2.2.2. Phân bố trầm tích và sinh vật ở biển.................................................................. 40 a. Vùng ven bờ........................................................................................................ 40 b. Khu vực biển nông.............................................................................................. 41 c. Khu vực biển sâu................................................................................................. 42 d. Khu vực biển thẳm.............................................................................................. 42 2.2.3. Biển tiến, biển thoái và mực nước biển toàn cầu ............................................... 42 - Sự dao động mực nước biển. ................................................................................ 42 - Trầm tích biển tiến và biển thoái .......................................................................... 43 - Mực nước biển toàn cầu. ...................................................................................... 44 2.3. MÔI TRƯỜNGTRẦM TÍCH CHUYỂN TIẾP BIỂN - LỤC ĐỊA............................ 46 2.3.1. Đặc điểm chung của vùng chuyển tiếp .............................................................. 46 2.3.2. Trầm tích ở tam giác châu.................................................................................. 46 iv

2.3.3. Trầm tích bãi triều và đê cát ven biển ............................................................... 47 2.3.4. Trầm tích vùng đầm phá .................................................................................... 48 2.4. MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH LỤC ĐỊA .................................................................. 49 2.4.1. Đặc điểm môi trường trầm tích lục địa .............................................................. 49 2.4.2. Các khu vực trầm tích lục địa ........................................................................... 50 2.4.3. Một số dạng trầm tích lục địa phổ biến ............................................................. 50 2.5. TƯỚNG ĐÁ VÀ MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH ...................................................... 51 Chương 3. PHÂN LOẠI VÀ ĐỐI SÁNH ĐỊA TẦNG ........................................................ 54 3.1. ĐỐI TƯỢNG CỦA ĐỊA TẦNG HỌC .................................................................... 54 3.2. PHÂN LOẠI ĐỊA TẦNG .......................................................................................... 55 3.2.1. Quá trình hình thành hệ thống phân vị địa tầng ............................................... 55 3.2.2. Phân vị địa tầng ................................................................................................ 55 Định nghĩa ............................................................................................................ 55 Khối lượng và ranh giới của phân vị địa tầng ...................................................... 55 Stratotyp của phân vị địa tầng ............................................................................... 56 3.3. HỆ THỐNG PHÂN LOẠI ĐỊA TẦNG ................................................................... 57 3.3.1. Các hình loại phân vị địa tầng ......................................................................... 57 3.3.2. Thạch địa tầng ................................................................................................. 57 Khái niệm chung ................................................................................................... 57 Hệ thống các phân vị thạch địa tầng ..................................................................... 58 Hệ tầng .................................................................................................................. 59 Tập ........................................................................................................................ 62 Lớp (hệ lớp ) hay vỉa .............................................................................................. 63 Loạt ....................................................................................................................... 63 Phức hệ ................................................................................................................. 63 Đới và tầng thạch địa tầng .................................................................................... 63 3.3.3. Các phân vị theo tính chất riêng biệt của đá .................................................... 64 Phân vị địa chấn địa tầng ...................................................................................... 64 Phân vị từ địa tầng ................................................................................................ 64 Phân vị khí hậu địa tầng ........................................................................................ 65 Các phân vị giới hạn bất chỉnh hợp ..................................................................... 65 3.3.4. Sinh địa tầng .................................................................................................... 66 Định nghĩa và các khái niệm cơ bản ..................................................................... 66 Các đới sinh địa tầng ............................................................................................. 67 Đới phức hệ ........................................................................................................... 67 v

Đới phân bố ........................................................................................................... 68 Đới phân bố taxon ................................................................................................ 68 Đới cùng phân bố .................................................................................................. 69 Đới Oppel ............................................................................................................. 69 Đới chủng loại hay đới nguồn gốc phát sinh ........................................................ 70 Đới cực thịnh ......................................................................................................... 70 3.3.5. Thời địa tầng ................................................................................................... 71 Định nghĩa và hệ thống phân loại ......................................................................... 71 Các phân vị thời địa tầng ...................................................................................... 71 Liên giới ................................................................................................................ 71 Giới ....................................................................................................................... 72 Hệ .......................................................................................................................... 72 Thống .................................................................................................................... 72 Bậc ........................................................................................................................ 72 Đới ........................................................................................................................ 72 Các phân vị thời địa tầng khu vực ........................................................................ 73 Bậc khu vực ........................................................................................................... 73 Hệ lớp khu vực ...................................................................................................... 73 3.4. ĐỐI SÁNH ĐỊA TẦNG ........................................................................................... 74 3.4.1. Cơ sở đối sánh địa tầng .................................................................................... 74 3.4.2. Đối sánh địa tầng với độ chính xác cao ............................................................... 74 3.4.3. Đối sánh các mặt cắt địa tầng và xác lập sơ đồ địa tầng khu vực .................... 74 Bảng 3.3. Thời địa tầng quốc tế và tuổi địa chất ............................................................. 76 Chương 4. NHỮNG VẤN ĐỀ CƠ BẢN VỀ KIẾN TẠO MẢNG ...................................... 78 4.1. KIẾN TẠO VÀ LỊCH SỬ HÌNH THÀNH CẤU TRÚC VỎ TRÁI ĐẤT ............. 78 4.1.1. Kiến tạo học và lịch sử phát triển Trái Đất ...................................................... 78 4.1.2. Vỏ Trái Đất ...................................................................................................... 78 a. Cấu trúc vỏ Trái Đất .......................................................................................... 78 b. Nền, khiên và đai núi uốn nếp .......................................................................... 79 4.2. KHÁI NIỆM BAN ĐẦU VỀ KIẾN TẠO MẢNG .................................................. 80 4.2.1. Những ý niệm ban đầu về sự trôi lục địa ......................................................... 80 4.2.2. Dẫn liệu cổ từ chứng minh lục địa trôi dạt ....................................................... 82 Đảo từ và sự mở rộng đáy biển ........................................................................ 83 4.3. RANH GIỚI CÁC MẢNG ....................................................................................... 85 4.3.1. Ranh giới mảng phân kỳ .................................................................................. 85 vi

4.3.2. Ranh giới mảng hội tụ ...................................................................................... 87 a. Ranh giới mảng đại dương - đại dương ............................................................... 87 b. Ranh giới mảng đại dương - lục địa .................................................................... 87 c. Ranh giới mảng lục địa - lục địa ....................................................................... 88 4.3.3. Ranh giới chuyển dạng ...................................................................................... 89 4.4. BỐI CẢNH KIẾN TẠO CỔ .................................................................................... 89 4.4.1. Tổ hợp ophiolit .................................................................................................. 89 4.4.2. Tổ hợp đá của đới hút chìm ............................................................................. 91 4.4.3. Tổ hợp rift lục địa ............................................................................................ 92 4.4.4. Tổ hợp đá của nền ............................................................................................ 92 4.4.5. Tổ hợp đai núi xô húc ...................................................................................... 93 4.4.6. Cát kết và kiến tạo mảng .................................................................................. 94 4.5. SỰ CHUYỂN ĐỘNG CỦA CÁC MẢNG .............................................................. 94 4.5.1. Tốc độ chuyển động các mảng ......................................................................... 94 4.5.2. Cơ chế dẫn truyền của kiến tạo mảng .............................................................. 95 4.5.3. Kiến tạo mảng và hoạt động tạo núi ................................................................ 96 4.5.4. Vi mảng và Địa khu ......................................................................................... 97 4.5.5. Chu kỳ siêu lục địa ........................................................................................... 98 4.5.6. Điểm nóng và chùm manti ............................................................................. 100 4.6. KIẾN TẠO MẢNG VÀ PHÂN BỐ TÀI NGUYÊN ............................................. 100 4.6.1. Kiến tạo mảng và phân bố sự sống ................................................................ 100 4.6.2. Kiến tạo mảng và phân bố tài nguyên khoáng ............................................... 102 Phần II. CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT Chương 5. TIỀN LỊCH SỬ ĐỊA CHẤT ............................................................................. 105 5.1. NGUỒN GỐC VÀ LỊCH SỬ CỦA HỆ MẶT TRỜI .............................................. 105 5.1.1. Đặc tính chung của hệ Mặt Trời ..................................................................... 105 5.1.2. Các giả thuyết về nguồn gốc của hệ Mặt Trời ................................................ 106 a. Các giả thuyết tiến hoá ..................................................................................... 106 b. Các giả thuyết ngẫu biến .................................................................................. 107 c. Giả thuyết tinh vân Mặt Trời ............................................................................ 109 5.2. SỰ HÌNH THÀNH NHÂN, MANTI VÀ VỎ TRÁI ĐẤT ..................................... 111 5.2.1. Đại dương magma và lịch sử nhiệt Trái Đất ................................................... 111 Lịch sử nhiệt của Trái Đất ................................................................................... 111 5.2.2. Sự hình thành nhân Trái Đất ........................................................................... 112 5.2.3. Sự hình thành vỏ Trái Đất ............................................................................... 113 vii

Vỏ nguyên thuỷ ............................................................................................... 113 Thành phần vỏ nguyên thuỷ ........................................................................... 113 Những lục địa đầu tiên ................................................................................... 114 5.2.4. Sự tăng trưởng lục địa ..................................................................................... 114 Cơ chế tăng trưởng ....................................................................................... 114 Tốc độ tăng trưởng lục địa ............................................................................ 115 5.3. KỶ NGUYÊN HADEN ......................................................................................... 116 5.3.1. Khái quát về kỷ nguyên Haden ....................................................................... 116 5.3.2. Tiền Arkei - Kỷ nguyên Haden ....................................................................... 117 5.3.3. Sự chuyển tiếp từ kỷ nguyên Haden đến Arkei .............................................. 118 Chương 6. ARKEI ............................................................................................................... 119 6.1. KHÁI QUÁT VỀ TIỀN CAMBRI ......................................................................... 119 6.1.1. Nhận xét chung ............................................................................................... 119 6.1.2. Đặc điểm của đá Tiền Cambri ........................................................................ 120 6.1.3. Khái quát về Arkei .......................................................................................... 121 6.2. CÁC TỔ HỢP ĐÁ ARKEI ..................................................................................... 122 6.2.1. Các đai đá lục .................................................................................................. 123 6.2.2. Tổ hợp granitoid - đá lục ................................................................................. 124 6.2.3. Tổ hợp đá của nền............................................................................................ 125 6.2.4. Tổ hợp biến chất cao ....................................................................................... 125 6.2.5. Quan hệ của các tổ hợp biến chất cao và biến chất thấp ................................. 126 6.3. BỐI CẢNH KIẾN TẠO ARKEI ............................................................................. 126 6.3.1. Mô hình rift ..................................................................................................... 127 6.3.2. Mô hình cung và bình nguyên đại dương ....................................................... 127 6.3.3. Mô hình nền .................................................................................................... 128 6.3.4. Mô hình xô húc ............................................................................................... 128 6.3.5. Arkei ở Đông Á và Việt Nam ......................................................................... 129 6.4. ĐIỀU KIỆN TỰ NHIÊN VÀ SỰ SỐNG TRONG ARKEI ................................... 130 6.4.1. Khí quyển và đại dương .................................................................................. 130 Nguồn gốc và sự biến đổi của khí quyển......................................................... 130 Nguồn gốc và sự biến đổi của nước đại dương ............................................. 131 6.4.2. Xuất hiện sự sống trong Arkei ........................................................................ 133 Nguồn gốc sự sống ......................................................................................... 133 Giả thuyết nguồn gốc sự sống từ nhiệt dịch đáy biển ..................................... 136 Những sinh vật đầu tiên .................................................................................. 136 6.5. KHOÁNG SẢN TUỔI ARKEI ............................................................................... 138 viii

Chương 7. PROTEROZOI ................................................................................................... 139 7.1. CÁC TỔ HỢP ĐÁ PROTEROZOI.......................................................................... 140 7.1.1. Tổ hợp đá của nền........................................................................................... 140 7.1.2. Tổ hợp đá tạo núi xô húc ................................................................................. 140 7.1.3. Tổ hợp ophiolit................................................................................................. 142 7.1.4. Tổ hợp đá tách giãn lục địa .............................................................................. 142 7.1.5. Tổ hợp đai mạch diabas ................................................................................... 143 7.1.6. Tổ hợp granit-anorthosit .................................................................................. 143 7.1.7. Xâm nhập phân tầng ........................................................................................ 144 7.2. HOẠT ĐỘNG KIẾN TẠO ...................................................................................... 144 7.2.1. Tiến hoá vỏ trong Paleoproterozoi................................................................... 144 Sự hình thành Laurentia trong Paleoproterozoi.............................................. 145 7.2.2. Tiến hóa vỏ trong Mesoproterozoi................................................................... 145 7.2.3. Tiến hóa vỏ trong Neoproterozoi ..................................................................... 148 7.2.4. Proterozoi ở Đông Á ........................................................................................ 149 Proterozoi ở Trung Quốc ................................................................................. 149 Proterozoi ở Việt Nam..................................................................................... 151 7.3. ĐẶC ĐIỂM ĐỊA LÝ TỰ NHIÊN............................................................................ 154 7.3.1. Điều kiện khí hậu Proterozoi ........................................................................... 154 7.3.2. Điều kiện thành tạo quarzit sắt và trầm tích màu đỏ........................................ 154 7.4. SINH GIỚI TRONG PROTEROZOI ...................................................................... 155 7.4.1. Sinh vật nguyên thuỷ của Paleoproterozoi – Mesoproterozoi .............................. 155 Sự xuất hiện kiểu tế bào mới ........................................................................... 155 Sinh vật đa bào ............................................................................................... 156 7.4.2. Sinh giới của Neoproterozoi ............................................................................. 157 7.5. KHOÁNG SẢN TRONG PROTEROZOI ............................................................. 159 Chương 8. PALEOZOI SỚM ............................................................................................... 160 8.1. KHÁI QUÁT VỀ PALEOZOI VÀ PALEOZOI SỚM ............................................ 160 8.2. SINH GIỚI TRONG PALEOZOI SỚM ................................................................... 161 8.2.1. Một số nhóm sinh vật chủ yếu ......................................................................... 161 Dạng Chén cổ (Archaeocyatha) ...................................................................... 161 Bọ ba thùy (Trilobita) ....................................................................................... 162 Bút đá (Graptolithina) ..................................................................................... 164 Tay cuộn (Brachiopoda) ................................................................................... 164 Động vật Sợi chích (Cnidaria) ........................................................................ 165 Thân mềm (Mollusca) ...................................................................................... 166 Da gai (Echinodermata) ................................................................................... 166 ix

8.2.2. Tiến hoá và sự tuyệt chủng trong sinh giới ..................................................... 167 Tiến hoá toả tia sinh giới trong Paleozoi sớm ................................................. 167 Hiện tượng tuyệt chủng trong sinh giới ........................................................... 168 8.3. HOẠT ĐỘNG ĐỊA CHẤT TRONG PALEOZOI SỚM ......................................... 170 8.3.1. Khái quát chung ............................................................................................... 170 8.3.2. Hoạt động tạo núi Paleozoi sớm ...................................................................... 172 Tạo núi Salair và tạo núi Toàn Phi .................................................................. 173 Tạo núi Tacon .................................................................................................. 174 Hoạt động địa chất ở một số khu vực mảng lục địa ......................................... 175 8.3.3. Điều kiện khí hậu Paleozoi sớm....................................................................... 175 8.3.4. Paleozoi sớm ở Việt Nam ................................................................................ 176 8.4. KHOÁNG SẢN PALEOZOI S ỚM ............................................................... 178 Chương 9. PALEOZOI TRUNG (Silur và Devon) ............................................................. 180 9.1. KHÁI QUÁT VỀ PALEOZOI TRUNG ................................................................. 180 9.2. SINH GIỚI TRONG PALEOZOI TRUNG ............................................................ 181 9.2.1. Khái quát ......................................................................................................... 181 9.2.2. Một số nhóm sinh vật chủ yếu ........................................................................ 181 Động vật không xương sống ........................................................................... 181 - Động vật Sợi chích (Cnidaria) ...................................................................... 181 - Lỗ tầng (Stromatoporoidea) ......................................................................... 184 - Bút đá (Graptolithina) .................................................................................. 184 - Tay cuộn (Brachiopoda) ............................................................................... 184 - Thân mềm (Mollusca) .................................................................................... 186 - Da gai (Echinodermata) ................................................................................ 188 - Chân khớp (Arthropoda) ............................................................................... 188 Động vật có xương sống .............................................................................. 189 Tiến hoá của thực vật ...................................................................................... 190 9.2.3. Sự tuyệt chủng sinh vật biển ở Devon muộn .................................................. 191 9.2.4. Tỉnh sinh địa lý Malvinokaffric ...................................................................... 192 9.3. HOẠT ĐỘNG ĐỊA CHẤT TRONG PALEOZOI TRUNG ................................... 194 9.3.1. Bộ mặt thế giới trong Paleozoi trung .............................................................. 194 9.3.2. Hoạt động tạo núi ............................................................................................ 196 9.3.3. Một số đặc điểm trong hoạt động địa chất Paleozoi trung............................... 197 Sự thành tạo “Cát kết đỏ cổ” .......................................................................... 197 Sự phổ biến trầm tích tướng ám tiêu trong Paleozoi trung ............................. 197 Đặc điểm địa chất một số nền lục địa trong Paleozoi trung ............................ 198 x

Paleozoi trung ở Việt Nam ............................................................................. 199 9.3.4. Đặc điểm khí hậu trong Paleozoi trung ........................................................... 200 9.4. KHOÁNG SẢN TRONG PALEOZOI TRUNG .................................................... 201 Chương 10. PALEOZOI MUỘN ........................................................................................ 203 10.1. KHÁI QUÁT VỀ PALEOZOI MUỘN ........................................................... 203 10.2. SINH GIỚI TRONG PALEOZOI MUỘN ............................................................ 204 10.2.1. Động vật không xương sống ............................................................... 204 - Động vật nguyên sinh ................................................................................... 204 - Động vật Sợi chích ....................................................................................... 205 - Tay cuộn ....................................................................................................... 206 - Thân mềm...................................................................................................... 207 - Bọ ba thùy ................................................................................................... 209 - Động vật không xương sống trên cạn ............................................................. 210 10.2.2. Động vật có xương sống ..................................................................... 210 10.2.3. Sự ph át triển rầm rộ của thực vật ........................................................ 211 10.2.4 Hiện tượng tuyệt chủng cuối Permi .................................................... 216 10.3. B Ộ MẶT TRÁI ĐẤT TRONG PALEOZOI MUỘN .................................... 217 10.3.1. Cổ địa lý và quá trình hình thành Pangea ..................................................... 217 10.3.2. Chế độ kiến tạo và hoạt động tạo núi Hercyni ............................................... 219 10.4. BỐI CẢNH ĐỊA LÝ TỰ NHIÊN ......................................................................... 222 10.5. KHOÁNG SẢN TRONG PALEOZOI THƯỢNG ............................................... 223 Chương 11. TRIAS ............................................................................................................ 224 11.1. KHÁI QUÁT VỀ LỊCH SỬ MESOZOI VÀ KỶ TRIAS .................................... 224 11.2. SINH GIỚI TRONG TRIAS ................................................................................ 225 11.2.1. Nhận xét chung ............................................................................................ 225 11.2.2. Động vật không xương sống ........................................................................ 225 Ngành Thân mề m ........................................................................................... 225 Trùng lỗ .......................................................................................................... 226 San hô ............................................................................................................. 227 Tay cuộn ........................................................................................................ 227 11.2.3. Động vật có xương sống .............................................................................. 227 11.2.4. Thực vật ....................................................................................................... 229 11.2.5. Sự tuyệt chủng cuối Trias ............................................................................... 229 ĐỌC THÊM: NGUỒN GỐC VÀ SỰ TIẾN HÓA CỦA BÒ SÁT .......................... 229 11.3. HOẠT ĐỘNG ĐỊA CHẤT .................................................................................. 233 11.3.1. Khái quát về các sự kiện địa chất trong Trias ............................................... 233 xi

11.3.2. Mở đầu quá trình phá vỡ của Pangea ........................................................... 235 11.3.3. Đông Nam Á và tạo núi Indosini ................................................................. 236 11.4. ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU ........................................................................................ 238 11.5. KHOÁNG SẢN TRONG TRIAS ........................................................................ 240 Chương 12. JURA VÀ CRETA ......................................................................................... 241 12.1. KHÁI QUÁT VỀ LỊCH SỬ JURA VÀ CRETA ................................................. 241 12.2. SINH GIỚI TRONG JURA VÀ CRETA ............................................................ 241 12.2.1. Động vật không xương sống ....................................................................... 241 Ngành Thân mềm ................................................................................................ 241 Lớp Chân rìu.......................................................................................................... 241 Lớp Chân đầu ...................................................................................................... 243 Trùng lỗ, San hô sáu tia, Tay cuộn ....................................................................... 245 12.2.2. Động vật có xương sống ............................................................................... 245 Bò sát ................................................................................................................... 245 Chim .................................................................................................................... 247 Động vật Có vú ................................................................................................... 247 12.2.3. Thực vật ........................................................................................................ 247 12.2.4. Hiện tượng tuyệt chủng trong Creta .............................................................. 248 12.3. SỰ BIẾN ĐỔI CỦA BỘ MẶT TRÁI ĐẤT .......................................................... 248 12.3.1. Khái quát về các sự kiện địa chất trong Jura và Creta .................................. 248 12.3.2. Các địa khu ................................................................................................... 251 12.4. LỊCH SỬ KIẾN TẠO MỘT SỐ KHU VỰC ........................................................ 251 12.4.1. Hoạt động tạo núi .......................................................................................... 251 12.4.2. Đông Á và Đông Nam Á .............................................................................. 252 12.4.3. Tây Bắc Mỹ ................................................................................................... 252 12.4.4. Vùng Caribbe ................................................................................................ 253 12.4.5. Dãy Andes ..................................................................................................... 253 12.4.6. Đại Tây Dương ............................................................................................. 254 12.5. ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU TRONG JURA-CRETA ................................................. 254 12.6. KHOÁNG SẢN TRONG JURA-CRETA ............................................................ 255 ĐỌC THÊM . VỀ SỰ TUYỆT CHỦNG CUỐI CRETA ............................................... 256 Chương 13. KAINOZOI. PALEOGEN VÀ NEOGEN (ĐỆ TAM) ................................... 263 13.1. KHÁI QUÁT VỀ KAINOZOI VÀ ĐỆ TAM ........................................................ 263 13.2. THẾ GIỚI SINH VẬT TRONG ĐỆ TAM .............................................................. 264 13.2.1. Động vật không xương sống ........................................................................ 264 xii

Động vật không xương sống trong Paleogen ................................................. 264 Động vật không xương sống trong Neogen ................................................... 265 13.2.2. Động vật có xương sống .............................................................................. 267 Vai trò các cầu nối lục địa đối với sự phát triển động vật ............................. 267 Động vật có vú trong Paleogen ................................................................... 267 Động vật có vú trong Neogen ...................................................................... 269 Sự tiến hóa của ngựa

.................................................................................... 271

13.2.3. Thực vật ....................................................................................................... 273 13.2.4. Hiện tượng tuyệt chủng trong Đệ Tam ........................................................ 274 13.3. BỘ MẶT THẾ GIỚI TRONG ĐỆ TAM ............................................................. 274 13.3.1. Những nét lớn về hoạt động địa chất trong Paleogen ................................. 274 13.3.2. Những nét lớn về hoạt động địa chất trong Neogen ................................... 276 13.4. LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN KIẾN TẠO .................................................................. 276 13.4.1. Khái quát về hoạt động kiến tạo trong Đệ Tam ........................................... 276 13.4.2. Hoạt động tạo núi Alpi ................................................................................. 277 13.4.3. Hoạt động tạo núi Himalaya ........................................................................ 278 13.4.4. Đai tạo núi Thái Bình Dương ........................................................................ 280 13.4.5. Hệ thống rift Đông Phi ................................................................................. 281 13.4.6. Đệ Tam ở Việt Nam, Biển Đông và đứt gãy Sông Hồng ............................. 282 13.4.7. Cầu nối Trung Mỹ và vùng Caribe .............................................................. 285 13.4.8. Đứt gãy San Andreas ................................................................................... 286 13.5. ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU TRONG ĐỆ TAM ......................................................... 287 13.5.1. Bối cảnh chung....................................................................................... 287 13.5.2. Sự phân tầng của nước biển ................................................................. 288 13.5.3. Khủng hoảng Messin ............................................................................ 289 13.6. KHOÁNG SẢN ................................................................................................... 290 Than đá và dầu mỏ ........................................................................................... 290 Khoáng sản nội sinh .......................................................................................... 290 Chương 14. ĐỆ TỨ ............................................................................................................. 291 14.1. KHÁI QUÁT VỀ KỶ ĐỆ TỨ ............................................................................... 291 14.2. SINH GIỚI CỦA KỶ ĐỆ TỨ ............................................................................... 292 14.2.1. Đặc điểm của sinh giới Đệ Tứ ...................................................................... 292 Hiện tượng tuyệt chủng cuối Pleistocen ......................................................... 294 Sự di cư liên lục địa của động vật ................................................................... 295 14.2.2. Sự xuất hiện và tiến hoá của loài người ........................................................ 296 Anthropoidea (Dạng Người) ........................................................................... 297 xiii

Hominidae (Họ người) ..................................................................................... 297 14.3. KHÍ HẬU BĂNG GIÁ CỦA KỶ ĐỆ TỨ ............................................................. 299 14.3.1. Hiện tượng băng giá Đệ Tứ .......................................................................... 299 14.3.2. Sự biến đổi khí hậu trong Đệ Tứ ................................................................... 300 14.3.3. Nguyên nhân băng hà Pleistocen ..................................................................... 302 Giả thuyết băng hà có nguồn gốc vũ trụ ......................................................... 302 Giả thuyết băng hà có nguồn gốc từ Trái Đất ................................................. 303 14.4. NHỮNG NÉT LỚN TRONG PHÁT TRIỂN ĐỊA CHẤT ................................... 304 14.4.1. Hình thái lục địa và hoàn cảnh cổ địa lý ....................................................... 304 Hình thái biển và lục địa ................................................................................ 304 Đặc điểm của một số khu vực không đóng băng ............................................ 305 14.4.2. Hoạt động địa chất Đệ Tứ ở Đông Dương .................................................... 306 14.4.3. Hoạt động kiến tạo mảng và xu thế phát triển bộ mặt Trái Đất .................... 307 Những nét cơ bản của hoạt động kiến tạo trong Đệ Tứ và hiện tại ................ 307 Xu hướng có thể của sự phát triển hoạt động kiến tạo mảng .......................... 307 Phụ chương 15. LỊCH SỬ TIẾN HÓA LOÀI NGƯỜI ....................................................... 308 15.1. BỘ LINH TRƯỞNG ............................................................................................. 308 15.1.1. Prosimea (Tiền hầu) ....................................................................................... 308 15.1.2. Anthropoidea (Dạng Người) ......................................................................... 308 15.2. HỌ HOMINIDAE ................................................................................................. 311 15.2.1. Ardipithecus .................................................................................................. 311 15.2.2. Australopithecus ........................................................................................... 313 15.2.3. Homo habilis ................................................................................................. 315 15.2.4. Homo erectus ................................................................................................ 316 15.2.5. Người Neanderthale ...................................................................................... 317 15.2.6. Người Cro-Magnon ....................................................................................... 318 15.3. CÁC GIẢ THUYẾT VỀ NGUỒN GỐC LOÀI NGƯỜI ...................................... 319 Hai giả thuyết lớn về nguồn gốc loài người ............................................................ 319 Giả thuyết Eva về nguồn gốc loài người............................................................... 319 VĂN LIỆU ............................................................................................................................... 321 BẢNG TRA CỨU .................................................................................................................... 323

xiv

LỜI NÓI ĐẦU Sách “Lịch sử tiến hóa Trái Đất ” (Địa sử) được biên soạn trước hết nhằm mục đích phục vụ cho việc dạy và học môn Địa sử trong Khoa học về Trái Đất ở Đại học Quốc gia Hà Nội. Những hiểu biết về lịch sử và quy luật phát triển Trái Đất là những k iến thức cơ sở trong các lĩnh vực về Khoa học Trái Đất. Những nội dung của Địa sử cần thiết cho mọi người hoạt động trong mảng Khoa học Trái Đất, từ những nhà địa chất đang điều tra nghiên cứu về khoáng sản, về địa chất môi trường và tai biến địa chất, về địa kỹ thuật đến những thầy giáo và sinh viên đang giảng dạy và học tập về địa chất, địa lý trong trường học. Hiện nay Địa sử đang được giảng dạy trong các ngành Địa học ở Đại học Quốc gia Hà Nội, Đại học Quốc gia tp Hồ Chí Minh và nhiều Trường Đại học khá c như Đại học Mỏ - Địa chất Hà Nội, Đại học Khoa học v.v… và ở các Khoa Địa lý của các Trường Đại học và Cao đ ẳng Sư phạm. Để có thể phục vụ được các đối tượng bạn đọc có đòi hỏi cao về nội dung khoa học, sách “Lịch sử tiến hóa Trái Đất ” được biên soạn sao cho các thầy và sinh viên đại học, sau đại học có thể tìm thấy trong sách những nội dung khoa học thích hợp với yêu cầu cao về đào tạo trong các lĩnh vực địa chất và địa lý. Những bạn đọc không chuyên sâu về địa tầng học, kiến tạo học v.v… nhưng có nhu cầu hiểu biết về nguồn gốc và sự phát triển lịch sử lâu dài của “ngôi nhà duy nhất” của loài người trong vũ trụ có thể tìm thấy những điều bổ ích trong sách. Hệ thống bảng biểu và hình ảnh minh họa phong phú trong sách có thể đáp ứng yêu cầu của những bạn đ ọc này. Như vậy, sách Lịch sử tiến hóa Trái Đất (Địa sử) có đối tượng bạn đọc khá rộng rãi trong khoa học Trái Đất. Địa sử không phục vụ trực tiếp cho tìm kiếm khoáng sản, cũng không chỉ ra công nghệ và kỹ thuật về địa học mà cung cấp cho ta những hiểu biết cơ bản nhất về quy luật và lịch sử phát triển Trái Đất qua hàng triệu thậm chí hàng tỷ năm. Từ hiểu biết về lịch sử phát triển Trái Đất ta có thể hiểu được sự vận động của vỏ Trái Đất nói chung và của từng khu vực nói riêng, hiểu được sự thành tạo, phân bố khoáng sản và những biến động địa chất đang xẩy ra trên Trái Đất. Trong nửa sau của thế kỷ 20 địa chất học đã có những bước tiến mang tính cách mạng nhờ những thành tựu của học thuyết kiến tạo mảng. Nhiều vấn đề về quy luật và lịch sử phát triển Trái Đất được phổ biến trong các sách kinh điển về địa chất trước đây thì nay đã trở nên lỗi thời. Việc giải thích các quá trình vận động địa chất theo thuyết địa máng đã không còn phù hợp nữa và đã bất lực để giải thích nhiều sự kiện xẩy ra trong chiều dài lịch sử Trái Đất. Sách “ Lịch sử tiến hóa Trái Đất” hy vọng có thể đóng góp một phần để làm cơ sở cho việc bạn đọc tiếp cận với những thành tựu mới trong địa chất học và vận dụng trong tìm hiểu về quy luật trong lịch sử phát triển địa chất trên thế giới và trên lãnh thổ Việt Nam.

Một thuận lợi cho việc biên soạn sách “Lịch sử tiến hóa Trái Đất ” là do sự hợp tác khoa học với đồng nghiệp trên thế giới nên tác giả kịp thời có được những tài liệu mới nhất về Địa tầng, Kiến tạo và Địa chất khu vực từ các nước phát triển đến các nước trong khu vực. Nhờ đó tác giả có thể chọn lọc tư liệu để nội dung trình bày trong sách cập nhật được những thành tựu mới của khoa học địa chất thế giới. Những thành tựu của địa chất Việt Nam trong mấy chục năm qua cũng được cập nhật và trình bày một cách thích hợp trong sách. Khó khăn lớn của tác giả khi biên soạn sách là cách viết thuật ngữ có nguồn từ tiếng nước ngoài, đặc biệt là địa danh và tên người. Hiện nay không có văn bản pháp quy về vấn đề này ngoài bản quy định của Viện Khoa học Xã hội từ những năm 60 của thế kỷ trước mà nay không còn phù hợp. Trong khi chờ đợi một văn bản pháp quy về vấn đề này và trong tình trạng không thống nhất hiện nay về cách viết thuật ngữ, trong sách “ Lịch sử tiến hóa Trái Đất” thuật ngữ có nguồn từ nước ngoài được viết trên cơ sở: 1). Theo cách viết chung đang áp dụng ở Nhà xuất bản Đại học Quốc gia Hà Nội – nơi ấn hành sách. 2). Dựa theo cách viết đã được cơ quan chuyên trách nghiên cứu về ngôn ngữ đã sử dụng trong Từ Điển Tiếng Việt (Viện Ngôn ngữ – Nhà xuất bản Đà Nẵng 1998). Cách viết như vậy cũng đã được nhà ngôn ngữ học Hoàng Phê trình bày chi tiết trong tạp chí Thế Giới Mới (404, 405/2000). Như trên đã nêu , đối tượng chủ yếu của sách “ Lịch sử tiến hóa Trái Đất ” là thầy giáo và sinh viên đại học, cao đẳng về Địa chất và một phần giới Địa lý học, họ cần tham khảo đối chiếu thêm các tài liệu quốc tế. Cách viết thuật ngữ như nêu trên đây sẽ tiện cho bạn đọc kh i muốn tra cứu tài liệu quốc tế, nhằm mở rộng kiến thức cần thiết về Địa học. Trong quá trình biên soạn sách tác giả nhận được sự động viên, khuyến khích của bạn bè, đồng nghiệp ở nhiều cơ quan nghiên cứu và Trường Đại học, nhất là đồng nghiệp ở Khoa Địa chất (Trường Đại học Khoa học Tự nhiên, Đại học Quốc gia Hà Nội). Phần lớn hình vẽ do các bạn đồng nghiệp Trần Đăng Quy, Nguyễn Văn Vượng, Mai Thúy Phượng và Nguyễn Đình Nguyên (Khoa Địa chất, Trường ĐHKHTN) và Nguyễn Đức Phong (Viện Nghiên cứu Khoa học Địa chất & Khoáng sản) thực hiện trên máy tính theo maket của bản thảo, số khác do tác giả tự thực hiện. Những hình phục dựng các dạng cá Devon của Việt Nam được GS Janvier Ph. (Viện Cổ sinh vật học. Paris) gửi cho tác giả để sử dụng trong sách này. GS Trần V ăn Trị, PGS Tạ Hòa Phương đã đọc bản thảo và góp nhiều ý kiến quý báu để hoàn thiện sách. Tác giả chân thành tỏ lòng biết ơn sự giúp đỡ và động viên của bạn bè và đồng nghiệp nêu trên. Tác giả cũng xin cảm ơn bạn đọc phê bình góp ý cho nội dung và hình th ức trình bày sách. GS Tống DuyThanh

Phần I

KHÁI NIỆM CƠ BẢN &

CÁC PHƯƠNG PHÁP

Chương 1

NGUYÊN LÝ CƠ BẢN &

PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU 1.1. CÁC NGUYÊN LÝ CƠ BẢN 1.1.1. Nguyên lý hiện tại Một trong những vấn đề quan trọng bậc nhất của khoa học địa chất là tìm được phương pháp để tìm hiểu lịch sử phát triển của vỏ Trái Đất trong quá khứ. Những tác nhân và hiện tượng hiệu hữu địa chất có quy mô rất lớn và rất đa dạng, phức tạp không thể phân tích trực tiếp chúng trong phòng thí nghiệm như đối với các hiện tượng vật lý, hoá h ọc. Nhà địa chất chỉ có thể làm những thực nghiệm để minh họa một số hiện tượng đã xẩy ra của Địa chất học, còn việc tìm ra những quy luật phát triển của vỏ Trái Đất thì không thể làm thí nghiệm trong các phòng nghiên cứu. Trong giai đoạn phôi thai của Đị a chất học các nhà địa chất chỉ mới tiến h ành công việc mô ả các hiện tượng mà chưa giải thích được chúng do chưa tìm được những phương pháp hữu t hiệu. Trong thế kỷ 18 và đầu thế kỷ 19 do chịu ảnh hưởng thuyết biến hoạ của G. Cuvier (1769 1832) nên các hiện tượng địa chất được quan niệm là đã xuất hiện một cách ngẫu nhiên. Theo thuyết biến hoạ thì các hiện tượng, các sự kiện khổng lồ của thiên nhiên, trong sinh giới và trong địa chất, đã dường như chịu sự chi phối của những lực siêu phàm ngoài tri thức củ a loài người. Những sự kiện địa chất đã xẩy ra một cách tức thời như những tai biến khác hẳn với những sự kiện đang diễn ra hiện nay. Thuyết của G. Cuvier đã có ảnh hưởng đặc biệt lớn trong việc giải thích những hiện tượng biến đổi của sinh giới trong quá khứ xa xôi của địa chất, cứ sau những sự kiện mang tính chất biến hoạ thì thế giới sinh vật bị tiêu diệt rồi sau đó một thế giới mới lại được sinh ra do một lực siêu phàm. Mặc dù G. Cuvier là người có công rất lớn trong tự nhiên học của cuối thế kỷ 18 và đầu thế kỷ 19, nhưng thuyết biến hoạ do ông đề xướng và các học trò của ông kế tục đã có tác dụng kìm hãm sự phát triển của khoa học tự nhiên lúc bấy giờ. Nhà địa chất học người Anh, Ch. Lyell (1797 - 1875) đã có cống hiến nổi bật trong việc thúc đẩy sự phá t triển của Địa chất học nói riêng và Tự nhiên học nói chung. Trong tác phẩm “Nguyên lý Địa chất học” (Principles of Geology) ông đã đề xuất thuyết hiện tại hay hiện tại luận (actualism) để giải thích các hiện tượng địa chất đã và đang xẩy ra trên Trái Đất. Theo đó, các hiện tượng tự nhiên hiện nay đang diễn ra một cách chậm chạp và dần dần, từng bước gây biến đổi bộ mặt của Trái Đất, thì trong quá khứ cũng chính những hiện tượng như thế đã gây ra những biến đổi lớn lao của vỏ Trái Đất . Hiện nay hàng ngày hàng giờ nhiều hiện tượng vẫn đang diễn ra một cách chậm chạp như sự bào mòn, bồi đắp của sông, suối; sự lún chìm chậm chạp của vùng đất, sự di chuyển chậm của bờ biển, của lục địa mà mắt thường khó trông thấy v.v… Trong quá khứ lâu dài chính những hiện tượng như vậy lại đã làm thay đổi bộ mặt của Trái Đất. 5

Sự ra đời của hiện tại luận đã có ý nghĩa thúc đẩy rất lớn đối với sự phát triển của Địa chất học nói riêng và Tự nhiên học nói chung. Vào giữa thế kỷ 19 đã diễn ra cuộc đấu tranh gay gắt của hiện tai luận nhằm loại bỏ thuyết biến họa. Chính F. Enghen đã đánh giá rất cao vai trò của hiện tại luận của Ch. Lyell. Trong “Phép biện chứng của tự nhiên” F. Enghen viết “Ch. Lyell là người đầu tiên đưa lẽ phải vào khoa học địa chất bằng cách thay thế những sự đột biến tuỳ hứng do Chúa tạo nên bằng sự tác động từng bước của những biến đổi chậm chạp của Trái Đất”. Tuy là tác giả của một luận thuyết tiến bộ, nhưng Ch. Lyell lại đã nhấn mạnh về sự đồng nhất giữa các hiện tượng hiện tại đang diễn ra với những hiện tượng xẩy ra trong quá khứ và coi mọi biến cố trong quá khứ địa chất cũng chỉ do những tác nhân chậm chạp như hiện nay gây nên. Chính ở đây đã chứa đựng sự hạn chế trong lập luận của Ch. Lyell, ông chỉ thấy sự biến đổi từ từ về lượng mà chưa nhận thấy những biến đổi đột biến, những biến đổi về chất của tự nhiên. F. Enghen cũng đã vạch rõ những thiếu sót trong lập luận của Ch. Lyell rằng “khuyết điểm trong quan niệm của Ch. Lyell - ít nhất là dưới hình thức ban đầu – là ở chỗ ông đã quan niệm rằng những lực lượng tác động trên Trái Đất không biến đổi, về chất cũng như v ề lượng”. Hiện tại luận có ý nghĩa rất lớn trong Địa sử và trong Địa chất học nói chung, với hiện tại luận nhà địa chất đã có một vũ khí sắc bén để xác định các hiện tượng, các sự kiện địa chất trong quá khứ. Sự hình thành các tầng đá trầm tích đang diễn ra ngày nay ở các môi trường khác nhau, và ở mỗi môi trường các tầng đá có những đặc tính khác nhau tùy thuộc vào điều kiện môi trường thành tạo chúng. Trong quá khứ địa chất chúng cũng được thành tạ o như vậy, việc phân tích tướng đá của các thể trầm tích của các thời kỳ địa chất được dựa trên cơ sở phân tích các điều kiện đang diễn ra trong các bồn trầm tích hiện tại.

1.1.2. Các nguyên lý cơ bản khác của Địa tầng học Nhiệm vụ quan trọng đầu tiên của cả Địa sử và Địa tầng học là phải xác định được tuổi của các tầng đá, của các sự kiện địa chất, do đó các nguyên lý cơ bản của Địa tầng học cũng có vai trò hết sức quan trọng đối với Địa sử, điều này cũng phản ảnh mối quan hệ chặt chẽ giữa Địa sử và Địa tầng học. Ngày nay tuy phương pháp xác định tuổi tuyệt đối của các đá trên cơ sở phân tích đồng vị phóng xạ ngày càng được áp dụng rộng rãi, nhưng phương pháp xác định tuổi tương đối của đá vẫn là phương pháp chủ đạo trong Địa tầng học và trong Địa sử. Những nguyên lý cơ bản được trình bày dưới đây là cơ sở cho việc xác định tu ổi tương đối của các tầng đá. Những nguyên lý này rất đơn giản và ngày nay mọi người đều coi chúng như là điều hiển nhiên nhưng chính những nguyên lý này là cơ sở để lý giải các sự kiện của lịch sử địa chất. - Nguyên lý về tính liên tục – Các lớp khi mới hình thành đều nằm ngang và có sự liên tục hình học nhất định, trước hết là ở vùng yên tĩnh của bồn trầm tích biển. - Nguyên lý về tính kế tục – Lớp thành tạo sau phủ trên lớp thành tạo trước, và ngược lại. - Nguyên lý về sự đồng thời của hoá thạch giống nhau – Các lớp đá chứa những tập hợp hoá thạch giống nhau thì có cùng tuổi như nhau. Hoá thạch kế tiếp nhau theo trật tự nhất định. Nhà tự nhiên học Đan Mạch Nicolas Steno (1638 -1686) là người phát biểu những khái niệm ban đầu về các nguyên lý trên đây nhờ quan sát hệ quả lũ lụt ở gần Florence (Italia). Steno N. quan sát thấy trong quá trình lũ lụt các dòng suối tràn ngập các cánh đồng và hình thành lớp trầm 6

tích mới phủ trên lớp trầm tích có trước đó. Như vậy, nếu không bị đảo lộn thì trong dãy các lớp đá trầm tích lớp già nhất nằm dưới đáy và lớp trẻ nhất nằm ở đỉnh. Đó là nguyên lý về tính kế tục làm cơ sở cho việc xác định tuổi tương đối của đá và hoá thạch chứa trong đá . Do chịu ảnh hưởng của trọng lực nên các hạt trầm tích khi lắng đọng đều theo các lớp nằm ngang; đây chính là cơ sở của nguyên lý nằm ngang nguyên thủy . Vì vậy, dạng nằm nghiêng của các lớp đá trầm tích đều chỉ xẩy ra trong quá trình thành đá về sau. Nguyên lý thứ ba của Steno cũng mang tính chất của sự liên tục theo chiều ngang – các lớp trầm tích phân bố rộng về mọi phía cho đến khi nó bị mỏng đi và vát đi hoặc kết thúc ở rìa bồn trầm tích. Từ đó có thể thấy thành phần đá và hoá thạch trong phạm vi phân bố của mộ t lớp đều giống nhau. Áp dụng các nguyên lý cơ bản vừa nêu trên, nhà địa chất có thể giải quyết nhiều vấn đề ngay trong quá trình công tác ngoài thực địa, nhất là khi các mặt cắt địa chất không chịu những biến động phức tạp. Tuy nhiên, do những chuyển độn g phức tạp của vỏ Trái Đất nên trạng thái ban đầu và mối quan hệ nguyên thuỷ của các lớp đá thường bị biến đổi. Để tránh những sai lạc và ngộ nhận về quan hệ địa tầng trong các mặt cắt phức tạp, khi áp dụng những nguyên lý cơ bản trên đây nhà địa chất cần phải tính đến những biến đổi về trạng thái và mối quan hệ giữa các tầng các lớp đá, chú ý phân tích các dữ liệu khác phản ánh những biến động của cấu trúc địa chất đang được nghiên cứu. Những nguyên lý cơ bản trên đây còn có tầm quan trọng là cho nhà địa c hất những khái niệm cơ bản để lý giải các vấn đề về địa tầng nói chung.

1.2. XÁC ĐỊNH TUỔI TƯƠNG ĐỐI CỦA ĐÁ 1.2.1. Khái niệm chung Là một bộ phận quan trọng của khoa học địa chất lịch sử, Địa tầng học có hai nhiệm vụ cơ bản là phân chia và liên hệ - so sánh các mặt cắt địa tầng, hai nhiệm vụ này có quan hệ mật thiết với nhau và chính là hai bước của một quá trình nghiên cứu nhằm xác định tuổi tương đối của đá. Phân chia địa tầng là công tác nghiên cứu, mô ả tỉ mỉ các đặc tính của các lớp, các tầng đá và vị t trí, quan hệ của chúng trong các mặt cắt địa tầng, xác lập trình tự sắp xếp các tầng, các lớp trong mặt cắt. Từ đó phân chia các lớp trong mặt cắt thành những phân vị thích hợp nhằm phản ảnh tiến trìn h lịch sử thành tạo chúng trong địa phương có mặt cắt địa chất được nghiên cứu. Liên hệ - so sánh địa tầng là đối chiếu trình tự Hình 1.1. Sơ đồ đối sánh hai mặt cắt địa chất A - B địa tầng của các mặt cắt khác nhau để lập mối quan hệ về tuổi địa tầng của các lớp ở các mặt cắt khác nhau đó. Thí dụ chúng có hai mặt cắt địa tầng A và B ở hai nơi khác nhau đã được nghiên cứu phân chia tỉ mỉ. Việc liên hệ - so sánh hai mặt cắt A và B giúp chúng ta đánh giá quan hệ tương đối về tuổi giữa các lớp ở hai mặt cắt đó (H.1.1.). Công tác phân chia và liên hệ so sánh đ ịa tầng chỉ có thể tiến hành tốt khi khoa học địa tầng tìm được những phương pháp có cơ sở khoa học. Qua quá trình phát triển, đến nay khoa học địa chất đã xây dựng được nhiều phương pháp, nhưng tùy theo vai trò thực tiễn của các 7

phương pháp đó người ta có thể xếp vào hai nhóm: nhóm phương pháp không cổ sinh học và nhóm cổ sinh học (sinh địa tầng).

1.2.2. Phương pháp phân tích mặt cắt địa tầng (H.1.2) Phương pháp địa tầng là một phương pháp cổ điển và đơn giản, cơ sở khoa học của phương pháp là nguyên lý kế tục ta đã nêu ở trên. Trong một mặt cắt, các lớp nằm dưới già hơn những lớp nằm trên và ngược lại. Phương pháp được áp dụng rộng rãi trong quá trình nghiên cứu của nhà địa chất ngay ngoài thực địa. Thí dụ, ở một vết lộ địa chất Hình 1.2. Quan hệ các lớp trong một mặt cắt địa chất bình (H.1.2) ta gặp các lớp đá từ dưới lên trên thường các lớp trẻ dần từ dưới lên trên (từ lớ p 1 đến lớp 10) được đánh số từ 1 đến 10, trong trường hợp đơn giản này các lớp mang số càng lớn càng nằm trên và càng trẻ hơn. Việc áp dụng phương pháp này rất đơn giản và thuận tiện đối với các lớp nằm ngang hoặc gần như nằm ngang, ở những nơi có cấu trúc địa tầng không phức tạp. Cần phải chú ý trường hợp có thể xẩy ra tình trạng ngược lại, những lớp nằm dưới lại trẻ hơn những tầng, những lớp nằm trên, đó l à trường hợp có cấu tạo đảo ngược (H.1.3). Thí dụ trên hình 1.3 chúng ta có mặt cắt địa chất (hình b), trong mặt cắt này nếu xem xét một cách hời hợt chúng ta sẽ dễ dàng kết luận các lớp đánh số càng lớn càng trẻ vì dường như chúng có lần lượt lớp này phủ lên lớp kia. Nghiên cứu kỹ thành phần của các lớp, vị trí của chúng trong nếp uốn chúng ta sẽ xác lập được vị trí địa tầng thực của các lớp.

(a)

(b)

Hình 1.3. Quan hệ các lớp trong một mặt cắt có cấu tạo bị đảo lộn. Bên trái là cột địa tầng phản ánh trình tự địa tầng của các lớp

Các lớp từ 1 đến 8 của mặt cắt được thể hiện trên cột địa tầng ở bên cạnh (hình a). Các lớp 9, 10, 11, 12, 13, 14 tương ứng với các lớp 7, 6, 5, 4, 3, 2, còn lớp 15, 16 lại tương ứng với lớp 13, 12 tức là ứng với lớp 3 và 4 trên cột địa tầng. Một trường hợp khác có thể gây ra sự nhầm lẫn của nhà địa chất trẻ là khi xem xét tuổi của trầm tích ở các thềm. Trong trường hợp này trầm tích của bậc thềm trẻ lại nằm dưới 8

theo vị trí không gian bề cao so với các trầm tích già hơn. Trong cách đánh số các bậc thềm người ta ghi từ nhỏ đến lớn bắt đầu từ bậc thềm trẻ nhất và như vậy bậc thềm ở vị trí không gian thấp nhất được đán h số bé nhất, trong khi đó ở địa tầng học các lớp già nhất, thấp nhất sẽ được đánh số bé nhất (H.1.4).

Hình 1.4. Vị trí không gian của các bậc thềm và quan hệ tuổi tương đối của chúng.Thềm bậc II già hơn được đánh số lớn hơn, thềm bậc I trẻ hơn được đánh số bé hơn và có vị trí không gian thấp hơn (Gorchkov G. & Yakouchova A. 1967).

1.2.3. Phương pháp khoáng thạch Cơ sở của phương pháp khoáng thạch dựa vào thành phần khoáng thạch của các lớp, đồng thời dựa vào nguyên lý liên tục đã phát biểu ở trên. Từ đó có thể suy ra rằng ở các mặt cắt khác nhau, các lớp có cùng một thành phần thạch học giống nhau là những lớp cùng tuổi. Khi tiến hành nghiên cứu các mặt cắt địa chất ngoài thực địa, nhất là trong công tác lập bản đồ địa chất ở phạm vi một tờ bản đồ nào đó ta theo dõi sự biến đổi thành phần thạch học qua các lớp ở một mặt cắt, sau đó so sánh và đối chiếu với các mặt cắt khác ta có thể xác định diện phân bố của các tầng các lớp đá. Thành phần thạch học của lớp đá phản ánh những điều kiện địa lý tự nhiên trong quá trình thành tạo lớp như điều kiện môi trường, dòng chảy, kiến tạo, khí hậu, sinh hoá v.v... Trong một phạm vi không gian và thời gian không lớn, cá c điều kiện địa lý tự nhiên không thay đổi thì thành phần đá được tạo thành cũng không thay đổi. Chúng ta có thể lấy ví dụ khi xem xét trầm tích Trias trong vùng (H.1.5). Tại địa điểm X ta có một tập đá trầm tích gồm các lớp từ 1 đến 7 với thành phần 1- cát kết, 2- bột kết, 3- đá phiến, 4- đá vôi, 5- sét vôi, 6- đá phiến silic, 7- đá phiến sét. Tại địa điểm Y ta phát hiện một tập trầm tích gồm 8 lớp đánh số từ a đến g, trong đó lớp a - cát kết dạng quarzit, b- cát kết giống với lớp 1 địa điểm X và sau đó lần lượt các lớp c, b, d, e, f, g, h tương ứng với 2, 3, 4, 5, 6, 7. (H.1.5). Ở địa điểm Z thành phần tập trầm tích gồm 8 lớp được đánh số từ 1’ đến 8’ trong đó thành phần các lớp từ 1’ đến 7’ hoàn toàn tương ứng với các lớp từ 1 đến 7 của mặt cắt ở địa điểm X; như vậy một cách logic thì lớp 8’ phải tương ứng với một lớp nằm sát kề trên lớp 7 của mặt cắt X nhưng vì một lý do nào đó đã bị mất hoặc không lộ. Qua so sánh thành phần thạch học, liên hệ với nguyên lý về tính kế tục ta có thể kết luận trầm tích Trias trong tờ bản đồ có lớp cát kết dạng quarzit là già nhất và sau đó là bộ ba các lớp tương ứng cùng độ tuổi già đến trẻ là 1 - 1’ - b , 2- 2’ - c, lớp trẻ Hình 1.5. Đối sánh các mặt cắt trong một vùng theo thành trong toàn bộ vùng là lớp 8’ nhất phần đá của các lớp 9

trong địa điểm Z mặc dầu ở các địa điểm khác chưa phát hiện. Phương pháp so sánh thành phần thạch học của các mặt cắt vừa nêu trên sẽ có hiệu quả hơn nếu như trong mặt cắt chuẩn (ở điểm X trong ví dụ) các lớp được xác định tuổi theo các dạng hoá thạch chứa trong đó. Trong trường hợp này tuổi của các lớp Y và Z cũng sẽ đượ c xác định. Phương pháp tuy đơn giản và có ý nghĩa áp dụng lớn nhưng thành phần trầm tíc h có thể thay đổi trên diện phân bố , nhất là trong các khu vực Hình 1.6. Phân chia các tập trong mặt cắt dựa vào thành phần đá và khoáng vật. a) trầm tích lục địa. Vì thế việc áp dụng phương Tập chứa zircon. b) Tập chứa granat-zircon. pháp này thường chỉ được sử dụng trong một c) Tập chứa epidot. d) Tập chứa granat. phạm vi diện tích giới hạn, có chế độ kiến tạo đồng nhất và luôn luôn phải tìm cách bổ sung kết quả nghi ên cứu bằng phương pháp khác. Phương pháp phân tích khoáng vật được áp dụng để so sánh tuổi tương đối của các lớp đá chứa chúng, phương pháp này được áp dụng nhiều trong việc nghiên cứu các tầng câm, nhất là trầm tích lục địa. Ví dụ trong mặt cắt địa chất mới nhìn có thành phần đá khá đồng nhất, nhưng bằng cách sưu tập mẫu theo mặt cắt và phân tích tỉ mỉ trong phòng thí nghiệm ta có thể chia mặt cắt thành nhiều tập dựa vào các tổ hợp khoáng vật khác nhau chứa trong các phần khác nhau của mặt cắt (H.1.6.) sa u đó chúng ta có thể tiến hành so sánh và đối chiếu các tập ở các mặt cắt khác nhau dựa vào các tổ hợp khoáng vật giống nhau. Cơ sở của sự so sánh này là mỗi tổ hợp khoáng vật chứa trong đá trầm tích đã được hình thành trong những thời gian nhất định, tron g hoàn cảnh địa lý tự nhiên xác định của khu vực. Do đó, sự giống nhau của tổ hợp khoáng vật trong các lớp trầm tích ở cùng một khu vực chứng tỏ các lớp này đã được tạo thành trong cùng thời gian (H.1.6.). 1.2.4. Phương pháp phân tích chuyển động kiến tạo Phương pháp phân tích chuyển động kiến tạo để phân chia và so sánh địa tầng xuất hiện vào ảng giữa hai thế kỷ 19 và 20. Cơ sở của phương pháp là dựa vào tính chất của các pha hoạt kho động kiến tạo phổ biến trên một phạm vi khá rộng lớn và ít nhiều mang tính chất chu kỳ. Những pha hoạt động đó để lại dấu ấn trong các loạt đá trầm tích như hiện tượng gián đoạn địa tầng, bất chỉnh hợp góc, sự thay đổi và sự đồng nhất về thành phần đá của các loại trầm tích. Dựa vào việc phân tích các chuyển động kiến tạo ngườ i ta đã thành công trong việc phân định các loạt đá và so sánh đối chiếu chúng với nhau giữa các vùng khác nhau. Nhiều loại trầm tích Tiền Cambri đã được phân định theo phương pháp này, vì trong đó hầu như không thể dùng phương pháp cổ sinh được. Nhiều trư ờng hợp các loại trầm tích đã được phân chia theo phương pháp này, sau đó phát hiện được hoá thạch, kết quả nghiên cứu, phân chia địa tầng bằng phương pháp hoá thạch hoàn toàn trùng hợp với kết quả khi áp dụng phương pháp phân tích kiến tạo. Những biến đổi về chế độ kiến tạo tất nhiên sẽ làm thay đổi điều kiện địa lý tự nhiên của môi trường sống, từ đó sẽ kéo theo sự biến đổi của thế giới sinh vật.

Người ta đã phân chia và so sánh đối chiếu địa tầng ở những địa điểm khác nhau trong một khu vực dựa vào gián đoạn địa tầng. Các trầm tích bị giới hạn b ởi các gián đoạn địa tầng giống nhau là cùng tuổi. Ta có thể lấy trường hợp hệ tầng Đồng Đăng tuổi Permi muộn làm ví dụ. Ở mặt cắt chuẩn tại vùng Đồng Đăng (Lạng Sơn), hệ tầng Đồng Đăng gồm đá vôi chứa vỉa bauxit c ông nghiệp, nằm không chỉnh hợp trên đá vôi Permi giữa. Hệ tầng Đồng Đăng lại bị trầm tích lục nguyên tuổi Trias sớm phủ không chỉnh hợp ở phía trên. Như vậy ta thấy rõ hệ tầng Đồng Đăng bị giới hạn bởi hai mặt bất chính hợp, đánh dấu hai pha chuyển động c ủa vỏ Trái Đất, lần đầu vào cuối Permi giữa, lần sau vào ranh giới giữa Permi và Trias. Tại Hà Giang chúng ta không gặp vỉa bauxit nhưng cũng xác định được thành phần của hệ tầng Đồng Đăng tuổi Permi muộn ở đây. Đó là đá vôi chứa vỉa mỏng than đá, nằm khôn g chỉnh hợp trên đá vôi tuổi Permi giữa và bị đá phiến của hệ tầng Sông Hiến (tuổi Trias sớm) phủ không chỉnh hợp ở trên. Người ta cũng căn cứ vào tính chất liên tục (không gián đoạn) của địa tầng cũng như sự giống nhau về trình tự phân lớp của các mặt cắt địa tầng để so sánh định tuổi tương đối của địa tầng v.v... Cần phải chú ý rằng việc ứng dụng phương pháp phân tích chuyển động kiến tạo để định tuổi và so sánh địa tầng đòi hỏi nhà địa chất phải tiến hành quan sát rất cẩn thận, cần phải chú ý đến nhiều hiện tượng, nhiều tác nhân địa chất khác có thể làm thay đổi trạng thái ban đầu của vị trí các địa tầng. Ta có thể lấy một ví dụ sau đây để minh hoạ những sai lệch kiểu như vậy. Trầm tích Devon trung ở những mặt cắt đầy đủ của khu Đông Bắc Việt Nam có hệ tầng đá vôi tuổi Emsi – Givet. Hệ tầng đá vôi này nằm phủ chỉnh hợp trên hệ tầng trầm tích cát kết - đá phiến tuổi Devon sớm và bị trầm tích Devon thượng phủ chỉnh hợp ở trên. Nếu như chúng ta không lưu ý đến các hiện tượng khác thì dễ dàng mắc sai lệch khi kết luận tuổi Emsi - Givet cho tất cả các trầm tích vôi có vị trí giới hạn địa tầng tư ơng tự như trên. Thực tế có nhiều nơi trong một số mặt cắt địa chất đã vắng mặt trầm tích carbonat tuổi Emsi - Eifel và đá vôi chỉ có tuổi Givet như ở vùng Tràng Kênh (Hải Phòng), Kinh Môn (Hải Dương) . Phương pháp phân tích kiến tạo có ý nghĩa trong công tác địa tầng; tuy vậy cũng cần nêu lên rằng đã có khuynh hướng coi phương pháp này có vai trò toàn năng để giải quyết các vấn đề địa tầng và có thể thay thế các phương pháp cổ sinh. Thí dụ nhà địa chất người Mỹ A. Grabau, đã nhiều năm làm việc ở Trung Quốc, đề ra giả thuyết mạch động trong sự phát triển kiến tạo. Theo ông có những chuyển động thẳng đứng dưới đại dương, đó là những chuyển

Hình 1.7. Sơ đồ phân chia niên biểu địa tầng Paleozoi theo Grabau. Mỗi đỉnh nhọn hoặc chùm đỉnh nhọn ứng với một kỳ chuyển động mạch động lớn và do đó Grabau phân định như một hệ. Những khoảng chấm điểm ứng với kỳ biển lùi.

động mạch động hay chuyển động nhịp nhàng ở đại dương của thế giới , từ đó tạo nên hiện tượng nâng hoặc hạ của mực nước ở các dại dương trên toàn bộ các lục địa. Chuyển động nhịp nhàng của mực nước ở các đại dương gây nên các đợt biển tiến và biển lùi xen nhau, quá trình trầm tích cũng diễn ra như vậy và có tính chất toàn cầu. Trên cơ sở luận thuyết đó A. Grabau đưa ra thang địa tầng của Paleozoi, trong đó mỗi hệ gồm hai hoặc ba thống – thống đầu ứng với tướng biển tiến và thống cuối – tướng biển lùi, các thống đó ứng với mỗi lần chuyển động kiểu mạch động (H.1.7). Nếu theo cách phân chia của Grabau thì số lượng các hệ của Paleozoi gần gấp đôi số các hệ hiện biết. Cách phân chia như vậy rõ ràng là không hợp lý và không được đa số các nhà địa chất thừa nhận. Các chuyển động kiến tạo có mức độ khác nhau, có những chuyển động lớn mang tính chất toàn cầu, nhưng ngay những chuyển động được coi là có tính chất toàn cầu như các chuyển động tạo núi Caledoni, Hercyni v.v... cũng không phải đã diễn ra đồng đều ở mọi nơi, vì vậy không thể coi phương pháp kiến tạo mang tính chất toàn nă ng được.

1.2.5. Phương pháp phân tích chu kỳ trầm tích Về bản chất phương pháp này rất gần gũi với phương pháp phân tích kiến tạo. Lịch sử hình thành các thành tạo trầm tích có thể coi như lịch sử thay đổi các chu kỳ trầm tích được phân cách nhau bằng các gián đoạn trong quá trình tích đọng trầm tích. Nhà địa tầng học Pháp M. Gignoux (Ginhu) là một trong số những người chủ trương của phương pháp này. Ông coi mỗi loạt trầm tích biển trong một khu vực nhất định được giới hạn bởi hai kì biển tiến và biển lùi. Bắt đầu là trầm tích cạn ven bờ, thường là cuội kết cơ sở khi bắt đầu biển tiến, sau đó là trầm tích biển sâu hơn rồi đến trầm tích ứng với biển tiến cực đại, tiếp đến lại là trầm tích biển ven bờ ứng với điều kiện biển lùi. Trong lúc ở trung tâm khu biển có thể là tướng đá đồng loạt có bề dày lớn, không có gián đoạn thì ở vùng gần bờ đã chịu ảnh hưởng của nhiều lần biển lùi và biển tiến. Theo những gián đoạn trầm tích, sự biến đổi tướng đá và sự phong phú hoá thạch trong đá vùng gần bờ này ta có thể phân chia các chu kỳ trầm tích và chính nhiều bậc trong thang địa tầng đã được phân chia hoàn toàn ứng với các chu kỳ vừa nêu, M. Gignoux đã gọi đó là bậc cổ địa lý. Tuy quan niệm của Gignoux khá gần gũi với quan niệm của Grabau đã nói đến ở trên , nhưng Gignoux không coi tất cả chuyển động biển lùi và biển tiến đều diễn ra đồng thời có tính toàn cầu. Phương pháp phân tích chu kỳ trầm tích được áp dụng tốt đối với việc nghiên cứu các thành hệ chứa than. Trầm tích chứa than kiểu paralit cũng gồm nhiều nhịp, mỗi nhị p có vỉa hoặc nhóm vỉa mà dưới nó là yếu tố trầm tích lục địa còn trên nó là yếu tố trầm tích biển. Mỗi nhịp như vậy ứng với một chu kỳ trầm tích phản ánh chuyển động nhịp nhàng của vỏ Trái Đất trong quá trình thành tạo trầm tích. Có thể căn cứ vào tính chất này để so sánh đối chiếu với các cột địa tầng của trầm tích chứa than trong cùng một vùng của các bể than paralit. Trong các thành hệ flysh những yếu tố của mỗi nhịp gồm các lớp thô và mịn, các nhịp cứ lặp đi lặp lại nhiều lần hình thành một bề dày trầm tích lớn.

1.2.6. Các phương pháp địa vật lý Cơ sở của những phương pháp địa vật lý là dùng các đặc tính vật lý của đá để đối chiếu các lớp đá với nhau. Những đá của cùng một lớp có thành phần giống nhau nên có tính chất vật lý giống nhau như tính dẫn điện , từ tính, tính phản xạ sóng địa chấn v.v... Như vậy phương pháp 12

địa vật lý cũng như các phương pháp xét ở trên vẫn là dựa trên nền tảng các nguyên lý cơ bản của địa tầng học. Đáng chú ý nhất trong phương pháp địa vật lý là phương pháp carota, phương pháp cổ từ và phương pháp địa chấn. Việc sử dụng chất đồng vị phóng xạ để định tuổi tuyệt đối của đá cũng là một phương pháp địa vật lý, nhưng vì vai trò quan trọng của phương pháp này nên sẽ được đề cập đến trong một đề mục riêng.  Phương pháp carota (carottage)

Hình 1.8. Sơ đồ đối sánh mặt cắt bằng phương pháp carota. Các tập 1, 2, 3, 4 có thành phần đá và bề dày khác nhau. a) Cột địa tầng theo lỗ khoan số 1. b) Biểu đồ carota theo lỗ khoan số 1 và c) theo lỗ khoan số 2.

Phương pháp carota ngày nay được sử dụng khá rộng rãi do công tác khoan thăm dò dầu khí đang triển khai mạnh mẽ. Carota chính là việc nghiên cứu, so sánh mặt cắt địa chất của các lỗ khoan bằng cách đo tính chất vật lý của đá, do đó có carota điện, ca rota từ và carota gamma v.v... Phổ biến hơn cả trong công tác so sánh địa tầng là carota điện, trong phương pháp này ta đo và ghi lại biểu đồ carota của lỗ khoan, trên đó thể hiện mức độ điện trở của đá trong lỗ khoan (H.1.8.). Các đỉnh nhọn ứng với đá có điệ n trở cao, còn các phần lõm (yên) ứng với đá có điện trở thấp. Ví dụ các đá chặt xít như đá vôi, cát kết dạng quarzit có điện trở tới 1000 Ôm, trong khi đó đá sét chỉ 10 - 30 Ôm. Thường trong mỗi khu vực người ta cần có lỗ khoan chuẩn áp dụng tổ hợp với phương pháp để nắm được sự tương ứng giữa thành phần thạch học của các lớp đá trong lỗ khoan với biểu đồ carota. Sau đó, có thể so sánh biểu đồ carota điện ở các lỗ khoan khác với biểu đồ của lỗ khoan chuẩn để phân chia địa tầng của vùng mà không cần chờ kết quả phân tích trực tiếp các đá lõi khoan (H.1.8.).  Phương pháp cổ từ Cơ sở khoa học của phương pháp cổ từ dựa vào sự thay đổi có tính chu kỳ của địa từ và nghiên cứu cổ từ chính là nghiên cứu từ dư trong các đá ghi lại hướng của địa từ cực vào lúc mà đá được thành tạo. Trái Đất được coi như một thanh nam châm khổng lồ có các từ cực chính gần trùng hợp với địa cực địa lý. Những khoáng vật sắt có từ tính trong quá trình thành tạo đá được định hướng theo tác dụng của địa từ. Về sau nếu đá không bị nung nóng trên điểm Curie ( nhiệt độ mà khoáng vật sắt bị từ hoá) thì sự định hướng đó không bị xê dịch, biến đổi ngay cả trong quá trình thành đá và trong quá trình uốn nếp của các lớp. Đặc điểm của từ tính được bảo tồn như vậy gọi là từ dư. Đối với đá magma, khi magma bị nguội, khoáng vật sắt mang từ tính cũng được định vị cả về cường độ và hướng của từ tính theo từ trường của Trái Đất. Như vậy dung nham cổ sẽ cho ta dữ liệu được ghi lại về định hướng và cường độ của từ trường Trái Đất vào thời điểm mà dung nham bị nguội. Từ những thông số về cổ từ đo được trong đá của mặt cắt địa chất chúng ta có thể so sánh các mặt cắt khác nhau để liên hệ các lớp, các tập đá với nhau. Hiện tượng đảo địa từ cực và ý nghĩa của nó . Trong những thập kỷ giữa thế kỷ 20 đã phát hiện được hiện tượng xen kẽ các đới từ bình thườn g và các đới đảo từ trong các dãy địa tầng của các đá phun trào và trầm tích. Chúng ta coi từ trường hiện tại của Trái Đất là bình thường, tức là 13

các từ cực bắc nam gần trùng với các địa cực địa lý bắc và nam. Nhưng trong nhiều thời kỳ trong quá khứ địa ch ất từ cực bắc và nam của Trái Đất được ghi lại trong đá lại bị đảo ngược. Hiện tượng đảo từ đã được phát hiện nhờ xác định sự định hướng của từ dư trong dung nham trên lục địa. Sự đảo từ cũng lại được phát hiện trong đá basalt biển và trong đá trầm tích bi ển sâu. Hiện tượng đảo từ cực gần đây nhất được ghi lại trong đá có tuổi cách đây 20 000 năm. Người ta gọi gian cách địa từ cực là thời gian của hiện tượng từ trường bình thường (hoặc đảo từ). Có hai loại gian cách từ cực với thời gian khác nhau, đó là thờ i từ (106 – 107 năm), thời từ có thể gồm nhiều phân thời từ (105 - 106 năm), trong đó có thể là ưu trội của đảo từ hoặc từ bình thường, hoặc hỗn hợp đảo từ và từ bình thường. Kết quả nghiên cứu các đá phun trào và đá trầm tích biển sâu đã cho ta thành lập thang thời địa từ trình bày trên hình 1.9. Gian cách từ cực khá ngắn (khoảng 50 nghìn năm) không thể xác định bằng phương pháp đồng vị đối với các đá phun trào nhưng có thể xác định được trong các đá trầm tích biển sâu vì chúng đã ghi lại được một cách gần liên tục lịch sử địa từ của 200 triệu năm qua ( H.1.9.). Nguyên nhân của hiện tượng đảo từ cho đến nay vẫn chưa rõ nhưng cứ liệu về chúng trong tư liệu địa chất đã được minh Kainozoi Mesozoi chứng. Điều quan trọng là các đới đảo từ và từ bình thường được ghi lại trong đá đã diễn ra đồng thời dù đá đó được thành tạo ở những vị trí địa lý khác nhau. Điều này đã giúp nhà địa chất ứng dụng để đối sánh các tầng, các lớp đá chứa những đới đảo từ và các đới từ bình thường xen kẽ nhau. Hiện tượng di chuyển cực từ . Phân tích dung nham ở tất cả các lục địa cho thấy mỗi lục địa có một loạt các từ cực riêng. Phải chăng đã có những từ cực bắc khác nhau cho mỗi lục địa? Điều này không phù hợp với lý thuyết tính toán về từ trường của Trái Đất, chính ra là từ cực được bảo tồn ở trạng thái vị trí của chúng so với cực địa lý bắc nam dù lục địa di chuyển, địa từ cực đứng nguyên còn chính các lục địa đã di chuyển. Những dữ liệu này chủ yếu phục vụ cho việc lý giải về sự di chuyển của các mảng (xem chương 4), nhưng đồng thời cũng 14

Hình 1.9. Các đới từ bình thường và đảo từ trong Mesozoi và Kainozoi

được sử dụng trong việc so sánh các thể địa tầng được thành tạo ở các vị trí địa lý khác nhau.  Phương pháp địa chấn Phương pháp địa chấn đóng vai trò quan trọng trong nghiên cứu các thể địa tầng nằm sâu dưới lòng đất mà con người không thể quan sát trực tiếp được. Phương pháp này dựa trên cơ sở phân tích sự truyền sóng với những tốc độ khác nhau tuỳ thuộc vào bản chất đá của các Hình 1.10. Nguyên tắc đo sóng phản xạ địa chấn (Ch. Pomerol). lớp mà sóng truyền qua; những R1, R2, R3: tín hiệu chỉ sự có mặt của mặt phản xạ tương ứng với gián đoạn thạch học. A: xe nguồn, B: xe thu và phân tích. loại sóng này được tạo ra do những vụ nổ hoặc chấn động cơ học trên mặt đất. Những sóng đó khi đi qua các lớp đ á sẽ bị phản xạ hoặc khúc xạ và được máy thu đặt trên bề mặt chuyển sang xung động điện (H.1.10). Thời gian giữa sự chấn động và sự phản hồi sau sự phản xạ qua một hoặc nhiều bề mặt của sự gián đoạn thạch học (gương hay mặt phản xạ) được ghi lại trên băng địa chấn. Biết tốc độ truyền sóng và thời gian truyền sóng ta suy ra độ sâu của mặt phản xạ và từ đó ta cũng biết được bề dày của mỗi tầng đá đồng nhất qua hai mặt phản xạ (ranh giới của tầng đá). Vì mỗi loại đá có tốc độ truyền sóng khác nhau, tốc độ đó có thể đo được qua thực nghiệm, từ đó đối chiếu với tư liệu đo được qua đợt tiến hành gây chấn động và đo sự truyền sóng có thể biết được đặc tính của các tầng đá dưới sâu. Những tiến bộ khoa học kỹ thuật đã cho phép áp dụng phương pháp địa chấn để ngh iên cứu những thể địa tầng nằm sâu dưới đáy biển, đặc biệt quan trọng trong nghiên cứu cấu trúc sâu của vỏ Trái Đất dưới biển để phục vụ cho nhiều mục tiêu khác nhau, nhất là việc tìm mỏ dầu khí dưới biển. Qua Hình 1.11. Mặt cắt địa chấn của một vùng đáy biển và xử lý địa tiến hành các vụ nổ và thu tầng (đơn giản hoá từ Ch. Pomerol). 1: Trầm tích Eocen và hiện tại; D: gián đoạn trước Eoc en thượng; 2a: Trầm tích Paleocen và sóng ta lập được mặ t cắt địa Eocen hạ; 2b: Trầm tích Creta thượng; std - thời gian giây kép. chấn, từ đó nhà địa chất lập được mặt cắt địa chấn địa tầng của cấu trúc sâu dưới biển (H.1.11).

1.2.7. Các phương pháp sinh địa tầng  Cơ sở khoa học của phương pháp Phương pháp sinh địa tầng là phương pháp cơ bản của địa tầng học, chính nhờ phươn g pháp này mà địa tầng học đã đạt được những thành tựu chủ yếu trong sự phát triển của khoa học này. Trong thành phần của đá trầm tích có chứa những di tích sinh vật đã hoá đá – tức hoá thạch được tích đọng đồng thời với các vật liệu trầm tích khác, vì vậy tuổi của hoá thạch cũng là tuổi của đá trầm tích chứa chúng. Một đặc tính quan trọng của sinh giới là luôn biến đổi để thích ứng với điều kiện của môi trường sống. Nhà khoa học Pháp J. B. Lamarck là người đầu tiên nêu lên một cách mạc h lạc đặc tính tiến h oá của sinh giới, nhưng người xây dựng hoàn chỉnh học thuyết tiến hoá của sinh giới là nhà khoa học người Anh Ch. Darwin. Những biến cải của sinh vật diễn ra liên tiếp trong lịch sử phát triển của sinh giới để thích ứng với hoàn cảnh môi trường thay đổi tr ong quá trình lịch sử phát triển địa chất của vỏ Trái Đất. Do đó, ứng với mỗi giai đoạn lịch sử phát triển của vỏ Trái Đất sinh giới có những nét đặc trưng riêng. Vì thế di tích hoá thạch để lại trong đá sẽ là những dẫn liệu cho việc xác định tuổi của giai đoạn phát triển đó của sinh giới và cũng chính là tuổi đá được tạo thành đồng thời. Vậy cơ sở của phương pháp sinh địa tầng hay phương pháp cổ sinh địa tầng là dựa vào tính chất biến đổi – tiến hoá của sinh giới mà di tích của chúng để lại trong đá, để ph ân chia và so sánh địa tầng. Sinh địa tầng được hình thành trên nền tảng học thuyết tiến hoá của Ch. Darwin và trong khoảng 150 năm qua nhiều nhà khoa học khác đã tích luỹ và phát triển bổ sung cho học thuyết Ch. Darwin nhờ những thành tựu nghiên cứu về Cổ sinh học. Có ý nghĩa đối với sinh địa tầng là các phát kiến của Kovalevski, Osborn và của L. Dolo. Chúng ta đặc biệt nêu lên quy luật của L. Dolo vì đó cũng là một điểm tựa chắc chắn cho khoa học về sinh địa tầng. Nghiên cứu sự tiến hoá của sinh giới L. Dolo đã phát biểu quy luật: “Sinh vật không thể quay trở lại trạng thái trước kia mà tổ tiên chúng đã có, dù trong từng bộ phận ”. Quy luật này cũng thường được gọi là “quy luật tiến hoá không quay lại”. Theo đó, các dạng sinh vật sau quá trình biến cải và di truyền để hình thành một loài mới có đặc điểm khác với tổ tiên rồi thì ở thời gian địa chất sau đó, dù hoàn cảnh địa lý tự nhiên (môi trường) có những điều kiện tương tự như hoàn cảnh mà tổ tiên chúng đã sống, chúng cũng không thể biến cải trở lại để có những đặc điểm như tổ tiên đã có. Theo quy luật này chúng ta sẽ không gặp lại trong địa tầng trẻ những dạng hoá thạch có đặc tính giống với tổ tiên chúng được bảo tồn trong các địa tầng được thành tạo trong thời gian địa chất trước kia. Đây là điều rất qu an trọng đối với địa tầng học, chúng ta sẽ không vấp phải sự sai lạc khi định tuổi địa tầng. Mỗi phân vị địa tầng có những phức hệ hoá thạch đặc trưng khác với phức hệ hoá thạch của tầng già và trẻ hơn. Tất nhiên, chúng ta phải loại trừ những dạng sinh vật gần như không thay đổi mà người ta vẫn hay gọi là “hoá thạch sống” như trường hợp con giá biển (một dạng của lớp Tay cuộn) có mặt từ Cambri đến nay mà hầu như không có biến cải gì, hoặc trường hợp của dạng bò sát Hatteria hiện sống ở New Zealand cũng hầu như không có biến cải gì so với dạng đã có từ Jura.

Chính trong công trình của Ch. Darwin ta cũng có thể thấy những ý niệm, những cơ sở khoa học đầu tiên của quy luật Dolo. “ Một nhóm đã mất đi thì không bao giờ xuất hiện lại, nghĩa là sự tồn tại của nó, nế u được duy trì, thì bao giờ cũng là liên tục ” (Nguồn gốc các loài - NXN Khoa học, 1963, tập II, tr 149). Như vậy chính Ch. Darwin cũng đã nghĩ đến sự tiến hoá không quay lại, tuy ông không phát biểu cụ thể, nh ưng ông lại đã nói rõ trường hợp ngoại lệ, chín h ông cũng đã nêu trường hợp của con giá biển (Nguồn gốc các loài, tập II, tr 150).  Quá trình hình thành khoa học sinh địa tầng Ngày nay sinh địa tầng đã trở thành một môn khoa học chiếm vai trò chủ đạo trong việc xác định tuổi tương đối của đá. Các tầng đá chỉ được xác nhận tuổi một cách chắc chắn khi được nghiên cứu đầy đủ về mặt cổ sinh trong địa tầng. Những phương pháp sinh địa tầng ngày càng được hoàn thiện và được áp dụng trong một tổ hợp các phương pháp càng làm cho các phương pháp sinh địa tầng có ý nghĩa lớn. Ra đời từ cuối thế kỷ 18, các phương pháp cổ sinh trong địa tầng học đã nhanh chóng được thừa nhận rộng rãi trong địa chất học. Những người có công đầu trong việc xây dựng các phương pháp cổ sinh trong địa tầng học là W. Smith, G. Cuvier và A. Brongniart. Trong quá trình thi công các kênh đào ở đông nam nước Anh, W. Smith (1769-1839) đã có những nhận xét ban đầu rất quan trọng như dưới đây, mà từ đó đã ra đời một khoa học mới trong Địa chất học. - Những lớp đá khác nhau chứa những tập hợp hoá thạ ch khác nhau. Từ đó trong mặt cắt đứng, những lớp gần nhau có thành phần hoá thạch tương tự nhau, còn những lớp cách xa nhau có thành phần hoá thạch rất khác nhau. - Theo mặt bằng của lớp, hoá thạch không thay đổi ngay cả khi thành phần vật chất của lớp có í t nhiều thay đổi. Như vậy là có thể theo dõi được mặt bằng phân bố của mỗi lớp qua thành phần của di tích sinh vật chứa trong đó và thành phần của hoá thạch có đặc tính xác định cho lớp. - Nếu nghiên cứu thành phần hoá thạch từ lớp này qua lớp khác trên mặt cắt đứng có thể xác lập được trình tự phân lớp ứng với trình tự thời gian thành tạo các lớp trên đáy biển. Áp dụng những nhận xét và nhận định trên đây W. Smith đã nghiên cứu sắp xếp địa tầng nước Anh và năm 1799 ông đã lập được “Thang thành tạo trầm tích ở Anh”. Đồng thời và độc lập với W. Smith, hai nhà khoa học Pháp là G. Cuvier (1769 - 1832) và A. Brongniart (1770 - 1847) đã có những nhận định và đã thành công trong việc nghiên cứu địa tầng vùng Paris. G. Cuvier là nhà động vật học lớn của Pháp, còn A. Brongniart là nhà tự nhiên học và các công trình khoa học lớn của ông gắn liền với sự cộng tác với G. Cuvier. Đi sâu hơn W. Smith về mặt sinh học, hai nhà khoa học Pháp này khi nghiên cứu trầm tích ở ngoại Paris đã có nhận xét rằng thành phần giống loài của hoá thạch chứa trong các lớp dưới cùng (những lớp này về sau được xác lập thuộc hệ Creta) khác với hoá thạch chứa trong các lớp của hệ tầng trên đó và lại càng khác với các giống loài hiện nay. Ở các lớp cao hơn, thành phần các giống tương tự như hiện n ay còn loài thì khác hẳn (về sau các lớp này được xếp vào hệ Đệ Tam). Thành phần giống loài trong những lớp trên cùng của trầm tích ở ngoại Paris hoàn toàn gần gũi các giống loài hiện nay. G. Cuvier và A. Brongniart không những chỉ dựa vào hoá thạch để phân chia địa tầng mà các ông còn dựa vào chúng để xác lập lại điều kiện sống của chúng và theo dõi sự thay đổi điều kiện biển, lục địa cổ xưa ở vùng Paris. Năm 1807 hai ông đã công bố công trình nghiên cứu về 17

địa chất của vùng Paris kèm theo bản đồ và phân c hia tuổi của đá. Qua công trình này hai ông đã xác lập lại lịch sử phát triển địa chất của vùng Paris. G. Cuvier đã có cống hiến l ớn lao cho khoa học địa chất và nhất là cổ sinh học (về động vật có xương sống) và chính G. Cuvier , A. Brongniart cùng với W. Smith đã đặt nền móng cho khoa học sinh địa tầng. Bên cạnh đó, một cống hiến rất lớn nữa của G. Cuvier trong cổ sinh học cũng như trong sinh học là ông đã xây dựng nên môn học giải phẫu học so sánh dựa theo mối quan hệ hỗ tương, thích ứng giữa các cơ quan trong cá thể sinh vật và quan hệ giữa đời sống sinh vật với môi trường. Những nhận xét c ủa G. Cuvier về sự khác nhau giữa các giống loài sinh vật trong những địa tầng khác tuổi nhau rất xác đáng, nhưng ông đã không đúng khi tìm cách giải thích hiện tượng đ ó. Ông cho rằng trong lịch sử vỏ Trái Đất đã xẩy ra nhiều biến hoạ dẫn đến sự tiêu diệt hàng loạt thành phần của sinh giới và sau đó do một lực siêu phàm mà các giống loài mới lại được sáng tạo nên. Người kế tục và là học trò của G. Cuvier là A. d’Orbigny lại đi xa hơn, trong quá trình nghiên cứu dựa vào sự biến đổi của sinh giới ông đã phân định nhiều bậc của trầm tích Jura và Creta. A. d’Orbigny đã tính ra trong lịch sử vỏ Trái Đất trải qua đến 27 lần sinh giới được tái tạo mới và sự biến mất của 27 kiểu sinh giới là do những biến động địa chất to lớn. Nguyên nhân của những biến động địa chất đó A. d’Orbigny cho là ngoài tầm hiểu biết của nhân loại. A. d’Orbigny đã có đóng góp lớn cho sự phát triển khoa sinh địa tầng, ông đã xác lập được nhiều bậc của các hệ, mỗi bậc có những loài hoặc nhóm loài đặc trưng mà cho đến nay vẫn được thừa nhận. Nhưng A. d’Orbigny cùng với người thầy của mình là G. Cuvier đã phát triển thuyết biến hoạ mà triết học duy tâm đã lấy làm chỗ dựa, coi sinh giới là công trình sáng tạo của thượng đế. Quan niệm này đã cản trở sự phát triển của khoa học về thiên nhiên. Về sau nhờ những công trình về Địa chất học và Sinh học của hai nhà khoa học lớn người Anh là Ch. Lyell (1797 - 1875) và Ch. Darwin (1809 - 1882) thuyết biến hoạ trong tự nhiên học mới bị loại bỏ. Trong công trình Nguyên lý địa chất học, Ch. Lyell đã chứng minh một cách sáng rõ hiện tại luận (actualism) do ông đề xuất. Theo đó, những hoạt động địa chất hiện nay đang diễn ra liên tục làm thay đổi dần dần bộ mặt của vỏ Trái Đấ t, thì trong quá khứ cũng chính những hoạt động tương tự đã xẩy ra trong hàng chục, hàng trăm triệu năm hay hơn nữa đã gây nên những biến đổi vô cùng lớn lao về cấu trúc vỏ Trái Đất. Như vậy không thể coi có một biến hoạ nào như G. Cuvier và A. d'Orbigny đã quan niệm mà chỉ có những biến đổi liên tục diễn ra một cách từ từ. Thiếu sót trong quan niệm của Ch. Lyell là ở chỗ ông chỉ mới nhìn thấy những biến đổi về lượng mà chưa thấy những biến đổi về chất, những đột biến. Trong cuộc đấu tranh với thuyết biến h oạ, Ch. Lyell đã chịu ảnh hưởng của nhà bác học Pháp J. B. Lamarck (1744 1829). Là người rất sớm đấu tranh quyết liệt chống lại thuyết biến hoạ, J. B. Lamarck đã kiên trì thuyết đồng dạng (uniformism). Quan điểm của Ch. Lyell ta vừa nêu trên đây chính là biểu hiện của thuyết đồng dạng trong địa chất học. Ch. Darwin trước năm 1842 và Ch. Lyell trước năm 1859 đều hưởng ứng thuyết đồng dạng của J. B. Lamarck. Năm 1858 Ch. Lyell giới thiệu học thuyết tiến hoá của Ch. Darwin và sau đó tác phẩm “Nguồn gốc các loài” của Ch. Darwin (1859) đã tạo một bước ngoặt mới trong tự nhiên học. Học thuyết tiến hoá của Ch. Darwin không những là một cuộc cách mạng trong sinh học mà cũng là cơ sở khoa học vững chắc cho sinh địa tầng học. Học thuyết tiến hoá của Ch. Darwin đã loại bỏ hẳn những lý luận về thuyết biến hoạ cũng như giải quyết được những vướng mắc do thuyết đồng dạng gây nên. Chính sự chọn lọc tự nhiên, với tính biến dị đột biến, tính di 18

truyền của sinh vật đã hình thành những loài, những dạng mới. Một mặt những loài , dạng sinh vật của thời kỳ địa chất này phải có nguồn gốc từ một số dạng nào đó của thời kỳ địa chất trước chứ không phải qua một sự sáng tạo của đấng tối cao nào; mặt khác do khả năng biến dị và di truyền của sinh giới mà các dạng tích luỹ biến dị đến mứ c độ nhất định sẽ xẩy ra đột biến, hình thành loài mới. Ch. Darwin đã chỉ ra được nguyên nhân sự vắng mặt các dạng trung gian mà trước đó được lấy làm chỗ dựa cho thuyết biến hoạ. Trước hết, do quá trình chọn lọc tự nhiên mà những dạng kém thích ứng đã khô ng thể phát triển được và phải nhường chỗ cho những dạng thích ứng. Những dạng không thích ứng không phát triển được dĩ nhiên là khó gặp được trong tự nhiên. Thứ đến, sự thiếu thốn về tư liệu địa chất, nhất là sự nghèo nàn về các bộ sưu tập hoá thạch cũng là một nguyên nhân quan trọng của sự vắng mặt của các dạng trung gian. Hiện nay cổ sinh học cũng chỉ mới nghiên cứu được một phần nhỏ thành phần của sinh giới trong các thời kỳ địa chất. Không phải các tầng đá trầm tích được tạo thành đều liên tục trong s uốt quãng thời gian địa chất dài lâu, mà giữa các tầng, các hệ thường có sự gián đoạn. Trong các tầng đá trầm tích cũng không phải toàn bộ hoặc phần lớn di tích sinh giới được bảo tồn mà chỉ một số lượng rất nhỏ di tích sinh vật ở biển được bảo tồn, di tíc h sinh vật trên cạn càng khó bảo tồn hơn. Với số lượng hoá thạch nghèo nàn, hoạt động kiến tạo, biến chất v.v.. . lại đã phá huỷ đi rất nhiều nữa. Trong số di tích còn lại thì cổ sinh học cũng chỉ nghiên cứu được một phần rất nhỏ. Từ thế kỷ 19 Ch. Darwin đã nêu rõ tình trạng trên ở chương “Về sự thiếu thốn các tư liệu địa chất” trong công trình “Nguồn gốc các loài”. Tuy nhiên, dù với sự thiếu thốn tư liệu địa chất và cổ sinh thì ngay khi đó Ch. Darwin cũng đã đưa ra được dẫn liệu để chứng minh cho sự xuất hi ện các loài mới là có nguồn gốc từ những loài tổ tiên đã sống trong các thời kỳ địa chất từ trước đó. Những công trình của nhà cổ sinh học người Nga Kovalevski (1842 -1883) và người Mỹ Osborn (1857-1935) có ý nghĩa rất lớn cho việc phát triển cổ sinh học và địa tầng học. Cả hai nhà cổ sinh này đều nghiên cứu về động vật có vú Đệ Tam, các ông đã kế tục một cách xuất sắc sự nghiệp của Ch. Darwin trong cổ sinh học và đã lấp được một phần quan trọng những chỗ trống của học thuyết Ch. Darwin về sự tiến hoá của sinh giới trong lịch sử vỏ Trái Đất. Kovalevski là người đề xướng môn học Cổ sinh học tiến hoá, trước hết ông đã xác lập phương pháp huyết thống trong cổ sinh học và ứng dụng nó vào nghiên cứu, phân chia địa tầng. Nếu như năm 1859 Ch. Darwin mới chỉ có nhận xét “một trong những phát minh quan trọng nhất của cổ sinh học là các sinh vật thay đổi trên thế giới một cách đồng thời” thì Kovalevski đã chứng minh và khẳng định về khả năng dựa vào hoá thạch để đối chiếu địa tầng ở những nơi xa nhau trên thế giới. Sau những công trình đặt nền móng khoa học của W. Smith, G. Cuvier và những người thừa kế như A. d’Orbigny rồi đến cuộc đấu tranh chống lại thuyết biến hoạ với cống hiến của Ch. Darwin, Ch. Lyell, Kovalevski, sinh địa tầng học dần dần đạt được những thành tíc h lớn lao và trở thành cơ sở vững chắc cho việc định tuổi và đối sánh địa tầng. Sự phát triển và hoàn thiện các phương pháp sinh địa tầng trong thế kỷ 20 gắn liền với những cống hiến của các nhà Cổ sinh vật học ở nhiều nước như Nga, Pháp, Đức, Mỹ, Áo v.v... Đến ngày nay phương pháp sinh địa tầng đã phát triển ở mức độ cao và là phương pháp chủ yếu trong việc phân chia, so sánh đối chiếu địa tầng. Người ta đã chú ý nghiên cứu hầu hết 19

nhóm di tích sinh vật và sử dụng chúng trong địa tầng. Với sự xuất hiện củ a kính hiển vi có độ phóng đại lớn, nhiều nhóm cổ sinh vật vi sinh trước kia chưa được chú ý thì nay cũng được đưa vào sử dụng sinh địa tầng. Trong nghiên cứu địa chất Việt Nam các nhà địa chất Pháp như J. Deprat, H. Mansuy, M. Colani, E. Patte, E. Saurin v.v... đã áp dụng phương pháp sinh địa tầng vào việc phân định địa tầng của Việt Nam và Đông Dương nói chung và đã đạt được những kết quả tốt trong công tác địa tầng. Những kết quả đó đã được tổng hợp một cách khá đầy đủ trong công trình “Tự điển địa tần g Đông Dương”1. Tiếp nối công tác nghiên cứu địa chất của đất nước, trong hơn 60 năm qua các nhà địa chất Việt Nam đã đạt được nhiều thành tựu trong công tác địa tầng và sinh địa tầng làm nền tảng cho những công trình nghiên cứu khác về địa chất của đất nư ớc và là cơ sở cho việc điều tra, phát hiện khoáng sản trong lòng đất. Những thành tựu này được phản ảnh khá đầy đủ trong công trình “Các phân vị Địa tầng Việt Nam” (2005), trong đó trình bày đầy đủ các phân vị địa tầng hợp thức đã được xác lập ở Việt Nam.  Phương pháp hoá thạch định tầng Phương pháp hoá thạch định tầng dựa trên cơ sở tính phân bố của một số dạng hoặc tập hợp các dạng hoá thạch mà so sánh, định tuổi cho đá trầm tích chứa chúng. Các nhóm sinh vật có khả năng phản ứng và biến cải khác nhau đố i với sự thay đổi điều kiện môi trường, do đó mà các nhóm hoá thạch có ý nghĩa địa tầng khác nhau. Có những nhóm do đặc thù biến đổi, tiến hoá nhanh chóng nên có ý nghĩa địa tầng rất lớn. Có thể theo dõi được sự phân bố của chúng trong giới hạn một phân vị địa tầng nhỏ, thuộc vào nhóm này ta có thể kể đến Bút đá và Cúc đá (Graptolitina, Ammonoidea). Nhóm thứ hai cũng biến đổi tiến hoá nhanh, thời gian tồn tại kể từ khi bắt đầu xuất hiện đến khi bị tiêu diệt có thể khá lâu dài nhưng sự phát triển thịnh vượng của chúng lại có giới hạn rõ rệt. Ứng với từng giai đoạn trong lịch sử phát triển lại có những dạng hình thái riêng. Thuộc nhóm này ta có thể kể đến Bọ ba thuỳ (Trilobita), San hô Paleozoi, Tay cuộn (Brachiopoda). Nhóm thứ ba có thời gian tồn tại khá lâu dài mà lại biến đổi rất ít nên ý nghĩa địa tầng rất hạn chế và nhiều khi không có lợi ích gì đối với việc phân chia, so sánh địa tầng - như một vài dạng Tay cuộn (Lingula) hay một vài dạng của Chân rìu.  Các dạng hoá thạch chỉ đạo Việc dựa vào một số dạng hoá thạch để phân chia và so sánh địa tầng đã được W. Smith tiến hành ngay từ cuối thế kỷ 18. Do nhiều thành tựu của khoa cổ sinh học mà nhiều dạng hoá thạch thuộc nhóm thứ nhất vừa nêu ở trên đã được phát hiện. Sự có mặt của chúng như là những dẫn liệu đảm bảo chỉ đạo cho công việc định tuổi, so sánh địa tầng. Việc xác định những hoá thạch chỉ đạo địa tầng có ý nghĩa đặc biệt quan trọng cho công tác thực tiễn của địa chất. Hoá thạch chỉ đạo địa tầng có các tiêu chuẩn cơ bản sau: - Biến đổi nhanh chóng theo th ời gian, nói cách khác đó là hoá thạch có giới hạn phân bố hẹp theo chiều đứng của cột địa tầng. - Diện phân bố địa lý rộng để có thể so sánh đối chiếu trên những khoảng cách rất lớn. Những hoá thạch của sinh vật biển khơi đáp ứng một cách lý tưởng cho tiêu chuẩn này.

Lexique stratigraphique international. Vol III, Fasc. 6a. Indochine. Paris, 1956

Đó là hai tiêu chuẩn cơ bản của hoá thạch chỉ đạo định tầng, các nhóm Bút đá, Cúc đá có rất nhiều dạng đạt tiêu chuẩn trên đây. Dĩ nhiên, hoá thạch chỉ đạo phải mang ý nghĩa thực tiễn dễ sử dụng nên ngoài hai tiêu chuẩn cơ bản trên đây, những dạ ng chỉ đạo phải là những dạng có số lượng phong phú, phân bố trong nhiều tướng đá khác nhau, dễ gặp trong quá trình nghiên cứu thực địa. Đồng thời chúng phải có cấu tạo thuận lợi để các đặc điểm hình thái dễ được bảo tồn tốt. Việc sử dụng các dạng hoá thạch chỉ đạo vào công tác địa tầng học có ý nghĩa thực tiễn rất lớn. Có rất nhiều dạng hoá thạch chỉ đạo rất đặc trưng và dễ nhận biết như các đại biểu của giống Monograptus định tuổi Silur và Devon sớm, giống Stringocephalus tuổi Devon trung, giống Productus – tuổi Carbon, nhiều giống loài của Cúc đá đặc trưng cho Jura, Creta v.v... Tuy nhiên, việc sử dụng các hoá thạch chỉ đạo vào địa tầng học cũng bị hạn chế và gặp những trở ngại. Điều hạn chế trước tiên là do sự phụ thuộc và thích nghi của sinh vật vào môi trường nên trong thực tế khó có những dạng hoá thạch chỉ đạo có thể gặp trong bất kỳ tướng đá nào mà có thể đảm bảo cả các tiêu chuẩn đã nêu trên. Mặc dù San hô cũng là hoá thạch có ý nghĩa địa tầng rất tốt nhưng chúng chỉ phổ biến trong các loại đá carb onat, khó có thể gặp hoá thạch San hô trong cát kết. Trong đá phiến mịn phân lớp mỏng ứng với tướng biển sâu cũng khó có thể gặp các hoá thạch chỉ đạo của Tay cuộn, Chân rìu. Điều hạn chế thứ hai là do tính chất di cư của sinh vật hoặc do những điều kiện cổ địa lý tự nhiên của các khu vực thay đổi sớm muộn khác nhau mà có những dạng ở khu vực này là dạng chỉ đạo cho một tuổi nhưng ở khu vực khác lại ứng với tuổi khác, sớm hoặc muộn hơn. Ngay từ thế kỷ 19 Ch. Darwin đã phát biểu rõ vấn đề này, ông nêu lên r ằng nhiều giống trong Paleozoi của Bắc Mỹ đã xuất hiện sớm hơn là ở Châu Âu vì phải có thời gian để chúng di cư từ Mỹ sang Âu. Ông đã khẳng định “khi chúng ta thấy một giống lần đầu xuất hiện trong một hệ thì có nhiều phần chắc chắn rằng đó là một sự di cư mới vào vùng đó”. Kết quả nghiên cứu của Ch. Lyell và J. S. Huxley cũng cho ta thấy Bắc Hải và biển Irland tuy cách nhau không xa nhưng lại có thành phần động vật Thân mềm khác nhau. Trong khi Bắc Hải có thành phần động vật đặc trưng cho hiện đại, còn ở b iển Irland thì thành phần động vật lại giống với cuối Neogen hơn. Điều đó là do biển Bắc Hải lưu thông dễ dàng với các biển khác nhờ tác dụng của hải lưu, còn biển Irland điều kiện môi trường ít biến đổi, do hải lưu bị ngăn trở, vì thế động vật vẫn giữ đượ c nhiều đặc tính cơ bản từ kỷ Neogen. Điều hạn chế thứ ba là sinh vật thường mang tính khu vực địa lý, số dạng mang thế giới tính chiếm tỉ lệ không lớn trong sinh giới. Ta có thể lấy ví dụ ếch nhái là loại động vật rất phổ biến ở các lục địa, nhưng ở các đ ảo đại dương, kể cả những đảo lớn như New Zealand ếch nhái lại hoàn toàn vắng mặt. Trong hoá thạch Bọ ba thuỳ ở kỷ Cambri cũng thấy rõ sự phân bố có tính khu vực, giống Redlichia rất đặc trưng cho tỉnh cổ địa lý Trung Quốc thì lại không gặp hoặc rất ít khi gặp trong các tỉnh cổ địa lý khác như khu vực quanh Đại Tây Dương chẳng hạn.  Các phức hệ hoá thạch đặc trưng Ta đã biết việc sử dụng các dạng hoá thạch chỉ đạo có những hạn chế, mặc dù các dạng đó có ý nghĩa rất lớn. Bằng sử dụng một phức hệ hoá thạch, n hà địa chất sẽ khắc phục được nhược điểm đó để giải quyết vấn đề định tuổi địa tầng một cách đáng tin cậy. Trong một phức hệ hóa thạch thu thập được tại một địa tầng nào đó có nhiều dạng, mỗi dạng có diện phân bố địa tầng khác nhau. Nếu chỉ dựa vào một vài dạng, dù là dạng chỉ đạo, ta vẫn có thể lúng túng

khi giải quyết vấn đề ranh giới địa tầng của một đối tượng địa tầng cụ thể. Nếu dựa vào cả một phức hệ hoá thạch thì vấn đề sẽ được giải quyết một cách đơn giản. Hình 1.12 thể hiện vai trò của phức hệ hoá thạch trong định tuổi địa tầng. Sơ đồ thể hiện ba thời kỳ địa chất, ở giữa là thời kỳ ứng với tuổi của tầng nghiên cứu, bên trái là thời kỳ trước và bên phải là thời kỳ sau. Trong tầng nghiên cứu ta phát hiện 11 dạng hoá thạch mà tính phân bố địa tầng đã được thể hiện trên hình 1.12. Nếu chúng ta chỉ phát hiện được vài dạng như 5, 8, 9... thì khó định tuổi chắc chắn cho địa tầng. Nhưng sự có mặt của dạng 3 cùng với các dạng 7, 2, 6 ... cho phép ta xác định tuổi chắc chắn của đá phức hệ hoá thạch nghiên cứu . Áp dụng cách phân tíc h phức hệ hoá thạch trong thực tế Việt Nam cũng đã giúp giải quyết những vấn đề địa tầng đáng chú ý. Ta có thể lấy trường hợp xác định tuổi của trầm tích Trias thuộc hệ tầng Lai Châu làm ví dụ. Trong đá phiến sét của hệ tầng trước đây chỉ mới phát hiện một số ít hoá thạch thực vật không đặc trưng, do đó tuổi của hệ tầng được xác định là Trias trung - thượng. Về sau các nhà địa chất đã phát hiện hoá thạch Thân mềm, tuy từng dạng chưa có tuổi chặt chẽ nhưng nhờ có một phức hệ phong phú mà Hình 1.12. Sơ đồ phân bố các dạng hoá thạch trong tuổi của hệ tầng đượ c xác định một cách đảm một phức hệ. bảo là thuộc Trias thượng, bậc Carni. Do có Các đỉnh nhọn phía trái của mỗi hình thoi thể hiện lúc cơ sở khoa học và ứng dụng có hiệu quả nên loài xuất hiện, đỉnh nhọn phía phải – khi loài bị tiêu phương pháp phức hệ hoá thạch xác định tuổi diệt. Bề rộng của hình thoi – thời kỳ cực thịnh của loài. địa tầng là một phương pháp cơ bản nhất của sinh địa tầng.

√ Tổ hợp các phức hệ của những hoá thạch không có ý nghĩa chỉ đạo . Nếu như chúng ta có cả một tập hợp phong phú hoá thạch thì mặc dù từng dạng không có ý nghĩa địa tầng chặt chẽ, nhà cổ sinh vẫn có thể cho những kết luận đúng đắn về tuổi và ranh giới địa tầng. Ta có thể lấy việc sử dụng thành công phương pháp phân tích các phức hệ hoá thạch Chân rìu Trias tại Việt Nam để minh hoạ cho trường hợp này. Thí dụ hệ tầng Cò Nòi ở Tây Bắc, trước đây do chỉ phát hiện được một số lượng hoá thạch không phong phú lắm nên định tuổi là từ Trias sớm đến đầu của Trias trung (Olenec - Anisi). Về sau, do phát hiện hoá thạch, đa dạng và phong phú ngoài những dạng đã phát hiện trước lại thêm nhiều dạng khác nhau nên ta có thể định tuổi Olenec thuộc Trias sớm cho hệ tầng Cò Nòi. √ So sánh các phức hệ hoá thạch giống nhau. Có những trường hợp hoá thạch chỉ bao gồm những nhóm biến đổi chậm trong lịch sử địa chất. Các loài, các dạng và các giống của chúng có thể tồn tại trong hàng thế, hàng kỷ. Trong trường hợp này ngay cả một phức hệ gồm có nhiều 22

giống loài cũng khó cho những kết luận tuổi chặt chẽ. Có trường hợp trong một tầng trầm tích chỉ có thể ứng với một bậc hoặc một phần của một bậc nào đó, nhưng khi phân tích từng dạng hoá thạch thì khó có thể định tuổi, thậm chí đến kỷ. Ví dụ, trong các trầm tích chứa than thuộc bể than Quảng Ninh rất phong phú hoá thạch thực vật nhưng không có những dạng chỉ đạo đặc trưng. Hệ tầng Hòn Gai chứa đến hơn 70 loài thực vật thuộc các nhóm Dương xỉ, Tuế, Bạch quả, Tùng bách v.v… Đây là phức hệ thực vật rất nổi tiếng ở Châu Á, mang tên phức hệ thực vật Hòn Gai. Một số khá lớn trong chúng thuộc các dạng địa phương, số khác có diện phân bố địa tầng khá rộng. Có thể dễ dàng xác định thực vật của hệ tầng Hòn Gai thuộc thực vật Trung sinh (Mesophyta), nhưng khoảng tuổi Mesozoi là quá rộng cho một hệ tầng. Đem so sánh có thể thấy rõ thành phần của phức hệ thực vật Hòn Gai rất giống với thành phần của hệ phức hệ thực vật trong hệ tầng Suối Bàng ở Tây Bắc Việt Nam. Tuổi Nori - Ret của hệ tầng Suối Bàng được xác định nhờ hoá thạch động vật trong các lớp trầm tích biển của hệ tầng. Ở nhiều nơi thuộc tây Thái Bình Dương và Châu Á cũng đã gặp phức hệ thực vật Hòn Gai trong trầm tích được định tuổi Nori - Ret nhờ hoá thạch động vật biển. Như vậy, nhờ so sánh các phức hệ thực vật Hòn Gai với Suối Bàng và các phức hệ thực vật Nori - Ret ở những nơi khác nhau của Châu Á, có thể khẳng định hệ tầng Hòn Gai có tuổi Nori - Ret. √ Phức hệ hoá thạch vi sinh vật. Hầu hết các nhóm hoá thạch có kích thước nhìn thấy được bằng mắt thường như Bọ ba thuỳ, Thân mềm, Tay c uộn, San hô và cả một số Trùng lỗ nữa v.v... từ lâu đã được chú ý nghiên cứu và sử dụng có hiệu quả. Tiếp đến, người ta đã tìm kiếm và nghiên cứu, sử dụng những hoá thạch kích thước hiển vi. Việc phát hiện các di tích bào tử - phấn hoa và di tích hoá thạch vi sinh vật có ý nghĩa lớn trong việc nghiên cứu địa tầng của các trầm tích ở dưới sâu nhờ các lỗ khoan ở các vùng tiến hành tìm kiếm dầu và khí đốt. Nhiều tầng đá trước đây coi như “tầng câm” vì không phát hiện được hoá thạch thì nay đã được xác định tuổ i bằng phương pháp sinh địa tầng do phát hiện được di tích bào tử - phấn hoa hoặc vi sinh vật khác. Về cơ bản, sử dụng hoá thạch bào tử - phấn hoa và hoá thạch vi động vật để định tuổi địa tầng cũng giống như sử dụng các phức hệ hoá thạch đã nêu ở trên. Điều khác biệt cơ bản là ở khâu gia công mẫu và thiết bị nghiên cứu, phải có các loại kính hiển vi khá tốt với độ phóng đại lớn. Đặc biệt trong gia công bào tử phấn hoa cần chú ý cách ly với bên ngoài, vì trong không khí có nhiều bào tử hoặc hạt phấn hoa nhỏ bay lơ lửng có thể rơi vào mẫu và sẽ gây sự lẫn lộn khi xác định sưu tập mẫu. Đã có trường hợp nhà nghiên cứu thông báo phát hiện được bào tử trong thiên thạch, nhưng khi kiểm tra kỹ lại thì những bào tử đó lại chính là bào tử của Trái Đất rơi vào trong quá trình gia công mẫu thiên thạch. Hình thái các bào tử, hạt phấn biến đổi không nhanh qua các giai đoạn lịch sử địa chất, điều này phụ thuộc vào tính chất chung của sự tiến hoá của giới thực vật. Vì thế để xác định tuổi bằng phương pháp bào tử - phấn hoa cần chú ý phân tích cả một phức hệ nhiều dạng bào tử và phấn hoa. Người ta cũng đã chú ý nghiên cứu hoá thạch vi động vật có kích thước hiển vi trong các trầm tích Trung sinh (Mesozoi) và Tân sinh (Kainozoi), như các vi hoá thạch carbonat có kích thước tính bằng micron.  Các phương pháp khác liên quan với sinh địa tầng Ngoài các phương pháp phổ biến, được sử dụng rộng rãi đã nêu ở trên, các nhà địa tầng còn áp dụng nhiều phương pháp cổ sinh khác. Những phương pháp này cũng có hiệu quả lớn trong công tác địa tầng hoặc có ý nghĩa hỗ trợ cho các phương pháp khác. Tuy nhiên, mức độ sử dụng phổ thông của chúng ít nhiều bị hạn chế do những lý do khác nhau, mà chủ yếu là do tính chất 23

chuyên sâu hoặc phức tạp của chúng. Ta có thể kể đến các phương pháp thống kê, phươ ng pháp cổ sinh thái, cổ địa lý. Phương pháp thống kê . Phương pháp này còn có tên gọi là phương pháp thống kê theo phần trăm được áp dụng nhiều ở cuối thế kỷ 19 và thế kỷ 20. Nội dung chủ yếu của phương pháp là so sánh tỷ lệ phần trăm thành phần hoá thạch của các lớp trong hai - ba mặt cắt để đối chiếu và so sánh các lớp của các mặt cắt với nhau. Những lớp có tỉ lệ cao các hoá thạch giống nhau là những lớp có cùng vị trí địa tầng như nhau. Phương pháp tiến hoá. Cơ sở của phương pháp này như tên gọi của nó l à dựa vào sự tiến hoá của các nhóm sinh vật. Nhà cổ sinh sau khi nghiên cứu kỹ các giống loài, xác định được mối quan hệ huyết thống của chúng trong một đơn vị phân loại thì có thể qua sơ đồ tiến hoá mà xác định địa tầng, vì các dạng con cháu không thể xuất hiện trước tổ tiên và ngược lại. Để minh hoạ một cách đơn giản vấn đề này ta có thể lấy ví dụ ở mối quan hệ huyết thống của ba nhóm từ tổ tiên đến con cháu là các nhóm Goniatites - Ceratites - Ammonites lần lượt xuất hiện và tồn tại từ Paleozoi trung - thượng (nhóm thứ nhất), Permi - Trias (nhóm thứ hai) và Jura - Creta (nhóm cuối cùng). Chính Kovalevski đã đặt nền móng cho phương pháp này khi ông nghiên cứu và xác định mối quan hệ huyết thống giữa các giống hoá thạch của nhóm động vật có móng. Từ đó ông phân chia và đối sánh được các trầm tích tuổi Miocen chứa các hoá thạch đó. Phương pháp tiến hoá tuy có hiệu nghiệm lớn song nó đòi hỏi có sự dày công nghiên cứu của các nhà chuyên môn về cổ sinh học. Trong phương pháp này người ta còn ứng dụng nhiều quy l uật tiến hoá khác của sinh vật học như định luật E. Haeckel về sự phát triển cá thể l ặp lại quá trình phát triển lịch sử của giống loài. Do tính chất phức tạp mà các phương pháp tiến hoá , đến hiện nay cũng mới chỉ áp dụng một cách hạn chế. Phương pháp cổ s inh thái. Phương pháp cổ sinh thái trong địa tầng học cũng đã được đề cập ến từ cuối thế kỷ 19 và gần đây càng được chú ý nhiều. Nhà cổ sinh học Nga R. Hecker đã có đóng đ góp lớn trong việc phát triển phương pháp này. Nhờ phân tích hoàn cảnh sinh thái, ph ân tích sự thay đổi của tướng đá mà ta có thể đối sánh với mặt cắt địa chất khi chúng không chứa những dạng hoặc những phức hệ hoá thạch đặc trưng giống nhau. Nhờ cách đó ta cũng có thể phân chia nhỏ phân vị địa tầng, dù biến cải và tiến hoá của sinh giới chưa có thể nhận thấy rõ nét để sử dụng trong địa tầng của mặt cắt. Hiện nay phương pháp cổ sinh thái trong địa tầng học cũng chỉ mới được sử dụng ở một số trường hợp hạn chế. Số lượng các nhà chuyên môn cũng chưa nhiều, song phương pháp này có điều kiện để phát triển do không quá phức tạp và sự hiệu nghiệm lớn của nó. Phương pháp sinh thái địa tầng. Khái niệm về sinh thái địa tầng ( ecostratigraphy) xuất hiện năm 1973, dựa trên cơ sở phân tích mối tương quan giữa sinh giới và môi trường để phân chia và đối sánh địa tầng. Những sự kiện tự nhiên đều có mối quan hệ với các quá trình địa chất, ví dụ hiện tượng biển tiến, biển thoái, sự thay đổi của khí quyển, sự biến đổi điều kiện khí hậu v.v… tạo nên hệ sinh thái, có tác động đến sự biến đổi của sinh giới và để lại dấu ấn trong trầm tích, từ đó sử dụng tổ hợp các biểu hiện các hệ sinh thái vào phân tích các dữ liệu địa tầng sẽ giúp cho việc phân chia và đối sánh địa tầng mà trước hết là sinh địa tầng sẽ khách quan. Liên quan chặt chẽ với sinh thái địa tầng là đ ịa tầng sự kiện (event stratigraphy), phương pháp này dựa trên cơ sở phân tích các dữ liệu về những sự kiện trong quá trình trầm tích. Có thể lấy một số ví dụ như turbidit là trầm tích được hình thành do dòng chảy rối liên quan với động 24

đất, sóng bão tố, hoặc lũ lụt lớn v.v… Những sự kiện này thường xẩy ra có tính chất chu kỳ trong các mặt cắt, do đó có thể sử dụng chúng để phân chia và đối sánh địa tầng. Một sự kiện khác cũng có ý nghĩa tương tự là thành phần tro núi lửa trong trầm tích. Sự phân tán vật li ệu núi lửa trên một diện tích rộng sau mỗi lần núi lửa hoạt động là một yếu tố có thể sử dụng có hiệu quả để phân chia và đối sánh địa tầng khu vực. Phương pháp cổ địa lý . Đây là một trong những phương pháp đòi hỏi có sự nghiên cứu tổng hợp nhiều mặt về th ạch học trầm tích, tướng đá và cổ sinh học, cổ khí hậu học. Tuy nó không phải đơn thuần là một phương pháp sinh địa tầng, nhưng vai trò của sinh học có ý nghĩa rất lớn để phân tích điều kiện hình thành tướng đá, điều kiện cổ khí hậu, độ sâu, độ muối của khu biển v.v... Khả năng giải quyết các vấn đề về địa tầng của phương pháp khá lớn nên ngày càng được các nhà địa chất chú ý tới. Trong nội dung của phương pháp cổ địa lý vai trò của cổ sinh thái học chiếm một vị trí quan trọng, vì chính những đặc điểm sinh thái của sinh vật phản ánh điều kiện địa lý tự nhiên của môi trường sống và cũng là điều kiện địa lý tự nhiên của khu vực khi hình thành trầm tích.  Phương pháp cổ khí hậu hay khí hậu địa tầng Sự biến đổi có tính chất chu kỳ của khí hậu trên bề mặt Trái Đất là điều đã được các nhà địa chất biết đến từ rất lâu. Sự biến đổi khí hậu này có thể có nguyên nhân vũ trụ, đó là những biến đổi có chu kỳ tâm sai của quỹ đạo Trái Đất, biến đổi độ nghiêng của hoàng đạo. Những biến đ ổi khí hậu có nguyên nhân vũ trụ này mang tính chất toàn cầu, do đó dấu ấn của chúng để lại có thể sử dụng vào việc xác định và đối chiếu địa tầng. Phương pháp cổ khí hậu được áp dụng có hiệu quả nhất đối với trầm tích Pliocen và Đệ Tứ (xem chương 14), nhưng ngày nay cũng được áp dụng tốt đối v ới những trầm tích cổ hơn. Kết quả nghiên cứu cho thấy mỗi chu kỳ khí hậu có bốn giai đoạn là ấm -khô, ấm -ẩm, lạnhkhô và lạnh-ẩm, từ đó cũng có thể phân biệt hai nhóm đặc trưng khí hậu cho mỗi chu kỳ khí hậu là ấm và lạnh, khô và ẩm. Điều kiện khí hậu và kiến tạo ảnh hưởng trực tiếp đến quá trình trầm tích, phản ảnh qua thành phần khoáng vật và địa hoá của đá và thành phần hoá thạch chứa trong chúng. Ảnh hưởng của điều kiện khí hậu thể hiện rõ nét nhất đối với trầm tích lục địa và trầm tích biển nông trong môi trường kiến tạo yên tĩnh, trước hết là ở vùng nền. Bốn giai đoạn của chu kỳ khí hậu được phản ảnh rõ nét trong chu kỳ trầm tích và có thể quan sát, đo vẽ được trong công tác bản đồ địa chất. Không những thành phần trầm tích phản ảnh các giai đoạn của c hu kỳ khí hậu mà thành phần sinh giới, đặc biệt là thành phần thực vật, bào tử - phấn hoa chứng minh một cách xác thực điều kiện khí hậu của mỗi giai đoạn. Bằng phân tích thành phần thực vật, bào tử phấn và vỏ Trùng lỗ còn có thể xác định được nhiệt độ của môi trường trầm tích. Biến đổi khí hậu có thể diễn ra theo quy mô thời gian ngắn dài khác nhau và điều đó cũng được ghi lại dấu ấn trong thành phần trầm tích. Bằng phân tích sự phân dải mỏng của trầm tích sét có thể biết được sự biến đổi khí hậu trong kh oảng thời gian ngắn, hàng năm chẳng hạn. Trong lịch sử địa chất có những chu kỳ biến đổi khí hậu dài hàng triệu, hàng chục triệu năm; những dấu ấn của những chu kỳ khí hậu dài như vậy cũng được phát hiện trong thành phần trầm tích và di tích sinh giới chứa trong chúng. Như vậy, phương pháp khí hậu địa tầng cũng gắn liền với phương pháp sinh địa tầng và cũng đã được dùng làm cứ liệu để xác định tuổi của nhiều bậc trong Phanerozoi. 25

 Ý nghĩa và hạn chế của các phương pháp sinh địa tầng Phương pháp sinh địa tầng từ ngày ra đời đã phát triển rất nhanh và tỏ ra có hiệu quả lớn trong việc giải quyết các vấn đề về địa tầng học. Cũng không sai lắm nếu nói công tác xác định tuổi, đối chiếu so sánh địa tầng thực chất là công tác sinh địa tầng còn các phương pháp địa tần g khác có tác dụng hỗ trợ. Việc xác định tuổi địa tầng, đối chiếu, so sánh địa tầng muốn có hiệu quả đáng tin cậy ngày nay vẫn phải sử dụng các cứ liệu cổ sinh. Việc giải quyết các vấn đề địa tầng của những trầm tích câm, những thành hệ đá biến chất do khô ng có dẫn liệu hoá thạch nên tác dụng thuyết phục luôn luôn bị hạn chế. Vì thế nên mặc dù đã sử dụng tổ hợp những phương pháp khác, người ta vẫn lưu ý tìm cách có thể áp dụng phương pháp sinh địa tầng một cách gián tiếp hoặc chú ý tìm và phát hiện các loại di tích hữu cơ trong các trầm tích đó. Chúng ta có thể lấy ví dụ việc phân định địa tầng các đá biến chất vùng Chiêm Hoá (Tuyên Quang) làm ví dụ để thấy rõ vai trò quan trọng của sinh địa tầng. Ở đây đá bị biến chất gồm các loại đá quarzit, đá hoa, đá phi ến thạch anh mica, phyllit v.v... Trước đây các tác giả Pháp coi một phần của chúng thuộc tuổi Algonki (tương đương Proterozoi), Vaxilevskaia (Dovjikov và nnk. 1965) cũng coi là Proterozoi. Việc xác định tuổi Proterozoi của chúng dựa vào độ biến chất cao của đá giống với các đá Proterozoi ở những nơi khác. Về sau trong các loại đá phiến đã phát hiện được những mảnh vỡ của hoá thạch Tay cuộn, còn trong những lớp carbonat phát hiện được nhiều dạng hoá thạch San hô tuổi Devon. Dĩ nhiên tuổi của địa tầng phải được định lại theo kết quả xác định hoá thạch đã được phát hiện. Đối với các trầm tích gọi là câm vì chưa phát hiện được hoá thạch, nhưng nhằm xác định tuổi có tính thuyết phục nên các nhà địa chất vẫn luôn luôn cố gắng tìm cách sử dụng phương pháp sinh địa tầng bằng việc tìm kiếm, phát hiện và nghiên cứu các hoá thạch vi sinh vật như bào tử - phấn hoa, vi động vật. Tuy các phương pháp cổ sinh vật có ý nghĩa rất lớn trong địa tầng nhưng việc áp dụng các phương pháp này cũng có rất nhiều hạn chế, trở ngại. Nh ững hạn chế đó suy cho cùng có thể coi là những nét đặc trưng của sinh giới mà nhà địa chất cần phải nắm được trong khi sử dụng các tư liệu về sinh giới cổ vào mục đích địa chất học. Dưới đây chúng ta xem xét những nguyên nhân gây sự hạn chế, trở ngại của việc áp dụng các phương pháp sinh địa tầng.

√ Đặc tính phân bố địa lý của sinh giới Trong phần nói về cơ sở khoa học của các phương pháp sinh địa tầng ta đã biết rằng một đặc tính quan trọng của sinh giới là các giai đoạn phát triển, tiến hoá của chúng tr ong lịch sử đã diễn ra đồng thời trên Trái Đất. Một đặc điểm khác cũng rất cơ bản và quan trọng của sinh giới là tính chất phân bố địa lý của chúng. Do phụ thuộc vào các yếu tố của địa lý tự nhiên, tức là yếu tố của môi trường mà mỗi phần của vỏ Trái Đất t hành phần của sinh giới lại mang những đặc điểm riêng. Điều này chúng ta có thể thấy trong tính phân bố địa lý của sinh giới hiện tại. Trong những khu vực nhiệt đới phong phú cây xanh quanh năm, cây thuộc họ cọ, cây lá to, ra quả ở gốc hoặc ở cành lớn như mít, vả v.v... Tại những khu vực có khí hậu lạnh hàng năm mùa đông có băng tuyết lại hoàn toàn vắng mặt các loại cây vừa nói, nhưng phong phú các loại cây lá rụng hàng năm và các loại thuộc nhóm Tùng bách. Sự khác biệt trong giới động vật theo sự phân bố địa lý cũng thể hiện rõ nét. Nếu như ở các rừng nhiệt đới có các loại thú như voi, tê giác v.v... thì ở vùng khí hậu lạnh địa cực chúng lại không hề có mặt, nhưng lại có những loại không gặp ở vùng nhiệt đới như hải cẩu, chim cánh cụt. Suốt các khu biển ở vùng xích đạo và cận xích đạo như biển Việt Nam, Australia, Indonesia, Hồng Hải chúng ta thấy San hô phong phú đến nỗi sự tích tụ xương của chúng tạo thành các đảo, nhưng xa hơn về phía bắc như biển Nhật Bản, 26

Viễn Đông Nga thì có thể coi như San hô hoàn to àn vắng bóng, tính chất phân bố địa lý trong sinh giới cổ cũng đã được nhận thấy từ lâu. Do đó, có thể nói không thể có những phức hệ động vật hoàn toàn giống nhau cho mọi nơi trên thế giới trong một giai đoạn lịch sử địa chất. Đây chính là điều gây khó khăn cho việc sử dụng hoá thạch chỉ đạo hoặc phức hệ hoá thạch định tầng mà ta đã xét trên kia. Ngày nay, đối với nhiều kỷ, đã có những công trình nghiên cứu về sự phân chia các khu hệ động vật cổ cũng như công trình tổng hợp về phân chia các khu vực cổ địa lý. Liên quan đến tính chất phân bố địa lý sinh vật ta xét đến một số hiện tượng sau đây . a. Các dạng địa phương . Các dạng sinh vật địa phương là những dạng chỉ phân bố trong một phạm vi địa lý giới hạn. Tiêu biểu cho những dạng địa phương của sinh vật hiện đ ại ta có thể kể đến cây Sequoi hiện chỉ gặp ở trên các dãy núi cao của Tây Bắc Mỹ. Các dạng địa phương xuất hiện do điều kiện địa lý môi trường sống tách biệt vì những nguyên nhân khác nhau gây nên. Thí dụ ở Australia và New Zealand do bị tách rời khỏi đại lục nên mối trao đổi giữa sinh giới với đại lục bị gián đoạn từ lâu, giới động vật ở đây có nhiều dạng địa phương như Chuột túi ở Australia, Hatteria ở New Zealand mà không hề có ở đại lục, dù ở những vùng của đại lục có thể có điều kiện địa lý tự nhiên tương tự. Các biển Baltic, Hắc Hải do mối liên hệ với đại dương bị hạn chế nên các dạng địa phương khá cao. Ở các hồ bị tách biệt khỏi môi trường lớn như Bai kal, Tanganica thì số dạng địa phương chiếm đến 3/4 tổng sinh giới. Những khu vực tương tự cũng đã c ó nhiều trong các giai đoạn lịch sử địa chất. Ví dụ trong Kainozoi, trước khi xuất hiện eo đất Panama ở Trung Mỹ thì động vật Thân mềm ở biển của cả vùng này đều giống nhau. Sau khi eo đất Panama xuất hiện, ngăn cách biển phía đông và phía tây, động vật Thân mềm hai bên không giao lưu được nữa nên ngày nay động vật Thân mềm hai phía của eo đất này không còn giống nhau nữa. Trong lịch sử địa chất ở những vùng trầm tích bị “cách ly” đó ta sẽ gặp rất nhiều dạng không thể đem đối chiếu với các phức hệ hoá thạch cùng tuổi của những nơi khác. Các dạng địa phương có thể là những dạng rất ít sai khác với nhiều dạng của giai đoạn lịch sử trước, hoặc là những dạng hình thành do biến cải chuyên hoá, phụ thuộc vào điều kiện môi trường riêng biệt của địa phương. Vì thế, khi gặp trường hợp như vậy các phương pháp phổ biến của sinh địa tầng sẽ bị giảm tác dụng, khó đối chiếu các phức hệ hoá thạch địa phương với các phức hệ hoá thạch những nơi khác để so sánh và định tuổi địa tầng. Việc định tuổi các trầm tích lục địa (các t ướng đầm hồ, vũng vịnh) gặp rất nhiều khó khăn. Để đi đến những kết luận đúng đắn nhà địa chất cần nghiên cứu công phu, toàn diện các phương pháp công tác địa chất khác nữa. b. Các dạng di thừa (relic, superstes). Dạng di thừa là dạng đã từng phát triển phong phú trong các giai đoạn lịch sử trước và không gặp lại trong giai đoạn sau ở mọi nơi khác, nhưng trong số mặt cắt nào đó lại gặp chúng. Có thể lấy ví dụ trong tập hợp hoá thạch Devon hạ ở vài nơi của Việt Nam, đồng thời với những dạng đặc trưng của Devon hạ ta lại gặp một số dạng mà ở những nơi khác chúng chỉ có mặt ở trầm tích Silur, đó là những đại biểu của các giống san hô như Phollidophyllum, Evenkiella, Cysticonophyllum, Holmophyllum v.v... Những dạng di thừa như vậy thường cũng là những dạng địa phươ ng, thí dụ giống Hatteria ở New Zealand là một dạng của Mesozoi còn sót lại. Nhiều dạng động vật có vú hiện đang sống ở Australia có đặc điểm cấu tạo gần gũi với các dạng của Paleogen - Neogen ở đại lục. Trong công tác địa tầng khi gặp những dạng di thừa như vậy cần chú ý để khỏi sai lầm do gặp nhiều hiện tượng xáo trộn gây nên. 27

- Xáo trộn do tái trầm tích. Những hoá thạch của tầng cổ hơn trong lịch sử bị dòng nước cuốn theo và trầm đọng lại trong các trầm tích trẻ. - Xáo trộn do kiến tạo, hình thành các cấu trúc vẩy, trong đó các đá tuổi già nằm tuồng như xen trong các mặt cắt của đá trẻ. Ví dụ ở vùng núi Alpes (Nam Âu) giữa các lớp đá trầm tích Devon người ta gặp những lớp mỏng chứa hoá thạch Silur, những dạng nh ư vậy đã được coi như là các dạng di thừa. Về sau các nhà địa chất đã xác định được do cấu tạo vẩy của vùng nên các nêm trầm tích Silur đã chen vào trong mặt cắt Devon. Sự di cư của sinh vật Một trong những đặc tính quan trọng của sinh vật là có khả năng di cư để chọn môi trường thuận lợi cho sự sống và phát triển. Sự di cư có thể là tạm thời, có thể là vĩnh viễn. Ta có thể lấy vài ví dụ dễ biết về di cư tạm thời ở họ hàng của chim, cá. Hàng năm cứ đến mùa gió heo may ta lại thấy hàng đàn én bay từ phương Bắc về để tránh mùa lạnh giá rét ở đó. Có nhiều loài cá sống ở biển nhưng đến mùa sinh nở chúng lại ngược dòng lên tận nguồn để đẻ. Các nhà sinh học đã nghiên cứu và biết rõ tổ tiên các loài cá này vốn sống ở nước ngọt. Ví dụ điển hình là tập tính di cư của loại cá chình. Loại cá này sinh nở ở vùng biển Trung Mỹ, sau khi sinh ra chúng bơi dần và trở thành cá trưởng thành khi vào các thuỷ vực Bắc Mỹ và Bắc Âu. Khi đến độ sinh sản chúng lại bơi về vùng biển Trung Mỹ để đẻ trứng rồi chết ở đó, con cái chúng lại ngược theo con đường mà cha mẹ chúng đã đi để đến nơi sinh ra chúng. Sự di cư vĩnh viễn diễn ra do những biến động lớn làm thay đổi điều kiện sống tại địa phương cũ, sinh vật di cư, quần tụ ở nơi mới có điều kiện thuận lợi hơn. Ví dụ như họ hàng nhà voi trước kia sống ở phương Bắc mà nay thì con ch áu cũng chỉ còn ở phương Nam. Cũng còn có hiện tượng di cư phát tán, một nhóm giống, loài sinh vật mới xuất hiện ở một nơi nào đó về sau di cư phát tán ra những địa phương khác. Hiện tượng di cư của sinh vật có thể dẫn đến những trường hợp phức tạp trong m ột số phức hệ hóa thạch sinh vật, như sự có mặt những dạng trẻ trong phức hệ hoá thạch cổ khi phức hệ hoá thạch đó được thu thập ở nơi xuất hiện lần đầu các dạng đó, đến giai đoạn lịch sử địa chất sau chúng mới có kịp phát tán đi những nơi khác. Sự xuất hi ện nhiều lần những phức hệ hoá thạch gần giống nhau trong mặt cắt thường gắn liền với sự thay đổi tướng đá theo chiều đứng của mặt cắt. Tướng đá thay đổi phản ánh hoàn cảnh, môi trường sống lúc thành tạo trầm tích thay đổi, không thích nghi với điều kiện mới, sinh vật phải di cư đi nơi khác, sau đó khi môi trường thay đổi có những yếu tố thuận lợi như trước, sinh vật di cư trở lại nơi trước kia tổ tiên gần của chúng đã sống. Hiện tượng có mặt những dạng di thừa ta đã xét ở trên cũng có thể có nguyên nhân do di cư gây nên. Một số dạng nào đó ở những địa phương khác khá phát triển ở một giai đoạn lịch sử trước, sang giai đoạn sau chúng không thể sống ở đó nữa và đã di cư đến một địa phương khác có điều kiện sinh sống thích hợp với chúng. Do đó mà ở địa phương mới chúng có mặt như là những dạng di thừa bên cạnh những dạng đặc trưng cho giai đoạn lịch sử địa chất mới. Sự thiếu thốn tư liệu địa chất Dù cho khoa học địa chất trên thế giới hiện nay đã rất phát triển, nhân loại đã tích luỹ được ột khối lượng khổng l ồ kiến thức về sự phát triển mọi mặt của vỏ Trái Đất, nhưng số liệu hiểu m biết đó vẫn còn rất nhỏ bé so với khối lượng khổng lồ của các sự kiện địa chất diễn ra trên Trái Đất trong suốt quá trình lịch sử hàng nhiều triệu năm hoặc hơn thế.

Trước hết, chúng ta mới chỉ nghiên cứu và nắm được những nét chính trong lịch sử phát triển của vỏ Trái Đất từ nguyên đại Cổ sinh (Paleozoi) đến nay. Quãng thời gian hơn 540 triệu năm từ đầu Paleozoi đến nay là nhỏ bé so với con số gần 4 tỷ năm tuổi của những đá cổ nhất hiện biết. Lịch sử trước Paleozoi hiện nay được biết rất sơ lược, một trong những nguyên nhân quan trọng của sự hiểu biết hạn chế này là khó có thể áp dụng phương pháp sinh địa tầng đối với các trầm tích trước Cambri, trừ một số ít trường hợp của cuối Neoprot erozoi. Sự biến chất sâu sắc và biến dạng phức tạp của đá trước Cambri đã phá huỷ hết những di tích sinh vật có thể có trong đá. Các đá tuổi sau Cambri cũng chỉ được nghiên cứu ở một mức độ nhỏ bé so với khối lượng khổng lồ các hiện tượng trong lịch sử địa chất. Sự thiếu thốn các tư liệu địa chất đã được Ch. Darwin nêu lên từ giữa thế kỷ 19, ông đã dùng hình tượng để nêu sự thiếu thốn này “... Tôi coi những tư liệu địa chất mà theo cách nói bóng bẩy của Ch. Lyell như là một pho sử Trái Đất, viết bằng một th ứ tiếng luôn luôn thay đổi, mà chúng ta lại chỉ còn có cuốn sau cùng, chỉ nói về hai ba nước. Chỉ một vài đoạn trong các chương của cuốn sách ấy và một vài dòng của mỗi trang là đã tới tay chúng ta...” (Ch. Darwin. “Nguồn gốc các loài”. NXB Khoa học. 1963. Tập II, tr. 143.). Sự thiếu thốn về tư liệu địa tầng. Chưa kể đến sự quá thiếu thốn các tư liệu về địa tầng trước Cambri, ngay trong địa tầng sau Cambri chúng ta cũng còn nhiều chỗ rỗng tư liệu. Giữa các phân vị địa tầng được lập nên có thể có sự gián đoạ n, tức là đã qua một thời gian dài ở đó không có hiện tượng trầm tích và thậm chí những phẩm vật trầm tích được tạo thành cũng bị bào mòn mất. Ta có thể lấy ví dụ ở Việt Nam trầm tích Ordovic và Devon đã được biết rõ, nhưng còn trầm tích Silur có thể coi n hư vắng mặt ở nhiều nơi như vùng Việt Bắc chẳng hạn. Một ví dụ về vật liệu trầm tích đã được tạo thành lại bị bào trụi đi mất là trầm tích Cambri trung ở vùng lân cận Saint Peterburg (Leningrad). Ở đây trong mặt cắt hoàn toàn vắng mặt Cambri trung, song trong cuội kết cơ sở của Cambri thượng lại gặp hoá thạch tuổi Cambri trung. Qua nghiên cứu người ta đã khẳng định trầm tích Cambri trung đã từng được thành tạo tại đây nhưng trước khi hình thành trầm tích Cambri thượng vùng này đã bị nâng cao và trầm tích Ca mbri trung đã bị bào trụi hết. Các hệ, các thống và bậc của thời địa tầng thường được xác lập lần đầu ở Tây Âu. Sự gián đoạn giữa các phân vị địa tầng ấy là những chỗ trống trong lịch sử địa chất. Mặc dù các nhà địa chất đã tìm cách bù vào chỗ trống ấy bằn g cách nghiên cứu ở những nơi khác, song đến nay nhiều vấn đề vẫn chưa được làm sáng tỏ. Sự nghèo nàn các sưu tập hoá thạch . Hàng nghìn nhà địa chất, nhà cổ sinh học đã và đang tiến hành thu thập hoá thạch sinh vật để nghiên cứu. Song cho đến nay sự hiểu b iết về sinh giới cổ xưa cũng chỉ mới đạt đến một giới hạn nhỏ bé so với số lượng khổng lồ của sinh giới đã tồn tại và phát triển trong hàng nhiều triệu năm đã qua. Những chỗ trống trong tư liệu địa tầng cũng là chỗ trống trong tư liệu cổ sinh học. Trong nhiều loại đá trầm tích không gặp hoặc hầu như không gặp hoá thạch sinh vật như các thành hệ flysh, các đá trầm tích lục địa v.v... Ngay trong các tầng đá trầm tích có chứa hoá thạch thì số hoá thạch cũng chỉ mới được phát hiện rất ít. Một điều đáng chú ý nữ a là trong các tướng đá thuận lợi nhất cho việc bảo tồn hoá thạch thì cũng không phải rằng tất cả xác sinh vật chết đều được bảo tồn. Những sinh vật chỉ có thân mềm, những dạng sống ở bờ đá cứng v.v... hầu như không được bảo tồn thành hoá thạch. Một phần k há lớn thi thể như bộ xương, bộ vỏ của sinh vật 29

bị vỡ vụn nát ngay sau khi bị chết. Sự thiếu thốn các tư liệu về cổ sinh đã là một cản trở lớn cho việc theo dõi quá trình tiến hoá của sinh giới, đồng thời cũng là hạn chế rất lớn đối với việc nghiên cứu sin h địa tầng. Khi gặp các tầng đá nghèo hoá thạch như cuội kết, flysh hoặc những tầng đá được tạo thành vào thời gian tương ứng với thời kỳ gián đoạn trầm tích ở mặt cắt chuẩn của địa tầng Châu Âu, ta sẽ gặp khó khăn trong việc sử dụng các phương pháp sinh đ ịa tầng.

1.2.8. Phương pháp Địa tầng sự kiện và Địa tầng dãy Địa tầng sự kiện (Event stratigraphy) tạo cơ sở cho đối sánh địa tầng chính xác, trong một số các trường hợp, sự kiện tai biến địa chất được ghi nhận chính xác đến đơn vị ngày, tuần hay tháng. Ví dụ hiện tượng phun trào núi lửa hoặc sự lao đập của thiên thạch từ sao băng hay sao chổi tạo nên tro bụi mịn phân bố trên một diện rất rộng. Các tầng tro núi lửa có thể nhận biết hoặc phân biệt với nhau do thành phần khoáng vật và hoá học của chúng. Các lớp tro thường được thành tạo trong một thời gian ngắn, mỏng dần khi xa nguồn, nhưng dù có mỏng đến mức khó nhận ra thì vẫn có thể theo dõi được chúng trên một khoảng cách địa lý lớn. Sự phun trào của núi lửa St Helens ở rìa Thái Bình Dương của Bắc Mỹ năm 1980 đã tạo nên những lớp tro trong trầm tích hồ và sông ở cách xa đến 2000 km. Tro núi lửa ở Philippin cũng đã bay xa hơn nữa và đã phát hiện được cả trên mái nhà ở thành phố Hồ Chí Minh sau vài ngày núi lửa phun. Trong quá khứ địa chất những lớp tro núi lửa còn phân bố rộng gấp nhiều lần so với những hiện tượng vừa nêu. Lớp trầm tích có nguồn gốc tro bụi với thành phần rất đặc trưng đã phân bố rộng đến trên một phần ba các lục địa. Ở vị trí cao nhất của mặt cắt Creta ở phần lớn vùng có trầm tích Creta trên các lục địa được đánh dấu bằng lớp sét đặc trưng với hàm lượng Iridi cao, dày vài centimet. Lớp sét này có nguồn gốc từ một vụ lao đập của thiên thạch lớn vào Trái Đất ở cuối Creta, tạo nên đám bụi khổng lồ bao phủ tầng khí quyển quanh Trái Đất. Tro bụi từ vụ lao đập cùng với thành phần Iridi do thiên thạch mang tới từ vũ trụ sau đó đã được trầm đọng lại, tạo nên lớp sét đặc trưng này và ngày nay được sử dụng để nhận biết chính xác ranh giới Creta/Đệ Tam. Chính đám bụi khổng lồ này ở cuối Creta đã che khuất ánh Mặt Trời, gây nên sự tiêu diệt thực vật rồi đến sự tiêu diệt hàng loạt động vật, trong đó có những dạng rất đặc trưng của Mesozoi như Khủng long, Cúc đá, Tên đá (xem Chương 1 2 – Jura - Creta). Địa tầng dãy (Sequence Stratigraphy)1. Cơ sở của phương pháp địa tầng dãy là dựa trên các bất chỉnh hợp ranh giới của dãy địa tầng liên quan với sự biến đổi của mực nước biển toàn cầu, nhờ đó có thể đối sánh rất chính xác trên khoảng cách địa lý rất lớn. Lawrence Sloss (1963) là người đầu tiên đề xuất phương p háp này, ông đã xác định những loạt dãy trầm tích ở Bắc Mỹ phân cách nhau bằng các bất chỉnh hợp khu vực rộng lớn xuyên lục địa, những dãy đó ngày nay gọi là dãy Sloss và được sử dụng rộng rãi trong đối sánh địa tầng. Do có độ đối sánh chính xác cao phương pháp địa tầng dãy được coi là một phương pháp đối sánh định lượng, ngày nay được sử dụng có hiệu quả kinh tế lớn trong công tác tìm kiếm th ăm dò dầu khí. Địa tầng dãy giúp xác định chính xác tuổi, độ sâu và tốc độ trầm tích của tất cả các tầng ở mọi địa đ iểm trong khu vực. So sánh sự biến đổi từ vị trí này sang vị trí khác, từ thời gian này qua thời gian khác cho ta hiểu biết thấu đáo về thời gian diễn ra các sự kiện địa chất như sự dao động của mực nước biển, sự tạo núi ở vùng nguồn trầm tích, sự khởi đầu cho các dung dịch mang quặng đến 1

Một số tác giả gọi Sequence Stratigraphy là “Địa tầng phân tập ”. Cách gọi như vậy không chính xác cả về ngữ nghĩa và nội dung khoa học của Địa tầng dãy.

đá trầm tích, nguồn gốc và sự di cư của dầu khí và sự vỡ các siêu lục địa. Như vậy địa tầng dãy là phương thức rất hiệu quả trong việc xác định lịch sử địa chất. Peter Vail là người có công phát triển và ứng dụng rộng rãi địa tầng dãy nhất là đối với trầm tích chứa dầu khí. Dãy là một chuỗi tương đối chỉnh hợp của các tầng liên quan nhau về nguồn gốc, được giới hạn trên và dưới bằng các bất chỉnh hợp và chỉnh hợp tương quan của chúng. Địa tầng dãy có thể được áp dụng ở những quy mô khác nhau, lịch sử Phanerozoi gồm có các dãy chân tĩnh bậc 1. Các dãy bậc 1 này được gọi là Liên dãy (megasequence). Các đại bao gồm các dãy chân tĩnh bậc 2. Địa tầng địa chấn thường tập trung vào dãy bậc 3 (hình thành trong 1 - 5 triệu năm). Nhữ ng nghiên cứu mặt cắt địa chất của các giếng khoan, điểm lộ và lõi khoan thuộc dãy bậc 3, bậc 4 (hình thành trong 105 năm) và bậc 5 (hình thành trong 104 năm.

1.3. XÁC ĐỊNH TUỔI TUYỆT ĐỐI CỦA ĐÁ 1.3.1. Khái niệm ban đầu Phương pháp xác định tuổi tương đối của đá chỉ cho ta nhận biết được mối quan hệ già trẻ của các đối tượng địa chất được so sánh, trong khi đó rất nhiều trường hợp nhà địa chất cần xác định không phải chỉ là quan hệ già trẻ của các đối tượng nghiên cứu mà là tuổi tính theo đơn vị thời gian của chúng, trong địa chất người ta gọi là xác định tuổi tuyệt đối. Việc xác định tuổi tuyệt đối đặc biệt quan trọng đối với những đối tượng mà ta không thể áp dụng các phương pháp sinh địa tầng, ví dụ như đối với các đá magma xâm nhập . Tính tuổi địa chất h ay thậm chí tính tuổi của Trái Đất là hoài vọng của các nhà nghiên cứu từ nhiều thế kỷ trước. Đã có ý niệm đếm các lớp đá trầm tích để tính tuổi địa chất với lập luận là mỗi cặp hai lớp đá ứng với một năm, lớp thô được thành tạo vào mùa hè, nước lũ , còn lớp mịn được thành tạo trong mùa đông, nước cạn. Theo cách này có thể đếm được các lớp ứng với đá trầm tích ở một số vùng và con số tối đa cũng chỉ là vài trăm nghìn cặp lớp ứng với vài trăm nghìn năm. Con số này không đáng là bao so với lịch sử hình thành c ác thể đá trầm tích nói riêng và lịch sử địa chất của Trái Đất nói chung. Một ý niệm khác là căn cứ vào độ muối của nước biển với suy luận rằng ban đầu nước biển chỉ là nước ngọt như các nguồn nước khác trên lục địa, độ mặn của nước biển là do muối được cá c nguồn nước đưa từ lục địa ra biển. Nếu tính được tổng lượng muối hàng năm do các nguồn nước đưa từ lục địa ra biển, đồng thời biết tổng lượng muối trong nước biển thì có thể biết gần đúng thời gian để hình thành nước biển như hiện nay. Tuy vậy, không ai đảm bảo được rằng thuở ban đầu nước biển cũng là nước ngọt. Hơn nữa, thể tích của đại dương và lượng muối trong đại dương và trong các nguồn nước từ lục địa ra biển cũng là con số ước lượng không chính xác.

1.3.2. Sự phân rã phóng xạ và định tuổi đồng vị phóng xạ  Cơ sở khoa học Việc tính tuổi tuyệt đối của đá đã được thực hiện có cơ sở khoa học nhờ phát minh của A. Becquerel, của Pierre và Marie Curie về hiện tượng phóng xạ. Trong tự nhiên các nguyên tố hoá học thường có những đồng vị khác biệt nhau ở tr ọng lượng nguyên tử, có những đồng vị bền vững bên cạnh những đồng vị không bền vững. Những đồng vị không bền vững do hiện tượng phân huỷ phóng xạ sẽ bị phân rã và bị biến đổi để trở thành những đồng vị bền vững của nguyên 31

tố khác. Thí dụ các đồng vị của c hì Pb206 và Pb207 là sản phẩm cuối cùng và bền vững của quá trình phân rã phóng xạ từ các đồng vị urani U 238 và U235. Mỗi một nguyên tố phóng xạ có một tốc độ phân rã phóng xạ không thay đổi, tốc độ đó không chịu ảnh hưởng của bất kỳ tác nhân bên ngoài nào, có lẽ chỉ trừ trường hợp nhiệt độ cực cao ở các ngôi sao trong vũ trụ mới có thể làm thay đổi tốc độ này. Bằng thực nghiệm có thể xác định được chu kỳ bán huỷ của mỗi nguyên tố phóng xạ. Từ những điều vừa trình bày trên đây, ta xác định được tuổi của đá chứa các đồng vị phóng xạ. Biết được chu kỳ bán huỷ của đồng vị phóng xạ và khối lượng của đồng vị bền vững do quá trình phóng xạ phân rã tạo nên trong đá, ta sẽ tính được tuổi của đá chứa chúng.  Sự phân rã phóng xạ Trong cấu trúc nguyên tử, gần toàn bộ khối lượng nguyên tử tập trung trong nhân, bao gồm neutron và proton. Tổng của neutron và proton là số khối lượng nguyên tử còn số của proton sẽ là số của nguyên tử. Electron mang điện tích âm và có khối lượng rất nhỏ, quay quanh nhân. Trong các nguyên tử trung hoà thì số electron và proton bằng nhau. Chất đồng vị là chất khi có cùng một số proton (số nguyên tử) nhưng có số neutron khác nhau và do đó có số khối lượng khác nhau. Nguyên tử phóng xạ có nhân không bền vững và từng đợt phóng ra hạt cùng với năng lượng do hoạt động phân rã phóng xạ. E. Rutherford đã xác định ba loại hạt khác nhau là alpha, beta và gamma. Nguyên tử phóng xạ là đồng vị mẹ, nguyên tử còn lại sau phân rã phóng xạ là đồng vị con. Cách thức phân rã tuỳ thuộc vào kiểu và số của hạt liên quan trong sự phân huỷ phóng xạ của nguyên tử mẹ. Những đồng vị quan trọng nhất đối với định tuổi địa chất và kiểu phân rã của chúng được ghi trong Bảng 1.1. Bảng 1.1. Các đồng vị phóng xạ thường dùng trong định tuổi đồng v ị Đồng vị mẹ

Cách thức phân rã

Chu kỳ bán huỷ

Vật liệu để xác định

1 electron

48,8 tỷ n.

toàn bộ đá, felspat, mica

>100 tr. n.

bắt giữ electron

1,25

toàn bộ đá, felspat, mica

>100000 tr. n.

1 electron

1,47 tỷ n.

toàn bộ đá, felspat, mica

>100000 tr. n.

Rb → K→ K→

Đồng vị con Sr

Khoảng tuổ i xác định

238

206

8 hạt alpha, 6 electron

4,47 tỷ n.

zircon, toàn bộ đá

>100 tr. n.

235

U→

207

7 hạt alpha, 4 electron

0,704 tỷ n.

zircon, toàn bộ đá

>100 tr. n.

232

Th →

208

6 hạt alpha, 4 electron

14 tỷ n.

zircon, toàn bộ đá

>300 tr. n.

147

Sm →

143

1 hạt alpha

106 tỷ n.

toàn bộ đá, khoáng vật silicat

>1000 tr. n.

232

226

1 hạt alpha

75 200 n.

trầm tích đại dương

>500 000 n.

U→

Th →

234

Pb Pb Pb

Nd Pb

U→

230

1 hạt alpha

248 000 n. dung nham

> 1 tr. n.

210

Pb →

208

1 hạt alpha

22,3 n.

trầm tích, băng

< 100 n.

1 electron

5730 n.

chất hữu cơ, nước, carbonat

 70 000 n.

C→

(Chữ viết tắt trong bảng: n. = năm, tr. n. = triệu năm)

Các đồng vị mẹ của urani và thori trải qua một loạt phóng liên tục 6 hoặc 7 hạt alpha, mỗi lần ph óng như vậy sẽ sinh ra một đồng vị con, những đồng vị con này lại phóng xạ tiếp; 32

chuỗi hiện tượng này gọi là loạt phân rã. Do mỗi lần phóng một hạt alpha sẽ làm giảm số nguyên tử của đồng vị phóng xạ nên các đồng vị mẹ và con là những nguyên tố khác nhau . Trong trường hợp của urani và thori thì sản phẩm cuối cùng sẽ là các đồng vị của chì. Quy luật của quá trình phân rã phóng xạ là cứ qua một thời gian nhất định có tính chu kỳ thì số của nguyên tử mất đi một nửa do phân rã phóng xạ; chu kỳ đó gọi là chu kỳ bán huỷ. Như vậy sau một chu kỳ bán huỷ sẽ mất đi 50% số nguyên thuỷ của nguyên tử để cho ra đồng vị con; sau hai chu kỳ 75% bị phân rã, sau ba chu kỳ – 88% và tiếp tục như vậy cho đến khi số của nguyên tử mẹ trở thành cực nhỏ (H.1.13).

Hình 1.13. Tương quan của tốc độ phân rã phóng xạ và chu kỳ bán huỷ. Sau một chu kỳ bán huỷ một nửa của đồng vị mẹ được bảo tồn; sau hai chu kỳ bán huỷ 1/4 được bảo tồn (Condie K.C. & Sloan R,E.).

1.3.3. Các phương pháp xác định tuổi tuyệt đối Ngày nay nhiều phương pháp xác định tuổi tuyệt đối đã được sử dụng trong các phòng thí nghiệm địa niên đại, trong số đó quan trọng nhất là phương pháp Rubidi - Stronti, phương pháp Kali - Argon, phương pháp Urani - Thori - Chì, phương pháp Samari - Neodymi và phương pháp định tuổi vết phân hạch.  Phương pháp Kali - Argon là phương pháp được sử dụng rộng rãi trong địa chất, điều hạn chế là khí argon dễ bị bay mất sau khi được hình thành. Do đó thường xây ra trường hợp tuổi của đáđ ược xác định sez trẻ hơn tuổi thực, mặc dầu cũng cõn’ loại khoáng vật giữ đ ược argon khá tốt. Phương pháp Kali - Argon cũng sử dụng những khoáng vật giống như phương pháp Rubidi - Stronti. (Bảng 1.1). Ngày nay phương pháp Kali - Argon được sử dụng rộng rãi đối với đá phun trào trẻ (do đá phun trào chứa nhiều Kali trong nhóm khoáng vật plagioclas, felspat) và xác định thời gian của sự nâng trồi các lục địa. Phương pháp Argon -40/Argon-39 cũng là một loại của phương pháp Kali - Argon được sử dụng định tuổi cho hiện tượng nung nóng của vỏ Trái Đất, định tuổi tro núi lửa và sự cổ từ hoá trong đá. 33

 Phương pháp Rubidi-Stronti là một trong những phương pháp định tuổi được áp dụng rộng rãi trong địa chất. Phương pháp này cho phép xác định tuổi khoáng vật và đá có chứ a rubidi như mica, sét, felspat, granit.  Phương pháp Urani - Thori - Chì. Hai đồng vị của urani và thori trải qua sự phân rã alpha và beta sẽ cho đồng vị chì bền vững. Điều này cho nhiều khả năng định tuổi vì các đồng vị trung gian lại cũng phóng xạ. Zircon là khoáng vật thường có trong nhiều loại đá và đặc biệt thích hợp cho phương pháp Urani - Chì. Phương pháp Urani - Chì - Zircon là một trong những phương pháp chính xác nhất để định tuổi đá granit rất cổ với khả năng đạt độ chính xác 5 triệu năm với đá có tuổi 3 tỷ năm.  Phương pháp Samari - Neodymi. Samari-147 phân rã thành Neodymi-143 có chu kỳ bán huỷ rất dài, khoảng 106 tỷ năm. Cả hai đồng vị mẹ và con đều là nguyên tố đất hiếm và có hành vi địa hoá tương tự nhau. Các quá trình địa chất hậu sinh như phong hoá, biến chất không thể tách hai đồng này giống như chúng đã tách cặp đồng vị mẹ -con trong các phương pháp định tuổi khác. Vì vậy phương pháp Samari - Neodymi có khả năng “nhìn thấu” các sự kiện địa chất hậu sinh và ghi được thời gian đầu tiên khi đá tách từ bên trong Trái Đất để trở thành thành phần của vỏ. Vì vậy tuổi theo phương pháp Samari - Neodymi thường được coi là tuổi thành tạo vỏ Trái Đất.  Định tuổi vết phân hạch. Khi các hạt năng lượng cao chạy qua vật rắn, chúng tước Hình 1.14. Các vết sinh ra do phân hạch tự nhiên đoạt electron từ nguyên tử trên đường đi của của urani-238 chúng, phá vỡ cấu trúc tinh thể và tạo nên vết. Trong các khoáng vật tự nhiên, vết phá vỡ do phân hạch xẩy ra của nguyên tử urani được gọi là vết phân hạch. Nhỏ giọt hoá chất vào khoáng vật có thể làm mở rộng vết phân hạch dài đến 0,1 mm và ta có thể đếm được chúng dưới kính hiển vi (H.1.14). Bảng 1.2. Các đồng vị do các tia vũ trụ sinh ra được sử dụng định tuổi địa chất Đồng vị -14

Carbon Triti -32

Silic

-10

Beryli

-36

Clor

Chu kỳ bán huỷ Ứng dụng (năm) Đụng độ nitơ trong khí quyển 5730 Xáo trộn đại dương, tuổi di tích sinh v ật Xáo trộn đất, nước mặt; khí quyển; Đụng độ oxy, nitơ trong khí quyển 12,3 tăng trưởng băng Cơ chế sản sinh

Đụng độ argon trong khí quyển

Xáo trộn đại dương

280

Đụng độ oxy, nitơ trong khí quyển

1,5  10

Phản ứng trong đá

3,1  10

6 5

Tốc độ trầm tích, hút chìm trầm tích Đá phun trào trẻ, băng hà, mặt bào mòn

 Đồng vị do tia vũ trụ. Các tia vũ trụ là nguồn hạt năng lượng cao bắn phá thường xuyên vào khí quyển; chúng gồm proton, neutron và những hạt khác có tốc độ rất cao. Nguồn gốc của chúng chưa đ ược biết rõ nhưng chắc là chúng đã đến từ những thiên hà rất xa. Khi vào khí quyển các tia vũ trụ đụng độ với các phân tử khí của khí quyển và sinh ra nhiều loại nguyên tử phóng xạ. Những nguyên tử này tham gia vào nhiều chu kỳ địa chất và sinh học, 34

cho ta khả năng sử dụng để định tuổi nhiều sự kiện khá trẻ trong lịch sử Trái Đất (Bảng 1.2.). Một số tia vũ trụ xuyên vào trong đá của bề mặt Trái Đất đến độ sâu 1m và sinh ra các nguyên tử phóng xạ có thể sử dụng để định tuổi các bề mặt bào mòn trẻ.  Phương pháp Carbon -14 có vai trò quan trọng trong định tuổi địa chất trẻ . Carbon14 sinh ra do đụng độ với nguyên tử nitơ (nitrogen) trong khí quyển và phát ra một proton. Sau đó carbon phóng xạ kết hợp với oxy và tạo thành dioxit carbon (carbonic – CO2). Dioxit carbon phóng xạ này được cây cối hấp thụ trong quá trình quang hợp đồng thời cũng được phân tán trong nước biển và nước ngọt. Cuối cùng, động vật lại đồng hoá Carbon14 vào cơ thể của chúng do tiêu thụ nước và thức ăn thực vật. Khi động vật và cây cối chết, c arbon không còn tăng thêm trong mô của chúng được nữa và Carbon14 bắt đầu bị phân rã theo chu kỳ bán huỷ 5730 năm. Khi di tích của sinh vật bị chôn vùi trước khi bị phân huỷ thì lượng carbon phóng xạ chứa trong đó sẽ tương ứng với thời gian từ khi chúng bị chôn vùi. Trong điều kiện kỹ thuật hiện nay phương pháp Carbon14 được dùng để xác định tuổi của các mẫu vật đến 70 000 năm. Phương pháp này được sử dụng rộng rãi trong khảo cổ để định tuổi cho xương, than, hạt thực vật và nhiều sản phẩm do hoạt đ ộng của con người như công cụ lao động, quần áo v.v...  Triti (hydro có 3 proton) là hydro phóng xạ được hình thành ở thượng tầng khí quyển do sự đụng độ của tia vũ trụ với các nguyên tử oxy và nitơ. Cũng như hydro, triti kết hợp nhanh chóng với nguyên tử oxy trong khí quyển để hình thành phân tử nước. Cùng với nước thường, nước triti rơi xuống bề mặt Trái Đất, lẫn trong nước biển, sông, ao hồ và rất có ích trong việc theo dõi vận động của nước dưới đất, trong định tuổi của tốc độ tăng trưởng băng, và trong nghiên cứu hoàn lưu khí quyển. Do chu kỳ bán huỷ rất ngắn (12,3 năm), triti sử dụng định tuổi đối với loại nước có dưới 100 năm tuổi.  Beryli-10 cũng là một nguyên tố phóng xạ được hình thành do đụng độ của tia phóng xạ trong khí quyển, nó được mưa cuốn theo và r ơi trên mặt đất và cũng có thể kết đọng trong đá trầm tích như đá vôi. Beryli-10 rất có ích cho việc xác định tốc độ tích tụ và tuổi của sự tích đọng băng ở Nam Cực. Nó cũng tỏ ra rất hữu ích trong việc theo dõi lượng trầm tích bị cuốn vào bên trong Trái Đất ở các đới hút chìm, bị nóng chảy và trở lại bề mặt Trái Đất do núi lửa phun lên.  Silic-32 được sinh ra trong khí quyển do phản ứng của proton năng lượng cao với argon ị và b phân huỷ với chu kỳ bán huỷ 280 năm. Silic -32 rơi xuống đại dương đã được sử dụn g để đo tốc độ xáo trộn nước biển nông với nước biển sâu. Kết quả nghiên cứu cho thấy phải mất 1000 năm để có thể xáo trộn hoàn toàn nước đại dương.  Clor-36 là đồng vị phóng xạ được sinh ra trong đá do phản ứng của tia vũ trụ. Do lượng đồng vị này chỉ đượ c sinh ra ở độ sâu khoảng 40 cm, nên chúng được dùng định tuổi cho các dạng địa hình trẻ (khoảng dưới 1 triệu năm) như bề mặt bào mòn, đất, dòng dung nham.  Nhờ phương pháp đồng vị phóng xạ ngày nay có thể xác định được tuổi của tất cả các thành hệ địa chấ t. Các phân vị thời địa tầng quốc tế cũng đã được xác định tuổi và một biên niên sử của các sự kiện trong lịch sử phát triển địa chất được xác lập. Đá già nhất trên Trái Đất được xác định tuổi là 3,96 tỷ năm là một loại đá biến chất được tìm thấy ở Canada. Phải có đá gốc để hình thành đá biến chất có tuổi 3,96 tỷ năm này, như vậy tuổi của Trái Đất phải cổ hơn nhiều so với tuổi 3,96 tỷ năm. Nếu vũ trụ được thành tạo sau vụ nổ Big Bang, cách đây khoảng 20 tỷ năm thì Trái Đất phải được hình thành sau Big Bang, từ những vật chất khí bị bắn ra và nguội đi kết nhau lại. Từ đó, nếu đá cổ nhất có tuổi 3,96 tỷ năm thì suy ra Trái Đất phải được hình thành trước đó, từ cách đây chừng 4,6 tỷ năm. 35

Chương 2

MÔI TRƯỜNG THÀNH TẠO TRẦM TÍCH 2.1. ĐÁ TRẦM TÍCH VÀ ĐẶC ĐIỂM CỦA CHÚNG 2.1.1. Đặc điểm đá trầm tích Đá trầm tích được thành tạo trong những điều kiện môi trường nhất định phản ánh các yếu ố kiến tạo, khí hậu, hoàn lưu đại dương, tốc độ nâng của vỏ Trái Đất và sự tập trung xác các t loài sinh vật bị chết. Trong một khoảng thời gian xác định thì khối lượng trầm tích cũng chính là khối lượng sản phẩm bị bào mòn ở những nơi địa hình cao và trầm đọng lại ở đáy vùng trũng. Thường có thể ước lượng khối l ượng trầm tích trong một bồn trầm tích khi biết hướng vận chuyển và nơi địa hình chia cắt, biết vị trí nguồn của trầm tích, và tính tốc độ của sự bào mòn, từ đó biết được tốc độ nâng của vỏ trong địa phận nguồn. Đá trầm tích gồm nhiều loại khác nhau, phổ biến nhất là đá vụn được hình thành do phong hoá, vỡ vụn của đá cổ hơn rồi được vận chuyển và trầm đọng lại trong bồn trầm tích. Ngoài ra còn nhiều loại đá trầm tích khác như đá nguồn gốc sinh vật, đá hoá học, đá trầm tích sinh hoá như đá vôi. Đá trầm tích được gọi tên tuỳ thuộc vào thành phần khoáng vật và kích thước của hạt tạo thành đá. Kích thước hạt của đá vụn có ý nghĩa quan trọng vì đó là chìa khoá để biết các quá trình vận chuyển trầm tích. Cần có tác nhân động lực cao như dòng chảy và sóng mới có t hể vận chuyển những hạt lớn; vì thế cuội và cát có xu hướng trầm đọng tại lòng suối hay bãi biển, còn bùn và sét có thể được vận chuyển bằng dòng chảy yếu và lắng đọng lại trong điều kiện động lực thấp như ở hồ và đầm phá. Đá vôi vụn là loại điển hình của cồn ngầm xa bờ, nơi động lực sóng lớn, có thể gồm cả những mảnh vỡ cỡ hạt cát hoặc cuội của vỏ sò. Trong quá trình vận chuyển, góc cạnh của các hạt bị mài mòn do cọ xát với nhau và hạt trở nên tròn trĩnh. Thông thường đá hạt nhỏ có độ chọn lọc tốt hơn đá c ó kích thước hạt lớn; sự chọn lọc là kết quả của quá trình vận chuyển và trầm tích tuỳ thuộc kích thước hạt. Cát trong các đụn cát được chọn lọc rất tốt vì gió không thể di chuyển những hạt cuội, sỏi lớn; còn những hạt sét lại bị thổi bay đi quá xa nên chỉ những hạt cát mới đọng lại trong các đụn cát. Trong thành phần đá trầm tích có tới hàng trăm loại khoáng vật khác nhau nhưng chỉ có thạch anh, felspat và sét là những thành phần thường xuyên. Thành phần khoáng vật tuy không nói được gì về lịch sử vận chuyển và tích đọng, nhưng lại có ý nghĩa lớn để xem xét về nguồn gốc của đá. Thành phần của đá trầm tích hoá học cho phép luận về môi trường thành tạo chúng; ví dụ đá vôi được hình thành từ calcit là khoáng vật chỉ thị của điều kiện môi trường nước nông, nóng ấm. Các trầm tích bốc hơi như thạch cao, muối mỏ là thành phần chỉ thị của điều kiện môi trường bốc hơi tốc độ cao. 36

Hoá thạch hoặc mảnh vỡ di tích sinh vật là thành phần thường gặp trong các loại đá trầm tích. Chúng chính là những chứng tích của điều kiện môi trường thành tạo đá chứa chúng; ví dụ những sinh vật đòi hỏi điều kiện môi trường quang hợp chỉ có thể sống ở nơi ánh sáng có thể xuyên tới, tức là độ sâu nước không quá 200m. Điển hình có thể kể đến san hô vì đa số chúng chỉ sống ở môi trường biển nông, nước trong và ấm của vùng thềm lục địa thuận lợi cho quá trình quang hợp, giàu sinh chất. Trong việc nghiên cứu điều kiện môi trường trên cơ sở hoá thạch cần chú ý xác định điều kiện chôn vùi của chúng, nếu hoá thạch được chôn vùi tại chỗ thì điều kiện sống của chúng phản ảnh điều kiện môi trường thành tạo đá chứa chúng. Nghiên cứu quần tụ xác sinh vật có ý nghĩa đặc biệt quan trọng vì trong trường hợp này chúng ta sẽ có thể loại trừ được những dạng được vận chuyển từ nơi khác đến. Cấu trúc vỏ của động vật đáy cũng cho ta thấy rõ điều kiện môi trường sống của chúng, ví dụ vỏ của Chân rìu nếu dày, chắc và to phản ảnh điều kiện môi trường sống nước nông, và xáo động; trái lại loại vỏ mỏng, mảnh mai thể hiện môi trường sống nước sâu, ít xáo động. Trong nhiều trường hợp hoá thạch không phải được chôn vùi ở chính nơi sinh sống của chúng mà được vận chuyển từ nơi khác đến thì việc luận giải điều kiện môi trường của đá chứa chúng sẽ phải tính đến nhiều yếu tố khác. Vi cổ sinh có ý nghĩa rất lớn đối với đá không lộ trên mặt mà chỉ có thể nghiên cứu qua các lõi khoan lấy từ dưới sâu lên, trong đó khó có thể tìm được hoá thạch lớn được bảo tồn, nhưng lại có thể khá phong phú hoá thạch vi sinh vật.

2.1.2. Cấu trúc của đá trầm tích Đá trầm tích có cấu trúc được thành tạo khi trầm đọng hoặc ngay sau khi trầm đọng, như vậy cấu trúc của đá trầm tích phản ảnh các quá trình của môi trường thiên nhiên và sinh học của nơi mà chúng thành tạo. Tính phân lớp là đặc tính quan trọng hàng đầu của đá trầm tích, nhà địa chất phân biệt sự phân lớp nếu các lớp dày trên 1cm, và sự phân lá (laminae) khi các lớp mỏng hơn 1cm. Lớp hạt phân cấp. Trong nhiều lớp có sự giảm dần kích thước hạt từ đáy lên mái lớp, hiện tượng này gọi là lớp hạt phân cấp phản ảnh sự trầm đọng trong điều kiện dòng xáo trộn (turbidit) (H.2.1.). Dòng xáo trộn là dòng chứa vật liệu trầm tích nên có tỷ trọng cao hơn dòng nước thường. Dòng này di chuyển xuống dưới đáy biển, khi đó tốc độ bị giảm và các hạt lớn, nặng hơn được lắng đọng trước, tiếp đến là những hạt nhỏ và nhẹ hơn. Dòng xáo trộn cũng thường tạo ra dấu hằn rửa lũa

Hình 2.1. Sự hình thành lớp phân cấp hạt do dòng chảy rối (turbidit). Hình trên: Dòng chảy rối xuất hiện ở sườn lục địa và chuyển dịch xuống chân sườn lục địa và đáy biển. Hình dưới : lớp phân cấp hạt. (Wicander R. & Monroe J. S. 1993).

khi chúng chảy trên bùn, đến lúc tốc độ dòng xáo trộn bị giảm thì dấu hằn rửa lũa bị cát lấp đầy tạo thành một kiểu rãnh máng ở lớp cát đáy của trầm tíc h dòng xáo trộn. 1 3 Phân lớp xiên chéo. Sự phân lớp xiên chéo hình thành khi vật liệu của các lớp trầm đọng nghiêng trên bề mặt tích tụ. Các lớp xiên chéo sinh ra do dòng nước hay do luồng gió và đều nghiêng về 2 4 hướng dòng nước hay luồng gió đồ các dạng phân lớp xiên chéo Hình 2.2. Giản di chuyển. Do đó sự phân lớp xiên 1: ở lòng sông; 2: ở bãi bồi; 3: ở tam giác châu; 4: ở bờ biển là yếu tố chỉ thị cho hướng dòng cổ của nước hoặc gió (H.2.2; 2.3). Mặt phân lớp có thể có những dấu ấn của cấu trúc trầm tích như vết gợn sóng và vết nứt nẻ khô hạn. Vết gợn sóng ứng với dòng nước hay luồng gió chuyển động cùng một chiều và sự không đối xứng của vết gợn sóng trên mặt cắt đứng cho phép nhà địa chất xác định được hướng của dòng chảy cổ. Vết gợn sóng đối xứng phản ánh sự thành tạo trong điều kiện dòng chuyển động dập dềnh, khi đó sống của vết gợn sóng chạy gần song song với đường bờ. Khi trầm tích giàu sét bị khô thì chúng bị co lại và nứt nẻ theo dạng đa giác. Hiện tượng khô nẻ này chứng tỏ sự ngập nước và khô hạn 2.3. Phân lớp xiên chéo trong cát kết của xen kẽ nhau như quan sát thấy hiện na y ở dọc bờ Hình hệ tầng Phú Quốc (Ảnh: Tạ Hòa Phương) sông, bờ hồ sau lũ lụt.

2.1.3. Các môi trường thành tạo đá trầm tích Ba môi trường chính thành tạo trầm tích là môi trường lục địa, môi trường biển và môi ờng chuyển tiếp. Để phân tích môi trường trầm tích của các thể đá các nhà địa chất ứng dụng trư nguyên lý hiện tại của Ch. Lyell  Các hiện tượng tự nhiên hiện nay đang diễn ra một cách từ từ chậm chạp gây ra những biến đổi để thay đổi bộ mặt Trái Đất; trong quá khứ cũng chính những hiện tượng tương tự như thế đã gây nên những biến đổi lớn lao c ủa vỏ Trái Đất. Ví dụ các vết gợn dòng chảy và phân lớp xiên chéo của các lớp trầm tích được thành tạo trong quá khứ cũng giống như hiện nay chúng đang được hình thành.

2.2. MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH BIỂN 2.2.1. Biển và hình thái đáy biển Hiện nay biển và đại d ương chiếm một diện tích bao la, bao gồm đến ba phần tư diện tích bề mặt Trái Đất. Trên thế giới có những đại dương như Thái Bình Dương, Ấn Độ Dương, Đại Tây Dương và Bắc Băng Dương. Phần của đại dương rìa lục địa hình thành những biển, những 38

vịnh như Biển Đông, biển Nhật Bản, vịnh Bengal, vịnh Bắc Bộ v.v... Có những biển lưu thông hoàn toàn với đại dương như Biển Đông, biển Nhật Bản, hoặc nối liền với đại dương qua vùng biển hẹp như biển Bantic, hoặc gần như biển kín như Biển Đen (Hắc Hải), lại cũng có trư ờng hợp biển bị biệt lập hẳn với đại dương và trở thành hồ nước mặn như biển Caspi. Hình thái của biển và đại dương, nhất là hình thái đáy của chúng, có ý nghĩa quan trọng bậc nhất đối với sự phân bố trầm tích. Theo mối quan hệ của đáy biển và mặt biển, bờ lục địa người ta chia ra các khu vực sau đây (H.2. 4). Thềm lục địa là khu vực đáy biển ở sát rìa bờ biển, có độ dốc không lớn (khoảng 1 o). Độ sâu của biển thường chỉ dao động trong khoảng dưới 200 -300 m. Bề rộng của khu vực thềm lục địa thay đổi tuỳ từng khu biển. Có nơi rất hẹp, chỉ dưới 10 km hoặc hầu như không có thềm lục địa, như ở vùng biển Nhật Bản. Nhưng có nơi chúng có bề rộng tới vài ba trăm kilomet và hình thành một bình nguyên ngầm dưới biển như ở vùng phía nam Biển Đông của Việt Nam.

Hình 2.4. Các vùng biển và đáy biển tương ứng (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998) Các vùng biển: 1. Vùng biển nông (gần bờ). 2-4: Các vùng biển khơi. 2. Biển sâu. 3. Biển thẳm. 4. Biển cực thẳm.

Tương ứn g với thềm lục địa của đáy biển là khu vực biển nông , trong đó có vùng ven bờ. Vùng ven bờ là dải hẹp của biển ven theo bờ biển, thường nằm trong phạm vi hoạt động của thuỷ triều. Các vùng biển tam giác châu của cửa sông cũng được coi là thuộc biển ven bờ. Ngoài những nơi ven bờ tiếp xúc trực tiếp với biển hở, nhiều diện tích của vùng biển ven bờ có chế độ môi trường trung gian giữa môi trường biển và môi trường lục địa, được gọi là "vùng chuyển tiếp". Khu vực biển nông tương ứng với thềm lục địa của đáy bi ển, đây là vùng biển có độ sâu không lớn (dưới 200 - 300m). Sườn lục địa là khu vực đáy biển tiếp liền sau thềm lục địa. Ở đây đáy biển có độ dốc lớn hơn và nhanh chóng đạt độ sâu 2000 - 4000 m. Hình thái đáy biển ở đây cũng khá phức tạp, không đơn giản là một vùng sườn dốc đơn nghiêng mà có thể có những dải núi ngầm cũng như thung lũng ngầm. Khu biển tương ứng với đáy sườn lục địa là biển sâu . 39

Biển thẳm và đáy đại dương là khu vực chiếm đại bộ phận diện tích của đại dương. Độ sâu của nước biển ở đây tới 50 00 - 6000 m trở lên. Bề mặt đáy đại dương không bằng phẳng mà có những hố biển sâu, có khi tới hơn 10 km như hố biển Marian ở Thái bình Dương. Đồng thời lại có những “dải núi” ngầm, ở đó độ sâu đáy biển kém hẳn đi, có khi những núi đó nhô cao lên khỏi mặt nước và hình thành các đảo giữa Đại Tây Dương, cung đảo như cung đảo Kuril ở vùng biển Đông Bắc Á.

2.2.2. Phân bố trầm tích và sinh vật ở biển Trầm tích ở đáy biển ngoài một số ít có nguồn gốc sinh vật, hoá học hoặc do núi lửa phun trào, còn đại bộ phận là trầm tích vụn do sông tải từ trong lục địa ra. Sự phân bố các vật liệu trầm tích nhiều hay ít, và trình tự sắp xếp chúng phụ thuộc vào nhiều yếu tố, tùy theo từng khu vực. Sự phân bố của sinh vật trong biển thay đổi tuỳ khu vực, từng vùng biển, tuỳ theo c ách sống của chúng, do đó có nhiều nhóm sinh vật biển khác nhau. Nhóm sinh vật đáy (benthos) bao gồm những sinh vật sống bám chắc vào đáy biển hoặc bò lê la trên đáy biển như San hô, Chân rìu, Tay cuộn. Nhóm này có ý nghĩa rất lớn đối với việc nghiên cứu t ướng đá và cổ địa lý, vì sau khi chết xác của chúng về cơ bản chôn vùi ở ngay vùng chúng sống. Nhóm thứ hai là sinh vật biển khơi , gồm những sinh vật trôi nổi (plancton) chúng di động thụ động, trôi dạt theo dòng nước như các loại vi sinh vật, nhiều dạng Trùng lỗ, sứa v.v... và loại sinh vật bơi lội (necton) như cá, mực v.v... có khả năng di động chủ động nhờ cơ quan vận động như vây, xúc tu v.v… a) Vùng ven bờ Vùng ven bờ chịu tác dụng mạnh của sóng, giàu oxy và nhiều ánh sáng vì lớp nước mỏng, hàng ngày có mực nước lên xuống do thuỷ triều. Trầm tích ở đây chủ yếu là những loại vật liệu thô như cuội, sỏi, cát thô và những vỏ của sinh vật bị vỡ vụn. Về cấu tạo, trầm tích th ường có dạng phân lớp xiên chéo và vết gợn sóng trên mặt lớp, vết bò của một số sinh vật. Trong vùng này chỉ có một số sinh vật thích nghi với điều kiện của môi trường nước luôn luôn bị xáo động đục bẩn. Trước hết có những dạng sống bám chắc vào đáy như vài loại Chân rìu, Balanus hoặc những loại sống chui rúc trong cát, nấp trong cát khi triều xuống. Ở các biển nhiệt đới San hô có thể đóng một vai trò quan trọng trong thành phần trầm tích của vùng ven bờ. Do điều kiện nước luôn luôn xáo động dưới tác dụng của sóng và thuỷ triều nên xác của sinh vật trong vùng ven bờ sau khi chết ít khi đượ c bảo tồn nguyên vẹn mà hoặc bị cuốn đi ra vùng biển xa hơn hoặc bị vỡ nát. Ngoài ra trong trầm tích của vùng này lại có thể chứa những xác sinh vật vốn ở các khu vực biển khác nhau khi chết do sóng nước cuốn vào. Trong vùng ven bờ cũng có những miền dưới đây có điều kiện trầm tích và dạng sinh vật khác với kiểu phổ biến ta vừa nói đến. Trong những vịnh kín do ít lưu thông, có khi biệt lập hẳn với biển cả và hình thành hồ ven biển, kiện môi trường khác hẳn với điều kiện của vùng ven biển. Nước biển ở đ ó có thể có độ muối điều không bình thường so với độ muối trung bình 3,5% của biển. Có nơi nước trở thành nhạt như Biển Đen (1,8%) hay biển Baltic, hoặc trở thành biển quá mặn như Biển Đỏ (Hồng Hải, 4,1%), Biển Chết (28 - 29%). Trong những điều kiện như vậy thà nh phần sinh vật thay đổi rất nhiều so với vùng biển có độ muối bình thường. Ta có thể lấy ví dụ ở Địa Trung Hải với độ muối bình thường có đến hơn 3 nghìn loài động vật, trong khi đó ở Biển Đen do ít lưu thôn g với biển cả, độ muối chỉ có 1, 8 % thì chỉ có 415 loài, còn ở Biển Chết chỉ có 3 loài vi khuẩn. Trong các vùng này số lượng giống loài sinh vật chung với biển cả bị giảm, đồng thời lại xuất hiện và phát triển phong phú các dạng địa phương. 40

b) Khu vực biển nông Độ sâu của khu vực biển nông có thể tới khoảng 200 m, đáy biển của khu vực này ứng với thềm lục địa. Khu vực này có đặc điểm sóng nhiều và nhiều dòng nước hoạt động, giàu oxy và giàu ánh sáng, nhiệt độ thay đổi tuỳ thuộc vào nhiệt độ của bề mặt, của vĩ tuyến. Trong thế giới sinh vật ở đây đặc biệ t phong phú sinh vật đáy và thực vật thuỷ sinh như rong tảo. Ở phần nước không sâu (40 - 80 m), nhiều ánh sáng và tầng nước được xáo động do sóng nên sinh vật lại càng phong phú. Trong khu vực biển nông đặc biệt phong phú các nhóm của động vật không xương sống như Chân rìu, Tay cuộn, San hô, Bông biển v.v... Ngoài ra trong trầm tích của khu vực cũng gặp nhiều xác của động vật sống tự do ở tầng nước của khu vực như Cầu gai, Trùng lỗ v.v... Khu vực biển nông là khu vực tích đọng khối lượng chủ yếu của trầm tí ch vụn như cát, sét do các sông tải sản phẩm phong hoá phá huỷ từ trong lục địa ra, trước hết là các loại cát thô, cát mịn, tiếp đến là các loại bùn. Cùng với trầm tích vụn ở đây có sản phẩm của hoạt động sinh giới, trước hết là các loại bùn carbonat (bùn vôi) do xáo trộn bùn lục nguyên với sản phẩm rửa lũa các vỏ, xác sinh vật tạo vôi (Tảo vôi, Trùng lỗ, San hô v.v...). Trong trầm tích của khu vực cũng có mặt một số sản phẩm kết tủa do hoạt động hoá học trong nước biển như các hợp tạo sắt, nhôm và mangan. Thông thường kích thước của hạt tr ầm tích càng xa bờ càng mịn, từ cát thô, cát mịn đến các loại bùn, cũng còn có những mảnh vụn của xác sinh vật, vôi trứng cá; ở miền rìa giáp sườn lục địa còn có thể có kết hạch phosphorit. Khu vực thềm lục địa được phân t hành hai vùng – vùng thềm trong có nước nông, động lực cao và vùng thềm ngoài với nước sâu có động lực thấp. Sóng và thuỷ triều khuấy động mạnh ở vùng thềm trong và ở đây chỉ có thể trầm đọng được các loại cát , hình thành bãi cát rộng phân lớp xiên chéo. V ùng thềm ngoài nước sâu, chiếm diện tích rộng lớn, không chịu tác động của thuỷ triều và sóng, trừ trường hợp sóng của những trận giông bão lớn mới có thể tác động đến độ sâu của vùng này. Các loại bùn trầm đọng chủ yếu ở vùng này, tuy nhiên ta cũng có thể thấy có sự xen kẽ của cát và bùn, nhất là ở miền ranh giới giữa thềm trong và thềm ngoài. Ngoài khu vực thềm lục địa trầm tích vụn lục nguyên cũng còn có thể trầm đ ọng ở vùng sườn lục địa nhờ quá trình tạo turbidit, những vật liệu vụn được các dòng xáo tr ộn chuyển xuống và tạo thành dạng trầm tích rẻ quạt dưới biển. Trầm tích carbonat rất phổ biến trong khu vực thềm lục địa, calcit (CaCO 3) là thành phần chủ yếu của loại trầm tích này về sau trở thành đá vôi, khi đá vôi bị dolomit hoá thì thành phần biến thành CaMg(CO3)2. Trong cấu trúc của nhiều loại đá vôi hiện nay ta thấy có những nét tương tự như đá vụn gồm những hạt nhỏ và bùn carbonat vi tinh (micrit); những loại đá vôi như vậy được thành tạo trong điều kiện môi trường yên tĩnh như vùng đầm phá. Trái lại loại đá vôi chứa nhiều mảnh vụn vỏ sinh vật và những hạt nhỏ dạng cầu (dạng trứng cá – oolit) đã được thành tạo trong điều kiện ở môi trường có dòng nước và sóng hoạt động mạnh mẽ. Điều khác nhau giữa trầm tích carbonat và trầm tích vụn không chỉ thể hiện trong thành phần mà trước hết là trong nguồn gốc của chúng. Một số ít những vụn carbonat có thể được vận chuyển và lắng đọng trong những vùng cát nhưng đại đa số trầm tích carbonat được hình thành tại chỗ, hoặc không xa nguồn. Trong bùn vôi có thể chứ a nhiều vật liệu vụn mịn có nguồn gốc lục nguyên, nhưng đá vôi ám tiêu thì chỉ là trầm tích được thành tạo tại chỗ. Trong thực tế sơ đồ phân bố trầm tích theo độ hạt vừa nêu nhiều khi bị thay đổi do chịu ảnh hưởng của nhiều yếu tố khác nhau như hình thái của bờ biển, chế độ sóng, dòng nước ven bờ v.v... 41

Trong điều kiện của vùng biển lặng, ít chịu tác dụng của dòng nước và sóng, như trong các vịnh thì ngay sát với ranh giới của vùng ven bờ đã thấy có trầm tích bùn mịn. Ngược lại, ở vùng biển trống trải, sóng to gió lớn, thì ngay cả nơi khá xa bờ cũng có thể có các loại hạt thô trầm đọng . Sự trầm đọng trầm tích phụ thuộc rõ nét vào chiề u cao của sóng, vật liệu lục nguyên lơ lửng trong tầng nước mặt chỉ có thể lắng đọng xuống khi không còn chịu tác động của s óng, mức tác động này gấp hai lần chiều cao của sóng. Mức sâu mà bùn có thể lắng đọng được gọi là đường bùn đọng L = 2H (trong đó H là chiều cao của sóng). Chính vì vậy vùng biển nông thường xuyên có sóng to nên ít có điều kiện lắng đọng bùn là loại trầm t ích mịn. Hiện tượng quan trọng phá vỡ sơ đồ phân bố trầm tích vừa nêu là sự thành tạo turbidit do các dòng xáo trộn. Những sản phẩm vụn được dòng xáo trộn đưa từ lục địa ra khu vực biển nông (thềm lục địa) này bị cuốn theo những h ẻm vực ngầm và bị tống tiếp tục ra xa, đọng lại ở vùng sườn lục địa , nhất là ở chân sườn lục địa, thành các rẻ quạt trầm tích biển. Thành phần sinh vật của khu vực cũng thay đổi, trước hết tùy thuộc vào yếu tố khí hậu. Ở vùng biển nhiệt đới động vật và thực vật đều phát triển phong phú, nhất là các loại tạo vôi như San hô, Thân mềm, Tảo vôi. Do đó trong thành phần trầm tích cũng giàu vôi và xương, vỏ của những loại sinh vật này. Ở vùng biển xứ lạnh nghèo sinh vật tạo vôi nhưng thường lại phong phú Khuê tảo (Diatomeae), do đó mà trầm tích ở đáy biển khơi của khu vực này lại phong phú bùn silic. c) Khu vực biển sâu Khu vực biển sâu có đáy ở độ sâu khoảng 2 - 3 nghìn mét ứng với sườn lục địa. Trừ tầng nước bên trên, biển có nhiệt độ không đổi, ít ánh sáng. Trầm tích ở đáy khu vực này có khối lượng không lớn so với diện tích của chúng trên các biển và đại dương hiện nay. Thành phần trầm tích tương đối đồng loại và gồm chủ yếu là bùn vôi - sét và bùn vôi có nguồn gốc sinh vật; thành phần trầm tích ít thay đổi trên những khoảng cách lớn. Ngoài thành phần trầm tích này còn có những trầm tích dạng rẻ quạt do quá trình turbidit tạo nên như đã nêu ở trên. Thành phần sinh vật đáy nghèo hơn nhiều so với khu vực biển nông vùng thềm lục địa, do ở quá sâu ít ánh sáng, ít oxy nên chỉ có những sinh vật đặc biệt thích nghi mới sống được. Trầm tích carbonat ở đây chủ yếu do xác sinh vật sống tự do trong tầng nước trên mặt rơi xuống, như Trùng lỗ, Globigerina, Chân cánh, các loại tảo và các loại sống trôi nổi khác. d) Khu vực biển thẳm Với độ sâu lớn (t rên 4 nghìn mét), khu vực này hoàn toàn tối do ánh sáng không thể xuyên tới được, nhiệt độ không đổi. Sinh vật đáy rất hiếm, tốc độ trầm tích cũng rất nhỏ bé. Thành phần trầm tích ở đây chỉ gồm hai loại bùn chủ yếu là bùn carbonat và bùn đỏ đại dương. Bùn carbonat cũng giống như ở vùng sườn lục địa, có nguồn gốc từ xác sinh vật sống ở tầng nước bên trên như bùn Globigerina, ngoài ra còn có bùn silic như bùn Trùng tia, bùn Diatomeae v.v... Bùn đỏ đại dương gồm những sản phẩm lục nguyên rất mịn phân lớp rất m ỏng, có lẽ loại bùn đ ỏ này chủ yếu do gió và dòng hải lưu tải đến và một phần do sản phẩm của tro núi lửa ở đại dương. Ở khu vực biển thẳm này cũng có mặt các loại kết hạch sắt, mangan.

2.2.3. Biển tiến, biển thoái và mực nước biển toàn cầu - Sự dao động m ực nước biển . Mực nước biển và độ cao tương ứng của các lục địa, vị trí của bờ biển là các yếu tố khống chế quá trình trầm tích. Mực nước biển toàn cầu không cố định trong mọi thời gian mà nâng lên hạ xuống nhiều lần, đôi khi vỏ Trái Đất cũng nâng lên hạ x uống. Độ 42

dao động lớn nhất của mực nước biển trong lịch sử địa chất là khoảng 500 m, mực nước biển cao nhất là cao hơn hiện nay 350 m, còn mực nước biển thấp nhất là kém hơn hiện nay khoảng 150 m. Có nhiều nguyên nhân gây nên sự biến đổi mực nước biển toàn cầu, nhưng có lẽ sự thay đổi hoạt động của sống núi đại dương và hoạt động băng hà là những tác nhân quan trọng nhất. Mọi sự kiện gây nên sự nâng đáy biển sẽ kéo theo sự dâng mực nước biển. Sự tăng tốc độ tách dãn đáy biển hoặc sự tăng độ dài của sống núi đại dương sẽ làm tăng mực nước biển; ngược lại sự giảm tốc độ tách d ãn đáy đại dương và giảm độ dài sống núi đại dương sẽ làm hạ mực nước biển. Một ví dụ điển hình là khi Pangea được hình thành vào cuối Paleozoi thì nhiều bồn đại dương nhỏ với các sống núi của chúng bị biến mất. Những quá trình băng hà lớn cũng tác động lớn đến sự thay đổi mực nước biển. Nước trong các vỏ băng lục địa không thể tham gia vào chu kỳ nước bình thường nên sẽ di chuyển khỏi đại dương. Như vậy thời kỳ băng phổ biến rộng khắp cũn g là thời kỳ mực nước biển tương đối thấp. Mực nước biển Đệ Tứ dao động trong khoảng 220 m, khi các mũ băng tan thì mực nước biển cao hơn hiện nay 70 m, và thấp hơn hiện nay 150 m trong thời kỳ băng cực đại.

Hình 2.5. Sơ đồ thành tạo loạt trầm tích biể n tiến và biển lùi a: Trong biển tiến, tốc độ nâng của mực nước biển lớn hơn tốc độ lắng đọng trầm tích và tạo nên loạt trầm tích biển tiến (onlap). Trên cột địa tầng 1 từ dưới lên trên là cát kết, đá phiến và carbonat. b: Trong biển thoái tốc độ trầm tích vượt tốc độ nâng của mực nước biển tạo nên loạt biển lùi (offlap). Trên cột địa tầng 2 từ dưới lên trên là carbonat, đá phiến và cát kết (theo Condie & Sloan 1998).

- Trầm tích biển tiến và biển thoái (H.2.5). Khi mực nước biển nâng cao trong một thời gian dài, bờ biển di chuyển về phía đất liền và tạo thành môi trường phủ biển tiến trong chế độ trầm tích (onlap); còn ngược lại là chế độ phủ biển thoái (offlap). Trong quá trình biển tiến trầm tích hạt mịn xa bờ phủ chồng lên trầm tích hạt thô về phía đất liền và tạo nên loạt trầm tích biển 43

tiến. Đặc điểm của trầm tích biển tiến là lớp đá bị vát mỏng về phía đất liền phản ánh chế độ lắng đọng của loạt trầm tích mới trong điều kiện biển tiến về phía đất liền và trên mặt cắt ta quan sát thấy hạt trầm tích mịn dần về phía trên của cột địa tầng. Ngược lại, trong quá trình biển lùi thì loạt trầm tích biển lùi được tạo nên, trong đó lớp đá bị vát mỏng về phía biển, trầm tích thô dần về phía trên của cột địa tầng, phản ảnh quá trình biển lùi hoặc sự gián đoạn của c hế độ biển. Trong cả hai loạt trầm tích biển tiến và biển lùi, tướng trầm tích biến đổi theo bề ngang với thời gian, bề mặt thời gian (mặt phân lớp) cắt ranh giới tướng. Mực nước biển là yếu tố lớn khống chế sự thay đổi vị trí đường bờ và ranh giới tướng, tốc độ lắng đọng trầm tích và tốc độ lún chìm bộ phận của vỏ có thể gây nên biển tiến và biển thoái. Ví dụ, biển thoái có thể xuất hiện khi tốc độ trầm tích trong bồn tăng, và dĩ nhiên xuất hiện trong quá trình nâng mực nước biển nếu trầm tích được lắng đ ọng nhanh hơn tốc độ mực nước biển nâng. Trong trường hợp này biển thoái có thể phản ảnh sự nâng kiến tạo trong vùng mà trầm tích lắng đ ọng nhiều hơn trong bồn. - Mực nước biển toàn cầu . Sự dao động của mực nước biển trong lịch sử địa chất là một vấn đề được các nhà địa chất chú ý nghiên cứu để làm sáng tỏ. Theo dõi dãy trật tự địa tầng của biển tiến, biển thoái, của mặt cắt địa chấn phản xạ có thể cung cấp cho ta cách thức giải quyết vấn đề này. Nếu trầm tích và những bất chỉnh hợp ranh giới trong những mặt cắt này có thể đặt trong khung địa thời , tuổi và cường độ của phủ biển tiến bờ (coastal onlaps) có thể đánh giá được thì chúng ta có thể tính được sự thay đổi của mực nước biển. Khi định tuổi đồng vị những hoá thạch từ dãy địa tầng nằm giữa các bất chỉnh hợp thì thời gian của các bất chỉnh hợp có thể xác định được. Hiện tượng phủ biển tiến và phủ biển lùi phân bố rộng rãi trong các dãy trầm tích có liên quan đối với sự thay đổi mực nước biển, do đó sử dụng hiện tượng này có thể xây dựng được biểu đồ sự da o động địa phương của mực nước biển theo thời gian. Các chu kỳ biển tiến và biển thoái đã diễn ra rất nhiều lần trong lịch sử địa chất, cũng trong rất nhiều trường hợp những chu kỳ trầm tích lớn nhất có thể đối sánh trên phạm vi toàn cầu. Chính P.R. Vail v à nhóm nghiên cứu của Công ty Dầu khí Exxon qua phân tích tài liệu địa chấn của các dãy trầm tích ở nhiều vùng biển rìa lục địa thụ động đã phát hiện ra phần lớn những dãy này có cùng những bất chỉnh hợp lớn tương tự nhau có cùng tuổi, cùng mức độ của sự thay đổi mực nước biển. Do những bất chỉnh hợp tạo thành những kiểu bẫy dầu nên Công ty Exxon đã sử dụng những thông tin này để giảm thiểu số lượng khoan đắt tiền trong tìm dầu. Từ đó đường cong Vail về mực nước biển được sử dụng đã chỉ rõ mực nước biển toà n cầu trong Mesozoi và Kainozoi rồi trong toàn Phanerozoi. Đường cong Vail (H.2.6) thể hiện dưới dạng hình răng cưa về sự giảm mực nước biển từ Cambri đến Jurra, sau đó là sự tăng mực nước biển với cực đỉnh ở Creta muộn, khi đó mực nước biển cao đến mức b iển bao phủ cả Bắc Mỹ đến Bắc Băng Dương. Tiếp theo lại là sự hạ thấp không đều đặn trong Kainozoi. Sự thay đổi dài hạn mực nước biển trong khoảng 100 đến 200 triệu năm có lẽ gắn liền với sự kết tập rồi phá vỡ siêu lục địa Pangea. Sự kết tập Pangea cùng với sự hạ thấp mực nước biển diễn ra ở cuối Paleozoi, còn sự phá vỡ mạnh nhất của Pangea cùng thời với hoạt động cực đại về tách dãn đáy đại dương diễn ra ở cuối Creta kèm theo mực nước biển dâng cao nhất trong lịch sử Phanerozoi. Sự dao động ngắn hạn của khoảng 10 đến 30 triệu năm có thể liên quan với sự thay đổi các sống núi đại dương do sự thay đổi tốc độ tách dãn. Những chu 44

kỳ thay đổi ngắn hơn của mực nước biển có lẽ có tương quan với hoạt động băng hà, với khối lượng mũ băng hoặc với hoạt động kiến tạo .

Hình 2.6. Thay đổi dài hạn và ngắn hạn của mực nước biển toàn cầu trong Phanerozoi (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998)

Các nhà nghiên cứu cho rằng hoạt động băng hà có liên quan với chu kỳ thay đổi của trục quay của Trái Đất và độ nghiêng Trái Đất đối với Mặt Trời (chu kỳ Milankovich). Hiện nay mực nước biển ở mức tương đối cao vì phần lớn băng đã bị tan cách nay khoảng 10 000 năm và trong lịch sử loài người tiếp theo, một phần nhỏ băng cũng đang tiếp tục tan. Đường bờ cũ của kỳ băng cuối cùng nằm ở mức thấp hơn hiện nay, khoảng 120 m dưới nước. Vì thế phần lớn những đô thị cảng biển của thời kỳ văn minh sớm nay đã nằm dưới mực nước biển (điều này có thể ứng với cơn đại hồng thuỷ Noê trong Kinh thánh). Sự thay đổi mực nước biển phù hợp với băng hà mới nhất, diễn ra vào khoảng 20 000 năm trước đây. Trong thời gian băng hà này do một khối lượng lớn của nước bị bốc hơi và tích đọng thành băng tuyết ở bán cầu bắc nên mực nước biển thấp hơn hiện nay 98 m. Khi mực nước biển thế giới ở m ức thấp đó thì đáy biển xưa phải chịu tác động của sự phong hoá (bào mòn do mưa, băng giá, sông v.v…) và đường bờ được xác lập mới ra xa hàng chục kilomet về phía biển so với đường bờ cũ nếu đáy biển nông và nghiêng. Chu kỳ này ứng với tiến động của trục quay của Trái Đất và thường được gọi là chu kỳ th ứ 5. Chu kỳ kế cận (chu kỳ 4) lớn hơn, cách nay 40 000 năm, chu kỳ lớn hơn nữa (chu kỳ 3) cách nay 110 000 năm ứng với khi quỹ đạo của Trái Đất dao động từ vòng elip sang vòng gần tròn. 45

2.3. MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH CHUYỂN TIẾP BIỂN - LỤC ĐỊA 2.3.1. Đặc điểm chung của vùng chuyển tiếp Vùng chuyển tiếp biển - lục địa là vùng giáp ranh giữa lục địa và biển, bao gồm vùng cửa sông thành tạo tam giác châu, các đảo gờ chắn và vùng triều, vùng vũng vịnh, đầm phá; phạm vi phân bố từ vài kilomet đến vài chục kilomet. Đặc điểm về môi trường trầm tích trước hết thể hiện ở độ muối không bình thường và thay đổi từ vùng cửa sông (nhạt) đến vùng vũng vịnh mặn hơn. Những vùng biển kín thường có độ muối rất mặn nếu khí hậu khô nóng, lượng bốc hơi lớn hơn lượng mưa. Sinh vật trong trầm tích chuyển tiếp thường đơn điệu hơn ở biển, khi độ muối tăng cao thì sinh vật không còn sống và phát triển được nữa. Chúng ta đã biết nước trên lục địa chủ yếu là nước ngọt với độ muối dưới 0,5 % trong khi độ muối trung bình của nước biển là 3,2 - 3,5%. Trong những vùng chuyển tiếp, do sự pha trộn nước biển và nước ngọt nên có chế độ nước lợ với độ muối thay đổi giữa 0,5% đến 3%. Trong điều kiện độ muối như vậy chỉ có một số ít sinh vật biển và sinh vật nước ngọt có thể thích nghi với vùng nước lợ. Trong khi đó vùng này lại có một hệ sinh vật thích nghi riêng và là một vùng có hệ sinh thái rất giàu. Thực vật trong khu vực chuyển tiếp biển - lục địa rất phong phú mà đại biểu là các loại sú vẹt. Trong các vùng bờ biển Việt Nam sú vẹt, đước nhiều khi hình thành khu rừng rậm rạp ven biển như ở Quả ng Ninh, Cà Mau.

2.3.2. Trầm tích ở tam giác châu Ở miền gần cửa sông lớn thường có nhiều vật liệu trầm tích thô vụn như cát, bùn, chúng đóng một vai trò lớn trong thành phần trầm tích tạo tam giác châu của khu vực ven bờ. Theo nghĩa rộng, tam giác châu là nơi các dòng chảy đổ vào biển hoặc hồ lớn trong lục địa, nhưng thông thường tam giác châu được hình thành ở vùng cửa sông chảy ra biển. Thành phần trầm tích tam giác châu gồm những yếu tố của trầm tích cửa sông ven bờ và tiếp sau đó là trầm tích biển nông. Khi nước chảy ra cửa sông gặp biển thì điều kiện hoá lý và thuỷ động lực của môi trường bị thay đổi. Đại bộ phận vật liệu trầm tích lắng đọng nhanh, chủ yếu là vật liệu vụn và vật liệu keo. Trên bình đồ tam giác châu có dạng hình rẻ quạt. Không phải sông nào đổ vào biển hay hồ lớn cũng tạo ra tam giác châu, chỉ ở những sông tải nhiều vật liệu trầm tích và đổ vào những bờ biển tương đối thoải ví dụ sông Hồng, Cửu Long mới hình thành tam giác châu. Nếu sông đổ vào biển có bờ dốc mà vật liệu trầm tích không nhiều như sông Bạch Đằng thì không hình thành tam giác châu mà tạo cửa sông hình phễu. Về cấu trúc, tam giác châu là một vùng bình nguyên thấp, bao gồm hai phần  phần trên bờ có mạng nhánh cửa sông như vùng cửa sông Cửu Long, phần thềm ngầm dưới mực nướ c, sau đó đáy biển khá dốc và nhanh chóng đạt độ sâu khá lớn so với các phần trên. Ở phần trên bờ hình thành các kiểu trầm tích kiểu lục địa, đầm lầy chứa di tích sinh vật nước ngọt. Phần thềm dưới mực nước hình thành trầm tích biển nước lợ, thành phần trầ m tích tuy đã ổn định hơn nhưng trong số di tích sinh vật vai trò chủ yếu thuộc sinh vật nước lợ. Phần đáy biển sau thềm ngầm của tam giác châu là nơi hình thành trầm tích biển bình thường và ở đó thường có mặt bùn mịn. Chế độ trầm tích ở khu vực này biến đổi tuỳ thuộc vào hoạt động của dòng chảy, sóng và chế độ thuỷ triều; do đó sơ đồ phân bố trầm tích và tính chất của hệ sinh thái trở nên rất phức tạp. 46

Trường hợp tốc độ dòng sông không lớn mà tác động của sóng chiếm ưu thế thì vùng cửa sông lại không tạo thành một mạng lưới sông nhánh mà chỉ có một vài nhánh như thể hiện trên hình 2.7. Trên hình này từ lục địa ra biển trước hết l à vùng đất liền với đỉnh tam giác châu và phần trên bờ của tam giác châu có mạng nhánh cửa sông; tại đây có vài nhánh sông hiện nay và dấu vết của những nhánh sông cũ đã bị bỏ. Càng ra phía biển tam giác châu càng mở rộng, sát bờ biển là vùng đầm lầy và đồ ng muối, đây chính là vùng thường phát triển rừng sú vẹt. Xa hơn là đê chắn dưới dạng một dải cát kéo dài chắn ngang phía cửa sông và thường bị ngăn cách với đất liền bằng những đầm phá. Đê chắn có thể ở dạng đê ngầm nhưng đa số trường hợp chúng trở thành dạng đảo nổi cao trên mực nước biển và được tạo thành chủ yếu do Hình 2.7. Sơ đồ tam giác châu ở vùng cửa sông lớn trong điều kiện tác động sóng chiếm ưu thế sóng đưa cát từ biển vào. Chính vì vậy cát của đê chắn khá chọn lọc, chủ yếu là thạch anh nhưng có nhiều mảnh vỡ của vỏ sinh vật biển, điều này là cơ sở để phân biệt cát của đê chắn biển và c át sa mạc. Trường hợp tốc độ dòng yếu, sóng không mạnh thì vùng cửa sông sẽ hình thành bãi triều rộng lớn. Khi đó trong vùng bãi triều cửa sông sẽ có một mạng lưới nhằng nhịt các dòng sông nhánh, phát triển rừng sú vẹt mênh mông, nhiều khi khó nhận ra dòng cụ thể. Xa hơn về phía biển là các gờ chắn gồm chủ yếu là những cồn cát định hướng theo hướng dòng chảy và thường được gọi là doi cát cửa sông. Doi cát cửa sông hình thành do vật liệu được sông mang tới, thường có dạng cong hình lưỡi liềm phía cung lồi qu ay ra biển nằm chắn hướng chảy của các dòng phù sa của sông (ví dụ ở cồn Vành cửa sông Hồng). Trong quá trình hình thành các đê cát cửa sông có sự tương tác nhiều yếu tố như dòng chảy của sông, sóng biển, thuỷ triều và các dòng chảy ven bờ.

2.3.3. Trầm tích bãi triều và đê cát ven biển Các bãi triều nằm giữa mực cao nhất và thấp nhất của thuỷ triều và có thể là bãi triều cát hoặc bãi triều lầy. Bãi triều cát hình thành ở những bờ biển hở, đường bờ trực diện với hướng sóng. Bãi triều lầy nhất phát triển ở n hững bờ biển nửa kín, giàu vật liệu trầm tích hạt mịn bột sét như ở Cà Mau, các vịnh ở Quảng Ninh. Độ lớn của đới thuỷ triều phụ thuộc vào vị trí địa lý và cấu trúc của bờ. Tại những bờ biển thấp, bề rộng của đới này có thể tới vài trăm mét, nhưng cũng có thể hẹp, chỉ vài chục mét như ở bờ biển miền Miền Trung Việt Nam. Trầm tích bãi triều song song với bờ thường gồm sét - bột khi triều xuống; cát mịn khi triều lên do tác dụng của sóng. Trầm tích vùng đê cát ven biển thường được hình thành ven bờ biển nông, tương đối thoải. Khi sóng chuyển động theo hướng vuông góc với bờ, cách bờ khoảng 10 - 300 m thì tạo nên 47

một đới sóng bổ nhào, động lực của nước giảm đột ngột, vật liệu cát lắng xuống nhanh và tích tụ thành đê cát chạy song song với bờ. Khi mới hình thàn h, đê cát thường ở dạng dải hẹp kéo dài theo bờ biển và ngầm dưới nước, về sau đê cát tiến dần vào bờ nhô cao và lan rộng tạo nên các đụn cát dọc bờ, có khi tạo thành một dải đê kéo dài hàng chục kilomet, bề rộng từ vài chục mét đến nhiều kilomet, bề dày k hông nhỏ hơn 20m. Ví dụ, đê cát ven ven biển Miền Trung Việt Nam nhiều đoạn kéo dài hàng chục kilomet, cao 20 - 30 m rộng 2 - 5 km. Thành phần cát chủ yếu là thạch anh, độ chọn lọc mài tròn tốt, nghèo xi măng (carbonat), có thể có vụn nhỏ sinh vật biển và kết hạch mangan.

2.3.4. Trầm tích vùng đầm phá Đầm phá là vùng nước ven biển, liên hệ không thường xuyên với biển, do đó có thể có những đầm phá nước ngọt hoá hoặc mặn hoá. Tuỳ thuộc vào ch ế độ muối này mà có các loại trầm tích đầm phá khác nhau. Trong những đầm phá có chế độ nước nhạt do sự liên hệ với biển bị hạn chế, lượng nước ọt ng cung cấp nhiều hơn lượng bốc hơn thì trong phần nước sâu của đầm phá có thể hình thành hai tầng nước có tỷ trọng khác nhau. Tầng trên nhẹ vì nước ngọt hơn, tầng dưới nặng vì nước mặn hơn như trường hợp của phá Tam Giang, vịnh Nước Ngọt. Trầm tích chủ yếu là sét, bột, carbonat xen kẽ. Kết hạch sắt, mangan khá phổ biến. Do tầng dưới có môi trường khử, vi khuẩn biến sulfat thành H2S. Sinh vật đơn điệu, kích thước bé, vỏ vôi mỏ ng thích nghi môi trường nước ngọt, khi lượng H 2S ở lên cao thì sinh vật bị tiêu diệt. Những đầm phá trong điều kiện khí hậu khô nóng, lượng mưa nhỏ hơn lượng bốc hơi lại thường xuyên nhận được nước biển chảy vào nên độ muối càng tăng và trở thành hồ nước mặn như Bàu Tro và nhiều bàu tương tự phát t riển ven biển Miền Trung. Trong thành phần trầm tích chủ yếu là trầm tích hoá học và sét bột (thạch cao, muối, glauconit), cấu tạo phân lớp ngang, mặt lớp thường có vết gợn sóng, nứt nẻ do khô và giả hình của tin h thể muối. Sinh vật thay đổi phù hợp với điều kiện sống, phát triển các loại Chân rìu vỏ cứng thích nghi điều kiện muối cao, nhưng khi nồng độ muối đạt 5,5% thì phần lớn các loại sinh vật không thể phát triển nữa. Trong điều kiện khí hậu khô nước bị bốc h ơi, nguồn nước ngọt đổ vào lại ít so với lượng nước biển tràn vào do thuỷ triều lên thì độ muối của những vùng này ngày càng cao, do đó hình thành những trầm tích hoá học như thạch cao, dolomit, muối ăn. Trường hợp điển hình hiện đang xẩy ra ở vịnh Kara Bo ga, phía đông biển Caspi. Vịnh Kara Boga có một đê ngầm chắn ở nơi thông với biển Caspi, vịnh lại không có nguồn nước ngọt chảy vào. Do bốc hơi rất mạnh vì khí hậu khô nóng, mực nước của vịnh thấp hơn mực nước biển Caspi. Mỗi khi thuỷ triều lên nước biển t ràn vào vịnh, khi thuỷ triều xuống lượng nước trở ra biển ít hơn lượng nước đã tràn vào. Do đó mà độ muối của nước trong vịnh ngày càng tăng. Cuối cùng nước trở thành bão hoà và muối bị kết tủa, lắng đọng lại trong vịnh. Trong vùng khí hậu ẩm, thực vật thuỷ sinh phát triển mạnh mẽ đồng thời với việc hình thành bùn đen giàu chất hữu cơ là nguồn gốc của than bùn thối. Những miền đầm phá thường có thể biến mất do khô cạn, hoặc do chuyển động thăng trầm của vỏ Trái Đất mà lại nối liền với biển cả nên ở đó điều kiện biển bình thường lại được tái lập. 48

2.4. MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH LỤC ĐỊA 2.4.1. Đặc điểm môi trường trầm tích lục địa Khác hẳn với biển và đại dương, ở lục địa quá trình phong hoá bào mòn đóng vai trò chủ yếu, quá trình trầm tích chỉ xẩy ra trong phạm vi hạn chế. Sự tích đọng trầm tích trên lục địa chỉ xẩy ra ở những miền trũng thấp như hồ, đầm, thung lũng sông và thung lũng giữa núi v.v... Trầm tích lục địa được phân thành các loại trầm tích đầm hồ, trầm tích sông, trầm tích do gió và các loại sườn tích, bồi tích, tàn tích, lũ tích v.v... Khác hẳn với trầm tích biển có tính chất ổn định về thành phần, tướng đá và bề dày, trầm tích lục địa thay đổi rất nhanh chóng về cấu tạo lớp, thành phần và bề dày v.v... Sự thay đổi đó phụ thuộc vào nhiều yếu tố của môi trường thành tạo trầm tích, trong đó ta có thể kể đến ba nhóm yếu tố chủ yếu là khí hậu, động lực của môi trường và hình thái của khu vực trầm tích. Khí hậu có ý nghĩa rất quan trọng trong việc hình thành các loại trầm tích lục địa, vì chính khí hậu quyết định nhiều tính chất của môi trường như quá trình phong hoá, bào mòn, tính chất của sinh giới cũng như tốc độ hình thành trầm tích v.v... Mỗi đới khí hậu có những dạng trầm tích lục địa đặc trưng. Miền khí hậu lạnh có trầm tích sông băng, miền ôn đới có trầm tích sông hồ giàu thực vật, miền khô nóng hình thành trầm tích do gió, hoàng thổ v.v... Miền nhiệt đới mưa nhiều, thực vật giàu và đa dạng, quá trình phong hoá diễn ra mạnh mẽ, hình thành laterit và các loại trầm tích hồ, sông. Động lực của môi trường là yếu tố thứ hai có ý nghĩa quan trọng đối với tính chất của trầm tích lục địa. Những tính chất về cấu tạo, kiến trúc của đá, độ hạt và kiểu chọn lọc của hạt phản ánh chế độ động lực của môi trường thành tạo chúng. Trong thung lũng sông có tốc độ dòng chảy không ổn định, trầm tích thường có sự phân lớp không đều và xiên chéo (H.2.8). Những dòng chảy mạnh tạm thời của lũ khi ra khỏi vùng nguồn đã nhanh chóng mất động năng nên đã làm tích đọng những vật liệu hỗn độn của lũ tích.

Hình 2.8. Dạng phân lớp xiên của bồi tích sông suối. a: bồi tích hiện đại ; b. bồi tích Đệ Tứ với phân lớp xiên; c: đá gốc.

Địa hình của khu vực là yếu tố thứ ba có ảnh hưởng lớn đối với tính chất của trầm tích lục địa; lũ tích chỉ được thành tạo ở n hững địa phương có địa hình chia cắt của vùng núi, còn tàn tích (eluvi) lại được thành tạo ở vùng địa hình dốc thoải, khá bẳng phẳng. Trong thực tế thường xảy ra sự tác dụng đồng thời của nhiều yếu tố làm cho tính chất của trầm tích lục địa càng trở nên ph ức tạp, nhưng yêu tố khí hậu bao giờ cũng có tác dụng nổi bật trong sự hình thành tính chất của trầm tích lục địa. Dưới đây chúng ta sẽ xét đến đặc điểm của một số nhóm trầm tích lục địa dựa theo mối quan hệ của chúng đối với môi trường. 49

2.4.2. Các khu vực trầm tích lục địa - Khu vực khí hậu ẩm. Trong những khu vực này phổ biến là các loại bồi tích, sườn tích, tàn tích và các loại trầm tích đầm hồ. Ở miền khí hậu ẩm của ôn đới thực vật cũng khá phong phú nhưng không đa dạng; bề dày của tàn tích có thể dày tới hơn 1 mét, thành phần của tàn tích chủ yếu là sản phẩm của phong hoá cơ học. Ở nhiệt đới và cận nhiệt đới hình thành tầng phong hoá rất dày, có nơi đạt tới 100 m, thành phần hoá học của vật chất vụn bị phá huỷ rất mạnh. Thành phần thực vật ở đây rất phong phú và đa dạng, chính chúng là nguồn thành tạo than bùn và than trong môi trường đầm hồ. Cùng với sự hình thành lớp vỏ phong hoá dày là sự hình thành khoáng sản bauxit, mangan, sắt, caolin. - Khu vực khí hậu khô hạn, sa mạc. Trong những khu vực này phổ biến các loại trầm tích do gió như hoàng thổ, tàn tích và lũ tích do những dòng nước mạnh nhất thời sau các cơn mưa tạo thành. Thành phần thực vật rất nghèo, trong khi đó lại có nhiều loại muối do sự khô cạn các hồ tạo thành như các loại muối clorur, sulfat, và những trầm tích màu đỏ, sặc sỡ do giàu các loại oxyt sắt. Ngoài ra trong khu vực khí hậu khô hạn cũng phát triển các loại vật liệu là sản phẩm phong hoá lý học như tảng lăn. Trầm tích do gió rất phổ biến ở vùng sa mạc, các đụn cát có đặc trưng l à độ chọn lọc khá và phân lớp xiên chéo. Những đụn cát nguồn gốc biển như đã nêu ở phần trên, cũng có sự phân lớp xiên chéo như đã gặp ở vùng ven biển Miền Trung Việt Nam, nhưng chúng khác với cát sa mạc là có chứa những di tích của sinh vật biển và những vật liệu khác của trầm tích biển. - Khu vực hàn đới . Ở khu vực thuộc hàn đới và địa cực phổ biến các loại trầm tích sông băng, hồ băng. Trong các trầm tích cổ có loại trầm tích sông băng đặc trưng là tillit, đó là những tảng tròn trên bề mặt có nhiều vạc h khía xước do cà xát với các vật thể cứng trên đường lăn do bị sông băng cuốn theo. - Khu vực trước núi và thung lũng giữa núi . Do tính chất của địa hình mà ở khu vực trước núi và thung lũng giữa núi thường tích đọng những lớp dày gồm sỏi, lũ tích, bồi tích và cả trầm tích sông băng khi ở độ cao khá lớn. Những vật liệu trầm tích này là những sản phẩm phong hoá ở những núi trực tiếp xung quanh. Quy luật phân bố những vật liệu này là càng gần chân núi vật liệu càng thô (cuội, sỏi, cát thô) và sắp xếp càng lộ n xộn, xa dần chân núi hạt càng nhỏ hơn (cát, cát pha). Do ở những độ cao khác nhau có tính chất của đới khí hậu khác nhau nên thành phần trầm tích có thể có sự lẫn lộn các tính chất của các đới khí hậu ẩm, khô hạn hoặc lạnh giá v.v...

2.4.3. Một số dạng trầm tích lục địa phổ biến - Nón phóng vật . Nón phóng vật là dạng trầm tích rất phổ biến ở những vùng chân núi, được thành tạo do những dòng chảy tạm thời trong mùa lũ, thường có diện tích dạng toả lông chim hay rẻ quạt trên bình đồ và dạng nêm trong mặt cắ t. Đây chính là lũ tích, hình thành ở chân núi và do dòng lũ chảy mạnh từ những sườn núi dốc sát cạnh, khi dòng lũ chảy từ các vùng núi ra gặp các đồng bằng thấp, tốc độ dòng chảy giảm xuống đột ngột vật liệu trầm tích lắng đọng rất nhanh tạo nên nón phóng vật, phân bố hình nón hoặc rẻ quạt. Chúng thường có bề dày lớn và thay đổi nhanh chóng, vật liệu không chọn lọc và ít khi có thể bảo tồn được di tích sinh vật. Do được hình thành trong điều kiện oxy hoá nên trầm tích thường có màu đỏ, nâu. 50

- Bồi tích sông (aluvi). Aluvi là phức hệ trầm tích phổ biến trong các tướng lục địa, diện phân bố của trầm tích sông rất lớn vì một hệ sông bao gồm nhiều nhánh liên kết lại thành một lưu vực rộng lớn. Mặt khác trong lịch sử phát triển của một hệ sông, lòng sông không cố định mà thường dịch chuyển và phân nhánh, quá trình dịch chuyển lòng sông kéo theo sự thay đổi các dạng trầm tích sông khác nhau. Trầm tích sông đồng bằng gồm các trầm tích lòng sông, bãi bồi, hồ sừng trâu; còn trầm tích sông miền núi thường chủ yếu là tr ầm tích lòng sông. Có thể coi trầm tích Đệ Tứ của đồng bằng Sông Hồng và Sông Cửu Long là những thành tạo aluvi tiêu biểu. - Trầm tích hồ. Hồ được thành tạo do nguyên nhân nội sinh (kiến tạo) hoặc ngoại sinh và có thể là nước ngọt hay nước mặn, do đó tính chất của trầm tích trong các hồ cũng khác nhau. Thành phần đá trầm tích có nguồn gốc hồ gồm đá sét và cát kết hạt nhỏ, bột kết, đôi khi cũng gặp cuội kết và cát kết hạt lớn ở nơi nguyên là ven hồ. Khoáng vật sét chủ yếu là hydromica, haloysit, monmorilonit, caolinit ít phổ biến hơn. Tuỳ theo quy mô của hồ mà thành phần trầm tích sẽ thay đổi, đối với những hồ lớn thì giữa hồ có thể có cả đá vôi, sét vôi, đá phiến dầu, diatomit. Nhiều khi trong trầm tích hồ cũng gặp quặng sắt, kết hạch siderit, đá phiến dầu (như trường hợp đá phiến dầu Đồng Ho, Quảng Ninh) v.v... Trong trầm tích hồ có thể có nhiều hoá thạch động vật nước ngọt được bảo tồn tốt, còn hoá thạch thực vật nói chung bảo tồn kém do di chuyển từ đất liền tới. Hồ nước mặn thường có thể là phần di thừa của biển cổ, hoặc được thành tạo ở các vùng ũng của địa hình cổ. Thông thường lượng nước bốc hơi ở các hồ nước mặn lớn hơn lượng tr nước mưa và nước do sông đổ vào. Do đó trầm tích hồ nước mặn bao gồm trầm tích cơ học hạt mịn xen sét và các trầm tích muối ( thạch cao, halit, sylvin, sét vôi, đá vôi xen kẽ). - Trầm tích vùng đầm lầy. Đầm lầy thường hình thành từ các hồ, vũng vịnh bị thoái hoá, hoặc những vùng địa hình thấp của tam giác châu. Vào giai đoạn cuối của hồ và đầm phá, do được vật liệu trầm tích lấp đầy dần nên bị cạn nước, môi trường trở nên tù hãm, thực vật phủ kín và biến thành đầm lầy. Tại những v ùng khí hậu ấm và ẩm, thực vật đặc biệt phát triển và là môi trường thành tạo than như trường hợp của mỏ than tuổi Neogen Na Dương (Lạng Sơn).

2.5. TƯỚNG ĐÁ VÀ MÔI TRƯỜNG TRẦM TÍCH Có thể luận giải điều kiện thành tạo trầm tích trong quá khứ địa chất trên cơ sở nguyên lý hiện tại của Ch. Lyell  Các hiện tượng tự nhiên hiện nay đang diễn ra một cách từ từ chậm chạp gây ra những biến đổi để thay đổi bộ mặt Trái Đất; trong quá khứ cũng chính những hiện tượng tương tự như thế đã gây nên những biến đổi lớn lao của vỏ Trái Đất . Nắm được quy luật của trầm tích của ngày nay và dựa vào nguyên lý hiện tại, nhà địa chất có thể giải thích được môi trường thành tạo cá c đá trong những thời gian địa chất xa xưa. Tuy nhiên, việc tái lập điều kiện môi trường tự nhiên trong lịch sử địa chất luôn luôn là vấn đề phức tạp. Cùng một loại đá, cùng một kiểu cấu trúc của đá có thể được thành tạo trong những điều kiện môi trường kh ác nhau. Vì thế để hiểu được điều kiện môi trường thành tạo đá trong quá khứ, nhà địa chất luôn phải chú ý nghiên cứu cả tổ hợp yếu tố tác động qua lại của môi trường thành tạo chúng. Trong mỗi khu vực thành tạo trầm tích, điều kiện thiên nhiên của quá trì nh trầm tích luôn luôn thay đổi theo không gian và thời gian. Nhà tự nhiên học Đan Mạch Nicolas Steno là người đầu tiên phát biểu (1669) về nguyên lý liên tục ngang. Ông nhận định rằng các thể trầm tích phân bố theo bề ngang về mọi hướng cho đến khi kết t húc. Chúng có thể kết thúc đột ngột khi tiếp giáp với bờ của 51

bồn trầm tích, hoặc nơi bị đứt đoạn do đứt gãy (H.2.9). Sự kết thúc ngang của lớp đá trầm tích cũng có thể xẩy ra nếu nó bị vát mỏng dần cho đến khi bị ngắt mất. Sự vát mỏng và biến mất của lớp đ á cũng xẩy ra khi nó bị tách thành những lớp mỏng hơn và rồi những lớp này lại bị ngắt cụt mất. Một lớp có thể thay đổi theo bề ngang về thành phần hoặc cấu trúc, rồi sự thay đổi tăng dần đến lúc không nhận ra dạng cũ nữa.

Hình 2.9. Sự vát mỏng và biến mất của các lớp trầm tích. a: Sự kết thúc của phân vị địa tầng ở rìa bồn; b: Sự đứt gãy và bào mòn làm biến mất phân vị địa tầng (các lớp nằm trên lớp cát kết không có ở phía trái của đứt gãy do đã bị bào mòn ); c: sự kết thúc do vát mỏng; d: sự biến mất do hệ lớp bị chia tách và vát mỏng; e: sự biến đổi do thay đổi dần dần thà nh phần của đá. (theo Wicander R. J. & Monroe S. 1993).

Sự vát mỏng và sự thay đổi ngang xẩy ra do các quá trình trầm tích khác n hau tác động trong những môi trường kế cận. Ví dụ, cát có thể trầm đọng ở những vùng gần bờ có độ xáo động cao của thềm lục địa, trong khi đó bùn và trầm tích carbonat trầm đọng đồng thời ở vùng kế cận ngang ít xáo động hơn – vùng xa bờ (H.2.10). Sự trầm đ ọng trong mỗi môi trường kể trên tạo thành những thể trầm tích, mỗi thể có những đặc tính về vật lý, hoá học và sinh học riêng.

Hình 2.10. Tương quan của môi trường trầm tích và tướng đá cận kề nhau. Trong mỗi môi trường trầm tích hình thành loại tướng tương thích và phân biệt với tướng đá ở môi trường kế cận.

Mọi diện mạo của thể đá trầm tích để có thể phân biệt theo chiều ngang với thể bên cạnh cùng tuổi hoặc gần cùng tuổi như nói tr ên đây đều có thể sử dụng để xác lập tướng trầm tích. Khái niệm đầy đủ về tướng đá (gọi tắt là tướng) do A. Gresley đưa ra (1838) khi nghiên cứu 52

trầm tích Jura ở Thuỵ Sĩ. Ông nhận thấy tuỳ thuộc vào thành phần đá, các phức hệ hoá thạch chứa trong đó thay đ ổi theo chiều ngang và ông dùng thuật ngữ tướng đá (facies, tiếng Latin có nghĩa là diện mạo) để chỉ sự biến đổi ngang như vậy của trầm tích. Từ quan niệm đó A. Gresley đã phân định 6 loại tướng đá trong trầm tích Jura của vùng nghiên cứu là  tướng biển khơi, tướng á biển khơi, tướng ven biển, tướng san hô, tướng biển sâu và tướng bùn. Như vậy trong khái niệm tướng đá của A. Gresley đã thể rõ yếu tố môi trường. Trong quá trình phát triển của địa chất học đã có nhiều quan niệm khác nhau về tướng đá như quan niệm tướng gần trùng với khái niệm về địa tầng, hay tướng là đặc trưng về đá và hoá thạch sinh vật, hoặc tướng là điều kiện địa lý tự nhiên hoặc môi trường trầm tích. Ngoài ra thuật ngữ tướng cũng được dùng với những nội dung riêng trong đá magma, đá biến chất và cả trong địa hóa. Trong trầm tích học thuật ngữ tướng trầm tích được dùng để chỉ sự khác biệt về môi trường trầm tích của một vùng, ví dụ ta nói tướng trầm tích sông, tướng ám tiêu, tướng biển nông, tướng lục địa v.v... Ba nhóm lớn của các tướng đ á trầm tích là tướng biển, tướng lục địa và tướng chuyển tiếp. Mỗi nhóm này gồm nhiều kiểu tướng khác nhau, việc phân chia chi tiết các tướng tuỳ thuộc vào yêu cầu của công tác nghiên cứu và nhu cầu thực tiễn. Ví dụ trong nhóm tướng biển có các tướng biển nông, tướng biển sâu, tướng ám tiêu v.v... Tướng trầm tích thường hình thành trong một dãy xác định, từ đó J. Walther (1884) đã đưa ra khái niệm quan trọng về mối quan hệ về tướng mà ngày nay được gọi là định luật Walther, theo đó “tướng và vùng tướng chỉ chồng lên nhau như chúng nằm cạnh nhau quan sát được hiện nay”. Như vậy các tướng nằm cạnh nhau với trật tự chỉnh hợp theo chiều đứng của các tầng đá được thành tạo trong các môi trường giống như nhau theo chiều ngang. Định luật Walther giúp cho ta có thể giải đoán được điều kiện môi trường thành tạo của một phân vị địa tầng nghèo di tích hoá thạch nhưng nằm chỉnh hợp giữa các phân vị mà điều kiện môi trường thành tạo chúng đã được xác định. a

I Hình 2.11. Sự thay đổi tướng đá trong một mặt cắt địa chất I. Đá vôi không đổi tướng trong phạm vi mặt cắt II. Thay đổi tướng: a, c: đá vôi tướng gần bờ chứa hoá thạch biển nông. b: sét không chứa hoá thạch.

Ví dụ trên hình 2.11. thể hiện một tập trầm tích sét (b) không chứa hoá thạch nên không xác định trực tiếp được điều kiện môi trường thành tạo trầm tích của tập sét này. Tuy vậy, bên cạnh tập sét cả theo chiều đứng và chiều ngang ta quan sát được sự chuyển tiếp sang đá vôi chứa phong phú ho á thạch sinh vật của môi trường biển nông ( a và c) nên có thể kết luận tập sét cũng được thành tạo t rong điều kiện môi trường biển nông như đối với thể đá bên cạnh.

Chương 3

PHÂN LOẠI VÀ ĐỐI SÁNH ĐỊA TẦNG 3.1. ĐỐI TƯỢNG CỦA ĐỊA TẦNG HỌC Mục đích ban đầu của Địa tầng học là nghiên cứu, mô tả sự sắp xếp các lớp đá và giải thích quá trình hay lịch sử hình thành chúng. Trong các ngôn ngữ Tây Âu, Địa tầng học là stratigr aphie, stratigraphia hay stratigraphy có nghĩa là khoa học mô tả các lớp đá (xuất phát từ tiếng Hy Lạp – strata là các lớp, graph là viết, mô tả). Tuy vậy, với sự phát triển của Địa chất học, nội dung của Địa tầng học cũng được phát triển và ngày càng hoàn chỉnh. Ngày nay Địa tầng học không chỉ là một khoa học mô tả mà bằng kết quả nghiên cứu thành phần của các lớp đá, sự sắp xếp và vị trí của chúng trong không gian, sự hình thành chúng theo thời gian, địa tầng học còn làm sáng tỏ những quy luật lịch sử của vỏ Trái Đất nói chung. Từ đó , mà tổ hợp các đá trầm tích, magma, biến chất trong vỏ Trái Đất, sự hình thành chúng cũng được làm sáng tỏ nhờ nghiên cứu địa tầng. Để nghiên cứu địa tầng, bắt đầu từ một điểm lộ tự nhiên như một vách đá, một sườn núi lộ đá gốc hay một điểm lộ nhân tạo (một con hào, một taluy đường v.v...), nhà địa chất nghiên cứu thành phần đá của các lớp, sự sắp xếp của chúng để dựng nên một mặt cắt địa tầng phản ánh quá trình thành tạo các lớp đá ở điểm lộ đó, xác định mối quan hệ già trẻ củ a các lớp. So sánh, đối chiếu các mặt cắt địa tầng của những điểm lộ gần nhau để lập lại trật tự sắp xếp các lớp đá chung của một vùng, một khu vực để hiểu rõ quá trình thành tạo các lớp đá trong vùng, trong khu vực, do đó mà lập được biên niên sử của các quá trình địa chất trong vùng, trong khu vực. Xa hơn nữa là đối chiếu, so sánh những mặt cắt của các khu vực mà dựng nên bức tranh toàn cảnh về các quá trình hình thành các tầng các lớp đá trên phạm vi toàn cầu, lập nên biên niên sử của các quá trình địa chất trên toàn bộ vỏ Trái Đất. Một cách tổng quát, có thể nói Địa tầng học là một khoa học nghiên cứu về các tầng đá, nghiên cứu thành phần vật chất, quy luật sắp xếp của chúng nhằm lý giải về lịch sử hình thành chúng. Nhiệm vụ nghiên cứu địa tầng gồm ba bư ớc: thứ nhất – mô tả các lớp trong một mặt cắt cụ thể, phân chia các lớp này thành tập hợp của những lớp có thành phần giống nhau chứng tỏ chúng được thành tạo trong những điều kiện tương tự nhau; thứ hai – liên hệ các mặt cắt, xác định mối tương quan giữa các thành phần của chúng trong một khu vực, xác lập những phân vị địa tầng gồm tập hợp những lớp có thành phần tương tự nhau, liên hệ và sắp xếp trật tự của các phân vị địa tầng trong khu vực để lập nên một trật tự địa tầng trong khu vực; thứ ba – liên hệ các phân vị địa tầng của các khu vực, lập nên trật tự địa tầng nói chung trên thế giới, làm rõ lịch sử hình thành các thể đá, các tầng đá trên toàn bộ vỏ Trái Đất của thế giới. Như vậy có thể nói hai nhiệm vụ quan trọng của công tác địa tầng là phân chia và đối sánh địa tầng . Các lớp đá trong một mặt cắt, một vùng hay khu vực phải được phân chia theo những đơn vị hay phân vị địa tầng, tiếp đến cần phải liên hệ các phân vị địa tầng trong từng khu vực và trong nhiều khu 54

vực để lập nên một hệ thống chung của các phân vị địa tầng trong khu vực gọi là thang địa tầng khu vực, hay trên phạm vi toàn thế giới – thang địa tầng quốc tế.

3.2. PHÂN LOẠI ĐỊA TẦNG 3.2.1. Quá trình hình thành hệ thống phân vị địa tầng Buổi ban đầu các nhà địa chất phân chia địa tầ ng chủ yếu theo đặc trưng của đá cấu thành các thể địa tầng quan sát được trong các mặt cắt cụ thể. Qua quá trình phát triển của công tác nghiên cứu địa tầng dần dần các nhà địa chất đã thống nhất hình thành các phân vị địa tầng quốc tế mà ngày nay gọi là các phân vị thời địa tầng quốc tế. Vào nửa đầu của thế kỷ 19 các phân vị địa tầng được phân định mang tên “series” (ngày nay thuộc các hệ) chủ yếu dựa vào sự khác nhau về thành phần đá của chúng. Như vậy thuở ban đầu các phân vị địa tầng mang tính chất của những phân vị thạch địa tầng. Sau thành công của W. Smith và G. Cuvier trong việc áp dụng hóa thạch để phân biệt các thể địa tầng có tuổi khác nhau thì dần dần hình thành hệ thống các phân vị sinh địa tầng, chủ yếu là để đối sánh địa tầng. Ngày nay nhờ nh ững nỗ lực của các nhà địa chất mà các hệ thống phân vị địa tầng đã được hình thành để phân chia và đối sánh địa tầng và từ đó đã thành lập các hệ thống phân vị cơ bản của địa tầng học là thạch địa tầng , sinh địa tầng và thời địa tầng . Bên cạnh ba hệ thống phân vị cơ bản cũng hình thành các loại phân vị bổ trợ như địa chấn địa tầng, từ địa tầng, khí hậu địa tầng và các hình loại phân vị địa tầng khác nhằm phục vụ cho những nhu cầu khác nhau của công tác nghiên cứu địa chất.

3.2.2. Phân vị địa tầng Định nghĩa Nhằm mục đích phục vụ cho những công tác địa chất như vẽ bản đồ địa chất và những mục tiêu thực tiễn khác trong địa chất mà các loại đá phân lớp của vỏ Trái Đất cần được tập hợp và phân chia thành các đơn vị hay phân vị địa tầng theo những đặc điểm kh ác nhau như thành phần của đá, thành phần hóa thạch, thành phần khoáng vật đặc biệt, thành phần hoá học, tính chất vật lý (độ dẫn điện, độ dẫn sóng địa chấn, đặc tính cổ từ v.v...). Phân vị địa tầng là thể địa chất phân lớp được xác lập theo các đặc tính chung nào đó khác biệt với các phân vị tiếp theo bằng chính các đặc tính xác lập chúng. Khối lượng và ranh giới của phân vị địa tầng Khối lượng của phân vị địa tầng được xác định theo sự phân bố không gian (chiều đứng cũng như chiều ngang) của những thàn h phần tạo nên phân vị. Thông thường phạm vi phân bố địa lý tức phân bố theo chiều ngang của phân vị địa tầng không được xác định đầy đủ do chưa phát hiện hết được thành phần đá của phân vị, cũng có khi thành phần của phân vị bị coi nhầm là thuộc thành phần của phân vị khác, do đó phạm vi phân bố của phân vị luôn luôn được chỉnh trang và bổ sung bằng những kết quả nghiên cứu mới. Khối lượng theo chiều đứng của phân vị địa tầng được xác định theo ranh giới trên và ranh giới dưới của phân vị. Đối với phân vị thời địa tầng thì khối lượng này về nguyên tắc không thay đổi theo vị trí phân bố địa lý. Đối với phân vị thạch địa tầng khối lượng theo chiều đứng có thể thay đổi ít nhiều tùy tính chất mặt cắt của phân vị ở từng nơi phân bố phân vị; nói cách khác khối lư ợng này mang tính xuyên thời. 55

Ranh giới của phân vị địa tầng là bề mặt giới hạn trên và dưới của phân vị. Ranh giới dưới của một phân vị cũng là ranh giới trên của phân vị nằm dưới nó và ngược lại. Muốn xác định rõ ràng ranh giới của phân vị địa tầng, nhà địa chất chọn ranh giới đã được mô tả rõ ràng của phân vị để làm chuẩn, đó là stratotyp của ranh giới địa tầng. Trên hình 3.1 thể hiện một phân vị địa tầng và các yếu tố của nó. Stratotyp của phân vị địa tầng Stratotyp là yếu tố quan trọng được xác lập để khẳng định các thuộc tính của phân vị địa tầng theo các chuẩn đã được xác định. Stratotyp phân vị địa tầng là mặt cắt đầy đủ đặc trưng cho phân vị được mô tả lần đầu tiên hoặc được chọn về sau để làm chuẩn cho phân vị địa tầng đó; như vậy stratotyp phân vị địa tầng chính là mặt cắt chuẩn của phân vị. Stratotyp ranh giới địa tầng (ranh giới chuẩn) là ranh giới được chọn làm chuẩn để cố định vị trí của ranh g iới giữa một phân vị địa tầng và phân vị giáp kề.

Hình 3.1. Phân vị địa tầng, ranh giới và stratotyp của phân vị (International Stratigraphic Guide)

Quy phạm địa tầng Việt Nam (1994) quy định sử dụng các loại stratotyp sau đây. Holostratotyp – stratotyp do tác giả chỉ định lần đầu tiên khi xác định một phân vị địa tầng hay ranh giới địa tầng. Parastratotyp – bao gồm tất cả các mặt cắt và ranh giới địa tầng của phân vị do tác giả mô tả mà không chọn holostratotyp hoặc mô tả cùng với holostratotyp nhằm bổ sung các đặc tính cho phân vị. Hypostratotyp – stratotyp phụ trợ cho holostratotyp và ứng với holosta totyp được xác lập theo các ý nghĩa sau: 1) bổ sung cho holostratotyp để phản ánh đầy đủ hơn cho đặc điểm phân vị hoặc ranh giới địa tầng. 2) mở rộng khái niệm của phân vị trong trường hợp holostratotyp không đầy đủ . Lectostratotyp – stratotyp được chọn là m đặc trưng cho một phân vị hay ranh giới địa tầng trong trường hợp stratotyp không được xác lập khi phân vị được mô tả lần đầu. Neostratotyp – stratotyp được chọn mới để thay thế cho stratotyp đã có nhưng bị phá huỷ hay bị quyết định huỷ bỏ. Stratotyp đị a điểm (địa điểm chuẩn) là vùng phân bố các loại stratotyp của phân vị địa tầng nhằm củng cố sự xác định đặc điểm của phân vị đó. Thông thường các parastratotyp, neostratotyp cần được chọn trong phạm vi stratotyp địa điểm. 56

3.3. HỆ THỐNG PHÂN LOẠI ĐỊA TẦNG 3.3.1. Các hình loại phân vị địa tầng Dãy địa tầng của các lớp đá có thể được phân chia thành các phân vị khác nhau tùy theo các đặc tính được dùng làm cơ sở cho việc phân định phân vị địa tầng. Do đó có các loại phân vị địa tầng khác nhau như phân vị thạch địa tầng nếu cơ sở phân định là thành phần đá; phân vị sinh địa tầng nếu phân vị địa tầng được phân định trên cơ sở thành phần hóa thạch sinh vật; phân vị thời địa tầng – trên cơ sở tuổi của đá được thành tạo trong các thời kỳ lịch sử phát triển địa chất của vỏ Trái Đất. Đó là ba loại phân vị địa tầng cơ bản và phổ biến, ngoài ra còn có những loại phân vị khác dựa trên các đặc tính khác của đá như thành phần khoáng vật, đặc điểm địa hoá, tính chất phóng xạ, độ dẫn sóng đị a chấn, đặc tính và các thông số địa từ của đá v.v... Do các phân vị địa tầng được phân định trên những cơ sở khác nhau nên cũng có những hình loại phân vị địa tầng khác nhau tương ứng. Bảng 3.1. thể hiện các loại phân vị địa tầng được quy định trong Quy phạm địa tầng Việt Nam (1994), bao gồm ba loại phân vị cơ bản là thạch địa tầng, sinh địa tầng và thời địa tầng . Bên cạnh ba loại phân vị cơ bản còn có các phân vị địa tầng theo tính chất riêng biệt của đá ; thực chất có thể coi các phân vị này cũng là một loại của phân vị thạch địa tầng , vì suy cho cùng thì những tính chất riêng biệt của đá cũng chính là một đặc trưng của các đá tạo nên phân vị thạch địa tầng. Tuy nhiên việc phân định các loại phân vị dựa trên tính chất riêng biệt của đá có ý nghĩa lớn, vì nó phục vụ cho các nhu cầu nghiên cứu thích hợp, nhất là khi không thể sử dụng trực tiếp các phương pháp phổ biến để phân định các phân vị địa tầng. Điều này đặc biệt có ý nghĩa đối với các phân vị địa tầng dựa trên cơ sở các thông số địa vật lý của đá như các thông số về địa từ, về độ dẫn sóng địa chấn v.v... Bảng 3.1. Các hình loại phân vị địa tầng

Thạch địa tầng

Theo tính chất riêng biệt của đá Sinh địa tầng

Các phân vị cơ bản Loạt Hệ tầng Tập Hệ lớp

Đới (với định ngữ chỉ cơ sở phân địn h phân vị) Đới phức hệ, đới phân bố, đới cực thịnh v.v... Địa tầng

Thời địa tầng

Phức hệ

Hình loại phân vị

Liên giới Giới Hệ Thống Bậc Đới

Địa thời Liên Nguyên đại Nguyên đại Kỷ Thế Kỳ Thời

3.3.2. Thạch địa tầng Khái niệm chung Thạch địa tầng là hệ thống phân loại địa tầng sử dụng đặc điểm thành phần đá làm cơ sở cho việc mô tả, phân chia các thể đá của vỏ Trái Đất thành các phân vị địa tầng. Sự phân loại thạch địa 57

tầng trước hết dựa trên tính đồng nhất của các lớp đá hoặc sự ưu trội của một loại đá trong mặt cắt mà có thể nhận biết trực tiếp trong tự nhiên và dễ dàng thể hiện trên bản đồ địa chất. Hiện nay nhiều phương pháp khác nhau đã được áp dụng trong công tác nghiên cứu địa chất thì thạch địa tầng có tác động tích cực đối với sự khôi phục bối cảnh lịch sử địa chất của khu vực. Trước hết, việc nghiên cứu phân tích thuần túy thạch học được tiến hành. Nhà địa chất sử dụng tất cả các phương pháp nghiên cứu có thể có để xác định tướng đá của thể địa tầng được nghiên cứu như nghiên cứu mô tả thực địa và nghiên cứu trong phòng thí nghiệm (nghiên cứu thạch học, khoáng vật, địa hoá, cổ sinh, trầm tích v.v...). Tiếp theo là nghiên cứu mối quan hệ nhằm mục đích tìm hiểu trật tự hay dãy tướng đá, tức là nghiên cứu mối quan hệ theo chiều ngang và chiều đứng của các tướng; mối quan hệ này phản ảnh tiến hoá của các yếu tố thành tạo đá trong khu vực, trong bồn trầm tích. Trong quá trình nghiên cứu các tư liệu địa chất khu vực không thể không chú ý đến những hiện tượng có tính chất toàn cầu như những hiện tượng đẳng tĩnh, nguồn gốc địa động lực, khí hậu, vũ trụ v.v... Đó là những yếu tố có ảnh hưởng hiển nhiên đối với sự hình thành các thành phần, hình thái của trầm tích và sự gián đoạn trong các loạt trầm tích, điều này tạo nên sự hình thành và phát triển những phương pháp khác nhau như địa tầng phát sinh (địa tầng tướng đá, địa tầng dãy, địa tầng chu kỳ 1) và địa tầng sự kiện 2. Những tư liệu này không cho kết quả xác định tuổi nhưng cho phép xác định đối tượng nghiên cứu đã xẩy ra đồng thời với các đối tượng địa chất khác trong khu vực mà có thể định tuổi bằng nhiều phương pháp như tuổi đồng vị, sinh địa tầng v.v... Như vậy thạch địa tầng cũng có thể cho phép xác định địa thời trong thang khu vực. Kết quả là địa tầng khu vực (cơ sở cho tổng hợp toàn cầu) được nghiên cứu dựa trên cơ sở thạch địa tầng, sinh địa tầng, địa tầng phát sinh và địa tầng dãy của khu vực. Như vậy các phân vị thạch địa tầng tạo cơ sở cho việc tái tạo lại bối cảnh lịch sử địa chất hình thành thể địa tầng. Hệ thống các phân vị thạch địa tầng Phân vị thạch địa tầng là tổ hợp các lớp đá có cùng một đặc điểm thạch h ọc hoặc tổ hợp các loại đá có thành phần thạch học tương tự nhau, dễ dàng phân biệt với các tổ hợp đá khác tại thực địa. Mọi phân vị địa tầng đều được cấu thành từ các đá nên mọi phân vị địa tầng đều phản ảnh đặc tính của đá, nhưng chỉ phân vị thạch địa tầ ng được phân biệt trên cơ sở đặc tính của đá như đá vôi, cát kết, đá phiến, đá hoa, basalt v.v... Phân vị thạch địa tầng có thể chỉ gồm một trong các loại đá trầm tích, nguồn núi lửa, biến chất hoặc tổ hợp của các loại đá đó dù còn bở rời hoặc đã kết cứn g sau quá trình thành đá. Việc xác lập phân vị thạch địa tầng có thể áp dụng cho tất cả các loại đá phân lớp từ Tiền Cambri đến Đệ Tứ. Thành phần hóa thạch như các di tích xương, vỏ sinh vật tạo đá, diatomit v.v... trong phân vị thạch địa tầng có ý nghĩa tham gia xác lập phân vị nhưng trước hết chúng được coi như một cấu phần thạch học. Phân vị thạch địa tầng là phân vị cơ sở cho việc đo vẽ bản đồ địa chất và là yếu tố cơ bản của địa tầng khu vực. Phân loại thạch địa tầng là bước mở đầu cho công tác địa t ầng trong một

1 2

faciologic stratigraphy, sequence stratigraphy, cyclostratigraphy). event stratigraphy

khu vực và luôn luôn là chìa khoá cho phân tích các sự kiện địa chất lịch sử ngay khi chưa có những tư liệu định tuổi có giá trị như hóa thạch hay định tuổi đồng vị (H.3.2).

Hình 3.2. Các phân vị thạch địa tầng phản ánh trình tự lịch sử địa chất (International Stratigraphic Guide)

Hệ thống cấp bậc của các phân vị thạch địa tầng bao gồm loạt, hệ tầng, tập, hệ lớp; ngoài ra còn có phức hệ là loại phân vị mang tính chất tạm thời, được phân định trong bước nghiên cứu ban đầu. Trong số các hàng phân vị kể trên, hệ tầng là phân vị cơ bản của hệ thống các phân vị. Hệ tầng là phân vị cơ bản của hệ thống phân loại thạch địa tầng, được xác lập trên cơ sở đặc tính của đá, do đó hệ tầng cũng là phân vị chủ yếu để đo vẽ địa chất. Hệ tầng là một thể đá phân lớp có thành phần thạch học tương đối đồng nhất, hoặc bao gồm một thứ đá chủ yếu xen những lớp kẹp các đá khác. Hệ tầng có thể chỉ gồm một thứ đá trầm tích, đá biến chất, đá phun trào phân lớp xen đá trầm tích, hoặc tổ hợp các loại đá đó. Cần phải hiểu đúng đắn bản chất của tiêu chuẩn về thành phần thạch học tương đối đồng nhất của hệ tầng. Không nên hiểu máy móc rằng một hệ tầng phải bao gồm chỉ một thứ đá, như cát kết chẳng hạn. Trong thực tế hầu như không bao giờ một hệ tầng lại chỉ bao gồm một thứ đá thuần nhất mà luôn luôn có sự xen kẽ một vài thứ đá gần gũi nhau; ví dụ hệ tầng gồm cát kết là chủ yếu nhưng có xen những lớp bột kết và đá phiến sét. Bề dày trầm tích không phải là tiêu chuẩn để phân định hệ tầng, hệ tầng có thể chỉ dày một vài mét, nhất là đối với các trầm tích Đệ Tứ, nhưng cũng có thể dày hàng nghìn mét. Tên và stratotyp của hệ tầng. Hệ tầng phải có stratotyp, tên của hệ tầng được gọi theo địa danh, nơi có stratotyp (mặt cắt chuẩn) của hệ tầng; ví dụ hệ tầng Lạng Sơn, hệ tầng Sông Hiến v.v... Trong nhiều trường hợp có thể có những thể thạch địa tầng chưa được nghiên cứu kỹ, song do tính chất đặc trưng riêng mà nó được mô tả với tên gọi theo thành phần đá kèm theo địa danh, những thể địa tầng như vậy cũng được coi là những hệ tầng chính danh, ví dụ Đá vôi Hoàng Mai, Cát kết Đồ Sơn v.v... Trong trường hợp một hệ tầng được thành lập ở nơi xa các địa danh, ví dụ như hệ tầng được thành lập cho trầm tích ở ngoài biển vùng thềm lục địa thì người ta có thể đặt tên theo địa danh gần nhất hoặc tự đặt tên mới cho vùng phân bố hệ tầng. Để tránh sự nhầm lẫn, 59

không nên dùng hai tên khác nhau của cùng một địa phương để đặt tên cho hai hệ tầng khác nhau; ví dụ Minh Hoà và Hòn Nghệ là hai tên khác nhau của cùng một địa phương là đảo Hòn Nghệ thì dù trên đảo nhỏ này có hai hệ tầng được thành lập cũng không dùng tên Hòn Nghệ cho hệ tầng này còn hệ tầng kia là Minh Hoà. Theo thông lệ của công tác địa tầng, nên sử dụng tên đã được đặt trước đây cho hệ tầng, dù theo kết quả nghiên cứu mới có thay đổi một phần nội dung và tuổi của hệ tầng. Ví dụ hệ tầng Đồ Sơn trước đây được xác định tuổi Devon sớm, nay do nghiên cứu mới tuổi của hệ tầng được định lại là Devon sớm - Devon giữa thì không vì thế mà đổi tên hệ tầng. Hệ tầng Mia Lé được xác định chủ yếu ở kiểu mặt c ắt Sông Hiến với đặc tính thạch học là sự xen kẽ của đá sét vôi, đá phiến và lớp mỏng vôi. Tại vùng Đại Thị (Tuyên Quang) thành phần đá có thay đổi chút ít và ít hóa thạch hơn thì cũng không vì thế mà đặt một tên mới cho đá của hệ tầng này ở vùng Đại Thị. Khi phân nhỏ một hệ tầng thành hai hoặc ba hệ tầng, hoặc gộp hai hay nhiều hệ tầng thành một hệ tầng mới thì để tránh sự nhầm lẫn không nên dùng tên cũ của hệ tầng để gọi tên cho bất kỳ một hệ tầng mới được phân định. Ví dụ hệ tầng Sông Chảy tại vùng Tuyên Quang được phân thành hai hệ tầng, khi đó không một phân vị nào trong hai hệ tầng mới này được mang tên Sông Chảy nữa. Trong trường hợp cụ thể này hai hệ tầng mới được phân chia đã được đặt tên là hệ tầng Thác Bà và hệ tầng An Phú. Ở Việt Nam có nhiều hệ tầng đã được phân định và mô tả theo tiêu chuẩn đẳng thời như đối với phân vị thời địa tầng và trước đây gọi là điệp. Do đó những hệ tầng này có thể gồm những thành phần đá khác biệt nhau, có thể dẫn ra rất nhiều ví dụ về trường hợp này. Một trong những ví dụ dễ nhận biết là hệ tầng Đông Sơn do Dovjikov và nnk. (1965) mô tả gồm hai thành phần khác nhau là đá vôi cầu Hàm Rồng và cát kết ở Đông Sơn. Những hệ tầng như vừa nêu cần thiết phải phân định lại để mỗi hệ tầng chỉ gồm những đá được hình thành trong cùng môi trường gần gũi nhau. Hiện nay các nhà địa chất đã khôi phục nội dung của hai hệ tầng Hàm Rồng và Đông Sơn như nhà địa chất Ch. Jacob (1921) xác lập trước đây, theo đó hệ tầng Đông Sơn chỉ chủ yếu gồm cát kết. Có trường hợp hệ tầng gồm đá vôi nhưng có một số lớp kẹp đá phiến hay cát kết hoặc ngược lại, nhưng không thể có trường hợp hai khối lượng trầm tích hoàn toàn khác biệt nhau, được thành tạo trong hai môi trường khác nhau lại là thành phần của cùng một hệ tầng. Hệ tầng có thể được phân thành c ác tập khi có nhu cầu cần thiết và không bắt buộc phải phân chia hết khối lượng của hệ tầng thành các tập. Ví dụ một hệ tầng có thành phần chủ yếu là cát kết xen đá phiến sét nhưng trong thành phần có một phần cát kết có đặc điểm riêng như chứa một loại kh oáng vật đặc biệt (như khoáng sản chẳng hạn), khi đó chỉ nên phân định một tập (có tên riêng) cho thành phần đặc trưng này còn những phần còn lại không cần thiết phải phân định thành tập vì không có ý nghĩa thực tiễn. Một ví dụ có thể nêu ra là tập Bùng Ổ trong hệ tầng Tốc Tát (xem Tập ở trang 62). Trong công tác thực tế nhiều nhà địa chất có thói quen phân chia các phân vị địa tầng thành các thành phần nhỏ gọi là “phụ hệ tầng” hoặc “phân hệ tầng”, thói quen này nên tránh để hệ thống phân loại địa tầng đượ c đơn giản và dễ sử dụng hơn. Ví dụ, không nên phân chia một hệ tầng thành “phân hệ tầng dưới” hay “phụ hệ tầng trên” v.v... 60

Ranh giới và tuổi của hệ tầng. Tùy theo tình hình thực tế, ranh giới của hệ tầng có thể được xác định rõ ràng hoặc được giả định. R anh giới có thể đẳng thời hoặc xuyên thời, tức là không bắt buộc ranh giới phải cứng nhắc như nhau trên mọi điểm phân bố của hệ tầng, nhưng ranh giới phải phản ảnh khách quan các giới hạn rõ rệt của thành phần đá tạo nên hệ tầng và tuổi của phân vị phải được xác định rõ ràng. Tuổi của hệ tầng được xác định nhờ tài liệu xác định hóa thạch hoặc tài liệu phân tích tuổi đồng vị. Phân vị thời địa tầng mang tính đẳng thời trên mọi diện tích phân bố của phân vị, tức là ở mọi nơi hệ tầng phải cùng tuổi, ranh giới của chúng phải giống nhau ở mọi nơi. Ở phân vị thạch địa tầng tuổi của phân vị có thể dao động tùy theo sự phân bố theo chiều ngang của các thành phần đá của phân vị, nói cách khác tuổi của phân vị mang tính chất xuyên thời. Tuy vậy, không nên lạm dụng tính chất xuyên thời của phân vị thạch địa tầng để làm cho phân vị trở thành không có tuổi xác định. Một hệ tầng có thể có tuổi ở điểm A không hoàn toàn trùng khớp với tuổi của nó ở điểm B, nhưng dù ở điểm A hay điểm B thì thành phần thạch học của hệ tầng vẫn có thể nhận biết một cách dễ dàng, đồng thời sự chênh lệch tuổi của hệ tầng không làm cho nó trở thành một thể không định tuổi. Ví dụ, hệ tầng Tốc Tát ở Bắc Bộ có ranh giới trên là một ranh giới xuyên thời (ranh giới chéo), tại phần lớn diện phân bố của hệ tầng như ở Hạ Lang (Cao Bằng) và Vạn Yên (Sơn La) ranh giới trên ứng với tuổi Famen của Devon muộn, trong khi đó tại Đồng Văn (Hà Giang) ranh giới trên của hệ tầng lại ứng với tuổi Tournai của Carbon sớm. Ranh giới trên của hệ tầng Bắc Sơn tuổi Carbon sớm - Permi muộn cũng là một ranh giới xuyên thời, ở Đông Bắc Bộ ranh giới này ứng với tuổi Changhsing (Permi muộn), còn ở Tây Bắc Bộ ranh giới này ứng với Permi trung. Ở các phân vị địa tầng của trầm tích lục địa tính xuyên thời của phân vị cũng rất phổ biến. Những dạng đặc biệt của hệ tầng . Hệ tầng có thể có dạng nêm hoặc dạng lưỡi ( H.3.2), đó là những dạng đặc biệt nhưng khá phổ biến của thạch địa tầng. Thông thường đó là những dạng chuyển tướng trong sự phân bố của các thể địa tầng. Những hệ tầng hình nêm hoặc hình lưỡi hay gặp là các dạng trầm tích xen núi lửa hoặc những dạng trầm tích lục địa, những dạng đá vôi ám tiêu xen trong các thể địa tầng trầm tích khác. Trong thực tế của địa chất Việt Nam cũng đã gặp những dạng hệ tầng như vậy. Có thể dẫn ra vài v í dụ sau đây để minh họa cho những kiểu hệ tầng như vậy. Ở Tây Bắc Bộ trầm tích Paleozoi thượng rất phổ biến và ba phân vị từng được mô tả là hệ tầng Bắc Sơn gồm đá vôi tuổi Carbon sớm - Carbon muộn, hệ tầng Bản Diệt tuổi Permi sớm gồm trầm tích lục nguyên xen đá phun trào mafic, tiếp trên đó là đá vôi tuổi Permi muộn cũng đã từng được mô tả dưới tên gọi là hệ tầng Na Vang (H.3.3). Nhưng ở Việt Nam nhất là ở Bắc Bộ hệ tầng Bắc Sơn là một thể thống nhất gồm đá vôi xám sáng chứa phong phú hóa thạch Trùng lỗ, phân bố rất rộng rãi và được định tuổi Carbon sớm - Permi nhờ phong phú hóa thạch Trùng lỗ, trong khi đó đá trầm tích xen phun trào tuổi Permi sớm của hệ tầng Bản Diệt chỉ phân bố rất hẹp ở Sơn La. Đá vôi của “hệ tầng Na Vang” cả về thành phần đá và thành phần hóa thạch Trùng lỗ hoàn toàn ứng với phần trên (tuổi Permi muộn) của hệ tầng Bắc Sơn. Như vậy, hệ tầng Bản Diệt ở Tây Bắc Bộ chỉ là một hệ tầng dạng nêm (hay dạng lưỡi) tuổi Permi sớm chen vào giữa hệ tầng Bắc Sơn, toàn bộ đá vôi của “hệ tầng Bắc Sơn và hệ tầng Na Vang” theo cách hiểu trước đây đều thuộc thành phần của hệ tầng Bắc Sơn (H.3.3).

Một ví dụ khác, hệ tầng Bản Páp tuổi Devon sớm - Devon muộn cũng phân bố rất rộng rãi ở Bắc Bộ, gồm đá vôi xám đen, phân lớp mỏng và trung bình, chứa phong phú hóa thạch San hô và ở một vài mặt cắt còn có Conodont, Dacryoconarid. Ở vùng Tân Lập (huyện Bắc Sơn, tỉnh Lạng Sơn) có mặt cắt gồm trầm tích lục nguyên chứa hóa thạch thực vật tuổi Givet (Devon trung). Đó là hệ tầng Tân Lập nằm bất chỉnh hợp trên đá vôi tuổi Givet của hệ tầng Bản Páp và phủ trên đó là đá vôi tuổi Devon muộn (phần thấp) của hệ tầng Bản Páp. Như vậy hệ tầng Tân Lập cũng chính là một hệ tầng dạng nêm chen vào phần trên của hệ tầng Bản Páp (H.3.4).

Hình 3.3. Quan hệ giữa hai hệ tầng Bản Diệt và Bắc Sơn. A: Quan niệm trước đây: 1. Hệ tầng Bắc Sơn ; 2. Hệ tầng Bản Diệt; 3. Hệ tầng Na Vang. B: Quan niệm Bản Diệt là hệ tầng dạng nêm chen giữa hệ tầng Bắc Sơn : 1. Hệ tầng Bắc Sơn ; 2. Hệ tầng Bản Diệt

Tập là phân vị được phân chia trong nội bộ hệ tầng, đôi khi cũng có thể là phân vị được phân chia từ phức hệ. Tiêu chuẩn hàng đầu để phân định tập là đặc điểm thạch h ọc đồng nhất của một tập hợp các lớp, sự đồng nhất này có thể Hình 3.4. Mô hình hệ tầng Tân Lập dạng nêm (3) chen vào là duy nhất (ví dụ – tập đá vôi), song hệ tầng Bản Páp (2). Hệ tầng Bản Páp nằm chỉnh hợp trên hệ tầng Mia Lé (1). cũng có thể chỉ thể hiện tính ưu thế của một loại đá nào đó. Việc xác định bề dày và sự phân bố không gian của tập không đòi hỏi những tiêu chuẩn bắt buộc vì thực tế tích tụ trầm tích của một bồn trầm tích có thể ổn định và cũng có thể khác nhau ở những vùng khác nhau. Tập không nhất thiết phải có stratotyp, ranh giới của tập được xác định tương đối ở từng mặt cắt cụ thể. Khi có yêu cầu phải xác định tính đặc thù của một tập (ví dụ để phục vụ việc tìm kiếm khoáng sản hoặc để phản ánh sự biến đổi về tướng đá làm cứ liệu cho môi trường cổ địa lý v.v. .) thì có thể phân định tập chính danh. Khi đó tên của tập được gọi theo địa danh, nơi thể hiện tính đặc trưng nhất của nó, cũng có thể kèm theo tên thạch học. Tập Bùng Ổ của hệ tầng Tốc Tát tuổi Devon muộn - Carbon sớm ở Cao Bằng là một ví dụ tốt cho việc phân định một tập chính danh của hệ tầng. Hệ tầng Tốc Tát có thành phần đá là đá vôi, đá vôi silic và những lớp quặng mangan xen kẽ, nhưng quặng mangan tập trung chủ yếu ở một phần của hệ tầng, phân bố trước hết ở gần bản Bùng Ổ nên tập Bùng Ổ được phân định do ý nghĩa địa chất và kinh tế của nó. Những bản đồ tỷ lệ lớn từ 1: 25 000 ; 1: 50 000 trở lên có thể đo vẽ đến tập chính danh. Trong công tác thực tế để mô tả một mặt cắt của hệ tầng, các nhà địa chất có thể phân định mặt cắt thành các tập để mô tả và gọi tên chúng theo số hoặc theo thứ tự a, b, c v.v... kể từ dưới 62

lên trên, có thể kèm theo tên thạch học đặc trưng. Những tập như vậy chỉ để mô tả mặt cắt, đó không phải là tập chính danh trong hệ thống phân loại thạch địa tầng. Lớp (hệ lớp) hay vỉa là phân vị thạch địa tầng nhỏ hơn tập, có đặc điểm thạch học chi tiết thuần nhất, ví dụ một tập đá vôi sặc sỡ có thể chia thành các lớp đá vôi màu hồng xen các lớp màu trắng đục và màu lục. Những lớp đặc biệt trong một mặt cắt có tính chất đánh dấu và được dùng để đối sánh hoặc phục vụ những mục đích cụ thể nào đó thì có thể đặt tên riêng theo tên địa lý vùng đặc trưng nhất của lớp kèm theo tên thạch học. Loạt là phân vị cao hơn hệ tầng về hàng cấp bậc và thường là hợp nhất vài ba hệ tầng liên tiếp nhau có những đặc tính chung nào đó về thành phần thạch học, phản ảnh một chu kỳ trầm tích. Stratotyp của loạt là tổng các stratotyp của các hệ tầng hợp phần của loạt. Nếu loạt phân bố trong một phạm vi địa lý rộng lớn thì do sự chuyển tướng nên một hệ tầng của loạt ở địa phương này có thể thay thế bằng hệ tầng khác ở địa phương khác. Việc xác lập loạt chủ yếu nhằm đơn giản hoá việc sử dụng nó trong công tác thực tiễn thay cho việc phải dùng tên nhiều hệ tầng hợp phần của loạt. Ví dụ trong địa tầng Đevon hạ ở Việt Nam có hai hệ tầng Si Ka và Bắc Bun được hợp thành loạt Sông Cầu. Khi đo vẽ bản đồ ta có thể thể hiện trên bản đồ l oạt Sông Cầu thay vì thể hiện hai hệ tầng Si Ka và Bắc Bun. Phức hệ là phân vị dùng để phân định những thể địa tầng phức tạp về thành phần và cấu trúc mặt cắt mà chưa đủ cứ liệu để có thể xác lập nó thành một trong các hàng phân vị như hệ tầng, tập v.v... Phức hệ thường hay được dùng để phân chia và mô tả các thành tạo biến chất Tiền Cambri mà cơ sở phân chia là mức độ biến chất của đá và phân biệt với các phức hệ giáp kề trên mặt cắt ở mức độ biến chất, bình đồ cấu trúc khác hoặc bất chỉnh hợp lớn. Phức hệ còn được dùng để phân chia những thành tạo trầm tích - nguồn núi lửa phức tạp về thành phần và cấu trúc phân lớp, có khối lượng lớn mà không đủ cơ sở để được chia thành hệ tầng. Trong những trường hợp này phức hệ cũng là một phân vị được dùng để đo vẽ đ ịa chất. Trong những nghiên cứu chi tiết về sau phức hệ có thể được phân định thành một hay một số hệ tầng, khi đó vai trò của phức hệ trong đo vẽ địa chất chấm dứt. Sự xác lập phức hệ cũng đòi hỏi sự đối sánh với một phân vị của thời địa tầng, mặc dù sự đối sánh đó ít nhiều mang tính giả định. Phức hệ mang tên địa điểm phân bố của nó. Phức hệ có thể được chia thành một số phân phức hệ, hoặc chia thẳng thành một số tập. Trước đây, trong thực tiễn công tác địa chất Việt Nam phức hệ thường được dùng với nội dung gần như loạt, tức là “phức hệ” có thể bao gồm nhiều hệ tầng. Quy phạm địa tầng Việt Nam (1994) đã khuyến cáo loại bỏ cách sử dụng không phù hợp này. Đới và tầng thạch địa tầng Đới thạch địa tầng là thuật ngữ phụ trợ dùng trong mô tả các phần của phân vị thạch địa tầng khi bản thân phần địa tầng đó không thích hợp cho việc xác lập một phân vị hợp phần của phân vị. Ví dụ – đới sản phẩm của hệ tầng X, đới đá phun trào của phần dưới hệ tầng Long Đại. Tầng thạch địa tầng là bề mặt biến đổi thạch địa tầng hay bề mặt có đặc điểm riêng biệt về thạch địa tầng. Thông thường những phần thạch địa tầng như vậy hay được sử dụng như là một lớp mỏng làm dấu hiệu để so sánh các mặt cắt khác nhau của một phân vị hoặc dùng làm ranh giới của hai phân vị giáp kề, ví dụ – tầng quarzit làm mức đánh dấu trong hệ tầng đá carbonat. Trước đây trong các văn liệu địa chất của Việt Nam thuật ngữ tầng được dùng với nhiều nghĩa khác nhau gây khó khăn cho việc thống nhất các khái niệm. Quy phạm địa tầng Việt Nam 63

(1994) thống nhất dùng thuật ngữ tầng với khái niệm vừa trình bày trên đây ứng với thuật ngữ “horizon” trong tiếng Anh và hoàn toàn khác với thuật ngữ “горизонт” trong tiếng Nga mà nhiều nhà địa chất Việt Nam cũng từng gọi là “ tầng”.

3.3.3. Các phân vị theo tính chất riêng biệt của đá Nhiều đặc tính của đá đã được sử dụng để phân chia địa tầng nhằm phục vụ cho những mục tiêu cụ thể trong nghiên cứu, điều tra địa chất như độ dẫn sóng địa chấn, đặc điểm cổ từ, di tích của sự thay đổi khí hậu, tính chất địa hoá của đá hoặc khoáng vật đặc biệt chứa trong đá v.v... Mỗi loại đặc tính được sử dụng sẽ có loại phân vị thích ứng với tên gọi là đới kèm theo định ngữ tính chất. Việc phân định các đới này không phụ thuộc vào hệ thống cấp bậc phân vị của các loại phân loại khác của Địa tầng học. Ba loại phân vị thường được sử dụng nhiều là đới địa chấn địa tầng, đới từ địa tầng, đới khí hậu địa tầng. Phân vị địa chấn địa tầng Phân vị địa chấn địa tầng là tập hợp các lớp đá được phân chia bằng các ranh giới địa chấn, gồm hai kiểu chủ yếu là mức địa chấn và các ranh giới địa chấn. Mức địa chấn là bề mặt ở bên trong một mặt cắt địa chất có các tín hiệu địa chấn ổn định theo chiều ngang, tương ứng với một kiểu sóng xác định (phản xạ, khúc xạ, trao đổi). Mức địa chấn tương ứng với đặc điểm đã chọ n của sự ghi các tín hiệu địa chấn (thường là điểm cực trị chính hay là điểm khởi đầu), và phải liên hệ nó với một đoạn ổn định nhất theo chiều ngang và rất dễ phân biệt về thạch học ở bên trong một hệ tầng tạo sóng, đóng vai trò rất quan trọng trong việc tạo tín hiệu địa chấn. Ranh giới địa chấn tương ứng với chỗ nổi rõ. Đó là những giá trị trung bình của tốc độ truyền sóng đàn hồi thuộc các loại khác nhau và mối tương quan giữa chúng, đặc điểm đường ghi địa chấn ở những khoảng riêng biệt của mặt cắt địa c hấn, đặc điểm biểu diễn cấu trúc của chúng. Các ranh giới địa chấn có thể trùng hay không trùng với các mức địa chấn. Các phân vị địa chấn địa tầng ( đới địa chấn địa tầng ) cần được phân định trong những ranh giới địa chấn thuộc cùng một kiểu (ví dụ giữa các mức địa chấn phản xạ) để cho mỗi ranh giới của phân vị (mái hay đáy) theo chiều ngang được khống chế bởi các ranh giới địa chấn cùng loại (ví dụ mái phân vị vạch theo mức địa chấn phản xạ, thì đáy cũng phải theo mức địa chấn phản xạ). Việc phân định một đới địa chấn địa tầng cần phải được tiến hành theo các phương pháp địa chất trực tiếp. Khối lượng địa tầng của các đới địa chấn địa tầng được xác lập bằng việc nội suy và ngoại suy các số liệu về liên kết các ranh giới địa chấn với các mặt cắt được đặc tr ưng về thạch học và cổ sinh vật học hoặc với các phân vị thạch địa tầng, sinh địa tầng. Các phân vị địa chấn địa tầng hiện được dùng chủ yếu trong việc tìm kiếm và thăm dò dầu khí. Phân vị từ địa tầng Phân vị từ địa tầng là tập hợp các đá nằm trong trình t ự nguyên thuỷ, hợp nhất với nhau bởi các đặc điểm từ tính của chúng, giúp phân biệt chúng với các tập hợp giáp kề. Các phân vị từ địa tầng được xây dựng trên cơ sở các thông số từ, thể hiện đặc điểm biến đổi của địa từ trường theo thời gian như sự biến đổi của cực từ (đảo cực, di chuyển cực), cường độ của cực từ v.v... Ranh giới của nó được đánh dấu do sự thay đổi đột ngột các đặc điểm này. Phân vị cơ bản của loại hình này là đới từ địa tầng bao gồm tập hợp các đá có cùng một đặc điểm từ tính. 64

Hiện tượng đảo từ cực đầu tiên được quan sát rõ nét trong các mặt cắt của trầm tích Kainozoi, nhất là ở những mặt cắt của loạt trầm tích tách dãn đại dương. Trong đó thấy rõ sự xen kẽ đều đặn những đới từ cực bình thường và những đới đảo từ cực. Các đới này đối xứng nhau trong các loạt trầm tích ở hai phía của sống núi đại dương (rift của ranh giới mảng phân kỳ) chứng tỏ những đới này được hình thành đồng thời. Chính điều này đã giúp các nhà địa chất có thể đối sánh địa tầng nhờ vào vị trí và quy luật xen kẽ các đới đả o từ và các đới từ bình thường trong các mặt cắt. Mặc dù hiện nay nguyên nhân của hiện tượng đảo từ cực chưa được lý giải thoả đáng, song sự xen kẽ của các đới từ cực bình thường và các đới đảo từ cực đã được sử dụng tốt cho việc đối sánh địa tầng nhất là trong các trầm tích Kainozoi. Phân vị khí hậu địa tầng Phân vị khí hậu địa tầng là tập hợp các đá mà các dấu hiệu nhận biết có nguồn gốc từ những thay đổi định kỳ của khí hậu, thể hiện ở các đặc điểm của thành phần vật chất của đá và các phức hệ sinh vật, chủ yếu là thực vật, có tính đến khoảng thời gian thành tạo của các phân vị địa tầng thuộc cấp tương ứng. Các phân vị khí hậu địa tầng dùng để phân chia các trầm tích được thành tạo trong những điều kiện đặc biệt của sự biến đổi khí hậu trong lịch sử địa chất, nhất là các trầm tích Đệ Tứ và Neogen. Các phân vị khí hậu địa tầng được phân định sẽ mang tên địa lý của nơi có stratotyp của phân vị. Ranh giới các phân vị khí hậu địa tầng là những khoảng giáp ranh cổ khí hậu, thể hiện ở sự thay đổi thành phần thạch học của trầm tích cũng như thành phần các phức hệ sinh vật – những vật chỉ thị của khí hậu, môi trường cổ địa hoá, cấu trúc xi măng gắn kết v.v... Đới khí hậu địa tầng là phân vị cơ bản của loại phân vị khí hậu địa tầng, đó là tập hợp các đá thành tạo trong khoảng thời gian lạnh đi hay nóng lên của một bán chu kỳ dao động khí hậu. Hệ lớp khí hậu địa tầng là phân vị cấp dưới của đới khí hậu địa tầng, tập hợp các trầm tích thành tạo trong thời gian dao động ngắn hạn của khí hậu thể hiện trong phạm vi một bồn trầm tích. Các phân vị giới hạn bất chỉnh hợp 1 (H.3.5) Trong thực tế của địa chất khu vực ở nhiều nơi chúng ta quan sát thấy hiện tượng rất phổ biến là các loạt trầm tích trong khu vực thường có thể nhận biết và đối sánh nhau nhờ sự có mặt của các ranh giới bất chỉnh hợp rõ nét. Mặc dù địa tầng trong khu vực đã được phân chia theo các phân vị thạch địa tầng, sinh địa tầng và thời địa tầng, nhưng các phân vị nằm giữa các ranh giới bất chỉnh hợp có thể và cần thiết được phân chia thành một loại phân vị riêng là phân vị giới hạn bất chỉnh hợp. Những phân vị như vậy có thể đo vẽ và thể hiện trên bản đồ địa chất và chúng có ý nghĩa quan trọng để phản ảnh lịch sử phát triển địa chất khu vực. Các yếu tố bất chỉnh hợp, gián đoạn trầm tích đều được sử dụng làm cơ sở để phân định phân vị giới hạn bất chỉnh hợp. Khi phân định phân vị giới hạn bất chỉnh hợp cần thiết phải thể hiện rõ các mối quan hệ của phân vị này với các phân vị địa tầng khác đã được phân định trong khu vực. Một phân vị giới hạn bất chỉnh hợp có thể bao gồm trong khối lượng của nó nhiều loại phân vị khác như thạch địa tầng, 1

Unconformity-bounded Units. Thuật ngữ này từng được dịch là phân vị ranh giới bất chỉnh hợp hoặc phân vị do bất chỉnh hợp phân định . Unconformity-bounded là một cụm từ liên hợp, khác với Bounded unconformity.

thời địa t ầng, sinh địa tầng. Trên hình 3.5 thể hiện rõ mối quan hệ của phân vị giới hạn bất chỉnh hợp với các phân vị thuộc các hình loại phân loại địa tầng khác. Tên của phân vị giới hạn bất chỉnh hợp được gọi theo tên của địa phương phân bố phân vị kèm theo thuật ngữ phân vị đồng tụ (synthem). Ranh giới của phân vị bất chỉnh hợp có thể song song hoặc phần lớn là giao cắt với ranh giới các phân vị khác mà nó bao hàm.

Hình 3.5. Mối quan hệ của phân vị giới hạn bất chỉnh hợp và các loại phân vị khác

3.3.4. Sinh địa tầng Định nghĩa và các khái niệm cơ bản Sinh địa tầng nghiên cứu các di tích sinh vật chứa trong các lớp đá và trên cơ sở sự khác biệt của hóa thạch để phân chia các phân vị địa tầng. T ùy thuộc vào đặc điểm hóa thạch được quan sát và thu thập trong các lớp đá mà cách phân chia của sinh địa tầng có thể khác nhau; có thể dựa vào một taxon 1 đặc trưng, một phức hệ hóa thạch đặc trưng v.v... Sự vắng mặt hóa thạch trong các lớp nằm giữa các lớp giáp kề đã được phân định theo sinh địa tầng cũng có thể là cơ sở cho việc phân chia sinh địa tầng . MÆt thêi gian Phân vị sinh địa tầng là tập hợp các lớp đã được phân định trên cơ sở Thêi ®íi Exsus albus các hóa thạch hoặc các dấu vết sinh Sinh ®íi Exsus albus ật ạch ờ đó v hóa th trong chúng, nh có thể phân biệt với các thế sinh địa MÆt thêi gian tầng nằm giáp kế trên và dưới đó. Hình 3.6. Quan hệ giữa thời đới Exus albus và sinh đới Mỗi phân vị sinh địa tầng đều có Exus albus. Vùng chấm đậm là nơi phân bố của hóa thạch. ện phân bố giới hạn, có các dấu di (Theo “Hướng dẫn địa tầng quốc tế”) hiệu trực tiếp hoặc gián tiếp làm cơ sở xác lập nên phân vị (H. 3.6). Các phân vị sinh địa tầng đều được gọi chung là sinh đới được gọi tắt là đới kèm theo định ngữ của đới. 1

taxon là đơn vị phân loại của hoá thạch; ví dụ ta có taxon cấp bộ, cấp họ, cấp giống, cấp loài; taxon cấp giống như Favosites, Euryspirifer, taxon cấp loài như Favosites goldfusi, Euryspirifer tonkinensis v.v...

Sinh tầng là bề mặt biến đổi hoặc xuất hiện của dấu hiệu sinh địa tầng đặc trưng, có giá trị để đối sánh địa tầng. Sinh tầng thường được dùng làm ranh giới của các đới tuy cũng có những sinh tầng trong nội bộ của đới. Về lý thuyết sinh tầng là một bề mặt rõ rệt, không có khối lượng và trong văn liệu địa chất nhiều khi sinh tầng còn được gọi bằng những tên khác nhau như bề mặt tuổi (datum plane), tầng đánh dấu, tầng chỉ thị, mức đối sánh v .v... Các đới sinh địa tầng Đới phức hệ Đới phức hệ là tập hợp các lớp đá phân biệt với các lớp gần kề bằng tập hợp tất cả các hóa thạch chứa trong đó hoặc tập hợp của một loại hóa thạch nào đó trong một quần hợp hoặc phức hệ tự nhiên (H.3.7). Đới phực hệ có thể được phân định trên cơ sở một số dạng hóa thạch chọn lọc hay toàn bộ các hóa thạch trong phức hệ nói trên. Như vậy có thể có phức hệ dựa trên cơ sở hóa thạch động vật hay thực vật hoặc trên cơ sở San hô, Trùng lỗ, Thân mềm, Tảo hoặc các dạng sinh vật đáy, sinh vật trôi nổi v.v... Cơ sở để phân định đới phức hệ phải được phản ánh bằng tên gọi hay chỉ rõ trong mô tả khi phân định đới. Đới phức hệ phải được đặc trưng bằng tổ hợp các dạng đã từng cùng sống hoặc các di Hình 3.7. Đới phức hệ tích của chúng được tích tụ hoặc bị chôn vùi đồng thời. Có nhiều sự kiện gây khó khăn cho việc giải thích phức hệ. Dù tổng thể các di tích hóa thạch ứa ch trong các lớp đá được coi như dấu hiệu tự nhiên và khách quan của các lớp đó, nhưng thành phần khác nhau của phức hệ có thể có nguồn gốc khác nhau. Một phần phức hệ có thể là các dạng sống ở đáy, số khác rơi xuống từ các lớp nước bên trên, một phần nào đó của phức hệ lại có thể do dòng nước mang tới sau khi chết (trong khi đó có thể một phần của quần hợp nguyên thuỷ của phức hệ lại bị dòng nước cuốn đi). Ngoài ra một phần nào đó của phức hệ lại là hỗn hợp các hợp phần thuộc những tướng khác nhau. Tất cả những điều này cần được phân tích cẩn thận khi đánh giá ý nghĩa của đới. Ví dụ, cùng một khoảng địa tầng có thể được phân chia hoàn toàn kh ác nhau trên cơ sở các yếu tố trôi nổi hay các yếu tố sinh vật đáy của phức hệ. Một phức hệ đầy đủ có thể tùy ý phân nhỏ thành một số phức hệ chuyên biệt gồm các yếu tố riêng biệt. Tính chất của đới phức hệ có thể biểu hiện bằng tên của tất cả hay phần lớn các taxon của phức hệ, nhưng cách phản ánh tốt nhất của đới là chọn stratotyp. Stratotyp có thể được dùng làm tiêu chuẩn để nhận biết đới phức hệ ở các vùng khác. Các đới phức hệ thường liên quan với một vùng, một lãnh thổ địa lý nhất định, chúng phản ánh điều kiện môi trường của lãnh thổ địa lý này. Các phức hệ hóa thạch trôi nổi có diện phân bổ liên khu vực hoặc toàn cầu trên phạm vi vĩ độ nhất định. Các đới phức hệ là những phân vị sinh địa tầng quan sát được, tương đối khách quan và có ý nghĩa lớn trong đối sánh địa tầng trong khu vực . Ranh giới đới phức hệ được xác định bằng sinh tầng đánh dấu phạm vi phân bố phức hệ đặc trưng cho đới. Độ chính xác của ranh giới đới phức hệ phụ thuộc vào độ chính xác của việc 67

xác định phức hệ. Trong các lớp thuộc đới p hức hệ không nhất thiết phải có mặt tất cả các thành phần của phức hệ hóa thạch. Thời gian phân bố của một vài taxon thuộc phức hệ có thể không ứng với ranh giới của đới phức hệ nhưng không chống lại việc xác định tuổi của đới phức hệ. Tên của đới phức hệ được đặt theo tên của hai hay một số đại biểu đặc trưng và có tính chất chẩn định của phức hệ, ví dụ đới phức hệ Caliapora battersbyi - Stringocephalus burtini. Không cần thiết phải phân định các đới phức hệ cho mọi phần của mặt cắt. Đới phân bố Đới phân bố là tập hợp các lớp đá tương ứng với sự phân bố địa tầng đầy đủ của một yếu tố nào đó đã được lựa chọn từ một phức hệ chung các dạng hóa thạch chứa trong mặt cắt địa tầng. Thuật ngữ “đới phân bố” thể hiện sự phân bố theo cả chiều đứng và chiều ngang của các yếu tố hóa thạch . Đới phân bố có thể được đặc trưng bằng phạm vi phân bố địa tầng của một taxon nào đó (loài, giống, họ, bộ v.v...) hoặc nhóm các taxon, bằng sự tiến hoá chủng loại của một taxon nào đó hoặc một phần của nó, bằng sự phân bố của một dấu hiệu cổ sinh nào đó. Cơ sở để phân định đới cần phải nêu rõ bằng tên gọi hoặc mô tả phân vị khi phân định . Ý nghĩa của đới phân bố phụ thuộc vào độ chính xác của sự nhận biết và độ chính xác của mô tả taxon được dùng làm cơ sở để phân định đới. Việc nhận biết taxon luôn luôn có mức độ chủ quan và không cố định. Những biến thiên đáng kể trong việc xác định phạm vi phân bố của taxon cũng có thể phụ thuộc vào xác định khối lượng của taxon theo hình thái hay xác định bằng nghiên cứu thống kê quần xã. Đới phân bố taxon Đới phân bố taxon (H.3.8) là tập hợp các lớp đá trong đó có sự phân bố đầy đủ (chiều đứng và chiều ngang) của một taxon nhất định nào đó (loài, giống, họ v.v...). Đới phân bố Linoproductus cora là tất cả các lớp nằm giữa các ranh giới xác định ph ạm vi phân bố của loài Linoproductus cora; đới phân bố Tryplasma là tất cả các lớp nằm giữa các ranh giới xác lập sự phân bố của các loài thuộc giống Tryplasma. Đới phân bố taxon thể hiện sự phân bố địa lý và địa tầng cực đại của taxon đó nếu như không đặc biệt chỉ ra vùng hạn chế hơn về sự phân bố của nó, ví dụ đới phân bố Linoproductus cora ở Châu Âu hoặc đới phân bố Euryspirifer tonkinensis ở Bắc Việt Nam và Nam Trung Quốc. Thuật ngữ “đới giống”, “đới loài” đôi khi có thể dùng với nghĩa “đới phân bố taxo n”. Đới phân bố taxon có ý nghĩa quan trọng về tuổi địa chất vì thời gian phân bố của mỗi taxon là có giới hạn. Như vậy việc đưa các lớp vào đới phân bố Graptolit hay đới phân bố Stringocephalus burtini là Hình 3.8. Đới phân bố taxon. Giới hạn trên, dưới và ngang của chỉ ra vị trí riêng biệt của chúng đới được xác định nhờ diện lộ của taxon a. trong lịch sử Trái Đất. Đới phân bố taxon cũng có thể có ý nghĩa quan trọng trong việc xác định điều kiện môi trường vì chính sự phân bố của taxon đó bị các điều kiện môi trường chi phối. Mức độ khách quan của đới phân bố taxon phụ thuộc vào taxon dùng làm cơ sở cho đới và có thể phân bố toàn cầu nếu taxon có diện phân bố toàn cầu. Sự phổ biến địa lý và địa tầng của đới phân bố taxon tùy thuộc vào cấp bậc phân loại cao hay thấp của taxon làm cơ sở cho đới. 68

Ranh giới của đới phân bố taxon là bề mặt chỉ rõ giới hạn phân bố của taxon đã được dùng để xác định đới. Như vậy giới hạn thời gian này chính là sự xuất hiện và tiêu diệt của taxon theo mức độ hiểu biết của nhà nghiên cứu. Tuy vậy, trong mỗi mặt cắt đơn giản thì ranh giới của đới phân bố taxon chính là của sự xuất hiện đầu tiên và sự biến mất hoàn toàn của taxon ở vị trí của mặt cắt đó. Cả hai ranh giới này có thể được kiểm tra bằng sự thay đổi tướng và sự có mặt của hiện tượng khuyết vắng trầm tích. Chỉ khi trong mặt cắt quan sát được từ dưới lên sự chuyển tiếp dần dần của các dạng tổ tiên trực tiếp lên các dạng con cháu trực tiếp thì khi đó mới có thể tin chắc được rằng ở đây có sự phân bố đầy đủ theo chiều đứng của taxon. Ranh giới của đới phân bố taxon có thể bị sai lệch vì sự mất mát hóa thạch do kết quả sự hoà tan, biến chất. Các quan niệm về phân bố của đới taxon cũng thường thay đổi tùy thuộc vào quan niệm và khối lượng của taxon. Đới phân bố taxon gọi tên theo tên taxon phản ánh sự phân bố địa tầng của đới, ví dụ “đới phân bố Globigerina brevis”. Không cần có stratotyp của đới phân bố vì quan niệm về đới hoàn toàn dựa trên quan niệm về taxon và không phụ thuộc vào bất kỳ một mặt cắt cụ thể nào. Tuy nhiên, việc xác định các mặt cắt để tham khảo là cần thiết vì điều đó có ý nghĩa đối với việc chứng minh sự phân bố của taxon và xác nhận đới. Đới cùng phân bố Đới cùng phân bố là những phần song song (đồng thời) hay trùng hợp thuộc đới phân bố hai hay nhiều taxon được chọn trong số dạng chứa trong một mặt cắt nào đó. Đới cùng phân bố không đòi hỏi các đới phân bố của tất cả các taxon có mặt trùng hợp nhau hay phủ nha u. Đới cùng phân bố cũng không đòi hỏi phải xem x ét tất cả các taxon mà đới phân bố phủ nhau tạo ch o phân vị sinh địa tầng ý nghĩa tối ưu về sự phân bố địa lý. Nói một cách chặt chẽ, tất cả các taxon được nhắc đến khi xác định đới cùng phân bố đều phải có mặt để có thể phân biệt đới đó, nhưng trong thực tế có thể linh động, có những đới được lập trên cơ sở phân bố gần trùng hợp của một vài phần quan trọng của các taxon chỉ thị. Nội dung của các đới cùng phân bố đã được sử dụng từ lâu trong đối sánh địa thời. Việc sử dụng hai hay nhiều taxon mà đới của chúng phủ lên nhau làm tăng cường ý nghĩa thời gian phân bố của taxon. Ranh giới của đới cùng phân bố là giới hạn của sự phủ lên nhau trong sự phân bố của taxon được chọn làm yếu tố chẩn định cho đới. Việc xác lập các ranh giới đó đòi hỏi sự hiểu biết cặn kẽ sự phân bố địa tầng và địa lý của taxon và sự chọn lựa cẩn thận các yếu tố phân loại. Nếu chỉ dùng hai taxon làm chỉ thị cho đới thì vấn đề khá đơn giản. Nhưng nếu dùng nhi ều taxon hơn để làm chỉ thị thì vấn đề ranh giới rất phức tạp. Tên của đới cùng phân bố gọi theo tên của các taxon được phát hiện đồng thời và đặc trưng cho đới; ví dụ đới cùng phân bố Globigerina sellii - Pseodohastigerina barbadoensis. Dù đới cùng phân bố không thể xác định được một cách cặn kẽ nhờ stratotyp nhưng việc mô tả mặt cắt tham khảo là cần thiết để minh chứng cho sự phát hiện đồng thời của taxon đó. Mặt cắt tham khảo chính là nơi mà phân vị được xác lập và là nơi mà taxon được chọn làm đại diện hoàn hảo cho đới. Đới Oppel Đới Oppel bao hàm cả khái niệm về đới cùng phân bố nhưng mang ý nghĩa kém chặt chẽ hơn, ở đây sử dụng khô ng chỉ sự phù hợp giới hạn phân bố địa tầng mà cả các tiêu chuẩn sinh địa tầng khác làm cho đới dễ dùng hơn để xác định đương lượng thời gian. So với đới cùng phân bố thì đới Oppel là chủ quan và xác định linh hoạt hơn, tiện sử dụng hơn. Bản thân tên “đới Oppel” ít 69

được dùng nhưng sự phân đới trên cơ sở này đã phổ biến rộng rãi trong thực tiễn sinh địa tầng. Có thể định nghĩa đới Oppel là một đới lấy một quần hợp hay tập hợp của những taxon có diện phân bố hạn chế và lợp phủ nhau làm đặc trưng, chúng được c oi là chỉ dẫn của sự gần đồng thời. Không phải tất cả mọi taxon chỉ thị đều cần phải có mặt ở cùng một chỗ để nhận biết đới. Phần dưới của đới thường được đánh dấu theo sự xuất hiện đầu tiên, còn phần trên – theo sự mất đi của những taxon nào đó; chính bản thân đới phần lớn được xác định nhờ phát hiện đồng thời các taxon chẩn định. Khó xác định đới Oppel theo kinh nghiệm vì tính xác định của nó có thể thay đổi tùy thuộc vào tính chất và lượng taxon chẩn định cần phải có mặt để có thể nhận biết đới. Ranh giới của đới Oppel là giới hạn phân bố của phức hệ hóa thạch chẩn định của đới. Do sự phức tạp và kém xác định các tiêu chuẩn của đới Oppel nên vị trí của ranh giới tùy thuộc vào ý kiến chủ quan của các nhà nghiên cứu. Ranh giới của các đới Oppel kế cận thườn g nằm trong khoảng chuyển tiếp và các nhà nghiên cứu thường đề ra các vị trí khác nhau của ranh giới. Các ranh giới rõ rệt đánh dấu sự xuất hiện và biến mất đồng thời của nhiều taxon chẩn định có thể chứng tỏ sự thay đổi tướng, thay đổi cổ địa lý hay sự kh uyết vắng trầm tích. Tên của đới Oppel gọi theo tên taxon đặc trưng có mặt khắp nơi trong đới . Đới Oppel được chia thành phân đới và hợp nhau thành phân vị lớn hơn – hợp đới hay liên đới. Việc sử dụng đới Oppel thường giới hạn trong một tỉnh sinh địa lý. Tuy đới Oppel không thể xác định theo stratotyp nhưng việc phân định mặt cắt tham khảo là có ích. Đới chủng loại hay đới nguồn gốc phát sinh. Đới nguồn gốc phát sinh là một loại đới phân bố, gồm tập hợp các lớp thể hiện một nhánh của đường tiến hoá hay một xu hướng phát triển. Loại đới này cũng gọi là đới tiến hoá, đới phát sinh hình thái, đới phát sinh chủng loại. Khối lượng của đới dao động tùy thuộc vào tính chất và mức độ biến đổi đã được dùng để xác định đới. Đới có thể bao gồm một số lượng lớn taxon k ế tục trong dãy tiến hoá hoặc có thể bao hàm sự tiến triển từng bước của các dạng trong phạm vi của taxon từ sự xuất hiện đầu tiên qua sự chuyển tiếp đến con cháu hoặc đến sự tiêu diệt. Loại đới này lại cũng có thể tương ứng với đới phân bố taxon, một phần của đới phân bố hay đới cùng phân bố. Tên của đới chủng loại có thể được gọi tên theo taxon chủ yếu, có thể là dạng trung gian hoặc sự xuất hiện sau cùng. Đới cực thịnh Đới cực thịnh (H.3.9) là tập hợp các lớp trong đó phát tr iển cực thịnh hay tối đa (thường là rất phong phú hoặc rất thường gặp) các đại biểu của một loài, một giống hay taxon nào đó, nhưng không phải là giới hạn đầy đủ của sự phân bố. Khó xác định thế nào là phát triển tối đa và vì thế mà khó xác định ranh giới cực thịnh; ví dụ có thể coi phát triển tối đa là sự phong phú của các mẫu vật của loài hóa thạch hay số lượng loài của một giống. Đới cực thịnh cũng có ý Hình 3.9. Đới cực thịnh 70

nghĩa quan trọng để xác định vị trí thời địa tầng. Đới cực thịnh được gọi tên theo tên taxon có diện phát triển cực thịnh trong đới, ví dụ đới cực thịnh Didymograptus.

3.3.5. Thời địa tầng Định nghĩa và hệ thống phân loại Hệ thống phân loại thời địa tầng bao gồm các phân vị mà thời gian thành tạo chúng được xác định trên cơ sở các giai đoạn tiến hoá lịch sử địa chất của vỏ Trái Đất. Các phân vị thời địa tầng phản ánh các quy luật chung của sự phát triển tuần tự của vỏ Trái Đất và sự sống ở trên đó. Do thang cấp bậc đầy đủ của thời địa tầng được lập ra để phản ánh các giai đoạn lớn nhỏ khác nhau của lịch sử địa chất trên phạm vi toàn thế giới hoặc khu vực nên các phân vị của nó có ý nghĩa lớn đối với việc đối sánh các phân vị địa tầng thuộc các hình loại phân vị khác ở những phạm vi địa lý khác nhau của vỏ Trái Đất. Phân vị thời địa tầng là các thể địa chất gồm các đá được thành tạo trong một thời gian địa chất xác định trong lịch sử vỏ Trái Đất. Bản chất của phân vị thời địa tầng là dựa trên tiêu chuẩn về thời gian thành tạo phân vị mà không căn cứ vào thành phần đá và bề dày của nó dù ở địa phương nào trên mặt Trái Đất. Do đó, phân vị thời địa tầng được giới hạn trên và dưới bằng các bề mặt ranh giới đẳng thời. Theo Quy phạm địa tầng Việt Nam (1994), hệ thống phân loại thời địa tầng gồm hai loại hình – phân vị quốc tế và phân vị khu vực theo thứ tự cấp bậc từ lớn đến nhỏ và đương lượng thời gian địa chất (địa thời). Các phân vị thời địa tầng Các phân vị thời địa tầng quốc tế từ lớn đến nhỏ gồm liên giới, giới, hệ, thống, bậc, đới (bảng 3.2). Các phân vị cấp dưới là hợp phần của phân vị cấp cao hơn; ví dụ thố ng là hợp phần của hệ, hệ là hợp phần của giới v.v… Thời địa tầng khu vực gồm bậc khu vực và hệ lớp khu vực (Bảng 3.2). Bảng 3.2. Hệ thống cấp bậc các phân vị thời địa tầng Thời địa tầng quốc tế Địa tầng Liên giới Giới Hệ Thống Bậc Đới

Địa thời Liên Nguyên đại Đại Kỷ Thế Kỳ Thời

Thời địa tầng khu vực Địa tầng

Bậc (khu vực) Hệ lớp (khu vực)

Địa thời

Kỳ Thời

Liên giới Liên giới và đương lượng Liên Nguyên đại của địa thời là những đơn vị có tính chất tập hợp và có khối lượng địa tầng lớn nhất của thời địa tầng quốc tế. Địa tầng của vỏ Trái Đất được chia làm ba liên giới từ cổ đến trẻ gồm Arkei, Proterozoi và Phanerozoi. Trước đây các liên đới Arkei và Proterozoi được gọi chung là liên giới Cryptozoi (Ẩn sinh) với hàm ý là chưa có biểu hiện gì về thế giới sinh vật trong Liên Nguyên đại này. Những thành tựu nghiên cứu mới cho thấy trong Proterozoi (dài hơn 1,9 tỷ năm) đã có nhiều sinh vật biển. Tuy vậy, tên gọi Tiền Cambri vẫn được dùng phổ biến để chỉ chung các đá thuộc Arkei và Proterozoi. Đá của một liên giới phản ánh một vĩ kỳ trong lịch sử phát triển vỏ Trái Đất, các liên giới đều phân thành giới. 71

Giới Giới ứng với đương lượng Nguyên đại của địa thời, là phân vị chính thức thuộc cấp bậc cao nhất được sử dụng rộng rãi trong thời địa tầng quốc tế và là hợp phần của liên giới. Tên của giới đồng thời cũng là tên của Nguyên đại, giới gồm một số hệ. Trong hệ thống cấp bậc của thời địa tầng quốc tế hiện nay đã có sự nhất trí về phân định các giới Paleoproterozoi, Mesoproterozoi, Neoproterozoi của liên giới Proterozoi; Paleozoi, Mesozoi và Kainozoi của liên giới Phanerozoi. Việc phân Arkei thành các giới từ già đến trẻ là Eoa rkei, Paleoarkei, Mesoarkei và Neoarkei chưa được sự thống nhất ý kiến hoàn toàn giữa các nhà nghiên cứu. Đôi khi giới còn được chia thành phân giới như trường hợp của giới Paleozoi, giới này được phân thành Paleozoi hạ, Paleozoi thượng hoặc Paleozoi hạ, Paleozoi trung và Paleozoi thượng. Hệ Hệ ứng với đương lượng kỷ của địa thời, là phân vị cấp cao của thời địa tầng và được sử dụng rộng rãi trong địa tầng học; hệ và kỷ được gọi cùng tên; ví dụ hệ Cambri – kỷ Cambri; hệ Devon – kỷ Devon. Hệ là hợp phần của giới và trước đây theo truyền thống mỗi hệ thường được chia làm hai hoặc ba thống, ngày nay có hệ gồm đến 4 thống như hệ Silur ( Bảng 3.3). Ranh giới của hệ được xác định theo ranh giới của bậc dưới cùng của thống hạ và ranh giới trên của bậc trên cùng của thống thượng. Cho tới nay ranh giới giữa các hệ chưa được xác định tốt, trừ một vài trường hợp, ví dụ ranh giới giữa hai hệ Silur và Devon đã được xác định thống nhất. Thống Thống ứng với đương lượng thế của địa thời, là hợp phần của hệ và phân vị cấp cao hơn bậc, bao gồm nhiều bậc, trừ trường hợp của Tiền Cambri và Đệ Tứ (Bảng 3.3). Tên của thống và thế gọi theo tên của hệ và kỷ kèm theo định ngữ để chỉ vị trí của nó trong hệ và kỷ. Đối với thống, các định ngữ đó là hạ và thượng nếu hệ gồm hai thống và hạ, trung, thượng nếu hệ gồm ba thống. Đối với thế, các định ngữ tương ứng là sớm, muộn hoặc sớm, giữa, muộn. Ví dụ thống Devon giữa – thế Devon giữa; thống Trias hạ – thế Trias sớm. Thống và thế thuộc Kainozoi có tên gọi riêng, hệ Paleogen gồm ba thống từ dưới lên trên là Paleocen, Eocen và Oligocen; hệ Neogen gồm hai thống Miocen và Oligocen. Gần đây hệ Silur cũng được phân làm 4 thống nên tên thống cũng được gọi theo tên riêng từ dưới lên trên là Landovery, Venloc, Ludlov và Pridol. Ở Mỹ hệ Carbon được chia thành hai hệ là Mississippi và Pennsylvan nhưng cách chia này không được Ủy ban Địa tầng Quốc tế công nhận nên chúng được coi như hai thống của hệ Carbon. Bậc Bậc ứng với kỳ của địa thời, là phân vị cấp thấp của hệ thống phân vị thời địa tầng quốc tế , nhưng đóng vai trò rất quan trọng trong đối sánh địa tầng vì có ý nghĩa thực tiễn lớn trong công tác địa tầng. Có thể có các liên bậc hoặc phân bậc. Về lý thuyết bậc có ý nghĩa toàn cầu vì được xác lập trên cơ sở có mặt cắt chuẩn, có ranh giới rõ ràng và được định tuổi bằng các phức hệ hóa thạch đặc trưng hoặc các sinh đới. Bậc được đặt tên theo địa danh của nơi có stratotyp. Trong tiếng Việt tên bậc được viết hoa con chữ đầu và đứng sau từ bậc, ví dụ bậc Ladin, bậc Givet. Đới Đới ứng với đương lượng thời của địa thời, là phân vị cấp thấp nhất của thời địa tầng quốc tế, bao gồm những lớp đá được thành tạo trong một khoảng thời gian giới hạn của sự tồn 72

tại và phát triển một sự kiện địa chất nhất định. Thông thường đó là những khoảng địa tầng ứng với thời gian tồn tại và phát triển của một loài hay một nhóm loài sinh vật đặc trưng, khi đó thời đới sẽ mang tên taxon đại diện cho nhóm loài này, ví dụ thời đới Quasiendothyra kobeitusana của Devon thượng . Thời đới cũng có thể được xác lập trên cơ sở một hiện tư ợng địa chất mang tính phổ biến trên thế giới. Thời đới mang tính thời gian, do đó sẽ bao gồm tất cả các đá cùng tuổi ở tất cả mọi nơi ứng với thời gian thành tạo của thời đới được xác lập, không cứ vào sự có mặt hay vắng mặt di tích của hiện tượng được sử dụng để xác lập thời đới. Ví dụ trường hợp của thời đới Exus albus được xác lập trên cơ sở sinh đới Exus albus. Trên hình 3.6 ta thấy bản thân sinh đới Exus albus chỉ gặp trong phạm vi được chấm điểm trong hình vẽ, còn thời đới Exus albus bao gồm tất cả các đá ở mọi nơi giữa hai ranh giới thời gian tồn tại Exus albus dù có hay không phát hiện hóa thạch Exus albus. Cũng như vậy ranh giới giữa Silur và Devon được lấy mốc từ đáy của thời đới Monograptus uniformis trên cơ sở sinh đới được phát hiện đầu tiên ở vùng Bohem (nước Tiệp) và rất phổ biến ở nhiều nơi khác. Những lớp đá ở mọi nơi ứng với thời đới Monograptus uniformis đều mang tên thời đới này dù không tìm thấy M. uniformis là loài đặc trưng của thời đới này. Hệ thống các phân vị của thời địa tầng quốc tế được trình bày trên Bảng 3.3. ở cuối chương này. Các phân vị thời địa tầng khu vực Phân vị thời địa tầng khu vực phản ánh một giai đoạn nhất định của lịch sử phát triển địa chất của một khu vực, một bể trầm tích cổ và có thể không ứng chính xác với mộ t phân vị nào của thời địa tầng quốc tế. Với tính chất đẳng thời, phân vị thời địa tầng khu vực hợp nhất theo chiều ngang các thể địa tầng cùng tuổi trong khu vực mà không căn cứ trên các đặc điểm khác biệt về thành phần đá của chúng. Bậc khu vực gọi tắt là bậc (kèm theo địa danh) là phân vị cơ bản của thời địa tầng khu vực, hợp nhất theo chiều ngang các hệ tầng cùng tuổi hoặc các phần cùng tuổi của các hệ tầng khác nhau mang tính chất đặc trưng trong lịch sử phát triển địa chất của khu vực hay của một bồn trầm tích cổ. Bậc khu vực phải có stratotyp, thông thường đó là stratotyp của hệ tầng đặc trưng trong số các hệ tầng hợp thành bậc. Stratotyp cũng có thể là một mặt cắt điển hình được lựa chọn nếu các hợp phần của bậc không xuất phát từ các hệ tầng. Tên củ a bậc khu vực gọi theo địa danh có stratotyp hoặc theo tên của hệ tầng điển hìn h trong hợp phần của bậc. Ví dụ: bậc Mia Lé (Devon hạ) là bậc khu vực phía Bắc Việt Nam trên cơ sở hợp nhất theo chiều ngang các hệ tầng có thành phần đá khác nhau ở Bắc Bộ nhưn g được xác định là cùng tuổi nhờ phức hệ hóa thạch Euryspirifer tonkinensis. Trong số các hợp phần đó, stratotyp của hệ tầng Mia Lé được chọn làm stratotyp của bậc. Hệ lớp khu vực. Hệ lớp khu vực (gọi tắt là hệ lớp kèm theo tên địa phương) là phân vị thời địa tầng khu vực cấp thấp để đối sánh các trầm tích trong cùng một b ồn trầm tích cổ hoặc cùng tỉnh cổ địa lý sinh vật, dùng cho những yêu cầu thực tiễn của công tác địa chất. Hệ lớp khu vực có những đặc trưng dễ nhận biết về thành phần đá, nhưng trước hết là về hóa thạch để dễ dàng đối sánh về tính đẳng thời của trầm tích phân bố ở những địa phương khác nhau trong bồn trầm tích cổ hoặc trong tỉnh cổ địa lý sinh vật. Hệ lớp khu vực thường gọi tắt là hệ lớp mang tên hóa thạch đặc trưng nhất của phức hệ cổ si nh vật phổ biến nhất trong chúng, ví dụ – hệ lớp Retziella weberi, hệ lớp Claraia stachei v.v... Nếu hệ lớp được xác lập trên cơ sở di 73

tích của các sự kiện địa chất đẳng thời khác thì hệ lớp được gọi tên theo địa danh của stratotyp. Ví dụ, có thể xác lập hệ lớp đá phun trào basalt Xuân Lộc tuổi Pliocen - Đệ Tứ sớm rất phổ biến ở miền Nam Việt Nam, Hạ Lào, và Campuchia. Không nhất thiết phải xác lập các hệ lớp khu vực cho những thể dịa tầng có thể xác định bằng các hình loại phân vị khác một cách dễ dàng và thuận lợi hơn trong thực hành địa chất.

3.4. ĐỐI SÁNH ĐỊA TẦ NG 3.4.1. Cơ sở đối sánh địa tầng Một trong những nhiệm vụ quan trọng hàng đầu của nhà địa chất trong nghiên cứu địa tầng là đối chiếu trật tự địa tầng của một mặt cắt đang nghiên cứu với trật đ ịa tầng của mặt cắt khác trong một vùng hoặc một địa phương để tìm ra được sự tương đồng hay dị biệt của các lớp ở hai hay nhiều mặt cắt. Công việc này chính là mở đầu cho công tác đối sánh địa tầng . Trong đối sánh địa tầng người ta sử dụng nhiều dấu hiệu khác nhau như màu sắc, thành phần của đá, đặc tính phân lớp, thành phần hóa thạch chứa trong đá v.v... Các nhà địa chất đã sử dụng nhiều phương pháp khác nhau để định tuổi địa tầng, chính những phương pháp đó tạo cơ sở cho việc đối sánh địa tầng. Tư liệu cơ bản trong đối sánh địa tầng học là mặt cắt địa tầng của một địa phương, trên đó mọi chi tiết về tính chất của đá và hóa thạch bắt gặp theo trật tự địa tầng từ cổ đến trẻ được thể hiện từ dưới lên trên. Nhiệm vụ của nhà địa chất là đối chiếu trật tự đá của mặt cắt này với mặt cắt khác để rút ra tính tương đồng về trật tự và tuổi của các lớp, hệ lớp, hệ tầng trong các mặt cắt, đưa ra so sánh, công việc này gọi là đối sánh địa tầng. Để thực hiện nhiệm vụ này nhà địa chất cần chú ý quan sát, mô tả mọi đặc đ iểm như màu sắc của đá, thành phần khoáng vật, hóa thạch, tính chất phân lớp, đặc điểm độ hạt, bề dày các lớp v.v… Phương pháp đối sánh đơn giản nhất đã được sử dụng từ xa xưa như theo dõi lớp đặc trưng trên những diện lộ gần liên tục trong một phạm vi địa lý nào đó, bằng cách này có thể nói đó là cùng một lớp trên mọi diện tích trong khu vực quan sát (H.1.1).

3.4.2. Đối sánh địa tầng với độ chính xác cao Nhu cầu đối sánh các sự kiện với độ chính xác cao ngày càng lớn, điều này đặc biệt có ý nghĩa quan trọng đối với kinh tế như tìm kiếm dầu khí. Địa tầng sự kiện tạo cơ sở cho đối sánh chính xác hơn so với đối sánh bằng hóa thạch . Sự kiện tai biến địa chất được ghi nhận chính xác đến đơn vị ngày, tuần hay tháng, ví dụ hiện tượng phun trào núi lửa hoặc sự lao đập của thiên thạch từ sao băng hay sao chổi tạo nên tro bụi mịn phân bố trên một diện rất rộng. Đó là những cơ sở rất tốt cho đối sánh địa tầng khu vực, thậm chí có tính chất toàn cầu (xem Chương 1. Mục 1.2.8.). Địa tầng dãy (Sequence Stratigraphy) có độ đối sánh chính xác cao, được coi là một phương pháp đối sánh định lượng, ngày nay được sử dụng phổ biến để đối sánh địa tầng có hiệu quả kinh tế lớn trong công tác tìm kiếm thăm dò dầu khí (xem Chương 1. Mục 1.2.8.).

3.4.3. Đối sánh các mặt cắt địa t ầng và xác lập sơ đồ địa tầng khu vực - Đối sánh các mặt cắt. Các diện lộ của đá thường không liên tục trên những khoảng cách lớn, một lớp đá có thể bị gián đoạn do bị bào mòn hoặc bị đá trẻ hơn che phủ, do đó cần phải 74

tìm cách thích ứng để có thể đối sánh các mặt cắt trên khoảng cách lớn. Việc đầu tiên cần làm là xem xét chi tiết tính tương đồng về đá của hai lớp nghi ngờ là cùng thuộc một đơn vị trầm tích. Nếu có sự tương đồng về trật tự các lớp và về thành phần thạch học của các lớp cần so sánh thì hoàn toàn có khả năng đối sánh hai mặt cắt trên khoảng cách xa nhau như đã thể hiện ở hình 1.1 Chương 1. Bước quan trọng tiếp theo là chứng minh tính tương đồng của hóa thạch, đây chính là phương pháp mà W. Smith đã đề xuất từ đầu thế kỷ 19 và tính chính xác của đối sánh đã được khẳng định. Những hóa thạch W. Smith đã sử dụng để chứng minh cho dãy địa tầng ngày nay gọi là hóa thạch chỉ đạo, còn phân vị thời gian dựa trên toàn bộ hóa thạch ngày nay gọi là đới phân bố của sinh địa tầng . Sự chính xác của đối sánh dựa trên đới hóa thạch bị giới hạn ở môi trường thích hợp cho sự tồn tại của loài và sự bảo tồn của hóa thạch, nhưng có thể đạt tới mức dưới 0,1 triệu năm đối với địa tầng Đệ Tứ. Trong Paleozoi không thể nói đến sự chính xác 0,1 triệu năm của đối sánh bằng hóa thạch vì chưa thể xác định chính xác tuổi tuyệt đối với khoảng ít hơn 5 - 15 triệu năm. Các đới phân bố hóa thạch rất quan trọng trong đối sánh địa tầng, giá trị của những đới hóa thạch là hiển nhiên và chúng đã được ứng dụng rất rộng rãi trong địa t ầng. Một cách thức phổ biến tiến hành đối sánh địa tầng trong một vùng là đối chiếu cột địa tầng của nhiều địa điểm (mặt cắt) để tìm ra những khoảng địa tầng tương đồng và trật tự địa tầng tương thích. Trong công việc này, mỗi cột địa tầng cần được mô tả c hi tiết mọi đặc điểm (thành phần đá, tính phân lớp bề dày, hóa thạch v.v…) theo từng mức địa tầng. Tiếp theo là đặt những mặt cắt này bên cạnh nhau và vạch đường đối sánh dự kiến giữa chúng (xem Chương 1, hình 1.5.). Bằng cách này nhà địa chất xác định được sự phân bố của những tập, những hệ lớp trong vùng và trật tự địa tầng của chúng, mặc dầu trong từng mặt cắt có thể không có mặt hệ lớp này hoặc hệ lớp khác. - Đối sánh và xác lập sơ đồ địa tầng khu vực . Các mặt cắt địa tầng của một vùng, một đơn vị cấu trúc địa chất thường không có trật tự địa tầng giống nhau, ở mặt cắt này có thể vắng mặt trật tự địa tầng của đoạn địa tầng mà ở mặt cắt khác rất phổ biến và ngược lại. Tuy vậy, công tác nghiên cứu địa chất khu vực đòi hỏi việc khôi phục trật tự địa tầng ch ung cho một vùng hoặc một bồn trầm tích cổ, cũng là để khôi phục lại lịch sử phát triển địa chất của vùng hoặc bồn trầm tích. Do đó kết quả của công tác nghiên cứu địa tầng của một vùng cần được phản ánh trên một sơ đồ địa tầng tổng hợp của vùng. Sơ đồ địa tầng của vùng thường được lập cho những khoảng địa tầng khác nhau tùy theo yêu cầu của công tác nghiên cứu, phổ biến nhất là những sơ đồ địa tầng cho một thống, một hệ cũng có khi cho một khoảng địa tầng nhỏ hơn. Trên cơ sở các sơ đồ địa tầng các vùng, cá c bồn trầm tích, nhà địa chất tiến hành đối sánh để lập nên sơ đồ địa tầng tổng hợp cho khu vực. Tùy theo yêu cầu nghiên cứu, sơ đồ đối sánh địa tầng khu vực có thể được lập cho khoảng địa tầng một hệ hoặc lớn hơn, như cho Paleozoi, Mesozoi, Kainozoi của khu vực (Bảng 3.3). Trong đối sánh để lập sơ đồ địa tầng của một vùng những tài liệu quan trọng nhất cần chú ý là thành phần đá, trật tự địa tầng và thành phần hóa thạch ở tất cả những thành viên cần đối sánh ở khoảng địa tầng cần lập sơ đồ. Thành phần đá đặc biệt quan trọng để xác lập sự phân bố của hệ tầng, còn thành phần hóa thạch là cơ sở để đối sánh tuổi của khoảng địa tầng và đối chiếu chúng với các phân vị thời địa tầng.

Chương 4

NHỮNG VẤN ĐỀ CƠ BẢN VỀ KIẾN TẠO MẢNG 4.1. KIẾN TẠO VÀ LỊCH SỬ HÌNH THÀNH CẤU TRÚC VỎ TRÁI ĐẤT 4.1.1. Kiến tạo học và lịch sử phát triển Trái Đất Để có bộ mặt như hiện nay Trái Đất đã trải qua quá trình biến đổi phức tạp suốt trong lịch sử phát triển lâu dài từ khi hình thành cách nay 4,6 tỷ năm. Khi mới xuất hiện đến khi hình thành những lục địa đầu tiên Trái Đất là thể nóng chảy chưa có vỏ như hiện nay. Khi mới xuất hiện, vỏ còn rất mỏng và ở trạng thái dễ bị gãy vỡ tạo hiện tượng hoạt động phun trào magma qua các khe nứt. Đời sống của Trái Đất đã qua một ngưỡng cửa quan trọng khi nhiệt độ nguội dần để hơi nước có thể ngưng tụ và hình thành những bồn nước đầu tiên. Cũng từ đây, trên Trái Đất xuất hiện các quá trình bào mòn và trầm đọng để hình th ành các loạt đá trầm tích đầu tiên bên cạnh các sản phẩm phun trào, và cũng từ đây các quá trình hoạt động kiến tạo mảng bắt đầu, tiếp sau đó nhiều quá trình hoạt động kiến tạo xẩy ra để hình thành các đai núi, hình thành các siêu lục địa rồi siêu lục địa lại tan rã. Liên quan với các hoạt động của các mảng là hoạt động phun trào, xâm nhập. Tất cả những hoạt động này diễn ra có quy luật và có những đặc điểm riêng theo thời gian, ảnh hưởng trực tiếp của chúng đến sự biến đ ổi của hoàn cảnh địa lý tự nhiên trê n bề mặt Trái Đất theo thời gian tương ứng. Lịch sử các hoạt động địa chất trong tiến trình dài lâu của Trái Đất gắn liền với các hoạt động kiến tạo mảng vì những biến đổi của bề mặt Trái Đất đều bắt nguồn từ hoạt động của các mảng thạch quyển. Nói cách khác kiến tạo học mà trực tiếp là thuyết kiến tạo mảng có thể coi là chiếc chìa khoá để mở vào kho tàng lịch sử Trái Đất từ khi hình thành đến nay.

4.1.2. Vỏ Trái Đất a - Cấu trúc vỏ Trái Đất Bề mặt Trái Đất gồm các lục địa và đại dương, nhưng bản thân cá c lục địa và đại dương cũng không có cấu trúc và lịch sử phát triển đồng nhất mà khác nhau tuỳ từng nơi. Vỏ Trái Đất là phần trên cùng của các quyển phía trong của Trái Đất (trên đó là thuỷ quyển và khí quyển) và có cấu trúc khác nhau tuỳ theo đó là cấu tr úc lục địa hay cấu trúc đại dương (H.4.1). - Vỏ đại dương hiện nay phân bố dưới sâu của các đại dương, từ trên xuống dưới gồm các lớp sau đây. + Lớp 1 gồm các sản phẩm trầm tích có bề dày từ 0m (như ở sống núi giữa đại dương) đến vài kilomet, nhưng trung bình khoảng 300 m. Tốc độ sóng địa chấn Vp = 2; tỷ trọng d = 1,93 - 2,3. + Lớp 2 gồm chủ yếu là đá basalt, nên cũng có tên gọi là lớp hay vỏ basalt, và cũng có người gọi là lớp móng có bề dày vài kilomet. Vp = 4 - 6; d = 2,55.

0 km 700

4 d< 4< . 3

Manti 2900

Vp=8

d=3.4

Vp=7.8

d=3.4

Vp=8.5

d=3.5

8< 9. Vp < 8< 10 d< .5 12

Moho Th¹ch quyÓn

150 200

400

Nh©n ngoµi 5100 Nh©n trong 6370 km

Vp=10 d=4

QuyÓn mÒm

8< Vp <1 8< 0 V< 4.5 p 10 <d .5 <6

- Vỏ lục địa có cấu trúc phức tạp hơn và gồm các lớp sau đây. + Lớp trầm tích có bề dày vài kilomet; Vp = 3,5; d = 2 - 2,5. + Lớp phức hợp chủ yếu gồm các đá acid có bề dày từ 20 đến 70 km; Vp trung bình 6,2. Trong lớp này có hai phần là “lớp granit” ở phía trên với Vp = 5,6 và d = 2,7; dưới đó là gián đoạn Conrad rồi đến “lớp basalt” với Vp = 6,5. Ranh giới dưới của vỏ lục địa là gián đoạn Mohorovich (hay Moho) được thể hiện rõ nét theo sóng địa chấn. Bề dày của vỏ lục địa khoảng 7-12 km ở dưới đại dương và trung bình khoảng 30 - 40 km trên lục địa, có thể đạt tới 70 km ở bên dưới các dãy núi (rễ núi).

B 0 vv v v v v +++ + + v v v v ++ + +

Manti trªn

+ Lớp 3 còn gọi là lớp đại dương có thành phần là serpentinit do hydrat hoá phần đỉnh của manti trên, có bề dày khoảng 5 - 6 km; Vp = 6,7; d = 2,95.

700 km

10.5<Vp<11.5 12<d>12.5

Vá ®¹i d¬ng Níc TrÇm tÝch trÎ 0 1 Líp 2 10 vv v vVp=6.7 v v v v d=2.95v v v v v 3 v v v v

Moho

v v v v

Vá lôc ®Þa 0

Vp=5.6 d=2.7

30 40 C

vp=8 d=3

TrÇm tÝch cæ

Vp=6.2

20 MÆt gi¸n ®o¹n Conrat 30 40

Moho

Hình 4.1. Cấu trúc các quyển của Trái Đất A: Sơ đồ các quyển của Trái Đất. B: Cấu trúc chi tiết thạch quyển và quyển mềm. d = tỷ trọng trung bình của đá; Vp = tốc độ truyền sóng địa chấn km/s. (A. Foucault & J. F. Raoult )

- Manti và thạch quyển. Manti nằm sát phía dưới vỏ Trái Đất (dưới ranh giới Moho) gồm manti trên và manti dưới. Phần lớn các nhà địa chất cho rằng vỏ Trái Đất cùng với một phần của manti trên tạo thành thạch quyển (H.4.1), phần dưới đó của manti trên là quyển mềm (asthenosphere). Quyển mềm có tính chất mềm dẻo do đó thạch quyển có thể di chuyển trượt trên nó, chính vì vậy quyển mềm có vai trò rất lớn trong chuyển động của các mảng thạch quyển. b - Nền, khiên và đai núi uốn nếp Trong cấu trúc hiện tại của vỏ Trái Đất chúng ta gặp những khiên là nơi mà đá móng cổ, gồm các đá biến chất cao từ đá trầm tích và đá magma, lộ ra trên một diện khá rộng. Những đá biến chất cao và uốn nếp này chứng tỏ những hoạt động tạo núi phức tạp diễn ra ở Tiền Cambri, từ Phanerozoi các khiên này trở nên ổn định. Bao quanh các khiên là các nền rộng lớn. Nền 1 là phần vỏ lục địa ổn định, những vùng rìa của lục địa (thềm lục địa) thường có trầm tích biển nông phủ và khi mực nước biển dâng cao thì nhiều lục địa bị ngập chìm. Trầm tích nền có thể có bề dày từ một vài kil omet đến 10 km. Theo mặt cắt đứng, nền bao gồm hai yếu tố cấu trúc là móng biến chất, kết tinh Tiền Cambri ở bên 1

Thuật ngữ nền và địa đài ứng với các thuật ngữ платформа và плита trong ngôn ngữ địa chất Nga. Trong ngôn ngữ địa chất Tây Âu nền ứng với craton, còn địa đài ứng với platform (tiếng Anh) hay plate -forme (tiếng Pháp); đồng thời platform và plate -forme còn để chỉ các khái niệm khác về hình thái có tính chất bằng phẳng.

dưới giống như các đá của khiên và tầng phủ ở trên gồm các đá trầm tích Phanerozoi. Một nền bao gồm khiên và địa đài kế cận, chúng tạo thành nh ân của các lục địa. Nền là những phần ổn định của các lục địa từ đầu Phanerozoi đến nay; trên thế giới có các nền điển hình như nền Bắc Mỹ, nền Đông Âu và nhiều nền khác. Nền Đông Âu hay còn gọi là nền Nga có khiên Baltic trên lãnh thổ Thuỵ Điển và Phần L an, các đá Arkei và Proterozoi ở đây đã được nghiên cứu khá kỹ. Nền Nga bao trùm lãnh thổ rộng lớn của Liên bang Nga cho đến tận dãy núi Ural, có trầm tích Phanerozoi phủ trên các móng kết tinh Arkei và Proterozoi. Nền Bắc Mỹ bao gồm khiên Canada chiếm một diện tích rộng lớn ở đông bắc Canada, phần lớn diện tích Greenland, một phần bắc Hoa Kỳ. Trong phạm vi khiên Canada lộ cả đá Arkei và Proterozoi, trên bề mặt khiên chỉ đôi nơi có những lớp mỏng trầm tích băng hà Pleistocen. Những đá Arkei và Proterozoi này cũng phổ biến rộng rãi trên lãnh thổ Hoa Kỳ, dưới lớp phủ trầm tích Phanerozoi. Các nền Siberi, Trung Quốc, Ấn Độ, Châu Phi, Australia cũng có cấu trúc tương tự. Đai núi uốn nếp thường là những vùng có dạng kéo dài đã trải qua hoạt động tạo núi mạnh mẽ. Chúng xuất hiện ở dọc rìa lục địa, nơi có trầm tích lắng đọng trong môi trường biển tương đối nông của thềm lục địa và môi trường nước sâu chân sườn lục địa. Trong điều kiện mảng hội tụ dọc các rìa này trầm tích bị biến dạng phá huỷ và bị xâm nhập magma xuyên, tạo thành các dãy núi.

4.2. KHÁI NIỆM BAN ĐẦU VỀ KIẾN TẠO MẢNG 4.2.1. Những ý niệm ban đầu về sự trôi lục địa Trên bản đồ thế giới chúng ta thấy hình thái bờ phía đông của Nam Mỹ và bờ phía tây của Châu Phi có thể khớp nhau, điều này cho ý niệm ban đầu rằng các lục địa này xưa kia có lẽ đã từng là một thể thống nhất rồi về sau tách rời nhau và di chuyển đến vị trí như ngày nay. Tuy nhiên, trước đây điều này chưa được biết đến, đến năm 1858 Antonio Snider -Pellegrini trong tác phẩm “Sự sáng tạo và bí ẩn được khám phá ” (Creation and Its Mysteries Revealed) mới đề xuất rằng các lục địa đã từng liên kết với nhau trong Carbon muộn rồi sau đó mới tách nhau. Snider -Pellegrini dựa trên cơ sở sự giống nhau của thực vật trong các tầng chứa than của Châu Âu và B ắc Mỹ và giải thích sự phá vỡ lục địa thống nhất này là do kết quả của một đại hồng thuỷ. Sau đó (1872) Elisée Reclus đã thảo luận về ý tưởng chuyển động lục địa trong cuốn sách Trái Đất (The Earth); ông cho rằng sự trôi dạt lục địa không phải do đại hồng thuỷ mà liên quan với các hoạt động tạo núi, núi lửa và động đất. Cũng trong thời g ian nói trên, nhà địa chất Edward Suess (người Áo) đã lưu ý về sự giống nhau của hoá thạch thực vật Paleozoi muộn của Ấn Độ , Australia, Nam Phi, Nam Mỹ cũng như sự giống nha u của di tích băng hà trong các loạt địa tầng của những lục địa phía nam này. Phức hệ hoá thạch thực vật gọi là hệ thực vật Glossopteris (H.4.2) theo tên của giống đặc trưng nhất, gồm một loại đặc biệt trong các lớp chứa than nằm trên trầm tích băng hà của các lục địa phía nam này và khác hẳn với những thực vật cùng thời của các lục địa phía bắc . Trong tác phẩm Diện mạo Trái Đất (The Face of the Earth), E. Suess (1885) đặt tên Gondwanaland (hay Gondwana) cho siêu lục địa bao gồm những lục địa phía nam vừa kể trên (Ấn Độ , Australia, Nam Phi, Nam Mỹ). Gondwana là tên một vùng ở Ấn Độ , nơi mà các hoá thạch Glossopteris rất phong phú trong các trầm tích chứa than. E. Suess cho rằng các lục địa này từng liên hệ với nhau qua những cầu nối, nhờ đó mà động vật và t hực vật đã đi cư được. 80

Theo Frank B. Taylor (1910) những lục địa hiện nay chỉ là những phần của những lục địa rộng lớn ở phía nam cực đã bị phá vỡ rồi di chuyển về xích đạo. Ông cho rằng sự phá vỡ những lục địa ở phía nam cực này là do tác dụng của một lực thuỷ triều khổng lồ sinh ra khi Mặt Trăng trở thành vệ tinh của Trái Đất cách đây khoảng 100 triệu năm làm chậm sự quay của Trái Đất (ngày nay chúng ta đều biết là điều này không đúng). Một trong những cống hiến có ý nghĩa của Taylor là ông đã đề xuất rằn g sống núi ngầm dưới Đại Tây Dương, được tàu Challenger phát hiện trong chuyến khảo sát 1872 -1876, có thể là vị trí mà theo đó các lục địa cổ tách rời nhau để hình thành Đại Tây Dương hiện nay. Bằng hàng loạt bản đồ Alfred Wegener (1915), trong công trình “Nguồn gốc lục địa và đại dương” đã trình bày quan điểm về sự di động của các lục địa. Trong công trình này ông cũng đề nghị thuật ngữ Toàn lục (Pangea) để chỉ một siêu lục địa xưa kia đã từng là một khối thống nhất, sau đó bị tách vỡ thành các lục địa ri êng biệt như hiện nay.

Hình 4.2. Hoá thạch lá của thực vật Glossopteris tìm thấy ở tất cả các lục địa thuộc Gondwana. a) trong hệ tầng Dunedoo tuổi Permi muộn; b) trong vỉa chứa than Illawarra tuổi Permi muộn, Australia. (Wicander R. & Monroe J.S. 1993)

A. Wegener lưu ý rằng những loạt đá trầm tích tương tự nhau đã được tìm thấy ở những lục ịa cách xa nhau (H.4.3); những rặng núi và băng tích trở nên xứng hợp nhau khi các lục địa được đ quy hợp thành một khối; những đường bờ của các lục địa khớp với nhau tạo thành một siêu lục địa.

Hình 4.3. Các loạt trầm tích giống nhau (biển, lục địa, băng tích) ở các lục địa phía nam theo tuổi tương ứng (Carbon muộn - Jura) chứng tỏ đã một thời chúng tiếp liền nhau thành một lục đị a thống nhất – Gondwana. (Đơn giản hoá từ Wicandder R. & Monroe J. S 1993)

Hoá thạch của nhiều nhóm thực vật, động vật giống nhau lại được tìm thấy ở những lục địa hiện nay cách xa nhau chứng tỏ rằng những lục địa này đã một thời từng kề liền nhau (H.4.4). Tiếp sau A. Wegener, nhà địa chất Nam Phi Alexander du Toit là người ủng hộ nhiệt tình lý thuyết trôi dạt lục địa, ông đối chiếu sự tương phản của băng tích ở Gondwana với trầm tích chứa than cùng tuổi của bán cầu bắc. Hình 4.4. Trong Paleozoi muộn Nam Mỹ, Châu Phi, Ấn Độ, Để giải thích sự tương phản này Australia và Nam cực nối liền nhau (Gondwana). Bò sát Mesosaurus gặp ở Brazil và Châu Phi. Lystrosaurus (Trias sớm) về khí hậu, ông đã xếp đặt lục địa gặp ở Châu Phi, Ấn Độ và Nam cực. Cynognathus (Trias sớm) gặp nam (Gondwana) sát với nam cực ở Nam Mỹ, Châu Phi. Thực vật Permi Glossopteris gặp ở tất cả các và xếp các lục địa phía bắc liền lục địa phía nam. (Wicander R. & Monroe J. S. 1993). nhau thành một lục địa thống nhất và các trầm tích chứa than nằm ở xích đạo, ông gọi khối lục địa phía bắc này là Laurasia. Alexander du Toit lưu ý rằng hoá thạch bò sát nước ngọt Mesosaurus tuổi Permi đã được tìm thấy trong các đá cùng tuổi ở cả Brazil và Nam Phi (H.4.4). Về mặt sinh thái học thì những bò sát nước ngọt không thể bơi qua Đại Tây Dương để sau đó tìm được một môi trường nước ngọt gần tương tự như nơi cư trú trước đây. Hơ n thế nữa, nếu Mesosaurus có thể bơi qua Đại Tây Dương thì sao hoá thạch của chúng lại không gặp được ở những nơi khác ngoài Brazil và Nam Phi? Có thể cho rằng Mesosaurus đã chiếm lĩnh các hồ nước ngọt rộng lớn khi hai lục địa này từng là một khối lục địa chung. Dù những dẫn liệu do A. Wegener, Alexander du Toit và những người khác đưa ra đã rất rõ ràng nhưng trong nhiều thập kỷ phần lớn các nhà địa chất vẫn phủ nhận khả năng các lục địa đã di chuyển trong quá khứ. Lý thuyết trôi dạt lục địa chỉ được thừa n hận từ khi kết quả nghiên cứu cổ từ chứng minh rằng vị trí của từng lục địa đã thay đổi trong các thời kỳ khác nhau của lịch sử địa chất.

4.2.2. Dẫn liệu cổ từ chứng minh lục địa trôi dạt Trái Đất được coi như một thanh nam châm khổng lồ có các từ cực gần trùng với địa cực địa lý. Từ trường của Trái Đất là hệ quả của tốc độ quay khác nhau của vỏ ngoài và manti, cường độ của nó yếu nhất ở xích đạo và mạnh nhất ở cực. Khi magma nguội đến điểm Curie thì khoáng vật sắt mang từ tính được định vị cả về cường độ và hướng của từ tính theo từ trường của Trái Đất. Điểm Curie là nhiệt độ mà khoáng vật bị mất từ tính (magnetit và hematit là hai khoáng vật quan trọng nhất mang từ tính có điểm Curie khoảng 600oC). Do magma có nhiệt độ đến trên 1000 oC nên không thể bị từ hóa, nhưng trong quá trình kết tinh đến khi nguội đến điểm Curie thì khoáng vật trong magma có khả năng mang từ tính. Như vậy dung nham cổ sẽ cho ta dữ liệu được ghi lại về định hướng và cường độ của từ trường Trái Đất vào thời điểm mà dung nham bị nguội đ ến điểm Curie. Đặc điểm từ của đá trẻ phù hợp với đặc điểm từ trường thông thường của Trái Đất, nhưng cổ từ của các đá cổ thì lại không có sự định hướng như 82

vậy. Số liệu đo cổ từ của dung nham tuổi Silur ở Bắc Mỹ cho thấy từ cực bắc vào thời đó nằm ở tây Thái Bình Dương, từ cực theo cổ từ của dung nham Permi lại ở Châu Á còn từ cực theo dung nham Creta lại ở một điểm khác của Bắc Á. Khi đưa lên bản đồ các dữ liệu về cổ từ của tất cả các dung nham có tuổi khác nhau ở Bắc Mỹ ta thấy sự di chuyển của từ cực qua thời gian (H.4.5). Từ những dẫn liệu trên có thể giải thích bằng ba cách: 1) lục địa cố định và cực bắc địa từ di chuyển; 2) cực bắc địa từ đứng nguyên còn lục địa di chuyển; 3) cả lục địa và cực bắc địa từ di động. Phân tích dung nham ở tất cả các lục địa cho thấy mỗi lục địa có một loạt từ cực riêng. Hình 4.5. Đường biểu hiện sự dịch chuyển từ cực Từ cực được bảo tồn ở trạng thái vị trí của của Bắc Mỹ và Châu Âu. chúng khi dung nham phun trào so với cực Những vị trí biểu hiện từ cực bắc đượ c chỉ rõ cho các kỷ khác nhau trên mỗi tuyến dịch chuyển cực địa lý bắc nam dù sau đó lục địa di chuyển. của lục địa (Wicander R. J. & Monroe S. 1993) Khi ta cho viền rìa các lục địa trên bản đồ khớp nhau để cho tư liệu cổ từ hướng về cùng một từ cực thì các loạt đá phù hợp nhau, những chứng liệu cổ sinh cũng xứng hợp với khung cảnh cổ địa lý được tái dựng này. Đảo từ và sự mở rộng đáy biển Coi từ trường hiện tại của Trái Đất là bình thường, tức là các từ cực bắc nam gần trùn g với các địa cực địa lý bắc và nam. Nhưng trong nhiều thời kỳ trong quá khứ địa chất từ trường của Trái Đất đã bị đảo ngược. Hiện tượng đảo từ đã được phát hiện nhờ xác định sự định hướng của

Tuæi (TriÖu n¨m) 0.5

Tõ b×nh thêng §¶o tõ

1.0 1.5 2.0 2.5 3.0

(a) Hình 4.6. Hiện tượng đảo từ a) Đảo từ ghi lại trong dẫy dung nham được biểu diễn bằng mũi tên đậm, từ bình thường được biểu hiện bằng mũi tên mảnh. Dung nham chứa dấu ấn các sự kiện từ cực có thể xác định tuổi phóng xạ để có thể tái dựng thang thời từ. b) Sự đảo từ của 4,5 tr. năm gần đâ y được xác định từ dung nham trên lục địa. Những dải màu đen chỉ từ bình thường, những dải màu trắng thể hiện .

3.5 4.0 4.5

(b)

từ dư trong dung nham trên lục địa (H.4.6). Sự đảo từ lại cũng được phát hiện trong đá basalt biển khi lập bản đồ đại dương vào thập kỷ 1960. Tuy nguyên nhân của hiện tượng đảo từ cho đến nay vẫn chưa rõ nhưng cứ liệu về chúng trong tư liệu địa chất đã được minh chứng. Cùng với sự phát hiện đảo từ, là sự phát hiện hệ thống sống núi ngầm, đó là những rặng núi lớn nhất trên thế giới dài 65 000 km. Quen thuộc nhất trong hệ thống sống núi ngầm này là rặng núi ngầm giữa Đại Tây Dương, chia đại dương này làm hai phần gần bằng nhau. Từ các kết quả nghiên cứu hải dương học vào những năm 50 của thế kỷ trước, năm 1962 Harry Hess đã đề xuất lý thuyết về sự bành trướng đáy biển để giải thích sự di chuyển lục địa. Theo ông lục địa không di chuyển xuyên qua vỏ đại dương mà vỏ lục địa và vỏ đại dương cùng chuyển động. Đáy biển tách rời từ các sống núi đại dương, nơi mà vỏ mới được hình thành do sự xuyên lên của magma; khi magma nguội thì vỏ đại dương mới này sẽ chuyển dịch ngang từ dãy núi ngầm. Theo khái niệm về các khoang nhiệt đối lưu, magma nóng dâng lên từ manti, xuyên dọc theo đ ới đứt gãy rift tạo thành sống núi đại dương và từ đó hình thành vỏ mới. Vỏ lạnh bị hút chìm trở lại dưới manti ở vùng máng biển sâu, ở đó nó bị nung nóng và lại tái sinh, do đó mà hình thành một khoang nhiệt đối lưu. Những dải dị thường từ (sự chênh lệch của cường độ từ trường so với giá trị trung bình của từ trường Trái Đất) được phát hiện trong các đá nằm dọc và đối xứng theo các sống núi giữa đại dương (H.4.7). Khuynh hướng của dị thường từ đại dương lại xứng hợp với xu hướng đảo từ đã biết trong dung nham lục địa (H.4. 6). Khi xuyên lên và bị nguội dọc theo đỉnh sống núi ngầm thì nó cũng ghi lại từ trường vào thời điểm được thành tạo, kể cả các hiện tượng dị thường và đảo từ. Một vỏ mới được thành tạo tại đỉnh còn vỏ thành tạo trước lại bị đẩy chuyển x a theo chiều ngang từ sống núi ngầm. Những dải từ này, thể hiện thời

Hình 4.7. Đối xứng địa từ ở hai phía của dải núi ngầm đại dương. Dị thường từ thành tạo lúc magma basalt xuyên vào sống núi đại dư ơng; khi magma nguội đến điểm Curie, nó ghi lại từ cực Trái Đất thời đó. Những xuyên trào sau đó sẽ xẻ vỏ được tạo trước thành hai nửa để chuyển dịch ngang từ sống núi đại dương. Những xuyên trào lặp lại sẽ sinh ra những loạt dị thường từ phản ánh các thời kỳ từ cực bình thường và đảo từ cực. (Wicander R. & Monroe J. S. 1993)

gian của từ cực bình thường hoặc đảo từ song song và đối xứng dọc theo sống núi ngầm đã xác nhận lý thuyết của Hess về sự bành trướng đáy biển. Ý nghĩa lớn của thuyết bành trướng đáy biển là khẳng định các bồn đại dương có tuổi khá trẻ, sự mở và đóng của chúng có vai trò quan trọng đối với sự chuyển động lục địa. Tuổi đồng vị cho thấy vỏ đại dương cổ nhất chưa đến 180 triệu tuổi, còn vỏ lục địa cổ nhất có tuổi 3,96 tỷ năm. Mặc dù còn tranh luận về vai trò của nhiệt đối lưu trong lòng Trái Đất, nhưng các nhà địa chất đã thống nhất rằng các mảng được tạo thành từ các sống núi đại dương và bị phá huỷ ở các máng biển sâu.

4.3. RANH GIỚI CÁC MẢNG Bề mặt Trái Đất được phân chia thành các mảng, r anh giới giữa chúng là sống núi giữa đại dương, các máng biển sâu, các đứt gãy, và các đai núi (H.4.8). Chuyển động của các mảng, thể hiện rõ nét ở các ranh giới này, kiểu cách của những chuyển động đó có tác động sâu sắc đối với lịch sử địa chất và sinh g iới của hành tinh. Ngày nay ta đã biết có ba kiểu ranh giới mảng là ranh

n ia Ón s©u MarM

¸n gb iÓn

s© u

Ku ril

M¶ng ©u-¸ in ut Ale

M¸ng biÓn s©u M¶ng Joan de Fuca

ng M¸

M¶ng Bismark

M¶ng Nazca

i ®«

Sèn g

ng n am Ê n §é

nó i

Ch i Lª

Ranh giíi ph©n kú

Ranh giíi héi tô

Ranh giíi chuyÓn d¹ng

g i T©y D¬n ÷ a §¹ i gi nó

nó

M¶ng Rift §«ng Phi ¶rab

M¶ng Nam Mü

M¶ng Solomon

M¶ng Ên-óc Sè ng

M¶ng Helenic

Sè ng

M¶ng Cocos

M¶ng Fiji

iÓ ns ©u Java

M¶ng Caribe

M¸ng biÓn s©u Trung Mü

M¶ng Thæ NhÜ Kú

M¸ng biÓn s©u NhËt B¶n §øt g·y San Andreas

M¶ng Philippin

n M¸

M¶ng Iran

M¶ng B¾c Mü

n nói Ê Sè ng

§é-

iT §¹

D ©y

Ranh giíi m¶ng cha x¸c ®Þnh râ

Hình 4.8. Phân bố các mảng trên Trái Đất hiện nay

giới phân kỳ, ranh giới hội tụ và ranh giới chuyển dạng. Chính dọc theo các ranh giới này mà các mảng được hình thành, tiêu biến hay trượt ngang giữa các mảng kề nhau.

4.3.1. Ranh giới mảng phân kỳ Ranh giới mảng phân kỳ thể hiện ở những nơi mà các mảng đang tách rời nhau và thạch quyển kiểu đại dương đang hình thành. Chúng thường gặp dọc các sống núi đại dương hoặc hiếm 85

hơn là ở dưới các lục địa, ở các thung lũng rift. Dọc theo ranh giới mảng phân kỳ ở một sống núi đại dương, magma xuyên lên và các mảng di chuyển về hai phía. Khi magma nguội, những dải mới của vỏ đại dương được hình thành và ghi lại từ trường của Trái Đất vào thời gian đó. Địa hình cao, đứt gãy thuận kết hợp với nhiều động đất có chấn t iêu nông, dòng nhiệt cao và dung nham basalt dạng gối (H.4.9) là những nét đặc trưng thường đi kèm với sống núi đại dương này.

Hình 4.9. Dung nham basalt dạng gối do sự phun trào ngầm dưới nước ở đáy biển dọc sống núi giữa đại dương (Wicander R. & Monroe J. S. 1993).

Ranh giới mảng phân kỳ cũng thấy tại các lục địa trong giai đoạn sớm của sự tan rã lục địa (H.4.10). Khi magma xuyên lên dưới một lục địa thì ban đầu vỏ bị nâng lên, căng giãn và bị mỏng đi. Những đứt gãy thuận và thung lũng rift được hình thành dọc theo địa hào trung tâm, gây nên động

Hình 4.10. Mô hình về quá trình hình thành ranh giới mảng phân kỳ A - Magma dâng trồi, đẩy vỏ vồng lên tạo nhiều đứt gãy. B - Vỏ bị kéo căng và mỏng đi, thung lũng rift phát triển, dung nham trào lên đáy thung lũng. C - Tiếp tục tách lục địa, biển hẹp hình thành. D Hệ thống sống núi giữa đại dương hình thành, bồn đại dương xuất hiện. (Wicander & Monroe 1993) .

đất chấn tâm nông. Trong giai đoạn này magma xuyên nhập vào các khe đứt gãy t huận tạo thành các vỉa, mạch hoặc phủ trên đáy địa hào. Các thung lũng rift ở Đông Phi là ví dụ tốt cho giai đoạn tan rã lục địa (H.4.11). Trong quá trình trôi dạt, lục địa bị vỡ, nếu magma tiếp tục xuyên lên thì hai phần của lục địa sẽ di chuyển rời nhau như hiện nay đang xẩy ra dưới Hồng Hải. Bồn đại dương hẹp mới được hình thành tiếp tục mở rộng và sẽ trở thành bồn đại dương như các bồn Đại Tây Dương và Thái Bình Dương hiện nay.

4.3.2. Ranh giới mảng hội tụ Trong kiểu ranh giới này một phần mảng bị hút chìm dưới mảng khác và bị tiêu biến trong quyển mềm, như vậy vỏ cổ bị phá huỷ ở ranh giới mảng hội tụ. Có ba kiểu ranh giới mảng hội tụ: ranh giới đại dương - đại dương, ranh giới đại dương - lục địa và ranh giới lục địa - lục địa. Tuy các quá trình địa chất ở các kiểu ranh giới này gần gũi nhau, nhưng do có các kiểu vỏ khác nhau nên kết quả hoạt động của các kiểu ranh giới này cũng rất khác nhau.

Hình 4.11. Sơ đồ thung lũng rift Đông Phi – một ví dụ tốt cho giai đoạn tan rã lục địa. Dọc theo ranh giới mảng phân kỳ này Đông Phi đang tách rời khỏi mảng lục địa Châu Phi (Wicander R. J. & Monroe S.1993).

a. Ranh giới mảng đại dương - đại dương Khi hai mảng hội tụ thì một mảng bị hút chìm dưới mảng kia dọc theo ranh giới mảng đại dương - đại dương (H.4.12). Mảng hút chìm cong uốn xuống dưới tạo thành vách ngoài của một máng đại dương. Một phức hệ hút chìm hình thành dọc theo vách trong, phức hệ này gồm những thể hình nêm, trầm tích biển bị uốn nếp và đứt gãy phức tạp, thạch quyển của mảng bị kéo theo chui xuống dưới. Khi bị hút chìm xuống đến manti thì nó bị nung nóng và bị tan chảy từng phần, sinh ra magma andesit. Loại magma này có độ đặc kém

Bån trÇm tÝch tríc cung Phøc hÖ trÇm tÝch cña ®íi hót ch×m

Vá ®¹i d¬ng QuyÓn m Òm M agm a

n R·

c í

s©

®¶

i nó

lö

a Bån trÇm tÝch sau cung Vá lôc ®Þa

Dßn g ®èi lu M anti trªn

Hình 4.12. Ranh giới mảng hội tụ đại dương - đại dương. Máng đại dương hình thành ở nơi một mảng đại d ương bị hút chìm xuống dưới một mảng khác. Trên mảng đại dương không bị hút chìm, cung đảo núi lửa được hình thành do sự dâng trồi magma được sinh ra từ mảng hút chìm (Wicander R. & Monroe S. 1993)

hơn manti ở chung quanh và bị nổi lên trên bề mặt của mảng không bị hút chìm, tạo thành dải đảo núi lửa gọi là cung đảo núi lửa. Các đảo Aleutin, dải đảo Nhật Bản, quần đảo Philipin là những ví dụ về các cung đảo núi lửa do hoạt động hội tụ đại dương -đại dương.

Vá lôc ®Þa sau cung

Cung nói löa

Nói löa Magma

b. Ranh giới mảng đại dương - lục địa Bån trÇm tÝch tríc cung

Phøc hÖ trÇm tÝch ®íi hót ch×m

Mùc níc R·nh níc s©u biÓn

Vá ®¹i Manti d¬ng trªn QuyÓn mÒm

Trong kiểu ranh giới đại dương - lục địa thì vỏ đại dương bị hút chìm dọc theo Hình 4.13. Ranh giới mảng hội tụ đại dương - lục địa. ranh giới xuống dưới vỏ lục địa, khi đó một Khi một mảng đại dương bị hút chìm xuống dưới mảng phức hệ hút chìm dạng nêm của các đá bị lục địa thì do magma dâng lên nên dải núi lửa andesit hình thành trên mảng lục địa (Wicander & Monroe 1993). uốn nếp phức tạp và đứt gãy, sẽ tạo thành vách trong của máng sâu đại dương. Giữa nó và lục địa là bồn trước c ung chứa trầm tích vụn do quá trình bào mòn từ lục địa (H.4.13); những trầm tích này thường nằm ngang hoặc chỉ hơi bị biến dạng. Magma andesit được sinh ra từ sự hút chìm sẽ trồi lên ở phía dưới lục địa hoặc bị kết tinh thành đá xâm nhập, hoặc phun trào lê n bề mặt tạo thành dải núi lửa andesit (cũng gọi là cung núi lửa). Bồn sau cung có thể bị lấp đầy bằng các trầm tích vụn, vật liệu vụn núi lửa, dung nham, dày dần về phía cung núi lửa. Ví dụ điển hình cho kiểu ranh giới mảng đại dương – lục địa là bờ Thái Bình Dương của Nam Mỹ, nơi mảng Nazca đang bị hút chìm xuống dưới mảng Nam Mỹ. Máng Peru - Chilê chỉ rõ vị trí của sự hút chìm và dải núi Andes được tạo nên do dải núi lửa trên mảng không bị hút chìm (H.4.8.). Ví dụ này chỉ rõ tác dụng của kiến tạo mảng, đ ộng đất thường liên quan với đới hút chìm, và phía tây Nam Mỹ là vùng thường bị tàn phá do động đất. Ngoài ra , phần phía nam của dãy núi Andes giống như một gờ chắn độ ẩm của gió thổi từ Đông Thái Bình Dương, do đó một sa mạc ở phía đông của Nam Andes được hình thành, ở đó điều kiện khắc nghiệt đến nỗi hầu như không có người cư trú. c. Ranh giới mảng lục địa - lục địa Trong kiểu ranh giới này hai lục địa tiến sát lại nhau, lúc đầu cách nhau bằng một đáy đại dương. Đáy đại dương này sẽ bị hút chìm dưới một lục địa. Khi đáy đại dương tiếp tục bị hút chìm thì hai lục địa sẽ xích lại gần nhau cho đến khi chúng xô húc nhau. Do thạch quyển lục địa, gồm vỏ lục địa và manti trên, kém đậm đặc hơn thạch quyển đại dương (vỏ đại dương cùng manti trên), nên nó không thể chìm xuống dưới quyển mềm. Mặc dù một lục địa có thể trượt một phần

Hình 4.14. Ranh giới mảng hội tụ lục địa - lục địa Do độ dày lớn, tỷ trọng thấp nên không mảng nào bị hút chìm. Khi hai mảng xô húc nhau, một dãy núi được hình thành phía trong một lục địa . (Wicander & Monroe 1993)

trên lục địa kia nhưng nó không thể bị kéo hoặc đẩy xuống dưới đới hút chìm (H.4.14). Động đất thường liên quan với đới hút chìm, vì thế dãy Hymalaya được hình thành do kết quả của sự xô húc1 lục địa - lục địa giữa Ấn Độ và Châu Á bắt đầu từ khoảng 40 đến 50 triệu năm trước đây và nay vẫn đang tiếp diễn nên gây động đất mạnh (xem hình 13.11 chương 13). Hoạt động hút chìm dọc theo ranh giới hội tụ khác cũng gây động đất như ở vùng biển Nhật Bản giữa mảng Thái Bình Dương và Âu Á, ở rìa bắc Địa Trung Hải nằm giữa mảng Châu Phi và mảng Âu - Á, ở tây Nam Mỹ nằm giữa mảng Nam Mỹ và mảng Nazca v.v...

4.3.3. Ranh giới chuyển dạng Kiểu ranh giới mảng chuyển dạng lộ ra dọc theo cácđứt gãy và các mảng trượt ngang mảng này đối với mảng khác, về đại thể hướng trượt song song với hướng của chuyển động mảng. Mặc dù thạch quyển không được sinh ra hoặc bị phá huỷ dọc theo ranh giới chuyển dạng, nhưng chuyển động giữa các mảng làm cho đá bị gãy v ỡ mạnh mẽ và nhiều động đất chấn tâm nông. Đứt gãy chuyển dạng là loại đứt gãy biến đổi vận động giữa các mảng từ kiểu này sang kiểu khác. Phần lớn các đứt gãy chuyển dạng cắt vỏ đại dương và được biểu hiện bằng các đới đứt gãy rõ nét. Các đứt gãy chuyển dạng có thể bành trướng sang cả các lục địa. Một trong những đứt gãy chuyển dạng nổi tiếng là đứt gãy San Andreas ở California (Tây Bắc Mỹ) phân tách mảng Thái Bình Dương với mảng Bắc Mỹ (H.4.15).

Hình 4.15. Đứt gãy San Andreas – ranh giới chuyển dạng phân cách mảng Thái Bình Dương và mả ng Bắc Mỹ. (Wicander R.& Monroe J.S.1993)

Động đất nhiều ở California là hệ quả của chuyển động dọc theo đ ứt gãy này. Các đứt gãy chuyển dạng thường gây sự chuyển dịch từ hàng chục đến hàng trăm kilomet. Rất nhiều sự chuyển dịch rộng của các đá cổ cũng có thể liên quan với các hệ thống đứt gãy chuyển dạng.

4.4. BỐI CẢNH KIẾN TẠO CỔ Mỗi bối cảnh địa chất trong lịch sử xa xưa có những tổ hợp đá đặc trưng, do đó khi phát hiện những tổ hợp đá đó trong các dãy đá cổ nhà địa chất có thể suy đoán những bối cảnh kiến tạo tương ứng. Bên cạnh những tổ hợp đá thì sự phối hợp của chúng với các loại đá trầm tích, magma, biến chất, các kiểu biến dạng và biến chất khu vực cũng giúp cho việc xác định bối cảnh kiến tạo. Tuy nhiên, cần thận trọng vì các tổ hợp đá và các đặc điểm địa chất khác có thể không chỉ đặc trưng cho một kiểu bối cảnh kiến tạo. Ngoài ra, trong quá khứ địa c hất có thể các tổ hợp đá giống

Collision = xô húc, cũng còn gọi là va chạm, nhưng thuật ngữ va chạm chưa phản ảnh hết ý nghĩa của collision

như hiện nay nhưng lại đặc trưng cho bối cảnh kiến tạo khác với hiện nay. Dưới đây chúng ta xem xét một số tổ hợp đá liên quan với những bối cảnh kiến tạo khác nhau.

4.4.1. Tổ hợp ophiolit Ophiolit là dãy đá mafic và siêu mafic thuộc ranh giới đứt gãy tiêu biểu cho những phần cổ của vỏ đại dương và manti trên. Đá siêu mafic là đá magma cao magnesi có trong manti trên, còn đá mafic là đá magma phun trào basalt chủ yếu có trong vỏ. Phần lớn ophiolit nằm phủ chỉnh hợp trên trầm tích biển sâu. Thành phần đá và đặc điểm địa vật lý của ophiolit rất giống với các lõi khoan từ vỏ đại dương hiện nay. Một dãy ophiolit điển hình theo trật tự từ trên xuống gồm các yếu tố như sau: nằm dưới trầm tích biển sâu trẻ nhất là basalt dạng gối; tiếp đến là mạch diabas phân phiến, gabro dạng khối và gabro phân tầng, già nhất và nằm dưới cùng là các đá siêu mafic phân tầng (H.4.16). Đá siêu mafic trong ophiolit có thành phần chủ yếu là olivin và pyroxen do bị lắng xuống và tích đọng ở đáy khoang ma gma. Ranh giới của các đá siêu mafic và gabro trong ophiollit được coi là đáy của vỏ đại dương khi ophiolit được thành tạo. Phía trên gabro phân tầng là phức hệ mạch diabas được hình thành khi dãy mạch này xuyên vào dãy mạch dãy kia vì những mạch có trước bị tách ra để mạch sau xuyên vào. Các đai mạch hình thành khi các loạt mạch xuyên vào nhau vì các đai mạch sớm phân tách ra để mạch muộn xen vào. Cuối cùng là basalt dạng gối của sống núi đại dương nằm phủ lên trên

Hình 4.16. Sơ đồ sắp xếp dãy tổ hợp ophiolit (Wicander R. & Monroe S. 1993)

Hình 4.17. Sơ đồ cơ chế định vị ophiolit. a) xô chờm trên rìa lục địa thụ động; b) xô chờm trên một cung; c) hàn nối vào nêm bồi kết. (Condie & Sloan 1998)

phức hệ đai mạch. Các mạch bị tiêm nhập lên trên từ một khoang magma và nuôi dưỡng dòng basalt dạng gối. Trầm tích biển sâu như bùn biển sâu, bùn núi lửa có thể phủ lên đỉnh ophiolit. Sau khi đông cứng bùn đại dương trở thành các loại đá vôi, đá silic. Basalt, diabas và gabro đều là đá mafic, thành phần chủ yếu Hình 4.18. Các tổ hợp đá trong mặt cắt của ranh giới hội tụ (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998) gồm plagioclas, pyroxen; đôi khi có olivin. Basalt nguội lạnh nhanh sau khi phun, diabas nguội lạnh với tốc độ trung bình và ở dạng mạch, gabro nguội lạnh chậm trong khoang magma sâu. Đá siêu mafic trong ophiolit có thành phần chủ yếu là olivin và pyroxen do bị lắng xuống và tích đọng ở đáy khoang magma. Ranh giới của đá siêu mafic và gabro trong ophiollit được coi là đáy của vỏ đại dương khi ophiolit được thành tạo. Phía trên gabro phân tầng là phức hệ mạch diabas được hình thành khi dãy m ạch này xuyên vào dãy mạch kia vì những mạch có trước bị tách ra để mạch sau xuyên vào. Ophiolit có mặt trong các cung hay đới xô húc theo ba cách (H.4.17): 1) Do sự xô chờm của mảng đại dương lên trên một rìa lục địa thụ động trong quá trình xô húc; 2) Sự phân tách một một mảnh tầng và sự xô chờm của một mảnh sót (flake) lên trên lục địa; và 3) sự bổ sung của một mảnh tầng của vỏ đại dương vào nêm bồi kết trong một hệ cung. Thực tế basalt từ phần lớn ophiolit có thành phần hoá học tương tự như basalt của c ung nên có thể chúng tương ứng với một mảnh vỏ đại dương sau cung. Ophiolit rất phổ biến trong các đai xô húc Phanerozoi, ví dụ như Alpes-Hymalaya, Ural, Appalach và đai Cordillere. Ophiolit cổ nhất trong những đai tạo núi xô húc ở Canada, Scandinavia có tuổi khoảng 2 tỷ năm. Chưa gặp ophiolit già hơn 2 tỷ năm, điều này chưa giải thích được vì vỏ đại dương chắc chắn đã phổ biến trong Tiền Cambri, nhất là trong Arkei trước khi hình thành các lục địa lớn trên Trái Đất.

4.4.2. Tổ hợp đá của đới hút chìm Dãy ngang của những tổ hợp đá thể hiện rõ nét trong các ranh giới mảng hội tụ (H.4.18). Các nêm bồi tụ có đặc trưng là sự hỗn độn trong đó các tổ hợp đá gồm những mảnh đá của cung và vỏ đại dương bị bao quanh bằng các gian chất (matrix) (H.4.19). Các khối đá c ó kích thước từ vài centimet đến 1 km chứa ophiolit, trầm

Hình 4.19. Thể hỗn độn trong trầm tích một đai xô húc Các mảnh đá cát kết ngoại lai bị ép căng dài và gãy vỡ do gian chất bao quanh đã trải qua sự biến dạng mạnh m ẽ. (Condie K. C. & Sloan E. S. 1998).

tích biển sâu, trầm tích cung núi lửa. Những đá này trộn lẫn nhau do đứt gãy và do trượt chuyển trọng lực trong nêm bồi tụ. Các bồn trước cung và nội cung đặc trưng bằng grauvac và tuf núi lửa từ cung. Grauvac là trầm tích vụn có độ chọn lọc kém do sự bào mòn đá magma trong hệ cung. Tuf có nguồn gốc từ phun trào núi lửa trong hoặc gần cung và là đá gồm các hạt mịn của vật liệu núi lửa trong biển hoặc rơi trên biển. Một bồn sau cung có thể chứa nhiều loại đá khác nhau với sự ưu trội của grauvac và tuf núi lửa từ cung. Các đá núi lửa và granit hình thành trong hệ cung thuộc một loạt liên tục của đá magma có thành phần từ basalt đến rhyolit. Rhyolit là đá phun trào acid giàu kali, thành phần chủ yếu gồ m felspat và thạch anh. Andesit có thành phần trung gian giữa rhyolit và basalt, là đá phun trào quan trọng nhất của các cung. Những núi lửa cung có s ườn dốc và có cả đá trầm tích và dung nham. Chúng là dạng núi lửa phun nổ điển hình và tạo một lượng bụi l ớn. Hạt thô, vật liệu vụn núi lửa bao gồm cả dăm kết núi lửa và trầm tích dòng bùn được phun từ những núi lửa trong hệ thống cung. Đá granit hình thành những thể nền (batholit) lớn trong hệ thống cung và được lộ ra khi bị nâng và bị bào mòn. Tổ hợp khoáng vật biến chất hình thành ở độ sâu không lớn trong đới hút chìm gọi là tổ hợp đá phiến xanh với đặc trưng là amphibol và pyroxen màu phớt xanh. Đá phiến xanh được thành tạo ở áp suất ứng với độ sâu chôn vùi 30km ở đới hút chìm nhưng với nhiệt độ tương đối t hấp (khoảng 300 - 4000C). Chế độ nhiệt và áp suất này dường như là tới hạn đối với đới hút chìm, nơi mà các lớp lạnh hạ nhanh đến độ sâu lớn. Đá phiến xanh được bảo tồn dưới dạng mảnh nhỏ trong nêm bồi tụ hoặc do sự trồi lên của những phần mảng chìm khi quá trình hút chìm ngừng lại. Các tổ hợp xuất hiện từ khi nào trong lịch sử địa chất là vấn đề còn đang tranh luận giữa các nhà địa chất. Một số người đánh đồng tổ hợp đá phiến lục nguyên thuỷ với tổ hợp hút chìm, số khác cho rằng chúng xuất hiện muộn hơn. C ác dãy cung rõ ràng đầu tiên và phổ biến rộng rãi và được thừa nhận đã xuất hiện trước đây 3,5 tỷ năm.

4.4.3. Tổ hợp rift lục địa Các trầm tích như arkos (cát kết giàu felspat) và cuội kết đặc trưng điển hình cho rift lục địa. Chúng được hình thành do sự bào mòn của đá granit dọc theo rìa rift và phản ánh sự nâng trồi tương đối nhanh. Thêm nữa trong điều kiện khô nóng và á khô nóng, các hồ muối có thể tạo nên trong rift; trong thời kỳ bốc hơi mạnh muối được trầm đọng trong những hồ này. Muối này được gọi là trầm tích bốc hơi có thể rất dày nếu nước biển liên tục tràn vào nhiều lần rồi bị cô lập trở thành hồ muối. Đá núi lửa thường là basalt và rhyolit với thành phần trung gian điển hình. Từ những gốc của rift cổ bị nâng trồi và bị bào mòn thấy rõ đá xâm nh ập sâu, chủ yếu là granit. Mặc dầu một số ít tổ hợp rift lục địa Arkei đã được mô tả nhưng phần lớn loại tổ hợp này được bắt đầu thành tạo cách đây 2 tỷ năm trên tất cả các lục địa. Tuy nhiên, chúng chỉ bắt đầu phổ biến cách đây 1 tỷ năm.

4.4.4. Tổ hợp đá của nền Nền là những phần vỏ lục địa ổn định, những vùng rìa của lục địa (thềm lục địa) thường có trầm tích biển nông phủ và khi mực nước biển dâng cao thì nhiều lục địa bị ngập chìm. Trầm tích nền có thể có bề dày từ một vài kilomet đến 10 km. Môi trường nền hiện đại thể hiện ở ba 92

phần của vỏ lục địa: 1) Rìa lục địa đứt gãy lún chìm; 2) Vùng thềm; 3) Rìa lục địa của các bồn sau cung. Rìa lục địa đứt gãy lún chìm là rìa lục địa thụ động, ví dụ như rìa của Đại Tây Dương. Nhiều bồn ổn định cũn g có thể chuyển thành nền. Các bồn nền có đặc trưng là gồm các trầm tích biển nông điển hình như cát kết thạch anh, đá phiến sét, carbonat và có khi có ít đá xâm nhập. Bên cạnh tính chất kiến tạo ổn định, trầm tích nền phản ảnh địa hình thấp của vùng ngu ồn vật liệu và khoảng cách vận chuyển xa qua bề mặt lục địa mềm mại. Nhìn chung chúng được trầm đọng trong môi trường biển nông, tuy cũng quan sát được sự chuyển tiếp giữa môi trường biển nông và môi trường lục địa. Nguồn thạch anh vụn rất lớn trong cát kết nền, nguồn nguyên thủy của chúng là từ granit và gneis trên lục địa. Để có được lượng thạch anh sạch từ các loại đá này cần quá trình phong hoá hoá học mạnh mẽ để loại trừ felspat, hoặc phải qua phá huỷ nhanh felspat trong điều kiện môi trường thuỷ triều mạnh và môi trường cồn cát trước khi trầm đọng. Sự trồi nâng và bào mòn các trầm tích cổ giàu thạch anh cũng góp phần vào việc làm giàu thạch anh của cát kết vùng nền. Tư liệu địa chất cho thấy trầm tích nền xuất hiện đầu tiên từ Arkei , trầm tích nền ở Na m Phi có tuổi 3 tỷ năm nhưng di tích của những tổ hợp trầm tích nền trong các đá biến chất cao có tuổi còn cổ hơn 3 tỷ năm. Tuy vậy, các tổ hợp trầm tích nền chỉ đóng vai trò quan trọng khi sự tăng trưởng lục địa diễn ra nhanh chóng vào cuối Arkei. 4.4.5. Tổ hợp đai núi xô húc Các tổ hợp đá liên quan với xô húc được thành tạo dọc ranh giới lục địa và ranh giới cung xô húc và rất đa dạng (H.4.20). Ngoài các tổ hợp được thành tạo trong khi xô húc, trong các đai núi xô húc còn có những tổ hợp cung, rift và ophiolit được thành tạo trước hoặc sau quá trình xô húc. Tổ hợp đá xô húc nổi bật nhất là tổ hợp đới khâu, tuy tổ hợp này nhiều khi khó xác định. Đó là một thể hỗn độn bị biến dạng mạnh phân biệt với mảnh lục địa khác. Nó có thể rộng hàng kilomet và dài hàng nghìn kilomet. Thể hỗn độn đới khâu chứa những khối đá ngoại lai tạo thành bối cảnh kiến tạo trước xô húc. Ví dụ, ophiolit (mảnh vỡ của vỏ đại dương giữa các lục địa xô húc) và các tổ hợp cung (được thành tạo tại các đới hút chìm trước xô húc) là đại diện cho các khối ngoại lai nằm hỗn độn trong đới khâu. Trong quá trình xô húc trầm tích được đưa từ các dải Hình 4.20. Sơ đồ cắt ngang đai núi xô húc (Condie K. & Sloan R. 1998) núi đến bồn của mảng chìm gọi là bồn rìa lục (H.4.18). Cát kết và đá phiến được trầm đọng trong bồn rìa lục này ; chúng rất đa dạng tuỳ thuộc vào bản chất của đá gốc ở đai núi kế cận và sự ngập biển của bồn. Thường những bồn này bị các dải núi che chắn với cung nên chúng không trực tiếp nhận được vật liệu núi lửa. Trong và sau xô húc vỏ của cả hai mảng hội tụ được dày thêm. Nếu sự xô húc không thẳng góc với máng sâu thì xu thế ứng suất sẽ tạo nên rift ở phía sau dải núi bị nén ép trên mảng chủ 93

đạo. Sự nóng chảy bộ phận của vỏ dưới những rift này có thể tạo magma granit đùn lên, một số trong chúng hình thành đá xâm nhập, số khác bị phun lên và sau đó tích đọ ng hình thành dòng tro. Dòng tro là sự hỗn hợp các thể khí và thể đặc phun lên ở nhiệt độ cao , chúng có thể chảy trên một khoảng cách dài trước khi bị đông cứng thành đá gọi là tuf dòng tro.

4.4.6. Cát kết và kiến tạo mảng Cuối thập kỷ 60 Dickinson W. R. đã chứng minh rằng thành phần khoáng vật của cát kết cho ta dẫn liệu quan trọng về bối cảnh kiến tạo của chúng. Hạt của cát phản ảnh trực tiếp thành phần của đá mẹ, và như chúng ta đã biết, những đá mẹ này lại có những tổ hợp đá đặc thù rõ rệt của bối cảnh kiến tạo. Các hạt cát chủ yếu gồm thạch anh, felspat và một số mảnh vụn của các đá. Trong quá trình phong hoá felspat và các mảnh vụn của đá kém bền vững so với thạch anh, do đó chúng chỉ chiếm vai trò quan trọng trong trầm tích cát ở các bồn kiến tạo tí ch cực như rift và cung là những nơi có quá trình phong hoá yếu nhất. Cát kết của những cung nội lục chủ yếu gồm các hạt thạch anh độ mài tròn tốt, trong khi đó cát kết từ các mảng nâng trồi sát liền cung rift lục địa lại giàu felspat, điều này phản ảnh sự nâng trồi và chôn vùi nhanh. Cát kết trong hệ cung chủ yếu được đưa đến từ nguồn núi lửa và granit và được lộ ra do sự bào mòn, vì vậy felspat và các mảnh vụn đá núi lửa thường phổ biến trong cát kết liên quan với cung.

4.5. SỰ CHUYỂN ĐỘNG CỦA CÁC MẢNG 4.5.1. Tốc độ chuyển động các mảng Tốc độ chuyển động của các mảng có thể tính toán bằng nhiều cách. Phương pháp đơn giản nhưng kém chính xác là tính tuổi của trầm tích trực tiếp trên một phần của vỏ đại dương được chọn, lấy khoảng cách từ sống núi đại dươn g mở rộng chia cho tuổi đó, ta được tốc độ trung b ình của sự chuyển động. Cách tính toán chính xác hơn là xác định cả tốc độ trung bình của sự chuyển động và sự vận động liên đới bằng xác định đảo từ trong vỏ của đáy biển. Khoảng cách từ trục của sống núi đại dương đến điểm đảo từ nào đó cho ta bề rộng của đáy biể n mới đã được hình thành trong quãng thời gian xác định. Như vậy với một quãng thời gian đó cho, dải đáy biển càng rộng thì mảng chuyển động càng nhanh. Với cách này không những tốc độ trung bình c ủa sự chuyển động và sự vận động liên đới hiện tại có thể xác định mà tốc độ trung bình cũng có thể được xác định bằng cách chia khoảng cách giữa các đảo từ cho tổng thời gian đã trải qua giữa các đảo từ. Các kỹ thuật dãy laser vệ tinh cũng được dựng để xác định tốc độ trung bình của sự chuyển động cũng như sự vận động liên đới giữa hai mảng bất kỳ. Những chùm tia laser từ một trạm trên mảng được phóng lên vệ tinh địa tĩnh và phản hồi lại trạm ở một mảng khác. Khi các mảng chuyển động tương đối với nhau, sẽ có sự tăng độ dài thời gian để chùm laser đi từ trạm gửi đến vệ tinh định vị và phản hồi đến trạm nhận. Sự sai khác về thời gian trải qua được sử dụng để tính toán tốc độ chuyển động và vận động tương đối giữa các mảng. Các điểm nóng (hot spot) cũng cho phép các nhà địa chất xác định tốc độ chuyển động của mảng. Theo tuyến của các đảo núi lửa do các điểm nóng tạo ra, ta đo được khoảng cách giữa chúng, số chia của khoảng cách các đảo và tuổi của các đảo là tốc độ di chuyển của mảng. Hiện nay đã đo được tốc độ di chuyển của các mảng tính bằng cm/năm (H. 4.21). 94

Hình 4.21. Tốc độ di chuyển trung bình và tương quan vận động của các mảng (Wicander & Monroe 1993)

4.5.2. Cơ chế dẫn truyền của kiến tạo mảng Mặc dù vấn đề chuyển động mảng đã được chứng minh, nhưng các mảng di động như thế nào vẫn là nội dung còn được tranh luận. Hai mô hình liên quan với khoa ng nhiệt đối lưu đã được đề xuất để giải thích chuyển động mảng (H.4. 22). Theo mô hình thứ nhất, các khoang nhiệt đối lưu chỉ giới hạn trong quyển mềm; mô hình thứ hai là cả manti cũng liên quan với khoang nhiệt đối lưu. Cả hai mô hình đều cho rằng sống n úi ngầm mở rộng đánh dấu các rìa trồi lên của các khoang kế cận, còn các máng sâu đại dương thể hiện ở những nơi khoang đối lưu hạ xuống bên trong Trái Đất. Vậy là chính vị trí của sống núi ngầm mở rộng và máng sâu đại dương được xác định nhờ các khoang nh iệt đối lưu . Dù phần lớn các nhà địa chất đồng ý rằng nội nhiệt của Trái Đất đóng vai trò quan trọng trong chuyển động mảng nhưng vẫn có những vấn đề cần lưu ý về cả hai mô hình trên đây. Vấn đề đối với mô hình thứ nhất là giải thích nguồn nhiệt đối với kh oang đối lưu và tại sao nó lại chỉ giới hạn ở quyển mềm. Nguồn nhiệt của mô hình thứ hai xuất phát từ nhân ngoài của Trái Đất; tuy nhiên lại cũng chưa rõ nhiệt đã chuyển ra sao từ vỏ ngoài tới manti và đối lưu có thể liên quan ra sao đến quyển mềm và manti dưới. Hiện nay lý thuyết về chuyển động mảng vẫn chưa hoàn thiện, nhiều vấn đề liên quan đến bên trong Trái Đất vẫn còn phải tiếp tục nghiên cứu; dưới đây là một cách lý giải về chuyển động của các mảng. Hình dạng, kích thước của các mảng , tốc độ của chún g rất khác nhau và không đơn thuần thể hiện mối quan hệ hình học với kiểu dòng đối lưu trong manti. Mô hình cho thấy các mảng chuyển động ứng với lực đẩy ở sống núi và lực kéo ở tầng trên manti; ứng suất truyền từ manti đến mảng là rất nhỏ (H.4.23). Sự phân bố ứng suất cho thấy các mảng đại dương không tiếp xúc trực tiếp với manti nằm dưới. Lực đẩy ở sống núi do hai yếu tố tạo nên: 1) Sự tương phản mật độ ngang do sự nguội lạnh và dày lên của mảng đại dương vì nó chuyển dời khỏi sống núi; 2) sự nâng của sống núi

đại dương lên cao hơn đáy đại dương xung quanh dẫn đến sự trượt trọng lực làm cho mảng chuyển dời xa sống núi. Lực kéo trong đới hút chìm phản ánh sự nguội lạnh và do đó tăng tỷ trọng của mảng đại dương qua thời gian. Mặc dù lực kéo có lẽ quan trọng hơn lực đẩy sống núi trong sự di chuyển mảng, nhưng độ lớn của sự khác nhau này cũng chưa được xác lập. Người ta ước tính rằng lực kéo vượt lực đẩy ở sống núi 2 dến 10 lần. Tuy lực kéo không tạo nên sự hút chìm nhưng khi mảng bắt đầu chìm thì lực kéo trở thành lực ưu thế cho sự tiếp tục hút chìm.

4.5.3. Kiến tạo mảng và hoạt động tạo núi Từ lâu các nhà địa chất đã tìm cách giải thích nguyên nhân của quá trình tạo núi, J. Hall và D. Dana là những người đầu tiên giải thích quá trình tạo núi bằng lý thuyết đ ịa máng. Theo đó trong những bồn gọi là địa máng được lấp đầy bằng một khối lượng trầm tích dày hàng nghìn mét, Hình 4.22. Mô hình khoang nhiệt đối lưu giải thích sự bị biến dạng, biến chất và bị tác động của chuyển động của các mảng. A - Khoang nhiệt đối lưu chỉ hoạt động magma mạnh mẽ và sau cùng là có trong quyển mềm. B - Khoang nhiệt đối lưu liên quan nâng trồi tạo núi. Lý thuyết địa máng phát đến toàn bộ manti (Wicander & Monroe 1993). và phổ biến rộng triển rãi từ cuối thế kỷ 19 đến giữa thế kỷ 20 và các nhà địa chất đã đề ra nhiều kiểu tạo núi do hoạt động của các kiểu địa máng khác nhau. Nhưng khi càng có nhiều tư liệu địa chất ta càng thấy rõ lý thuyết địa máng đối với sự tạo núi là quá đơn giản và các dải núi đã trải qua những quá trình phức tạp hơn nhiều so với cách lý giải của lý thuyết địa máng.

Hình 4.23. Giản đồ thể hiện các lực chính gây sự di chuyển các mảng của Trái Đất. (Condie & Sloan 1998)

Quá trình tạo núi là một giai đoạn biến dạng đá mạnh mẽ, tạo công trình núi, là hệ quả của những lực ép nén liên quan với chuyển động mảng. Lý thuyết kiến tạo mảng cho ta thấy các rặng núi đã được hình thành ở các đới hút chìm do sự xô húc của hai lục địa, hai cung, hay giữa một lục địa và một cung. Phần lớn hoạt động tạo núi diễn ra dọc theo các ranh giới mảng đại dương lục địa hoặc ranh giới mảng lục địa - lục địa. Khi một mảng bị hút chìm dưới mảng khác, đá trầm tích và núi lửa bị uốn nếp và đứt gãy dọc theo rìa mảng còn những đá bị chìm dưới sâu lại bị biến chất khu vực. Mảng chìm sẽ cưỡng lại sự hút chìm vì khả năng nổi trồi của nó. Mặc dù chỉ một số í t vỏ lục địa có thể bị hút chìm, số lớn vỏ lục địa xô đẩy lên hoặc chui xuống mảng chờm trên (H.4.24). Phức hệ uốn nếp, đứt gãy xẩy ra trong quá trình xô húc với những cấu trúc lớn hướng về mảng chìm. Trong khi xô húc, một mảnh lớn của mảng chờm bị gãy vỡ và dịch chuyển hàng trăm kilomet trên đỉnh của mảng chìm. Phần vỏ gãy vỡ đó đôi khi được coi là mảnh sót (H.4.24b). Rất nhiều mảnh sót như vậy đã được phát hiện ở các dãy núi Alpes và Appalach. Trong và sau khi xô húc vỏ của cả hai mảng được dày thêm và tiếp tục bị biến dạng. Kết quả cuối cùng của xô húc là một lục địa hoặc cung này bị bồi tụ vào lục địa hoặc cung kia bằng cách khâu nối vào dọc ranh giới. Cung khâu nối có đặc trưng là đá bị biến dạng mạnh mẽ, kể cả di chỉ của vỏ đại dương trước đây thuộc bồ n giữa hai mảng lục địa. Sự xô húc cũng có thể dẫn đến làm mất đi một đới hút chìm vì bị lấp đầy bằng vật liệu từ lục địa đưa tới. Tuy vậy, một đới hút chìm mới có thể được hình thành liền kề rìa lục địa bồi tụ như thể hiện ở hình 4.24c. Magma từ manti hoặ c xuyên lên bề mặt thành núi lửa andesit hoặc bị nguội và kết tinh dưới bề mặt Trái Đất tạo thành các thể xâm nhập.

4.5.4. Vi mảng và Địa khu Khoảng những năm 70 - 80 của thế kỷ 20 đã phát hiện trong nhiều sơn hệ có những phần được cấu thành từ các khối thạch quyển nhỏ nguồn gốc ngoại lai. Những vi mảng này hoàn toàn khác nhau về thành phần hoá thạch, địa tầng và phương cấu trúc cũng như đặc tính cổ từ của các đá bao quanh và vỏ kế cận. Chúng khác với các đá kế cận đến mức đa số các nhà địa chất tin rằng c húng

Hình 4.24. Ba kiểu tạo núi xô húc: a) Xô húc của hai lục địa khâu nối nhau; b) Xô húc của hai lục địa dẫn đến đẩy các mảnh vỡ di chuyển hàng trăm kilomet; c) Xô húc cung – lục địa, lúc này cung bồi tụ vào lục địa và một đới hút chìm mới được hình thành ngụp chìm theo hướng ngược lại với đới hút chìm cũ. Bồn rìa lục nhận trầm tích từ các dải núi nâng trồi nhanh và bị bào mòn. (Condie K. C. & Sloan E. S. 1998)

hình thành ở một nơi nào đó và từng là những phần của một mảng khá xa cho đến khi chúng xô húc với những vi mảng hay lục địa khác. Ngày nay các nhà địa chất biết rõ là có rất nhiều mảng nhỏ kèm theo cung đảo đã xô húc với lục địa sinh ra trong quá trì nh tăng trưởng các lục địa. Trong Paleozoi vùng rìa tây bắc Mỹ, từ Oregon đến Alaska không phải thuộc Bắc Mỹ, chúng chỉ mới sát nhập vào lục địa này do xô húc ở Mesozoi và Kainozoi. Hoạt động tạo núi có thể bao gồm một loạt sự xô húc gây nên trong sự bồi t ụ vào lục địa của các cung đảo, đảo đại dương, bình nguyên đại dương và các mảnh nhỏ của các nền khác. Những mảnh bồi tụ này được gọi là địa khu (terrane) rất quan trọng trong các đai tạo núi Mesozoi và Kainozoi xung quanh bồn Thái Bình Dương và ở đai Alpe s - Hymalaya của Âu Á. Mỗi địa khu phân biệt rõ nét với các địa khu hoặc lục địa lân cận bằng sự tương phản trong kiểu đá, lịch sử địa chất, tổ hợp hoá thạch, và khoáng sản. Ranh giới của chúng thường là đứt gãy hoặc đới khâu là nơi mà các đá bị biến dạng mạnh mẽ trong quá trình xô húc. Có thể đến 30% Âu Á và Bắc Mỹ được bồi tụ do xô húc địa khu trong Mesozoi và Kainozoi.

4.5.5. Chu kỳ siêu lục địa Trong khoảng 3 tỷ năm qua các lục địa đã tập hợp rồi phân tách một số lần, nguyên nhân gây nên hiện tượng tập hợp rồi phân tách nhau của các lục địa chắc chắn có liên quan với sự chuyển dịch nhiệt trong manti. Mỗi lần tập hợp các lục địa thành một lục địa lớn thống nhất rồi lại tách ra như vậy người ta gọi là một chu kỳ siêu lục địa và mỗi chu kỳ kéo dài khoảng 500 triệu năm. Tuy chưa biết chắc có tất cả bao nhiêu chu kỳ siêu lục địa trong lịch sử địa chất, nhưng theo những tư liệu hiện biết có lẽ ít nhất có ba chu kỳ siêu lục địa trong lịch sử địa chất: - Cuối Paleozoi các lục địa từng hợp nhất thành một siêu lục địa gọi là Pangea, từ kỷ Trias lại bị phá vỡ và cuối cùng hình thành các lục địa và đại dương như hiện nay. - Cuối Proterozoi, cách đây 800 triệu năm siêu lục địa Rodinia đã bị phá vỡ - Proterozoi giữa cách đây 1,4 - 1,5 tỷ năm siêu lục địa cổ nhất hiện biết bị phá vỡ. Để gây nên sự trồi dâng manti thì một siêu lục địa phải đủ lớn để manti nằm dưới đó không bị nguội lạnh do sự hút chìm ở rìa quanh nó. Cách đây 2 tỷ năm toàn bộ khối vỏ lục địa có thể không đủ lớn để tạo nên một siêu lục địa rộng lớn. Giả thuyết về chu kỳ siêu lục địa do J. Tuzo Winson đề xuất, vào những năm 1970 ông đề xuất một chu kỳ (nay gọi là chu kỳ Winson) bao gồm sự phá vỡ lục địa, sự mở và đóng một bồn đại dương và cuối cùng là các lục địa lại được tập hợp trở lại. Winson cho rằng do đá của các lục địa là vật dẫn nhiệt kém nên nhiệt bị tích lại bên dưới, do đó siêu lục địa cong vồng lên và bị gãy vỡ. Magma basalt từ dưới dâng lên lấp đầy các khe gãy vỡ, khi các khe lấp đầy basalt được mở rộng thì nó sẽ bị hạ xuống và tạo thành một biển dài hẹp như kiểu Hồng Hải hiện nay. Sự mở rộng được tiếp tục sẽ tạo ra một đại dương bành trướng như kiểu hình thành Đại Tây Dương. Một trong những cứ liệu có tính thuyết phục nhất là sự lặp lại khá đều đặn của các quá trình tạo núi do sự ép nén trong quá trình xô húc lục địa. Các hiện tượng tạo núi thường diễn ra sau khoảng 400 triệu đến 500 triệu năm, và mỗi thời kỳ nén ép gây tạo núi lại kéo theo sau đó một thời kỳ trôi dạt lục địa khoảng 100 triệu năm. Nói cách khác, một siêu lục địa bị gãy vỡ, nhữn g mảng riêng biệt của nó phân tán theo một thời kỳ trôi dạt lục địa, một nội đại dương được hình thành, sau đó các mảnh phân tán lại tập hợp lại để tạo một siêu lục địa khác (H.4.25). 98

Hình 4.25. Chu ky siêu lục địa: A) Siêu lục địa tan vỡ, thành tạo b ồn nội đại dương. B) Sự hút chìm dọc theo rìa bồn nội đại dương (bắt đầu khoảng 200 triệu năm sau tan vỡ lục địa), tạo hoạt động núi lửa và biến dạng dọc ranh giới mảng đại dương - lục địa. C) Xô húc lục địa và thành tạo siêu lục địa mới khi toàn bộ vỏ đại dương của bồn nội đại dương bị hút chìm (Wicander & Monroe 1993)

Khi các mảng lục địa nằm biệt lập trên manti thì sẽ hướng về nơi mà dướ i lục địa có nhiệt mannti cao hơn. Nếu manti nóng lên, nó sẽ nở ra và mảng lục địa nằm phía trên sẽ bị tách dãn nên các lục địa bắt đầu phân tán. Mô hình tính toán cho thấy sự phá vỡ và phân tán này diễn ra có chu kỳ từ vài trăm triệu năm đến hai tỷ năm, t rùng hợp với những thời kỳ tạo núi cực đại trong lịch sử địa chất. Mô hình cũng cho thấy khi siêu lục địa bị phá vỡ, tốc độ di chuyển mảng lục địa (~ 4cm/năm) nhanh hơn khi siêu lục địa được hình thành (~ 1 - 2cm/năm). Những tốc độ 99

này phù hợp với tốc độ đo được nhờ tư liệu cổ từ khi Pangea bị phá vỡ cách đây 200 triệu năm. Tư liệu địa chất cho thấy khi siêu lục địa tập hợp mực nước biển cao hơn, mực nước biển hạ thấp khi siêu lục địa bị phá vỡ, điều này cũng phù hợp với mô hình vừa nêu. Ngoài việc giải thíc h sự phân tán và tái hợp của những siêu lục địa, giả thuyết về chu kỳ siêu lục địa còn giải thích hai kiểu tạo núi khác nhau. Kiểu thứ nhất là nội tạo núi do sự nén ép vì lục địa xô húc; kiểu thứ hai là tạo núi rìa xẩy ra ở rìa lục địa ứng với quá trình hú t chìm và hoạt động magma. Kéo theo sự phá vỡ của một siêu lục địa là một nội đại dương được hình thành rồi mở rộng và vậy là các mảng tách giãn. Tuy nhiên, sau đó khoảng 200 triệu năm sự tách giãn mảng sẽ ngừng lại, khi đó vỏ đại dương trở nên nguội lại, đặc hơn và bắt đầu bị hút chìm dưới các rìa của bồn nội đại dương, như vậy đã xẩy ra sự chuyển dạng nội tại từ các rìa lục địa thụ động thành các rìa lục địa hoạt động (H.4.25). Sự nâng lên của magma xẩy ra do hút chìm sẽ tạo nên xâm nhập và núi lửa dọc th eo các rìa lục địa này và một quá trình tạo núi nội địa phát triển khi các mảng hội tụ, gây nên sự phá huỷ nén ép, làm dày vỏ và biến chất (H.4.25). Chính dãy Appalache ở phía đông Hoa Kỳ và Canada đã được tạo thành bởi nội tạo núi. Các chuyển động tạo nú i rìa do sự hội tụ của các mảng đại dương với các rìa của một lục địa, hoạt động magma do sự hút chìm và sự xô húc của các cung đảo với lục địa tạo nên (H.4.25). Hoạt động núi lửa liên quan với hút chìm trong các tạo núi rìa diễn ra khá liên tục, nhưng các hoạt động xô húc của các cung đảo với siêu lục địa lại xẩy ra có tính định kỳ. Các chuyển động tạo núi rìa có thể phát triển trong bất kỳ thời gian nào của chu kỳ siêu lục địa. Một ví dụ tốt cho chuyển động tạo núi rìa tích cực hiện nay là dãy Andes ở phía tây của Nam Mỹ, nơi mà mảng Nazca đang bị hút chìm xuống dưới mảng Nam Mỹ.

4.5.6. Điểm nóng và chùm manti Một hoạt động đặc biệt gặp ở dưới cả các mảng đại dương và các mảng lục địa là các điểm nóng (hot spots); đó là sự định vị các cột magma khởi nguồ n sâu trong manti hình thành chùm manti (mantle plume) tr ồi lên qua vỏ và thể hiện bằng các núi lửa (H.4.26). Do các chùm manti giữ vị trí cố định còn các mảng ở phía trên lại di chuyển nên kết quả là các điểm nóng để lại một vệt các núi lửa tắt, già dần gọi là gờ núi phi địa chấn. Dải đảo núi ngầm Emperor – Hawai là một ví dụ về các gờ núi phi địa chấn và các điểm nóng.

4.6. KIẾN TẠO MẢNG VÀ PHÂN BỐ TÀI NGUYÊN 4.6.1. Kiến tạo mảng và phân bố sự sống Nhiều nhà địa chất cho rằng lý thuyết kiến tạo mảng đối với địa chất học cũng gần tương tự như tiến hoá luận đối với sinh học. Chính chứng liệu hoá thạch đã làm cho Wegener, Suess, du Toit và nhiều nhà địa chất khác tin chắc vào tính đúng đắn của thuyết trôi dạt lục địa. Cùng với điều đó, những lý luận về kiến tạo mảng và tiến hoá đã thay đổi cách thức chúng ta nhìn nhận về Trái Đất. Các quá trình kiến tạo mảng và tiến hoá của sự sống có quan hệ hữu cơ, tư liệu cổ sinh vật cung cấp chứng cớ khẳng định về ảnh hưởng của chuyển động mảng đối với sự phân bố của sinh vật (H.4.4.).

100

Hình 4.26. Di tích của hoạt động các điểm nóng. Dãy đảo núi ngầm Emperor – Hawai hình thành do kết quả của chuyển động mảng Thái Bình Dương trên điểm nóng. Tuy ến đảo núi lửa vạch theo hướng di chuyển của mảng. Các chữ số chỉ tuổi (triệu năm) của các đảo (Wicander & Monroe 1993)

Sự phân bố hiện nay của động vật và thực vật do các gờ chắn khí hậu và vị trí địa lý chi phối. Các khu hệ sinh vật của thế giới gồm các sinh tỉnh hay tỉnh sinh vật, mỗi sinh tỉnh có những phức hệ riêng biệt về động vật và thực vật. Sinh giới trong mỗi tỉnh có những đòi hỏi về điều kiện sinh thái giống nhau và ranh giới giữa các tỉnh là sự đứt đoạn tự nhiên về sinh thái. Gờ chắn khí hậu hay gờ chắn địa lý là những ranh giới chung nhất và chúng bị khống chế do các chuyển động mảng. Vì các tỉnh kề nhau thường chỉ có dưới 20% số loài chung nên sự đa hệ sinh học toàn cầu phản ảnh trực tiếp số lượng các tỉnh; số các tỉnh càng nhiều chứng tỏ sự đa hệ sinh học toàn cầu càng lớn. Ví dụ như khi các mảng bị đứt vỡ thì cơ hội cho sự hình thành các tỉnh sẽ tăng và kết quả là sự đa hệ sinh học cũng tăng. Tình hình sẽ ngược lại khi các lục địa tiến sát lại với nhau. Như vậy là kiến tạo mảng đóng vai trò quan trọng trong sự phân bố sinh giới và sự tiến hoá của chúng. Khí hậu thế giới là kết quả của sự tương tác phức tạp giữa gió và dòng đại dương. Các dòng đại dương lại chịu ảnh hưởng của số lượng, sự phân bố, hình thể và sự định hướng của các lục địa. Nhiệt độ là một trong các nhân tố lớn giới hạn sinh giới, vì thế ranh giới tỉnh thường phản ánh các gờ chắn nhiệt độ. Nhiệt độ khí quyển và đại dương giảm dần từ xích đạo đến các cực do đó đa số các loài biểu lộ sự phân đới chặt chẽ. Sự phân đới khu hệ sinh vật này song song với xu hướng hoàn lưu khí quyển và đại dương theo vĩ độ của thế giới. Vậy nên sự thay đổ i khí hậu có tác động sâu sắc đối với sự phân bố và tiến hoá của sinh giới. Khi một gờ chắn địa lý phân tách một khu hệ sinh vật thì các loài sẽ có thể chịu sự phân dị. Nếu những điều kiện của một phía kia của gờ chắn bị biến đổi khác biệt thì các loài p hải thích ứng với điều kiện mới, hoặc phải di cư hoặc bị tiêu diệt. Động vật không xương sống ở biển của hai phía đối diện eo đất Panama cho ta một ví dụ tốt về sự phân dị do hình thành gờ chắn địa lý. Trước khi xuất hiện sự nối liền Bắc Mỹ và Nam Mỹ thì ở khu biển giữa hai lục địa có quần xã động vật đáy biển nông đồng nhất. Khoảng 5 triệu năm trước đây, sau khi xuất hiện eo đất Panama do sự hút chìm của mảng Thái Bình Dương nên quần xã nguyên thuỷ bị phân dị. Do tác động của sự thay đổi môi trường, những loài mới đã xuất hiện ở hai phía đối diện của eo đất này.

101

Sự hình thành của eo đất Panama cũng có tác động đến sự tiến hoá động vật có vú của Bắc Mỹ và Nam Mỹ. Trong phần lớn thời gian của Kainozoi, Nam Mỹ là một lục địa dạng đảo, động vật có vú trên đó cách biệt với động vật có vú của những nơi khác trên thế giới. Khi Bắc Mỹ và Nam Mỹ được nối liền qua eo Panama thì một số lớn động vật có vú của Nam Mỹ bị động vật có vú Bắc Mỹ di cư đến thay thế. Điều ngạc nhiên là rất ít nhóm động vật có vú của Nam Mỹ di cư về phía bắc. Sự phân bố của các loại chim cánh cụt cho ta một ví dụ khác về tác động của chuyển động mảng đến sự phân bố của sinh giới. Những loại chim này chỉ phân bố giới hạn ở các lục địa phía nam (H.4.27). Tổ tiên chung của chúng xưa kia đã phát triển trên lục địa Gondwana cho đến khi lục địa này bị phân tách. Khi các lục địa bị phân tách thì các chim tổ tiên này phải sống cô lập ở các lục địa khác nhau và mỗi nhóm phát triển theo tiến trình tiến hoá riêng.

Hình 4.27. Phân bố địa lý của các loại chim cánh cụt: Tổ tiên của các loại chim này tiến hoá từ những dạng chung của Gondwana. Khi Gondwana bị tách thành các lục địa riêng thì những chim tổ tiên này bị cô lập nhau và mỗi loại theo quá trình tiến hoá riêng (Wicander R. J. & Monroe S. 1993).

4.6.2. Kiến tạo mảng và phân bố tài nguyên khoáng Cùng với vai trò đối với các đặc trưng lớn của vỏ Trái Đất và ảnh hưởng đến sự phân bố và tiến hoá của sinh giới, chuyển động mảng cũng tác động đến sự phân bố tài nguyên khoáng của Trái Đất. Tất nhiên các nhà địa chất đã sử dụng lý thuyết kiến tạo mảng trong tìm kiếm khoáng sản mới và giải thích về các khoáng sản đã biết. Nhiều khoáng sản kim loại có liên quan với đá magma và liên hệ với hoạt động nhiệt dịch, vì thế sự liên quan chặt chẽ giữa ranh giới mảng và các khoáng sản quý giá này là điều k hông có gì ngạc nhiên. Magma một phần sinh ra từ mảng bị hút chìm, nóng chảy rồi lại dâng lên bề mặt Trái Đất, khi bị nguội sẽ lắng đọng và tập trung nhiều quặng sulfur. Nhiều mỏ kim loại lớn của thế giới như thân quặng đồng porphyr ở rìa phía tây Châu Mỹ lộ ra dọc các ranh giới mảng hội tụ cổ hoặc hiện tại.

102

Phần II

CÁC GIAI ĐOẠN PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT

103

104

Chương 5

TIỀN LỊCH SỬ ĐỊA CHẤT 5.1. NGUỒN GỐC VÀ LỊCH SỬ CỦA HỆ MẶT TRỜI 5.1.1. Đặc tính chung của hệ Mặt Trời Muốn tìm hiểu nguồn gốc và lịch sử của hệ Mặt Trời trước hết cần phải biết những đặc t ính chung của hệ (Bảng 5.1). Nếu ta lấy điểm quan sát là từ cực bắc của Trái Đất, mọi hành tinh đều quay quanh Mặt Trời theo hướng ngược chiều kim đồng hồ, quỹ đạo quanh Mặt Trời gần như tròn còn mọi quỹ đạo hành tinh nằm trên một mặt phẳng chung gọi là mặt hoàng đạo. Ngoài ra, mọi hành tinh (trừ Sao Thiên vương), và gần như toàn bộ vệ tinh của các hành tinh đều quay theo chiều ngược chiều kim đồng hồ, và đều có trục quay gần thẳng góc với mặt hoàng đạo. Theo những đặc tính hoá lý của các hành tinh, có thể phân chúng thành hai nhóm. Bốn hành tinh trong là những “hành tinh đất” vì chúng rất gần gũi với Trái Đất, đó là Sao Thủy, Sao Kim, Trái Đất và Sao Hoả đều là những hành tinh nhỏ, có tỷ trọng lớn chứng tỏ chúng được cấu thành từ đá và các nguyên tố kim loạ i. Bốn hành tinh tiếp theo gọi là nhóm “hành tinh Mộc” vì chúng gần gũi với Sao Mộc, gồm Sao Mộc, Sao Thổ, Sao Thiên vương, Sao Hải vương 1. Bảng 5.1. Đặc tính chung của hệ Mặt Trời 1. Quỹ đạo và sự quay của hành tinh - Quỹ đạo hành tinh và vệ tinh nằm trên cùng một mặt phẳng. - Quỹ đạo và chuyển động xoay của gần toàn bộ các hành tinh và vệ tinh theo cùng một hướng. - Trục xoay của gần toàn bộ hành tinh và vệ tinh đều gần như vuông góc với mặt hoàng đạo. 2. Tính chất hoá lý của các hành tinh 3 - Các “hành tinh đất” đều nhỏ, tỷ trọng lớn (4 - 5,5g/cm ), được hình thành từ đá và nguyên tố kim loại. - Các “hành tinh Mộc” đều lớn, được cấu thành từ khí và thành phần đóng băng. 3. Sự quay chậm của Mặt Trời 4. Vật thể gian hành tinh - Sự có mặt và vị trí của đai tiểu hành tinh - Sự phân bố của bụi gian hành tinh

Những “hành tinh Mộc” đều có kích thước lớn và tỷ trọng nhỏ chứng tỏ chúng được cấu thành từ các loại khí nhẹ như hydro, heli cũng như các thành phần đóng băng như amoniac, methan. Sao Diêm vương là “hành tinh lùn” ở ngoài cùng, kích thước nhỏ và tỷ trọng chỉ hơi lớn hơn 2,0 g/cm 3.

Hiệp hội các nhà thiên văn Quốc tế (IAU) trong phiên họp 24/8/2006 tại Prague (Cộng hòa Czech) đã thống nhất không coi Sao Diêm vương là một hành tinh mà nó thuộc nhóm “hành tinh lùn”. Như vậy trong hệ Mặt Trời chỉ có 8 hành tinh, một “hành tinh lùn” và các tiểu hành tinh. Các thiên thể xoay quanh hệ Mặt Trời từ trong ra ngoài gồm: Sao Kim, Sao Thủy, Trái Đất, Sao Hỏa, Các “tiểu hành tinh”, Sao Mộc , Sao Thổ , Sao Thiên Vương, Sao Hải Vương và một “hành tinh lùn” – Sao Diêm Vương (H.5.1).

105

Sự quay chậm của Mặt Trời là một đặc điểm rất đáng chú ý, chính điều này đã là vấn đề lớn đối với nhiều giả thuyết ban đầu về nguồn gốc của hệ Mặt Trời. Bản chất và sự phâ n bố của những vật thể giữa các hành tinh như đai tiểu hành tinh, Sao Chổi và bụi gian hành tinh cũng là những điều cần phải được lý giải trong các giả thuyết về nguồn gốc hệ Mặt Trời.

5.1.2. Các giả thuyết về nguồn gốc của hệ Mặt Trời a. Các giả thuyết tiến hoá Người đầu tiên đề xuất giả thuyết tiến hoá về nguồn gốc hệ Mặt Trời là nhà khoa học và triết học Pháp R. Descarte (1644). Ông cho rằng hệ Mặt Trời được hình thành từ khối chất lỏng vũ trụ xoay tít. Từ khối xoáy lốc này những khối nhỏ tạo thành các hành tinh và vệ tinh. Mặc dù R. Descartes không nêu được thành phần vật chất vũ trụ thành tạo nên hệ Mặt Trời nhưng giả thuyết của ông giải thích được hiện tượng tất cả các hành tinh đều xoay quanh Mặt Trời theo cùng một hướng. Phát triển ý niệm của Descartes và ứng dụng định luật Newton về chuyển động, nhà khoa học Đức I. Kant (1755) cho rằng một đám mây khí xoay tròn khi bị co nguội lại có thể dẹt lại thành hình đĩa. Nhà toán học Pháp – Laplace (Pierre Simon de Laplace) đã độc lập đề ra giả thuyết tương tự như giả thuyết của I. Kant với một số điểm khác biệt. Ông cho rằng khi đám mây xoay tròn bị dẹt lại thành hình đĩa, những vòng đồng tâm được sinh ra do lực quay. Những vòng này về sau đông vón thành các hành tinh (H.5.1). Các giả thuyết của Kant và Laplace về sau được hợp lại và gọi là giả thuyết tinh vân hay giả thuyết Kant-Laplace về nguồn gốc hệ Mặt Trời (H.5.1). Tuy giả thuyết KantLaplace được nhiều người ủng hộ vì không những giải thích được quỹ đạo của các hành tinh và vệ tinh mà còn lý giải một hình đĩa được hình thành từ quả cầu vật chất vũ trụ, nhưng giả thuyết này cũng có một nhược điểm lớn. Theo định luật vật lý, momen góc của hệ phải được duy trì trừ khi có một lực bên ngoài tác động vào. Điều này có nghĩa là nếu như một vật thể xoay tròn bị co kích thước lại thì nó phải tăng tốc độ quay để bù lại kích thước bị nhỏ bớt, có như thế mới giữ được momen góc không đổi. Đáng lẽ Mặt Trời được thành tạo từ trung tâm của đám mây vật chất vũ trụ bị phá vỡ thì phải có tốc độ qu ay 106

Hình 5.1. Sự hình thành hệ Mặt Trời theo giả thuyết Kant Laplace. Một đám mây vũ trụ nóng bỏng bị dát mỏng thành dạng đĩa, chuyển động quay tròn, từ đó tách ra những dạng vành và đông nguội thành các hành tinh của hệ Mặt Trời. (Wicander R. & Monroe J. S., 1993)

lớn, nhưng nó lại có chu kỳ quay thong dong chỉ khoảng 25 ngày. Do điều mâu thuẫn như vậy với các định luật vật lý mà giả thuyết tinh vân không được chấp nhận hoàn toàn cho đến khi tìm được cách giải thích cho sự quay chậm chạp của Mặt Trời. b. Các giả thuyết ngẫu biến Trước khi giả thuyết Kant ra đời, ngay từ năm 1745 nhà tự nhiên học Pháp G. L. Buffon đã đề xuất giả thuyết ngẫu biến về nguồn gốc của hệ Mặt Trời. Ông cho rằng một Sao Chổi đã đi qua rất gần Mặt Trời và đã kéo ra những vật chất khí, bụi mà s au đó đông đặc lại thành các hành tinh. Giả thuyết của Buffon bị lãng quên cho đến tận đầu thế kỷ 20, khi vấn đề quay chậm của Mặt Trời đã thúc đẩy các nhà khoa học xem xét lại giả thuyết tinh vân. Nhiều nhà nghiên cứu thấy những nhược điểm của giả thuyết tinh vân của Kant-Laplace nên đã tìm một hướng khác để giải thích nguồn gốc của Trái Đất bằng hiện tượng ngẫu biến vũ trụ. Đại diện cho hướng này có thể kể đến quan điểm của nhà thiên văn học người Anh là J. Jeans (1877 - 1946). Theo Jeans thì một ngôi sao có khối lượng rất lớn, với lực hấp dẫn khổng lồ, trên đường chuyển động khi đi ngang qua Mặt Trời đã kéo một khối lượng vật chất của Mặt Trời nóng chảy về phía mình, và các khối lượng vật chất đó sẽ chuyển động về phía ngôi sao đang chuyển động xa dần. Chính từ các khối vật chất được tách ra từ Mặt Trời đã hình thành các hành tinh của hệ Mặt Trời. Giả thuyết của Jeans đã khắc phục được nhược điểm của giả thuyết Kant-Laplace về sự mâu thuẫn trong phân bố momen quay của hệ Mặt Trời. Theo Jeans thì chính ngôi sao nói trên khi đi qua gần Mặt Trời đã truyền cho khối vật chất bị kéo về hướng nó một momen xung lượng rất lớn. Điều này có vẻ hợp lý khi ta nhắc lại dù Mặt Trời chiếm hơn 99% khối lượng của cả hệ nhưng lại chỉ chiếm 2% momen xung lượng. Đầu thế kỷ 20, giả thuyết Jeans đã chinh phục được nhiều người vì đã khắc phục được một số nhược điểm của giả thuyết Kant -Laplace. Tuy nhiên, giả thuyết Jeans lại cũng có những nhược điểm nên vẫn kém sức thuyết phục. Trước hết là xác suất để cho hai ngôi sao trong hệ t hiên hà gặp nhau là rất hiếm, rất khó xảy ra. Một nhược điểm nữa của giả thuyết này là cứ giả dụ như đã có hiện tượng gặp nhau của Mặt Trời và một ngôi sao nào đó thì khi đó có ba tình huống có thể xảy ra. Thứ nhất, nếu tốc độ ngôi sao rất lớn thì khối vật chất từ Mặt Trời tách ra sẽ bị ngôi sao lôi đi mất trong không gian vũ trụ. Thứ hai, nếu tốc độ của ngôi sao nhỏ thì khối vật chất tách ra khỏi Mặt Trời lại sẽ rơi trở lại Mặt Trời. Cả hai trường hợp này đều không thể tạo ra được các hành tinh và Trái Đất đang quay quanh Mặt Trời. Thứ ba, nếu ngôi sao giả định nêu trên có tốc độ vừa phải thì khối vật chất như một cái bướu tách ra từ Mặt Trời sẽ rất bé, nhỏ hơn rất nhiều so với Sao Thủy là hành tinh có quỹ đạo gần Mặt Trời nhất, như vậy không đủ để hình thà nh các hành tinh của hệ Mặt Trời. Hơn nữa, nếu có một ngôi sao ngẫu nhiên gặp Mặt Trời như Jeans đã giả thiết thì nó phải có tốc độ chuyển động 5 000km/s mới đủ để tạo ra một cái bướu nguyên thủy để rồi từ đó tạo ra các hành tinh, gồm cả Trái Đất. Song cá c kết quả nghiên cứu hiện nay cho thấy tốc độ của các ngôi sao trong thiên hà chỉ 250 km - 300 km/s. Vậy là giả thuyết ngẫu biến về nguồn gốc Trái Đất, do Jeans đại diện, lại cũng không đủ cơ sở khoa học để thuyết phục mọi người, thậm chí lòng tin đối với giả thuyết này cũng ít hơn so với giả thuyết Kant -Laplace. Một trong số giả thuyết ngẫu biến được biết đến nhiều là giả thuyết “chợt gặp” do nhà thiên văn học Anh Forest R. Moulton và nhà địa chất Mỹ Thomas C. Chamberlin đề xuất năm 1990 . Cải biến ý niệm của Buffon, giả thuyết này cho rằng có một ngôi sao đã sạt qua gần Mặt Trời và 107

Ng«i sao kéo theo một dải vật chất để sau đó đông đặc lại để hình thành những thể to lớn gọi là nguyên hành tinh1 và cuối cùng tạo thành các hành tinh và vệ tinh của chúng (H.5.2). Vấn VËt chÊt bÞ kÐo ra khái MÆt Trêi đề của giả thuyết này cũng như các giả thuyết ngẫu biến khác là sự đụng độ gần của Hình 5.2. Một ngôi sao lớn ngẫu nhiên đi qua rất gần các vì sao là một hiện tượng cực hiếm. Ngoài Mặt Trời làm kéo theo một khối lượng lớn vật chất sau đó bị đông cứng lại và hình thành các hành tinh. ra, tính toán cho thấy rằng ngay khi một sự (F. R. Moulton & T. C. Chamberlin 1900). “chợt gặp” xẩy ra thì vật chất bị lôi ra khỏi Mặt Trời phải rất nóng, sẽ trương nở và phát tán trong vũ trụ hơn là đông đặc lại để hình thành các hành tinh.

Giả thuyết Smith. Nhà khoa học Nga Otto Smith đã đưa ra một giả thuyết (1951) về nguồn gốc của Trái Đất và các hành tinh của hệ Mặt Trời. Theo ông thì các hành tinh của hệ Mặt Trời đã hình thành do đám bụi vũ trụ (khí và vật thể rắn) được Mặt Trời cuốn theo trong quá trình chuyển động trong thiên hà. Theo luật hấp dẫn tự nhiên, đám bụi vũ trụ đó đã tập trung quanh vùng xích đạo của Mặt Trời và hình thành một vành hình đĩa. Từ vành dạng đĩa đó vật chất bụi vũ trụ đã dần dần tập trung để hình thành các hành tinh. Giả thuyết của Smith cũng khắc phục được mâu thuẫn về momen xung lượng của giả thuyết Kant -Laplace. Momen xung lượng của hệ hành tinh đã được truyền từ thiên hà chứ không từ hệ M ặt Trời. Giả thuyết Smith cũng giải thích được quỹ đạo elip gần tròn của Trái Đất và các hành tinh xoay quanh Mặt Trời. Các hạt vũ trụ do Mặt Trời cuốn theo đụng độ nhau làm cho tốc độ ban đầu giảm, từ đó quỹ đạo elip chuyển thành quỹ đạo elip gần tròn. Th eo giả thuyết Smith thì Trái Đất cũng như các hành tinh khác, ban đầu không ở trạng thái nóng chảy mà ở trạng thái nguội lạnh. Nhiệt độ của Trái Đất là kết quả của các quá trình phân rã chất phóng xạ có trong lòng đất. Mặc dù giả thuyết Otto Smith đã khắc phục được nhiều nhược điểm của giả thuyết Kant Laplace nhưng cũng vẫn không tránh khỏi những điều chưa hợp lý. Điểm thiếu sức thuyết phục nhất của giả thuyết này là không coi sự hình thành các hành tinh của hệ Mặt Trời gắn liền với sự ra đời của Mặt Trời là trung tâm của cả hệ. Điểm khó hiểu nữa là tại sao Mặt Trời lại có thể thu hút được khối vật chất khổng lồ để hình thành các hành tinh trong khi những quan sát thiên văn cho thấy chúng chỉ là những “đám mây” thưa thớt vật chất trong thiên hà. Một nhà khoa học khác của Nga là V. G. Fesenkov (1889 - 1972) đã đưa ra luận điểm nữa để bổ sung cho giả thuyết của Otto Smith. Fesenkov cho rằng Mặt Trời và các hành tinh của nó đã sinh ra đồng thời từ đám mây bụi thiên thạch. Khi đầu chưa có sự cách biệt Mặt Trời v à các hành tinh, sau đó theo quy luật vật lý dần dần các phần tử vật chất được tập trung ở trung tâm đám mây vật chất vũ trụ và hình thành Mặt Trời. Các hành tinh sau đó được xuất hiện theo quy luật chung của vũ trụ. Sự tập trung vật chất dẫn đến sự hình t hành những quả cầu đặc xít là các nguyên hành tinh và tạo nên trạng thái nóng chảy toàn bộ hành tinh. Như vậy vỏ Trái Đất về sau mới được thành tạo do sự nguội dần của hành tinh. Luận điểm của Fesenkov về cơ bản gần gũi với giả thuyết của Smith và bổ sung cho thiếu sót của giả thuyết này.

protoplanet, planetesimal

108

c. Giả thuyết tinh vân Mặt Trời Khi các giả thuyết ngẫu biến tỏ ra thiếu sức thuyết phục để giải thích nguồn gốc hệ Mặt Trời thì các nhà nghiên cứu lại quay về mô hình tiến hoá để giải thích vấn đề quay chậm của Mặt Trời. Công trình của các nhà vật lý C.F. Weiszacker & Gerard P. Kuiper (Đức) và sự phát hiện bão Mặt Trời đã đưa đến giả thuyết tinh vân Mặt Trời hiện hành về nguồn gốc của hệ Mặt Trời (H.5.3.). Hệ Mặt Trời đã được hình thành từ cách đây hơn 4,5 tỷ năm, khi v ật chất vũ trụ ở dạng xoắn của Ngân Hà bị đông đặc lại và bắt đầu sự phá vỡ. Đám mây này bị phá vỡ dần do ảnh hưởng của trọng lực, bắt đầu bị dẹt lại và quay theo chiều ngược chiều kim đồng hồ, khi đó khoảng 90% khối lượng tập trung lại ở trung tâm của đám mây. Quá trình xoay và đông đặc tiếp diễn, một Mặt Trời phôi, tức đám mây vật chất quay tròn hỗn loạn của vật chất gọi là tinh vân Mặt Trời được hình thành.

Hình 5.3. Sự hình thành hệ Mặt Trời theo giả thuyết tinh vân Mặt Trời (C.F. Weiszacker & Gerard P. Kuiper) (a) Khối tinh vân khổng lồ bị đông đặc lại do tác động của chính lực hấp dẫn của nó, sau đó (b) bị co rút lại, quay tròn và ( c) bị ép dẹt lại thành dạng đĩa rồi ( d) với Mặt Trời được hình thành ở trung tâm và quay xoáy thu gom vật chất tạo thành các hành tinh. Khi Mặt Trời co rút lại và bắt đầu chiếu sáng ( e) bức xạ mạnh của Mặt Trời thổi bay bụi và khí chưa kết vón và cuối cùng ( f) Mặt Trời bắt đầu thiêu đốt hydro và sự hình thành các hành tinh được hoàn tất.

Các nguyên hành tinh hình thành trong các lốc xoáy theo cùng một hướng quanh Mặt Trời và cùng một hướng quanh trục của chính chúng. Tuy nhiên, một điều gì đó đã xẩy ra – có lẽ là một sự đụng độ lớn bất thường, làm cho Sao Kim xoay quanh trục của nó theo một hướng ngược lại. Một sự đụng độ như vậy cũng giải thích cho một sự kiện là tại sao Sao Thiên vương và Sao Diêm vương lại không quay gần vuông góc với mặt hoàng đạo. Trong pha tăng trưởng nguyên sơ này của lịch sử hệ Mặt Trời rất phổ biến hiện tượng đụng độ giữa các thiên thể. 109

Thành phần của nhiều hành tinh có thể được giải thích như sau. Mọi nguyên tố và hợp chất đều bị đông kết từ pha khí theo một tổ hợp áp suất và nhiệt độ nhất định. Trong phần nóng bên trong tinh vân Mặt Trời các nguyên tố chịu nhiệt bị đông đặc ở nhiệt độ cao, bắt đầu tạo hạt rắn. Nhưng phần bên trong tinh vân này vẫn còn rất nóng đối với các nguyên tố bốc hơi như hydro, heli, amoniac, methan nên chúng chưa thể đông kết được và vẫn ở trạng thái khí. Tuy nhiên, tại những vùng ngoài của tinh vân Mặt Trời những khí này lại bắt đầu đông kết tạo thành băng. Khi sự đông kết diễn ra thì các hạt khí, chất lỏng và chất rắn bắt đầu bồi tụ vào các khối cực lớn. Các khối này trở thành nguyên hành tinh và tiếp tục bồi tụ lên thể hành tinh thực sự với thành phần tuỳ thuộc vào khoảng cách của chúng từ Mặt Trời. Thí dụ, các “hành tinh đất” được cấu thành từ đá và các nguyên tố kim loại được đông kết ở nhiệt độ cao. Các “hành tinh Mộc” có phần nhân bằng đá , kích thước nhỏ so với kích thước toàn bộ của hành tinh được cấu thành từ hydro, heli, amoniac, methan được đông kết ở nhiệt độ thấp. Trong khi các hành tinh đang tăng trưởng, vật chất bị đẩy vào tâm của tinh vân cũng bị đông kết và do tác dụng của áp lực trọng lực, sẽ bị nung nóng tới vài triệu độ. Kết quả là xuất hiện một ngôi sao – Mặt Trời của chúng ta. Trong lịch sử nguyên sơ, Mặt Trời phát ra luồng năng lượng khổng lồ thổi các khí và bụi không bồi kết của hệ Mặt Trời vào khoảng không vũ trụ. Một luồng như vậy là một pha bình thường trong sự tiến hoá của sao, nó giải thích tại sao hệ Mặt Trời lại không có các mảnh vụn ngoại lai. Cũng trong lịch sử nguyên sơ của Mặt Trời, từ trường bị tác dụng hấp dẫn với khí ion KhÝ ë tr¹ng th¸i ion hoá của tinh vân Mặt Trời làm sự xoay của nó chậm lại thông qua một MÆt Trêi quá trình hãm từ (H.5.4). Việc phát hiện từ trường của Mặt Trời tác dụng một lực lên khí tinh vân tròn đã giải §êng søc tõ trêng quyết được vấn đề là tại sao lại có sự xoay chậm của Mặt Trời. Theo giả thuyết tinh vân Mặt Hình 5.4. Sự xoay chậm của Mặt Trời do sự hãm từ. Trời, các tiểu hành tinh có lẽ đã được (R. Wicander & J. S. Monroe, 1993) hình thành từ một xoáy lốc cục bộ ở giữa các thể mà sau này trở thành Sao Hoả, Sao Mộc và cũng theo cách thức mà các nguyên hành tinh đã hình thành các “hành tinh đất”. Tuy nhiên, từ trường khổng lồ của Sao Mộc đ ã ngăn cản sự hình thành hành tinh từ các thể này. Như vậy là giả thuyết tinh vân Mặt Trời đã tính đến cả sự tương đồng của quỹ đạo và sự xoay của các hành tinh và vệ tinh của chúng, sự sai khác của thành phần giữa các “hành tinh đất” và các “hành tinh Mộc”, sự xoay chậm của Mặt Trời, sự có mặt của đai tiểu hành tinh. Mặc dù vẫn còn những vấn đề cần phải được hoàn thiện nhưng giả thuyết tinh vân Mặt Trời là giả thuyết tốt nhất hiện nay để giải thích các yếu tố của hệ Mặt Trời và cho ta cách lý giải có logi c về lịch sử tiến hoá của nó. Gần đây những hình ảnh do kính thiên văn vũ trụ Hubble thu được (Tạp chí Thiên văn học, 10/2006) đã cung cấp bằng chứng cho lý thuyết về dạng đĩa của bụi vũ trụ trong sự hình thành hệ Mặt Trời. Một hành tinh có chung quỹ đạo v ới “đĩa” bụi và khí bên cạnh ngôi sao của nó đã 110

được phát hiện. Đó là hành tinh Epsilon Eridani B cách Trái Đất 10,5 năm ánh sáng, được phát hiện năm 2000 với quỹ đạo gần với ngôi sao Epsilon Eridani. Quỹ đạo của hành tinh này nghiêng 30 độ so với Trái Đất , cùng góc với “đĩa” bụi và khí xung quanh ngôi sao của nó. Như vậy lần đầu tiên giới khoa học quan sát được hành tinh và “đĩa” bụi, khí trong quỹ đạo của cùng một ngôi sao, qua đó đã chứng minh được lý thuyết về dạng đĩa trong sự hình thành các hành tinh. Hiện nay Mặt Trời của chúng ta là một ngôi sao ở độ tuổi “trung niên” khoảng hơn 4,5 tỷ năm và đĩa bụi của hệ chỉ tồn tại từ rất lâu trước đó. Trong khi đó “Mặt Trời” Epsilon Eridani vẫn còn “trẻ”, chỉ khoảng 800 triệu năm tuổi, do đó nó vẫn còn lớp “đĩa” bụi và khí bay xung quanh quỹ đạo của nó.

5.2. SỰ HÌNH THÀNH NHÂN, MANTI VÀ VỎ TRÁI ĐẤT 5.2.1. Đại dương magma và lịch sử nhiệt Trái Đất Kiến trúc, thành phần đồng nhất và tuổi của vỏ trên các cao nguyên Mặt Trăng là dẫn liệu về sự phân bố rộng rãi đại d ương magma nguyên thủy trong lịch sử của vệ tinh này. Sự kết tinh của đại dương magma hỗn hợp đều sinh ra một vỏ đồng nhất như cấu trúc phân tầng của phần ngoài Mặt Trăng. Do lượng nhiệt lớn của Trái Đất nên có lẽ cũng đã từng có một đại dương magma như vậy trên Trái Đất. Hơn nữa, chế độ nhiệt dự đoán trong sự bồi tụ Trái Đất cho phép phần ngoài của nó bị nóng chảy trong quá trình bồi tụ. Độ sâu dự đoán của đại dương magma Trái Đất vào khoảng từ 100 đến 1000 km, và có thành chủ yếu là sắt và magnesi. Sự gia m hãm nhiệt cho thấy quá trình kết tinh bắt đầu từ đáy và vì mất nhiệt nhanh do đối lưu nên quá trình kết tinh đã hoàn thành vào khoảng dưới 100 triệu năm. Vỏ nguyên thủy có lẽ được thành tạo trên bề mặt của đại dương magma Trái Đất, chủ yếu gồm komatiit là loại đá núi lửa thành phần phun trào siêu mafic ở nhiệt độ cao. Vỏ nguyên thủy này bị gãy vỡ dễ dàng và do đối lưu mạnh cùng với sự lao đập 1 mạnh mẽ của vật thể vũ trụ nên lại bị hoàn quy xuống đại dương magma.  Lịch sử nhiệt của Trái Đất Tuy hiện nay chưa biết được lượng nhiệt ban đầu của Trái Đất, tốc độ sản sinh nhiệt và tốc độ truyền nhiệt lên bề mặt Trái Đất và bị mất đi, nhưng chúng ta có thể biết một số nhân tố quan trọng đóng góp vào lượng nhiệt ban đầu (H.5.5). Trước hết là nhiệt từ sự lao đập của các vật thể vũ trụ truyền vào Trái Đất trong quá trình bồi tụ hành tinh. Nguồn nhiệt này phụ thuộc vào tốc độ và sự phân bố của các vật thể lao đập lên Trái Đất, và có lẽ đây là 1

Hình 5.5. Bốn nguồn nhiệt quan trọng nhất trong lịch sử nguyên sơ của Trái Đất (Condie & S loan 1998)

Lao đập = tiếng Anh là impact – Sự đụng độ của hai thiên thể với tốc độ vũ trụ hoặc gần tốc độ vũ trụ, gây nên sự lan truyền sóng xung (sóng va chạm) trong mỗi vật thể bị đụng độ (Glossary of Geology 2005).

111

nguồn nhiệt quan trọng ban đầu. Thứ hai là nguồn nhiệt từ sự sụp đổ trọng lự c của Trái Đất do tăng trưởng vì sự lao đập của các vật thể vũ trụ lên bề mặt. Khi vật chất mới được tăng thêm trên bề mặt hành tinh thì tâm của nó phải chịu sự tăng áp lực. Như đã biết, những tổ hợp khoáng vật ở sâu trải qua pha biến đổi thành những khoán g vật đặc xít hơn làm tăng áp lực và nhiệt được giải toả. Nguồn nhiệt thứ ba là nhiệt được giải phóng trong quá trình phân rã đồng vị phóng xạ chu kỳ ngắn. Trong sự hình thành hành tinh, nhiều chất đồng vị chu kỳ ngắn đã được sinh ra trong vòng vài triệu năm và ngày nay chúng đã hoàn toàn bị phân rã hết. Trong thời kỳ đầu khi bị phân rã nhanh chóng, chắc chắn chúng đã đóng góp một lượng nhiệt lớn cho sự tăng trưởng của Trái Đất. Nguồn nhiệt thứ tư là do sự hình thành nhân và có lẽ đây là nguồn nhiệt quan trọng nhất trong giai đoạn đầu của Trái Đất sau khi hình thành. Ngay cả trường hợp không có nguồn nhiệt khác thì nhiệt sinh ra do sự hình thành nhân sắt của Trái Đất mà được giữ lại hoàn toàn thì cũng đủ làm nóng chảy toàn bộ Trái Đất trong giai đoạn bồi tụ ban đầu. Tuy nhiên, Trái Đất đã không bị nóng chảy hoàn toàn vì nếu bị nóng chảy hoàn toàn thì những nguyên tố dễ bay hơi đã bị mất hết, nhưng ngày nay những nguyên tố đó vẫn còn trên Trái Đất. Hiện nay nguồn nhiệt quan trọng nhất là do sự phân rã phóng xạ của bốn nguyên tố phóng xạ chu kỳ dài là 40K, 238U, 235U và 232Th. Chúng ta có thể ước lượng sự tập trung của kali, urani và thori trong Trái Đất từ kết hợp nghiên cứu thiên thạch và những mảnh vỏ ở sâu và đá của manti trên được đưa lên bề mặt trong quá trình phun trào núi lửa. Do những đồng vị này bị phân rã theo thời gian nên nhiệt được sinh ra trong Trái Đất ít dần, như vậy Trái Đất bị nguội lạnh dần. Tính toán cho thấy nhiệt do phân rã các đồng vị chu kỳ dài trong Arkei lớn gấp nhi ều lần so với ngày nay.

5.2.2. Sự hình thành nhân Trái Đất Nhờ sử dụng phương pháp truyền sóng địa chấn chúng ta biết nhân ngoài được cấu tạo từ sắt nóng chảy với một lượng nhỏ của một vài nguyên tố có số nguyên tử thấp như lưu huỳnh. Những nguyên tố này có tác động hạ thấp điểm nóng chảy của sắt nguyên chất. Ví dụ ở độ sâu 2000 km nhiệt độ nóng chảy của hỗn hợp này là 1000 o, thấp hơn so với sắt nguyên chất. Như vậy với nhiệt độ cao trong Trái Đất nguyên thủy, từ nguồn nhiệt như đã nói trên, sự nóng chảy b ắt đầu từ độ sâu khoảng 1000 km và tạo thành một tầng nóng chảy trong manti. Sự bắt đầu nóng chảy được xác định bằng giao điểm của địa nhiệt với đường cong nóng chảy của chất có nhiệt độ nóng chảy thấp nhất. Địa nhiệt là sự phân bố của nhiệt độ theo độ sâu của bất kỳ điểm nào trong Trái Đất. Trong trường hợp này chất nóng chảy đầu tiên là hỗn hợp sắt - sulfur sắt. Khi nhiệt độ nâng cao liên tục, tầng nóng chảy này dày dần lên thì địa nhiệt giao cắt đường cong nóng chảy ở độ sâu kém hơn và quay lại cắt nó ở độ sâu lớn hơn. Như thế xẩy ra sự tăng trưởng tầng nóng chảy của sắt và sulfur sắt có tỷ trọng cao hơn silicat bao quanh ở phần ngoài của Trái Đất. Tình trạng như thế làm trọng lực không ổn định và tầng nóng chảy đậm đặc chuyển dần về phía tâm Trái Đất, nh ưng nó chuyển như thế nào thì còn chưa rõ. Có hai khả năng xẩy ra được thể hiện ở hình 5.6. Một “giọt” của tầng nóng chảy lớn được hình thành và di chuyển về phía tâm, chiếm chỗ của vật chất manti (A). Khi có sự phân bố không đối xứng của tầng nóng chảy có thể tạo ứng suất lớn trong tâm Trái Đất và gây sự gãy vỡ (B). Chất lỏng sắt khi đó chảy về tâm qua các đường nứt vỡ, thay chỗ của những mảnh manti ở phía trên. Tính toán năng lượng cho thấy, bất luận chất lỏng chảy vào tâm ra sao, sự hình thành nhân là một hiện tượng tai biến, tự hành và có lẽ đã diễn ra khoảng 100 triệu năm sau sự bồi tụ Trái Đất. 112

5.2.3. Sự hình thành vỏ Trái Đất  Vỏ nguyên thủy Vỏ Trái Đất được thành tạo như thế nào và từ bao giờ là vấn đề được quan tâm rộng rãi và tranh luận sôi nổi trong Địa chất học. Quan sát bề mặt các hành tinh khác cho thấy vỏ Trái Đất là thể độc đáo trong hệ Mặt Trời. Liên quan chặt chẽ với vấn đề vỏ đầu tiên được thành tạo như thế nào là các câu hỏi – vỏ đầu tiên phân bố như thế nào và thành phần của nó ra sao. Mặc dù các nhà địa chất đã cố gắng tìm kiếm đá già hơn 4 tỷ năm nhưng đến nay vẫn không tìm thấy và có lẽ sẽ Hình 5.6. Hai mô hình về sự thành tạo nhân Trái Đất không bao giờ tìm được. Trong khi đó chúng (Condie K. C. & Sloan R. E. 1998) ta lại biết rõ tuổi của những mảnh vỏ Mặt Trăng và các hành tinh đất là 4,5 - 4,6 tỷ năm. Tại sao lại không có di tích của vỏ nguyên thủy trên Trái Đất? Phải chăng vỏ nguyên thủy không được hình thành trên Trái Đất ? Điều này không ứng với những gì chúng ta biết được về thành phần và lịch sử nhiệt của các hành tinh đất. Một khả năng có thể là sự lao đập mãnh liệt của các vật thể vũ trụ vào thời kỳ đầu sau bồi tụ đã phá huỷ vỏ đầu tiên của Trái Đất. Thế nhưng sự lao đập này lại không phá huỷ toàn bộ vỏ nguyên thủy của Mặt Trăng thì cũng không thể phá huỷ vỏ nguyên thủy của Trái Đất. Có lý hơn cả là vỏ nguyên thủy của Trái Đất đã bị hoàn quy vào manti. Sự hoàn quy này diễn ra do đối lưu nhanh và các lực ở đáy vỏ đủ để kéo vỏ trở vào manti cũng nhanh như khi được hình thành.  Thành phần vỏ nguyên thủy Thành phần vỏ nguyên thủy chỉ có thể biết được qua tư liệu gián tiếp vì hiện nay không có di tích nào của nó. Có thể thông qua thành phần của đá già nhất hiện biết, nhưng những đá này còn trẻ hơn tuổi Trái Đất đến 500 triệu năm nên không có gì đảm bảo rằng những đá này giống với thành phần của vỏ nguyên thủy. Một cách khác là dựa vào thành phần của đá vỏ già nhất trên Mặt Trăng và cho rằng vỏ nguyên thủy Trái Đất cũng giống như vậy. Một cách khác nữa có tính chất lý thuyết là dựa trên cơ sở nghiên cứu mô hình magma để thừa nhận thành phần và nhiệt độ của manti nguyên thủy. Một số nhà nghiên cứu cho rằng vỏ nguyên thủy của Trái Đất có thành phần granit, sau đó quá trình kiến tạo mảng đã tập hợp chúng lại thành lục địa. Nhưng ý kiến này không được hưởng ứng rộng rãi. Trước hết, đá già nhất trên Trái Đất phải giống như trên Mặt Trăng nhưng trên Mặt Trăng đá già nhất không phải là granit. Mặt khác, vỏ granit có khả năng nổi trồi nên kháng lại sự hút chìm. Hiện nay cũng chưa phát hiện được tàn dư vỏ granit có tuổi 4,5 tỷ năm. Những cao nguyên trên Mặt Trăng là tàn dư của vỏ cổ được hình thành cách nay hơn 4,5 tỷ năm, thành phần chủ yếu của đá từ các cao nguyên Mặt Trăng là gabro và anorthosit 1 có tuổi đồng 1

Anorthosit còn có tên là plagioclasit là một loại đá magma hạt thô, gần với gabro, nhưng chứa đến 80 -90% plagioclas giàu vôi.

113

vị ở khoảng 4,36 tỷ năm. Vỏ nguyên thủy này của Mặt Trăng có lẽ được hình thành do sự kết tinh phân đoạn của đại dương magm a basalt. Plagioclas do tỷ trọng kém hơn magma nên nổi lên thành váng vỏ, còn pyroxen và olivin chìm xuống dưới của manti Mặt Trăng. Một số đá già nhất được phát hiện trên Trái Đất (ví dụ như tại khiên Anabar ở Bắc Siberia) cũng có thành phần anorthosit và gabro tương tự như trên Mặt Trăng. Điều này củng cố ý tưởng cho rằng vỏ nguyên thủy của Trái Đất cũng có thành phần anorthosit. Tuy nhiên, khi chấp nhận ý tưởng về thành phần anorthosit của vỏ Trái Đất nguyên thủy chúng ta lại đối mặt với những vấn đề lớn . Trước hết tài liệu thực nghiệm cho thấy plagioclas giàu vôi chỉ nổi lên trong điều kiện magma khô như magma ở Mặt Trăng, còn nếu có nước như ở Trái Đất thì plagioclas lại chìm xuống và không thể tạo vỏ. Khả năng lớn nhất về thành phần vỏ nguyên thủy Trái Đất là komatiit 1, vỏ nguyên thủy này có lẽ nhanh chóng bị hoàn quy vào manti do tỷ trọng lớn và do bị lực kéo ở đáy. Do vỏ nguyên thủy bị hoàn quy hết nên vỏ đại dương hiện nay chỉ có tuổi 160 triệu năm. Sự nguội lạnh đáng kể của manti phải diễn ra trước khi hình thành loại vỏ granit được thành tạo, những loại vỏ này không giống với vỏ komatiit-basalt có thể tạo thành những đảo riêng lẻ nằm trên dòng đối lưu chìm. Trong bảng 5.2. dưới đây thể hiện những đặc điểm chủ yếu của vỏ nguyên thủy Trái Đất. Bảng 5.2. Đặc điểm của vỏ nguyên thủy của Trái Đất Vỏ đại dương Xuất hiện

Vỏ lục địa

- 4,5 tỷ năm Sống núi đại dương

- 4 tỷ năm

Nơi hình thành Thành phần

Basalt-komatiit

Granodiorit-tonalit

Phân bố ngang

Phân bố rộng rãi

Địa phương

Cách thức si nh thành

Nóng chảy bộ phận của đá siêu mafic trong manti trên

Nóng chảy bộ phận của đá mafic trong những tấm bị nhấn chìm.

Đới hút chìm

 Những lục địa đầu tiên Không giống với vỏ đại dương bị hoàn quy nhanh chóng vào manti, vỏ lục địa nhờ khả năng nổi trồi của nó nên kháng lại được sự hoàn quy. Nghiên cứu địa hoá cho thấy vỏ lục địa nguyên thủy tuổi Arkei được sinh ra trên những đới hút chìm hoặc trong đồng bằng đại dương, hoặc do nóng chảy bộ phận của vỏ đại dương. Vậy phải có vỏ đại dương hoặc bình nguyên đại dương trước khi hình thành lục địa. Sự nóng chảy bộ phận của vỏ basalt bị chìm sẽ sản sinh ra magma tonalit, khi trồi lên tạo thành những đảo nhỏ của lục địa nằm ở phía trên của đới hút chìm. Sự hút chìm tiếp tục đã cung cấp magma mới cho sự tăng trưởng đảo nguy ên thủy và sự xô húc2 của những đảo này lại tạo nên lục địa lớn hơn. Tàn dư của vỏ lục địa có tuổi 4 - 3,8 tỷ năm có mặt ở mọi lục địa hiện nay, phần lớn chúng nhỏ hơn 500 km và bao gồm tonalit, granodiorit. Zircon từ cát kết Arkei ở Australia chứa đồng v ị U-Pb có tuổi 4,2 tỷ năm nhưng vì zircon được bào mòn từ granitoid nên những nhân lục địa nhỏ phải có tuổi hơn 4 tỷ năm.

1 2

komatiit là dung nham siêu mafic rất phổ biến trong Arkei. Collision

114

5.2.4. Sự tăng trưởng lục địa  Cơ chế tăng trưởng Có hai loại tăng trưởng là tăng trưởng theo chiều đứng hay dày thêm và tăng trưởng theo chiều ngang. Vỏ đại dương tăng trưởng cả theo chiều đứng và chiều ngang nhờ bồi đắp magma ở sống núi đại dương. Chúng bị phá huỷ tại đới hút chìm, trừ những mảnh được bảo tồn ở dạng ophiolit. Vỏ lục địa có thể dày thêm mà không mở rộng đáng kể nhờ bồi đắp bên dưới bằng magma xâm nhập. Dù sự bồi đắp bên dưới này được tìm thấy ở ranh giới hội tụ và bên dưới rift lục địa, nhưng vẫn chưa biết vai trò của chúng ra sao trong sự tăng trưởng lục địa nguyên thủy. Hiện nay ta thấy đá biến chất cao tuổi Tiền Cambri ở mức sâu 35-40km được trồi lên và nằm dưới vỏ bình thường với độ dày 40km. Phần lớn sự tăng trưởng ngang và thẳng đứng của lục địa diễn ra tại hoặc bên trên các đới hút chìm hoặc dọc theo ranh giới xô húc Hình 5.7. Năm cơ chế tăng trưởng lục địa như được thể hiện trên hình 5.7. Chúng bao (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998) gồm magma bồi đắp trên đới hút chìm dẫn đến làm dày lục địa ( A) và nếu đới hút chìm di chuyển về phía biển thì cũng tạo nên tăng trưởng ngang (B). Do đới hút chìm di chuyển về phía biển nên tổ hợp cung cũng tiến về phía biển, bồi đắp thêm cho rìa lục địa. Xô húc địa khu - lục địa (C), lục địa- lục địa ( D) gây tụ hợp và dày thêm của những mảnh lục địa đã có trước. Đây chính là cơ chế chủ yếu của sự tăng trưởng lục địa trong Paleozoi thành siêu lục địa – Pangea. Có lẽ cũng những sự xô húc như vậy đã diễn ra cách nay 3,5 tỷ năm, tạo nên sự tụ hợp của những mảnh vỏ lục địa riêng lẻ. Lục địa cũng có thể tăng trưởng ngang do bồi đắp thêm trầm tích dọc theo rìa lục địa thụ động (ổn định) ( E), ví dụ như sự tăng trưởng của Bắc Mỹ dọc theo rìa Đại Tây Dương trong Mesozoi và Kainozoi .  Tốc độ tăng trưởng lục địa Tốc độ tăng trưởng lục địa là tổng khối lượng của vỏ lục địa đạt được trong một đơn vị thời gian. Vì vỏ lục địa có thể được tách ra từ mant i hoặc hoàn quy lại manti do hút chìm nên tốc độ tăng trưởng của vỏ lục địa có thể dương, bằng không hoặc âm. Có ba mô hình của tốc độ tăng trưởng lục địa được trình bày trên hình 5.8. Mô hình sớm nhất về tăng trưởng lục địa chủ yếu dựa trên sự phân bố tuổi đồng vị trên các lục địa và cho rằng lục địa tăng trưởng chậm trong Arkei và nhanh hơn sau 2 tỷ năm. Ngày nay ta biết rằng mô hình này không thích hợp để đánh giá tốc độ tăng trưởng lục địa vì nhiều tuổi đồng vị Rb-Sr và K-Ar trong những nghiên cứu đó đã bị thay đổi do hoạt động tạo núi về sau, nên tuổi thực của sự thành tạo lục địa già hơn nhiều so với những số liệu này. Các mô hình khác lại cho rằng ở giai đoạn đầu của lịch sử Trái Đất sự tăng trưởng diễn ra rất 115

100 Tæng khèi lîng vá lôc ®Þa (%)

nhanh, tiếp sau là sự hoàn quy mạnh mẽ vào manti (đường cong 1 hình 5.8.). Chắc chắn có sự hoàn quy vì ngày nay trên Trái Đất không có vỏ lục địa tuổi này (> 4 tỷ năm). Có lẽ có sự hoàn quy là do sự hút chìm của trầm tích lục địa. Một mô hình trung gian của các mô hình vừa nêu bao gồm sự tăng trưởng tuyến tính theo thời gian (đường cong 2) và tăng trưởng phân đoạn (đường cong 3).

T¨ng trëng nhanh nguyªn thuû T¨ng trëng tuyÕn tÝnh

T¨ng trëng ph©n ®o¹n

HiÖn nay

Một số vấn đề lớn của các mô hình liên Tû n¨m quan với sự tăng trưởng lục địa nhanh trước Hình 5.8. Ba mô hình tốc độ tăng trưởng lục địa. Trục 4 tỷ năm và tiếp sau là sự hoàn quy vỏ tung là phần trăm tích luỹ của vỏ lục địa theo thời gian. mạnh mẽ vào manti. Trước hết là lục địa có Mô hình phân đoạn phần l ớn tương thích với tuổi đồng vị (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998). khả năng nổi trồi và kháng lại sự lôi kéo vào manti. Thứ hai là tại sao trầm tích lục địa lại tránh được sự nóng chảy tại đới hút chìm trước khi chúng bị chìm sâu xuống manti do đối lưu. Với nhiệt độ cao ở Arkei trầm tích có thể bị hút chìm và bị nóng chảy trước khi đạt độ sâu 100 km rồi lại nổi trồi lên như magma. Nghiên cứu đồng vị niodymi có thể đánh giá được tuổi thành tạo vỏ và cho thấy rất ít vỏ lục địa tồn tại được trước 3 tỷ năm. Tuổi thành tạo vỏ là thời gian mà một mảnh vỏ tách ra khỏi manti. Tuổi thành tạo vỏ của Bắc Mỹ và Châu Âu cho thấy các lục địa tăng trưởng nhanh chậm tuỳ thời gian, điều này làm cho mô hình tăng trưởng phân đoạn ngày nay được thừa nhận r ộng rãi (đường cong 3). Mặc dù ý nghĩa của mô hình phân đoạn hiện chưa được nhận thức đầy đủ, nhưng nhiều đoạn thời gian của tăng trưởng lục địa nhanh lại trùng với các thời kỳ tạo núi; như vậy sự tăng trưởng lục địa và tạo núi là những hiện tượng song hành.

5.3. KỶ NGUYÊN HADEN 5.3.1. Khái quát về kỷ nguyên Haden

(1)

Haden không phải là một giai đoạn địa chất, khôn g có một loại đá nào có tuổi này, trừ thiên thạch, nhưng là một thời gian Trái Đất đã trải qua. Trong Haden có lẽ hệ Mặt Trời đã được hình thành từ một đám mây khổng lồ của khí và bụi gọi là đĩa bồi tụ. Sự phong phú các nguyên tố nặng trong hệ Mặt Trời cho phép nghĩ rằng những khí và bụi này xuất nguồn từ một hay nhiều tinh vân – sự bùng nổ của một ngôi sao cổ đặc xít. Một hiện tượng khác thường xẩy ra là các nguyên tố nặng được sinh ra trong ngôi sao do sự kết hạch hydro. Chúng ta có thể thấy những quá trì nh tương tự hiện nay đang xẩy ra ở tinh vân khuếch tán trong các dải ngân hà như dải ngân hà M16. Mặt Trời hình thành trong đám mây và bụi, bị co rút lại do kết đặc trọng lực cho đến khi chính nó trải qua sự kết hạch đồng thời toả ra ánh sáng và nhiệt. Do trọng lực nên những phần tử ngoại vi bắt đầu kết liên lại thành một đám lớn gọi là nguyên hành tinh rồi tiếp tục kết tập lại thành hành tinh. 1

Haden = Hadean (tiếng Anh); Hadéen (tiếng Pháp) bắt nguồn từ gốc Hy Lạp là Hades có nghĩa là âm phủ, địa phủ. Haden là giai đoạn được luận đoán khi Trái Đất mới hình thành, hiện nay chưa có dẫn liệu địa chất trực tiếp nên hiểu biết về giai đoạn này còn lờ mờ như là thời kỳ hỗn mang của trời đất.

116

Sự đụng độ giữa các nguyên hành tinh lớn đã giải phóng một lượng nhiệt khổng lồ nên Trái Đất và các hành tinh khác buổi ban đầu chắc là ở dạng nóng chảy. Việc định tuổi đồng vị các đá magma cho kết quả từ lúc chúng kết cứng, như tuổi của thiên thạch và đá trên Mặt Trăng là 4,5 tỷ năm, nhưng đá già nhất trên Trái Đất lại có tuổi 3,9 tỷ năm (ở Canada). Trong khoảng 800 triệu năm đầu tiên từ khi hình thành, Trái Đất luôn luôn bị các nguyên hành tinh hay các sao băng lao đập nên chắc là phải ở dạng nóng chảy. Tuổi của đá già nhất trên Trái Đất ứng với tuổi của thời kỳ lao đập lớn cuối cùng của Mặt Trăng. Khi phần lớn các nguyên hành tinh bị gom tụ lại do sự tăng trưởng của hành tinh, đá đông cứng được hình thành trên Trái Đất và thời kỳ lịch sử địa chất bắt đầu . Theo lý thuyết Big Bang, vũ trụ được hình thành vào khoảng 13 đến 20 tỷ năm trước đây. Vũ trụ tiếp tục bành trướng và nguội lạnh tạo nên hệ Mặt Trời. Sự nổ siêu tân tinh làm cho vật chất giữa các hành tinh trở nên dày đặc hơn. Vật chất bắt đầu cô đọng và sau đó bị xẹp lại do trọng lực. Sự xẹp xuống này dẫn đến sự dát mỏng vật chất thành dạng đĩa và bắt đầu xoay the o chiều ngược kim đồng hồ. Sự xoay tiếp tục gây nên trong phần lớn khối lượng vật chất tụ tập lại ở tâm thành Mặt Trời hiện nay. Mặt Trời mới tiếp tục xoay cùng với những vật chất còn lại và tạo nên tinh vân Mặt Trời. Tinh vân Mặt Trời còn tạo ra những khoảng không gian trong vật chất xoay để cho khí và vật chất rắn đông đặc lại. Những khoảng không yên lặng này cho phép nguyên hành tinh được hình thành.

5.3.2. Kỷ nguyên Haden Trên Trái Đất không có chứng liệu về giai đoạn từ khi hình thành hệ Mặt Trời (cách nay 4,6 tỷ năm) cho đến khi có được chứng liệu địa chất đầu tiên. Tuổi của đá già nhất trên Trái Đất đã xác định được ở Canada (cách nay 3,9 tỷ năm) và ở Nam Greenland (cách nay 3 ,8 tỷ năm), khoảng thời gian 700 - 800 triệu năm (giữa hai mốc 4,6 và 3,9 - 3,8 tỷ năm) chưa phải là thời gian địa chất vì chúng ta không có dẫn liệu địa chất nào. Có thể luận đoán rằng trong thời gian đó Trái Đất là một quả cầu nóng chảy và luôn luôn bị các nguyên hành tinh lao đập. Chắc rằng trong khoảng thời gian này một số loại đá đã được thành tạo vì đã phát hiện được những hạt vụn zircon trong đá Arkei ở Australia có tuổi 4,2 tỷ năm. Tuổi đồng vị của thiên thạch (~ 4,6 - 4,7 tỷ năm) ứng với thời kỳ đầu của kỷ nguyên Haden. Đó là những thể được nguội lạnh nhanh ngay sau khi thành tạo hệ Mặt Trời và không bị nóng chảy do quá trình lao đập liên tục. Những cao nguyên trên Mặt Trăng đã được thành tạo trong nửa đầu của kỷ nguyên Haden, còn basalt trong các trũng đã được phun lên bề mặt Mặt Trăng vào nửa sau của kỷ nguyên Haden và nửa đầu của Arkei. Như trên đã nói, trong kỷ nguyên Haden nhân của Trái Đất được hình thành (~ 4,5 - 4,4 tỷ năm trước đây) và một nguồn nhiệt khổng lồ được giải phóng, cùng với nguồn nhiệt nguyên thủy đã làm nóng chảy phần bên ngoài của Trái Đất, tạo th ành một đại dương magma đạt tới bề sâu > 500km. Sự nguội lạnh dần trên bề mặt Trái Đất đã sinh ra vỏ nguội có lẽ có thành phần komatiit. Do tiếp tục bị các vật thể vũ trụ lao đập vào và sự đối lưu bên trong Trái Đất nên vỏ mỏng này không bao lâu sau khi được hình thành lại bị gãy vỡ, chìm xuống và bị lôi cuốn vào chất lỏng kém đậm đặc hơn ở bên dưới (H.5.9). Sự nguội lạnh tiếp tục làm cho vỏ nguyên thủy

117

này trở nên bền vững hơn và dĩ nhiên tạo thành những mảng nhỏ dạng men rạn, di chuyển nhanh (H.5.9). Vỏ đại dương và thạch quyển được hình thành mới dọc theo mạng sống núi đại dương, rồi những sự lao đập của vật chất vũ trụ cùng với đối lưu lại phá vỡ và tái nóng chảy vỏ nguyên thủy này. Những tư liệu từ bề mặt của Mặt Trăng cho thấy sự lao đập của vật chất vũ trụ trong hệ Mặt Trời Hình 5.9. Sơ đồ về lịch sử vỏ Trái Đất trong kỷ nguyên Haden. còn tiếp diễn cho đến cách a) 4,6 - 4,3 tỷ năm trước: sự hoàn quy nhanh chóng của vỏ chưa ổn nay 3,9 tỷ năm. Sự tái nóng định; b) 4,3 - 3,8 tỷ năm trước: Sự hình thành đảo lục địa. (Condie chảy của vỏ nguyên thủy diễn K.C. & Sloan R.E. 1998) ra ở những dòng đối lưu chìm. Hoạt động núi lửa cũng có thể xẩy ra trong các mảng, nơi mà các chùm manti chồi lên qua thạch quyển chưa ổn định. K hí quyển và các đại dương có lẽ cũng được hình thành trong thời gian này do núi lửa giải phóng khí và hơi nước từ manti. Có lẽ sự sống đã được hình thành trong các đại dương không lâu sau 4 tỷ năm.

5.3.3. Sự chuyển tiếp từ kỷ nguyên Haden đến Arkei Tuổi của đá già nhất trên Trái Đất ứng với thời kỳ lao đập lớn cuối cùng của sao băng trên Mặt Trăng. Sau 3,8 tỷ năm hệ Mặt Trời trở thành nơi yên tĩnh hơn. Trường trọng lực của “Trái Đất nguyên thủy” trở nên mạnh hơn khi hành tinh nguội dần từ trạng thái nóng ch ảy và có hai kết quả chính của trường lực. - Hành tinh co rút lại, trở nên đậm đặc hơn và phân dị thành các lớp đồng tâm sắp xếp theo tỷ trọng (nhân Fe-Ni, manti giàu silicat). - Sự co rút của hành tinh vào cuối kỷ nguyên Haden có lẽ vẫn giữ một phần hành tinh ở trạng thái nóng chảy do sự tập trung của chất phóng xạ. Những hiện tượng này phải sinh ra dòng nhiệt rất cao và khoang đối lưu hoạt động mạnh trong manti. Hoạt động của manti gây ra sự thoát khí mạnh qua hoạt động núi lửa. H ydro và Heli (các nguyên tố phong phú nhất trong vũ trụ) và các khí trơ thoát khỏi trường trọng lực của Trái Đất và bay vào hệ Mặt Trời nhờ gió Mặt Trời. Hơi nước, các khí CO 2, CO, N2, HCl, NH3, H2S và CH4 không bị mất vì chúng có hoạt tính hoá học và do đó trở thành một phần c ủa tư liệu địa chất, sự lao đập của thiên thạch có thể sản sinh ra magma felsic (granit) vào cuối kỷ nguyên Haden và bắt đầu quá trình hình thành lục địa.

118

Chương 6

ARKEI 6.1. KHÁI QUÁT VỀ TIỀN CAMBRI 6.1.1. Nhận xét chung Giai đoạn lịch sử địa chất rất lâu dài từ khi có những đá trầm tích đầu tiên cho đến sát trước Cambri gồm hai Liên nguyên đại là Arkei và Proterozoi dài đến khoảng 3 tỷ năm nhưng đến hiệ n nay Địa chất học chưa có nhiều tư liệu địa chất nên hiểu biết về giai đoạn này còn rất ít so với Liên nguyên đại Phanerozoi (gồm các nguyên đại Paleozoi, Mesozoi và Kainozoi). Do tư liệu địa chất còn ít như vậy nên thông thường hai Liên nguyên đại Arkei và Proterozoi hay được ghép thành một vĩ kỳ lớn trong lịch sử địa chất với tên gọi chung là Tiền Cambri. Trên bề mặt vỏ Trái Đất ở những khiên, nhân các địa khối thường lộ ra đá biến chất cao và uốn nếp phức tạp, hầu như không chứa những di tích hoá thạch; đó là những đá có tuổi Tiền Cambri. Ví dụ, chúng ta có thể gặp những đá như vậy ở đới Sông Hồng, nhân của địa khối Kon Tum (vùng Quảng Ngãi, Kon Tum). Trên thế giới những nơi lộ đẹp nhất của các loại đá này là ở hẻm Colorado (Bắc Mỹ) và ở phía đông của bá n đảo Scandinavia (Bắc Âu). Tại những nơi này có thể quan sát được quan hệ trực tiếp của chúng với đá Paleozoi phủ trên (H.6.1).

Hình 6.1. Phân bố đá Tiền Cambri trên thế giới. 1. Nơi chưa có tài liệu về Tiền Cambri. 2. Nơi đá Tiền Cambri bị phủ. 3. Nơi lộ đá Tiền Cambri .

Thời gian lịch sử Tiền Cambri rất dài, nếu coi tuổi của đá già nhất hiện biết ở Canađa là 3,96 tỷ năm là giới hạn cổ nhất hiện biết của lịch sử vỏ Trái Đất thì giai đoạn Tiền Cambri kéo dài đến 119

hơn 3,2 tỷ năm vì ranh giới dưới cùng của trầm tích Cambri có tuổi được xác định 540 triệu năm. Trước đây hai nguyên đại Arkei và Proterozoi được gộp lại thành Liên nguyên đại Ẩn sinh (Kryptozoi) với ý nghĩa là chưa có di tích sự sống đối lại với Liên nguyên đại Hiển sinh (Phanerozoi – gồm các nguyên đại Paleozoi, Mesozoi và Kainozoi) có nhiều di tích sinh vật. Ngày nay quan niệm đó không phù hợp nữa vì trong trầ m tích Proterozoi đã gặp nhiều di tích sự sống và ngay trong các đá Arkei cũng đã phát hiện nhiều loại đá mà các nhà địa chất cho là có nguồn gốc sinh vật. Hơn thế nữa, do giai đoạn Tiền Cambri quá dài và nhờ những kết quả nghiên cứu ngày càng phong phú, các nhà địa chất cũng đã biết được nhiều sự kiện địa chất đã xẩy ra trong Proterozoi và Arkei nên Arkei và Proterozoi ngày nay được coi là những Liên nguyên đại.

6.1.2. Đặc điểm của đá Tiền Cambri Các đá Tiền Cambri có những đặc điểm dễ nhận biết và khác v ới các đá được thành tạo trong những thời gian sau đó (Phanerozoi). 1. Trình độ biến chất cao là đặc điểm dễ nhận biết đầu tiên của đá Tiền Cambri. Những đá thường gặp trong Tiền Cambri là gneis, đá phiến mica, amphibolit, quarzit, đá hoa; các loại đá phi ến clorit, đá phiến talc, phillit v.v... cũng thường hay gặp. Một số lớn đá Tiền Cambri bị biến chất từ đá magma và trở thành orthogneis, còn đá bị biến chất cao từ đá phiến sét thì trở thành paragneis. 2. Đặc điểm quan trọng thứ hai của đá Tiền Cambri l à phong phú các loại đá có nguồn gốc từ đá magma. Ngoài những đá xâm nhập như granitoid đã bị biến chất thành orthogneis còn đá phun trào biến thành đá phiến clorit, đá phiến talc v.v... Hiện tượng tiêm nhập và migmatit hoá cũng rất hay gặp trong các thành hệ đá Tiền Cambri. Tính biến chất cao và nhiều đá có nguồn gốc magma chứng tỏ các đá Tiền Cambri đã trải qua tác động của các hoạt động địa chất mạnh mẽ và lâu dài. 3. Đặc điểm thứ ba của đá Tiền Cambri là bị biến dạng mạnh mẽ. Uốn nếp mạnh mẽ và nhiều đứt gãy là đặc điểm thông thường của các đá Tiền Cambri. Nhiều khi không phải chỉ có những uốn nếp lớn nhỏ mà trong các mẫu đá được quan sát trên kính hiển vi cũng gặp những vi uốn nếp. Sự uốn nếp và đứt gãy phức tạp thường làm đảo lộn cấu trúc của các thà nh hệ đá Tiền Cambri khiến nhà địa chất rất khó nhận ra trình tự địa tầng của chúng. Tính chất biến dạng phức tạp chứng tỏ trong thời gian dài của Tiền Cambri đã diễn ra những hoạt động kiến tạo mạnh mẽ, nhiều pha, nhiều thời kỳ taọp núi. 4. Trong đá Tiền Cambri rất nghèo di tích hoá thạch. Sự khác biệt rõ nét của đá Tiền Cambri và đá được thành tạo sau đó là trong đá Tiền Cambri rất hiếm hoá thạch. Nếu so sánh ngay những đá nằm trên cùng của Proterozoi và đá dưới cùng của đá Cambri chúng ta cũng thấy rất rõ sự khác biệt này. Trong khi trầm tích Proterozoi rất hiếm hoá thạch thì ngay ở những lớp dưới cùng của trầm tích Cambri chúng ta đã có thể gặp nhiều dạng hoá thạch ở trình độ tiến hoá khá cao trong hệ thống phân loại sinh vật. Trong Proterozoi chúng ta có thể gặp di tích tảo, một số hiếm hoi di tích của Trùng tia (Radiolaria), Trùng lỗ (Foraminifera), Bông biển (Spongia), vết giun bò v.v..., còn trong đá Arkei chúng ta chỉ mới gặp những tầng đá vôi dày có lẽ có nguồn gốc từ các loại tảo. Liên quan với sự nghèo di tích sinh vật, các đá có nguồn gốc hữu cơ cũng rất hiếm trong Tiền Cambri. Ngoài các loại đá vôi tảo ra thảng hoặc cũng có thể gặp một loại đá hữu cơ như sungit (một loại đá phiến chứa vật chất than dạng graphit). Các loại đá hữu cơ khá phổ biến 120

trong đá Phanerozoi như dầu mỏ, than đá thì lại hoàn toàn vắng mặt trong trầm tích Tiền Cambri. Ngoài ra, các loại đá khác khá phổ biến trong các trầm tích trẻ cũng không gặp trong trầm tích Tiền Cambri như phosphorit, muối mỏ, thạch cao. 5. Trong các trầm tích Tiền Cambri chứa nhiều loại đá không gặp hoặc rất ít gặp trong các trầm tích trẻ hơn. Đặc trưng nhất trong các loại đá này là jaspilit hay quarzit sắt, chúng hầu như chỉ gặp trong các đá Tiền Cambri, tuy đôi nơi cũng gặp trong trầm tích Paleozoi hạ. Đó là một loại quarzit phân lớp mỏng xen những lớp quặng sắt hematit cũng phân lớp rất mỏng, chúng hình thành những mỏ sắt rất lớn và chiếm phần chủ yếu trong tổng trữ lượng quặng sắt thế giới. Theo Strakhov trữ lượng quặng sắt có nguồn gốc jaspilit tuổi Tiền Cambri trên thế giới gấp 22 lần tổng trữ lượng tất cả các loại quặng sắt còn lại. Ngoài jaspilit ra trong Tiền Cambri cũng gặp những loại trầm tích hoá học ít gặp trong đá trẻ hơn như đá vôi hoá học, dolomit. Sự khác biệt của các loại đá trong trầm tích Tiền Cambri và trong các đá trẻ hơn được thể hiện trên hình 6.2. 1

a b

ab c de

a b

Alpi

K J T P C D S O C

Hercyni

Caledoni e

? c ?

TiÒn Cambri

Hình 6.2. Tỷ lệ phân bố các loại đá trầm tích sinh học và hoá học (Strakhov 1948) 1- than đá. 2- halogen (a- muối mỏ, thạch cao; b - muối kali). 3- phosphorit. 4- quặng sắt (a- thuộc vỏ phong hoá; b- trầm tích hồ; c - trầm tích biển; d- thuộc đá glauconit; e- jaspilit). 5- quặng mangan. 6- trầm tích bauxit (a- thuộc vỏ phong hoá; b - trầm tích biển và hồ; c- biến chất). 7- đá vôi (a- sinh vật; b- hoá học). 8- dolomit nguyên sinh (a- biển; b- vũng vịnh). 9- đá silic (a- sinh vật; b - hoá học)

6.1.3. Khái quát về Arkei Liên nguyên đại Arkei kết thúc cách đây hơn 2,5 tỷ năm còn nó bắt đầu từ khi nào chưa ai có thể khẳng định được mà chỉ có thể ước định là Nguyên đại này bắt đầu cùng với sự hình thành các khu vực biển đầu tiên để từ đó hình thành lần đầu các đá trầm tích. Bản thân các đá trầm tích thuở đó cũng rất khác với các đá trầm tích hiện nay vì đó chủ yếu là các sản phẩm phá huỷ của đá phun trào, độ pH có thể tới 1 - 2, trong khí quyển lúc đó thành phần CO 2 đóng vai trò chủ yếu, sau đó là hơi nước, ammoniac, nitrogen (nitơ) v.v… 121

Nửa sau của Arkei, cách đây khoảng 3 tỷ năm, trên mặt Trái Đất đã có nhiều biến đổi, thành phần khí quyển và thủy quyển cũng tiếp tục thay đổi. Trong khí quyển, thành phần nitơ, sau đó là oxy đã tăng thêm nhiều. Trong biển tích đọng nhiều sản phẩm trầm tích hoá học, đặc biệt phổ biến loại trầm tích silic - sắt mà từ đó hình thành trữ lượng khổng lồ của quặng sắt hiện nay. Sinh vật sơ đẳn g nhất có lẽ đã xuất hiện từ nửa đầu Arkei, dấu vết của tảo lục đã được phát h iện trong đá có tuổi khoảng 3 tỷ năm. Từ nửa sau của Arkei chính do hoạt động quang hợp của tảo lục đã làm tăng nhanh chóng lượng oxy trong khí quyển và oxy do tảo lục tạo nên lạ i đã thúc đẩy thêm sự phát triển của sinh giới. Chắc rằng khi mới được hình thành Trái Đất là một khối nóng chảy, nhiệt được sinh ra từ hoạt động va chạm giữa các hạt, từ áp suất lớn, từ sự phân huỷ các nguyên tố phóng xạ có đời sống ngắn. Tuy chưa có nhữn g dẫn liệu để biết nhiệt của bề mặt Trái Đất ở buổi sơ khai này là bao nhiêu nhưng các nhà địa chất đều có nhận định thống nhất rằng chắc chắn phải rất nóng và không thể có điều kiện để có nước và không thể có sinh vật sống được trong những điều kiện như vậy. Về sau magma nóng chảy bị đông cứng tạo thành một vỏ mỏng không liên tục màu đỏ thẫm, thường xuyên bị xé thủng do magma xuyên trào lên. Khi đó chắc chắn trong thành phần của khí quyển chủ yếu là dioxyt carbon và hơi nước, không có hoặc có rất ít oxy, điều kiện môi trường như vậy không thể thích hợp cho sự hô hấp của bất kỳ loại sinh vật nào. Không hề có tầng ozon bao quanh Trái Đất, không có gì ngăn cản tia cực tím nguy hiểm xâm nhập Trái Đất, cũng không có gì ngăn cản bớt sự lao đập 1 liên tục do các Sao Chổi gây nên. Khi đó ngày đêm chắc chắn ngắn, theo tính toán thì thời gian Trái Đất quay quanh trục chỉ khoảng 10 giờ. Nhiệt ban đầu của Trái Đất nguội dần do khuếch tán vào vũ trụ và bề mặt Trái Đất cũng nguội dần. Khi nhiệt độ giảm đến một mức nào đó t hì hơi nước có thể được đọng lại thành mưa, do đó trên bề mặt Trái Đất bắt đầu có nước. Hiện tượng lao đập của thiên thạch và các vật thể do Sao Chổi bị chậm dần. Khoảng 3,8 tỷ năm trước đây có thể đã hình thành một số vùng nhỏ vỏ lục địa. Tuy lượng oxy vẫ n rất ít và chưa có tầng ozon, nhưng khoảng 3,5 tỷ năm trước đây có thể sự sống đã bắt đầu xuất hiện, đã có những dẫn liệu về sự kiện này trong cấu tạo của các đá Arkei. Những đá có tuổi cổ nhất được xác định 3,96 tỷ năm ở Canada, còn những đá có tuổi 3,8 tỷ năm được xác định ở nhiều nơi như Nam Phi, Australia, Bắc Mỹ, Greenland. Chúng đều là đá biến chất, tức là được biến đổi từ một loại đá mẹ khác có tuổi cổ hơn nữa. Sự kiện quan trọng đã diễn ra vào cuối Arkei là hoạt động tạo núi trên các phạm vi rộng lớn và hình thành nhân của các nền cổ được hoàn thiện vào Proterozoi. Hiện nay những cấu trúc nguyên nền này gồm những đá biến chất rất cao thuộc tướng granulit, amphibolit, các đá gneis quan sát được rõ nét ở cả Bắc Mỹ, Nam Mỹ, Tây Bắc Âu, Châu Phi, Siberi và cả ở Australia. Ở Việt Nam, đá biến chất cao trên địa khối Kontum cũng được một số nhà địa chất coi là được hình thành trong giai đoạn này.

6.2. CÁC TỔ HỢP ĐÁ ARKEI Trong phạm vi khiên của các nền, đá Arkei chiếm những diện tích khá lớn và là nhân của cấu trúc khiên. Mức độ biến chất và biến dạng rất phức tạp nên dễ có sự nhầm lẫn trong nghiên cứu, định tuổi chúng nếu không sử dụng phương pháp định tuổi đồng vị phóng xạ. Hai loại đá Arkei chủ yếu của các khiên là các phức hệ đá lục và các phức hệ đá gr anit - gneis, nhưng phổ biến nhất là các phức hệ granit - gneis. Ví dụ, trong đá Arkei của vùng Rhodesi (Nam Phi) có đến 85% là gneis và các loại granit khác nhau, chỉ 17% thuộc các phức hệ đá lục.

122

6.2.1. Các đai đá lục Các đai đá lục điển hình và được ng hiên cứu kỹ nhất là ở Nam Phi, có tuổi 3,6 tỷ năm, còn các đai đá lục ở khiên Canada chỉ có tuổi 2,5 - 2,7 tỷ năm. Một đai đá lục điển hình gồm ba phần: phần dưới và giữa gồm chủ yếu là đá biến chất từ các đá núi lửa, còn phần bên trên là đá trầm tích. Chúng thường có cấu trúc uốn nếp phức tạp trong đó phổ biến các phức nếp lõm, bị đá xâm nhập granit xuyên cắt, bị đứt gãy phức tạp. Đá phun trào của các đai đá lục có màu lục nhạt do nhiều thành phần khoáng vật amphibol, clorit được hình thành trong quá trình biến chất. Cấu trúc basalt dạng gối chứng tỏ các đá phun trào của các đai đá lục được thành tạo trong kiểu môi trường nước. Thành phần đá vụn núi lửa cũng chứng tỏ có kiểu phun trào lục địa và phun trào dưới nước nông. Điều đáng chú ý là trong các đai đá lục có nhiều thành phần đá nguồn gốc dung nham siêu mafic là loại rất ít gặp trong phun trào trẻ hơn Arkei. Để có hoạt động phun trào thì magma siêu mafic gần bề mặt phải có nhiệt độ trên 1600 oC; nhiệt độ cao nhất của bề mặt dòng dung nham basalt ở đảo Hawai là khoảng 1350 oC. Trong thời gian ban đầu của lịch sử Trái Đất vì nhiệt phóng xạ nhiều nên magma mafic có thể trào lên bề mặt Trái Đất. Theo thời gian, nhiệt phóng xạ giảm, Trái Đất cũng nguội dần và sự phun trào magma mafic ngừng.

Hình 6.3. Hình thành lớp phân cấp hạt do dòng chảy rối. Hình trên: Dòng chảy rối xuất hiện ở sườn lục địa và chuyển dịch xuống chân sườn lục địa và đáy biển. Hình dưới : lớp phân cấp hạt. (Wicander R. & Monroe J. S. 1993)

Trong đai đá lục thành phần trầm tích có tỷ lệ nhỏ trong phần dưới và tăng dần lên phần trên, trong đó phổ biến nhất là grauvac và argillit. Grauvac là cát kết chứa nhiều thành phần sét, trong đai đá lục grauvac còn chứa nhiều vụn đá phun trào; argillit là loại đá trầm tích hạt mịn bị biến chất yếu như đá phiến. Sự có mặt của lớp phân cấp hạt và phân lớp chéo chứng tỏ loạt grauvac argillit được thành tạo trong điều kiện dòng chảy rối (turbidit) (H.6.3). Ngoài grauvac - argillit, trong đai đá lục cũng gặp các loại đá trầm tích khác như cuội kết, silic, carbon at và quarzit sắt (jaspilit) tuy quarzit sắt phong phú chủ yếu trong Proterozoi. 123

6.2.2. Tổ hợp granitoid - đá lục Các đai đá lục có dạng kéo dài là do xâm nhập granitoid bao quanh chúng (H.6.4), đôi khi tàn dư của đá lục cũng bị gneis granitoid bao quanh. Gneis gran itoid là đá granitoit bị biến chất cao (orthogneis), đa số gneis là đá xâm nhập xuyên qua đá lục, nhưng cũng có trường hợp đá lục xuyên phủ bất chỉnh hợp trên gneis. Các đai đá lục thường là di thừa của những bồn đá lục rộng lớn, đôi khi đạt tới 500km. Tuỳ thuộc vào tuổi, dãy đá lục được phân làm hai nhóm; những đá có tuổi khoảng 3,5 tỷ năm không có hoặc có rất ít cuội kết và đá trầm tích có lẽ được thành tạo trong điều kiện trầm tích nước nông. Những đá lục này cũng phản ảnh điều kiện Trái Đất nóng hơn, điều đó thể hiện qua dung nham siêu mafic giàu magnesi, gọi là komatiit. Về sau đá lục Arkei hình như được hình thành trên đỉnh hoặc gần vỏ granit cổ hơn, điều này thể hiện ở quan hệ bất chỉnh hợp hoặc sự có mặt của cuội kết trong dãy đá lục, chứa cuội granitoid. Hình 6.4. Sơ đồ phân bố granit - đá lục Arkei ở Trong dãy đá Arkei muộn xuất hiện andesit Nam Canada – Các đai đá lục dạng kéo dài cùng với xâm nhập granit (Condie K.C. & Sloan R.E.) và đá trầm tích trong đó chủ yếu là grauvac turbidit, thể hiện điều kiện nước sâu của môi trường kiến tạo tích cực. Andesit và đá phun trào felsit (đá phun trào giàu silic và kiềm) là loại phun trào lục địa, ngày càng trở nên phong phú ở phía trên của dãy địa tầng đá lục tuổi Arkei muộn. Trong đá lục Arkei sớm rất phong phú đá silic và trầm tích núi lửa phun trào trong môi trường nước nông; một số đá silic chứa vụn thạch cao chứng tỏ môi trường bốc hơi của trầm tích nước nông. Trầm tích vụn chủ yếu có nguồn từ núi lửa và dường như chúng được hình thành trong điều kiện gần bờ. Trong đá silic cũng chứa những di tích của sự sống nguyên thủy là tảo lục và các loại vi khuẩn khác. Stromatolit (loại cấu trúc do tảo lục tạo nên) được phát hiện trong một số vỉa trầm tích carbonat cho phép suy đoán rằng chúng được thành tạo trong môi trường nước nông, nơi mà ánh sáng xuyên được tới để tạo điều kiện cho hoạt động quang hợp. Khí quyển trong thời gian này còn rất mỏng, gồm chủ yếu là dioxyt carbon và hơi nước, hình thành hiệu ứng nhà kính giữ độ ấm cho bề mặt Trái Đất. Đá lụ c của Arkei muộn có lẽ được hình thành trong các bồn khá rộng, ít nhất một phần được hình thành trên vỏ lục địa, những bồn này bị chìm xuống dưới mực nước biển có nhiều núi lửa ngầm. Sự tăng tỷ lệ andesit trong các tầng trên là do sự tiếp tục chìm lún và n óng chảy một phần của basalt núi lửa, xâm nhập magma granitoid cũng được hình thành theo kiểu tương tự trong điều kiện môi trường dưới nước. Núi lửa của Arkei muộn tiếp tục phát triển và nhiều trường hợp nổi trên mực nước biển, do đó trầm tích vụn núi lửa trở nên phong phú hơn. Các đá núi lửa và granit bị nâng trồi và bào mòn tạo thành những tầng dày trầm tích turbidit grauvac. Các thành tạo quặng sắt phân lớp và đá silic, có lẽ đã được hình thành do các nguồn nước nóng, cũng thường đi kèm theo grauvac. Các bồn đá lục của Arkei muộn đã được thành tạo trong 124

nhiều điều kiện môi trường khác nhau, nhưng phần chủ yếu là turbidit grauvac được trầm đọng trong điều kiện nước sâu, có lẽ là ở các tam giác châu ngầm dạng r ẻ quạt. Chúng do các dòng chảy rối cuốn từ sườn của bồn trong hoạt động núi lửa hoặc động đất. Trầm tích nước nông cũng gặp ở rìa một số bồn đá lục của Arkei muộn, những tướng rìa này có dạng tam giác châu và gian triều, chứa cát kết thạch anh, arkos và cuội kết có nguồn từ đá granit.

6.2.3. Tổ hợp đá của nền Sự nâng trồi, bào mòn và ổn định hoá của vỏ lục địa để tạo thành các nguyên nền (1) Arkei đã được xác nhận rõ nét ở Nam Phi, ở đó trầm tích nguyên nền gồm loạt đá biến chất có bề dày tới 18 km (loạt đá Witvatersdorp). Phần dưới của loạt đá này có nguồn gốc là đá phun trào, chủ yếu là phun trào acid và trầm tích vụn thô, trong đó đá nguồn gốc phun trào chiếm 10%, còn đá trầm tích vụn thô chiếm 90%. Phần giữa là đá phiến sét và quarzit ở phía trên mặt cắt, trong phần này cũng gặp đá vôi , dolomit và cuội kết chứa di tích băng hà. Giữa phần trên và phần giữa của loạt nguyên nền có sự gián đoạn trầm tích. Dưới cùng của phần trên này là basalt toleit và tuf, tiếp đến là cuội kết quarzit xen với dacit, riolit và tuf; trên cùng của mặt cắt gồm tuf thành phần trung tính và dung nham andesit. Tuổi đồng vị của loạt đá này là 2700 – 3060 triệu năm, ứng với Arkei muộn. Sự nâng trồi ở đây đã xẩy ra khá sớm sau giới hạn 3,6 tỷ năm, từ khoảng 3 tỷ năm đã có một số bồn nền và trong những bồn này tiếp tục trầm tích ch o đến Proterozoi sớm. Một loạt trầm tích dày của cát kết thạch anh, carbonat, đá phiến và một ít vụn núi lửa đã được hình thành trong khoảng 1 tỷ năm. Những tàn dư của cát kết thạch anh và những trầm tích nền khác trong các thành hệ Arkei muộn biến chất ca o cho thấy đã từng có nhiều nền nhỏ được hình thành trong Arkei nhưng chúng đã bị biến dạng và biến chất nay không thể nhận biết được.

6.2.4. Tổ hợp biến chất cao Tổ hợp biến chất cao chưa được nghiên cứu kỹ so với tổ hợp granitoid - đá lục, phần lớn chúng lộ ra ở Nam Cực, Siberi, Nam Ấn Độ và Nam Phi. Cùng với đá lục, các đá vỏ trên (2) bị nhấn chìm cùng với một khối lượng lớn granitoid và cả hai loại này bị biến dạng, biến chất nhiều pha phức tạp. Migmatit rất phổ biến trong những vùng biến chất cao, đó là loại đá gồm các lớp mỏng sáng tối xen kẽ nhau và chính là thể hiện sự nóng chảy bộ phận, trong đó lớp sáng màu thể hiện sự nóng chảy. Nghiên cứu đồng vị U/Pb zircon và Sm/Nd cho thấy các thành hệ biến chất cao chứa một lượng lớn vỏ cổ bị tái tạo. Các đá vỏ trên trong những vùng biến chất cao chứa một khối lượng lớn gneis phân dải có nguồn gốc trầm tích và nhiều vỉa xen kẽ của cát kết thạch anh, carbonat, và quặng sắt phân lớp mỏng. Các đá gneis này có thành phần hoá học rất giống với đá phiến của các nền Phanerozoi mà không giống với grauvac của các đai đá lục. Jaspilit không nhiều trong thành phần của vỏ trên biến chất cao, nhưng ở Đông Bắc Trung Quốc cũng có những mỏ sắt đáng kể. Đá carbonat chiếm tỷ lệ không lớn nhưng lại khá phổ biến trong các thành h ệ biến chất cao của vỏ trên và đều bị biến 1 2

Nguyên nền = Protoplateform = Протоплатформа “Đá vỏ trên” (supracrustal rocks) là đá nằm trên móng, hoặc trên bề mặt Trái Đất

125

chất thành đá hoa, chúng có lẽ được thành tạo trong điều kiện biển nông. Đá mafic lộ ra dưới dạng dyke (mạch) và vỉa xâm nhập, có lẽ cũng có những dạng trầm tích biến chất. Đá xâm nhập phân lớp phát triển rộng rãi trong các thành hệ biến chất cao; chúng thay đổi từ basalt đến các thể xâm nhập siêu mafic phân lớp xen kẽ được hình thành do tích tụ các tinh thể trong quá trình kết tinh phân đoạn. Đó là các thể xâm nhập gồm anorthosit, gabro và nhiều loại đá siêu mafic, có những thể dày đến 10 km và dài vài trăm kilomet, chúng xuyên vào các thành hệ biến chất cao ở tướng granulit . Tổ hợp biến chất cao đã chịu tác động nhiều pha biến dạng và biến chất, ở nhiều nơi bề dày đạt tới hàng chục kilomet và có lẽ ứng với loại th ành hệ hút chìm phản ánh qua granulit áp suất cao tuổi Arkei trên bề mặt Trái Đất hiện nay. Granulit áp suất cao là các đá bị biến chất ở độ sâu từ 40 km trở lên của vỏ lục địa. Sự dày lên của lục địa trong quá trình hút chìm dẫn đến sự chôn vùi sâu và tăng nhiệt, làm nóng chảy bộ phận của tầng vỏ dưới tạo nên granit giàu kali được hình thành cách đây khoảng 2,5 - 2,6 tỷ năm. Những đá biến chất cao đã trải qua ít nhất 3 (có khi 5 hoặc 6) thời kỳ uốn nếp mạnh mẽ. Ở Nam Ấn Độ biến chất áp suất cao thể hiện qua sự có mặt pha lỏng, giàu dioxyt carbon khử nước của vỏ khi bị chuyển động nâng lên; nguồn gốc của dioxyt carbon chưa được xác định rõ nhưng có lẽ nó được đưa lên từ manti trong quá trình hút chìm.

6.2.5. Quan hệ của các tổ hợp biến chất cao và biến chất thấp Mối quan hệ của các khu vực Arkei biến chất cao và biến chất thấp là đối tượng tranh luận giữa các nhà địa chất và có nhiều ý kiến trái ngược nhau. Tựu trung có hai ý kiến chủ đạo là: 1) Những vùng biến chất cao thể hiện sự nâng cao và bào mòn tận gốc của những vùng biến chất thấp. 2) Những vùng biến chất cao và những vùng biến chất thấp thuộc các bối cảnh kiến tạo khác nhau. Tuổi đồng vị của các vùng biến chất cao và biến chất thấp cạnh nhau thể hiện chúng được hình thành trong các quá trình lịch sử địa chất phức tạp nhưng gần gũi nhau. Ở một số nơi các đai đá lục có thể chạy từ thành hệ biến chất thấp sang thành hệ biến chất cao. Mặc dù những thành hệ biến chất cao thể hiện rõ là đới gốc của các thành hệ granitoid - đá lục, nhưng vẫn có ba vấn đề sau đây liên quan với nguồn gốc của các thành hệ biến chất cao. 1) Phần lớn các đá biến chất cao của vỏ trên khác biệt rõ nét so với loạt đá lục. 2) Trái với đá lục, phần lớn các đá biến chất cao đã trải qua quá trình lịch sử phức tạp lâu dài ( >10 0 triệu năm), bao gồm cả sự tái tạo vỏ lục địa cũ. 3) Các kiểu biến chất và biến dạng của hai tổ hợp khác biệt nhau và không có thể là sản phẩm của cùng một bối cảnh kiến tạo. Do những lý do trên mà có lẽ phần lớn các đá biến chất cao của Arkei không phải là gốc rễ của đai đá lục bị nâng lên, chắc rằng chúng đã được hình thành trong những điều kiện kiến tạo khác nhau của Trái Đất ở Arkei.

6.3. BỐI CẢNH KIẾN TẠO ARKEI Từ đầu Arkei một số nhân của các nền hay nguyên nền đã được hình thành (Bảng 6.1). Chúng còn rất nhỏ nhưng ngay trong Arkei sự phát triển của các nguyên nền này đã có thể theo những quy luật của kiến tạo mảng. Cơ chế hoạt động mở và đóng của các đại dương đã thể hiện rõ nét trong Proterozoi sớm (cách nay 2 tỷ năm) và các nhà địa chất cũng cho r ằng cơ chế hoạt 126

động như vậy cũng đã có trong Arkei. Nhiều loại đá Arkei chứng tỏ hoạt động kiến tạo mảng đã có trong giai đoạn lịch sử này, ví dụ những di chỉ về các đai biến dạng giữa các nền xô húc với cung đảo. Tuy vậy, vết tích của các phức hệ ophioli t vốn đặc trưng cho rìa mảng hội tụ lại rất hiếm trong Arkei, ở nhiều nơi chỉ phát hiện được ophiolit tuổi Arkei muộn.

Đa số các nhà địa chất thống nhất rằng các tổ hợp đá Arkei có thể lý giải trong khung kiến tạo mảng. Các đai đá lục có thể lý giải bằng mô hình rift và cung đảo; còn mô hình nền và hút chìm giải thích cho các tổ hợp nền và biến chất cao.

Phanesozoi

Tû lÖ nhiÖt lîng trong qu¸ khø so víi nhiÖt lîng hiÖn nay.

Nhiệt lượng nguồn gốc phóng xạ của Trái Đất giảm dần theo thời gian (H.6.5); tính toán cho thấy nhiệt lượng của 4 tỷ năm trước đây gấp từ 3 đến 6 lần nhiệt lượng hiện nay, trong khi nhiệt lượng của đầu Phanerozoi chỉ hơi lớn hơn hiện nay đôi chút. Như vậy tr ong Arkei khi nhiệt lượng còn nhiều thì sự bành trướng đáy đại dương và sự chuyển động các mảng diễn ra nhanh hơn, magma sinh ra cũng nhanh hơn. Tuy nhiên, hoạt động các mảng trong Arkei 8 khác với Proterozoi; ví dụ các dãy trầm TiÒn Arkei Proterozoi Arkei 7 tích của biển rìa lục địa thụ động không phổ biến trong Arkei nhưng lại hay gặp 6 trong Proterozoi. Điều này chứng tỏ trong 5 Arkei các lục địa không có hoặc rất hiếm 4 thềm lục địa và sườn lục địa. 3 2 1 4

2 Tû n¨m tríc

Hình 6.5. Sản phẩm nhiệt do hoạt động phóng xạ từ Arkei đến ngày nay (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

6.3.1. Mô hình rift Cả rift đại dương và lục địa đều được coi là có vai trò trong thành tạo đá lục, nhưng vấn đề cần lưu ý là sự vắng mặt ophiolit trong loạt đá lục. Tuy cũng đã có những công bố mô tả về ophiolit Arkei nhưng những mô tả đó không đủ độ tin cậy. Đặc biệt trong loạt đá lục không hề có các phức hệ đá mạch (dyke) dạng dải tổ hợp với đá siêu mafic phân tầng. Mô hình rift lục địa (H.6.6 A) có những dẫn liệu khá tốt sau đây để lý giải cho sự thành tạo đai đá lục: 1) Trong đá lục có khối lượng lớn đá núi lửa felsit. 2) Một số loạt đá lục nằm bất chỉnh hợp trên vỏ lục địa. 3) Không có andesit trong một số đá lục. 4) Các bồn đá lục dạng tuyến cùng tuổi phát triển trên những diện tích rộng lớn cho phép nghĩ tới những hệ thống nhiều rift lục địa. 5) Một số komatiit chứa zircon ngoại lai có tuổi già hơn núi lửa đá lục đến 700 triệu năm chứng tỏ đã từn g có móng lục địa cổ hơn .

6.3.2. Mô hình cung và đồng bằng đại dương Sự giống nhau của đá lục Arkei và đá núi lửa của cung và đồng bằng đại dương dẫn đến những mô hình liên quan với hút chìm để giải thích các tổ hợp granitoid - đá lục. Những dẫn liệu sau đây của các đai đá lục dẫn đến mô hình cung và đồng bằng đại dương: 1) Tổ hợp thạch học trong đá lục cũng tương tự như ở các cung đảo và đồng bằng đại dương hiện nay. 2) Thành phần hoá học của đá núi lửa trong đá lục tương tự như đá núi lửa hiện đạ i ở hai môi trường vừa nêu. 3) Các đới hút chìm tạo môi trường sản sinh ra khối lượng lớn đá granit trong các thành hệ granitoid - đá lục. 127

Đá núi lửa và turbidit grauvac rất phổ biến trong nhiều đá lục cũng tương ứng với các hệ cung. Tất cả những đá có nguồn gốc trầm tích biển trong đá lục Arkei đều được hình thành trong các bồn trước cung hoặc bồn sau cung (H.6.6 B). Thành phần hoá học của đá núi lửa và granitoid Arkei cũng tương tự như granitoid trẻ trong các hệ cung. Tài liệu về cấu trúc địa chất cho thấy đá lục ứng với giai đoạn đóng của các bồn sau cung hoặc các cung hút chìm. Độ dày lớn và thành phần hoá học của basalt dạng gối trong các đá lục Arkei cũng rất giống với basalt của đồng bằng đại dương.

6.3.3. Mô hình nền Có thể nói các dãy trầm tích Arkei và Phanerozoi giống nhau như những bản sao của nhau. Những dãy trầm tích này dường như được tích đọng trong các bồn biển rìa hoặc bồn nội lục trong số ít nền đã được hình thành trong Arkei (H.6.6 C).

6.3.4. Mô hình xô húc Mặc dù có một s ố địa khu Arkei chất cao là những vùng cội nguồn biến của đá lục, nhưng phần lớn lại là tàn dư của bối cảnh kiến tạo khác. Những đá vỏ trên biến chất cao rất giống với các đá trong bồn nền. Nhưng nếu những đá này là tàn dư của bồn nền Arkei thì chúng đã bị chôn vùi ra sao xuống độ sâu 30 - 40 km rồi lại nâng trồi lên mặt đất?. Có lẽ hoạt động xô húc của các cung và vi lục địa có thể

D- Tạo núi xô húc

Hình 6.6. Bối cảnh kiến tạo Arkei (Condie & Sloan 1998)

trả lời vấn đề này (H.6.6 D). Trong quá trình xô húc rìa trước bồn nền của mảng chìm đã bị kéo xuống một độ sâu lớn và chịu tá c động biến chất cao. Sau đó sự nâng trồi đẳng tĩnh và bào mòn đã bóc mất hệ cung nằm trên (đá lục) và để lộ ra các đá nền biến chất cao và bị phá huỷ trên mảng chìm. Tóm lại, mặc dù bối cảnh kiến tạo trong Arkei còn nhiều vấn đề cần nghiên cứu để làm sáng tỏ, nhưng chúng ta vẫn thấy có sự tương đồng rõ nét để nhận định rằng kiến tạo mảng đã hoạt động ngay từ Arkei. Trong các hoạt động đó cung đảo, đồng bằng đại dương đóng vai trò quan trọng. Đa số các nhà địa chất cho rằng nhìn một cách tổng thể thì giữa c ác tổ hợp đá Arkei và hiện đại có nhiều điểm tương đồng hơn là những điểm dị biệt. Mặc dù các mảng lúc đó còn nhỏ hơn, ít hơn và các sống núi đại dương dài hơn nhiều so với hiện nay thì chắc rằng hoạt động

128

kiến tạo mảng cũng đã bắt đầu từ cách đây gần 4 tỷ năm. Từ những tư liệu đã trình bày trên đây, chúng ta có thể tóm lược một số sự kiện quan trọng trong lịch sử Arkei trong bảng 6.1. Bảng 6.1. Sự kiện quan trọng trong tiến hoá nền Arkei C¸c giai ®o¹n chÝnh thµnh t¹o ®ai ®¸ lôc ë khiªn Canada

Gi÷a

Arkei

3000

Sím

3400

3800

BiÕn d¹ng tuæi Arkei mu«n

TiÕn ho¸ vá kiÓu Arkei, h×nh thµnh c¸c ®ai ®¸ lôc vµ phøc hÖ ®¸ granit-gneis

Muén

2500

§ai ®¸ lôc cæ nhÊt ®îc b¶o toµn tèt ë Nam Phi §¸ vá cæ nhÊt ®îc ph¸t hiÖn

TiÒn Arkei

TIÕn ho¸ vá tiÒn Arkei C¸c h¹t zircon trong trÇm tÝch vôn c¬ häc cho thÊy vá ®· tån t¹i trong giai ®o¹n sím

4600

H×nh thµnh Tr¸i ®Êt

6.3.5. Arkei ở Đông Á và Việt Nam Trên lãnh thổ rộng lớn của Trung Quốc một số nhân lục địa đã được hình thành ở nền Trung Triều (Đông Bắc Trung Quốc và Triều Tiên), bằng chứng là những đá biến chất Arkei sớm đã phát hiện ở Shanxi, Hebei và Liaoning1. Đá biến chất cổ tuổi Arkei sớm-giữa cũng khá phổ biến ở phía tây nền Yangtze – vùng hẽm vực thượng sông Yangtze 2 cũng như ở khối nền Tarim (Tây Trung Quốc). Phần lớn các đá biến chất đều có tuổi 2,8 -2,7 tỷ năm, điều này chứng tỏ sự tăng trưởng nhanh chóng của vỏ lục địa ở Đông Á cũng tương tự như ở nhiều nơi khác trên thế giới. Ở Việt Nam các thành tạo biến chất kết tinh tướng granulit, amphibolit trong các vi lục địa Tiền Cambri lộ ra trên các khối Hoàng Liên Sơn, Indosinia còn chưa được nghiên cứu nhiều. Các đá gneis amphibol, plagiogneis bị granit hóa, migmatit hóa mạnh mẽ thuộc hệ tầng Suối Chiềng lộ ra ở một số nơi thuộc hữu ngạn sông Hồng bị các thể gabro - amphibolit của phức hệ Bảo Hà và trondjemit - tonalit - granodiorit gneis của phức hệ Ca Vịnh xuyên cắt khá chỉnh hợp theo mặt lớp. Các đá gneis của phức hệ Ca Vịnh có tuổi khoảng 3,4 - 3,1 tỷ năm và 1 2

Sơn Tây, Hồ Bắc, Liêu Ninh Sông Dương Tử

129

tuổi chặn trên của U -Pb zircon là 2,8- 2,5 tỷ năm, ứng với giai đoạn tạo hạt nhân vỏ Arkei muộn. Loạt Sông Hồng nằm kẹp giữa hai đới đứt gãy Sông Hồng và Sông Chảy, gồm plagiogneis biotit - silimanit, granat xen kẽ amphibolit, đá hoa biến chất đến tướng granulit được xếp giả định vào Arkei, nhưng còn nhiều vấn đề chưa được giải quyết thỏa đáng. Trên địa khối Kon Tum, loạt Kan Nack gồm các đá granulit maf ic, granulit pyroxen thoi, khondalit, granullit vôi được hình thành khi gradien nhiệt độ cao, cộng với magma từ manti lên biến chất đến tướng granulit cũng được coi thuộc Arkei. Tuy nhiên, tuổi đồng vị hiện có chưa xác minh cho tuổi này mà có thể những đá vừa nêu thuộc một thời kỳ biến dạng và biến chất trẻ hơn. Dù sao đi nữa, hiện nay loạt Kan Nack được xem như một mảnh ngoại lai Tiền Cambri được tách ra từ Gondwana.

6.4. ĐIỀU KIỆN TỰ NHIÊN VÀ SỰ SỐNG TRONG ARKEI 6.4.1. Khí quyển và đại dương  Nguồn gốc và sự biến đổi của khí quyển Khí quyển hiện nay giàu oxy, nitơ, nhiều hơi nước, dioxyt carbon (carbonic) và nhiều loại khí khác (Bảng 6.2). Trên thượng tầng khí quyển là tầng ozon (O3) ngăn cản tác động của bức xạ tia cực tím. Thế nhưng vào buổi sơ khai thì Trái Đất là nơi hoang vu, không có nước, luôn bị thiên thạch lao đập , tia cực tím hoành hành nên không thể có sự sống. Hydro và heli là những khí phong phú nhất trong vũ trụ nên chắc rằng khí quyển của Trái Đất lúc này cũng gồm những khí đó. Những khí có nguyên tử trọng thấp sẽ thoát vào vũ trụ vì trọng lực Trái Đất lúc đó chưa đủ để giữ chúng. Trước khi Trái Đất có nhân thì không có từ trường và không có từ quyển. Do không có từ quyển nên những khí có thể hình thành để tạo khí quyển đã bị gió Mặt Trời rấ t mạnh và dòng ion từ Mặt Trời quét mất hết. Khi từ quyển hình thành, những khí phun từ núi lửa không bị quét mất đi nữa và sẽ được tích tụ lại. Hiện nay khí do núi lửa phun ra gồm hơi nước, carbonic, di oxyt sulfur (SO2), clor, nitơ, và hydro. Chắc rằng trong Arkei núi lửa cũng phun thành phần tương tự vào khí quyển (H.6.7). Khí quyển nguyên thủy chắc chắn là rất hiếm oxy tự do, không có nitơ tự do và cũng không có tầng ozon. Ngoài ra, khí quyển nguyên thủy này còn chứa một lượng đáng kể ammoniac 130

Bảng 6.2. Thành phần khí quyển hiện nay *

Ký hiệu Phần trăm Các khí không thay đổi Nitơ N 78,08 Oxy O 20,95 Argon Ar 0,93 Neon Ne 0,002 Các khí khác 0,001 Các khí thay đổi Hơi nước H2O 0,1 – 4,0 Ozon O3 0,034 Carbonic C2O 0,0006 Các khí khác Vết Nguyên tố

Phần trăm theo khối lượng khí khô (trừ hơi nước)

Hình 6.7. Các khí do núi lửa phun đã hình thành khí quyển ban đầu. Methan và ammoniac cũng đ ược sinh ra do những phản ứng xẩy ra trong khí quyển (Wicander R. J. & Monroe S. 1993).

(NH3) và methan (CH4), cả hai đều là sản phẩm của núi lửa sau đó chịu tác dụng của phản ứng hoá học trong khí quyển. Một bầu khí quyển thiếu oxy chắc chắn đã tồn tại trong suốt Arkei. Dẫn chứng là trong đá Arkei chứa nhiều pyrit (FeS 2) và uraninit (UO2). Cả hai kh oáng vật này rất dễ bị oxy hoá trong điều kiện có oxy tự do. Có hai quá trình đã xẩy ra trong Arkei có thể tạo nên oxy tự do của khí quyển. Trước hết là sự phân ly quang hoá của hơi nước – các phân tử nước bị phá vỡ do tác dụng của tia cực tím ở thượng tần g khí quyển (H.6.8). Quá trình này bổ sung oxy tự do, tầng ozon (O3) được hình thành làm một vật chắn tia cực tím và sự hình thành oxy tự do lại hạn chế sự phân ly quang hoá. Một quá trình quan trọng nữa để tạo oxy tự do là hoạt động quang hợp của thực vật. Trong quá trình quang hợp carbonic và nước kết hợp thành chất hữu cơ và giải phóng oxy (H.6.8). Cứ như vậy, đến cuối Arkei khí quyển đã có thể chứa đến hơn 1% độ oxy hiện nay. Hơi nước là thành phần chủ yếu của khí do núi lửa phun ra, do đó khí quyển tro ng Arkei cũng chủ yếu bao gồm hơi nước. Khi Trái Đất nguội đến độ nhất định thì hơi nước có thể đọng lại trên bề mặt Trái Đất. Đã có dẫn liệu chứng tỏ đại dương đã có trong Arkei tuy chưa biết chúng lớn nhỏ ra sao. Trái Đất nguyên thủy có hoạt động núi lửa mạnh mẽ nên sự tích đọng nước trên mặt cũng diễn ra rất nhanh. Lượng nước đại dương vẫn tăng, song tốc độ cũng giảm vì lượng nhiệt để sinh ra magma ngày càng giảm (H.6.5). Kết quả nghiên cứu đồng vị của nước từ núi lửa hiện nay Bøc x¹ tia cùc tÝm

Tho¸t ra vò trô Oxy O

Ozon O

Hydro H 2

Oxy O

H¬i níc bÞ ph©n ly quang ho¸

Oxy O

Vµo khÝ quyÓn

Vµo khÝ quyÓn Carbonic CO 2

Níc HO

Oxy O

Quang hîp

Hîp chÊt h÷u c¬

Hình 6.8. Các quá trình phân ly quang hoá và quang hợp tạo oxy tự do cho khí quyển (Wicander R. J. & Monroe S. 1993).

cho thấy số lớn trong chún g là nước mặt hoàn quy.  Nguồn gốc và sự biến đổi của nước đại dương Như trên đã nói, trong lịch sử Trái Đất nước của đại dương chắc hẳn đã được hình thành từ sự ngưng tụ hơi nước do núi lửa phun lên, một phần khác được bổ sung từ sự lao đập của các vật th ể vũ trụ lên bề mặt Trái Đất. Nước biển lúc đầu có lẽ có tính chất acid vì sự hòa tan của dioxit carbon từ khí quyển nguyên thủy vốn có nồng độ carbonic cao, ngoài ra còn có các thành phần acid khác. Tuy nhiên, tính acid này không tồn tại lâu vì núi lửa phun lên rất nhiều sản phẩm giàu natri, calci 131

và sắt nên nhanh chóng làm trung hòa nước. Sự kiện này diễn ra nhanh chóng, sau đó nước biển nguyên thủy giữ được trạng thái cân bằng giữa thành phần hoá học do sông mang đến và sự hòa tan hoá học. Có lẽ tốc độ tăng trưởng của đại dương diễn ra song song với độ tăng trưởng của khí quyển nên phần lớn đại dương được hình thành vào khoảng 50 -100 triệu năm đầu khi hành tinh được bồi tụ. Hơi nước từ lòng đất theo núi lửa trào lên đã nhanh chóng ngưng tụ thành mưa, nhưng do mặt đất khi đó còn nóng bỏng nên nước mưa nhanh chóng trở thành trạng thái sôi nóng và lại bốc hơi tiếp. Chỉ ở nơi tương đối nguội lạnh một phần hơi nước mới ngưng tụ thành nước và bắt đầu hình thành đại dương. Thành phần của trầm tích biển, trước hế t là thành phần các tổ hợp khoáng vật được kết tủa từ nước đại dương sẽ cung cấp những thông tin về thành phần nước biển trong lịch sử địa chất. Các bao thể lỏng trong các khoáng vật kết tủa từ nước biển cung cấp những thông tin có giá trị. Đó là những giọt hiển vi của chất lỏng và khí bị mắc kẹt lại trong khoáng vật khi khoáng vật được hình thành. Vì thế bao thể lỏng là đại diện của thành phần hoá học chất lỏng (tức nước biển) trong quá khứ địa chất khi khoáng vật được kết tủa. Tuy ý nghĩa của bao thể lỏng rất quan trọng đối với việc nghiên cứu lịch sử nước biển, nhưng hiện nay việc nghiên cứu chỉ mới bắt đầu nên chưa cung cấp được thông tin đầy đủ về sự phát triển của nước đại dương trong lịch sử địa chất . Nghiên cứu tỷ lệ của những trầm tích đặc biệt trong những tổ hợp đá tương tự nhau ở các tuổi khác nhau cũng cung cấp thông tin quan trọng để đánh giá sự biến đổi thành phần nước biển trong các đại dương cổ. Ví dụ, khối lượng lớn trầm tích muối mỏ ( clorur natri) và thạch cao (sulfat calci) trong một số giai đoạn lịch sử địa chất đã có vai trò lớn đối với sự hạ thấp thành phần natri và calci trong đại dương thế giới. Trong lịch sử địa chất có những giai đoạn trầm tích muối và thạch cao rất lớn như trong Permi và Mesozoi sớm. Do tốc độ bổ sung muối và thạc h cao từ nguồn phong hoá và rửa trôi từ lục địa vào đại dương diễn ra rất chậm nên sự trầm tích nhanh những khoáng vật này phải gây nên sự hạ thấp đáng kể độ muối trung bình của đại dương. Xem xét mối tương quan của sự phân bố của muối mỏ, thạch cao ở tất cả các tuổi địa chất với sự bổ sung chậm chạp những khoáng vật này do phong hoá bào mòn từ lục địa, các nhà nghiên cứu biết được từ giữa Proterozoi độ muối trung bình của nước biển đã bị giảm dần. Đồng vị oxy trong trầm tích hoá học biển như đá vôi và đá s ilic cũng cung cấp thông tin về nhiệt độ nước biển khi những chất này được trầm đọng. Tỷ lệ của O18 trên O16 trong trầm tích biển và trong sản phẩm của sinh chất (như vỏ Trùng lỗ chẳng hạn) thay đổi tùy theo nhiệt độ nước biển khi hình thành trầm tích. Nhữ ng kết quả nghiên cứu hiện nay cho thấy khi nhiệt độ nước biển tăng thì tỷ lệ của O18 trên O16 trong vỏ vôi của sinh vật giảm. Thành phần đồng vị oxy của đại dương cũng thay đổi do thành phần của nước sông tải ra biển và nước từ nguồn thủy nhiệt ở các sống núi đại dương tuôn vào đại dương. Kết quả nghiên cứu các đồng vị oxy, neodym, stronti trong trầm tích hiện đại cho thấy những đồng vị này rất nhạy cảm với nguồn của các nguyên tố hòa tan trong nước biển. Hai nguồn hòa tan quan trọng là chất được tải từ s ông ra biển và chất từ nguồn thủy nhiệt dọc sống núi đại dương đưa vào nước biển . Nguồn thủy nhiệt có chất hòa tan từ manti chứa thành phần đồng vị khác hẳn với nguồn chất hòa tan từ sông tải ra. Hiện nay nguồn chất hòa tan quan trọng nhất là từ sông tải ra biển mà chúng lại có nguồn từ hoạt động phong hoá bào mòn từ lục địa. Tuy nhiên, đồng vị oxy và neodym được phân tích từ trầm tích silic biển tuổi Tiền Cambri sớm chứng 132

tỏ khi ấy nguồn chất hòa tan từ manti quan trọng hơn. Tuy vậy, vai trò của nguồn chất hòa tan trong nước biển đã thay đổi theo thời gian, trong Arkei nguồn chất hòa tan chủ yếu là từ manti nhờ núi lửa ngầm và nguồn thủy nhiệt, nhưng tình hình đã thay đổi dần và đến Phanerozoi thì nguồn chất hòa tan từ lục địa lại chiếm phần ưu trội. Sự cân bằng hai nguồn chất hòa tan có lẽ diễn ra trong Proterozoi, cách nay khoảng 2 tỷ năm. Sự thay đổi này phản ảnh sự tăng trưởng nhanh chóng của vỏ lục địa diễn ra trong Arkei muộn và Proterozoi sớm làm tăng diện tích lục địa, tạo điều kiện hoạt động phong h oá mạnh mẽ.

6.4.2. Xuất hiện sự sống trong Arkei Những di tích hiện biết cho thấy sự sống đã bắt đầu trên Trái Đất từ 3,5 tỷ năm trước đây, tuy vậy so với hiện nay thì trong Arkei sinh giới rất nghèo nàn, thưa vắng. Trong sinh quyển hiện tại có hàng triệu loài động vật, thực vật và các loại sinh vật khác, tất cả chúng đều đã trải qua sự tiến hoá lâu dài từ những dạng nguyên thủy để đạt đến sự đa dạng, phong phú như hiện nay. Trước hết, cần biết bản chất của sự sống, một sinh vật phải có khả năng trao đổi chất và sinh sản. Sự sinh sản đảm bảo sự bảo tồn giống nòi, còn sự trao đổi chất đảm bảo sự sống, sự tồn tại của bản thân cá thể. Như vậy hệ sinh sản - trao đổi chất là tiêu chuẩn đơn giản để nhận biết một sinh thể. Nhưng không phải mọi trường hợp đều như vậy, virus là một trong những trường hợp ngoại lệ đó. Chúng thể hiện là một sinh thể khi sống trong tế bào chủ, nhưng tách khỏi tế bào chủ thì chúng không có khả năng sinh sản và cũng không thể tạo ra phân tử sinh hoá. Chúng chỉ chứa rất ít vật chất di truyền, hoặc ADN (acid deoxyribonucleic) hoặc ARN (acid ribonucleic) trong bao protein. Như vậy theo tiêu chuẩn vừa 1nêu thì virus là sinh thể hay thể vô cơ ? Chúng có đặc tính của cả hai, trong trường hợp này không có một tiêu chuẩn thật rạch ròi giữa sinh thể và thể vô cơ. Vi cầu (microsphere) là một phân tử hữu cơ đơn giản nhưng có sự phức tạp sinh học lớn hơn hẳn bất kỳ chất vô cơ nào như đá chẳng hạn. Thực tế vi cầu có khả năng tăng trưởng và phân chia, nhưng theo những quá trình hoá học ngẫu nhiên mà chưa là quá trình sinh học, như vậy không thể coi chúng là sinh thể nhưng lại có những đặc tính của sự sống tuy còn rất đơn giản. Có thể cho rằng sự sống xuất hiện đầu tiên trên Trái Đất thì phải trải qua một giai đoạn tiền sinh tựa như vi cầu.  Nguồn gốc sự sống Năm 1924 nhà sinh hoá người Nga A.I. Oparin đã cho rằng sự sống bắt nguồn từ khi khí quyển của Trái Đất còn chứa rất ít hoặc không có oxy tự do. Không có oxy tự do để phá huỷ phân tử hữu cơ và không có tầng ozon để cản tia cự tím thì sự sống phải có nguồn gốc từ chất vô cơ. Các nhà nghiên cứu cho rằng có hai yếu tố cần thiết cho xuất hiện sự sống là: 1) các nguyên tố thích hợp để các phân tử có thể tổng hợp và 2) nguồn năng lượng để xúc tiến phản ứng hoá học tổng hợp các phân tử hữu cơ. Sinh chất đượ c cấu tạo từ carbon, hydro, nitơ và oxy, tất cả chúng đều có trong khí quyển dưới dạng dioxyt carbon (carbonic – CO2), hơi nước (H 2O), và nitơ (N2) và có thể cả methan (CH4) và ammoniac (NH3). Các nguyên tố cần cho sự sống (C, H, N, O) kết hợp thành phân tử hữu cơ đơn giản là monomer; năng lượng xúc tiến phản ứng có lẽ là từ bức xạ tia cực tím và các tia chớp. Monomer là cơ sở xây dựng nên các phân tử hữu cơ phức tạp hơn. Stanley Miller (1953) đã tổng hợp được một số acid amin bằng cách cho dòng khí có thành phần tương tự như khí quyển 1

microsphere

133

nguyên thủy chạy qua một bình kín (H.6.9). Hỗn hợp khí này chịu tác dụng của một tia chớp điện; tia chớp này tạo ra mọi bước sóng ánh C¸c chÊt khÝ sáng kể cả của tia cực tím. Quá trình tác động này tiếp diễn, sau một số ngày hỗn hợp trở nên B¬m ch©n vẩn đục và kết quả phân tích cho thấy một số kh«ng acid amin đặc trưng cho sinh chất đã được hình Phãng ®iÖn thành hỗn hợp vẩn đục này. Như vậy là acid amin lần đầu tiên được chế tạo trong phòng thí Lµm l¹nh nghiệm. Sau thí nghiệm của Stanley Miller, khoảng 20 acid amin của sinh chất đã được tổng hợp trong phòng thí nghiệm. Điều chế monomer trong ống nghiệm là một chuyện, nhưng các phân tử sinh chất là polymer ví dụ như protein, acid nucleic lại là liên kết của các monomer. Vì Níc s«i thế vấn đề tiếp theo là quá trình polymer hoá BÉy diễn ra như thế nào? Câu hỏi này là nan giải, Hình 6.9. Thí nghiệm của Miller S. L. tạo acid nhất là khi quá trình polymer hoá diễn ra trong amin (Wicander R. J. & Monroe S. 1993) môi trường nước, thường lại dẫn đến sự phá huỷ polymer hoá. Sidney Fox đã tổng hợp được những phân tử mà ông gọi là proteinoid bao gồm đến hơn 200 đơn vị acid amin. Ông đã khử nước của acid amin đậm đặc và phát hiện rằng khi đun nóng lập tức chúng bị polymer hoá và tạo proteinoid. Điều này làm chúng ta liên tưởng đến protobiont là một dạng trung gian giữa hợp chất vô cơ và sinh chất, nhưng protobiont có thể dễ dàng bị ti êu biến, không phát triển được nếu không có một màng mỏng bao quanh như ở tế bào hiện nay. Thí nghiệm của S. Fox chứng minh rằng các proteinoid có thể tụ tập để hình thành dạng vi cầu (H.6.10) có màng bao bọc giống như màng tế bào và tăng trưởng, phân chia giống như những vi khuẩn.

Hình 6.10. Các dạng proteinoid: a) Proteinoid dạng vi khuẩn. b) Vi cầu proteinoid (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

Có thể monomer được hình thành liên tục và trở nên rất phong phú, tích tụ trong đại dương và tạo thành một thứ tựa như cháo loãng. Theo S. Fox, các acid amin trong dạng cháo này có thể bị dồn vào bãi biển rồi do sự bốc hơi nên bị cô đặc lại và polymer hoá nhờ nhiệt; sau đó polymer lại bị trôi ra biển và chịu các phản ứng khác. 134

Chúng ta ít biết về cơ chế sinh sản ở giai đoạn tiếp sau của nguồn gốc sự sống. Các vi cầu có khả năng phân chia và được các nhà chuyên môn coi là sinh hệ nguyên k hai. Tuy nhiên ngày nay chúng ta biết rằng trong các acid amin của sinh vật thì cả ARN và ADN đều rất cần thiết cho quá trình sinh sản. Nhưng acid amin không thể tạo bản sao của mình (tức là sinh sản) nếu không có enzim mà enzim lại không thể được tạo nên nếu không có acid amin. Những thí nghiệm về sau cho thấy những phân tử nhỏ ARN có thể tự tạo bản sao không ần sự giúp sức của enzim. Từ đó có thể nghĩ rằng trong hệ nhân bản (tạo bản sao sinh học) đầu c tiên đã có phân tử ARN và một số nhà nghiên cứu đã ch o rằng trong ARN nguyên sơ có những phân tử trung gian giữa hợp chất hoá học vô cơ và phân tử ADN cơ bản của sinh giới. Nhưng sự tổng hợp tự nhiên của ARN vẫn là vấn đề bí hiểm, vì rằng chúng không thể được tổng hợp dễ dàng trong những điều kiện thông thườ ng và phổ biến trên Trái Đất. Đa số các nhà nghiên cứu cho rằng các phân tử của sinh chất đã được hình thành do tổng hợp từ những chất khí của khí quyển. Theo một số nhà nghiên cứu khác thì sự sống đã bắt nguồn từ vùng miệng phun nước nóng ở đáy đại dương, chi tiết về vấn đề này được trình bày kỹ hơn dưới đ ây trong mục “Giả thuyết nguồn gốc sự sống từ nhiệt dịch đáy biển ”. Những kết quả khảo sát các miệng phun nước nóng dưới đáy đại dương hiện nay cho thấy tại đây có những điều kiện thuận lợi cho sự sống nê n có một quần xã phong phú sinh vật. Trong Arkei những phản ứng dẫn tới sự hình thành các phân tử phức tạp chắc chắn đã xẩy ra ở vùng miệng phun nước nóng, nơi có nhiệt độ tới 200 - 350o C. Khí được toả ra từ sống núi đại dương hiện nay chứa carbonic, methan, và ammoniac, chúng có tiềm năng tạo được phân tử hữu cơ. Nhiệt độ cao của vùng miệng phun nước nóng ở sâu dẫn đến thành tạo phân tử hữu cơ, ở miền nước nông sẽ hình thành acid amin, ARN và AND (H.6.11). Zeolit và sét do sản phẩm rửa lũa dọc vách miệng phun làm thành một bề mặt thuận lợi cho sự thành tạo các phân tử hữu cơ phức tạp. Tại vùng miệng phun nước nông, đường và các hợp chất khác có thể được thành tạo và nơi gần miệng phun có thể xuất hiện những tế bào dị dưỡng. Những tế bào này có thể lấy năng lượng từ sự oxy hoá các khí như hydro sulfur được tỏa ra từ miệng phun. Sự hình thành quần xã vi sinh dị dưỡng ở vùng miệng p hun dưới đáy đại dương hiện nay hoàn toàn phù hợp với mô hình vừa trình bày. Cần chú ý rằng hoạt động núi lửa trong Arkei rất mạnh nên các miệng phun nước nóng cũng rất phổ biến, do đó khả năng xuất hiện sự sống trong điều kiện này càng lớn. Một vấn đề khá c liên quan với nguồn gốc sự sống là hiện tượng lao đập của thiên thạch lớn lên bề mặt Trái Đất. Những nghiên cứu lịch sử Mặt Trăng cho phép xác định rằng những thiên thạch lớn (cỡ tiểu hành tinh) cũng lao đập lên bề mặt Trái Đất trong suốt kỷ nguyên

Hình 6.11. Chuỗi sự kiện ở nguồn n ước nóng ngầ m dưới biển có thể dẫn đến phát nguồn sự sống. (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

135

Haden. Bằng mô hình cho thấy sự lao đập của một thiên thạch có kích thước cỡ 1000 km có thể làm bốc hơi toàn bộ đại dương và môi trường dẫn đến sự sống cũng bị huỷ diệt. Sự lao đập của một thiên thạch bằng một nửa kích thước vừa nêu cũng đủ làm bốc hơi nước đại dương đến độ sâu mà ánh sáng Mặt Trời có thể xuyên tới. Do chứng liệu hoá thạch cho thấy đã có khuẩn lam (Cyanobacteria) cách nay 3,6 tỷ năm và sinh thể quang hợp cách nay 3,8 tỷ năm nên có thể giả định rằng những lao đập của những thiên thạch cỡ tiểu hành tinh đã có từ khoảng 4 tỷ năm trước.  Giả thuyết nguồn gốc sự sống từ nhiệt dịch đáy biển Vào cuối những năm 1970 một phát hiện làm các nhà nghiên cứu ngạc nhiên về hiện tượng sống tại các nguồn nhiệt dịch đáy đại dương. Tại các sống núi đại dương, nước t hấm lọc qua basalt đã đông cứng và bị đun nóng do nguồn magma của rift rồi thoát ra dưới đáy đại dương với độ nóng tới 350 o trong khi nước biển tại đây thông thường chỉ khoảng 2 o. Nguồn nước dạng geyser đáy biển này rất giàu H2S và nhiều sulfur kim loại nên khi thoát ra chúng tạo cho nước trở thành màu đen. Xung quanh nguồn thoát nhiệt dịch ở độ sâu 2500 m này đã hình thành một hệ sinh thái kỳ lạ gồm nhiều dạng Giun ống, Chân rìu, Giáp xác, Hải quỳ, Chân bụng và những loại cá nhỏ kỳ lạ. Những “ổ nhiệt dịch” này chứa một sinh khối gấp 10 000 - 100 000 lần so với môi trường bình thường ở cùng độ sâu, là nơi mà sinh vật đa bào rất hiếm. Chuỗi thức ăn của quần hợp động vật nhiệt dịch dựa trên cơ sở cộng sinh phụ thuộc trước hết vào vi khuẩn hoá dưỡng khử sulfur. Chúng hoạt động oxy hoá H 2S theo phản ứng: 6O 2 + 24 H2S + 6CO2  [C6H12O6] + 24S + 18H2O thay vì phản ứng quang hợp: 6CO 2 + 6 H2O  [C6H12O6] + 6O2. Từ phát hiện trên đây đã xuất hiện ý tưởng về nguồn gốc sự sống từ nguồn nhiệt dịch dưới đáy đại dương. Đ iều này xuất phát từ nhận định rằng sự thoát nhiệt dịch rất phổ biến trong Arkei và có đủ các nhân tố cần thiết như H2, N2, CO, H2S, CH4, H2O. Magma đưa lại nguồn năng lượng liên tục, những phân tử hữu cơ và sau đó các polymer được tổng hợp không ngừng; chúng là bước khởi đầu cho sự tiến hoá hoá học trong điều kiện hoá lý không oxy, thuận lợi cho sự hình thành những sinh thể c ổ xưa có kiểu trao đổi chất hoá dưỡng yếm khí. Trong giả thuyết này vỏ đại dương là nền tảng và nơi thoát nhiệt dịch là động lực cho việc xuất hiện sự sống. Hiện nay quá trình trên không thể xẩy ra trong điều kiện nước dưới sâu cũng giàu oxy. Trong những điều kiện áp suất và nhiệt độ cao gần nguồn nhiệt dịch ngầm, các phân tử hữu cơ trở nên rất không ổn định để tồn tại lâu và do đó giả thuyết nguồn gốc sự sống từ nhiệt dịch đáy biển là không đủ cơ sở. Tuy vào những năm cuối thập kỷ 80 của thế kỷ 20 cũng đã có thí nghiệm tạo được acid amin từ hỗn hợp N2 + CO2 + CH4 + H2O trong điều kiện nhiệt độ và áp suất tương tự như ở nguồn nhiệt dịch đáy đại dương (250 atm, 260 và 350 oC), nhưng kết quả này chưa được kiểm định. Dù sao giả thuyết này cũng đã có những dữ liệu rất đáng chú ý và cần được tiếp tục kiểm định chính xác hơn. Ngoài những giả thuyết trên đây được nhiều người chú ý cũng còn giả th uyết về nguồn gốc sự sống từ vũ trụ, nhất là trong vài chục năm gần đây các nhà vật lý thiên văn đã quan sát được những phân tử hữu cơ chứa đến 11 nguyên tử carbon. Chúng tạo thành bề mặt của nhiều hạt gian tinh tú và cũng chứa CH 4, H2O, NH3 tức là những phân tử được dùng trong thực nghiệm Miller, cùng với HCN và HCHO là những phân tử cơ bản cho tiến trình hoá học tới vật chất hữu cơ .  Những sinh vật đầu tiên Trước đây các nhà địa chất thường xem các đá Tiền Cambri là những thành hệ không có di tích hữu cơ. Kết quả nghiên cứu trong những thập kỷ gần đây cho thấy không phải vậy, vì ngay 136

từ đầu Cambri sinh vật đã rất phong phú và đa dạng thì chắc rằng chúng đã có một lịch sử phát triển lâu dài trước đó – trong Tiền Cambri. Tuy vậy, cho đến nay sự sống trong Tiền Cambri vẫn còn được biết rất ít, có nhiều di tích trước đây nghi ngờ là có nguồn gốc sinh vật thì về sau nhờ các phương tiện khoa học lại được chứng minh rằng chúng có nguồn gốc vô cơ. Những di tích hoá thạch cổ nhất thuộc dạng sinh vật quang hợp giống như vi khuẩn lam, nhưng quang hợp là quá trình trao đổi chất phức tạp và như vậy chắc chắn rằng sinh vật không quang hợp đã xuất hiện trước khi có sinh vật quang hợp. Đáng tiếc là chúng ta không có những di tích của những loại sinh vật nguyên thủy không quang hợp này, nhưng cũng có thể dự đoán rằng chúng phải có dạng như vi khuẩn nhỏ li ti. Khi khí quyển chứa rất ít hoặc không chứa oxy tự do thì sinh vật này phải là loại kỵ khí và dĩ nhiên chúng phụ thuộc vào chất dinh dưỡng bên ngoài tức là sinh vật d ị dưỡng (khác với chúng là sinh vật tự dưỡng, có khả năng tự tạo chất dinh dưỡng, tức là khả năng quang hợp). Những sinh vật này đều là đơn bào, tế bào không có nhân gọi là sinh vật không nhân hay Prokaryota (1). Nguồn dinh dưỡng của những sinh vật dị dưỡn g, sinh vật không nhân nguyên thủy thuở Arkei có lẽ là từ triphosphat adenosin (TPA) là hợp chất cần cho nhu cầu năng lượng trong tế bào. TPA có thể dễ dàng tổng hợp được từ khí và phosphat, vì vậy chúng ta có thể tin rằng trong đại dương Arkei của Trái Đấ t đã có TPA và như vậy những dạng sống nguyên thủy trong Arkei có thể dễ dàng kiếm được TPA ở môi trường xung quanh. Tình huống này có lẽ tồn tại không lâu vì ngày càng nhiều tế bào Prokaryota thì lượng TPA trở nên không đáp ứng nổi nhu cầu của chúng. Một phương thức khác ra đời để thoả mãn nhu cầu năng lượng, xuất hiện sinh vật đầu tiên sử dụng sự lên men. Lên men là một quá trình trao đổi chất kỵ khí phức tạp, trong đó những phân tử như đường bị phân tách để giải phóng dioxyt carbon, rượu và năng lượng. C hính các loại Prokaryota là tác nhân trong các quá trình lên men hiện nay. Sự kiện quan trọng trong đời sống Trái Đất trong Arkei là cách đây 3,5 tỷ năm xuất hiện các dạng sống tự dưỡng, có khả năng quang hợp. Đó là các tế bào Prokaryota kỵ khí, chúng không còn phụ thuộc vào nguồn dinh dưỡng bên ngoài nữa mà tự tạo ra cho mình (H.6.12). Trong đá Arkei ở Nam Gre enland đã phát hiện những hợp chất gọi là kerogen, chúng được hình thành cùng thời với quá trình trầm tích. Phân tích đồng vị cho ta thấy tỷ lệ 13C / 12C trong kerogen Arkei khác với tỷ lệ này trong vật chất vô cơ và tương tự như tỷ lệ 13C / 12C của sinh vật hiện nay. Như vậy là đã có chứng cớ về sự có mặt sự sống trong những đá cổ nhất hiện biết cách đây 3,9 tỷ năm ở Canada và 3,8 tỷ năm ở Nam Greenland. Hiện nay có ba dạng vi cấu trúc được coi là di tích hoá thạch trong đá phiến silic của Arkei (tuổi 1

Hình 6.12. Các dạng Prokaryota trong đá Arkei (cách nay 3,3 - 3,5 tỷ năm). a và c: ảnh chụp hoá thạch trên kính hiển vi. b và d: phục dựng dạng hoá thạch a và c. (Wicander R. J. & Monroe S. 1993 ).

Prokaryota (sinh thể không nhân) là nhóm sinh giới nguyên thuỷ có cấu trúc chất nguyên sinh đơn giản, không có nhân. Một nhóm lớn và tiến hoá hơn là Eukaryota (sinh thể có nhân) có cấu trúc nguyên sinh chất phức tạp hơn, có nhân được bao bọc bằng một màng tế bào chất.

137

khoảng 3,6 tỷ năm). Cấu trúc dạng que là dạng cấu trúc đơn giản dài chưa đến 1 m, rất giống với cấu trúc của vi khuẩn hiện nay nên được coi là vi khuẩn hoá thạch. Cấu trúc dạng sợi dài vài m cũng có thể là một dạng hoá thạch, nhưng chưa chắc chắn. Cấu trúc dạng cầu cho ta liên tưởng tới tảo hay vi khuẩn lam khá phong phú trong nhiều đá phiến silic Arkei, đường kính 5 - 10m. Một số dạng cầu này được biến thành hoá thạch trong quá trình phân bào. Tất cả ba dạng nêu trên có lẽ đều là thuộc vi khuẩn đơn bào có tuổi cách ngày nay 3,6 tỷ năm. Việc tìm thấy và lý giải về stromatolit trong các đá cổ có ý nghĩa quan trọng trong nghiên cứu cổ sinh Tiền Cambri. Đó là những cấu trúc phân lớp mảnh mai dạng trụ cao 2 - 6cm, khá phổ biến trong các lớp đá phiến silic Arkei cách nay 3,6 tỷ năm ở Tây Australia. Charles Walcott (1954) là người đầu tiên coi đó là sản phẩm từ hoạt động của tảo giống như kiểu ám tiêu. Chúng được trầm đọng do tảo hay vi khuẩn trong môi trường nước nông thuộc các bồn gian triều, ở đó trầm tích bay hơi cũng được trầm đọng. Nghiên cứu hoạt động hiện tại của khuẩn xanh lam (Cyanobacteria) ở vịnh Cá Mập (Shark Bay – Australia) cho thấy dạng cấu trúc hoàn toàn giống stromatolit được hình thành do những bẫy dạng tấm nhầy của khuẩn xanh lam giữ những hạt trầm tích mịn lại mà thành. Những cầu thể carbon trong đá Arkei (có tuổi 3,8 tỷ năm ở Greenland) cũng có thể có nguồn gốc sinh vật, nhưng vấn đề này chưa được xác nhận rộng rãi.

6.5. KHOÁNG SẢN TUỔI ARKEI Trong đá Arkei có nhiều loại khoáng sản khác nhau nhưng quan trọng nhất là vàng. Đặc biệt, trong các đá Arkei và Proterozoi ở gần Johanesburg (Nam Phi) đã chứa tới hơn 50% sản lượng vàng của thế giới, phần lớn chúng nằm trong các tầng cuội kết. Những mỏ vàng lớn trong đá Arkei cũng gặp ở Bắc Mỹ, Siberi và nhiều nơi khác trên thế giới. Tư liệu lịch sử cho biết vàng đã được loài người sử dụng trên 6000 năm nay, nếu trước đây vàng chỉ được sử dụng làm đồ trang sức và được coi là biểu hiện của sự giàu sang thì ngày nay phạm vi sử dụng của vàng rộng lớn hơn nhiều. Tuy vẫn được sử dụng theo truyền thống nhưng bên cạnh đó vàng được dùng trong kỹ thuật cao cấp, như điện, kỹ thuật pha lê và trong hoá học. Nhiều mỏ sulfur kẽm, đồng, nikel v.v… cũng được phát hiện trong đá Arkei như ở Australia, Zimbawe, Bắc Mỹ, Siberi v.v… Phần lớn chúng liên quan với hoạt động nhiệt dịch kết hợp với các đai đá lục nguồn gốc phun trào; thực tế người ta đã phát hiện chúng ở cận kề các miệng nhiệt dịch hoặc cận kề sống núi tách giãn. Khoảng 1/4 trữ lượng crom trên thế giới đã được phát hiện trong đá Arkei, đặc biệt ở Zimbawe. Chúng thường nằm trong các đai đá lục và có lẽ được hình thành khi các tinh thể được thành tạo, tích đọng lạ i và chìm xuống phần dưới của các thể xâm nhập nhất là các thể mafic và siêu mafic. Đại bộ phận quặng sắt trên thế giới thuộc về các trầm tích sắt phân dải tức quarzit sắt hay jaspilit Tiền Cambri, chủ yếu là Proterozoi, tuy nhiên quarzit sắt tuổi Arkei cũng chiếm khoảng 6% trữ lượng sắt trên thế giới. Pegmatit cũng khá phổ biến trong đá xâm nhập tuổi Arkei, nhưng mỏ có giá trị chỉ thấy ở Rhodesia (Châu Phi). Nhiều nơi trong pegmatit Arkei cũng chứa đá quý và lithi, berylli, đất hiếm như cesi. Ở Việt Nam, liên quan với các đá biến chất loạt Sông Hồng có các thân pegmatoid làm nguyên liệu sứ gốm, kaolin hình thành từ các thân pegmatoid bị phong hoá; các thân pegmatoid chứa rubi, các đá phiến silimanit cao nhôm, các mỏ graphit. 138

Chương 7

PROTEROZOI Một giai đoạn lịch sử gần 2 tỷ năm, dài nhất trong lịch sử địa chất, trước đây gọi là nguyên đại Proterozoi, nhưng hiện nay được coi là một Liên nguyên đại gồm 3 nguyên đại là Paleoproterozoi, Mesoproterozoi và Neoproterozoi. Thời gian của Liên nguyên đại này dài như vậy nhưng hiểu biết của các nhà địa chất về các sự kiện xẩy ra trong Liên nguyên đại này còn ít so với những hiểu biết về lịch sử 540 triệu năm của Phanerozoi. Tuy vậy, so với lịch sử Arkei thì lịch sử Proterozoi cũng được t ìm hiểu nhiều hơn (Bảng 7.1), trước hết nhờ trong địa tầng Proterozoi đã có chứa một số di tích hoá thạch, thứ nữa sự phá huỷ biến dạng của đá Proterozoi cũng kém hơn nhiều so với đá của Arkei. Bảng 7.1. Một số sự kiện địa chất trong Proterozoi

Hoạt động magma Mesoproterozoi 1600

Tạo núi Toàn Phi

Tạo núi Baicali

Tách giãn nội lục

Tạo núi Grenville

900

Trầm tích màu đỏ cổ nhất Hợp tụ Laurentia

2000

Ophiolit cổ nhất Thành tạo phần lớn quarzit sắt phân dải

2500

Băng hà phổ biến

Hình thành siêu lục địa Rodinia

540

Sự kiện lịch sử địa chất Phá v ỡ Rodinia

Mesoproterozoi N e o p r o terozoi Paleoproterozoi

P R O T E R O Z O I

Địa thời và tuổi (triệu năm)

Băng hà Arkei muộn (?) – Paleoproterozoi Biến dạng Arkei muộn

Chữ số trong bảng: triệu năm

Đá Proterozoi rất phổ biến trên thế giới, tuy ngày nay chúng thường một phần hay toàn bộ bị các đá trẻ hơn phủ lấp. Tư liệu đồng vị cho th ấy trong đá Proterozoi có nhiều phần là do đá Arkei bị tái tạo; đó là trầm tích Proterozoi ở những đai động, đã chịu tác động của nhiều pha biến dạng và biến chất, tác động của hoạt động magma. Nhiều vùng rộng lớn thuộc đới dịch

139

trượt phản ánh khu vực hút chìm trong vỏ Proterozoi. Vỏ mới được hình thành do hoạt động của manti đã thấy rõ trong các đá Proterozoi ở Bắc Mỹ, Scandinavia và Arabia Saudit v.v... Đá xâm nhập granitoid (granit và granodiorit) Proterozoi xuyên nhập vào đá của vỏ trên và có thể chứa cả đá không uốn nếp của Phanerozoi nằm bất chỉnh hợp ở phía trên. Vỏ Proterozoi cũng chứa gabro, xâm nhập phân tầng, anorthosit và vô số đai mạch mafic. Tuy phần lớn đá Proterozoi gần gũi với đá dạng Arkei nhưng những tổ hợp đá Proterozoi tương tự như Phane rozoi thể hiện khá rõ. Điều này chứng tỏ kiến tạo mảng kiểu mới đã được xác lập từ cách đây hơn 2 tỷ năm.

7.1. CÁC TỔ HỢP ĐÁ PROTEROZOI 7.1.1. Tổ hợp đá của nền Trầm tích nền phân bố rộng rãi trên các lục địa Proterozoi, điển hình là ở các khiên Canada, Baltic. Trong nhiều trường hợp trầm tích chủ yếu gồm cát kết hạt thô, phân lớp xiên tướng biển ven bờ hoặc trầm tích sông, tuy đôi khi cũng gặp trầm tích vụn núi lửa, carbonat và pelit. Nhiều nơi cũng gặp tilit, điều này chứng tỏ có hoạt động băng hà trong cả Paleoproterozoi và Neoproterozoi. Trong cuội kết của Paleoproterozoi chứa những vụn uraninit thể hiện môi trường khí quyển nghèo oxy, nhưng ở phần trên của mặt cắt Proterozoi ta lại đã gặp trầm tích màu đỏ ở đôi nơi cho ta thấy môi trường oxy h oá đã tăng dần theo thời gian. Một trong những loại đá Proterozoi phổ biến nhất của vỏ trên là cát kết thạch anh; những vụn thạch anh của chúng có lẽ do hoạt động phong hoá và bào mòn từ granit và gneis. Để có được loại cát kết thạch anh như vậy đã phải có hoạt động phong hoá hoá học mạnh mẽ để có thể cung cấp được vụn thạch anh sạch được tích đọng lại trong các bồn trầm tích , không lẫn felspat. Mặt khác tốc độ phân huỷ felspat được đẩy nhanh khi có điều kiện môi trường linh hoạt cao như bãi triều hoặc lòng sông là những nơi cát thạch anh sạch có thể được hình thành mà không cần quá trình phong hoá. Tổ hợp trầm tích nền gặp trong ba bối cảnh kiến tạo là rìa lục địa thụ động, rìa nền của các bồn sau cung và bồn nội nền (bồn nội lục). Trong các bối cảnh kiến tạo rìa lục địa thụ động và bồn sau cung thì cột địa tầng dày dần về phía đại dương. Thực tế cho thấy các loạt nền Paleoproterozoi - Mesoproterozoi rất phổ biến trên các lục địa chứng tỏ các nền đã có vai trò quan trọng ngay từ Paleoproterozoi. Phù hợp với những điều này, có lẽ đến 60% vỏ lục địa hiện nay đã trở thành nền bình ổn từ Paleoproterozoi, cách đây khoảng 2,4 tỷ năm.

7.1.2. Tổ hợp đá tạo núi xô húc

(1)

Đá lục của Proterozoi rất giống với đá lục Arkei, chỉ khác là thường vắng mặt komatiit. Điểm đặc trưng của chúng là có tỷ lệ cao vụn núi lửa ngầm, có dạng của trầm tích cung và basalt dạng gối điển hình cho dung nham ngầm dưới biển. Đá lục chứa một lượng lớn grauvac có nguồn gốc turbidit như thớ lớp tăng cấp và nhiều biểu hiện khác. Ngoài đá lục ra ta còn gặp cuội kết, đá phiến silic, quarzit sắt, đá phiến, và cả carbonat nữa. Đôi khi các phức hệ đá Proterozoi cũng khó phân biệt với các loạt đá lục Arkei. Đá lục Proterozoi bị nhiều loại đá xâm nhập dạng cung xuyên nhập, phổ biến là các đá từ tonalit đến granit, granodiorit. Điều này khác với các thành hệ đá Arkei vì trong tổ hợp đá lục - granitoid tuổi Arkei thì tonalit thường chiếm 1

Collision

140

tỷ lệ áp đảo. Trái lại, phần lớn đá lục Proterozoi có những nét gần gũi với các loạt đá mới và đặc biệt là các loạt trầ m tích cung rìa lục địa . Có lẽ tư liệu về tạo núi cung xô húc Proterozoi được nghiên cứu rõ nét nhất là tạo núi Wopmay ở Bắc Canada. Cách đây 2,1 tỷ năm vỏ Arkei của Tây Bắc Canada bị tách tạo thành một đại dương nhỏ. Vào khoảng 1,92 tỷ năm sự xô húc của vỏ đại dương phía tây bắt đầu (H.7.1A) dẫn đến sự xô húc cung lục địa cách nay 1,9 tỷ năm (H.7.1B). Những khối batholit được định vị trong quá trình x ô húc và biến dạng này, tiếp sau sự xô húc là một đới hút chìm hình thành và sinh ra một cung mới (H.7.1C) vào khoảng 1,87 tỷ năm trước đây. Đứt gãy Wopmay, một đứt gãy trượt bằng nghiêng lớn, được hình thành ứng với sự xô húc nghiêng vào thời kỳ này. Rìa mảng hội tụ cũng hình thành vào khoảng thời gian này ở Tây Hoa Kỳ và Scandinavia, Brazil và Tây Châu Phi (1,8 - 1,65 tỷ năm). Tàn dư của hệ cung đảo Proterozoi cũng được phát hiện ở Đông Bắc Châu Phi, Arabia và ở Bắc Đại Tây Dương. Di tích của chu Hình 7.1. Tái dựng lịch sử kiến tạo của đai tạo núi kỳ Winson thể hiện rõ nét ở Tây Proterozoi Wopmay (Condie K. C. & Sloan R. E. 1998) Châu Phi, ở dải Dahomay-Pharusi, hiện tượng này xẩy ra do sự tách nền Tây Châu Phi tạo thành một đại dương nhỏ vào khoảng 800 triệu năm trước đây (H.7.2). Tài liệu cổ từ cho thấy đại dương nhỏ này không rộng hơn vài trăm kilomet. Một cung rìa lục địa phát triển dọc theo phía đông của bồn cho thấy bồn bắt đầu đóng lại vào khoảng 700 triệu năm trước đây. Sự xô húc lục địa xẩy ra vào khoảng 700 – 650 triệu năm được minh chứng bằng lớp phủ, một đới khâu với ophiolit và nhiều khối granit của vỏ dưới. Rìa đông bắc của nền Châu Phi có lịch sử khác, có nhiều cung đảo hàn nối với nền nhờ xô húc vào khoảng 1000 và 600 triệu năm, ví dụ Arabia gắn vào Châu Phi do xô húc cung lục địa vào thời gian này. Đá núi lửa Neoproterozoi ở Newfoundland và cá c vùng khác của Bắc Đại Tây Dương cũng là những tàn dư của hệ bồi tụ Neoproterozoi. 141

7.1.3. Tổ hợp ophiolit Ophiolit và tổ hợp trầm tích biển sâu được xác định trong lịch sử địa chất 2 tỷ năm trước đây. Một trong những ophiolit cổ nhất được biết đến mà có những thành phần chủ yếu trong trật tự địa tầng là phức hệ Jormua ở Phần Lan (H.7.3). Mặc dù ophiolit cổ hơn đã được xác định nhưng chúng ta vẫn thiếu tư liệu có tính thuyết phục về phức hệ mạch (dyke) phân tầng và đá siêu mafic phân lớp. Ophiolit Paleoproterozoi dày nhất và rộng nhất đã được phát hiện ở Canada. Mặc dù một số ophiolit được nghiên cứu tốt, có tuổi 1000 triệu năm nhưng rất nhiều tư Hình 7.2. Chuỗi sự kiện tách và xô húc nền Tây Phi trong liệu cho tuổi ophiolit 1000 - 600 triệu Neoproterozoi (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998) năm đã được nghiên cứu ở Châu Phi, Nam Mỹ, và một số vùng ở Nga. Cũng giống như ophiolit Phanerozoi, phần lớn ophiolit Proterozoi có thành phần hoá học tương tự như của cung núi lửa. Điều này cho ta nghĩ rằng chúng là những mảnh của vỏ đại dương liên quan với cung hoặc sau cung hoặc bồn sau cung.

7.1.4. Tổ hợp đá tách giãn lục địa Hiện tượng tách giãn lục địa được ghi nhận bắt đầu từ cách đây 2000 - 2300 triệu năm, nhưng phổ biến nhất cách đây khoảng 1000 triệu năm. Các tổ hợp đá tách giãn lục địa Proterozoi rất khác nhau. Đá núi lửa gồm basalt, ryolit và cả các loại dung nham ngầm, dung nham lục địa. Kết q uả nghiên cứu hoá học và đồng vị cho thấy basalt có nguồn gốc từ manti, các đá núi lửa tổ hợp felsit và granit có nguồn gốc vỏ. Ryolit và các đá liên quan thường có dạng dòng tro, trầm tích thường ở dạng arkos, cuội kết có lẽ được tạo thành trong quá trình các rìa rift nâng trồi nhanh. Khi mực bào mòn sâu, các đá xâm 142

Hình 7.3. Dãy ophiolit Proterozoi thuộc phức hệ mafic – siêu mafic Jormua ở Phần Lan

nhập như granit và syenit có thể lộ ra. Phần lớn các loạt tách giãn dường như được thành tạo trong các rift nội nền và máng nền, một số rift Paleoproterozoi là một phần của những hệ rift rộng lớn như ở Nam Phi (1,8 - 1,7 tỷ năm). Khoảng 1000 -700 triệu năm trước đây (Neoproterozoi) là thời gian thui chột rift trong các lục địa, tức là các rift không phát triển để tách các lục địa. Nhiều rift Neoproterozoi đã được phát hiện ở Bắc Mỹ, Đông Âu nhưng rift có thể phát triển để tách lục địa chỉ được xác nhận ở Bắc Đại Tây Dương để phân tách lục địa và hình thành đại dương Iapetus (xem lịch sử Paleozoi sớm). Một số phức hệ đá phức tạp thấy trong các bồn dạng tuyến tuổi Paleoproterozoi Mesoproterozoi ở Australia. Những tập hợp đá của những bồn này bao gồm đá có nguồn gốc từ phiến sét và cát kết với một số thành phần đá núi lửa khác nhau, chúng dường như được trầm đọng trên vỏ cổ hơn của Tiền Cambri và không điển hình cho kiểu rift hoặc kiểu nền. Bối cảnh kiến tạo của những trầm tích này đang là đề tài thảo luận , tuy nhiều nhà địa chất cho rằng chúng thuộc một kiểu rift nào đó. Đáng lưu ý là rất ít hay hầu như không có loạt trầm tích cung được mô tả ở Australia. Có thể là những loạt đá bồi tụ kiểu cung tro ng Paleoproterozoi ở Bắc Mỹ và Scandinavia khác với Australia. Australia có thể đã chịu tác động của một lực căng lớn dẫn đến tách giãn làm vỡ các vi lục địa, trong khi đó Bắc Mỹ và Tây Âu lại là nơi hút chìm và cung xô húc .

7.1.5. Tổ hợp đai mạch diabas Đai mạch diabas trong các khiên Tiền Cambri nhiều vô kể, xuyên cắt vào lục địa Proterozoi, hàng ngàn mạch lộ ra trên một diện rộng tới 500 km, dài đến 3000 km, phần lớn chúng thuộc tuổi Proterozoi tuy cũng có mạch tuổi Arkei. Mỗi mạch có bề ngang từ dưới 1 m đến hơn 500 m (trung bình 40 – 120 m) và dài đến 500 km, phương và độ dốc của chúng ổn định trên một khoảng cách lớn. Độ dốc thường rất lớn với độ lệch so với phương thẳng đứng >20o. Tại những nơi độ sâu bào mòn ít thì bề rộng của mạch thường lớn, điều này chứng tỏ mạch được mở rộng ở phần trên của vỏ và khoảng cách của mạch biến thiên từ 0,5 đến 3 km với sự phân nhánh mạch theo chiều đứng và bề ngang. Những mạng mạch xuyên lên vào các thời điểm 2500; 2380; 2150; 1850; 1270 và 1150 triệu năm . Có vẻ như các mạch diabas được hình thành cùng với những sự kiện tách giãn lớn. Trong các giai đoạn tách giãn sớm các mạch phát triển theo hướng tỏa tia từ điểm nguồn và thường song song với trục rift. Một bồn đại dương có thể được mở ra giữa hai hoặc nhiều hướng mạch, khi xâm nhập mạch ngừng và hoạt động magma tập trung dọc theo sống núi đại dương. Trong trường hợp các mạch xuyên vào nhánh tắt của mối nối chĩa ba thì chúng sẽ được bảo tồn nếu nằm trên mảng bị cuốn hút.

7.1.6. Tổ hợp granit-anorthosit Đã quan sát đượ c những đai rộng lớn của tổ hợp granit-anorthosit kéo dài từ Bắc Mỹ đến Labrador chạy qua Greenland và chạy tiếp đến Scandinavia; ở Siberi cũng gặp những dải tương tự. Anorthosit là loại đá xâm nhập hạt thô gồm chủ yếu là plagioclase, thường không lộ tốt, với nhiều loại granit; trong khi đó granit thường có dạng khối và được định vị trong thời kỳ biến dạng yếu. Tuổi của tổ hợp granit-anorthosit vào khoảng 1000 - 1750 triệu năm, những loại phân bố rộng nhất và cổ nhất là ở Phần Lan, có tuổi 1750 triệu năm. N hững tổ hợp granit -anorthosit gần gũi nhau có lẽ có mối quan hệ nguồn gốc với nhau, nhưng những nghiên cứu địa hoá và đồng vị 143

lại cho thấy những đá này không cùng một nguồn magma mẹ do kết tinh phân đoạn hoặc cùng một nguồn nóng chảy bộ phận. Tư liệu cho t hấy anorthosit tương ứng với sự kết tinh phân đoạn của magma basalt từ manti trên. Magma granit có thể sinh ra do nóng chảy bộ phận của đá vỏ dưới và nhiệt gây nóng chảy vỏ có thể do basalt kết tinh trong buồng magma ở vỏ dưới . Bối cảnh kiến tạo của hệ gra nit-anorthosit là vấn đề nan giải đối với các nhà địa chất, chúng ta không gặp dạng tương tự trong Phanerozoi. Cả hai mô hình tách giãn nền (rift nền) và rìa hội tụ đều được đưa ra nhằm giải thích điều này. Thành phần hoá học của granit cho ta nghĩ đến chú ng thuộc bối cảnh tách giãn (rift) hoặc nền. Mặc dù cơ sở dữ liệu có vẻ như phù hợp với chế độ căng giãn đối với hệ granit -anorthosit Proterozoi, nhưng không thể cho chúng cũng giống như hệ tách giãn lục địa Proterozoi. Có vẻ như một hoặc nhiều sự kiện vượ t quá thời gian từ 1000 đến 1750 triệu năm là nguyên nhân gây ra loạt này, nhưng bản chất của hiện tượng vẫn còn chưa biết rõ .

7.1.7. Xâm nhập phân tầng Nhiều xâm nhập phân tầng đã được hình thành trong Proterozoi, lớn nhất là phức hệ Bushveld ở Nam Phi, dày 8 km và phủ trên một diện tích hơn 66 000 km2, được hình thành vào khoảng 2000 triệu năm trước đây. Sự phân tầng có chu kỳ được giải thích là do sự tiêm nhập của magma mới vào buồng magma phân đoạn. Những thể magma phân tầng lớn là nguồn của khoáng sản kim loại như crom, kền, sắt và trong phức hệ Bushveld còn có platin. Phần lớn xâm nhập phân tầng được thành tạo trong môi trường căng giãn và liên quan với các rift lục địa lớn hoặc rift mới phôi thai ở nền.

7.2. HOẠT ĐỘNG KIẾN TẠO 7.2.1. Tiến hoá vỏ trong Paleoproterozoi Sự phân bố rộng rãi nhiều phức hệ vỏ lục địa Proterozoi là do vỏ cổ hơn được tái hoạt động. Sự tái hoạt động bao gồm biến dạng, biến chất và tái nóng chảy từng phức hệ của vỏ cổ hơn thường phổ biến trong Proterozoi nhiều hơn trong Ark ei. Sự tăng trưởng đột ngột vỏ tái hoạt động trong Proterozoi có lẽ phản ảnh sự tăng trưởng nhanh các lục địa vào Arkei muộn; trước đó rất ít lục địa được tái hoạt động. Mặc dù có nhiều mô hình kiến tạo mảng đã được đề xuất, nhưng ngày càng có nhiều dẫn liệu cho thấy phần lớn sự tái hoạt động của vỏ là do kết quả của hiện tượng xô húc. Ví dụ sự tái hoạt động của phần lớn Trung Á và xa hơn về ph ía bắc là hồ Baikal đều do sự xô húc Ấn Độ - Tây Tạng bắt đầu từ 50 triệu năm trước đây. Những hoạt động đứt gãy p hổ biến cùng với hoạt động núi lửa ở phía đông Trung Á là do mức vỏ dưới sâu bị tái hoạt động mạnh mẽ trong quá trình xô húc này. Chứng liệu phân tích đồng vị cho thấy sự phổ biến của tái hoạt động trong các đai tạo núi của Phanerozoi như tạo núi Appalache và tạo núi Hercyni. Trở ngại đối với việc tìm hiểu sự tạo núi xô húc Proterozoi là thiếu các đới khâu. Tuy thế nhưng ngay nơi lộ ra vỏ ở độ sâu của các lục địa Proterozoi tái hoạt động thì các đới khâu cũng khó xác định. Ví dụ điển hình về đới khâu Kainoz oi là đới Indus ở Hymalaya; đới khâu này khó xác định ngay cả trong trường hợp mức sâu của đới khâu lộ ra, như ở vùng Nanga Parbat của Hymalaya. Đá của cả hai phía của đới đều là đá biến chất bị biến dạng phức tạp khó phân biệt 144

với nhau. Nếu so sánh mức của vỏ đới khâu Indus với tạo núi Proterozoi thì thấy có sự giống nhau rõ rệt, và khó mà nhận ra được đới khâu ở vị trí sâu. Trong phạm vi hiểu biết hiện nay của địa chất học về chế độ kiến tạo Phanerozoi thì không cần thiết tạo ra một mô hình kiến tạo mới cho các khu vực tái hoạt động mạnh mẽ của Proterozoi. Những khu vực này được coi như những khu vực tạo núi xô húc. Sử dụng các kết quả nghiên cứu chi tiết bằng các phương pháp đồng vị cho thấy trên cùng một khu vực vỏ, hiện tượng tái hoạt động có thể tác đ ộng nhiều lần, lịch sử tái hoạt động phức tạp kéo dài tới 1000 triệu năm.  Sự Hình thành Laurentia trong Paleoproterozoi Sự hợp tụ để hình thành và tiến hoá đầu tiên của Laurentia trong Paleoproterozoi diễn ra ở khoảng thời gian giữa 2 tỷ và 1,8 tỷ năm trước đây (Bảng 7.1). Trong thời gian này đã xẩy ra một số hoạt động tạo núi, một số đới biến dạng, nhiều hoạt động biến chất và xâm nhập. Dọc theo các đới biến dạng này các nền (craton) Arkei đã được khâu nối lại. Nói cách khác, đây là giai đoạn tăng trưởng lục địa trong đó những sự xô húc giữa các nền Arkei tạo nên những nền lớn hơn và vỏ mới được bồi tụ ở rìa của những nền được hình thành 1,8 tỷ năm trước đây một nền lớn được hình thành gồm địa phận của Greenland, Trung Canada, bắc của miền trung Hoa Kỳ ngày nay. Trong phạm vi khiên Baltic ở nhiều nơi đã quan sát thấy xâm nhập siêu mafic tuổi 2,4 tỷ năm và granit, migmatit tuổi 2 - 2,2 tỷ năm. Loạt đá xâm nhập rộng lớn với thành phần granit rapakivi1 có tuổi 1,65 - 1,7 tỷ năm. Những thành tạo vừa nêu trên củ a Paleoproterozoi ở khiên Baltic nằm bất chỉnh hợp trên những thành tạo Arkei, được hình thành trong những cấu trúc vùng trũng dạng rift, không bị tác động biến chất và biến dạng mạnh mẽ. Miền rìa phía tây của khiên Baltica được hình thành trong điều kiện của đai động Thụy Phần2 gồm hai thành phần rõ rệt: 1) Trầm tích lục nguyên - grauvac đá phiến sét và cát kết và 2) đá phun trào từ basalt đến ryolit. Thành hệ leptit (tuft acid và ignimbrit biến chất) rất phát triển trong các mặt cắt, còn ophiolit cũng khá phổ biến ở phía đông Phần Lan. Tất cả chúng bị biến dạng đứt gãy phức tạp và bị granit tuổi 1,7 -1,8 tỷ năm xuyên nhập , còn ở ranh giới 1,61,7 tỷ năm là xâm nhập granit rapakivi, có lẽ tương ứng với hoạt động magma Mesoproterozoi ở Laurentia đã nêu trên đây. Như vậy là trong Proterozoi khu vực khiên Baltic đã hình thành các thành hệ phun trào và trầm tích thuộc những nguồn gốc kiến tạo khác nhau - từ nguyên nền, rift đến đai động. Vỏ Trái Đất ở phía đông khiên đã ở giai đoạn trưởng thành và đạt bề dày đế n 40-45 km.

7.2.2. Tiến hóa vỏ trong Mesoproterozoi  Hoạt động magma Mesoproterozoi . Hiện có nhiều tài liệu về hoạt động magma mạnh mẽ trong Mesoproterozoi nhưng lại không có mối liên quan với hoạt động tạo núi. Những đá magma này không góp phần tăng trưởng diện tích các nền vì chúng xuyên lên và nằm trên địa phận của những phần vỏ đã được hình thành. Hiện nay đá magma rất phổ biến trong các thành 1

granit rapakivi – một loại granit màu đỏ do những tinh thể lớn orthoclas màu hồng được dùng phổ biến trong kiến trúc ở các nước Bắc Âu và Nga . 2 Thụy Điển – Phần Lan

145

hệ Mesoproterozoi, chúng thường nằm dưới các trầm tích Phanerozoi hoặc lộ ra ở những cấu trúc nâng trồi như khiê n Canada, khiên Baltic và các khiên khác ở Siberi, Trung Quốc v.v... Ở Việt Nam cũng rất phổ biến đá có nguồn gốc magma như trong các hệ tầng Nậm Sư Lư (MP nl), và các hệ tầng có lẽ cổ hơn như Suối Chiềng (PP sc), Sơn Kỳ (PP sk) và Ba Điền (PP bd). Chúng thường là xâm nhập granit, caldera và thành phần lấp đầy, lớp phủ riolit rộng, hoặc dòng tro, tuy nhiên cũng có thể gặp gabro và anorthosit. Trong Mesoproterozoi nhiệt độ của manti nằm dưới các siêu lục địa cao hơn nhiều so với sau này (xem H.6.5), do đó dẫ n đến hiện tượng magma nâng trồi lên dưới các siêu lục địa. Tất nhiên là những đá magma không có nguồn tạo núi được hình thành sau quá trình tụ hợp các siêu lục địa đầu tiên.  Các quá trình tạo núi và tách giãn trong Mesoproterozoi. Sau quá trình hợp tụ Laurentia (1,8 – 2 tỷ năm trước đây) là quá trình tạo núi Greenville, diễn ra vào khoảng 1,3 - 1 tỷ năm trước đây (Bảng 7.1). Đá được thành tạo trong tạo núi Greenv ille phân bố rộng rãi ở Canada, Greenland và Scandinavia. Loạt đá Greenville gồm cát kết, đá phiến sét và carbonat bị biến dạng mạnh mẽ, biến chất và bị nhiều khối xâm nhập xuyên cắt trong quá trình tạo núi Greenville. Có ý kiến cho rằng hoạt động tạo núi Greenville do sự mở rồi đóng của một bồn đại dương. Nếu vậy thì loạt đá Greenville được hình thành trong vùng rìa lục địa thụ động. Tuy nhiên, một số nhà địa chất khác lại cho rằng quá trình biến dạng Greenville diễn ra trong bối cảnh nội lục hoặc trong sự cắt trượt lớn. Dù theo nguyên nhân nào đi nữa thì hoạt động tạo núi Greenville cũng là biểu hiện của giai đoạn kết thúc sự bồi tụ lục địa Proterozoi của Laurentia.  Sự hình thành siêu lục địa Rodinia. Đến cuối Mesoproterozoi trên Trái Đất đã hình thành các khối vỏ lục địa tương đương một nửa hoặc thậm chí đến hai phần ba khối lượng vỏ lục địa hiện nay. Tư liệu cổ từ hiện có cũng cho biết sự xô húc các lục địa trong Proterozoi đã tạo nên siêu lục địa Rodinia 1 (H.7.4). Quá trình xô húc tạo siêu lục địa này đã diễn ra suốt trong thời gian từ cách nay 1,9 tỷ năm tức là từ Paleoproterozoi, sự xô húc cuối cùng 1

Hình 7.4. Siêu lục địa Rodinia trong Proteroz oi theo cổ từ

Rodinia theo gốc tiếng Nga có nghĩa là đất mẹ, tổ quốc. Khain V.E. và nnk. (1997) gọi là Megagea hoặc Pangea I còn Pangea ở cuối Paleozoi là Pangea II. Đa số các nhà địa chất không tán thưởng ý kiến này.

146

của giai đoạn này thể hiện ở tạo núi Toàn Phi (800 -530 triệu năm), thể hiện rõ nét ở Bắc và Đông Phi cũng như ở Brazil. Có ý kiến cho rằng Laurentia là nhân của siêu lục địa, bao quanh là Baltica, Siberi và một số bộ phận của Gondwana (H.7.4). Rìa đông của Australia và đông của Nam Cực tiếp cận với rìa Tây của Laurentia, đồng thời Tây bắc của Australia, đông của Nam Cực và Tây bắc của Laurentia đã nối liền nhau suốt trong thời gian từ 1,9 đến 0,6 tỷ năm trước đây. Các nền tiếp liên với rìa đông của Laurentia là Baltica, Amazon, Congo; tất cả các đai tạo núi tuổi Grenville (~1 tỷ năm) đều ứng với điều này. Siêu lục địa Neoproterozoi chắc rằng đã được hình thành trong quá trình tạo núi Grenville này. Trong quá trình tồn tại Rodinia thể hiện tính chất của vùng nền ổn định, nhưng ở nhiều nơi ã quan sát được hoạt động tách giãn nội lục hình thành dạng máng nền (aulacogen) 1. Hiện đ tượng rift tạo máng nền quan sát rõ ở Đông Âu, Siberi, Hoa Bắc, Australia và Bắc Mỹ; thông thường các máng nền lớn, sâu hay gặp ở những vùng rìa các nền cổ. Trong các máng nền bề dày trầm tích rất lớn (thường gấp đôi hoặc gấp nhiều lần độ dày trầm tích ở những vùng địa đài kế cận), đồng thờ i còn có hoạt động magma dạng bậc thang, đôi khi có cả magma hai thành phần 2. Điển hình là dải tách giãn ở Bắc Mỹ hiện nay, từ Hồ Thượng (Lake Superior) kéo dài hàng nghìn kilomét theo dạng cung, rộng đến 100 - 200 km hẹp về hai phía – tây nam và đông nam (H.7.5), sâu đến 15 km, cắt ngang qua đá Arkei và Paleoproterozoi. Dọc theo trục của rift tách giãn đã hình thành những tích tụ dung nham basalt dày, có nơi dày nhiều kilomet. Trên thế giới phần lớn các rift Proterozoi được hình thành trong khoảng 1 -1,2 tỷ năm trước đây, nhưng hoạt động phun trào chỉ diễn ra trong khoảng 20 30 triệu năm. Toàn bộ khối lượng basalt rất lớn, khoảng 1 triệu km3, nhưng cũng không có vùng nào vượt khối lượng dung nham basalt đã phun trào trong Kainozoi. Xen kẽ và phủ trên dung nham basalt là dãy đá trầm tích rìa trục rift tách giãn gồm trầm tích hạt thô như cuội kết, rất phổ biến ở dạng quạt bồi tích, tiếp lên trên đá chuyển sang cát kết và đá phiến dọc theo trục rift tách giãn. Ngoài sự hình thành máng nền, ở một số vùng rìa của Rodinia như Đông Nam Á còn có biểu hiện hoạt động tích

Hình 7.5. Vị trí của rift tách giãn nội lục ở Bắc Mỹ (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

Máng nền (aulacogen) được hình thành giữa hai hệ thống rift có độ dốc lớn, trong đó hoạt động địa chất diễn ra gần như kiểu một đai động, có lẽ do sự xô húc giữa các lục địa ở hai phía của máng nền. 2 Magma hai thành phần (bimod al magma) là loạt tổ hợp magma thành phần mafic và acid (felsic), có khi có cả thành phần trung tính nữa.

147

cực, ophiolit tuổi Neoproterozoi đã gặp ở một số nơi như đới Tam Kỳ - Phước Sơn của Việt Nam. Cũng có thể những ophiolit này là biểu hiện của hiện tượng rift nội lục . Cho đến khi bắt đầu bị phá vỡ thì siêu lục địa Rodinia cũng chưa phải là một siêu lục địa thống nhất và hoàn chỉnh như một lục địa toàn khối.

7.2.3. Tiến hóa vỏ trong Neoproterozoi Neoproterozoi, nhất là nửa sau của nguyên đại này , là một giai đoạn nhiều sự kiện hoạt động sôi động trong lịch sử tiến hóa vỏ Trái Đất. Đó là sự phá vỡ siêu lục địa Rodinia, sự hình thành đai động Prototethys rồi hình thành các đại dươ ng Paleozoi, hoạt động tạo núi Toàn Phi và Baicali. Sự phá vỡ Rodinia. Rodinia bị phá vỡ trong giai đoạn từ trước Venda đến Cambri tức là trong khoảng từ cách đây hơn 700 đến 500 triệu năm. Nhưng như trên đã nêu, cho đến khi bắt đầu bị phá vỡ, siêu lục đ ịa Rodinia cũng không phải là một lục địa liền khối. Trong Venda lục địa Laurentia bị tách khỏi siêu lục địa và trôi dạt về phía đông dọc theo xích đạo. Các nhà địa chất cho rằng phần phía đông của Nam Cực, Australia, và Ấn Độ đã quay theo ngược chiều kim đồng hồ và xô húc với rìa đối diện của siêu lục địa để hình thành Gondwana trong quá trình tạo núi Toàn Phi. Có thể sự đa dạng của sinh vật trong Venda và Cambri đã được hình thành do liên quan với sự phá vỡ các siêu lục địa này. Biểu hiện rõ nét của sự ph á vỡ Rodinia là xuất hiện đai động Prototethys, chứng liệu là hình thành hai dải ophiolit tuổi Neoproterozoi – phía nam là dải Antilasa ở Bắc Phi (Maroc) và phía bắc là ở vùng Bohem (Czech). Như vậy Rodinia đã bị tách thành hai phần – Laurasia ở phía bắc và Gondwana ở phía nam. Hai lục địa mới hình thành này lại cũng không tồn tại lâu mà lại nhanh chóng bị phân cắt. Giữa Bắc Mỹ và Châu Âu xuất hiện hệ rift lục địa với trầm tích vụn ở Newfoundland, phía đông Greenland, Scotland, Sca ndinavia và Spitberg, về s au trở thành mầm mống của Protoiapetus (xem lịch sử Paleozoi sớm). Di tích của chúng thể hiện ở lãnh thổ nước Anh và xứ Wales. Quá trình phá vỡ Rodinia cũng diễn ra ở dải Ural -Okhot, đặc biệt là ở phía đông Saian và Zabaikal. Quá trình phá vỡ Rodinia cũng diễn ra trên phạm vi Gondwana, biểu hiện lớn nhất là sự tách giãn giữa phần phía tây Gondwana (gồm Nam Mỹ và Châu Phi) và phía đông lục địa này (gồm Nam Á hay Indostan1 và Australia, Châu Nam Cực), dẫn đến hình thành đai động Arabia - Mozambic. Đai động này có các bồn vỏ đại dương mở rộng về phía bắc và nối liền với Prototethys. Phía tây Gondwana cũng xẩy ra sự tách giãn ở phạm vi Tây Phi, sau đó được mở rộng và cũng lại nối với Prototethys. Xa hơn nữa về phía tây hoạt động tác h giãn biểu hiện ở sự hình thành dải Mauritani Senegal, phía nam của dải này kéo dài đến Nam Mỹ và về sau trở thành hệ thống Trung Brasil. Như vậy phần tây của Gondwana trong Neoproterozoi đã trở thành nhiều khối lục địa bị ngăn cách bằng những dải bồn b iển sâu, phần trục của chúng là vỏ đại dương hoặc vỏ lục địa bị dát mỏng và bị cải biến sâu sắc. Hoạt động tạo núi cuối Neoproterozoi (Toàn Phi ở Châu Phi, Baikali ở Nga và Brasili ở Nam Mỹ) lại nối liền các khối lục địa vừa nêu rồi nối với phần phía đông của Gondwana dọc theo dải Arabia -Mozambic. Có thể nói hoạt động tạo núi cuối Neoproterozoi đã làm hình thành một lục địa khổng lồ mới – lục địa Gondwana tồn tại cho đến tận khi có sự tách giãn mới trong Mesozoi.

Nam Á hay Indostan gồm Ấn Độ, Bangladesh, Sri Lanka, Bhutan, Nepal.

148

Những kết quả nghiên cứu mới cho phép các nhà nghiên cứu đề xuất ý kiến về sự hình thành của Thái Bình Dương. Từ sự giống nhau của các mặt cắt Neoproterozoi hai khu vực ngày nay cách xa nhau, một bên là phía tây Bắc Mỹ, bên kia là Australia, Châu Nam cực, các nhà nghiên cứu cho rằng ở đầu Neoproterozoi (750-700 triệu năm trước) chúng từng cùng thuộc một lục địa. Sau đó xẩy ra hoạt động rift nội lục rồi chuyển thành tách giãn để hình thành phôi thai Thái Bình Dương (H.7.6). Cuối Hình 7.6. Mô hình của K. Pawell về sự xuất hiện Neoproterozoi diễn ra sự di chuyển lớn Thái Bình Dương (theo Khain V. và nnk.1997) của Gondwana, phần phía đông của lục địa này vòng qua phía tây Gondwana và nối liền với rìa đông của phần phía tây này của Gondwana; điều này dẫn đến biển Mozambic bị khép lại cách nay khoảng 600 triệu năm (H.7.7). Nhận định này đã được minh chứng bằng tài liệu cổ từ, như vậy ta có thể kết luận là Thái Bình Dương không phải là một đại dương cổ và không thể coi đó là sự kế thừa của Panthalassa (Toàn đại dương).

Hình 7.7. Sơ đồ vị trí các lục địa trong Neoproterozoi (Khain và nnk. 1997)

7.2.4. Proterozoi ở Đông Á  Proterozoi ở Trung Quốc Trầm tích Paleoproterozoi phổ biến ở nền Trung Triều (H.7.8) thường thể hiện dưới dạng máng nền (aulacogen), những loạt trầm tích này bị uốn nếp và biến chất mạnh mẽ trong hoạt động tạo núi Luliang (1,9 -1,7 tỷ năm trước đây). Hoạt động tạo núi Luliang dẫn đến thành tạo nguyên nền ở Bắc Trung Quốc, trên đó trầm tíc h Mesoproterozoi và Neoproterozoi được hình 149

thành. Hoạt động tạo núi Luliang cũng xẩy ra ở các khối nền Saidam và Yangtze (Dương Tử). Một giai đoạn hoạt động tạo núi tiếp theo là tạo núi Jinning diễn ra ở khoảng hơn 800 triệu năm trước. Hoạt động tạo núi này là minh chứng cho sự hội tụ của nền Trung Quốc và các địa khối tạo nên khối nền Cathaysia – một bộ phận của siêu lục địa Rodinia. Các nguyên nền và hoạt động tạo núi Luliang Đá Paleoproterozoi ở nền Trung Triều với tuổi 2,5-1,8 tỷ năm thường phân bố dọc những đai hẹp của máng nền (aulacogen) nằm trên móng Arkei. Trật tự của các máng nền thường gồm ba phần, phần dưới là tướng bồi tí ch, phần giữa là trầm tích núi lửa và phần trên – trầm tích molas. Do hoạt động tạo núi Luliang (1,9 -1,7 tỷ năm) đá của những máng nền này bị uốn nếp và biến chất mạnh mẽ, đôi khi đạt tướng đá phiến clorit.

Hình 7.8. Sơ đồ các yếu tố cấu trúc chính c ủa Châu Á (Đơn giản hóa từ Wang và nnk. 2005)

Hoạt động tạo núi Luliang dẫn đến sự thành tạo cá c nguyên nền ở Hoa Bắc, trên đó là các lớp phủ Mesoproterozoi và Neoproterozoi. Hoạt động tạo núi Luliang cũng thể hiện r õ nét ở Saidam và Tarim (H.7.8), tại đây các dãy Mesoproterozoi và Neoproterozoi luôn luôn phân cách móng Arkei bằng bất chỉnh hợp đứt đoạn. Ở nền Yangtze và địa khối Cathaysia đá biến chất 150

tướng amphibolit của Luliang phủ bất chỉnh hợp trên móng Neoarkei và Paleoproterozoi cũng gặp ở Zhejiang, Fujian (Triết Giang, Phúc Kiến). Các nền và hoạt động tạo núi Jinning Ở nền Trung Triều trầm tích Paleoproterozoi và Mesoproterozoi phân bố rộng rãi và được đối sánh địa tầng khá tốt trong phạm vi các nền của Trung Quốc nhờ các phức hệ Acritarcha và Stromatolit. Những dẫn liệu về cổ sinh và các tổ hợp đá rất gần gũi nhau giữa trầm tích Paleoproterozoi và Mesoproterozoi ở các nền Trung Triều, Cathaysia và Bắc Mỹ cho thấy Laurentia và các lục địa Trung Quốc nằm gần nhau trong thời gian này. Phần lớn các nền và địa khối ở Trung Quốc đều có chế độ kiến tạo tăng cường vào Mesoproterozoi và Neoproterozoi. Phổ biến là hình thành các máng nền với hoạt động phun trào mạnh mẽ ở cả nền Trung Triều, Saidam, Tarim, Cathaysia, Yangtze đến cả vùng Côn Minh. Tất cả những máng nền này đều kết thúc hoạt động mà không qua một chuyển động kiến tạo nào. Ở rìa nam của nề n Trung Triều trong Mesoproterozoi có thể đã hình thành một hệ cung đảo và thể hiện rõ những trầm tích của bồn sau cung. Hoạt động tạo núi Jinning diễn ra vào khoảng 1000-830 triệu năm trước đã để lại dấu ấn rõ nét ở nhiều nơi của Trung Quốc với ophiolit ( 980 triệu năm), những khối granit (950 triệu năm). Chế độ tạo núi Jinning thể hiện bằng hoạt động hút chìm và bồi tụ thông qua sự xô húc các dạng cung lục địa. Chính hoạt động tạo núi Jinning làm cố kết các khu vực rift, làm cho các nền Trung Triều và Yangtze (H.7.8) xích lại gần nhau. Những biểu hiện của tạo núi Jinning cũng phổ biến ở khu vực giữa nền Yangtze và địa khối Cathaysia, các khu vực rìa Saidam, Tarim. Kết thúc tạo núi Jinning (830 triệu năm) cũng ứng với sự hình thành siêu lục địa Rodinia.  Proterozoi ở Việt Nam Theo Trần Văn Trị ( in Tống Duy Thanh và nnk. 2005) trầm tích Tiền Cambri ở Việt Nam chủ yếu thuộc Proterozoi. Những hệ tầng được định tuổi Paleoproterozoi và Mesoproterozoi đều là những thể đá biến chất cao, chủ yếu gồm amphibolit, plagi ogneis, đá phiến kết tinh chứa graphit, granat, quarzit. Đó là các hệ tầng Suối Chiềng, Sin Quyền (Loạt Xuân Đài) và hệ tầng Nậm Sư Lư ở Bắc Bộ; các hệ tầng Ba Điền, Sơn Kỳ (Loạt Sông Re) và Đắk My ở địa khối Kon Tum (H.7.9). Neoproterozoi phân bố rộng rãi hơn, ở Bắc Bộ có các hệ tầng Cha Pả và Đá Đinh (Loạt Sa Pa), Thác Bà và An Phú (Loạt Sông Chảy) và hệ tầng Nậm Cô. Ở Bắc Trung Bộ là hệ tầng Bù Khạng, còn ở địa khối Kon Tum có các hệ tầng Nước Lay và Sơn Thành (Loạt Núi Vú), hệ tầng Đắc Long và Chư Sê (Loạt Pô Kô), các hệ tầng Trà Dơn, Trà Tập và Nước Lah (Loạt Sông Tranh). Đặc trưng cho giai đoạn Proterozoi là vỏ lục địa mở rộng dần ra quanh các nhân Arkei Indosinia, Shan - Thái, Việt - Trung, Dương Tử - Hoàng Liên Sơn và Cathaysia theo cơ chế rìa lục địa. Ở Việt Nam các đá gneis migmatit, gneis biotit, amphibolit có nguồn gốc từ trầm tích và phun trào mafic, xen những lớp mỏng hoặc thấu kính đá hoa , lộ ra thành những dải hẹp dọc hai bên sông Hồng. Những tổ hợp đá này được hình thành dọc rìa cung lục địa , chuyển tiếp trên là plagiogneis migmatit, chịu ảnh hưởng nhiệt - kiến tạo xảy ra vào Paleoproterozoi với granit Xóm Giấu có tuổi 2264  8 tr.n. và 1964  23 tr.n. Tiếp theo là sự hình thành lớp granit - biến chất thực thụ với các xâm nhập granit giàu fel spat kali thuộc phức hệ Bản Ngậm với tuổi đồng vị U -Ub là 1386 tr.n. Ở địa khối Kon Tum có loạt Sông Re gồm các loại gneis migmatit, amphibolit, đá phiến kết tinh tướng amphibolit thuộc Paleoproterozoi - Mesoproterozoi với số liệu tuổi đồng vị 2300 tr.n. 151

Tổ hợp đá này cũng tương ứng với thành phần cung đảo vỏ lục địa kiểu chuyển tiếp trên móng sẫm màu. Các bồn trầm tích tiếp tục mở rộng dần về phía bắc và phía tây hiện tại của khối nhô Kon Tum, đồng thời xuất hiện những vòm nâng cục bộ ở các lưu vực sông R e, sông Tranh, Tà Ma có các tổ hợp gneis migmatit có độ silic cao bão hòa nhôm, kali trội hơn natri chỉ thị cho việc hình thành vỏ lục địa mới. Một số khối dạng vòm nhỏ cũng lộ ra plagiogneis, amphibolit, đá phiến kết tinh ở Nậm Sư Lư có tuổi đồng vị của a mphibol là 1300 tr.n., Sầm Tớ tuổi theo zircon và monazit là 1510 1600 tr.n. và Phu Hoạt thể hiện rõ biến chất phân đới từ silimanit ở phần nhân, disten - staurolit, anmandin, biotit ở các vành ngoài. Các khối nhô dạng vòm này cũng biểu hiện dấu ấn của v ỏ lục địa Mesoproterozoi muộn. Sự hình thành các vỏ lục địa nêu trên là kết quả của hoạt động tạo núi Grenville gắn kết các khối nền (craton) Cathaysia, Dương Tử - Hoàng Liên Sơn, Nậm Sư Lư Phu Hoạt – Sầm Tớ Indosinia, Shan - Thái v.v… dẫn đến sự hợp nhất thành siêu lục địa Rodinia vào giữa Mesoproterozoi - đầu Neoproterozoi trong khoảng 1300-900 tr.n. và sau đó lại xuất hiện quá trình rift hóa từ 970 đến 825 tr.n. Vào Neoproterozoi các khối nền Indosinia, Shan - Thái, Cathaysia, Dương Tử biểu hiện mở r ift, đồng thời giữa chúng cũng phát sinh Prototethys và Protoasia trong chu kỳ biển tiến. Nhìn chung các trầm tích Neoproterozoi - Cambri hạ ở Việt Nam và các khu vực kế cận chủ yếu là lục nguyên ở phần thấp và carbonat ở phần cao, hình thành trên bồn nội nền. Trong đó đặc trưng của các hệ tầng Đá Đinh (NP) là dolomit và Cam Đường ( ε1) là lục nguyên carbonat – phosphat tạo thành bể apatit Lào Cai nằm biển tiến trên khối Hoàng Liên Sơn. Dọc rìa Tây Bắc Bộ, hệ tầng Nậm Cô ngoài thành phần lục nguyên - carbonat còn có những lớp amphibolit, đá phiến lục hình thành trong bối cảnh cung đảo trên đới hút chìm Sông Mã. Về phía nam đới khâu Sông Mã, các tổ hợp gneis, đá phiến mica migmatit thuộc hệ tầng Bù Khạng và gneis, amphibolit của hệ tầng Nậm Sư Lư được xem n hư những vi lục địa trong Neoproterozoi - Paleozoi giữa. Xa hơn về phía nam, ngoài các trầm tích thềm kiểu bồn cận lục địa như loạt Pô Cô còn phổ biến basalt tholeit, núi lửa vôi - kiềm, flysh trong các loạt Núi Vú, Sông Tranh thuộc hệ cung đảo và tổ hợp o phiolit Hiệp Đức là di chỉ vỏ đại dương của Prototethys trồi chờm còn sót lại ở khối nhô Kon Tum hiện nay. Hoạt động magma, biến chất nhiệt - kiến tạo còn biểu hiện ở vòm Sông Chảy với tuổi đồng vị U -Pb trong khoảng 1000 tr.n. và 625  20 tr.n. Các xâm nhập granodiorit, granit orthogneis Pò Sen ở H oàng Liên Sơn có tuổi 750 -760 tr.n. thuộc granit kiểu I nội mảng, cũng như các xâm nhập granit kiềm dạng gneis của phức hệ Mường Hum gabroamphibolit có tuổi 678 tr.n. Ở địa khối Kon Tum được xếp vào Neoproterozo i đánh dấu sự khởi đầu của rift ở giai đoạn sớm, chia tách Rodinia dẫn đến hợp nhất thành Gondwana, trong đó có Đông Dương, Nam Trung Quốc v.v... Cho đến nay địa chất Tiền Cambri ở Việt Nam còn nhiều vấn đề chưa được nghiên cứu đầy đủ và đòi hỏi các nhà đ ịa chất đầu nghiên cứu để làm sáng tỏ. Một ví dụ rõ nét là tuổi đồng vị của phần lớn các hệ tầng hiện được coi là Tiền Cambri ở địa khối Kon Tum thường lại trẻ hơn Tiền Cambri rất nhiều. Có ý kiến giải thích tuổi đồng vị đó do hiện tượng biến chất chồng gâ y nên. 152

(Theo Trần Văn Trị và nnk. trong Tống Duy Thanh và nnk. 2005)

153

7.3. ĐẶC ĐIỂM ĐỊA LÝ TỰ NHIÊN 7.3.1. Điều kiện khí hậu Proterozoi Như đã nêu ở chương trước, đối với Arkei chỉ có thể đoán định có khí hậu ấm do có n hiều carbonic tạo nên hiệu ứng nhà kính. Đối với Proterozoi tình hình có khác, kết quả phân tích đồng vị oxy từ trầm tích silic biển cho phép thấy nhiệt độ bề mặt Trái Đất trong Proterozoi khoảng 40 - 50oC, trừ vùng có băng hà. Sự có mặt của bauxit và kaol init trong trầm tích tuổi 1,7 tỷ năm cũng chứng tỏ điều kiện khí hậu ẩm ướt của Proterozoi. Băng hà trong Proterozoi Dấu hiệu về băng hà sớm nhất trong lịch sử địa chất (2,8 tỷ năm) chỉ mới được phát hiện trong trầm tích Arkei ở Nam Phi. Trong Proterozo i lần đầu tiên phát hiện di tích rõ ràng về hoạt động băng hà là tillit – dấu vết của băng hà tạo nên những vết xước đặc trưng trên bề mặt những khối đá bị băng cuốn theo. Trên thế giới đã phát hiện đến 300 vị trí có di tích tillit, nhiều nơi cùng với til lit còn có trầm tích mịn phân lớp mỏng đặc trưng cho trầm tích băng hà. Tillit tuổi Paleoproterozoi (2,3 - 2,4 tỷ năm) đã gặp trên nhiều nơi như Canada, Nam Phi, Australia và Ấn Hình 7.10. Phân bố băng tích trên siêu lục địa Neoproterozoi Độ. Những di tích băng hà Proterozoi (Condie K.C. & Sloan R,E. 1998 muộn phân bố khá rộng rãi như ở Canada, Trung Phi, Tây Âu, Nam Phi, Australia; chúng cũng được gặp ở Nam Mỹ, Siberi, Nam Cực và Trung Quốc. Tài liệu tuổi đồng vị cho thấy băng hà Proterozoi không đồng thời mà có nhiều tuổi khác nhau. Phần khá lớn trầm tích băng hà có tuổi 800 và 600 triệu năm, tu y cũng có một số ít có tuổi 1000 triệu năm. Theo sơ đồ siêu lục địa Rodinia (H.7.10) thì băng hà phát triển cả ở vùng xích đạo cổ; đây là vấn đề khó hiểu vì tại sao ở vùng xích đạo lại có thể có khí hậu lạnh để hình thành lớp phủ băng. Một vấn đề khác nữa là trầm tích carbonat biển nông rất phổ biến và thường ứng với môi trường khí hậu ấm lại nằm xen kẽ với trầm tích băng hà.

7.3.2. Điều kiện thành tạo quarzit sắt và trầm tích màu đỏ Trầm tích lục địa màu đỏ gồm cát kết và đá phiến, xuất hiện lần đầu cách nay 1,8 tỷ năm, tiếp sau sự hình thành quarzit sắt phân dải. Màu đỏ của loại trầm tích lục địa có nguồn gốc từ oxyt sắt dưới dạng hematit (Fe 2O3), thường được tạo nên trong điều kiện môi trường oxy hoá (H.7.11). Những trầm tích này được tăng cường trong Pr oterozoi và trở nên thường gặp trong Phanerozoi. Sự xuất hiện trầm tích màu đỏ là minh chứng rõ ràng cho điều kiện khí quyển oxy hoá. Nhưng trong khí quyển Proterozoi lượng oxy trong còn rất ít, nhất là vào giai đoạn đầu 154

của Liên nguyên đại – chỉ vào khoảng 1-2%. Lượng oxy này chưa đủ để gây quá trình oxy hoá tạo nên trầm tích quarzit sắt phân dải; do đó thuộc tính của khí quyển Proterozoi vẫn còn là vấn đề chưa được sáng tỏ. Khi chưa có một lượng oxy tự do phong phú thì dĩ nhiên chưa thể có tầng ozon (O 3) ở trên thượng tầng khí quyển. Do đó một số oxy tự do (O 2) do quá trình quang hợp tạo nên bị tác dụng

Hình 7.11. Mô hình thành tạo quarzit sắt trong Tiền Cambri (Wicander R. & Monroe J. S. 1993).

của tia cực tím để trở th ành O và O3, cả hai đều có tác dụng mạnh hơn O 2 trong việc oxy hoá bề mặt vật chất. Khi tầng ozon được hình thành ở thượng tầng khí quyển, tia cực tím ít nhập được vào khí quyển nên O2 trở thành tác nhân chủ yếu đ ể oxy hoá bề mặt trầm tích.

7.4. SINH GIỚI TRONG PROTEROZOI 7.4.1. Sinh vật nguyên thuỷ của Paleoproterozoi - Mesoproterozoi  Sự xuất hiện kiểu tế bào mới Sự xuất hiện của tế bào có nhân hay Eukaryote là một sự kiện quan trọng bậc nhất trong lịch sử sự sống. Tế bào có nhân có cấu trúc sinh học khá p hức tạp so với tế bào không nhân (Prokaryote), chúng có màng bao bọc nhân chứa các chất thể di truyền (H.7.12). Phần lớn sinh vật tế bào có nhân là sinh vật đa bào, nhưng vẫn có nhiều sinh vật đơn bào như các đại biểu của giới Nguyên sinh vật. Sinh vật tế bào có nhân đều sinh sản hữu tính và phần lớn là sinh vật háo khí, như vậy sinh vật tế bào có nhân chỉ xuất hiện từ khi có oxy tự do trong khí quyển. Hoá thạch sinh vật đơn bào đã được phát hiện trong các đá Proterozoi có tuổi 1,2 - 1,4 tỷ năm ở nhiều nơi trên thế giới. Tuy nhiều nhà nghiên cứu cho rằng trong số chúng đã có những sinh vật thuộc nhóm tế bào có nhân, nhưng điều này cũng còn khó khẳng định liệu chúng có thể thuộc tế bào có nhân hay tế bào không nhân. Ta chỉ có thể phân biệt hoá thạch tế bào có nhân khác với hoá thạch tế bào không nhân ở kích thước lớn và phức tạp của hoá thạch tế bào có nhân. Những hoá thạch có kích thước hơn 60 micron đã thấy khá phong phú trong trầm tích có tuổi 1,4 tỷ năm. Hoá thạch tế bào không nhân thường chỉ là dạng cầu hay hình tấm đơn giản.

155

Hình 7.12. Tế bào có nhân và tế bào không nhân

 Sinh vật đa bào Sinh vật đa bào được cấu tạo từ hàng tỷ tế bào, và đã có những tế bào chuyên biệt, đảm nhiệm những chức năng riêng trong đời sống như hô hấp, tiêu hoá, sinh sản v.v… Những hoá thạch sinh vật đa bào được phát hiện trong các đá Neoproterozoi nhưng chúng ta không có những chứng liệu về giai đoạn trung gian của sinh vật đơn bào và sinh vật đa bào. Kết quả nghiên cứu sinh vật hiện đại cho phép hình dung quá trình chuyển từ sinh vật đơn bào sang sinh vật đa bào. Một số đơn bào được phân chia tạo thành một nhóm tế bào nhưng không tách rời nhau mà vẫn sống gộp cùng nhau, tạo nên kiểu như quần thể và một số tế bào có thể trở thành dạng có chức năng chuyên biệt như sinh sản, Hình 7.13. Hoá thạch sinh vật tế bào có nhân trong hô hấp, kiếm thức ăn. trầm tích Proterozoi. ( a), (b): Acritarcha; (c): xác bào của một loại tảo (Wicander R. J. & Monroe S. 1993) Di tích sự sống cách nay 2 tỷ năm của Proterozoi khá nhiều so với Arkei, chúng thường là các hoá thạch của Stromatolit và tảo bảo tồn khá tốt trong các đá carbonat và đá phiến silic. Những hoá thạch dạng sợi và dạng cầu có lẽ là di tích của vi khuẩn hay vi khuẩn lam (Cyanobacteria). Cách đây khoảng 1,8 tỷ năm xuất hiện những sinh vật thuộc nhóm Có nhân (Eukaryote) ứng với điều kiện oxy tự do đã tăng nhiều trong môi trường khí quyển và đại dương. Hoá thạch của nhóm Có nhân thường lớn hơn h oá thạch Không nhân (Prokaryote), chứa nhiều thể nhỏ được coi là di tích của các vi sinh thể ( organelle – cấu trúc tế 156

Hình 7.14. Di tích hoá thạch Arcritacha (thuộc Eukaryote) trong đá phiến silic Neoproterozoi, hệ tầng Doushantuo (Trung Quốc). Đường kính khoảng 200 μ (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998).

bào làm nhiều chức năng khác nhau). Một nhóm của vi hoá thạch xuất hiện cách nay dưới 1,5 tỷ năm là Arcritacha, đó là loại hoá thạch đơn b ào dạng cầu, gặp nhiều các đá trầm tích khác nhau (H.7.13; 7.14). Sự phong phú của hoá thạch Arcritacha trong trầm tích sau 1,5 tỷ năm cho phép suy đoán rằng có thể đã có tầng ozon khá dày cho phép lần đầu tiên sinh vật biển có thể sống ở môi trường biển nông. Phần lớn Arcritacha thuộc về những nhóm sinh vật trôi nổi (plancton) quang hợp ở Hình 7.15. Hoá thạch Stromatolit Arkei muộn. Kích biển đã nhanh chóng di chuyển đến môi thước lớn nhất trong hình này có thể đạt tới 5 cm. (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998) trường sinh thái mới mà không còn chịu ảnh hưởng của bức xạ cực tím nguy hiểm nữa. Di tích hoá thạch Proterozoi phổ biến nhất là Stromatolit (H.7.15), hiện nay Stromatolit được hình thành từ Vi khuẩn lam, như ở vịnh Shark Bay (Cá Mập) của biển Tây Australia (H.7.16). Stromatolit có nhiều hình dạng khác nhau như dạng gò, dạng đĩa, hoặc dạng phân tầ ng ngang và thường có thành phần hoá học là CaCO3.

7.4.2. Sinh giới của Neoproterozoi

Hình7.16. Stromatolit hiện đại, dạng gò nhỏ (cao khoảng 20-30cm) ở đới gian triều, vịnh “Cá mập” (Shark Bay), Tây Australia. (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998).

Những di tích động vật đa bào rất nguyên thuỷ được phát hiện lần đầu (1947) ở Australia trong đá có tuổi Neoproterozoi (570 triệu năm) tại đồi Ediacara nên cũng có tên l à hệ động vật Ediacara. Đó là những hoá thạch của những động vật có cơ thể mềm kiểu như sứa sống trong vùng biển ven bờ. Tuy có những ý kiến khác nhau về vị trí phân loại của nhóm động vật này, nhưng các nhà nghiên cứu đều thống nhất rằng chúng là động vật đa bào có cấu trúc đã khá phức tạp nhưng cấu tạo cơ quan bên trong còn đơn giản. Hai dạng hoá thạch điển hình là Spiriggina có dạng ngoài tựa như sâu bọ và Dickinsonia có kích thước tới 45 cm (H.7.17). Về sau nhiều di tích của hệ động vật này cũng được p hát hiện ở Nga, Bắc Mỹ và Namibia (Châu Phi), đặc biệt trong đá của hệ Venda ở Nga đã phát hiện được nhiều nhất các dạng hoá thạch thuộc hệ động vật Ediacara (H.7.17). Đến nay đã phát hiện hàng nghìn hoá thạch của hệ động vật Ediacara với hàng trăm loài, t rong số đó thành phần các nhóm như sau. -

67% số loài thuộc động vật Sợi chích (Cnidaria) như kiểu Dạng sứa (Medusoida) và Dạng lông chim (Pennatulida) như các loài Arborea, Charnia, Pteridinium. 25% số loài thuộc Giun đốt vòng (Annelida), trong đó có hai lo ài được nói đến ở trên là Spiriggina và Dickinsonia. Chúng có nhiều đốt dày đến 3 mm nhưng không thấy rõ cấu trúc phần trước. 157

5% số loài thuộc Chân khớp nguyên thuỷ như các loài Vendia, Onega được phát hiện ở Nga. Chúng có phần đầu ngực và những nếp đối xứ ng của thân rõ nét. 3% số loài khó định vị trí phân loại như Tribrachidium, tuy có người muốn coi chúng thuộc dạng Cầu gai nguyên thuỷ.

Nếu trước đây các nhà địa chất khó hiểu về sự phong phú và đa dạng của hệ động vật Cambri trong khi ở các đá cổ hơn lại không có những dạng tiền thân của chúng thì việc phát hiện hệ động vật Ediacara đã phần nào lấp được chỗ trống trong sự hiểu biết về bước tiến hoá sinh vật từ Neoproterozoi đến Cambri. Sự phân bố rộng rãi của hoá thạch sinh vật biển ven bờ này cũng minh ch ứng cho sự có mặt trong Neoproterozoi của siêu lục địa Rodinia.

Hình 7.17. Hoá thạch của hệ động vật Ediacara (Neoproterozoi) A: Spiriggina, B: Dickinsonia, (Buffeteaut E. & Le Loeuff J. 1998); C: Vendia (Lethiers F. 1998); D: Charnia, E: Pteridinium, F: Onega (Briggs D.E.G. & Crowther P.R. 1990)

158

7.5. KHOÁNG SẢN TRON G PROTEROZOI Khoáng sản nguồn gốc magma. Trong đá Proterozoi có những khoáng sản nguồn gốc magma trữ lượng lớn gặp ở nhiều nơi trên thế giới như sắt, đồng, urani v.v… Những mỏ lớn có thể kể đến là mỏ đồng nikel ở Canada, mỏ urani ở Australia, các mỏ đa kim lớn ở Broken Hill, New South Wales (Australia). Trầm tích sulfur dạng khối. Trầm tích sulfur dạng khối là những trầm tích phân tầng của các sulfur đồng, nikel, kẽm thường tổ hợp với đá phun trào ngầm dưới biển. Có hai kiểu trầm tích đặc biệt quan trọng trong Tiền Cambri là đồng -kẽm, và đồng -nikel. Trầm tích đồng -kẽm thường tổ hợp với đá núi lửa ngầm felsit có dạng thấu kính. Các nhà địa chất thống nhất cho rằng những dạng trầm tích này được hình thành do kết đọng sulfur kim loại từ các dòng nước nóng ngầm dưới biển giống như ở dọc các sống núi đại dương hiện nay. Jaspilit sắt. Jaspilit sắt hay quarzit sắt phân dải gồm các lớp mỏng quarzit xen những lớp quặng sắt hematit cũng phân lớp rất mỏng. Trữ lượng quặng sắt có nguồn gốc jaspilit tuổi Tiền Cambri trên thế giới gấp 22 lần tổng trữ lượng tất cả các loại quặng sắt còn lại. Có những thân quặng jaspilit dày đến 300 m và có kích thước rộng hàng trăm kilomet, dài hàng nghìn kilomet. Những mỏ lớn nhất được phát hiện ở vùng Hồ Thượng (Lake Superior – Bắc Mỹ), LB Nga (vùng mỏ Krivoi Rog), Ukraina, Trung Quốc, Triều Tiên và Australia. Sa khoáng vàng. Sa khoáng vàng và thiếc có ý nghĩa lớn trong Tiền Cambri, nhất là Arkei. Sa khoáng vàng thường đ ược phát hiện trong xi măng của cuội kết tuổi thuộc dãy trầm tích rìa nền thụ động. Crom và bạch kim khá phong phú trong các mỏ ở Nam Phi (vùng mỏ Bushveld), chúng có nguồn gốc từ các phức hệ đá magma. Pegmatit gặp khá nhiều trong đá Proterozoi, chúng là nguồn của nhiều loại khoáng sản đá quý và nửa quý cũng như các khoáng sản phi kim như felspat, mica và nhiều loại kim loại hiếm. Kim cương. Kim cương được thành tạo từ manti ở độ sâu ít nhất 200 km và được đưa lên theo những họng núi lửa phun nổ dưới dạng đá kimberlit. Đó là đá siêu mafic giàu kiềm được thành tạo từ dung dịch nóng chảy của manti trên. Chúng thường có dạng dăm kết nhất là ngay sau khi được đưa lên bề mặt Trái Đất, trong đó chứa thành phần của manti và vụn đá của vỏ khi chúng xuyên qua trong quá trình phun nổ núi lửa. Kim cương cũng gặp trong xi măng của dăm kết kimberlit được thoát ra từ manti trên và bị đưa lên mặt đất. Trong đá Proterozoi ở nhiều nơi rất giàu kimberlit và là nguồn của các mỏ kim cương có giá trị lớn như ở vùng Kimberley (Na m Phi) cũng như ở Ấn Độ, Brazil, Siberi. Đã có những phát hiện tiềm năng dầu khí trong các trầm tích Proterozoi ở Siberi và Trung Quốc; điều này thúc đẩy việc đầu tư nghiên cứu tiềm năng hydrocarbon trong các rift nội lục, nhưng cho đến nay chưa có nơi nào có mỏ dầu khí trong trầm tích Proterozoi được khai thác . Ở Việt Nam những khoáng sản đáng kể trong trầm tích Proterozoi là mỏ đồng liên quan với hệ tầng Sin Quyền, phân bố ở Bát Xát (Lào Cai), vàng Bồng Miêu liên quan với loạt Núi Vú. Đã phát hiện những mỏ graphit dọc Sông Hồng và những thân pegmatit chứa mica ở Thạch Khoán (Phú Thọ), Bảo Thắng (Lào Cai) cũng liên quan với các trầm tích Proterozoi. 159

Chương 8

PALEOZOI SỚM 8.1. KHÁI QUÁT VỀ PALEOZOI VÀ PALEOZOI SỚM Nguyên đại Paleozoi hay nguyên đại Cổ sinh mở đầu Liên nguyên đại Phanerozoi, bắt đầu cách nay 540 triệu năm và kết thúc cách đây 2 51 triệu năm. Nhờ phát hiện nhiều hoá thạch bảo tồn tốt trong đá mà lịch sử Paleozoi được nghiên cứu chi tiết hơn hẳn các giai đoạn dài trước đó của lịch sử Trái Đất. Sinh vật đã xuất hiện từ lâu trước Paleozoi, nhưng đến Neoproterozoi muộn, sát trước Paleozoi sinh vật cũng rất nguyên thuỷ và thưa thớt, di tích ho á thạch không nhiều. Một bước ngoặt trong lịch sử phát triển sinh giới là ngay từ đầu Paleozoi sinh giới đã phát triển phong phú và đa dạng hơn hẳn Proterozoi. Tuy vậy, sinh vật của Paleozoi cũng còn rất đơn giản và cổ xưa so với các giai đoạn lịch sử địa chất sau đó. Tên gọi nguyên đại Paleozoi hay Cổ sinh cũng nói lên đặc điểm này, tiếng Latinh Paleo là cổ xưa, zoa là động vật. Việc phân chia Paleozoi thành các hệ Cambri, Ordovic, Silur, Devon, Carbon và Permi được thừa nhận thống nhất trên thế giới, còn việc phân chia Paleozoi thành các phân giới hiện chưa có sự nhất trí. Cách thứ nhất, phân Paleozoi thành ba phân giới là Paleozoi hạ (gồm Cambri, Ordovic); Paleozoi trung (gồm Devon và Silur); Paleozoi thượng (gồm Carbon và Permi); trong sách của chúng ta áp dụng cách phân chia này. Cách thứ hai coi Paleozoi gồm hai phân giới là Paleozoi hạ (gồm các hệ Cambri, Ordovic và Silur), Paleozoi thượng (gồm các hệ Devon, Carbon và Permi). Hệ Cambri do nhà địa chất người Anh A. Sedgwic k xác lập năm 1836, tên hệ gọi theo địa danh xứ Wales (tiếng Latin là Cambria) ở Tây Nam nước Anh, nơi có mặt cắt của hệ được nghiên cứu đầu tiên. Kỷ Cambri dài khoảng 40 triệu năm. Kỷ Ordovic dài hơn 60 triệu năm, được nhà địa chất Ch. Lapworth đặt tên (1879) theo tên một bộ tộc cổ ở xứ Wales, khi đó Ordovic là thống dưới của hệ Silur. Đại hội Địa chất Quốc tế XXI (1960) coi Ordovic là một hệ nằm giữa hai hệ Cambri và Silur. Chuyển động của các mảng trong Paleozoi đã làm thay đổi bề mặt Trái Đất và theo đó là sự thay đổi các đại dương làm cho các dòng biển và khí quyển cũng thay đổi. Tất cả những sự thay đổi nàydẫn đến thay đổi điều kiện môi trường sống làm động lực cho sự biến đổi và tiến hoá thế giới sinh vật. Những sự kiện lớn nhất trong lịch sử Paleozoi sớm là các mảng tách từ siêu lục địa Rodinia, cách nhau bằng các đại dương Rheic, Iapetus1, lại bắt đầu quá trình chuyển động xích lại gần nhau dẫn đến hoạt động tạo núi Caledoni (bao gồm cả tạo núi Salair và Tacon). Trong sinh giới đã diễn ra những đợt tiến hóa tỏa tia đầu tiên và t iếp theo là những quá trình diệt chủng lớn.

Các đại dương Iapetus và Rheic theo tên các nhân vật trong thần thoại Hy Lạp. Iapetus và Rhea là con của thần Uranus và Gaia; Iapetus là anh trai, Rhea là em gái.

160

Sự phân chia địa tầng và những sự kiện lớn trong lịch sử địa chất của Paleozoi sớm (hạ) được tóm tắt ở bảng 8.1. Bảng 8.1. Phân chia địa tầng và những sự kiện lớn của Paleozoi hạ

Kati Sandbi Darriwil Daping Floi Tremadoc

Thượng Trung Hạ

Ashgili Caradoc Landeilo Lanvirni

Sự kiện lớn trong lịch sử địa chất Tuyệt chủng 73% sinh vật Phát triển toả tia đa dạng của nhiều nhóm không xương sống: San hô, Tay cuộn, Bọ ba thùy (nhóm II), Bút đá, Da gai cổ v.v... Cá không hàm bắt đầu phát triển. Tản thực vật.

Tạo núi Tacon

Hirnant

Phân chia thống, bậc trước đây

Phân bậc mới theo UBĐTQT

Thống (Thế) và Bậc (Kỳ)

Ordovic hạ Tuyệt chủng 95% sinh vật Phong phú Bọ ba thùy (nhóm I), Tay cuộn không khớp, Chén cổ. Mới chỉ có thực vật hạ đẳng (Tản thực vật).

Mở đại dương Rheic, Iapetus. Tạo núi Salair T ạo núi Toàn Phi

CA MB RI

ORDOVIC

Kỷ (Hệ)

8.2. SINH GIỚI TRONG PALEOZOI S ỚM Paleozoi là một giai đoạn lớn trong lịch sử phát triển sinh giới và mang tính chất nhẩy vọt so với sinh giới Neoproterozoi. Nếu ở Neoproterozoi mới chỉ gặp những dạng hoá thạch của những dạng còn nguyên thuỷ và cũng còn th ưa thớt (xem 7.4.2) thì ngay ở những lớp đầu tiên của trầm tích Cambri hoá thạch động vật đã khá phong phú và đa dạng. Chịu ảnh hưởng của những biến động về điều kiện địa lý tự nhiên bắt nguồn từ sự mở và đóng của các đại dương, sự di chuyển các lục địa mà sinh giới từng thời kỳ biến đổ i để thích nghi hay bị tuyệt chủng . Một cách tổng quát có thể nói Paleozoi là giai đoạn thể hiện rõ quá trình đa dạng hoá và quá trình tuyệt chủng hàng loạt. Ngay từ kỷ Cambri đã có nhiều di tích sinh vật, tuy còn mang tính chất rất cổ xưa và kỳ lạ nhưng cũng đã ở vị trí khá cao trong lịch sử tiến hóa sing giới , phần lớn chúng không còn gặp trong đá của các kỷ sau. Trong đá Cambri đã gặp đại diện của vi sinh vật và các ngành Mang lỗ (Porifera), Sợi chích (Cnidaria), Tay cuộn, Chân khớp, Giun, Động vật có d ây sống nghĩa là có mặt gần như đầy đủ đại biểu của các ngành động vật. Điều đó chứng tỏ sinh vật của Cambri không phải là những sinh vật nguyên thuỷ nhất, đơn giản nhất của hệ thống phát triển sinh vật như ta đã biết từ chương 7, thế giới sinh vật đã xuấ t hiện và phát triển từ những quá khứ rất xa xôi trong lịch sử trước Cambri. Thực vật trong kỷ Cambri chủ yếu là các dạng tảo sống ở môi trường nước. Nhìn chung tất cả những đại biểu của sinh giới Paleozoi đều còn mang tính chất cổ xưa và phần lớn không còn tiếp tục sống trong các giai đoạn lịch sử sau đó. 161

8.2.1. Một số nhóm sinh vật chủ yếu Dạng Chén cổ (Archaeocyatha). Các đại biểu của ngành này khá phong phú trong các trầm tích của Cambri hạ và trung, đến Cambri thượng hoá thạch của chúng đã trở nên hiếm gặp và những đại biểu cuối cùng của chúng chỉ còn có ở Ordovic sớm. Chúng là sinh vật biển, đơn thể hoặc quần thể; bộ xương bằng đá vôi có hình dạng như một cái chén hay cái cốc (H.8.1). Hoá thạch của Dạng Chén cổ thường gặp trong các đá trầm tích carbonat tướng biển nông và cũng hay gặp cùng di tích của tảo đi cùng. Hầu như không gặp hoá thạch Dạng Chén cổ cùng với Bọ ba thùy, điều này do hai nhóm sinh vật thích ứng với hai môi trường sống khác nhau. Dạng Chén cổ sống trong biển cạn có đáy biển đá, c òn Bọ Hình 8.1. Hoá thạch dạng Chén cổ trong Cambri ba thùy sống ở đáy biển bùn. Một số ít đại 1- Cắt ngang một dạng quần thể Saianocyathus; 2- Dạng biểu của Dạng Chén cổ còn tồn tại đến đơn thể Kotuyicyathus; 3- Dạng quần thể Paranacyathus Ordovic, nhưng thực sự vai trò địa tầng của chúng chủ yếu là ở Cambri hạ một phần ở Cambri trung. Dạng Chén cổ phát triển phong phú trong các đá trầm tích Cambri ở Siberi, Trung Quốc và Australia. Tại Australia Dạng Chén cổ đã trở thành loại tạo đá, có những lớp đá vôi chỉ do xương của Dạng Chén cổ tạo thành. Nhờ vào việc nghiên cứu Dạng Chén cổ mà địa tầng của nhiều đá trầm tích Cambri ở Siberi và ở Australia đã được phâ n chia tỉ mỉ. Bọ ba thùy (Trilobita). Bọ ba thùy (H.8.2) là một lớp lớn của ngành Chân khớp, hoá thạch của ớp này có mặt trong các đá trầm tích Paleozoi từ Cambri đến Permi. Ngay từ đầu kỷ Cambri Bọ ba l thùy đã phát triển phong phú cả về số lượng giống loà i cũng như số lượng cá thể, hoá thạch của chúng thường hay gặp trong các đá sét cát, sét vôi và đôi khi cũng gặp trong đá vôi. Trong lịch sử phát triển ở Paleozoi Bọ ba thùy hình thành ba nhóm, mỗi nhóm có những đặc điểm riêng. Nhóm thứ nhất đặc trưng cho kỷ Cambri với các đặc điểm sau đây . 1) Phần lớn thuộc loại má sau (Opistoparia) còn các đại biểu của loại má trước (Proparia) ít phát triển. 2) Phần lớn trong chúng có khiên đầu to, khiên đuôi bé, thân gồm nhiều đốt, mắt hoặc tiêu giảm bé đi như ở giống Olenus hoặc mù như ở giống Agnostus. Hiện tượng tiêu giảm mắt là do môi trường sống gây nên, ta có thể quan sát được ở nhiều loài động vật hiện sống như những sinh vật sống dưới đáy biển sâu không ánh sáng hoặc trong các loài cá sống chui rúc dưới bùn như l ươn, chạch v.v... Chính Bọ ba thùy cũng thường sống chui rúc dưới vùng nước đục hoặc trong bùn. 3) Chưa có khả năng cuộn tròn để tự vệ. Khả năng này điển hình cho các Bọ ba thùy phát triển trong các kỷ sau. Bọ ba thùy chiếm vai trò ưu trội nhất trong động vật biển của Cambri, hoá thạch của chúng chiếm đến 60% tổng số hoá thạch động vật hiện biết của Cambri. Do đặc điểm phát triển phong phú, đa dạng và biến đổi nhiều, nhanh nên Bọ ba thùy trở thành hoá thạch định tầng tốt nhất cho trầm tích tuổi Cambri. Các giống điển hình hay gặp của Bọ ba thùy có thể kể đến như Olenus, Paradoxides, Olenoides, Redlichia, Drepanura. Đến cuối Cambri khoảng 80% số giống của của Bọ ba thùy bị tuyệt chủng và không còn gặp lại trong Ordovic nữa. 162

Hình 8.2. Một số Bọ ba thuỳ của Paleozoi sớm 1. Olenus (Cambri); 2. Drepanura (Cambri); 3. Paradoxides (Cambri); 4. Redlichia (Cambri); 5. Olenoides (Cambri); 6. Niobe (Ordovic); 7-8. Illaenus (Ordovic); 9. Asaphus (Ordovic); 10. Megalaspis (Ordovic); 11. Trinucleus (Ordovic); 12. Dalmanitina (Ordovic)

Nhóm thứ hai đặc trưng cho Ordo vic với các đặc điểm: 1 ) Thuộc loại Má sau có khiên đầu và khiên đuôi lớn gần bằng nhau, sườn, đuôi thể hiện rõ nét, số đốt phần ngực bụng giảm bớt, mắt phát triển. 2) Có khả năng cuộn tròn, khả năng này được coi là do bản năng tự vệ thụ động khi gặp kẻ th ù. 3) Mắt phát triển ở dạng mắt kép. 163

Về mức độ phát triển, Bọ ba thùy trong Ordovic cũng phong phú không kém Cambri. Các giống điển hình là Niobe, Illaenus, Asaphus Megalaspis, Trinucleus, Isotelus v.v... Cuối Ordovic nhóm Bọ ba thùy thứ hai bị tiêu giảm và thay thế vai trò của chúng là nhóm thứ ba, nhóm này có điểm đặc trưng là thuộc loại Má trước. Các giống chung cho cả nhóm thứ hai và thứ ba gồm Dalmanitina, Harpes, Calymene, Acidaspis v.v... Bút đá (Graptolithina). Những đại biểu đầu tiên của Bút đá (t huộc động vật nửa dây sống  Hemichodata) xuất hiện từ Cambri nhưng còn rất thưa thớt với giống Dictyonema, sang Ordovic chúng phát triển rất phong phú và còn tiếp tục phát triển sang Silur. Hoá thạch của Bút đá (H.8.3) thường phong phú và được bảo tồn tốt trong các đá trầm tích hạt mịn, tướng nước sâu. Một số rất ít Bút đá có thể gặp ở tướng đá thô hơn, nhưng đều ở trạng thái bảo tồn kém. Trong suốt hai kỷ Ordovic và Silur Bút đá tiến hoá nhanh; do lối sống trôi nổi nên chúng phân bố địa lý rộng rãi và t rở thành hoá thạch chỉ đạo địa tầng rất tốt, nhiều nơi dựa vào Bút đá địa tầng đã được phân chia tỉ mỉ. Trầm tích Ordovic ở Scandinavia đã phân chia được đến 15 đới Bút đá, nhiều đới này còn phân bố rộng rãi trong đại lục Âu - Á, Mỹ, thậm chí cả ở Australia nữa. Ordovic là giai đoạn phát triển phồn thịnh của Bút đá, bên cạnh Dictyonema là những dạng Bút đá chính thức như Clonograptus, Diplograptus, Tetragraptus, Glytograptus, Climacograptus v.v...

Hình 8.3. Bút đá trong Paleozoi sớm 1. Dictyonema (Cambri); 2. Tetragraptus (Ordovic); 3. Clonograptus (Ordovic); 4. Diplograptus (Ordovic); 5. Glytograptus (Ordovic); 6. Climacograptus (Ordovic).

Tay cuộn (Brachiopoda). Ngành Tay cuộn gồm lớp Không khớp (Inarticulata) và lớp Có khớp (Articulata). Lớp Không khớp có cấu tạo nguyên thuỷ, vỏ phần lớn bằng chất kitin, cấu tạo của lớp Có khớp tiến hoá hơn, vỏ bằng chất vôi. Tay cuộn trong kỷ Cambri thuộc lớp Không khớp, còn đại biểu của lớp Có khớp đến cuối C ambri mới xuất hiện và tiến hoá, phát triển phong phú ở các kỷ sau. Các đại biểu của hoá thạch Tay cuộn gặp trong đá trầm tích sét cát lẫn trầm tích carbonat. Trong Cambri các giống hay gặp của Tay cuộn Không khớp là Obolus, Lingulella, Paleobolus v.v... và Tay cuộn Có khớp Billingsella, (H.8.4). Ở Việt Nam cũng đã gặp Trematobolus và Lingulella trong trầm tích Cambri ở Việt Bắc và Bắc Trung Bộ. Tay cuộn đứng hàng thứ hai trong thế giới sinh vật ở Cambri, chiếm đến 30% tổng số hoá thạch hiện biết.

164

Các đạ i biểu của lớp Có khớp xuất hiện từ cuối kỷ Cambri, nhưng phải sang kỷ Ordovic chúng mới bắt đầu vào giai đoạn phồn thịnh với nhiều bộ, họ mới và có vai trò quan trọng cho cả Paleozoi. Nhờ cấu tạo tiến hoá, có vỏ bằng chất vôi và sự đóng mở vỏ bằng khớp mà con vật có khả năng lớn trong cuộc đấu tranh sinh tồn. Chúng đã phát triển rất nhanh chóng và chiếm vai trò ưu trội, lấn át hẳn lớp Không khớp. Nếu như Bút đá đóng vai trò chủ đạo trong hoá thạch của tướng nước sâu thì các đại biểu lớp Có khớp của Tay cuộn cùng với Bọ ba thùy cũng đóng vai trò lớn như thế trong động vật ở đáy vùng thềm lục địa trong Paleozoi. Trong các đại biểu của Tay cuộn Ordovic thì bộ Orthida chiếm vị trí quan trọng nhất với các giống Orthis, Dalmanella, Porambonites.

Hình 8.4. Một số hoá thạch Tay cuộn của Paleozoi sớm 1a-b. Lingulella (Cambri); 2. Billingsella (Cambri); 3a-b. Obolus (Cambri); 4. Orthis (Ordovic); 5. Porambonites (Ordovic); 6. Dalmanella (Ordovic).

Động vật Sợi ch ích (Cnidaria)1. Các đại biểu của những động vật này trước đây quen gọi là động vật Ruột khoang (Coelenterata), nhưng tên gọi Ruột khoang không thích hợp nên hiện nay thay bằng tên gọi động vật Sợi chích (Cnidaria). Cơ thể của những động vật này có loại tế bào dùng làm công cụ tự vệ gọi là tế bào chích, mỗi khi gặp kẻ địch chúng bắn các sợi chích với chất độc làm tê 1

Thuật ngữ latin Cnidaria xuất nguồn từ chữ Hy Lạp: Knidê có nghĩa là cây tầm ma, cây lá han  loại cây có sợi gai nhỏ mang chất độc. Người và động vật bị những sợi gai này châm chích sẽ bị đau hoặc tê, ngứa tê liệt, giống như tác động của sợi gai ở tế bào châm chích của Sứa.

165

liệt kẻ thù. Vào đầu kỷ Silur vai trò của động vật Sợi chích chưa đáng kể, nhưng đến giữa và cuối kỷ vai trò của chúng tăng lên nhanh chóng. Dạ ng lỗ tầng (Stromatoporoidea)1 chỉ mới bắt đầu phát triển. San hô vách đáy (Tabulata) mãi cuối Ordovic mới có vai trò và phần lớn thuộc nhóm không lỗ thông như Catenipora, Tetradium (H.8.5). San hô bốn tia thuộc loại nguyên thuỷ, một đới như giống Lambeophyllum, Favistella (H.8.5). Một dạng hoá thạch có vị trí phân loại chưa rõ nhưng tạm coi là thuộc ngành động vật Sợi chích, đó là Conularida cũng có ý nghĩa đối với địa tầng Ordovic. Thân mềm (Mollusca). Hoá thạch Chân rìu (Pelecypoda) đã gặp trong trầm t ích Cambri nhưng chưa có vai trò lớn; các đại biểu của thượng bộ Nautiloidea (lớp Chân đầu) cũng chưa phát triển nhưng giống Volborthella vỏ thẳng cũng có ý nghĩa địa tầng. Sang Ordovic Nautiloidea đã có loại vỏ cong như Tarphyceras, Lituites, nhưng giống điển hình của nhóm này là Endoceras (H.8.5) có siphon lệch về bên. Các đại biểu của lớp Chân rìu và Chân bụng (Gastropoda) cũng có mặt nhưng chưa có ý nghĩa địa tầng. Da gai (Echinodermata). Trong kỷ Ordovic các đại biểu của ngành Da gai có vai trò lớn là các lớp Cystoidea (Cuống biển ) và Blastoidea (Nụ biển ), ngoài ra cũng có mặt Huệ biển (Crinoidea) và Cầu gai. Các giống đặc trưng là Preurocysties, Blastocrinus, Echinosphaerites, Protaxocrinus v.v... (H.8.5). Trong Silur nhiều đại biểu của ngành Da gai thuộc các lớp cổ như Cystoidea, Blastoidea, Cầu gai cổ cũng tiếp tục phát triển. Các đại biểu của Huệ biển cũng bắt đầu phát triển để sang Devon phát triển cực thịnh. Ngoài những nhóm động vật kể trên, trong trầm tích Paleozoi hạ cũng gặp hoá thạch của nhiều nhóm khác nhưng phát triển yếu và ít có ý nghĩa địa tầng. Trong các đá Cambri đôi khi cũng gặp hoá thạch 1

Hình 8.5. Hoá thạch San hô, Da gai, Thân mềm Ordovic San hô: 1.Catenipora; 2. Lambeophyllum; 3. Favistella Da gai: 4. Echinospaerites; 5. Echinoencrinites; 6. Protaxocrinus; 7. Blastoidocrinus Thân mềm:

8. Endoceras; 9. Cyrtendoceras

Hiện nay nhiều nhà nghiên cứu cho rằng Stromatoporoidea không thuộc Cn idaria (hay Ruột khoang) mà thuộc các nhóm sinh vật khác nhau như Porifera hoặc một loại tảo - Cyanophyta.

166

tảo như tảo xanh lơ trong trầm tích Cambri ở Hà Giang, vết giun bò Planolites ở Thái Nguyên. Trong Ordovic cũng bắt đầu xuất hiện Rêu động vật (Bryoz oa), Chân cánh (Pteropoda) Tentaculites. Một nhóm hoá thạch có vị trí phân loại không rõ ràng nhưng cũng có ý nghĩa đối với địa tầng là Răng nón (Conodonta). Nhiều nhóm sinh vật khác như Trùng lỗ, Bông biển (Spongia) và nhiều loại đại biểu khác nhau của ngành Chân khớp cũng đã gặp trong trầm tích Paleozoi hạ tuy chưa có ý nghĩa địa tầng lớn . Hoá thạch của những động vật có xương sống đã được phát hiện từ trầm tích Cambri, song cá không hàm chỉ mới phát hiện trong Ordovic ở Bolivi và Australia, sang Silur đã gặp nhiều dạng cá khác nhau. Thực vật trong hai kỷ Cambri và Ordovic chỉ là những thực vật bậc thấp - Tản thực vật gồm các loại tảo sống ở môi trường nước, chưa có cấu tạo mô dẫn truyền.

8.2.2. Tiến hóa và sự tuyệt chủng trong sinh giới Tiến hoá toả t ia sinh giới trong Paleozoi sớm Một trong những vấn đề lớn của lịch sử tiến hoá sinh vật là sự xuất hiện đột ngột nhiều nhóm sinh vật ở đầu Paleozoi sớm. Mặc dù trong nửa sau của thế kỷ 20 nhiều dạng hoá thạch ở Neoproterozoi đã được phát hiện, nhất là hệ động vật Ediacara gồm nhiều dạng thuộc nhóm Sợi chích (Cnidaria), Giun dẹt, Giun vòng; nhưng mối liên hệ giữa chúng với hệ động vật đa dạng ở đầu Paleozoi sớm vẫn là vấn đề chưa sáng tỏ. Cùng với biển tiến đầu Cambri, đã xuất hiện một thế giới sinh vật k hông xương sống ở biển gồm đại biểu của nhiều ngành, nhiều lớp. Lúc đầu chúng chỉ mới có mặt hạn chế trong một số biển, nhưng qua thời gian chúng phát triển và đa dạng hoá, đồng thời nhanh chóng phát tán rộng rãi trên thế giới. Một trong các yếu tố quan trọng thúc đẩy sự đa dạng hoá sinh giới ở đầu Cambri là vào cuối Neoproterozoi siêu lục địa Rodinia tan rã thành nhiều lục địa phân bố gần dọc theo xích đạo cổ, làm các biển phân cách với nhau. Điều này thúc đẩy sự đa dạng hoá nhanh chóng của sinh giới Paleozoi sớm. Trong điều kiện khí hậu ấm của vùng xích đạo và cận xích đạo, một nhóm sẽ phát tán, di cư đến các vùng biển nông và trong quá trình đó chúng tiến hoá, nhiều giống loài mới xuất hiện rồi lại phát tán trở lại nơi chúng xuất nguồn. Quá trình cứ tiếp diễn và thông qua các biển thông thương nhau nên sinh giới nhanh chóng phong phú cả về sinh khối và đa dạng về giống loài. Sự phát triển toả tia của Bọ ba thùy là điển hình của sự tiến hoá động vật Paleozoi sớm. Bọ ba thùy đã khá nhiều trong các trầm tích Cambri hạ, lúc đầu là các dạng có vỏ kitin nhưng không lâu ngay trong Cambri sớm xuất hiện các dạng có vỏ giàu chất vôi nên dễ dàng được bảo tồn trong các lớp trầm tích. Chúng tiến hoá rất nhanh chóng và phát triển phong phú đến mức chiếm tới hơn 60% tổng số hoá thạch Cambri và ở nhiều nơi hoá thạch Bọ ba thùy thậm chí chiếm đến 90% số lượng hoá thạch của Cambri. Ordovic đánh dấu một thời kỳ phát triển toả tia rầm rộ của nhiều nhóm động vật không xương sống như Da gai, Thân mềm, Tay cuộn v.v… Các đại biểu của Da gai cổ đã đạt sự phát triển cực thịnh trong Ordovic và đầu Silur. Tay cuộn đã có bước phát triển nổi bật từ Cambri, đến Ordovic từ 167

các dạng không khớp, vỏ kitin chuyển sang dạng có khớp vỏ vôi, tăng cường s ự bền vững của vỏ và khả năng đấ u tranh sinh tồn. Cùng với động vật không xương sống là sự phát triển nhanh chóng của Bút đá trong Ordovic và Silur. Trong Cambri chỉ mới có những dạng nguyên thuỷ nhưng từ Ordovic Bút đá trở nên rất phong phú, đa dạng, sự phát triển này còn tiếp tục trong Silur. Đá ng chú ý là từ giữa Ordovic những động vật tạo vôi bắt đầu tiến hoá rồi phát triển rầm rộ trong Silur để hình thành ám tiêu, đó là các loại San hô, Lỗ tầng (Stromatoporoidea) v.v… Hiện tượng tuyệt chủng trong sinh giới Trong lịch sử địa chất hiện tượng tuyệt chủng hàng loạt đã diễn ra nhiều đợt, ngay từ cuối Neoproterozoi đã có thể quan sát được hiện tượng này, nhưng những lần đầu tiên sinh giới bị tuyệt chủng hàng loạt rõ nét đã thể hiện trong Paleozoi sớm. Sự tuyệt chủng hàng loạt trong Cambri. Lần tuyệt chủng hàng loạt đầu tiên của sinh giới Paleozoi thể hiện rõ nét vào cuối Cambri. Trong kỷ này đã diễn ra một số đợt Bọ ba thùy bị tuyệt chủng và đến cuối kỷ có đến 90% số giống loài Bọ ba thùy đã biến mất. Vì Bọ ba thùy chiếm đến 60% số lượng hoá thạch Cambri và ở nhiều nơi thậm chí chúng chiếm đến 90% hoá thạch của kỷ này nên sự tuyệt chủng hàng loạt của Bọ ba thùy cũng có thể coi là sự tuyệt chủng hàng loạt của sinh giới của Cambri. Nếu tính toàn bộ sự tuyệt chủng của đa số Bọ ba thùy, gần toàn bộ Chén cổ và sự mất đi của một số động vật khác thì có đến hơn 90% giống loài sinh vật Cambri không còn gặp trong kỷ Ordovic sau đó. Sự tuyệt chủng trong kỷ Ordovic . Hiện tượng bị tuyệt chủng hàng loạt đầu tiên của Ordovic có thể diễn ra trong Ordovic trung. Trên kia đã nói đầu kỷ Ordovic diễn ra quá trình tiến hoá toả tia mới và sinh giới Ordovic phát triển rầm rộ, nhưng chính trong kỷ này lại cũng đã xẩy ra sự tuyệt chủng hàng loạt các đại biểu điển hình của sinh giới. Trong Ordovic hoạt động phun trào diễn ra mạnh mẽ và người ta đã quan sát được hiện tượng tiêu giảm giống loài động vật trước và sau hoạt động phun trào ở Ordovic giữa. Ví dụ trong mặt cắt Blackriver - Trenton ở Bắc Mỹ, tầng tro núi lửa đánh dấu sự biến đổi đột biến về số lượng giống loài sinh vật . Trầm tích bên dưới tầng tro này hoá thạch sinh vật rất phong phú và đa dạng, nhưng ở tầng trầm tích phủ trên tầng tro núi lửa này bên cạnh sự giảm sút số lượng giống loài của Rêu động vật, Tay cuộn v.v... hơn 80% đại biểu của Chân rìu, 90% của Bọ ba thùy , toàn bộ Da gai, Chân đầu không còn gặp nữa. Sự tuyệt chủng hàng loạt quan sát trực tiếp được ở mặt cắt Blackriver - Trenton trở thành nổi tiếng trong địa chất thế giới và hiện tượng tương tự cũng gặp trong nhiều mặt cắt Ordovic giữa ở những nơi khác. Cuối Ordovic diễn ra đợt tuyệt chủng hàng loạt lớn thứ ba trong Paleozoi, chỉ đứng sau ợt đ tuyệt chủng cuối Cambri và cuối Permi. Đợt tuyệt chủng này làm cho 12% số lượng các họ và 80% số lượng các giống của sinh giới biến mất trên thế giới; điều này làm cho sinh giới đầu kỷ Silur trở nên đơn dạng và nghèo nàn. Nguyên nhân của đợt tuyệt chủng hàng loạt này có lẽ liên quan trực tiếp với hiện tượng băng hà phát triển rộng rãi ở Gondwana quanh Nam Cực lúc đó (ứng với Đông Sahara hiện nay) (H.8. 6). Các nhà địa chất tính ra sự đóng băng này đã làm mực nước biển hạ xuống đến 200 - 300 m. Diện tích biển nông bị thu hẹp, nhiệt độ nước biển hạ thấp ngay cả ở vùng xích đạo; đó là những điều kiện khắc nghiệt đối với đời sống sinh vật dẫn đến sự tuyệt chủng hàng loạt sinh giới.

168

Quang cảnh động vật biển Ca mbri Trong hình bên cạnh thể hiện Sứa, Chân khớp bơi lội, Hải miên bám đáy và Bọ ba thùy (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

Trong hình bên phải thể hiện động vật Chân đầu, Huệ biển, San hô quần thể, Bút đá, Bọ ba thùy, Tay cuộn. (Wi-cander R. & Monroe J. 1993)

Quang cảnh sinh vật biển trong kỷ Ordovic

Quang cảnh sinh vật biển trong kỷ Silur (Burian Z 1951)

169

8.3. HOẠT ĐỘNG ĐỊA CHẤT TRONG PALEOZOI SỚM 8.3.1. Khái quát chung Cambri là kỷ đầu tiê n có thể xác định rõ nét và có tính thuyết phục vị trí các lục địa nhờ tài liệu cổ từ. Những lục địa trong Paleozoi sớm được hình thành từ kết quả của sự phá vỡ siêu lục địa Rodinia. Phần lớn các lục địa này nằm trong phạm vi 60 vĩ độ ở hai bên xích đạo cổ (tức khoảng giữa từ 30 o vĩ độ bắc đến 30 o vĩ độ nam). Từ Cambri trên Trái Đất có 6 lục địa lớn. Ngoài sáu lục địa lớn còn có nhiều tiểu lục địa, nhiều dãy cung đảo đi kèm các vi mảng trong Paleozoi; sáu lục địa lớn là: 1. Laurentia (phần lớn vùng đất của Bắ c Mỹ, Greenland, Tây Bắc Ireland, Scotland). 2. Baltica hay Đông Âu (gồm lãnh thổ Nga phía tây dãy núi Ural, phần lớn lãnh thổ Bắc Âu). 3. Siberi (phần phía đông dãy Ural của Nga, lãnh thổ Châu Á thuộc Nga, Bắc Kazakhstan và Nam Mông Cổ). 4. Kazakhstan (một lục địa hình tam giác với hạt nhân là Kazakhstan nhưng trong Paleozoi có thể bao gồm cả một phần của lục địa Siberi). Cũng có thể coi đại bộ phận Mông Cổ và một bộ phận của Siberi thuộc một lục địa riêng – lục địa Mông Cổ, trong Paleozoi nằm giữa hai lục địa Siberi và Kazakhstan. 5. Trung Quốc (bao gồm hai lục địa Hoa Bắc và Hoa Nam). Châu Phi, 6. Gondwana gồm Hình 8.6. Băng hà lục địa Gondwana trong Paleozoi Madagasca, Ấn Độ, Nam Cực, sớm. Mũi tên nhỏ chỉ hướng di chuyển của dòng băng. Australia, Nam Mỹ, Florida của Mỹ Mũi tên lớn chỉ sự di chuyển biểu kiến của địa từ cực (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998). và Mexico, một phần của Nam Âu và Trung Đông. Gondwana cũng bao gồm nhiều vùng lục địa hiện nay t huộc Châu Á như Đông Nam Á (Đông Dương, Malaya), Tây Tạng, Arabia và các vùng khác của Cận Đông . Bồn đại dương thứ nhất là Iapetus hay Đại Tây Dương nguyên thủy (Protoatlantic) ngăn cách Bắc Mỹ, Greenland (Laurentia) với nền Nga (Baltica). Rìa đông của Lau rentia bao gồm cả Chucotca, Spitsberg, còn rìa đông nam – bao gồm cả Scotland của nước Anh hiện nay. Bồn đại dương thứ hai là Paleoasia (Cổ Á Châu) phân cách Baltica và Đông Siberi với các lục địa Tarim và Trung-Triều. Bồn đại dương thứ ba là Paleotethys hay Cổ Địa Trung Hải ngăn cách Gondwana với Bắc Mỹ (Laurentia), khối Tarim, Trung Triều. Bồn đại dương này nối liền với Paleopacific (Cổ Thái Bình Dương) . Tất cả những lục địa vừa nêu cùng với Gondwana trong Cambri nằm 170

ở vĩ độ thấp hoặc vùng khí hậu ấm. Bản thân Laurentia nằm ở hai bên của xích đạo cổ, tức vùng khí hậu nhiệt đới. Trong Cambri và Ordovic sớm các bờ của Laurentia là rìa thụ động, nhưng từ Ordovic trung thì bờ nam của lục địa này (phía đông của Bắc Mỹ hiện nay) trở thành đới hút chìm hoạt động tích cực. Trong suốt Cambri và Ordovic phần lớn các lục địa bị biển nông phủ kín (H.8.7) và biển tiến cực đại diễn ra vào cuối Ordovic. Biển tiến này có lẽ do nhiều hệ sống núi đại dương hình thành trong quá trình phá vỡ Rodinia nên biển nông tràn vào lục địa. Gondwana trong Cambri sớm Cambri trung bị xô húc ở phía đông (Ấn Độ - Nam Cực - Australia) và phía tây (Châu Phi, Nam Mỹ – khi đó nằm vào khoảng giữa xích đạo với đầu mút nhọn hướng về bắc). Ngày nay đới khâu giữa Đông và Tây Gondwana bị ẩn dưới biển nông dọc rìa biển Đông Phi, nhưng chúng cũng lộ ra ở bờ biển và một số đỉnh trồi lên trên lớp băng của dãy núi xuyên Nam Cực. Sự xô húc của Tây và Đông Gondwana là xô húc lớn cuối cùng của hoạt động tạo núi Toàn Phi, những pha sớm của nó diễn ra ở Đông Bắc Phi, Tây Phi và Brazil.

Hình 8.7. Sơ đồ phân bố các lục địa trong Cambri muộn (Condie K.C. & Sloan R.E.1998).

Đại dương Iapetus mở ra giữa Bắc Mỹ và Châu Âu làm cho Avalonia tách giãn khỏi Bắc Mỹ và những đới hút chìm phát triển dọc rìa lục địa (H.8. 8). Avalonia là một nhóm các địa khu gồm New England, Nova Scotia, Nam Newfoundland và nước Anh (không bao gồm Scotland). Các đới hút chìm cũng phát triển dọc theo bờ Gondwana của đại dươn g Rheic và bờ Baltica của Iapetus. Trong thời gian này Florida và Mexico là thành phần của Gondwana, còn Scotland và Bắc Newfoundland là thành phần của Laurentia. Sự tách giãn của Hoa Bắc và Hoa Nam, Tarim và các tiểu lục địa khác khỏi Gondwana có thể bắt đầu từ Cambri nhưng thể hiện rõ nét trong Ordovic (H.8.8). Phần lớn của các lãnh thổ Tây Bắc Mỹ, Đông Australia và lục địa Nam Cực chưa được hình thành ở giai đoạn này. Trong Cambri các cung phát triển dọc theo bờ đông của 171

Siberi và dọc theo hai bờ của Gon dwana, trong đó hệ cung Samfrau là lớn nhất (H.8.7). Suốt trong Cambri và Ordovic dọc theo đai này các địa khu xô húc, bồi kết với bờ đông Australia và Nam Cực cũng như bờ tây của Nam Mỹ. Hiện tượng xô húc cung - cung trong Paleozoi sớm đã dẫn đến sự hình thành mảng mới Kazakhstan. Cuối Ordovic Gondwana di chuyển nhanh về phía cực, đến vị trí mà Bắc Phi nằm giữa Nam Cực (H.8.8). Phần phía bắc của đại dương Iapetus bắt đầu đóng và Avalonia xô húc với bờ đông của Bắc Mỹ trong Ordovic muộn, báo trước sự bắt đầu của pha tạo núi Tacon. Hệ cung phát triển dọc bờ tây bắc Châu Phi, các đại dương Iapetus và Rheic đóng lại và các cung tiếp tục hoạt động tích cực ở Siberi và Kazakhstan. Sự xô húc giữa Laurentia và Avalonia là hoạt động xô húc đầu tiên của loạt xô húc Paleozoi dẫn đến sự tập hợp Bắc và Nam Mỹ, Châu Âu và Châu Phi làm thành những bộ phận của siêu lục địa Pangea.

Hình 8.8. Sơ đồ phân bố các lục địa trong Ordovic giữa (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998)

8.3.2. Hoạt động tạo núi Paleozoi sớm Trong Paleozoi đã diễn ra hai thời kỳ tạo núi lớn là Caledoni và Hercyni, mỗi thời kỳ có một số pha tạo núi chính. Thời kỳ tạo núi Caledoni có các pha 1) Tacon xẩy ra trong Ordovic trung và Ordovic muộn, được phát hiện đầu tiên ở dải núi Appalach e (Bắc Mỹ), sau đó cũng gặp ở Tây Âu và nhiều nơi khác; 2) Caledoni vào cuối Silur ở Anh, Na Uy và Đông Greenland, Đông Australia. Các hoạt động tạo núi Caledoni và Hercyni liên quan mật thiết với sự đóng các bồn đại dương Paleozoi. Điển hình là bồn đại dương Iapetus được mở ra ở cuối Proterozoi, chiếm vị trí gần trùng với Đại Tây Dương hiện nay (H.8.8). Dẫn chứng về s ự có mặt một đại dương nằm giữa Bắc Mỹ và Tây Âu trong Paleozoi sớm là 1) Sự khác biệt của các hệ động vật Paleozoi sớm ở hai khu vực này (H.8. 9); 2) Di chỉ vỏ đại dương Iapetus thể hiện ở dạng ophiolit, trầm tích biển sâu đã phát hiện được cả ở Bắc Mỹ và Tây Âu. Khi đó Đông Newfoundland, Nova Scotia nằm ở phía Châu Âu của đại dương Iapetus, còn Scotland, 172

Bắc Ireland lại thuộc phần Bắc Mỹ của đại dương Iapetus trước khi đại dương này khép lại (H.8.8). Ở Nam Trung Quốc tạo núi Caledoni được gọi là tạo núi Guangxi và trầm tích Devon hạ nằm bất chỉnh hợp trên các đá Paleozoi hạ. Siêu lục địa Rodinia bị phá vỡ vào cuối Neoproterozoi cách đây hơn 700 triệu năm, các khối lục địa Laurentia và Baltica bắt đầu tách nhau và mở ra đại dương Rheic (H.8.10A). Hiện tượng tách giãn này để lại một số vi lục địa trong đại dương Rheic và cách nay 700 triệu năm một hệ cung đảo phát triển dọc theo một số vi lục Hình 8.9. Các tỉnh sinh địa lý động vật biển nông ở hai phía của đại dương Iapetus trong Paleozoi sớm. (Condie K.C. & địa này với một bồn sau cung xen Sloan R.E. 1998) vào (H.8.10B). Bồn sau cung khép lại, và vào khoảng 600 triệu năm trước đây cung xô h úc với Bắc Mỹ tạo nên sự tạo núi Avaloni (H.8.10C). Trong Cambri sớm những mảnh vỡ của vỏ lục địa bị tách giãn khỏi Bắc Mỹ và đại dương Iapetus bắt đầu mở ( H.8.10D), những tàn dư của trầm tích tách giãn và núi lửa ở Đông Bắc Mỹ chỉ rõ hiện tượng này. Sự tá ch giãn này đã chia vùng hiện nay là đảo British, Newfoundland, và phía bắc của New England thành hai phần, một ở bờ nam và một ở bờ bắc của đại dương Iapetus đang mở. Trong Cambri và Ordovic một số cung đảo đã hình thành ở đại dương Iapetus và đại dương Rheic. Sự xô húc tạo núi bắt đầu diễn ra từ Cambri nên cũng có thể coi đây là sự bắt đầu của hoạt động tạo núi Caledoni, tuy tạo núi này thường được coi là chính thức bắt đầu từ cuối Ordovic. Biểu hiện tạo núi sớm này được biết đến ở khu vực Kuznet - Sain (LB Nga) và Châu Phi. Cuối Ordovic một vài cung đảo này, trong đó có Avalonia, xô húc với nền Bắc Mỹ và đại dương Iapetus bắt đầu khép lại – bắt đầu tạo núi Tacon ( H.8.10E). Tạo núi Salair và tạo núi Toàn Phi Trong các đai động của những đại dương cổ hình thành những cung núi lửa, rõ nét nhất ở là khu vực Altai-Saian-Mông Cổ. Giữa và cuối Cambri ở những khu vực này đã diễn ra hoạt động tạo núi – tạo núi Salair do sự xô húc của các mảng Siberi và Mông Cổ và hình thành khu vực uốn nếp Salairid; hoạt động tạo núi này kéo kèm theo biển lùi ở nền Siberi. Hoạt động tạo núi tương tự cũng di ễn ra ở Hoa Bắc với tên gọi là tạo núi Qinghai (Thanh Hải), đồng thời cũng diễn ra ở đông nam Australia (tạo núi Benambri). Ở Châu Phi hoạt động tạo núi trong Cambri biểu hiện r ất rõ nét và được gọi tên là tạo núi Toàn Phi (Pan-African). Hoạt động tạo núi này xẩy ra từ cuối Neoproterozoi, đến Cambri chỉ có những pha cuối. 173

Hình 8.10. Tiến trình lịch sử hoạt động tạo núi Đông Bắc Mỹ trong Proterozoi muộn Paleozoi sớm (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998)

Tạo núi Tacon Từ đầu Cambri đại dương Iapetus bị hẹp dần, trọng lượng trầm tích tích tụ cùng với sức nén ép trong vỏ làm cho rìa đông của lục địa Bắc Mỹ bị uốn nếp. Từ đó trầm tích carbonat từng tồn tại ở thềm lục địa từ Cambri muộn dến Ordovic sớm trở thành trầm tích vụn hạt mịn và chế độ nước sâu cho đến Ordovic trung. Trong thời gian này một ranh giới hội tụ phát triển dọc rìa đông của một dải đảo nhỏ. Vật liệu vỏ nằm dưới đại dương Iapetus bị chìm xuống manti dọc theo đới hút chìm, một phần bị nóng chảy trở thành magma và xuyên lên để thành dải đảo ngoài khơi của lục địa. Cuối Ordovic dải đảo này xô húc với lục địa Bắc Mỹ. Đá trầm tích và magma nằm giữa các khối lục địa bị uốn nếp, đứt gãy dữ dội và biến chất. Đó là hoạt động tạo núi Tacon. Hoạt động tạo núi tương tự cũng xẩy ra ở miền trung Kazakhstan, Bắc Thiên Sơn do sự xô húc của các khối tiểu lục địa Tru ng Thiên Sơn, Tarim với khối lục địa lớn – Kazakhstan. Hiện tượng tương tự cũng quan sát được ở Maroc, Đông Australia và Miền trung Andes, Qinling (Tần Lĩnh – Trung Quốc). Một trong những hệ quả của sự xô húc Avalonia với bờ đông Bắc Mỹ là di chuyển sinh v ật nước lạnh của Iapetus về Bắc Mỹ. Sự tương phản của động 174

vật thể hiện rõ nét ở Newfoundland và New England. Trong Ordovic do quá trình xô húc các địa khu nên đá chứa Bọ ba thùy Cambri của Baltica lại nối liền với Bắc Mỹ (H.8.8; H.8.9). Ranh giới các địa khu cùng tuổi đông và tây Newfoundland có thành phần sinh vật hoàn toàn khác nhau và chỉ có loại Bọ ba thùy có tính thế giới là Agnostid biển khơi là giống nhau. Ở Australia các cung đảo phát triển trong bồn Protopacific, một số trong chúng hình thành trên các tiểu lục địa tách giãn. Hoạt động tạo núi Benambri đã diễn ra từ Cambri trung đến Ordovic sớm do một số cung đảo này xô húc với Đông Australia. Hoạt động địa chất ở một số khu vực mảng lục địa Trong Cambri phần lớn Gondwana là những khu vực lục địa ổn định – chế độ nền thụ động, nhưng ở Australia, Châu Nam Cực và rìa bắc Gondwana Nam Hoa Nam lại là những khu vực hoạt động. Châu Nam Cực và Nam Mỹ trải qua hoạt động tạo núi ở sát trước Cambri, còn rìa Australia hoạt động này diễn ra ở cuối Cambri. Trong Ordovic Gondwana vẫn là nơi bị bào mòn, phía Tây Australia bị biển ngập. Trong khi đó Đông Australia là đai động hoạt động phun trào mạnh mẽ. Đầu Ordovic Gondwana di chuyển về phía nam và tiến đến tận Nam Cực. Rìa bắc của nền này tách ra một phần trở thà nh vi lục địa Avalonia, nhưng vi lục địa này về sau lại xích gần lại với lục địa Bắc Mỹ. Liên quan với điều này là sự mở của bồn biển sâu với vỏ đại dương ở trong phần bắc của nhánh Châu Âu của Paleotethys, thường được coi là một đại dương với tên gọi Rhei c. Trong khi đó đại dương Iapetus nối liền về phía tây bắc với Rheic (Paleotethys) và tiếp tục mở rộng, tuy rằng đến giữa Ordovic đã xẩy ra biến dạng uốn nếp ở rìa tây bắc (uốn nếp Grampian ở Scotland hiện nay) và ở rìa đông nam (Na Uy hiện nay). Do quá tr ình di chuyển về phía nam, cuối Ordovic Gondwana chiếm vị trí khu vực nam cực hiện nay, khi đó nam cực nằm vào khoảng Bắc Phi hiện nay. Bên cạnh tài liệu cổ từ, chứng liệu cho sự kiện này còn là di tích của mũ băng ở Newfoundland, New Scotland (Đông Bắc Mỹ), Tây Bắc Pháp, rìa cực nam của Nam Phi, về phía đông di tích băng cũng gặp ở Ai Cập. Phần lớn diện tích Gondwana là khu vực nền nổi cao và bị bào mòn, biển chỉ xâm nhập vào một số vùng như Tây Phi, Bắc của Nam Mỹ. Ở các nền phía bắc, biển tiến diễn ra ở Baltica, đông Siberi, diện tích của nền Siberi được rộng thêm do hoạt động tạo núi Salair xẩy ra từ cuối Cambri. Mảng Đông Âu (Baltica) di mở chuyển về phía tây bắc và mở ra bồn biển sâu Ural (cũng gọi là đại dương Ural) nhưng nó chính là bồn rìa của Paleopacific bị ngăn cách bằng tiểu lục địa Kazakhstan. Phần lớn nền Trung -Triều là biển nông hình thành trầm tích carbonat. Biển sâu hơn ở Qinling (Tần Lĩnh), tại đây hình thành trầm tích núi lửa andsit-basalt và đá phiến silic kiểu cung đảo núi lửa.

8.3.3. Điều kiện khí hậu Paleozoi sớm Kết quả nghiên cứu cổ từ cho thấy các lục địa trong Paleozoi sớm phân bố chủ yếu ở vùng xích đạo, Gondwana vào Cambri sớm là một khối thống nhất sau xô húc của rìa đông và rìa tây của nó. Những trầm tích chỉ thị khí hậu cho thấy khí hậu của Paleozoi sớm ấm hơn hiện nay và những vùng phân bố ở dọc xích đạo bao gồm Bắc Mỹ, Bắc Siberi, Mông Cổ, Kazakhstan, Australia v.v... (H.8.11). Trầm tích bốc hơi được coi là chỉ thị cho điều kiện khí hậu khô nóng, hiện nay thường phân bố ở khô ng quá vĩ độ 45 thì trong trầm tích Paleozoi sớm lại phân bố rộng rãi ở Iran, Arabia, Bắc Mỹ, Siberi, và Australia. Trầm tích 175

màu đỏ ứng với điều kiện khí hậu khô nóng trên lục địa cũng phân bố rộng rãi trong phạm vi các lục địa mà vào Paleozoi sớm nằm ở dưới vĩ độ 30.

Hình 8.11. Sơ đồ phân bố các yếu tố cổ địa lý thế giới trong Cambri muộn (Condie & Sloan 1998)

Sự khôi phục dòng đại dương cổ bằng máy tính cho thấy trong Paleozoi sớm các khối không khí lạnh và khô đã thổi nước lạnh từ các vùng cực, nhất là từ bắc cực về các vùng xích đạo. Chúng đã gây nên khí hậu khô nóng trên các lục địa ở quanh xí ch đạo. Có lẽ gió mậu dịch cũng đóng góp phần quan trọng vào việc tạo nên điều kiện khí hậu khô ở Bắc Mỹ, Nam Âu, Siberi và Arabia; những gió mậu dịch này rất khô sau thời gian dài thổi qua Gondwana. Ám tiêu do Chén cổ trong Cambri, ám tiêu Rêu động vật v à San hô Ordovic - Silur cũng gặp ở những vùng dưới vĩ độ 30 của thời đó. Trầm tích carbonat biển nông cũng phân bố rộng rãi ở đới khí hậu này và ở vùng ngập nước nông của rìa các lục địa. Tuy vậy trong Ordovic sinh vật phản ảnh khí hậu thay đổi nhiều hơn, có lẽ ứng với sự hình thành các lớp băng ở Bắc Phi hiện nay vào Ordovic muộn. Băng lục địa lớn đầu tiên đã xẩy ra ở trong Ordovic, Châu Phi và Gondwana di chuyển về nam cho đến Nam Cực (H.8.6). Tillit, trầm tích vụn có khía của băng hà đã quan sát được từ Maroc ở Bắc Phi đến Arabia Saudi. Trong Ordovic Gondwana di chuyển về phía nam đến Nam Cực, điều này được minh chứng bằng sự có mặt của tillit ở sa mạc Sahara. Khác với kiểu hoạt động theo ranh giới thụ động ở Cambri, trong Ordovic dọc theo rìa đông Lau rentia hình thành kiểu ranh giới hội tụ tích cực, điều này được minh chứng bằng di tích của tạo núi Tacon trong Ordovic muộn thấy ở New England.

8.3.4. Paleozoi sớm ở Việt Nam. Lịch sử phát triển Paleozoi sớm ở Việt Nam gắn liền với lịch sử của cuối Neoproterozoi và Silur, nhiều hệ tầng trầm tích Cambri sớm có mối quan hệ gắn bó với các hệ tầng Neoproterozoi. 176

Cambri sớm . Trầm tích Cambri sớm ở Việt Nam thường gắn liền với trầm tích Neoproterozoi. Vào Neoproterozoi các khối nền Indosinia, Shan - Thái, Cathaysia, Dương Tử biểu hiện mở rift, đồng thời giữa chúng cũng phát sinh Prototethys và Protoasia trong chu kỳ biển tiến. Nhìn chung các trầm tích Neoproterozoi - Cambri hạ ở Việt Nam chủ yếu là lục nguyên ở phần thấp và carbonat ở phần cao, hình thành trên b ồn nội nền. Trong đó đặc trưng của hệ tầng Nậm Cô gồm đá phiến mica, đá phiến sericit và quartzit xen kẽ luân phiên với tỉ lệ khác nhau, có cấu tạo lớp thô đến mỏng, đều. Đá thường bị uốn nếp, có thế nằm thoải, bị phân cắt bởi các đứt gãy và xuyên cắt bởi các khối đá xâm nhập Paleozoi và trẻ hơn. Hệ tầng An Phú phân bố trong phức nếp lồi Lô Gâm ở Hà Giang, nếp lồi Lục Yên ở Yên Bái, gồm đá hoa sạch dạng khối, phân lớp thô, phần dưới có xen ít thấu kính đá phiến thạch anh - biotit; hệ tầng bị xâm nhập Sông C hảy có tuổi trước Devon xuyên cắt. Hệ tầng Cam Đường tuổi Cambri sớm là lục nguyên - carbonat - phosphat tạo thành bể apatit Lào Cai với trữ l ượng lớn. Về phía nam đới khâu Sông Mã có phức hệ Khâm Đức - Núi Vú (NP33- ε1) bao gồm các thành tạo biến chất từ tướng amphibolit đến tướng đá phiến lục. Thuộc phức hệ Khâm Đức -Núi Vú có các nhóm đá metaultramafic Hiệp Đức, gabroa mphibolit Tà Vi, plagiogranit gneis Nậm Nin, amphibolit Khâm Đức, gneis amphibol Trà D ơn, gneis biotit Tiên An, đá phiến kết tinh cao nhôm Hưng Nhượng, metacarbonat Thạnh Mỹ, granulit Tắc Pỏ và charnokit Đăk Broi. Trong các nhóm đá trên, các đá magma Hiệp Đức, Tà Vi, Nậm Nin và charnokit Đăk Broi được tách ra và mô tả thành những phức hệ magma riêng biệt. Hệ tầng A Vương (ε2 - O1 av) gồm trầm tích lục nguyên, lục nguyên - carbonat và đá phiến giàu vật chất than, bị biến chất khu vực ở tướng đá phiến lục, phân bố ở Thừa Thiên -Huế và Quảng Nam, Đà Nẵng. Trong đá đã phát hiện những dạng bào tử gồm Archaechystuesphaeridium sp., Tasmanites sp., Protosphaeridium sp. Ballesphaeridium brevispinosum. Cambri trung - Ordovic sớm (ε2 - O1). Các loạt trầm tích Cambri trung - Ordovic sớm phát triển rộng rãi ở Việt Nam và các khu vực kế cận tuy mang tính kế thừa nhưng hoạt động núi lửa mạnh hơn trước. Các kh ối Dương Tử - Hoàng Liên Sơn, Indosinia, Phu Hoạt - Nậm Sư Lư, Shan - Thái là những miền thềm lục địa có các lớp phủ lục nguyên carbonat chiếm ưu thế và giữa chúng vẫn tiếp tục phát triển Prototethys. Các trầm tích lục nguyên - silic - carbonat và basalt tholeit có bề dày 1600 - 2000m thuộc các hệ tầng Hà Giang, Sông Mã có nhiều thể dunit harzbugit đi cùng tạo thành tổ hợp ophiolit di chỉ vỏ đại dương của đới hút chìm cổ dọc hệ bồn cung núi lửa Sông Mã - Bắc Quang, Bản Rịn. Dải Sơn La - Lai Châu - Thanh Hóa và đông bắc Lào Cai - Hà Giang (Tây Bắc Bộ) có đá dolomit cấu tạo trứng cá xen kẽ với đá phiến sét - vôi chuyển tiếp lên là cát kết vôi chứa phong phú Bọ ba thùy, Tay cuộn v.v… tuổi Cambri trung - muộn đến Ordovic sớm thuộc cùng một phức hệ cổ địa lý sin h vật trên thềm lục địa yên tĩnh. Chu kỳ trầm tích này có đợt biển tiến cực đại vào giữa Cambri muộn và biển lùi vào Ordovic sớm. Trong khi đó trầm tích lục nguyên dạng nhịp ở Thái Nguyên, Cao Bằng ( Đông Bắc Bộ) lại chứa Bọ ba thùy thuộc họ Agnotidae (h ệ tầng Thần Sa) trong môi trường biển khá 177

sâu ở thềm và sườn lục địa trong miền mát lạnh hơn nối liền với các bồn Jiangnan – Zhujiang (Giang Nam - Châu Giang) ở Đông Nam Trung Quốc và Đông Bắc Australia hoàn toàn khác với thành phần trầm tích và hoá thạch cùng tuổi ở Hà Giang, Lào Cai và Tây Bắc Bộ. Các trầm tích lục nguyên dạng flysh thuộc hệ tầng Bến Khế ( ε - O1 bk) thành tạo ở biển rìa trên lưu vực sông Đà hiện nay. Về phía nam dọc tây bắc khối nhô Kon Tum loạt lục nguyên - núi lửa thuộc hệ tầng A Vương thuộc dãy cung đảo trên đới hút chìm Tam Kỳ - Phước Sơn của Prototethys. Ordovic trung - muộn. Trầm tích Ordovic trung - muộn ở Việt Nam thường nằm trong loạt liên tục Ordovic trung - Silur. Bối cảnh địa chất trong giai đoạn này phân dị mạnh mẽ, thể hiện sự phân đới ngang rõ rệt trong các bồn trầm tích và các miền nâng tạo núi. Trầm tích lục nguyên dạng flysh chứa Bút đá của các hệ tầng Phú Ngữ, Tấn Mài, Long Đại, Sông Cả và đặc biệt là flysh tuf turbidit của hệ tầng Cô Tô được thành tạo trong các bồn trư ớc cung dọc sườn và chân lục địa Paleotethys. Hệ tầng Long Đại có những tập đá phiến silic phân lớp sọc dải, andesit và cát kết thuộc trường rìa lục địa tích cực có nguồn gốc từ cung núi lửa. Ở Tây Bắc Bộ trầm tích trên miền thềm nông gồm cuội kết vụn thô chuyển lên lục nguyên - carbonat chứa san hô của hệ tầng Sinh Vinh (O 3 - S) nằm không chỉnh hợp góc rõ rệt trên các thành tạo cổ, còn ở Thái Nguyên là cát kết, bột kết vôi chứa nhiều Bọ ba thùy, Tay cuộn (O 2-3) thành tạo trên thềm của một vi lục địa Đông V iệt Bắc. Biểu hiện hoạt động tạo núi Caledoni thể hiện ở cấu trúc Cathaysia từ Đông Nam Trung Quốc kéo sang Quảng Tây và Việt Bắc của Việt Nam; trong các mặt cắt thường vắng mặt trầm tích Silur và trầm tích Devon hạ dạng molas màu đỏ nằm bất chỉnh hợp trên các đá cổ hơn Silur.

8.4. KHOÁNG SẢN PALEOZOI SỚM Trong trầm tích tuổi Paleozoi sớm khoáng sản kém phong phú so với trầm tích thuộc các giai đoạn lớn khác của lịch sử địa chất. Liên quan với trầm tích Cambri có muối mỏ và dầu khí ở một số cấu trúc nền (Đô ng Âu, Bắc Mỹ), trầm tích chứa phosphorit gặp ở nhiều nơi như Trung Á, Nam Trung Quốc và Việt Nam. Mỏ phosphorit (apatit) Cam Đường (Lào Cai) ở Việt Nam là mỏ vào loại lớn trên thế giới, có nguồn gốc trầm tích - biến chất được xác định tuổi Cambri sớm; trữ lượng có thể tới 4 tỷ tấn, với hàm lượng từ 15% tới 36%. Có lẽ mỏ sắt Tòng Bá - Bắc Mê (Hà Giang) cũng thuộc loại hình này và được thành tạo trong Paleozoi sớm. Trong trầm tích Cambri có asbet và talc liên quan với magma mafic ở Bắc Mỹ và Saian-Altai, khoáng sản thiếc, volfram liên quan với magma acid ở Đông Nga, Hoa Bắc. Mangan ở Kuznet Alatau, cromit, quặng đồng và cobalt ở Na Uy, Kazakhstan. Khoáng sản muối ở vùng Đông Siberi và Pakistan. Trong Ordovic dầu khí được phát hiện tại Mỹ và chiếm đến 1/3 sản lượng dầu khai thác ở nước này. Phosphorit ở nền Nga (Baltica) và Siberi, bauxit ở Anh và Trung Quốc, Kazakhstan. Mỏ đồng và cobalt liên quan với magma ở Na Uy và đa kim ở Salair, Kazakhstan. Liên quan với các hoạt động xâm nhập tuổi Paleozoi sớm nhất là O rdovic có nhiều khoáng sản kim loại như đồng, crom, nikel, bạch kim và khoáng sản phi kim loại như asbet, đá quý v.v...

178

Hình 8.12. Các bồn trầm tích - núi lửa Neoproterozoi - Silur ở Việt Nam (Trần Văn Trị và nnk. trong Tống Duy Thanh và nnk. 2005)

179

Chương 9

PALEOZOI TRUNG (Silur và Devon) 9.1. KHÁI QUÁT VỀ PALEOZOI TRUNG Paleozoi trung gồm hai kỷ Silur (gần 30 triệu năm) và Devon (gần 40 triệu năm); hệ Silur do R. Murchison xác lập năm 1835 và gọi tên theo bộ tộc cổ ở xứ Wales (Tây Nam nước Anh). Trước 1960 hệ Silur gồm hai thống Ordovic và Gothland; Đại hội Địa chất Quốc tế XXI (1960) thông qua việc tách hệ Silur làm hai hệ là Ordovic và Silur, do đó hệ Silur chỉ còn ứng với khối lượng thống Gothland trước kia. Trước đây hệ Silur được phân làm hai t hống, hiện nay các bậc trong bảng phân chia cũ được coi là những thống và Silur gồm 4 thống, trong đó thống Pridoli chưa chia thành bậc, Landovery gồm 3 bậc, Venloc và Ludlov mỗi thống gồm 2 bậc (Bảng 9.1). Hệ Devon gồm ba thống trừ thống hạ gồm ba bậc, các thống trung và thượng đều gồm hai bậc (Bảng 9.1). Hệ Devon do A. Murchison và R. I. Sedgwick xác lập trên cơ sở mặt cắt ở quận Devonshire ở Tây Nam nước Anh, nhưng ở Anh trầm tích Devon thuộc tướng lục địa nên việc phân chia thống và bậc của hệ lại dựa vào các mặt cắt ở Châu Âu lục địa. Bảng 9.1. Phân chia địa tầng và những sự kiện lớn trong Paleozoi trung

Famen

DEVON

Frasni Givet Eifel Emsi Praga Lochkov

Trung (D2) Hạ (D1) Pridoli Ludlov

SILUR

Ludford Gorsti Venloc Homerian Sheinwood Landovery Telych Aeron Rhuddan

Tuyệt chủng nhiều sinh vật trên cạn Xuất hiện Lưỡng cư đầu tiên Tuyệt chủng 60% sinh vật Xuất hiện cá mập Xuất hiện Côn trùng Xuất hiện Cúc đá, Cá vây mấu Xuất hiện Thực vật lộ trần Bắt đầu phát triển cá không hàm

Tạo núi Breton, Acadi

Cát kết đỏ c ổ Đóng đại dương Iapetus

Tạo núi cuối Caledoni

Thượng (D3)

Sự kiện lớn trong lịch sử địa chất Phổ biến khí hậu khô nóng

Bậc (Kỳ)

Phát tri ển phong phú Tay cuộn, Huệ biển

Thống (Thế)

San hô và L ỗ tầng tạo ám tiêu Phát tri ển các loại cá cổ

Kỷ (Hệ)

Paleozoi trung là giai đoạn hoạt động xô húc, khâu nối các mảng Baltic, Laurentia và kết thúc tạo núi Caledoni; kết quả là hình thành những dải núi lớn dọc theo rìa đông bắc Bắc Mỹ, rìa tây của 180

Scandinavia kéo xuống phía tây nam ở vùng Scotland của Nước An h. Cấu trúc núi do hoạt động Caledoni cũng thấy ở Đông Australia, Đông Nam Trung Quốc và nhiều nơi khác trên thế giới. Nhìn chung mực nước biển được dâng cao trong Silur và Devon, trầm tích biển nông phân bố rộng rãi. Trong Paleozoi trung phát triển phong phú sinh vật tạo ám tiêu, mặt khác sau chuyển động Caledoni hoàn thành, thành hệ molas và trầm tích bay hơi phân bố rộng rãi trong trầm tích đầu Devon. Do điều kiện sinh thái lục địa phát triển nên trong Devon đã diễn ra sự phát triển toả tia của sinh giới trên lục địa, lúc này lần đầu tiên xuất hiện thực vật trên cạn chính thức, đồng thời cũng xuất hiện sâu bọ, nhện, lưỡng cư. Một đợt tuyệt chủng hàng loạt sinh vật diễn ra vào cuối Devon, có lẽ liên quan với sự lao đập của thiên thạch. Sự phân chia địa tầ ng và những sự kiện lớn trong lịch sử Paleozoi trung được trình bày tóm tắt trên bảng 9.1.

9.2. SINH GIỚI TRONG PALEOZOI TRUNG 9.2.1. Khái quát Sau sự tuyệt chủng hàng loạt ở cuối Ordovic, đến đầu kỷ Silur sinh vật rất đơn điệu, nhưng ngay sau đó quá trình phát triển toả tia đã nhanh chóng làm cho sinh giới trở nên đa dạng và phong phú. Nhiều nhóm sinh vật mới chỉ xuất hiện ở Ordovic, sang Silur trở nên rất phong phú và đa dạng, trong số đó trước hết phải kể đến San hô và Lỗ tầng, chúng đã nhanh chóng ph át triển thành những dạng tạo ám tiêu. Quá trình uốn nếp, tạo núi Caledoni ở cuối Silur đã làm thay đổi nhiều về điều kiện địa lý tự nhiên nên sinh giới đã có những biến đổi lớn. Sự kiện quan trọng bậc nhất về sự biến đổi sinh giới trong kỷ Devon là sự xuất hiện động vật và thực vật trên cạn. Đặc biệt phát triển và đa dạng là các loại cá cổ do đó có nhà nghiên cứu gọi tên kỷ Devon là kỷ của cá. Có ý nghĩa nhất đối với địa tầng Devon là hoá thạch của các ngành Sợi chích (Cnidaria), Tay cuộn, Răng nón (Conodonta) và một số đại biểu của lớp Chân đầu. Các đại biểu có ý nghĩa lớn trong kỷ Silur như Bút đá, Bọ ba thuỳ v.v..., đến Devon chúng hoặc không còn vai trò gì lớn (Bọ ba thuỳ) hoặc gần như bị tuyệt chủng hoàn toàn (Bút đá).

9.2.2. Một số nhóm sinh vật chủ yếu  Động vật không xương sống Động vật Sợi chích (Cnidaria)1. Từ kỷ Silur động vật Sợi chích đã vượt qua giai đoạn mở đầu và bước vào giai đoạn phồn thịnh. Những đại biểu cơ bản là San hô dạng vách đáy (Tabulata), San hô bố n tia (Rugosa) đều phong phú cả về số lượng giống loài và cá thể. Do sự phát triển của động vật Sợi chích nên hình thành những ám tiêu thường được gọi tên chung là ám tiêu San hô. Bên cạnh ý nghĩa địa tầng, hoá thạch Sợi chích còn có ý nghĩa lớn trong xem xét điều kiện c ổ địa lý vì chúng thích nghi với điều kiện biển nông, khí hậu ấm. Trong Silur San hô vách đáy phát triển rất phong phú, ngay từ đầu kỷ hầu hết các bộ chủ yếu của San hô vách đáy (Tabulata) đều đã có mặt như Favositida, Halysitida, Pachyporida v.v... (H.9.1); San hô Mặt trời (Heliolitoidea) cũng đã khá phát triển. Cùng với San hô bốn tia chúng đã trở thành những nhóm hoá thạch chỉ đạo quan trọng nhất đối với trầm tích carbonat. Có thể kể đến một số giống phổ biến trong Silur như Favosites, Thecia, Multisolenia, Halysites, Heliolites v.v... 1

Trước đây quen gọi là Xoang tràng hay Ruột khoang (Coelenterata)

181

San hô bốn tia (Tetracoralla hay Rugosa) xuất hiện từ Ordovic và bắt đầu phong phú từ Silur, trong chúng San hô đơn thể, một đới không còn đóng vai trò chủ yếu như ở kỷ Ordovic mà đã có nhiều dạng quần thể. Trong cấu tạo xương xuất hiện hệ thống mô bọt làm hình thành dạng San hô hai đới. Các giống phổ biến và đặc trưng của Silur có thể kể đến là Tryplasma, Cystiphyllum, Konodophyllym, Goniophyllum v.v... (H.9.1)

Hình 9.1. San hô và Stromatoporoides Silur 1. Dạng quần thể của Stromatoporoide; 2. Thecia swinderniana; 3. Multisolenia formosa; 4. Halysites regularis; Tryplasma hedstromi; Cystipjyllum pikense; Acervularia conglomerata

182

Hình 9.2. Stromatoporoidea và San hô Devon Stromatoporoidea (1-2): 1. Amphipora ramose; Actinostroma clathratum; San hô (3-9): 3. Thamnopora rigida; 4. Alveolites suborcularis; 5. Heliolites porosus; 6. Calceola sandalina; 7. Hexagonaria hexagona; 8. Neostringophyllum ultimum; 9. Peneckiella achanaensis

Trong Devon các đại biểu của ngành Sợi chích lại càng phát triển, nhiều nơi chúng tạo thành những đá vôi ám tiêu lớn như ở Việt Nam, Bỉ và Australia v.v... San hô vách đáy tiếp tục phát triển 183

và có ý nghĩa địa tầng lớn (H.9.2; H.9.3). Ở Devon hạ và phần đầu của Devon trung có ý nghĩa nhất là các đại biểu của họ Favositidae, còn ở Devon trung và Devon thượng là Alvelitidae. Các giống hay gặp là Favosites, Thamnopora, Alveolites, Caliapora. San hô bốn tia đạt tới mức phát triển cực thịnh, đa dạng trong kỷ Devon, phần lớn chúng thuộc nhóm San hô hai đới. Các giống hay gặp là Thamnophyllum, Macgeea, Tryplasma, Calceola, Hexagonaria, Phillipsastraea, Rhyzophyllum. Nếu so sánh các đại biểu ngành Sợi chích của Devon với Silur chúng ta thấy một mặt Sợi chích Devon tiếp tục phát triển những nhóm cơ bản từ Silur chuyển sang, mặt khác Sợi chích Devon cũng đổi mới rõ rệt. Một số các đại biểu của Silur đã bị tuyệt chủng hoặc mất ý nghĩa, như những đại biểu cổ của San hô vách đáy và xuất hiện những đại biểu mới đặc trưng cho Devon. Sợi chích Devon có ý nghĩa địa Hình 9. 3. San hô Rhyzophyllum yenlacensis tầng khá lớn, địa tầng Devon được phân chia khá tỉ trong Devon hạ ở Bắc Bộ Việt Nam mỉ nhờ dựa vào hoá thạch của chúng, nhất là đối với các trầm tích carbonat hoặc sét carbonat như ở Ural, Bỉ v.v... Ở Việt Nam và Hoa Nam hoá thạch San hô có vai trò lớn đối v ới địa tầng, nhất là đối với các trầm tích Devon hạ và Devon trung. Lỗ tầng (Stromatoporoidea) trong Paleozoi trung rất phát triển và cực thịnh trong Devon, chúng cũng có ý nghĩa trong địa tầng và ở nhiều nơi cùng với các sinh vật tạo vôi khác, xương của nhóm Lỗ tầng đã hình thành những khối đá vôi ám tiêu lớn. Đặc biệt trong các trầm tích bậc Givet (Devon trung) các đại biểu của Amphipora đã hình thành những tầng đá vôi khá dày ở Việt Nam. Những tầng đá vôi này có mặt ở rất nhiều nơi và được gọi là “đá vôi Amphipora” như ở thượng lưu và hạ lưu sông Đà, vùng Hạ Lang (Cao Bằng) v.v... Bút đá (Graptolithina). Bút đá tiếp tục phát triển trong Silur và có vai trò lớn trong địa tầng (H.9.4). Ở Anh 20 đới Bút đá của Silur đã được phân định, ở Tiệp Khắc  18 đới, trong đó có nhiều đới ở cả hai nơi xa nhau đó vẫn có những dạng chung; nhiều đới còn gặp xa hơn nữa như ở Na Uy, Nga kể cả phía Siberi v.v... Phần lớn Bút đá của Silur có đặc trưng là các ổ nằm về cùng một phía của nhánh, điển hình là ở giống Monograptus. Các giống đặc trưng nhất của Bút đá trong kỷ Silur ta có thể kể đến Monograptus, Spirograptus, Cyrtograptus, Retiolites, Colonograptus, Rastrites, Pristiograptus. Về cơ bản Bút đá bị tuyệt chủng vào cuối Silur, tuy một vài dạng còn gặp trong trầm tích Denvon hạ. Ở Việt Nam Bút đá gặp nhiều trong trầm tích Silur ở Trung Trung Bộ (hệ tầng Đại Giang) và quần đảo Cô Tô (hệ tầng Cô Tô). Tay cuộn (Brachiopoda). Paleozoi trung cũng là thời kỳ phát triển phong phú của Tay cuộn. Trong số Tay cuộn Silur (H.9.4) vai trò quan trọng thuộc các bộ Pentamerida, Strophomenida và Atrypida. Trong các giống đặc trưng cho Silur có thể kể đến Atrypa,

184

Pentamerus, Conchidium, Strophomena, Leptaena v.v... Các đại biểu của bộ Spiriferida chỉ mới lác đác xuất hiện như giống Eospirifer.

Hình 9.4. Bút đá và Bọ ba thùy Silur Bút đá (1-6): 1. Monograptus priodon; 2. Spirograptus turriculatus; 3. Rastrites longispinus; 4. Cyrtograptus murchisoni; 5. Retiolites geinitziana; 6. Pristiograptus leintwardinensis Bọ ba thùy (7-10): 7. Phacops fecundus; Cheirurus quenstedi; Deiphon sp.; Dalmanites caudatus

Trong Devon hoá thạch Tay cuộn rất phong phú và đa dạng (H.9.6), là một trong thành phần chủ yếu của động vật đáy ở các biển, vỏ của chúng cũng đóng vai tr ò lớn trong việc hình thành đá vôi. Phát triển phong phú nhất trong Devon là các đại biểu của Strophomenaceae, Spiriferida, Rhynchonellaceae v.v... đến cuối Devon Productida bắt đầu phát triển. Các đại biểu của bộ Spiriferida chiếm tỉ lệ rất lớn trong Tay cuộn Devon, nhiều giống là hoá thạch đặc trưng như Howittia, Euryspirifer, Emmanuella, Mucrospirifer, Acrospirifer; họ Strophomenaceae có các giống Stropheodonta, Schellwienella và bộ Rhynchonellida với các giống Camarotoechia, 185

Uncinulus. Ngoài ra, các giống thuộc các nhóm khác cũng có vai trò lớn trong địa tầng như Devonoproductus, Schizophoria, Stringocephalus. Sự phát triển phong phú và đa dạng của Tay cuộn có ý nghĩa rất lớn trong việc nghiên cứu địa tầng và cổ địa lý. Ở Việt Nam hoá thạch Tay cuộn cùng với hoá thạch Sợi chích đóng vai trò chủ yếu trong phân chia địa tầng Devon hạ và Devon trung. Chúng phổ biến trong trầm tích Devon cả ở Bắc Bộ và Trung Bộ. Thân mềm (Mollusca). Trong Silur các lớp Chân rìu (Pelecypoda hay Bivalvia) và Chân bụng (Gastropoda) chưa có vai trò lớn đối với địa tầng. Đại biểu của lớp Chân đầu tiếp tục bước phát triển từ Ordovic, Nautiloidea không những khá phong phú mà còn đa dạng nữa. Các giống đáng chú ý của thượng bộ này là Gomphoceras, Orthoceras (có kích thước lớn, có thể dài đến 2m) (H.9.5).

Hình 9.5. Tay cuộn, Thân mềm Silur Tay cuộn (1-5): 1. Pentamerus galeatus; 2. Chonchidium knighti; 3. Leptaena rhomboidalis; 4. Eospirifer plicatellus; 5. Chonetes striatella; Thân mềm (6-7): 6. Orthoceras regulare; 7. Tentaculites, hình một cá thể và bên phải là dạng bám của hoá thạch trên bề mặt đá

186

Trong Devon động vật thân mềm có mặt đầy đủ đại biểu của các lớp Chân bụng, Chân rìu, Chân đầu. Trong đó lớp Chân đầu có ý nghĩa lớn đối với địa tầng , còn lớp Chân rìu ý nghĩa địa tầng kém hơn, lớp Chân bụng còn ít ý nghĩa hơn nữa. Nếu như các hoá thạch Tay cuộn đóng vai trò lớn trong việc phân chia địa tầng của tướng biển nông thì các đại biểu lớp Chân đầu lại có ý nghĩa quan trọng hàng đầu đối với đị a tầng của trầm tích tướng biển sâu. Dạng Cúc đá (Ammonoidea) thuộc lớp Chân đầu xuất hiện đầu tiên ở Devon sớm, tiếp tục bước phát triển từ Nautiloidea có vỏ thẳng từ Ordovic, chuyển dần sang dạng có vỏ xoáy phẳng. Sự tiến hoá của Dạng Cúc đá được hoàn thiện dần và trở thành nhóm chiếm ưu thế trong động vật không xương sống ở biển trong Mesozoi cho đến khi chúng bị tuyệt diệt ở cuối kỷ Creta.

Hình 9.6. Hóa thạch Tay cuộn Devon 1. Hysterolites hystericus; 2. Euryspirifer speciosus; 3. Acrospirifer pellica; 4. Mucrospirifer bouchardi; 5. Cyrtospirifer verneuilli; 6. Stringocephalus burtini; 7. Uncinulus orbignyi; 8. Schellwienella umbraculum; 9. Devonoproductus walcotti; 10. Schizophoria striatula; 11. Euryspirifer paradoxus; 12. Acrospirifer primaevus

Sự tiến hoá Dạng Cúc đá thể hiện rõ nét trong cấu trúc của các vách ngăn phòng; chúng thể hiện trên bề mặt vỏ bằng đường thuỳ yên (giao tuyến của vách ngăn phòng và vỏ ngoài) ngày 187

càng phức tạp làm tăng cường độ vững chắc của vỏ nên con vật có thể bơi lội và lặn tốt hơn ở độ sâu lớn để kiếm mồi và chạy trốn kẻ thù. Sự tiến hoá đường thuỳ yên diễn ra rất nhanh nên hoá thạch Dạng Cúc đá có ý nghĩa địa tầng rất tốt. Dạng Cúc đá trong Devon tiến hoá nhanh thể hiện ở đường thùy yên. Nhóm thứ nhất có đường thùy yên kiểu Agoniatites rất đơn giản, chỉ có một hoặc hai thuỳ, phát triển chủ yếu ở Devon sớm Hình 9. 7. Các kiểu đường thùy yên của lớp ầu trong Paleozoi . a. Kiểu Agoniatites: và Devon giữa (H.9.7a). Nhóm thứ hai , có đường thùy Chân đ b. Kiểu Goniatites; c. Kiểu Ceratites yên kiểu Goniatites (H.9.7b) xuất hiện từ đầu Devon muộn, chúng song song tồn tại với các đại biểu cuối cùng của nhóm thứ nhất. Sau đó đến Permi mới xuất hiện nhóm thứ ba với kiểu thùy yên Ceratites (H.9.7c). Nghiên cứu Goniatites ta thấy rõ chúng di cư từ Baltic qua Timan, Ural rồi từ đây phân theo hai tuyến. Một tuyến từ Ural qua vùng Kirghiz, Kuzbas và nối với H imalaya, Cathaysia (Trung Quốc) và cuối cùng là Australia. Tuyến thứ hai từ bắc Ural, Goniatites di cư qua phía bắc Siberi, bắc eo Bering rồi qua Bắc Mỹ . Da gai (Echinodermata). Trong Silur nhiều đại biểu của ngành Da gai (thuộc các lớp cổ như Cystoidea, Blastoidea, Cầu gai cổ) cũng tiếp tục phát triển. Các đại biểu của Huệ biển (Crinoidea) cũng bắt đầu phát triển để sang Devon phát triển cực thịnh. Đến Devon Cystoidea, Blastoidea đã bị tiêu giảm rất nhiều và đang trên đường tuyệt chủng, trong khi đó các đại biểu của Huệ biển (Crinodea) phát triển rất phong phú, các đốt thân của chúng rất hay gặp t rong các trầm tích Devon nhất là trong đá carbonat. Chân khớp (Arthropoda). Trong Silur Bọ ba thuỳ thuộc nhóm thứ ba có điểm đặc trưng là thuộc loại má trước. Lần đầu tiên xuất hiện nhóm nhiều chân (Myrapoda) và những dạng tương tự như nhện hiện nay. Sang kỷ Devon Bọ ba thuỳ giảm ý nghĩa, nhưng một số trong chúng cũng có vai trò trong địa tầng, trước hết là đại biểu của họ Phacopodae. Các giống Phacops, Dechenella, Dalmanites, Ductina cũng gặp trong trầm tích Devon ở Việt Nam. Cùng với Bọ ba thuỳ, trong kỷ Devon phát triển một số đại biểu khác của ngành Chân khớp như Gigantostraca, xuất hiện lần đầu các đại biểu của Côn trùng. Eurypterida là nhóm khá đặc biệt của ngành Chân khớp trong Paleozoi trung, chúng tiến hoá từ những dạng nguyên thuỷ thuộc phụ ngành Có kìm (Chelicerata) của Cambri qua dạng cua hình móng ngựa ở Ordovic rồi Eurypterida ở Silur. Eurypterida có kích thước khá lớn, trong Silur chúng thường có kích cỡ vài chục centimet nhưng Hình 9.8. Tái dựng dạng Eurypterid trong hệ tầng Đồ Sơn (giống Rhinocarcinosoma) ở Devon có trường hợp dài đến 2m. Những dạng cuối cùng của Eurypterida bị biến mất trong Permi sớm. Sống trong nhiều môi trường khác 188

nhau như biển, đầm phá, nước ngọt; với đôi mái chèo hoặc kim chích ở đầu mút đuôi, đôi mắt to và đôi càng khổng lồ Eurypterida là động vật ăn thịt hung dữ trong các thuỷ vực Paleozoi. Trong Silur còn xuất hiện dạng chuyển tiếp từ Eurypterida sang Dạng bò cạp và Dạng nhện. Hoá thạch Eurypterida ít phổ biến, chúng thường gặp trong trầm tích tướng đầm hồ, cửa sông ven biển, ở Việt Nam cũng đã g ặp Eurypterida (H.9.8) trong trầm tích Devon ở bán đảo Đồ Sơn (giống Rhynocarcinosoma). Trong số động vật không xương sống của Devon cũng cần chú ý đến sự có mặt của các đại biểu lớp Chân cánh (Pteropoda) với nhóm Tentaculites (H.9.5) như các giống Viriatellina, Nowakia. Đặc biệt hoá thạch của nhóm Conodonta có ý nghĩa địa tầng rất tốt cho địa tầng Devon, trong nhiều trường hợp chúng là hoá thạch định tầng chủ yếu, nhất là trong trầm tích vô i silic. Ở Việt Nam hoá thạch Conodonta gặp trong trầm tích vôi silic ở Devon trung và nhất là Devon thượng. Trong trầm tích Devon hạ có giống Polygnatus với các loài đặc trưng như Pol. inversus, Pol. nothoperbonus, còn trong Devon thượng là các giống Palmatolepis, Hindeodella v.v…  Động vật có xương sống

Hình 9.9. Vài dạng hoá thạch cá và Lưỡng cư trong Devon Cá giáp: Cephalaspis lyelli (1); Drepanaspis gemuendensis (2); Bothriolepis sp. (3); Cá vây mấu (Crossopterigyi) (4): Lưỡng cư: Ichthyostega (5).

Sự tiến hoá và phát tán các dạng cá là một sự kiện nổi bật trong lịch sử phát triển động vật Paleozoi trung. Trước Silur chỉ mới có cá không hàm thuộc nhóm cá Da giáp (Ostracodermi) và là cá biển, đầu Silur bên cạnh cá Da giáp đã xuất hiện cá có hàm. Cuối Silur và đầu Devon đã diễn ra sự phát triển toả tia của rất nhiều loại cá nước ngọt, nước lợ và nhanh chóng tràn lan trên khắp các lục địa. Cá Da giáp và cá Da phiến đóng một vai trò lớn trong sinh giới Devon, nhưng đặc tr ưng nhất đối với Devon vẫn là cá Da phiến. Đặc điểm của chúng là trên phần đầu ngực của con vật có lớp giáp cứng bao phủ (H.9.9). Các đại biểu đầu tiên của cá xương, cá sụn và cá phổi cũng xuất hiện trong Devon. Đặc biệt cá phổi tiến hoá rất nhanh và trong Devon chúng đã đạt được 75% toàn bộ sự tiến hoá của chúng trong lịch sử. Một dạng cá xương khá đặc biệt trong Devon là Cá vây mấu (Crossopterygyi); bộ vây ngực và vây bụng của chúng có phần cơ khoẻ làm chỗ tựa cho các tia vây (H.9.9). Cấu tạo này giúp co n vật có khả năng trườn trên cạn và là báo hiệu của sự xuất hiện động vật bốn chi. Đó chính là những “dã thú” nước ngọt trong Devon trung (con to nhất có thể dài tới 1m), có bộ răng khoẻ, bề mặt răng có nếp gấp gọi là răng rối làm tăng độ cứng khoẻ của răn g. Do sự phong phú và đa dạng của cá trong Devon nên có nhà địa chất đã đề nghị gọi kỷ Devon là kỷ cá (theo cách gọi như Carbon là kỷ than đá). Có thể thấy rõ bốn khu vực cổ địa lý sinh vật của cá Devon là Laurentia, Siberi, Hoa Nam và Australia. Hoá thạch cá ở Việt Nam thuộc khu vực Bắc Bộ - Hoa Nam và trong 189

trầm tích Devon đã phát hiện nhiều hoá thạch cá đặc hữu của khu vực (H.9.10, H.9.11) theo sự thể hiện của Ph. Janvier). Một sự kiện quan trọng và có ý nghĩa lớn của lịch sử phát triển động vật Có xương sống trong Paleozoi trung là từ Devon xuất hiện động vật trên cạn. Lưỡng cư cổ đã tiến hoá từ một dạng Cá vây mấu (Crossopterygyi) nào đó vì Cá vây mấu có khuỷu khớp trong gốc vây và mõm dài. Cấu tạo xương của hoá Hình 9.10. Phục chế dạng cá Devon của hệ tầng Đồ Sơn: 1. Vietnamaspis ; 2. Asterolepis; 3. Bothriolepis thạch Lưỡng cư đầu tiên, phát hiện tron g trầm tích Devon thượng ở Nga và Greenland cho thấy rõ chúng được phát triển từ Cá vây mấu. Đó là những đại biểu của nhóm Đầu giáp (Stegocephali) với giống điển hình Ichthyostega (H.9.9) có cấu tạo bộ xương rất sơ đẳng, thể hiện trong cấu tạo vòm sọ, trong thái dương và vị trí hố mũi v.v...

Hình 9.11. Tái dựng các dạng cá Devon sớm ở Bắc Bộ - Việt Nam (hình vẽ của Ph. Janvier) 1. Langdenia; 2. Youngolepis; 3. Chuchinolepis; 4. Vanchienolepis; 5. Songdalepis; 6. Tongdzuylepis; 7. Bannhuanaspis; 8. Heteroyunnanolepis; 9. Một dạng của Placodermi; 10 và 12. Yunnanolepis; 11. Laxapis; 13. Diabolepis (Cá phổi); 14. Polibranchiaspis; 15. Các dạng Tay cuộn và Chân rìu (thức ăn của cá phổi); 16. Minicrania (một loại Antiarchi chỉ nhỏ bằng hạt gạo).



Tiến hoá của thực vật Một trong những đặc điểm quan trọng trong cấu tạo của thực vật là mô mạch dẫn truyền. Cấu tạo mạch dẫn truyền một mặt làm nhiệm vụ vận chuyển chất dinh dưỡng, đồng thời cũng tăng cường 190

độ vững chắc của cây khi lên sống trên cạn. Sự xuất hiện mạch dẫn truyền là một bước tiến quan trọng trong tiến hoá của thực vật, có ý nghĩa như sự xuất hiện chi và phổi ở động vật, gắn liền với việc chuyển đời sống từ dưới nước lên đời sống trên cạn. Trong Paleozoi sớm chỉ có tảo sống dưới nước, chưa có mạch dẫn truyền trong cấu tạo mô. Từ cuối Silur xuất hiện thực vật lộ trần (Psilophyta) (H.9.12) là dạng đang chuyển lên đời sống trên cạn. Trong cấu tạo mô của chúng có dạng thân ngầm dưới đất ẩm, có những tế bào dà i có thể làm nhiệm vụ hút và vận chuyển chất dinh dưỡng tựa như rễ cây và mạch dẫn truyền ở thực vật cao cấp sau này. Trồi lên mặt đất là những chồi, ở đầu mút của chúng có những bao bào tử, có khi có đọt dạng lá. Những di tích thực vật trong Devon sớm vẫn còn mang nhiều tính chất của thực vật Silur nhưng thực vật lộ trần lúc này phong phú hơn về giống loài. Từ Đevôn trung song song với các đại biểu của thực vật lộ trần như Asteroxylon, Rhynia (H.9.12), đã xuất hiện thực vật có mạch dẫn truyền chính thức, đó là những dạng dương xỉ nguyên thủy như Calamophyton, Lepidodendropsis và thậm chí cả dương xỉ có hạt nữa. Cuối Devon thực vật lộ trần dần dần bị biến mất và vai trò của dương xỉ bắt đầu trở nên quan trọng. Trong thời gian này có mặt các đại biểu của dươ ng xỉ như Racopteris, Calamites, Archaeopteis và loại lá hình kim của thực vật hạt trần nguyên thuỷ (Annularia). Thực vật cuối Devon đã gần gũi với thực vật Carbon, đã có dạng cây cao thân mộc, rừng rậm ở một số nơi có thực vật ẩm ướt và là nguồn thành tạo những vỉa than tuy với bề dày không lớn và chất lượng kém.

9.2.3. Sự tuyệt chủng sinh vật biển ở Devon muộn Sự giảm thiểu về đa dạng sinh học trong Devon muộn là hiện tượng thể hiện rất rõ, đây là một trong năm đợt tuyệt chủng lớn trong lịch sử sinh gi ới của Trái Đất và là lần tuyệt chủng quan trọng thứ ba kể từ Cambri (H.9.13). Trong đợt tuyệt chủng này có hai pha, pha đầu thể hiện ở ranh giới Frasni/Famen (F/F). Cách nay khoảng 364 triệu năm) khi đột nhiên tất cả các loại cá không hàm biến mất, pha thứ hai diễn ra vào thời điểm kết thúc kỷ Devon. Những dạng sống sót sau sự tuyệt chủng phần lớn thuộc những nhóm có cấu trúc nguyên thủy, gần với hình thái cấu trúc của tổ tiên. Như vậy những dạng bảo thủ lại dễ thích nghi với sự khủng hoảng điều kiện sinh thái hơn những dạng đã tiến hóa. Đợt tuyệt chủng Devon muộn làm biến mất 33% số họ, 57% số giống và 75% số loài sinh vật biển. Chịu ảnh hưởng trực tiếp của sự tuyệt chủng là sinh vật đáy ven bờ và ám tiêu biển nông. Những sinh vật bị tuyệt chủng trước hết là San hô, một số Tay cuộn, phần lớn Lỗ tầng và Dạng Cúc đá, còn Bọ ba thuỳ chỉ còn Proetidae sống cho đến Permi sớm. Cuối cùng của Devon cá Da giáp và cá Da phiến cũng biến mất.

Hình 9.13. So sánh sự tuyệt chủng Devon với các đợt tuyệt chủng khác trong lịch sử địa chất ( Wikipedia Encyclopedia)

191

Thời gian diễn ra hiện tượng tuyệt chủng này vẫn còn là vấn đề tranh luận, có ý kiến cho là chỉ diễn ra trong 0,5 triệu năm, ý kiến khác - tuyệt chủng kéo dài suốt trong Famen (15 tr. năm). Hai giai đoạn tuyệt chủng lại cũng là vấn đề chưa có sự nhất trí, có thể đó là tổng hợp của hàng loạt đợt tuyệt chủng nhỏ. Những nghiên cứu m ới nhất cho thấy đã có nhiều đợt tuyệt chủng trong khoảng ba triệu năm của Devon muộn . Nguyên nhân của sự tuyệt chủng Devon muộn còn là vấn đề suy đoán. Nhà Cổ sinh học D. McLaren (1969) cho sự tuyệt chủng này là do sự lao đập của thiên thạch. Kết quả ng hiên cứu đồng vị oxy cho thấy có sự hạ nhiệt độ rồi lại ấm lên trong thời gian này, còn nghiên cứu đồng vị carbon cho thấy có sự giảm rõ rệt sinh khối. Đồng thời, còn có sự tập trung đột biến nhiều thành phần kim loại và tăng lượng lưu huỳnh. Tại một vài m ặt cắt Devon như ở Bỉ đã phát hiện ở ranh giới F/F những dạng cầu thuỷ tinh nhỏ được cho là có nguồn gốc từ sự lao đập của thiên thạch. Tất cả những hiện tượng này là cơ sở cho sự suy luận về một sự lao đập lớn của thiên thạch vào đại dương gây những đợt s óng thần phá huỷ hệ sinh thái bờ biển, đồng thời gây xáo trộn các tầng nước biển, đưa nước nghèo oxy, giàu kim loại của biển sâu lên đầu độc sinh vật biển nông . Sự hóa xanh lục địa đã diễn ra trong Devon, giữa và cuối kỷ đã bắt đầu xuất hiện những rừng cây, hiện tượng tuyệt chủng F/F không ảnh hưởng đến thực vật lục địa nên chúng tiếp tục phát triển sang kỷ Carbon. Sự phát triển rừng cây và hoạt động quang hợp của thực vật làm giảm lượng dioxit carbon trong khí quyển nên hiệu ứng nhà kính giảm và tạo nên khí hậu mát lạnh hơn. Một nguyên nhân của sự tuyệt chủng có thể là do một giai đoạn khí hậu lạnh. Chứng cớ của điều kiện khí hậu lạnh này là băng tích Devon ở Bắc Brazil, gần Nam Cực, điều này cho thấy băng hà phổ biến rộng trên lục địa vì khi đó phần lớn lụ c địa bao quanh Nam Cực. Khối lượng lớn của băng hà làm hạ mực nước biển, gây nên sự kịch phát của khủng hoảng Devon. Nhưng băng hà lại chỉ xuất hiện vào sát cuối Devon nên có lẽ đó là hậu quả hơn là nguyên nhân của sự hạ thấp nhiệt độ toàn cầu.

9.2.4. Tỉnh sinh địa lý Malvinokaffric Nói chung sinh giới Silur và Devon trên thế giới khá đồng nhất, trừ một khu vực dọc theo vĩ độ 40 ở bán cầu nam, được gọi tên là tỉnh sinh địa lý Malvinokaffric (viết tắt từ tên quần đảo Malvinas ở phía đông Arhentina và tên vùng Kaffric gần thành phố Capetown của Nam Phi). Ranh giới phía bắc của tỉnh sinh địa lý này có nét đặc trưng là sự tăng cường thành phần sinh vật ưa nóng từ biển Laurentia chuyển đến. Trầm tích Silur -Devon trong tỉnh sinh địa lý Malvinokaffric cũng có nét đặc trưng rõ rệt, không có các loại trầm tích màu đỏ, trầm tích bốc hơi hoặc carbonat; ngoài ra trong cát kết lại chứa nhiều thành phần hạt vụn chưa bị phong hoá. Trong thành phần sinh vật rất ít những dạng chung với các khu vực khác của thế giới, gồm nhiều dạng của Tay cuộn, Bọ ba thuỳ; một ít Chân rìu, Chân bụng, Rêu động vật và Nautiloid. Không hề gặp những dạng đặc trưng của các thuỷ vực gần xích đạo như San hô, Huệ biển, Cystoidea, Lỗ tầng, Dạng Cúc đá, Bút đá, Conodonta; cũng không gặp hoá thạch cá vốn rất phổ biến trong trầm tích Silur muộn và Devon ở các nơi khác trên thế giới. Rõ ràng thành phần sinh vật này chứng tỏ khí hậu lạnh của tỉnh Malvinokaffric và khí hậu lạnh đó dĩ nhiên không thuận lợi cho việc hình thành trầm tích carbonat. Một số lớn đại biểu động vật của Malvinokaffric bị tuyệt chủng vào cuối Silur có lẽ do tác động của hiện tượng biển thoái trong thời gian n ày. Điều kiện khí hậu của Malvinokaffric trở nên ấm dần vào Devon trung, do đó không còn những dạng đặc hữu của khí hậu lạnh nữa; đồng thời những sinh vật thích nghi với khí hậu ấm như Dạng Cúc đá được di cư từ nơi khác đến. o

192

Sinh vật biển trong kỷ Devon

Hình bên trái: San hô, Ammonoid, Trilobita, Brachiopod. Hình bên phải: Phía trên – Cá Gai Parex (trái) và Cá Vây tia Cheirolepis (giữa và phải). Phía dưới – cá Da phiến Bothriolepis (trái); cá Da giáp Hemicyclaspis (phải) (Wicander R. & Monroe J. S. 1993).

Động vật và thực vật lục địa kỷ Devon

Sinh cảnh lục địa Devon sớm Thực vật trên cạn: Protolepidodendron (trái), Dawsonites (phải), Bucheria (giữa suối). (Wicander R. & Monroe J. 1993)

Sinh cảnh lục địa Devon muộn Lưỡng cư cổ Ichthyostega, cây có mạch không hạt (Wicander R. & Monroe J. 1993)

Rừng nguyên thủy kỷ Carbon

Trong hình thể hiện rừng Quyết thực vật với động vật: Lưỡng cư cổ Dolichosoma (giữa suối), Eryops (dưới), Branchiosaurus (giữa hình). (Theo Wicander R. & Monroe J. 1993).

193

9.3. HOẠT ĐỘNG ĐỊA CHẤT TRONG PALEOZOI TRUNG 9.3.1. Bộ mặt thế giới trong Paleozoi trung Trong Silur phần còn lại của đại dương Iapetus bắt đầu quá trình đóng do các cung tiếp tục xô húc với Laurentia và cuối cùng Baltica và Laurentia xô húc nhau vào cuối Silur (H.9.14.). Vào giữa và cuối Silur hoạt động xô húc diễn ra giữa Mông Cổ và Siberi tạo nên những dãy núi lớn ở Siberi hiện nay. Hoạt động hút chìm tích cực tiếp diễn dọc theo hai phía của Gondwana và lục địa này

Hình 9.14. Các mảng lục địa trong Silur

chuyển về hướng tây, làm đóng bồn đại dương Rheic vào cuối Silur. Khi đó Gondwana vẫn nằm ở bán cầu nam với Nam Phi nằm ở Nam Cực. Hoạt động hút chìm tiếp diễn dọc bờ Kazakhstan, khép nối vào Siberi, và hoạt động hút chìm cũng mới bắt đầu dọc theo bờ tây của Laurentia. Bản thân Laurentia vẫn là một nền ở vùng xích đạo trong suốt Silur và Devon giống như các nền Baltica, Kazakhstan, Hoa Bắc và Hoa Nam, Australia (H.9.14; H.9.15). Biển nông bao phủ phần lớn các lục địa trong Silur trung, sự tách giãn tiếp diễn dọc theo rìa Rheic của Gondwana, các mảng Mông Cổ và Hoa Bắc có lẽ cũng tách giãn vào giai đoạn này. Lục địa Gondwana tiếp tục di chuyển về phía nam, nhưng những dẫn liệu trầm tích cho thấy mũ băng Silur thu nhỏ so với băng hà cuối Ordovic. Sự thu hẹp mũ băng và băng hà làm cho mực nước biển dâng cao, dẫn chứng là trầm tích Silur thường nằm bất chỉnh hợp trên mặt bào mòn của Ordovic. Các nền và các mảnh của những lục địa khác cùng nhau di chuyển về cận xích đạo, bắt đầu hình thành một siêu lục địa lớn 194

Hình 9.15. Phân bốLục địa Avalonia, Caledonid và “Cát kết đỏ cổ” (Wikipedia Encyclopedia).

gọi là Laurussia hay cũng còn gọi là Euramerica (H.9.1 5). Khi Châu Âu nguyên thủy xô húc với Bắc Mỹ gây nên sự uốn nếp, những trầm tích ven bờ đã được hình thành ở ngoài khơi bờ đông Bắc Mỹ và bờ tây Châu Âu. Đây chính là hoạt động tạo núi Caledoni, hệ thống núi được hình thành kéo dài dọc rìa đông Bắc Mỹ, rìa tây Châu Âu từ Bắc Nước Anh đến Na Uy hiện nay (H.9.1 5). Cuối Silur mực nước biển lại hạ thấp, để lại những hồ nước mặn hình thành trầm tích bốc hơi, đồng thời các rặng núi bị bào mòn. Đại dương Panthalassa bao phủ gần khắp bán cầu bắc, ngoài ra còn có các đại dương khác như Paleotethys, Rheic và Iapetus nằm giữa Avalonia và Laurentia, đồng thời một đại dương mới được hình thành là đại dương Ural (hay Pleionic). Trong Silur Trái Đất bắt đầu một pha dài của hiệu ứng nhà kính, biển ấm bao phủ một phần lớn vùng xích đạo. Điều kiện khí hậu trở nên ổn định, chấm dứt sự dao động khí hậu thất thường của thời k ỳ trước. Nằm giữa các mảng ở bán cầu bắc và Gondwana ở bán cầu nam là đại dương Paleotethys chạy theo phương vĩ tuyến, rìa nam của dải đại dương này là rìa thụ động, còn rìa bắc - rìa hoạt động với nhiều đảo nhỏ, dải cung đảo và biển rìa. Phần rộng nhất của đại dương này nằm ở phía tây và bờ bắc của nó là Bắc Mỹ, bờ nam là Châu Phi và Nam Mỹ; phần rộng phía đông - nằm giữa Đông Âu và Arabia. Về phía đông, Paleotethys bị Hoa Nam, Indosinia, Hoa Ấn chắn ở phía bắc và Australia, Châu Nam Cực chắn ở phía nam. Đặc điểm chung của hoạt động địa chất trong Devon là sự quy tụ của các lục địa của bán cầu bắc hiện nay và sự phân tách Gondwana. Với sự quy tụ của các lục địa ở bán cầu bắc, Pangea bắt đầu được hình thành gần xích đạo do sự gắn kết Bắc Mỹ và Châu Âu, đồng thời với sự hình thành Caledonid ở Bắc Appalache (Bắc Mỹ) và Scotland, Scandinavia. Lục địa Gondwana ở bán cầu nam tuy vẫn là một lục địa lớn nhưng lại bị phân tách từng phần. Đại dương Rheic bị khép lại và trở thành một eo biển hẹp giữa Gondwana và Laurusia (Laurentia – Baltica), các hệ cung tiếp tục xô húc với phần ứng với phần phía đông của Bắc Mỹ hiện nay (H.9.16). Sau pha tạo núi Caledoni

Hình 9.16. Các mảng lục địa trong Devon sớm

195

ở cuối Silur, ở những vùng cấu trúc Caledonid ở Bắc Appalache (Bắc Mỹ) và Scotland, Scandinavia đã hình thành thành hệ molas màu đỏ gọi là “Cát kết đỏ cổ”; màu đỏ nâu của cát kết do oxit sắt (hematit) tạo nên. Cấu trúc Caledonid và “Cát kết đỏ cổ” cũng quan sát thấy ở Đông Australia, Hoa Nam và Bắc Bắc Bộ của Việt Nam. Mực nước biển khá cao , phần lớn các lục địa trở thành biển nông phát triển ám tiêu. Phần diện tích mênh mông của bề mặt Trái Đất là Toàn đại dương (Panthalassa), những đại dương nhỏ gồm Paleotethys, Rheic và Ural (Pleionic) về sau bị đóng lại do xô húc giữa Baltica và Siberi. Hiện tượng bồi tụ các địa khu diễn ra ở ph ía đông nam Australia, Tasmania, Châu Nam Cực và Nam Mỹ, dọc theo đai tạo núi Samfrau. Hoạt động hút chìm tiếp tục diễn ra ở rìa Kazakhstan và Nội Mông (H.9.16). Đại dương Pleionic bắt đầu khép do đó Kazakhstan bắt đầu hội tụ với Baltica. Trong Devon trung phun trào andesit diễn ra mạnh mẽ ở dọc hệ cung Kazakhstan hình thành những tầng đá phun trào và tuf dày ở Altai và Siberi hiện nay. Cũng trong Devon sớm Tarim, Pamir và Đông Dương tách giãn khỏi Gondwana để về sau di chuyển dần lên phía bắc và xô húc với Đông Á.

9.3.2. Hoạt động tạo núi Hoạt động tạo núi Caledoni (1) ban đầu được xác lập ở Nước Anh và Tây Âu, kết quả của chuyển động Caledoni là hình thành cấu trúc núi Caledonid kéo dài từ Scotland, Ireland và theo hướng đông bắc đến Scandinavia. Theo quan niệm ban đầu, Cal edoni chỉ là pha tạo núi cuối Silur, hiện nay hoạt động tạo núi Caledoni được coi là một quá trình xẩy ra từ Ordovic (pha Tacon) đến cuối Silur (pha Caledoni). Trong Silur sớm sự xô húc của các lục địa với Bắc Mỹ làm cho hoạt động tạo núi Tacon đã bắt đầu từ Ordovic muộn lại mở rộng hơn. Trong Silur sớm (khi đó đại dương Iapetus vẫn phân cách Laurentia và Gondwana) mảng Baltica di chuyển dần lên phía bắc, tiến gần lại với Laurentia và xô húc mảng này, dẫn đến pha tạo núi Caledoni kịch phát vào cuối Silur. Siberi từ vị trí nam xích đạo trong Cambri (Paleozoi sớm) di chuyển lên bắc xích đạo (H.9.1 6). Pha tạo núi Caledoni (cuối Silur đầu Devon) phổ biến rộng rãi ở nhiều nơi trên thế giới, đặc biệt là ở Bắc Mỹ, Greenland, Scandinavia, Scotland, Trung Âu, Kazakhstan, Bắc Thiên Sơn, Đông Australia v.v... Ở Hoa Nam biểu hiện hoạt động tạo núi Caledoni cũng thểhiện rõnét, người Trung Quốc gọi là tạo núi Guangxi (Quảng Tây). Khi đó Avalonia bị kẹp giữa hai mảng hội tụ Baltica và Laurentia và khâu nối với hai mảng này, Na Uy khâu nối với Greenland; cuối cùng hình thành một lục địa mới - lục địa Laurusia (còn gọi là Euramerica) bao gồm cả Laurentia, Baltica và Avalonia (H.9.15). Cuối Devon trung đại dương Iapetus hoàn toàn bị khép lại và do đó Baltica nối liền với Laurentia. Nói chung, lúc này các lục địa ở bán cầu bắc bị sát nhập lại với nhau còn lục địa Gondwana ở phía nam lại tiếp tục bị phá vỡ một phần. Trong Devon muộn quá trình xô húc tiếp tục diễn ra giữa Laurentia và Baltica, Nam Âu và Châu Phi gây nên pha tạo núi Breton ở Âu Á và pha Acadi ở Bắc Mỹ. Hoạt động tạo núi Breton do Stille phát hiện và được coi là những pha mở đầu cho hoạt động tạo núi Hercyni (Varisci) ở

Tên gọi Caledoni xuất phát từ địa danh Caledonia là tên của vùng Scotland ở nước Anh bằng tiếng Latin

196

Tây Âu1. Hoạt động tạo núi Acadi đã có tác động mạnh mẽ đối với khu vực Bắc Appalache (Đông Bắc Mỹ); pha kịch phát của hoạt động tạo núi này diễn ra trong Devon muộn nhưng hoạt động xâm nhập liên quan với nó còn tiếp tục trong Carbon sớm. Một tác động khác của tạo núi Acadi là tạo nên sự gắn thêm tiểu lục địa Avalonia vào rìa bắc của Bắc Mỹ thuộc Laure ntia, do sự đóng của một phần đại dương Iapetus.

9.3.3. Một số đặc điểm trong hoạt động địa chất Paleozoi trung  Sự thành tạo “Cát kết đỏ cổ ” Liên quan với chuyển động của các mảng và tạo núi Caledoni, cấu trúc nền của các mảng có những biến đổi lớn. Trước hết, do bờ Na Uy của Baltica xô húc và nối liền với Greenland, mảng Bắc Mỹ cũng xô húc với Greenland hình thành kiểu địa hình tương phản rất phổ biến do các núi mới được hình thành (H.9.1 5; 9.16), nhiều vùng biển trước đây trở thành đất liền nên điều kiện lục địa phổ biến ở khu vực Tây Âu và Bắc Âu, Đông Bắc Mỹ. Chính trong điều kiện đó đã thành tạo thành hệ molas màu đỏ tuổi Devon sớm, được quen biết với tên gọi “Cát kết đỏ cổ” (Old Red Sandstone). Chúng gồm cuội kết, cát kết được hình thành trong điều kiệ n khí hậu khô nóng và là sản phẩm bào mòn từ những dãy núi Caledonid mới được hình thành và trầm đọng lại ở rìa Đông Bắc nền Bắc Mỹ giáp với rìa tây của dải núi Caledonid, ở rìa tây bắc Baltica (còn gọi là nền Nga) như ở Anh, Đức, Ba Lan, Tây LB Nga giáp với rìa đông Caledonid (H.9.15). Có thể nói “Cát kết đỏ cổ” có tính chất toàn cầu, đó là những trầm tích lục địa giữa các núi, ở đâu có biểu hiện của tạo núi Caledoni, ở đấy có thể gặp “Cát kết đỏ cổ”. Chúng phân bố rộng rãi ở Trung Á, Nam Siberi, Đông Nam Trung Quốc và Bắc Việt Nam v.v... Trầm tích lục địa màu đỏ tuổi Devon sớm, phong phú hoá thạch các loại cá cổ, nằm bất chỉnh hợp trên các đá cổ hơn và hình thành tầng đáy của trầm tích Devon tại Nam Trung Quốc (hệ tầng Lianhuashan ở Quảng Tây, Vân Nam) cũng như ở Việt Bắc (hệ tầng Sika ở Hà Giang, Cao Bằng, Thái Nguyên). Chúng là sản phẩm của sự phá huỷ bào mòn các núi Caledonid được hình thành ở vùng ngày nay ứng với vùng Đông Nam Trung Quốc, kéo dài sang vùng Quảng Ninh, Việt Bắc của Việt Nam.  Sự phổ biến trầm tích tướng ám tiêu trong Paleozoi trung Trầm tích carbonat trên Trái Đất đã bắt đầu gặp trong Paleozoi sớm, nhưng Paleozoi trung là thời kỳ đầu tiên của sự phổ biến tràn lan trên thế giới của các loại đá vôi ám tiêu. Sự phổ biến rộng rãi đá vôi ám tiêu gắn liền với sự phát triển bùng nổ của các loại sinh vật tạo vôi, có vỏ hoặc xương vôi như San hô, Lỗ tầng, các loại tảo và nhiều loại sinh vật khác ở các nền bị ngập biển trong Silur và Devon. Chúng là trầm tích chỉ thị cho điều kiện biển ấm cận xích đạo, chỉ ở nền Gondwana lúc đó ở cận Nam Cực là không phổ biến loại đá vôi này. Trong các trầm tích Silur, nhất là Devon ta có thể gặp những tầng đá vôi ở nhiều nơi như Bắc Mỹ, Tây Âu và Trung Âu (Baltica hay nền Nga), Siberi, Nam Trung Quốc và Miền Bắc Việt Nam. Tại Việt Nam những hệ tầng đá vôi Silur phong phú hoá thạch San hô có thể gặp ở hạ lưu Sông Đà, Kiến An. Đặc biệt những hệ tầng dày của đá vôi Devon giàu di tích San hô, Lỗ tầng phân bố rất rộng rãi cả ở Bắc Trung Bộ và Bắc Bộ; những hệ tầng đá vôi tương tự cũng gặp ở Thượng và Trung Lào, Hoa Nam. 1

Thuật ngữ Varici xuất xứ từ tên bằng tiếng Latin của quận Variscia và tộc người Varisci ở vùng Saxon (Đức), còn thuật ngữ Hercyni xuất nguồn từ tên gọi của vùng núi Harz cũng ở Đức.

197

Tất cả chúng cùng với đá vôi Paleozoi thượng hình thành một cảnh quan đá vôi rộng lớn hàng chục nghìn kilomet vuông.  Đặc điểm địa chất một số nền lục địa trong Paleozoi trung Lục địa Âu - Á. Trong phạm vi lục địa thuộc Baltica (nền Nga), và nền Siberi ở kỷ Silur là thời kỳ biển lùi, chế độ lục địa phổ biến trên cả hai nền này. Gần như toàn bộ nền Nga là lục địa, trầm tích Silur chỉ gặp ở rìa phía tây của nền, sang Devon chế độ lục địa phổ biến rộng rãi trên nền, trừ phần rìa phía đông. Nền Siberi chỉ có biển ngập ở rìa phía tây ứng với vùng Tungusk hiện nay, trong Devon chế độ lục địa còn phổ biến hơn. Chế độ lục địa cũng phổ biến ở khu vực Hoa Bắc và bán đảo Triều Tiên, tình trạng tương tự cũng quan sát thấy ở tiểu lục địa Indosinia (địa khối Kon Tum và rìa bao quanh nó). Lục địa Gondwana. Trong Paleozoi trung Gondwana vẫn là một lục địa lớn thống nhất ở bán cầu nam và chỉ một số khu vực bị chìm ngập như địa đài Sahara (Tây Châu Phi), khu vực Amazon ở Nam Mỹ và vùng cực nam Châu Phi. Trong Silur nền Gondwana định vị ở đới gần Nam Cực còn các lục địa khác vẫn nằm gần xích đạo (H.9.14). Những trầm tích chỉ thị cho thấy Gondwana có điều kiện khí hậu từ lạnh đến ấm, trong khi đó Laurentia chủ yếu là khí hậu ấm. Từ Devon bắt đầu quá trình di chuyển và tách các phần đất thuộc Hoa Nam, Đông Dương, Đông Malaysia và Tây Sumatra khỏi lục địa mẹ - Gondwana. Sự tách của tỉnh địa lý sinh vật Trung Hoa - Australia Hình 9.17. Phân bố cổ địa lý của Tay cuộn trong Silur trong Silur thành hai phụ tỉnh và mất mối liên hệ của hai địa khu Châu Á và Australia trong Devon sớm có thể là hậu quả của sự chuyển động của những địa khu này theo hướng bắc để tách khỏi Gondwana. Sự quay ngược chiều kim đồng hồ được phát hiện ở Australia cùng với sự quay theo chiều kim đồng hồ của Châu Á và sự mở rộng Paleotethys đã dẫn đến sự tách Đông Nam Á khỏi Gondwana . Hiện tượng này diễn ra từ Devon và rõ nét hơn trong các giai đoạn lịch sử địa chất về sau. Lục địa Trung Quốc và Đông Dương. Cho đến Silur Hoa Nam và Đông Dương vẫn thuộc lục địa Gondwana, một trong những dẫn liệu về mối quan hệ chặt chẽ giữa các khu vực này thể hiện ở thành phần sinh giới, điển hình là ở sự phân bố của động vật Tay cuộn Retziella weberi (H.9.17). 198

Ở Silur phần giữa nền bị ngập biển nhưng chủ yếu có chế độ biển nông, phổ biến trầm tích lục nguyên phong phú sinh vật đáy, trầm tích carbonat chỉ phổ biến trong Silur trung, còn trầm tích Silur muộn thuộc tướng biển lùi chỉ gồm những hệ tầng cát kết không dày, đại bộ phận Hoa Nam (Tứ Xuyên, Quảng Tây, Quảng Đông) là lục địa. Ch uyển động Caledoni ở phần đông nam (máng biển sâu Qin Fang  đông nam Quảng Đông, bắc bán đảo Lôi Châu, kéo dài sang quần đảo Cô Tô và Quảng Ninh của Việt Nam) ảnh hưởng trực tiếp đến phía nam nền Trung Quốc nên biển rút khỏi gần toàn bộ Hoa Nam. Do đó đầu Devon hình thành trầm tích lục địa màu đỏ phủ không chỉnh hợp trên trầm tích Paleozoi hạ ở Vân Nam, Quảng Tây và Việt Bắc của Việt Nam. Trong Devon biển nông bao phủ diện tích rộng lớn ở Hoa Nam như phía đông Vân Nam, Quảng Tây và cả ở Bắc Bộ của Việt Nam. Khu vực biển nông này hình thành một vùng sinh địa lý với nhiều dạng sinh vật đặc hữu, nhất là trong Devon sớm. Sinh vật đáy rất phong phú, trước hết là các loại cá trong đầu Devon, Tay cuộn và San hô trong Devon sớm và Devon trung. Sự phong phú và với tỷ lệ áp đảo của các dạng đặc hữu, địa phương đã gây khó khăn cho việc đối sánh địa tầng Devon của khu vực này với những nơi khác trên thế giới. Ví dụ, thành phần hoá thạch cá cổ ở đầu Devon sớm hoàn toàn khác lạ so với các nơi khác trên thế giới.  Paleozoi trung ở Việt Nam Một mặt ở một số nơi trầm tích Silur thường gắn liền với trầm tích Ordovic tạo thành loạt trầm tích liên tục Ordovic-Silur, mặt khác ở nhiều nơi trầm tích Devon thường bất chỉnh hợp trên các trầm tích cổ hơn và thường lại liên tục với trầ m tích Carbon hạ. Trước hết, trầm tích Silur nằm trong loạt trầm tích Ordovic-Silur có sự phân dị ngang rõ rệt về tướng đá. Trầm tích lục nguyên dạng flysh chứa Bút đá ở phần trên của các hệ tầng Phú Ngữ, Tấn Mài, Sông Cả và hệ tầng Đại Giang, đặc biệt là flysh tuf turbidit của hệ tầng Cô Tô được thành tạo trong các bồn trước cung dọc sườn và chân lục địa Paleotethys. Ở Tây Bắc Bộ trầm tích trên miền thềm nông gồm cuội kết vụn thô chuyển lên lục nguyên carbonat chứa San hô tuổi Silur ở phần trên của hệ tầng Sinh Vinh. Cuối Silur biển thoái dần có các trầm tích lục nguyên - carbonat chứa phức hệ hoá thạch Tay cuộn, San hô, Chân rìu trong các hệ tầng Kiến An, Bó Hiềng, Đại Giang gần gũi với các miền Hoa Nam, Đông Australia. Đồng thời một số nhánh Paleotethys được khép lại và diễn ra quá trình tạo núi Caledoni kèm theo xâm nhập granit, như ở vòm Sông Chảy, ở Đại Lộc. Quá trình tạo núi này còn tạo ra những thành hệ molas Devon sớm ở Việt Bắc và Trung Trung Bộ. Trầm tích Devon ở Bắc Bộ Việt Nam và Nam Trung Quốc, Trung Trung Bộ có chế độ kiến tạo khá bình ổn, còn ở bồn Việt – Lào (Trung Bộ của Việt Nam và Trung-Thượng Lào) kế thừa chế độ của đới động thuộc Paleotethys (H.9.1 9). Trầm tích Devon được bắt đầu bằng cuội kết, cát kết (D 1) màu đỏ - nâu đặc trưng cho thành hệ molas tướng ven bờ phủ không chỉnh hợp trên các thành tạo Cambri - Ordovic lộ ra nhiều nơi ở Việt Bắc, trên trầm tích Silur ở Bình Trị Thiên và trên cả granit ở rìa tây Kon Tum. Tiếp lên trên, các mặt cắt Devon trung - thượng chuyển sang trầm tích tướng thềm carbonat, silic. Trầm tích lục nguyên mịn dạng flysh phát triển liên tục từ Silur thượng lên Devon hạ có Bút đá, Tentaculitoid chuyển lên carbonat, silic ở lưu vực sông Cả kéo dài lên rìa Tây Bắc Bộ trong môi trường biển sâu ở sườn và chân lục địa dọc eo biển Paleotethys. 199

Biển tiến cực đại trong kỷ Devon ở Việt Nam diễn ra vào kỳ Givet với sự phân bố rộng rãi tướng thềm carbonat, silic chứa phong phú rạn sinh vật (bioherm), San hô ám tiêu, v.v…. Đặc biệt nhiều dạng địa phương của phức hệ Euryspirifer tonkinensis Devon sớm chỉ có ở khu vực Bắc Bộ - Nam Trung Quốc. Trong thành phần của phức hệ hoá thạch Euryspirifer tonkinensis tuổi Devon sớm, dạng địa phương chiếm đến 40% trong số hơn 300 loài (chủ yếu là Tay cuộn và San hô). Trong Devon giữa với môi trường biển nông, vai trò của các dạng địa phương giảm và phổ biến các dạng đa khu vực. Đến cuối Devon biển thoái trên quy mô toàn cầu, nhưng ở Việt Nam vẫn còn trầm tích ở trũng nước sâu chứa nhiều sinh vật biển khơi và cả thềm nước nông có sinh vật bám đáy mà nhiều nơi ở Bắc Trung Bộ và Bắc Bộ chuyển tiếp lên trầm tích Tournais (Carbon sớm). Đáng chú ý là ở Việt - Bắc trầm tích Devon thượng là đá vôi sọc dải xen đá phiến silic chứa các vỉa mangan phân bố rộng rãi ở Cao Bằng.

9.3.4. Đặc điểm khí hậu trong Paleozoi trung Trong Silur và Devon lục địa Gondwana vẫn là một khối lục địa rộng lớn ở bán cầu nam trùm lên nam cực, còn các lục địa khác đều quy tụ gần xích đạo (H.9.1 4; 9.16). Sự phân bố các trầm tích chỉ thị khí hậu cho thấy ở lục địa Gondwana có điều kiện khí hậu từ lạnh đến ấm còn điều kiện khí hậu ấm phổ biến ở các lục địa khác như Laurentia, Baltica và Siberi v.v… Trầm tích màu đỏ, trầm tích carbonat biển nông và trầm tích bốc hơi phổ biến dọc theo bờ nam của đại dương Rheic (ứng với Bắc Phi, Ấn Độ và Australia hiện nay) cũng chứng tỏ khí hậu ấm. Trong Devon trung điều kiện khí hậu khô nóng thể hiện rõ ở Canada và Đông Bắc Mỹ, do đó đã để lại những loạt trầm tích bốc hơi chứa muối. Dẫn liệu trầm tích cũng cho thấy điều kiện khí hậu khô nóng trong Devon trung và Devon muộn cũng phổ biến ở Đông Âu, Siberi, Hoa Bắc. Ở những nơi này không những phổ biến trầm tích màu đỏ, muối mỏ, thạch cao mà còn có cả những trầm tích do gió. Trầm tích màu đỏ tướng lục địa khô hạn cũng phổ biến trên phạm vi nền Siberi. Điều kiện khí hậu ấm phổ biến trên các lục địa bao quanh đại dương Rheic đang đóng dần có lẽ phản ảnh sự giảm thiểu dòng đại dương lạnh từ nam cực do đại dương Rheic bị đóng lại, đẩy những dòng này về phía tây siêu đại dương Panthalas sa. Những dòng không khí khô nóng thổi từ phía đông qua Gondwana cũng đóng góp thêm vào khí hậu ấm. Điều kiện khí hậu xích đạo quanh đại dương Pleionic trong Devon cũng còn có thể do các dòng đại dương ấm của xích đạo chảy qua rìa bắc của Gondwana và thổi tiếp qua các khối lục địa bị phá vỡ rồi tràn vào các bồn Pleionic. Điều kiện khí hậu ẩm ướt trong Devon muộn được minh chứng bằng những loạt trầm tích giàu hydroxit sắt và oxit mangan như ở Siberi cũng như ở Hoa Nam và Việt Bắc (mỏ mangan Tốc Tát). Chứng minh cho điều kiện khí hậu nóng ẩm còn là sự có mặt lần đầu trong lịch sử địa chất của những lớp mỏng đá phiến sét than và thậm chí cả than đá như ở Tasmania (Australia) và vài nơi của Đông Nam Á. Điều kiện khí hậu nóng ấm của biển trong Devon phổ biến ở Tây bắc của Bắc Mỹ, Ural (Nga), Hoa Nam, Việt Nam và các nước khác của Đông Nam Á, đông bắc Châu Phi. Trong tất cả những vùng này đều phổ biến rộng rãi các loại đá vôi ám tiêu . Chế độ khí hậu xích đạo thể hiện ở Timan, Ural, Altai -Saian và Hoa Nam; ở Nam Hoa Kỳ và Bắc Mexico, Đông Bắc Australia cũng có chế độ khí hậu như vậy. Khí hậu ôn đới với tỉnh sinh

200

địa lý Bắc Cực bao gồm Verkhoian – Chucotca, Taimyr kéo dài đến Alasca của Bắc Mỹ. Ở những vùng này không có những cấu trúc ám tiêu lớn, ít San hô, thành phần giống loài sinh vật đơn điệu. Băng tích và trầm tích sét mịn phân dải chứng tỏ khí hậu lạnh ở Nam Mỹ. Than đá và đôi khi là bauxit chứng tỏ điều kiện khí hậu ấm và ẩm ở quanh đại dương Pleionic trong Devon. Băng hà ở Nam Mỹ có lẽ phản ảnh vị trí địa cực của lục đ ịa này. Do Gondwana tiếp tục xoay quanh Nam Cực (H.9.18), trong Silur băng hà lục địa di chuyển về nam của Nam Mỹ, còn trong Devon lại di chuyển về bắc của Nam Mỹ.

Hinh 9.18. Di chuyển băng hà Paleozoi trung trên lục địa Gondwana ( mũi tên lớn: tuyến di chuyển chung, mũi tên nhỏ: hướng của các dòng băng).

9.4. KHOÁNG SẢN TRONG PALEOZOI TRUNG Nhìn chung khoáng sản của Paleozoi trung kém phong phú, trong Silur liên quan với xâm nhập granitoid Caledoni có các mỏ vàng ở Trung Á và vùng Kuznet Karatau (Nga), các mỏ liên quan với xâm nhập siêu mafic có cromit ở Ural (Nga), asbet ở Quebec (Canada). Muối mỏ liên quan với trầm tích bốc hơi gặp Bắc Mỹ. Trong trầm tích Devon hình thành những khoáng sản muối mỏ lớn liên quan với trầm tích bốc hơi ở vùng khí hậu khô nóng, những mỏ lớn gặp ở Canada và ở Belorussia. Các mỏ sắt trầm tích gặp ở vùng Ural (Nga), Appalache (Bắc Mỹ), Tây Ban Nha và Thổ Nhĩ Kỳ. Mỏ bauxit ở Ural (Nga). Đặc biệt trong Devon các mỏ kim cương đã được hình thành liên quan với những xuyên nhập phun trào dạng ống nổ ở Đông Siberi. Lần đầu tiên hình thành những vỉa than đá liên quan với sự phát triển rừng cây Dương xỉ đầu tiên ở các đới khí hậu ấm và ẩm trong Devon muộn. Ở Việt Nam trong trầm tích Silur chưa gặp biểu hiện khoáng sản đáng chú ý. Trong trầm tích Devon khoáng sản đáng lưu ý nhất là mangan trong trầm tích Devon thượng ở Cao Bằng với trữ lượng khoảng 10 triệu tấn (Mỏ mangan Tốc Tát), ngoài ra các tụ khoáng manngan cũng còn gặp trong trầm tích Devon thượng ở Nghệ An, Hà Tĩnh, Quảng Bình.

201

Hình 9.19. Các bồn trầm tích từ Devon đến Permi ở Việt Nam (Trần V ăn Trị và nnk. trong Tống Duy Thanh & Vũ Khúc và nnk. 2005)

202

Chương 10

PALEOZOI MUỘN 10.1. KHÁI QUÁT VỀ PALEOZOI MUỘN Paleozoi muộn gồm hai kỷ là Carbon và Permi là một giai đoạn lớn trong lịch sử địa chất, trong đó đã xẩy ra những sự kiện lớn cả về cấu trúc vỏ Trái Đất và thế giới sinh vật. Trước hết, sự kiện lớn t rong Paleozoi muộn là hoạt động tạo núi Hercyni hay Varisi do sự xô húc của các mảng Laurentia, Baltica, Siberi và Kazakhstan v.v…, tạo nên các đai núi phân bố rộng rãi trên thế giới. Hoạt động tạo núi dọc theo những ranh giới hội tụ, tạo nên những đới khâu nối nhiều lục địa và dần dần hình thành một siêu lục địa hay Pangea vào cuối Paleozoi muộn. Quá trình hình thành Pangea liên quan với hàng loạt sự kiện như thay đổi về cổ địa lý, môi trường và biến đổi của thế giới sinh vật. Các hệ Carbon và Permi được các nhà địa chất Anh xác lập trong nửa đầu thế kỷ 19; nhưng việc phân chia địa tầng của cả hai hệ chủ yếu dựa trên các mặt cắt chuẩn ở Tây Âu, ở Nga và gần đây các bậc của Permi thượng được phân định ở Trung Quốc. Các nhà địa chất Mỹ phân hệ Carbon thành hai hệ là Mississippi và Pensylvani. Sự phân chia địa tầng và những sự kiện lớn trong lịch sử địa chất của Paleozoi muộn (thượng) được tóm tắt ở bảng 10.1. Bảng 10.1. Phân chia địa tầng và những sự kiện lớn trong tầng Carbon & Permi

Hạ

Dinanti

Hạ

Serpukhov Vise Tournais

Xuất hiện Bò sát

Phun trào bậc thang Tungusk Tạo núi Ural ● Băng hà Siberi Khô hạn xích đạo

 Tạo núi Asturi  Xô húc Laurentia Gondwana  Tạo núi Sudete

T ạo núi Hercyni-Hình thành Pangea Mở biển Tethys

Namuri

Xuất hiện thực vật Hạt trần

Băng hà Gondwana

Wesphali

Tuyệt chủng 90% giống loài

Khí hậu ấm, ẩm. Phát triển rừng Quyết thực vật đầm lầy tạo than đá

Stephan

Phân chia ở Nga

Hạ (Cisural)

Changhsing Wuchiaping Capitanian Wordi Roadian Kunguri Artinsk Sakmar Assel Gzeli Thượng Kassimov Moscov Trung Baskir

Phát triển Trùng lỗ, San hô ba đới, Tay cuộn, Lưỡng cư cổ, Bò sát cổ

Phân chia qu ốc tế

Trung (Guadalup)

Thư ợng

Phân chia ở Tây Âu

PERMI CARBON

Thượng (Loping)

SỰ KIỆN LỚN TRONG LỊCH SỬ ĐỊA CHẤT

Mesosaurus. Ám tiêu Rêu Động vậtBông bi ển

THỐNG (THẾ) & BẬC (KỲ)

Xuất hiện Côn trùng có cánh,

KỶ (H Ệ)

Trong những biến đổi về sinh giới như sự tuyệt chủng hàng loạt, sự xuất hiện những nhóm sinh vật mới, điều rất đáng chú ý là sự phát triển rừng rậm của Quyết thực vật đầm lầy trong hai kỷ Carbon và Permi để lần đầu tiên trong lịch sử địa chất hình thành những vỉa than đá lớn phổ biến rộng rãi ở nhiều nơi trên thế giới. 203

Tên của hệ Carbon được gọi theo tính chất đá của hệ ch ứa những vỉa than đá được hình thành lần đầu trong lịch sử địa chất. Lúc đầu tên gọi “đá Carbon” được W. Conybeare và W. Phillips (1822) dùng để chỉ các thành tạo ứng với cả hai hệ Devon và Carbon hiện nay. Về sau A. Murchison và R. I. Sedgwick (1839) xác lập đồng thời hai hệ Carbon và Devon như quan niệm hiện nay. Hệ Permi do A. Murchison (1841) xác lập trên cơ sở mặt cắt ở vùng Permi ở dãy núi Ural (LB Nga). Trước đó các nhà địa chất Đức đã gọi hệ Permi là hệ Dias do ở Đức hệ gồm hai phần rõ rệt là “cát kết đỏ” (Rothliegende) và Zeichstein.

10.2. SINH GIỚI TRONG PALEOZOI MUỘN Sinh vật trong Paleozoi muộn đã mất dần các yếu tố cổ xưa, xuất hiện và phát triển nhiều yếu tố mới. Ngay từ trước khi bắt đầu kỷ Carbon hàng loạt những dạng sinh vật đặc trưng cho c ác kỷ trước đã bị tuyệt chủng. Bút đá bị tuyệt chủng từ Devon, sang đến hệ Carbon không còn gặp nữa, Bọ ba thùy tuy lác đác còn gặp nhưng đã mất ý nghĩa, Thực vật lộ trần (Psilophyta) cũng đã bị tuyệt chủng trong Devon. Trong kỷ Cácbon phát triển phong phú Quyết thực vật và hình thành những khu rừng rậm, đó là cơ sở để hình thành các mỏ than lớn. Lưỡng cư tiếp tục phát triển và phong phú hơn so với Devon, xuất hiện các đại biểu đầu tiên của lớp Bò sát. Trong động vật không xương sống đặc biệt phát triển Trùng lỗ, động vật Sợi chích . Tay cuộn tiếp tục phát triển nhưng mang những yếu tố mới. Sinh vật của kỷ Permi mang nhiều đặc tính gần gũi với sinh vật của kỷ Carbon, đồng thời cũng xuất hiệu một số yếu tố Mesozoi thể hiện rõ nhất là ở thực vật và động vật trê n cạn. Động vật không xương sống ở biển có mối liên hệ chặt chẽ với động vật kỷ Carbon. Sự tuyệt chủng hàng loạt sinh vật diễn ra vào khoảng ranh giới giữa Paleozoi và Mesozoi (tức giữa Permi và Trias) là một mốc rất lớn của lịch sử phát triển sinh giới. Dưới đây là sự phân bố của một số nhóm sinh vật chủ yếu trong Paleozoi muộn.

10.2.1. Động vật không xương sống Động vật nguyên sinh. Kỷ Carbon và kỷ Permi là giai đoạn lớn trong sự phát triển phong phú động vật nguyên sinh của lịch sử vỏ Trái Đất. Lớp Trùng lỗ (Foraminifera) với bộ Fusulinida phát triển rất phong phú và trở thành một trong những nhóm hoá thạch chỉ đạo chủ yếu của các hệ Carbon và Permi, trong nhiều trường hợp vỏ Fusilinida đã trở thành yếu tố tạo đá vôi; nhưng đến cuối Permi toàn bộ chúng bị tuyệt chủng. Trong Carbon sớm (H.10.1) chỉ gặp những dạng hoá thạch kích thước nhỏ ý nghĩa địa tầng còn hạn chế. Các giống hay gặp ở Việt Nam là Archaediscus, Plectogyra, Parathurammina. Từ cuối Carbon sớm Fusulinida bắt đầu đóng vai trò lớn không những về địa tầng mà cả ý nghĩa tạo đá nữa. Những giống thường gặp nhất trên thế giới cũng như ở Việt Nam là Fusulina, Fusulinella, Stafella, Nankinella. Trong Permi vai trò của Fusulinida đối với địa tầng vẫn rất quan trọng, có những đại biểu kích thước lớn nh ư Schwagerina, nhưng đến cuối kỷ chúng đã bị tuyệt chủng một cách nhanh chóng. Các giống thường gặp là Pseudofulina, Parafusulina, Sumatrina, Schwagerina, Neoschwagerina và Verbeckina. Ở Việt Nam, hai đới Fusulinida của Permi hạ và ba phức hệ Fusulinida của Permi thượng đã được phân chia. Đới thứ nhất của Permi hạ với giống Schubertella, Pseudofusulina và Schwagerina. Đới thứ hai với Pseudofusulina, Parafusulina và Robustoschwagerina. Ba phức hệ Fusulinida của Permi thượng gồm: 1) Phức hệ thứ nhất với 204

Pseudofusulina, Parafusulina và Robustoschwagerina. 2) Phức hệ thứ hai có lẽ cùng tuổi với phức hệ thứ nhất có các giống Reichelina, Nankinella và các đại biểu của Lagenida, Miliolida; 3) Phức hệ thứ ba có vị trí địa tầng cao hơn với sự có mặt của Palaeofusulina cùng với Lagenida và Miliolida.

Hình 10.1. Trùng lỗ (Foraminifera) Paleozoi muộn Carbon Trùng lỗ (1-5): 1. Sơ đồ cấu trúc Fusulinida; 2. Endothyra bowmani; 3. Fusulinella bocki; 4. Triticites secalicus; 5. Millerella marblensis. Trùng lỗ Permi (6-8): 6. Neochwagerina cralicultifera; 7. Verbeckina verbecki; 8. Schwagerina princeps (Hình phóng đại, không theo tỷ lệ giống nhau)

Động vật Sợi chích . Trong Paleozoi muộn San hô bốn tia và San hô vách đáy đều trên đường tiêu giảm và đang trong quá trình bị tuyệt chủng , còn Lỗ tầng có thể coi như đã bị biến mất từ khi kết thúc hệ Devon. San hô vách đá y chỉ còn lại một số dạng của Syringoporoida, Michelinia và vài dạng khác. San hô bốn tia cũng giảm sút nhiều so với kỷ Devon, trong Paleozoi muộn chúng thuộc nhóm San hô ba đới, trong cấu trúc bộ xương bên cạnh đới vách ngăn và vách đáy còn có mô bọt và m ột trụ thật hay trụ giả ở giữa. Trong Carbon San hô còn có ý nghĩa địa tầng nhưng đến Permi vai trò của chúng giảm hẳn và bị tuyệt chủng hoàn toàn vào cuối Permi (H.10.2; 10.3).

205

Hình 10.2. Hoá thạch San hô và Tay cuộn tuổi Carbon San hô (1-6): 1. Chaetetes sp.; 2. Lithostrotion irregulare; 3. Lonsdaleia floriformis; 4. Dibunophyllum vaughani; 5. Tschusovskenia captinova; 6. Zaphrentis parallelus; Tay cuộn (7-10): 7. Choritites mosquensis; 8. Productus longispinus; 9. Giganto-productus giganteus; 10. Striatifera striata.

Tay cuộn. Các đại biểu của Tay cuộn (H.10.2; 10.5) trong Paleozoi muộn cũng còn có ý nghĩa địa tầng tuy có giảm sút so với Devon, nhiều bộ họ rất phong phú trong Devon không còn ý nghĩa lớn như các đại biểu của Spiriferida, Rhynchonellida. Từ kỷ Carbon Productida phát triển phong phú, nhiều nơi vỏ của chúng tạo thành những tầng đá khá dày, như trong đá vôi Permi ở Afganistan, Ấn Độ. Các giống hay gặp là Cancrinella, Horridonia, Sowerbina, Martinia, Strophalosia. Trong khu động vật Địa Trung Hải phát triển dạng Tay cuộn đặc biệt đã xuất hiện từ 206

Carbon là Richthofenia (H.10.5). Dạng của con vật có hình chóp giống như San hô, mảnh bụng có hình chóp sâu chứa đầu cấu trúc bọt, còn mảnh lưng trở thành dạng nắp.

1 2

4 3 Hình 10.3. San hô Permi 1. Wentzetella grandis; 2. Wanggenophyllum indicum; 3. Hayasakaia elegantula; 4. Sinophyllum proliferum

Thân mềm. Các đại biểu của Nautiloidea đã mất ý nghĩa, nhóm Goniatites vẫn phát triển và có đường thùy yên phức tạp hơn. Số lượn g thùy trên vỏ đạt tới 4 -10 trên mỗi mặt, yên có đường cong bậc hai và có thể có cả đường khía răng cưa. Nhiều nước như Nga, Bắc Mỹ, Bỉ, Anh đã sử dụng Goniatites để phân chia điạ tầng Carbon một cách tỉ mỉ thành các đới. Các dạng sau đây có ý nghĩa lớn đ ối với địa tầng Carbon – Gastrioceras, Reticuloceras, Pericyclas, Dimorphoceras. Bên cạnh lớp Chân đầu, các đại biểu của lớp Chân rìu cũng có nhiều dạng có ý nghĩa. Ta có thể kể đến các giống Posidonia, Aviculopenten, Pseudomonotis. Lớp Chân bụng ít có ý nghĩa nhưng có thể kể đến các giống Euomphalus, Bellerophon (H.10.4; 10.5). So với các kỷ khác của Paleozoi, ngành Thân mềm trong Permi phát triển nhất. Giống Bellerophon của lớp Chân bụng vẫn tiếp tục phát triển. Các đại biểu của lớp Chân rìu tuy chuẩn bị cho bước phát triển rất phong phú ở Mesozoi nhưng vẫn mang nhiều tính chất gần gũi với Chân rìu của kỷ Carbon. Các giống hay gặp là Pteria, Gervillia, Pseudomonotis, Aviculipenten, Schizodus. Trong ngành Thân mềm của Permi lớp Chân đầu đóng vai trò lớn, t uy nhiên mức độ sai khác giữa Permi và Carbon không lớn bằng giữa Carbon và Devon. Điều đáng lưu ý là song song với nhóm Goniatites trong Permi xuất hiện nhóm Ceratites điển hình, có cấu tạo đường thùy yên phức tạp hơn, đánh dấu một giai đoạn mới trong sự tiến hoá của Ammonoidea. Trong số các đại biểu của nhóm Ceratites có các giống Hungarites, Popano- ceras, Xenodiscus v.v... Các chặng đường tiến hoá của Dạng Cúc đá thể hiện rõ ở đường thùy yên gồm nhiều đoạn cong uốn, phần cong uốn hướng lồi về phía tr ước (phía phòng cuối) gọi là yên, còn phần lồi hướng về phía sau gọi là thùy. Có bốn kiểu đường thùy yên như sau. 207

1. Kiểu thứ nhất  Agoniatites (không góc) hay kiểu Nautilus, phản ánh giai đoạn đầu tiên, nguyên thuỷ của sự phát triển lớp Chân đầu, đường “th ùy yên” thực chất không có, nó chỉ là một đường cong đơn giản. 2. Kiểu thứ hai  Goniatites với dạng đặc trưng ở giống Goniatites có đường thùy yên dạng góc, chỉ mới có đường gấp bậc một, dạng góc. Chúng đặc trưng ở các Dạng Cúc đá tuổi Paleozoi. 3. Kiểu thứ ba là Ceratites với dạng điển hình ở giống Ceratites, đường yên cong đơn giản không gấp nếp, còn đường thùy đã có nếp gấp thứ sinh. Dạng này mãi cuối Permi mới xuất hiện và đặc trưng cho phần lớn các Dạng Cúc đá ở Trias.

Hình 10.4. Hoá thạch Thân mềm, Da gai, Bọ ba thùy Carbon Thân mềm (1-4):1. Gastriocers listeri; 2. Ephippioceras clitellarium; 3. Aviculopecten rugosus; 4. Bellorophon sublaevis. Da gai (5-7): 5. Platycrinites hemishaericus; 6. Planocrinus formosus; 7. Oropho- crinus fusiformis; Bọ ba thùy: 8. Phillipsia gemmulifera.

208

4. Cuối cùng là kiểu Ammonites, đường t hùy yên rất phức tạp, thùy và yên đều bị gấp khúc phức tạp kiểu khía rau mùi. Chúng đặc trưng ở Dạng Cúc đá của Mesozoi. Càng về sau càng xuất hiện các gấp khúc phức tạp bậc hai bậc ba. Ngoài các nhóm động vật kể trên trong số động vật không xương sống ở b iển còn có mặt các đại biểu của ngành Da gai, Bọ ba thùy v.v… Các đại biểu của ngành Da gai đáng chú ý là Crinoidea và Blastoidea sống ở vùng biển ven bờ, chúng thường có thể tạo thành đá vôi cùng với Tảo vôi, Trùng lỗ, San hô. Blastoidea rất phát triển ở Carbon và phong phú hơn cả là ở Bắc Mỹ. Ta có thể kể đến Platiclinus, Phanocrinus của Crinoidea và Orophocrinus của Blastoidea. Bọ ba thùy tuy không còn có ý nghĩa lớn nữa nhưng cũng còn một vài dạng như Phillipsia.

Hình 10.5. Hoá thạch Thân mềm và Tay cuộn Permi Tay cuộn (1-4): 1. Strophalosia excavata; 2. Sowerbina mayinci; 3. Richthofenia sp.; 4. Horridonia horrida; Thân mềm (5-7): 5. Medlicottia orbignyana; 6. Paragastrioceras fossae; 7. Popanoceras sobolewskianum.

209

Rêu động vật cũng phát triển và cũng có ý nghĩa đối với địa tầng (H.10.4). Ngoài những nhóm hoá thạch đã kể trên, trong động vật biển còn có Rêu động vật, Da gai, những dạng cuối cùng của Bọ ba thùy, cá v.v... Trong số Rêu động vật cũng phát triển các đại biểu của Fenestellidae, cùng với Huệ bi ển (H.10.4), Tay cuộn v.v... chúng hình thành những dạng ám tiêu khá lớn. Trong ngành Da gai phát triển nhất là Huệ biển, Cầu gai. Cuối Permi, các nhóm Goniatites, Bọ ba thùy, San hô vách đáy và San hô bốn tia, Blastoidea, Fusulinida, Spiriferida, Productida v.v..., tức là phần lớn các dạng của nguyên đại Paleozoi bị tuyệt chủng. Đồng thời xuất hiện những nhóm mới, thay thế vai trò cho các nhóm bị tuyệt chủng và tiếp tục phát triển ở nguyên đại Mesozoi. Động vật không xương sống trên cạn. Liên quan với sự phát triển phong phú của thực vật trên cạn mà ta sắp xét đến ở phần sau, trên mặt đất ở kỷ Carbon phát triển nhiều loại Côn trùng, kể cả dạng Bò cạp đầu tiên. Trong số Côn trùng có dạng chuồn chuồn đạt tới kích thước rất lớn, bề dài sải cánh tới 1,5m (H.10.7). Có thể nói sâu bọ chiếm độc tôn trong khoảng không ở kỷ Carbon, chúng rất phát triển và không gặp một kẻ thù nào cạnh tranh trong điều kiện lá cây là thức ăn dồi dào.

10.2.2. Động vật có xương sống Cá vẫn tiếp tục phát triển trong biển Permi, ở Permi sớm dạng cá mập có cơ quan răng rất đặc biệt, bộ răng của cá kéo dài và cuộn cong thành mấy vòng về phía trước. Đó là giống Helicorprion do Karpinski phát hiện đầu tiên ở Ural, về sau người ta bắt gặp ở Nhật và theo tài liệu của các nhà địa chất Pháp thì cũ ng đã gặp ở Đông Dương. Cá sụn và cá xương tiếp tục phát triển, còn các dạng cá giáp bị giảm sút, Cá vây mấu (Crossopterigyi) chỉ còn sót một vài dạng. Đáng chú ý nhất là động vật có xương sống trên cạn , Lưỡng cư cổ (H.10.6) rất phát triển, nhóm Đầu giáp (Stegocephali) đã xuất hiện từ Devon tiếp tục phát triển. Chúng khá đa dạng, nhưng cấu tạo giải phẫu vẫn cổ xưa gần gũi với tổ tiên chúng là Cá vây mấu. Đai vai còn liên hệ chặt chẽ với đầu, xương chậu chưa có mối liên kết chặt chẽ với cột sống, phương thức cử động của chúng thể hiện tính chất rất lạc hậu. Do đai vai và đùi sắp xếp theo vị trí thẳng góc với trục thân và nằm ngang nên sự di động của con vật trở nên rất nặng nhọc; muốn nâng thân mình lên khỏi mặt đất chúng phải tốn một năng lượng lớn. Với cấu tạo chi như vậy trong thực tế con vật không thể bước chân đi như các động vật bốn chi hiện nay mà là trườn theo kiểu rắn bò, hay nói cách khác là “bơi” trên cạn. Như vậy là mặc dầu đã lên cạn nhưng Lưỡng cư cổ vẫn còn giữ tính chất “bơi trườn” của tổ ti ên nó ở dưới nước là Cá vây mấu. Trong Permi nhóm Đầu giáp phát triển cực thịnh và có những dạng kích thước khá lớn. Bò sát đã xuất hiện từ đầu kỷ Carbon nhưng cũng chỉ mới có một số dạng còn nguyên thuỷ, nhưng đến Permi chúng phát triển phong phú và đã có sự phát triển toả tia thành những nhóm khác nhau. Nhóm thứ nhất ăn cỏ , gồm Cotylosauria, có đầu to nặng nề do hộp sọ không có hố thái dương. Trong cấu tạo cơ thể của con vật còn thể hiện những tính chất nguyên thuỷ gần gũi với nhóm Đầu giáp của Lưỡng cư như giống Pareiasauria. Nhóm thứ hai thích nghi với đời sống ăn thịt, có dạng cơ thể giống với dạng thú của động vật có vú, vì thế có tên là Bò sát dạng thú (Theromorpha). Con vật có khả năng vận động nhanh nhẹn, răng nhọn hình chóp và có răng nanh, như giống Inostrancevia và Dicynodon (H.10.6).

210

Hình 10.6. Động vật có xương sống kỷ Permi 1. Lưỡng cư Labyrinthodon; Bò sát (2-4): 2. Inostrancevia; 3. Dicynodon; 4. Titanophoneus

Trong thành phần của động vật Lưỡng cư và Bò sát ở Permi người ta thấy rõ có hai trung tâm phát triển với thành phần khác nhau. Trung tâm thứ nhất là Bắc Mỹ, ở đây rất phong phú các đại biểu nhóm Đầu giáp của Lưỡng cư và nhiều dạng của cả hai nhóm Bò sát. Trung tâm thứ hai là Nam Phi chủ yếu phát triển động vật Bò sát. Phân tích thành phần động vật và điều kiện cổ địa lý các nhà nghiên cứu cho rằng từ hai trung tâm đó Lưỡng cư và Bò sát phát tán ra các khu vực khác  Từ Bắc Mỹ theo hướng đông đến Tây Âu, Ural và từ Nam Phi theo hướng đông bắc qua Ấn Độ, Trung Á, Đông và Tây Âu và hướng tây bắc đến tận bắc của Nam Mỹ.

10.2.3. Sự phát triển rầm rộ của thực vật Thực vật trên cạn của kỷ Carbon tiếp tục phát triển những dạng từ Devon muộn, trong khi thực vật lộ trần (Psilophyta) bị tuyệt chủng thì thực vật Dương xỉ cây to, thân mộc đạt sự phát triển phong phú và đa dạng (H.10.7; H.10.8; H.10.9). Thông thường ý nghĩa địa tầng của thực vật bị hạn chế, song ở kỷ Carbon do sự phong phú, đa dạng và biến đổi nhanh mà ở nhiều nơi trên thế giới, nhất là Tây Âu, thực vật đã đóng một vai trò lớn trong công tác phân chia địa tầng. Trước hết, nhóm Cây vẩy (Lipidophyta) là một nhóm của ngành Thạch tùng, phát triển rất phong phú. Thân cây có thể cao tới 30- 40m và đường kính gốc tới vài mét. Thân của nhóm Cây 211

vẩy này có những vết sẹo lá sắp xếp hình vẩy, từ đó mà có tên thực vật Cây vẩy (tên khoa học Lepidophyta) từ gốc chữ Hy Lạp, lepidos là vẩy, phyta là thực vật. Thân cây không phân cành mà chỉ hình thành một túm nhánh phân đôi ở ngọn tạo thành một cái tán. Do sống trong điều kiện đầm lầy nên chúng có bộ rễ phân nhánh dấu cộng tạo thành hệ rễ mang tên riêng là stigmaria. Các giống điển hình của nhóm Cây vẩy này là Lepidodendron, Sigillaria.

Hình 10.7. Động vật và Thực vật trên cạn trong Carbon Lưỡng cư (1-2):1. Cacops; 2. Erygops. Thực vật (3-5): 3. Calamites; 4. Sigillaria; 5. Lepidodendron. Chân khớp: 6. Chuồn chuồn Protophasma dumassi

Cùng với thực vật Cây vẩy, Dương xỉ thân đốt và Dương xỉ có hạt cũng rất phát triển, khác với Dương xỉ hiện tại, chúng cũng là những cây cao to. Các giống như Neuropteris, Spheopteris, Pecopteris thường gặp hoá thạch ở dạng lá và khó phân biệt đó là Dư ơng xỉ hay Dương xỉ có hạt nếu như không có hoá thạch “ quả” kèm theo. Ngoài ra còn có nhiều thực vật thân đốt như Calamites, Sphenophyllum và thực vật hạt trần cổ xưa như Cordaites. 212

Trong các khu rừng ở kỷ Carbon vai trò đầu tiên là thực vật Cây vẩy, sau đó là thực vật Thân đốt (Calamites, Annularia) ngoài ra còn có Dương xỉ có hạt và các đại biểu mới xuất hiện của tuế (Taeniopteris). Về phân bố địa lý thực vật ở Carbon sớm cũng giống như ở Devon, mang tính chất đồng nhất trên thế giới và phản ánh điều ki ện khí hậu ấm áp. Từ Carbon trung bắt đầu sự phân hoá thành các khu hệ và tỉnh địa lý thực vật thích ứng với những điều kiện khí hậu khác nhau. Nhà cổ sinh Nga Krishfofovish đã đề nghị phân chia ba khu hệ địa lý thực vật ở kỷ Carbon như dưới đây.

Hình 10.8. Dương xỉ và Dương xỉ có hạt Kỷ Carbon 1. Neuropteris heterophylla; 2. Neuropteris sp.; 3. Sphenopteris striatus; 4. Calamites gaepperti; 5. Stigmaria – Rễ cây Lepidodendron; 6. Cordaitales.

1. Thực vật của khu hệ nhiệt đới hay Westphali được nghiên cứu kỹ nhất và bao trùm Bắc Mỹ, Trung và Nam Âu qua Trung Quốc rồi kéo dài xuống Sumatra và chạy xa hơn nữa về Thái Bình Dương. Trong khu hệ này phát triển đầy đủ các dạng đặc tr ưng nhất của thực vật Carbon như Cây vẩy (Lipidodendron, Sigillaria), Dương xỉ có hạt (Neuropteris, Alethopteris), Dương xỉ thân mộc, Cordaites. Hệ thực vật này thích ứng với điều kiện khí hậu nhiệt đới ấm áp, đó là những cây cao to không có vòng gỗ hàng năm, chứng tỏ không có sự xen kẽ mùa nóng mùa lạnh như ở vùng ôn đới và hàn đới. Cây có lá lớn, tế bào gỗ lớn, vòng trung tâm và vỏ phát triển, khí khổng nhiều. Cơ quan sinh sản của cây mọc trực tiếp trên thân cây hoặc cành lớn như kiểu cây mít, cây vả mà không phải từ những chùm nhánh nhỏ trên ngọn cây. Về sinh thái ta thấy có mặt những cây nhỏ dạng thảo mọc dưới rừng cây cao to. Tất cả những đặc điểm vừa nêu phản ánh tính chất rừng nhiệt đới của khu hệ thực vật Westphali. 2. Phía Bắc khu hệ vừa nêu là khu hệ Tungusk hay Angara bao trùm bắc Á, Châu Á. Trong khu hệ này thực vật thể hiện tính chất ôn đới hoặc thậm chí khí hậu lạnh nữa. Thực vật 213

Cây vẩy mất vai trò chủ chốt và nhường chỗ cho Cordaitales. Nhóm thân đốt có kích thước nhỏ hơn. Trong khu hệ này cũng c ó mặt Dương xỉ như Pecopteris, Gangamopteris và Dương xỉ có hạt (Neuropteris). Cây có vòng gỗ hàng năm chứng tỏ có sự xen kẽ giữa mùa nóng và mùa lạnh. 3. Khu hệ thực vật Gondwana gồm Nam Mỹ, Nam Phi và Australia; cũng gọi là “khu hệ Glossoptris” theo tên dạng thực vật phổ biến của Gondwana - Glossopteris. Sang Carbon trung và nhất là từ Carbon muộn thì hệ này thể hiện những tính chất riêng biệt. Trong thành phần thực vật hầu như hoàn toàn vắng mặt Cây vẩy, Dương xỉ thân mộc và những dạng khác đặc trưng cho khu hệ Westphali. Trong khi đó, Cordaitales đóng vai trò quan trọng cùng với một số Dương xỉ lá nhỏ. Một trong những đặc điểm quan trọng của khu hệ này là phát triển phong phú dạng Dương xỉ Glosopteris. Ở ranh giới của các khu hệ có sự lẫn lộn các yếu tố của hai khu hệ kế cận. Ví dụ ở bể than Khai Bình tỉnh Hồ Bắc hoặc ở vùng Mãn Châu Lý (Trung Quốc) đồng thời với các dạng điển hình của khu hệ Westphali như Neuropteris lại có mặt nhiều yếu tố điển hình của khu hệ Angara (Tungusk). Đến Permi giới thực vật có thay đổi lớn và dần chuyển sang tính chất của thực vật Mesozoi (H.10.9). Trong Permi sớm thực vật còn rất gần gũi với thực vật Carbon, tiếp tục phát triển Cây vẩy, Dương xỉ và Dương xỉ có hạt, nhưng sang đến Permi muộn thực vật Carbon mất vai trò, xuất hiện và phát triển nhanh chóng và đa dạng thực vật Hạt trần như các đại biểu của Tuế (Pterophyllum), Bạch quả (Baiera) và Tùng bách (Walchia, Voltzia) v.v... Thực vật Permi thể hiện rõ tính chất của thực vật ưa khí hậu khô nhưng tính chất này thể hiện ở Ch âu Á chậm hơn Tây Âu. Trong khi từ Permi sớm thực vật ưa khô đã rất phổ biến ở Tây Âu thì Trung Quốc và bán cầu nam vẫn tiếp tục thực vật ưa nóng ẩm tạo than.

Hình 10.9. Một số dạng thực vật Permi 1. Glossopteris; 2. Gangamopteris; 3. Volzia heterophylla; 4. Walchia piniformis

214

Sinh cảnh biển kỷ Permi Quần xã gồm: Tảo, Tay cuộn (Productidae), Chân đầu, và San hô (Wicande r R. & Monroe J. 1993)

Bò sát ăn thịt Pelycosauria kỷ Permi (S.J. Gould 1993)

Bò sát dạng thú Permi: Dicynodon (trái), Moschops (phải) (Wicander R. & Monroe J. 1993)

Bò sát Trias: Rutiodon – dạng cá sấu, ăn thịt (trên). Desmatosuchus – động vật ăn cỏ, dáng hung dữ (dưới).

215

10.2.4. Hiện tượng tuyệt chủng cuối Permi Sự tuyệt chủng của động vật biển vào cuối kỷ Permi là sự tiêu diệt sinh vật lớn nhất trong lịch sử sinh giới Paleozoi, 90% giống loài và 54% số họ của Permi bị biến mất. Quá trình tuyệt chủng này không xẩy ra tức thời có tính chất tai biến mà kéo dài trong khoảng 10 triệu năm cuối Permi và có thể cả năm triệu năm đầu Trias nữa. Những nhóm bị tiêu diệt hoàn toàn ba o gồm toàn bộ Fusulinida, tất cả San hô vách đáy và San hô bốn tia, toàn bộ những dạng sót của Bọ ba thùy, đại bộ phận các họ của Tay cuộn (13/17 thượng họ), toàn bộ Da gai cổ. Có lẽ đợt tuyệt chủng này chỉ trừ lại các đại biểu của Răng nón (Conodonta), Chân bụng và một số khác. Ảnh hưởng của đợt tuyệt chủng cuối Permi đối với động vật trên cạn thể hiện ở sự giảm sút tính đa dạng của Lưỡng cư và Bò sát, sự tiêu biến của nhiều dạng Côn trùng và Eurypterid (trên cạn và dưới nước). Ảnh hưởng của đợt tuyệt chủ ng này trong thực vật biểu hiện ở sự tiêu biến của thực vật Glossopteris. Đáng lưu ý là sự biến đổi của giới thực vật diễn ra sớm hơn, ngay từ Permi trung thực vật Mesozoi (Mesophyta) đã bắt đầu thay thế thực vật Paleozoi (Paleophyta) . Nếu như một số các tuyệt chủng khác có thể tìm được nguyên nhân từ sự lao đập của thiên thạch lên Trái Đất thì trong địa tầng Permi không có một di tích nào về hiện tượng lao của thiên thạch khổng lồ lên Trái Đất . Có lẽ đã có nhiều tác nhân cùng phối hợp t ạo nên sự tuyệt chủng hàng loạt sinh vật ở cuối Permi; những sự kiện nêu dưới đây có thể đã cùng tham gia vào nguyên nhân của sự tuyệt chủng hàng loạt này.  Sự hạ thấp mực nước biển cuối Permi . Trên thế giới chỉ có rất ít nơi có mặt cắt của trầm tích biển liên tục giữa Permi và Trias, kết quả nghiên cứu trầm tích cho thấy vào cuối Permi các vùng biển nước nông bị giảm thiểu và chỉ là những eo biển hẹp ở rìa Pangea (H.10.12). Sinh thái học hiện đại cho thấy số lượng giống loài tùy thuộc vào phạm vi rộng hẹp của môi trường sống; sự thu hẹp diện tích khu vực sống dẫn đến tăng sự cạnh tranh sinh tồn vì thức ăn và vì không gian tồn tại của sinh vật, dẫn đến sự tiêu giảm số lượng giống loài. Chắc chắn nguyên nhân của việc mực nước biển cuối Permi bị hạ thấp nhất s o với trước là do nhiều sống núi ngầm đại dương bị biến mất trong quá trình bồi tụ các mảng thành Pangea.  Hoạt động băng hà . Hoạt động băng hà có thể cũng là một nguyên nhân của sự tuyệt chủng cuối Permi. Đã có dẫn liệu về băng hà Permi ở vi mảng Kolyma, m ột mảng nhỏ hiện nay nằm ở phía đông bắc Siberi nhưng hiện nay chưa có dẫn liệu về sự phát tán rộng rãi băng hà này. Trong điều kiện thu hẹp các vùng biển nông như đã nêu trên, biển Tethys là nơi trú ngụ cuối cùng của sinh vật nhiệt đới, nhưng luồng nước l ạnh do băng Kolyma tan và tràn xuống đã là một nhân tố góp phần vào sự tuyệt chủng cuối Permi.  Hoạt động phun trào lớn . Hoạt động phun trào bậc thang Tungusk cũng có thể là một trong những nguyên nhân của sự tuyệt chủng cuối Paleozoi. Hoạt động phun trào Tungusk diễn ra mạnh mẽ vào cuối Permi và là sự phun trào trên lục địa lớn nhất trong Phanerozoi, có lẽ do chùm manti; basalt của hoạt động phun trào này đã phủ trên một diện tích hơn 2 triệu km2 với độ dày 2 -3 km ở Tungusk, Tây Siberi. Dioxit carbon (CO 2) được giải phóng trong quá trình phun trào đã đầu độc môi trường và quan trọng hơn nữa là đã tạo hiệu ứng nhà kính làm nhiệt độ trên Trái Đất tăng. Không thể thích ứng nhanh chóng với sự thay đổi đột ngột của khí hậu và nhiệt độ như vậy nên hàng loạt sinh vật đã bị diệt vong.

216

 Sự giảm độ oxy trong khí quyển. Theo tính toán cân bằng khối lượng, R. Berner đã nêu rằng hàm lượng oxy trong khí quyển đã giảm từ 35% ở kỷ Carbon xuống còn 14% ở cuối Permi. Hàm lượng này của oxy là thấp nhất kể từ sau Tiền Cambri và chắc chắn đã góp phần quan trọng vào quá trình tuyệt chủng của phần lớn sinh giới.

10.3. BỘ MẶT TRÁI ĐẤT TRONG PALEOZOI MUỘN Trong Paleozoi muộn hai sự kiện lớn của hoạt động kiến tạo đã làm thay đổi cơ bản bộ mặt Trái Đất, đó là sự xô húc của các lụ c địa và quá trình tạo núi Hercyni dẫn đến sự hình thành siêu lục địa Pangea. Lần lượt các cấu trúc tạo núi Hercynid được hình thành ở Trung Âu, Ural Thiên sơn - Trung Á - Mông Cổ, miền tây và vùng giữa Trung Quốc, Đông Bắc Mỹ (dãy núi Appalach) và Đông Australia. Chính chuyển động xô húc của các lục địa đã tạo nên cấu trúc Hercynid và sự khâu nối các lục địa để hình thành một siêu lục địa Pangea liên tục từ bán cầu bắc đến bán cầu nam.

10.3.1. Cổ địa lý và quá trình hình thành Pangea Trong Carbon sớm tiếp tục quá trình khép đại dương Rheic, đại dương Tethys mới bắt đầu hình thành do Gondwana quay theo chiều kim đồng hồ. Những vi lục địa như Pamir, Nam Trung Quốc và Đông Nam Á tiếp tục tách giãn từ đầu mút phía bắc của Gondwana. Mảng Siberi di chuyển về phía bắc và quay theo chiều kim đồng hồ nên bồn đại dương Sverdrup được hình thành ở vị trí vành đai bắc cực hiện nay. Mảng Kazakhstan tiếp tục xích gần Baltica do những đới hút chìm lớn được phát triển dọc theo hai bên bờ của đại dương Pleionic (H.1 0.10).

Hình 10.10. Vị trí các lụ c địa trong Carbon sớm

Sự kiện kiến tạo quan trọng bậc nhất là quá trình xô húc nhiều kỳ diễn ra giữa các mảng Laurentia - Baltica, Laurentia - Gondwana nên quá trình tạo siêu lục địa Pangea đã bắt đầu rõ

217

nét từ Carbon muộn (H.10.11). Đồng thời, biển Tethys bắt đầu được m ở ra, sau đó ngày càng mở rộng và đến Permi đã định hình để tiếp tục phát triển trong các thời kỳ sau.

Hình 10.11. Các lục địa trong Carbon muộn

Quá trình xô húc giữa Laurentia và Baltica, Nam Âu và Châu Phi ở Carbon sớm đã gây nên pha tạo núi Sudete, thể hiện rõ ở nhiều nơi trên lục địa Âu Á. Xô húc Laurentia - Gondwana trong Carbon muộn gây nên pha tạo núi Asturi làm hình thành các dãy núi ở Nam Âu và những pha tương tự ở Bắc Mỹ (Alleghen, Ouachita) hình thành dãy núi Appalach và phôi thai của dãy Rockies (Thạch Sơn). Cũng trong thời gian này xô húc Kazakhstan - Siberi tạo nên dãy Altai ở Trung Á, còn xô húc của mảng Mông Cổ với rìa bắc mảng Siberi tạo nên dãy Khingan ở phía bắc Nội Mông. Bồn đại dương Pleionic giữa Kazakhstan và Baltica bị khép lại thành một dải hẹp và tiếp tục quá trình xô húc giữa các vi mảng và tiếp tục trong Mesozoi ở Đông Á. Sự tách giãn tiếp tục diễn ra dọc bờ biển Tethys của Gondwana và Hoa Nam, Đông Nam Á di chuyển về bồn Tethys. Trong Permi siêu lục địa Pangea được hình thành, nối liền từ cực bắc đến cực nam của Trái Đất và có dạng chữ U với đại dương Tethys nằm ở phần xích đạo về phía đông (H.10.12). Đồng thời với siêu lục địa Pangea trên bề mặt Trái Đất có siêu đại dương Panthallas sa bao phủ Trái Đất quanh Pangea. Tuy nhiên, một số vi lục địa ở Đông Á và Nam Á vẫn không tham gia siêu lục địa này cho đến tận Trias và Jura. Một số vi lục địa như Tây Tạng, Malaysia trong Permi đã bị tách giãn từ Gondwana và di chuyển về phía bắc, sau đó xô húc nhau tạo nên phần lớn diện tích Châu Á hiện nay. Quá trình hút chìm và bồi kết địa khu tiếp diễn trong Permi dọc theo mảng Samfrau rộng lớn, ngày nay thuộc địa phận từ Hoa Nam là đầu mút phía đông của Tethys, chạy vòng qua Gondwana đến đầu mút phía bắc của Laurentia. Sự hội tụ cũng tiếp tục diễn ra giữ a Gondwana và Laurentia tạo nên hoạt động uốn nếp mạnh mẽ ở các dải núi Hercyni. Pha tạo núi Ural diễn ra vào cuối kỷ Permi do sự xô húc của các mảng Siberi - Kazakhstan đã hình thành dãy núi Ural. Một sự kiện đáng lưu ý là ở Tungusk (Tây Siberi) phun trào bậc thang 1 phủ trên diện tích đến hơn 1 triệu km 2. 1

Phun trào bậc thang: Loại đá núi lửa phun nhiều đợt, tạo thành những t ầng đá basalt sắp xếp dạng bậc. Tên gọi phun trào bậc thang bắt nguồn từ tiếng Thụy Điển, trapp hay trap có nghĩa là bậc thang.

218

Hình 10.12. Các lục địa trong Permi muộn

10.3.2. Chế độ kiến tạo và hoạt động tạo núi Hercyni  Các pha tạo núi Sudete, Asturi ở Tây Âu và các pha tương đương ở Bắc Mỹ Hoạt động tạo núi Hercyni được xác lập đầu tiên ở Tây Âu, sự phổ biến của nó v ề sau được ở biết nhiều nơi như Bắc Mỹ, Ural, Saian -Altai, Thiên Sơn, Bắc Trung Quốc, Australia v.v... Trước hết, hoạt động tạo núi này là kết quả của sự xô húc giữa các mảng Baltica, Nam Âu và Châu Phi để hình thành nên đai núi Hercynid phổ biến trên diện tích rộng lớn, ngày nay có vị trí từ Nam Âu đến bờ Đông Nam của Bắc Mỹ (H.10.13). Hoạt động tạo đai núi Hercyni bắt đầu ở cuối Carbon sớm (pha Sudete) với sự xô húc của hai mảng Baltica và Châu Phi, tiếp sang Carbon muộn (pha Asturi và các pha tương ứng ở Appalach thuộc Đông Bắc Mỹ), đã diễn ra trong khoảng thời gian 30 triệu năm. Các quá trình núi lửa và xâm nhập cũng đã diễn ra liên tục trong 20 triệu năm cuối của quá trình này và tiếp diễn trong 10 triệu năm tiếp theo. Đai núi Hercynid có hình dạng không đều đặn và kéo dài tới 6000km, tạo thành một phức hệ trung tâm xâm nhập và biến chất với các rìa uốn nếp ở mỗi bên (H.10.13). Phức hệ trung tâm gồm các đá biến chất Tiền Cambri và

Hình 10.13. Hercynid ở Tây Âu

219

Paleozoi hạ bị granit xuyên nhập; mức độ và tuổi biến dạng của các đai uốn nếp giảm dần từ trung tâm ra rìa ngoài. Các đai uốn nếp Hercynid được hình thành do sự xô húc của hai mảng từ phía nam và bắc, trong quá trình biến dạng đai này được di chuyển dần ra phía ngoài rìa. Hình dạng đai Hercyn id phản ánh rìa lục địa không đều đặn khi xô húc nhau. Tại Bắc Mỹ, cùng thời với hoạt động tạo đai núi Hercynid là hoạt động tạo đai núi ở bờ tây và bắc của Bắc Mỹ hiện nay, như ở dải núi Sierra Nevada (California). Tiếp theo là các pha Alleghen và Ouachita hoàn thành đai núi Appalach (Đông Bắc Mỹ) do sự xô húc của hai mảng Gondwana và Laurentia diễn ra vào cuối Carbon.  Pha tạo núi Ural Pha tạo núi Ural đã hình thành nên dải núi cùng tên, hiện nay là ranh giới tự nhiên giữa Châu Âu và Châu Á, kéo dài hàng nghìn kilomet theo phương bắc nam và rộng 400 - 450km. Dải núi Ural được cấu thành từ những phức hệ đá biến dạng, biến chất có nguồn gốc đại dương và cung đảo, hiện nay nằm giữa hai cấu trúc nền Đông Âu và Siberi. Các đới rìa của đai núi Ural gồm những trầm tích nền bị biến dạng, trên đó bị các phức hệ đá phủ chờm có nguồn gốc từ đới uốn nếp trung tâm. Hoạt động tạo núi Ural do sự xô húc giữa hai mảng Baltica và Kazakhstan, diễn ra vào Permi, đồng thời với sự đóng của biển Pleionic. Toàn bộ lịch sử hình thành Ural đã diễn ra trong một thời gian dài đến 400 triệu năm, với 250 triệu năm đầu là quá trình tạo vỏ đại dương mới. Sau đó là 100 triệu năm khép đại dương cùng với hoạt động hút chìm và 50 triệu năm tiếp theo là quá trình biến dạng do xô húc. Bắt đầu cách đây 500 triệu năm, một mản h của Baltica bị tách giãn và mở ra đại dương Pleionic. Từ 500 đến 400 triệu năm trước đây, khi đại dương Pleionic bắt đầu khép thì một đới hút chìm được hình thành dọc theo rìa Baltica và cung đảo được hình thành. Khoảng 400 triệu năm trước, vỏ sau cung chờm trượt trên mảng Baltica do sự tiếp tục khép của đại dương Pleionic. Điều này dẫn đến sự tái mở một thời gian của bồn sau cung và sự xô húc của Baltica với cung đảo vào thời gian cách đây 350 triệu năm. Sau sự xô húc này một rìa hội tụ mới được hình thà nh và chìm sâu dưới mảng Kazakhstan. Sự tiếp tục khép đại dương Pleionic cùng với sự xô húc lục địa - lục địa vào cuối Permi dẫn đến hình thành dãy núi Ural. Mặc dù ngày nay Ural là một dãy núi thấp do bị bào mòn lâu dài, nhưng khi mới được thành tạo thì nó là một dãy núi hùng vĩ như Hymalaya hiện nay.  Tạo núi Hercyni ở Đông Á Đông Á là một sự hợp nhất của sự bồi tụ các khối lục địa được khâu nối từ nhiều đai uốn nếp. Những đai uốn nếp này bao viền quanh những khối nền ổn định mà Kazakhstan, Siberi, Ấn Độ là những khối lớn nhất. Phần này của Châu Á lớn dần nhờ hàng loạt những xô húc bắt đầu từ Devon ở phía đông của Trung Á, rồi di chuyển dần về phía nam, chủ yếu diễn ra trong Paleozoi muộn và Mesozoi sớm, nhưng tiếp diễn đến tận Đệ Tam, khi Ấn Độ xô húc với Tây Tạng. Trong Carbon muộn diễn ra sự xô húc của Kazakhstan với Siberi rồi sau đó là xô húc của Nội Mông với Siberi. Những hiện tượng chờm trượt, trồi trượt và cắt xén cũng như những hoạt động biến dạng khác đã diễn ra tạo nên các dãy núi Altai và Khing an làm tăng trưởng thêm các lục địa Kazakhstan và Nội Mông. Hoạt động tạo núi dọc theo rìa nam của Kazakhstan và trên địa phận các mảng Tarim, Pamir, Hoa Bắc tiếp diễn từ Devon cho đến 220

khi các mảng này khâu nối với Châu Á trong Mesozoi. Tây Tạng sau khi tá ch giãn khỏi Ấn Độ từ Permi muộn, tiếp tục di chuyển qua biển Tethys cho đến khi xô húc với Kazakhstan và Tarim trong Mesozoi sớm. Hệ quả tổng hợp của hoạt động tạo núi Hercyni ở Paleozoi muộn (bao gồm của pha Sudete, Asturi ở Châu Âu, Alleghen và Ouachita ở Bắc Mỹ, tạo núi Ural ở Nga, Thiên Sơn và những tạo núi cùng thời ở Trung Quốc, Australia) đã tạo nên những hệ thống núi lớn phân bố trên hầu hết các lục địa (H.10.14).

Hình 10.14. Pangea và các dãy núi trong Paleozoi muộn. Những dải núi (chủ yếu là Hercynid) thể hiện màu đen trên hình

 Một số hoạt động địa chất ở các vùng nền Liên quan với hoạt động tạo núi là sự hình thành thành hệ molas chứa than sau tạo núi. Nguồn tạo than lớn trong Carbon là sự phát triển phong phú lần đầu tiên trong lịch sử địa chất của thực vật trong điều kiện khí hậu ấm và ẩm. Đây cũng là lần đầu tiên trong lịch sử địa chất than đá được thành tạo với quy mô lớn, hình thành những mỏ than có trữ lượng lớn, phân bố ở nhiều nơi trên thế giới như Tây Âu (Anh, Pháp, Bỉ, Đức) và Ba Lan, Nga, Trung Quốc, Bắc Mỹ. Trong sự thành tạo than đá một trường hợp đặc biệt đã xẩy ra ở phía nam nền Đông Âu (Baltica). Trong Carbon đã hình thành cấu trúc đặc biệt được gọi là máng nền1 ở vùng Donbas trên lãnh thổ Ukraina hiện nay. Máng nền này được hình thành từ Devon và tiếp tục trong Carbon với sự thành tạo loạt trầm tích chứa than dây đế n 18km; sang kỉ Permi máng nền tắt dần và trở thành vùng có chế độ bình thường của nền Đông Âu. Nền Siberi thể hiện một hoạt động đặc biệt trong Permi. Tại vùng Tungusk rộng lớn ở phía tây bắc của nền đã thành tạo thành hệ phun trào basalt bậc thang dày đ ến 2000-3000 m và phủ rộng khoảng 2 triệu km 2. Đây là phun trào lục địa lớn nhất trong lịch sử Phanerozoi, diễn ra ở cuối Permi và còn kéo dài sang đầu kỷ Trias. 1

Aulacogen

221

10.4. BỐI CẢNH ĐỊA LÝ TỰ NHIÊN Trong kỷ Carbon đã có sự phân biệt khá rõ nét của sá u đới khí hậu: 1) Đới khí hậu ấm và ẩm phía bắc; 2) Đới khô hạn bắc; 3) Nhiệt đới ẩm; 4) Đới khô hạn nam; 5) Đới ấm ẩm phía nam và 6) Đới lạnh nam. Đến Permi muộn điều kiện khô hạn phố biến rộng rãi trên thế giới, ranh giới của đới khí hậu này mở rộng hơn hẳn ở các thời kỳ khác. Từ cuối Devon và đặc biệt trong Carbon đới khí hậu nhiệt đới và ấm, ẩm phổ biến rộng rãi và so với ở Paleozoi sớm thì lui hơn về phía nam, kéo dài từ trung tâm Bắc Mỹ qua Tây Âu, Bắc Phi, qua nam Nga, Tây Á, Trung Quốc và Đông Nam Á. Tính ưu trội của đới khí hậu ấm và nhất là hai đới khí hậu nhiệt đới ẩm thể hiện rõ nét ở sự phát triển phong phú ở các trầm tích carbonat, quặng sắt, bauxit và đặc biệt là than đá. Sự phát triển phong phú của thực vật đã tạo nên những mỏ than đá rất lớn chạy từ Bắc Mỹ sang Tây Âu, Ukraina, Kuzbas, Bắc Trung Quốc v.v... Đồng thời với sự phát triển của thực vật tạo than là sự phát triển số lượng trầm tích carbonat chủ yếu do sản phẩm của sinh vật ưa khí hậu ấm. Khối lượng chủ yếu của trầm tích carbonat và than trong Paleozoi muộn tập trung trong các trầm tích tuổi Carbon và Permi hạ (H.10.15). Khí hậu ôn đới ẩm phía bắc bao gồm tây bắc Canada, Siberi và đông bắc Nga, ở đây cũng tạo thành các mỏ than đá. Thực vật của đới khí hậu này khác với khí hậu nhiệt đ ới là có vòng gỗ hàng năm chứng tỏ có sự phân chia mùa nóng lạnh trong năm. Khí hậu ôn đới ẩm phía nam bao trùm đại bộ phận lục địa Gondwana. Đới khí hậu khô hạn thành tạo trầm tích lục địa màu đỏ, dolomit, thạch cao, muối mỏ v.v..., đới khí hậu này mở rộn g vào cuối Permi. Khối lượng trầm tích lục địa màu đỏ thể hiện trên hình 10.15 cũng nói lên điều đó. Cuối cùng, trong Carbon còn có điều kiện khí hậu địa cực thành tạo trầm tích tilit ở Nam Mỹ, Nam Phi, Ấn Độ và Australia. Hình 10.15. Tỷ lệ các thành hệ trầm tích Paleozoi muộn. 1. Phun trào lục địa; 2. Phun trào ngầm dưới Sự kiện rất quan trọng đối với đi ều kiện nước; 3. Trầm tích muối, thạch cao; 4. Trầm tích địa lý tự nhiên trong Paleozoi muộn là sự carbonat; 5. Trầm tích biển lục nguyên; 6. Trầm tích biến đổi của sinh quyển và liên quan nó là chứa than; 7. Tilit; 8. Trầm tích lục địa. màu đỏ. đối với tính chất và thành phần của khí quyển môi trường sống. Thực vật trên cạn phát triển phong phú và rầm rộ, đồng thời động vật trên cạn cũng phát triển và phâ n bố rộng rãi. Sự phong phú của thực vật trong Paleozoi muộn đã có ảnh hưởng làm thay đổi sự cân bằng mới trong tỷ lệ các thành phần khí quyển. Nhu cầu hoạt động quang hợp của thực vật rất phong phú đã thu hút một lượng khổng lồ carbonic trong không khí và trả lại một lượng oxy tương ứng cho khí quyển. Sự tăng cường tỷ lệ oxy tất nhiên dẫn đến đẩy mạnh tốc độ phong hoá, vì chính oxy là một trong những tác nhân quan trọng của quá trình phong hoá hoá học. Cùng với quá trình phát 222

triển rầm rộ của thực vật, quá trình phong hoá tăng cường dẫn đến sự thay đổi hiển nhiên của bề mặt thạch quyển, lớp thổ nhưỡng hình thành nhanh chóng. Vậy là chính điều kiện khí hậu thuận lợi đã là một trong những tác nhân quan trọng cho sự phát triển của thực vật. Sự phát triển phong phú của thực vật lại có tác dụng quan trọng cho sự thay đổi lớp bề mặt của thạch quyển, thay đổi thành phần khí quyển, thúc đẩy sự phát triển của động vật trên cạn lúc đó. Mối quan hệ hữu cơ của các tác nhân trên đây đã đưa đến sự thay đổi cảnh quan của t hế giới lúc đó.

10.5. KHOÁNG SẢN TRONG PALEOZOI THƯỢNG Trầm tích Paleozoi thượng giàu khoáng sản cả nguồn gốc magma và nguồn gốc trầm tích. Trong các khoáng sản nguồn gốc trầm tích, trước hết phải kể đến khoáng sản nhiên liệu, sau đó là nhiều quặng sắt, phosphorit, bauxit, muối mỏ v.v... Dầu mỏ và khí đốt liên quan với các thành phần trầm tích biển, được phát hiện nhiều trong các trầm tích tuổi Devon, Carbon và Permi ở phía đông nền Đông Âu, tây Siberi, Bắc Mỹ v.v... Than đá là một trong những khoáng sản lớn nhất của trầm tích Paleozoi thượng. Những mỏ than đá đầu tiên được hình thành vào cuối Devon, nhưng khối lượng chủ yếu của than đá Paleozoi thượng được thành tạo trong kỷ Carbon và đầu kỷ Permi. Người ta đã tính rằng khoảng một nửa trữ lượng các mỏ than trên thế giới được thành tạo trong Paleozoi muộn. Than đá của Paleozoi thượng có chất lượng cao, các mỏ thường có trữ lượng lớn vì đó là loại than paralit có bề dày vỉa lớn và ổn định trên diện tích lớn. Những mỏ than đá có trữ lượng hàng trăm, thậm chí tới một vài nghìn tỷ tấn được thành tạo trong điều kiện nền hoặc những miền trũng giữa khu vực núi Caledonid và Hercynid. Đó là những khu mỏ lớn ở Bắc Mỹ, Tây Âu (khu vực bể than chạy dài từ nam Anh qua Pháp, Bỉ, Đức, Ba Lan), ở Đông Âu (Donbas, Mascơva), ở Siberi (Kuzbat), Trung Quốc (Khai Bình - Thái Nguyên v.v...), Bắc Phi. Muối mỏ được thành tạo nhiều trong trầm tích Permi ở Tây Âu, Tây Ural, Trung Quốc, Ấn Độ, v.v... Những khu mỏ muối khổng lồ đã trở thành một trong những cơ sở kỹ nghệ hoá học lớn của Đ ức, Ba Lan, v.v... Nhiều mỏ quặng trầm tích được thành tạo trong Paleozoi muộn, trước hết phải kể đến những mỏ sắt trầm tích và bauxit. Mỏ bauxit tuổi Permi ở Đông Bắc Việt Nam được coi là thuộc loại mỏ lớn. Nhiều loại quặng sắt có nguồn gốc liên quan với hoạt động trầm tích - phun trào cũng được thành tạo trong Paleozoi muộn như hematit - samuzit và pyrit v.v... Ngoài ra, trầm tích chứa mangan cũng khá phổ biến trong Paleozoi thượng. Nhiều khu mỏ sắt, mangan có liên quan với hoạt động trầm tích - phun trào phổ biến trong các khu vực Hercynid ở Tây Âu, Ural, Kazakhstan v.v... Mức độ hoạt động magma của chu kỳ kiến tạo Hercyni mạnh mẽ và phổ biến rộng lớn hơn nhiều so với chu kỳ Caledoni, do đó khoáng sản nguồn gốc magma ở Paleozoi muộn so với Paleozoi sớm cũng phong phú hơn nhiều. Các mỏ kim loại như đồng, niken, cromit, titan, coban liên quan với xâm nhập mafic ở nhiều nơi như Ural, Bắc Mỹ, Saian - Altai v.v... Liên quan với xâm nhập granitoit có các mỏ do quá trình biến chất trao đổi tiếp xúc, các mỏ liên quan hoạt động nhiệt dịch và khí hoá. Đó là những mỏ kim loại màu và kim loại hiếm như vàng, bạc, thiếc, kẽm, thuỷ ngân ở Ural, Thiên Sơn, Altai, Tây Âu, Đông Australia, Bắc Mỹ v.v...

223

Chương 11

TRIAS 11.1. KHÁI QUÁT VỀ LỊCH SỬ MESOZOI VÀ KỶ TRIAS Nguyên đại Mesozoi gồm ba kỷ là Trias, Jura và Creta với thời gian kéo dài hơn 180 triệu năm. Tên gọi nguyên đại Mesozoi có nghĩa là “Trung sinh” là khoảng thời gian của thế giới sinh vật tru ng gian giữa sinh vật cổ ở Paleozoi và sinh vật mới của Kainozoi. Tuy thời gian của Mesozoi ngắn hơn, số kỷ cũng ít hơn so với Paleozoi (3 kỷ so với 6 k ỷ), nhưng trong Mesozoi cũng đã xẩy ra nhiều sự kiện lớn làm thay đổi bộ mặt Trái Đất. Trước hết Mesozoi là giai đoạn khởi đầu hoạt động của chu kỳ tạo núi Alpi, cũng là giai đoạn tan vỡ siêu lục địa Pangea bắt đầu từ Trias. Liên quan với siêu lục địa Pangea, trong Trias điều kiện khí hậu khô nóng cho đến trước Trias muộn, về sau do Pangea đã bị tách vỡ điều kiện khí hậu chuyển sang nóng ẩm. Thế giới sinh vật của Mesozoi đã thay đổi hoàn toàn khác với Paleozoi, sau sự tuyệt chủng hàng loạt ở cuối Paleozoi làm cho 90% giống loài biến mất, sang Mesozoi xuất hiện những đại biểu mới. Trong động vật không xương số ng, Mesozoi là thời kỳ phồn thịnh của San hô sáu tia, Cúc đá, Cầu gai không đều v.v... Một trong những đặc điểm quan trọng của sinh giới Mesozoi là sự phát triển của Bò sát nhất là Khủng long. Xuất hiện từ cuối Paleozoi, nhưng sang Mesozoi Bò sát phát triể n toả tia nhanh và chiếm vai trò thống trị thế giới không những trên cạn mà cả dưới biển và trên không trong vòng hơn 100 triệu năm . Mesozoi là giai đoạn phồn thịnh của thực vật hạt trần, chúng đóng vai trò ưu trội trong thực vật giống như Quyết thực vật ở Paleozoi muộn. Sự kiện tuyệt chủng hàng loạt sinh vật ở cuối Mesozoi là sự kiện nổi bật trong lịch sử phát triển của sinh giới. Lần tuyệt chủng này rất nổi tiếng không chỉ ở tỷ lệ lớn của sinh vật bị tuyệt chủng mà còn ở chỗ toàn bộ Khủng long thống trị một thời gian dài bỗng nhiên biến mất . Trong Jura và đặc biệt là trong Creta, biển nông bao phủ hầu hết Bắc Mỹ và Âu Á, xung quanh vùng biển này những đầm lầy phát triển rộng lớn, đó là một nhân tố rất quan trọng để hình thành các trầm tích chứa than. Trong Mesozoi sớm, các mảng lục địa tiếp tục xô húc với Đông Á, khi Đại Tây Dương bắt đầu mở thì Pangea bắt đầu tan rã. Hệ Trias do F. Alberti xác l ập (1831) dựa trên loạt trầm tích của hệ này ở Đức. Mặt cắt gồm ba phần rõ rệt (từ đó hệ được đặt tên Trias = b a phần) từ dưới lên: 1) Cát kết sặc sỡ hay Buntsandstein; 2) Đá vôi vỏ sò hay Muschelkalk; 3) Keuper. Trong ba phần của mặt cắt này chỉ có phần giữa là trầm tích biển, do đó việc phân chia đối sánh địa tầng khó thực hiện nên việc phân chia chi tiết được dự a trên mặt cắt vùng núi Alpes. Hệ Jura do A. Brongniart phân định (1830) và được đặt tên theo dãy núi Jura giữa Pháp và Thuỵ Sĩ. Ba thống của hệ Jura cũng còn có tên là Lias, Dogger và Malm. Hệ Creta do Omalius d’Halloy xác lập (1822) và được gọi tên theo tính chất đá phổ biến của mặt cắt gồm nhiều trầm tích carbonat, được dùng làm phấn viết bảng (tiếng Latin Creta là phấn). Phân chia địa tầng và những sự kiện lớn trong lịch sử Trias được trình bày trên bảng 11.1. 224

Bảng 11.1. Phân chia địa tầng và các sự kiện lớn trong kỷ Trias THỜI (BẬC)

NHỮNG SỰ KIỆN LỚN TRONG LỊCH SỬ ĐỊA CHẤT

Carni Ladin

Trung Hạ (Sớm)

Anisi Olenec

Indi

PERMI

 Xuất hiện lớp Có vú, rùa, Cá sấu  Xuất hiện Khủng long, Cá sấu, Rùa

 Xuất hiện San hô sáu

Tạo than ở Việt Nam Pangea bắt đầu tách vỡ

Khí h ậu khô nóng

Nori

Tuyệt chủng 65% sinh vật biển

Tiếp tục tách giãn Pangea T ạo núi Indosini

Ret

Xuất hiện San hô sáu tia. Phát triển toả Chân Rìu, Cúc đá

T R I A S

Thượng (Muộn)

Phát triển tỏa tia Bò sát

Khủng long phát triển cực thịnh

JURA

Phát tri ển Ceratites

KỶ THẾ (HỆ) (THỐNG)

tia, hàu

Tuyệt chủng 90% sinh vật biển Paleozoi

Phun trào bậc thang Tungusk (Tây Siberi)

11.2. SINH GIỚI TRON G TRIAS 11.2.1. Nhận xét chung Do sự hình thành Pangea ở cuối P aleozoi nên lục địa được mở rộng rất đáng kể, ở đó phổ biến chế độ khí hậu rất khô hạn. Trên lục địa nước ngọt hiếm hoi, trong các biển rìa lục địa thường có độ mặn cao. Trong điều kiện đó đã diễn ra một trong những cuộc khủng hoảng lớn nhất của lịch sử sinh giới. Ở dưới biển Bọ ba thuỳ, Trùng thoi, San hô vách đáy, San hô bốn tia đã bị tuyệt chủng từ cuối Permi; ngành Tay cuộn giảm hẳn ý nghĩa, chỉ còn lại một số đại biểu ít ý nghĩa địa tầng. Nhiều nhóm mới xuất hiện hoặc phát triển phong phú hơn hẳn trước . San hô sáu tia xuất hiện, trong ngành Thân mềm lớp Chân rìu phát triển phong phú và đặc biệt lớp Chân đầu phát triển mạnh mẽ với Cúc đá đóng vai trò quan trọng trong địa tầng. Trên cạn thực vật nghèo hẳn vì điều kiện khắc nghiệt của khí hậu khô nóng, phá t triển các đại biểu của thực vật hạt trần. Trong động vật có xương sống, Bò sát phong phú dần và ở Trias động vật có vú xuất hiện.

11.2.2. Động vật không xương sống Ngành Thân mềm Trong Trias lớp Chân rìu (Pelecypoda hay Hai mảnh vỏ – Bivalvia) bắt đầu một giai đoạn phát triển rầm rộ. Đặc trưng cho Trias là các đại biểu của bộ Cơ không đều, trong số này ta thấy có các giống Claraia, Eumorphotis trong Trias sớm, các g iống Daonella, Halobia, Cassianella và Monotis trong Trias trung - Trias muộn. Bộ Răng xẻ có Myophoria, bộ Răng khác có Cardita, Trigonodus và bộ Răng chằng có Burmesia, Pleuromya, (H.11.1). Thuộc bộ Răng dãy thường gặp các đại biểu của giống Nucula và Leda. Ở Việt Nam trong trầm tích Trias hoá thạch Chân rìu rất phong phú, đa dạng và có ý ngh ĩa địa tầng quan trọng (H.11.1). Lớp Chân đầu bắt đầu phát triển mạnh mẽ với nhiều đại biểu của thượng bộ Cúc đá. Ta đã thấy các dạng có đường thuỳ kiểu Ceratites xuất hiện từ Paleozoi muộn, nhưng chỉ tới Trias chúng mới phong phú và chiếm ưu thế trong thế giới Cúc đá. Đồng thời cũng ở Trias bắt đầu xuất hiện các dạng có đường thuỳ ki ểu Ammonites (H.11.2 ). 225

Hình 11.1. Một số hoá thạch Chân rìu Trias 1. Claraia stachei; 2; Daonella lommeli; 3 Cardiium vietnamicum; 4. Burmesia lirata; 5. Monotis salinaria; 6. Myophoria innaequicostata; 7. Paleocardita globiformis; 8. Myophoria napengensis; 9. Daonella indica

Trong số các dạng có đường thuỳ kiểu Ceratites c ó những giống xuất hiện từ Trias sớm như Otoceras, Ophiceras, Dieneroceras, Tirolites. Có những giống sang Trias giữa mới xuất hiện như Ceratites, Paraceratites, Prohungarites, Nicomedites; một số giống sang Trias muộn còn tồn tại như Juvalites. Bắt đầu từ Trias muộn xuất hiện các dạng có đường thuỳ kiểu Ammonites như Trachyceras, Protrachyceras, Arcestes, Pinacoceras, Tropites v.v... Tất cả các giống này thuộc những họ bị tuyệt chủng trong kỷ 2 1 3 Trias, chỉ có một họ còn phát triển trong Jura là họ Monophyllitidae. Ở Việt Nam, hoá thạch Cúc đá Trias thường gặp cùng với các dạng Chân rìu và nhiều khi chúng đóng vai trò quyết định trong việc xác định tuổi các trầm tích như đá vôi Đồng Giao chứa Paraceratites, hệ tầng Cò Nòi chứa Tirolites. 4

Trùng lỗ. Bộ Trùng thoi bị tuyệt chủng từ cuối Paleozoi, trong Trias chỉ còn bộ Legenida gồm 226

Hình 11.2. Hoá thạch Chân đầu tuổi Trias 1. Trachyceras aon; 2. Meekoceras gracilitalis; 3. Tirolites idrianus; 4. Ceratites nodosus; 5. Tropilites subbulatus

Nodasaria, Dentalina. Trong đá vôi Trias trung ở Việt Nam và Nam Trung Quốc cũng đã phát hiện hoá thạch của nhóm này như Nodosinella, Troceramminoides. San hô. Từ Trias trung xuất hiện San hô sáu tia, trong đó có các dạng quần thể như Thecosmilia, Palaeastrea, Thamnasteria, Conophyllia và dạng đơn thể như Montlivaultia (H.11.3).

1 Hình 11.3. San hô Trias

Tay cuộn. Các đại biểu của Productida, 1. San hô đơn thể Montivalchia sp.; 2. San hô quần Orthida, phần lớn Spiriferida đã tuyệt chủng thể Thamnasteria rectilamellosa từ cuối Permi. Sang Trias chỉ còn lại các dạng có gờ thuộc thượng họ Rhynchonellacea như Halorella, Rhynchonella, các dạng vỏ nhẵn thuộc họ Terebratulida như Aulacothyris, Rhaetina, Coenothyris. Ngoài những nhóm kể trên, trong động vật không xương sống còn có thể kể đến những dạ ng hoá thạch của Da gai, Chân bụng, Bông biển, Giáp xác v.v... nhưng chúng không có vai trò lớn đối với địa tầng.

11.2.3. Động vật có xương sống Trong Trias động vật có xương sống phát triển ngày một mạnh mẽ, đặc biệt là Bò sát, chuẩn bị cho bước phát tri ển cực thịnh vào Jura và Creta (H.11.5). Lưỡng cư kích thước lớn chỉ còn lại các đại biểu cuối cùng, sự tiến hoá của chúng từ Permi sang Trias có những bước liên tục, xương sọ dẹt dần và vòm miệng rỗng dần. Hoá thạch của Mastodonsaurus với xương sọ hình ba cạnh dài tới 1 m, và Lyrocephalus đã phát hiện nhiều trong Trias hạ ở Greenland cùng với cá và Cúc đá; có lẽ chúng sống ở trên bờ và thường bơi kiếm ăn dưới biển. Trong Bò sát đáng chú ý nhất là nhóm Thecodontia (H.11.5) là nhóm phát triển trong Permi muộn và Trias, có bộ răng gồm những chân răng riêng biệt giống như ở cá sấu, Khủng long và động vật Có vú. Nhóm này có lịch sử phát triển ngắn so với những nhóm khác của Bò sát, chỉ trong khoảng 45-50 triệu năm. Chúng có ý nghĩa quan trọng vì là tổ tiên của Khủng long, Bò sát bay và nhiều bộ của Bò sát hiện nay. Một số Thecodontia có kích thước nhỏ v à là loại ăn thịt, những “dã thú” này có chi trước khá phát triển và là động vật bốn chi, nhưng khi chạy chúng lại chỉ sử dụng hai chi sau. Nhưng phần lớn Thecodontia là động vật bốn chi thực thụ, chúng là động vật ăn thực vật, chúng có dạng giống như cá sấu (H.11.4). Cu ối Trias có lẽ từ một dạng nào đó của Thecodontia đã xuất hiện Khủng long đầu tiên, đồng thời từ Thecodontia đã xuất hiện hai nhóm Bò sát hông chim Hình 11.4. Bò sát Thecodontia trong Trias sớm và Bò sát hông thằn lằn (H.11.5). Dinosauria hông thằn lằn có thể kể đến Thecodontosaurus, Procompsognathus, Plateosaurus tuổi Trias muộn. Đó là những động vật dài từ 1 - 8 m, cổ và đuôi dài, linh hoạt, chân trước ngắn và yếu hẳn so với chân sau, bàn chân 5 ngón có móng. Như vậy nhóm thằn lằn này là những Bò 227

sát đứng trên hai chân, một điều khác hẳn so với Bò sát Permi. Những hoá thạch đầu tiên của rùa và cá sấu đã được phát hiện trong trầm tích Trias thượng, chúng tiếp tục phát triển trong Jura,

Hình 11.5. Sơ đồ tiến hóa và phát triển Bò sát từ Permi đến Creta

Creta và tồn tại đến hiện nay (H.11.5). Trong số Bò sát hông chim vẫn còn những dạng đứng trên hai chân sau, có khả năng chạy nhanh, ăn cỏ như Iguanodon dài gần 10m, cao 5m, sống ở vùng khí hậu á nhiệt đới; những dạng sống lưỡng cư, chân có màng và đuôi dài để bơi , lỗ mũi ở phía đỉnh đầu như Corythosaurus. Chim tuy đã xuất hiện từ Trias nhưng trong Jura chim vẫn là những dạng cổ sơ, có nhiều nét cấu tạo gần gũi với Bò sát. Trong cấu tạo xương ta thấy cánh còn có dạng chi của thằn lằn, đuôi gồm 20 đốt xương và hàm có răng, nhưng thân mình đã có dạng chim và có phủ lông vũ.

228

Động vật có vú lần đầu xuất hiện trong Trias, đó là những con vật nhỏ, thuộc những nhóm hạ đẳng của lớp có vú, đẻ trứng, răng có khi ba mấu, đôi khi nhiều mấu (H.11.9d).

11.2.4. Thực vật Từ Permi muộn thực vật đã mang đặc điểm Mesozoi (Mesophyta), những dạng Paleozoi còn lại rất ít, đến Trias thực vật đã mang đặc điểm hoàn toàn mới của Mesophyta. Những nhóm chiếm ưu thế gồm Tuế (Cycadales), Bạch quả (Ginkgoales) và Quả nón (Coniferales). Đến cuối Trias xuất hiện Á tuế (Benettitales). Đặc trưng trong số Tuế có Pterophyllum (H.11.6), Bạch quả có Baiera, Quả nón có Voltzia. Trong 2 1 số Quyết thực vật (Pterydophyta) chỉ phát triển Hình 11.6. Thực vật Trias trong hệ tầng Hòn Gai dương xỉ thuộc họ Dipteridacae, phổ biến rộng 1. Taeniopteris nilssonioides; 2. Pterophyllum portali rãi trong Trias muộn ở Đông Dương, Trung Quốc, Nhật Bản và Triều Tiên. Trong trầm tích chứa than Trias thượng ở Việt Nam có những giống quen thuộc như Clathropteris, Taeniopteris v.v…

11.2.5. Sự tuyệt chủng cuối Trias Hiện tượng tuyệt chủng cuối Trias không lớn như đợt tuyệt chủng c uối Paleozoi, tuy 65% sinh vật biển bị tuyệt chủng, nhưng về thành phần giống loài thì có đến 84% các họ của sinh vật biển vẫn sống sót sau đợt tuyệt chủng này. Bốn nhóm của Thân mềm đặc biệt là Ceratites (lớp Chân đầu) và nhiều nhóm của lớp Chân rìu đã bi ến mất, nhóm Răng nón (Conodonta) cũng bị tuyệt chủng. Nhiều nhóm Bò sát biển cũng dần dần tiêu giảm ở cuối Trias. Sự tuyệt chủng của động vật trên cạn diễn ra mạnh mẽ hơn động vật biển, chỉ có 72% các họ của động vật trên cạn còn tiếp tục sống sang Jura. Một trong 5 họ của Lưỡng cư Laberinthodontia kết thúc sự sinh sống. Toàn bộ 7 họ của Bò sát Thecodontia kết thúc sự tồn tại, nhường vị trí cho Khủng long. Gần toàn bộ Bò sát dạng thú cũng ngừng phát triển, chỉ có một họ ăn cỏ của nhóm này còn tồn tại trong Jura. Sự tuyệt chủng của những dạng sinh vật biển nông có thể lý giải do mực nước biển bị hạ thấp vào cuối Trias làm thu hẹp không gian sinh tồn của sinh vật. Tuy nhiên, hiện nay vẫn chưa lý giải được rõ ràng nguyên nhân của đợt tuyệt chủng chung ở cuối Trias. Không có dẫn liệu về sự lao đập của một thiên thạch lớn để gây sự tuyệt chủng như đối với trường hợp cuối Devon hay cuối Creta.

ĐỌC THÊM NGUỒN GỐC VÀ SỰ TIẾN HÓA CỦA BÒ SÁT Bò sát xuất hiện từ Carbon và đã bước đầu phát triển trong Permi nhưng Trias chính là giai đoạn đầu của sự phát triển tỏa tia mạnh mẽ để chuẩn bị cho một kỷ nguyên phát triển cực thịnh, thống trị sinh giới trong hai kỷ tiếp theo – Jurra và Creta. Do đó việc tìm hiểu nguồn gốc và quá trình tiến hóa của Bò sát từ khi xuất hiện cũng là điều lý thú giúp chúng ta biết lịch sử phát triển của một nhóm quan trọng bậc nhất của sinh giới trong Mesozoi. Bò sát, chim và động vật có vú (viết tắt: Có vú) đều là hậu duệ của Lưỡng cư nguyên thủy, khoa học đã ết được là thời gian cách biệt giữ a khởi nguyên của Lưỡng cư và khởi nguyên của Bò sát chỉ 22 tr iệu năm. bi

229

Những dạng Lưỡng cư nguyên thủy được coi là sẽ tiến hóa lên Bò sát nguyên thủy đã được phát hiện trong trầm tích tuổi cuối Carbon sớm; đó chỉ là con vật kích thước nhỏ, dài khoảng 20 cm . Hoá thạch của dạng Bò sát nguyên thủy (không hố thái dương) và loại Bò sát tiến hóa hơn (có hố thái dương) cũng được phát hiện trong trầm tích đầu Carbon muộn. Sự tách biệt hai nhánh – một nhánh phát triển lên Có vú và một nhánh phát triển lên tất cả các loại Bò sát khác – chỉ diễn ra trong 12 triệu năm sau khởi nguyên của Bò sát và 34 triệu năm sau khởi nguyên của Lưỡng cư. Động vật bốn chi (bao gồm cả rắn tuy chi đã bị thoái hóa) thuộc nhóm đẻ trứng có màng ối (H.11.7) với màng và vỏ bọc, có đủ chất d inh dưỡng để nuôi dưỡng phôi cho đến khi nở thành con non. Hình 11.7. Cấu trúc trứng có màng ối Đó là một bước tiến quan trọng trong lịch sử phát triển của Bò sát so với sự phát triển qua giai đoạn nòng nọc của Lưỡng cư, khiến cho B ò sát nhanh chóng tràn ngập trên lục địa. Ở Lưỡng cư phôi nở thành nòng nọc sống trong môi trường nước một thời gian, sau đó mới biến thái để lên sống trên cạn. Quá trình biến thái từ nòng nọc đến cá thể trưởng thành sẽ gặp nhiều rủi ro nên tỷ lệ chết rất lớn. Bò sát do có trứng khá lớn, có đủ chất dinh dưỡng để nuô i phôi lại có màng ối bao quanh phôi nên khi trứng nở thì cá thể đã khá trưởng thành. Động vật Có vú còn tiến hóa hơn nữa, phôi được nuôi dưỡng trong bụng mẹ do có nhau để truyền chất dinh dưỡng từ mẹ sang con nên ngay khi mới ra đời cá thể con đã có gần đ ủ điều kiện để tự sinh tồn. Bò sát hiện nay là động vật máu lạnh, chúng bị phụ thuộc vào nhiệt độ Mặt Trời để hoạt động, về đêm khi nhiệt độ xuống thấp, hay những ngày lạnh, chúng hoặc không thể hoạt động hoặc hoạt động rất chậm chạp. Chim và Có vú là động vật máu nóng, ăn nhiều để đủ năng lượng giữ thân nhiệt và có thể hoạt động bất kể ngày đêm, mùa hè hay mùa đông. Cả hai nhóm động vật này có khả năng giữ thân nhiệt nhờ có bộ lông, da hoặc tầng mỡ dày. Chúng lại còn có khả năng điều hòa thân nhiệt khi nhiệt độ quá nóng. Bò sát được phân thành bốn phụ lớp theo cách thức cấu trúc cơ hàm và tính chất hố thái dương của hộp sọ (H.11.8). Trước hết là phụ lớp Anapsida (Không hố thái dương ) gồm những Bò sát cổ xưa và rùa là những loại Bò sát trong cấu trúc hộp sọ không có hố thái dương. Phụ lớp Synapsida (Một hố thái dương) gồm những Bò sát dạng thú, trong cấu trúc hộp sọ có một hố thái dương. Phụ lớp Diapsida (Hai hố thái dương ) gồm phần lớn Bò sát, trong cấu trúc hộp sọ có hai hố thái dương, một ở phía đỉnh và một ở phía bên. Phụ lớp Eurapsida (Hố thái dương rộng ), gồm một số ít Bò sát dưới biển, chỉ có một hố thái dương rộng nằm trên đỉnh hộp sọ. Phụ lớp Anapsida là tổ tiên của đa số Bò sát gồm những Bò sát có kích thước nhỏ, sống từ Carbon muộn đến Permi sớm. Đến Permi muộn chúng tiến hóa thành dạng Bò sát ăn cỏ kích thước lớn và Bò sát ăn sâu bọ, nhóm thứ nhất bị tuyệt chủng vào cuối Permi, còn nhóm thứ hai sống cho đến cuối Trias. Trong Trias muộn từ loại tương tự với nhóm thứ nhất đã chuyển

230

Hình 11.8. Cấu trúc hộp sọ Bò sát. a. Không hố thái dương; b. Một hố thái dương; c. Hai hố thái dương

hóa thành rùa. Trong phụ lớp Anapsida thì giống Mesosaurus là đại biểu đầu tiên của Bò sát sống dưới nước, có dạng như cá sấu và chỉ gặp trong môi trường hồ nước ngọt, ăn cá; hoá thạch của chúng được phát hiện trong trầm tích Permi sớm ở Brazil và Nam Phi. Mesosaurus xuất hiện ngay sau khi băng hà Nam Cực kết thúc, sự có mặt đồng thời của Mesosaurus ở hai lục địa là dẫn chứng cho hiện tượng trôi dạt lục địa. Phụ lớp Eurapsida (Hố thái dương rộng ) gồm hai nhóm; nhóm thứ nhất là nhóm Archosaurus (Bò sát chính) bao gồm Bò sát răng máng, Bò sát bay, Khủng long; nhóm thứ hai gồm những Bò sát có vẩy như thằn lằn, rắn v.v… Bò sát có vẩy là loại máu lạnh cần sưởi ánh nắng để nâng thân nhiệt. Nhóm Archosaurus có máu nóng như Khủng long, có khả năng hoạt động hơn và ăn nhiều để đủ năng lượng giữ thân nhiệt ổn định. Tuy chỉ là một nhóm nhỏ trong Bò sát cổ nhưng đến Permi muộn chúng bắt đầu phát triển và tiến hóa nhanh. Bò sát dạng thú. Sự chuyển biến từ Bò sát sang Có vú được biết khá tốt, sự thiếu vắng tư liệu hoá thạch giữa chúng không lớn hơn giữa chó và cáo. Phần lớn sự chuyển đổi diễn ra khi các lục địa nối liền nhau thành Pangea và động vật trên cạn có không gian phân bố rộng rãi, vì thế chúng ta ít bị hạn chế trong hiểu biết sự tiến hóa của chúng do thiếu tư liệu hoá thạch tro ng những khâu quan trọng. Hàng nghìn mẫu vật hoá thạch Bò sát dạng thú đã được phát hiện từ mọi lục địa. Chúng từng là động vật ưu trội trên lục địa suốt trong khoảng 100 triệu năm cho đến khi bị Khủng long thay thế vị trí, khi đó những dạng sống sót của c húng chuyển biến trở thành Có vú. Sau đó những dạng Ăn thịt của nhóm này càng tăng tính chất của động vật Có vú. Hiện nay không có những dạng trung gian giữa Bò sát và Có vú đang sống, ngay cả loại thú đẻ trứng ở Australia, thú mỏ vịt, thú đơn huyệt cũng là những Có vú chính thức. Theo định nghĩa khoa học, Có vú là động vật bốn chi, máu nóng, có tuyến sữa, phần lớn sinh con và biết chăm sóc con mới sinh. Bò sát là động vật máu lạnh, có vẩy hoặc da trần và hiếm khi có khả năng chăm sóc con non. Tiếc rằng đ ối với hoá thạch những đặc điểm này không hiển thị vì thường ta chỉ gặp được hoá thạch xương và răng. Một số đặc điểm của xương Có vú gồm: hai mấu xương chẩm, ba xương tai, một xương hàm dưới, một khớp nối Hình 11.9. So sánh xương của Bò sát và Có vú vẩy răng hàm, khẩu cái thứ sinh, hai hoặc nhiều ch ân răng (H.11.9), hiếm khi thay răng, có sự phân chia cột sống thành phần lưng và phần ngực (phối hợp với sự phát triển của cơ hoành dùng cho sự hô hấp). Có vú cũng còn có đặc tính giới hạn sự tăng trưởng cho đến khi trưởng thành, trong khi cơ thể Bò sát t ăng trưởng suốt đời. Những đặc điểm này và những nét đặc trưng khác không được phát hiện đồng thời đối với hoá thạch. Bò sát dạng thú phân thành hai bộ là Pelycosauridae sống từ đầu kỷ Carbon muộn đến cuối Permi và duệ của chúng là Therapsidae sống từ Permi muộn đến Jura giữa. Trong nhiều trường hợp tuyến phát hậu ển tiến hóa được vạch ra theo tư liệu hoá thạch không phù hợp với trật tự địa tầng chứa hoá thạch, điều tri này có thể là do sự bảo tồn hoặc sự sưu tập chưa đầy đủ. Tuy nhiên, trong trường hợp của Bò sát dạng thú thì trật tự xuất hiện dự đoán của nhóm này phù hợp chính xác với trật tự địa tầng của sự xuất hiện đầu tiên của nhóm. Điều này cho thấy tư liệu hoá thạch rất tốt và chúng ta chỉ thiếu ít bước rất nhỏ trong quá trình Có vú hóa của phụ lớp Synapsida (Một hố thái dương ). Tốc độ đạt đặc tính Có vú của Bò sát dạng thú không đồng nhất. Có 87 đặc điểm hộp sọ để phân biệt Có vú sớm nh ất với Bò sát sớm nhất. Những đặc điểm này đạt được trong một thời gian xác định và theo tốc độ không đồng nhất. Tro ng Carbon muộn và Permi sớm toàn bộ sự Có vú hóa diễn ra rất ít (chỉ khoảng 10%). Trong Permi trung do sự tỏa tia của Pelycosauria kết thúc và Therapsida bắt đầu phát triển tỏa tia nên

231

sự biến đổi đã dạt đến 15%. Trong vòng 8 triệu năm của Permi muộn đã đạ t được 50% đặc điểm Có vú, số 25% còn lại đạt được trong Trias. Pelycosauria và Therapsida. Những hoá thạch đầu tiên của Pelycosauria xuất hiện trong địa tầng giữa Carbon thượng, đó là những Bò sát không khác nhiều so với Anapsida (Không hố thái dương). Sự tiến hóa của Pelycosauria diễn ra trong phạm vi 20 o của xích đạo cổ trên lục địa Laurentia (chiếm chưa đến 10% diện tích các lục địa toàn cầu) và Pelycosauria chi ếm ưu thế trong giới động vật trên cạn thuở đó. Phần lớn chúng là động vật ăn thịt, chỉ một số ít là động vật ăn cỏ. Sự tiến bộ của Pelycosauria so với Anapsida là có kích thước lớn gấp hai lần, có hàm dài hơn, cơ hàm phức tạp hơn nên có thể đớp mồi nhanh hơn. Hai dạng nguyên thủy nhất của Pelycosauria là Edophosaurus và Dimetrodon đều là Bò sát ă n thịt, có vây lưng. Vai trò của vây lưng là điều hòa thân nhiệt, do vây lưng có nhiều mạch máu trong cấu trúc nên có thể làm thân nhiệt nâng cao nhanh chóng. Haptodus (H.11.10A) là loại Bò sát kích thước nhỏ, dài 1,5 m và hộp sọ dài 100 cm, sống từ cuối Carbon muộn đến Permi muộn ở những vùng chân núi Hercynid ở độ cao có khí hậu lạnh. Cuối Permi sớm ở bán cầu nam băng hà tan và vùng xích đạo trở nên khô nóng; do đó Haptodus chuyển biến thành những dạng tiến hóa hơn của Bò sát dạng thú như Lycaehops (H.11.10B). Khoảng 1-2 triệu năm sau đó phần lớn Pelycosauria bị tuyệt chủng, có lẽ do sự cạnh tranh của những Bò sát có máu nóng tiến hóa cao hơn. Những Pelycosauria nhỏ nhất và ăn thịt bị tuyệt chủng vào cuối Permi trung. Sự phát triển tỏa tia của Pelycosauri a diễn ra trong khoảng 55 triệu năm, với một số ít dạng lạc hậu chỉ tồn tại trong khoảng 5 triệu năm. Tỷ lệ động vật ăn thịt so với động vật ăn cỏ trong tất cả động vật có xương sống trên lục địa là biểu trưng của động vật máu nóng trong động vật ăn thịt. Động vật máu nóng ăn thịt cần ăn nhiều hơn động vật máu lạnh để có đủ năng lượng nhằm giữ thân nhiệt tương đối cao của chúng và cần ăn nhiều để sống sót trong cuộc cạnh tranh sinh tồn. Động vật ăn thịt càng cần nhiều năng lượng để giữ thân nhiệt thì lại cà ng nhiều động vật ăn cỏ bị ăn thịt. Như vậy càng nhiều động vật máu nóng ăn thịt thì tỷ lệ động vật ăn thịt/ động vật ăn cỏ càng lớn; tỷ lệ này trong Therapsida nguyên thủy là 1 trên 2 trong khi sau đó ít lâu ở nhóm Dinocephalia tỷ lệ là 1 trên 4, có lẽ do nhóm này máu nóng hơn Pelycosauria và Bò sát hiện đại nhưng còn ít hơn nhiều so với Có vú hiện đại. Vì t ổ tiên Có vú tiến hóa nên tỷ lệ này luôn luôn giảm theo hướng tính chất Có vú tăng. Cùng với sự tăng Dinocephalia, từ những Therapsida nguyên thủy cũng xuất hiện hai nhóm lúc đầu có kích thước nhỏ là những nhóm tiến hóa hơn: Dicynodontia ăn cỏ và một nhóm Bò sát ăn thịt. Nhóm Bò sát ăn thịt này lại nhanh chóng chuyển biến ra Bò sát dạng thú ăn thịt (phát hiện trong Permi trung ở Nga). Dicynodontia có kích thước rất khác nhau, từ cỡ con sóc đến cỡ con bò và phần lớn là động vật ăn cỏ, chúng phổ biến trên toàn cầu cho đến khi Khủng long ăn cỏ xuất hiện vào cuối Trias. Nhiều Dicynodontia nhỏ là loại sống trong hang. Trong Permi muộn ở Gondwana có khí hậu ấm nên những nhóm động vật trên đây

232

Hình 11.10. Tiến hóa từ Bò sát đến Có vú qua cấu trúc bộ xương. A: Haptodus, một dạng Bò sát Pelycosauria, thủy tổ của Therapsida (Carbon-Permi); B: Lycaenops, một dạng của Therapsida (Permi muộn); C: Thrina- xodon, dạng nguyên thủy của Cynodonta và Có vú (Trias sớm), chúng có xương sườn rất ngắn chứng tỏ có cấu trúc cơ hoành kiểu động vật Có vú; D: Megaza- strodon, dạng Có vú nguyên thủy của Trias muộn.

nhanh chóng phát triển các cộng đồng thuộc nhiệt độ ấm ở Nam Phi. Ở vùng này suốt trong 20 triệu năm chúng rất phong phú. Ít triệu năm sau cũng trong Permi muộn Dinocephalia và hai nhóm của Pelycosauria bị tuyệt chủng. Những dạng kích thước nhỏ thuộc Bò sát dạng thú và Dicynodontia nhanh chóng đa dạng hóa về kích thước và thích ứng để lấp khoảng trống do sự tuyệt chủng. Trong 6 triệu năm sau đó đãdiễn ra 4 lần tuyệt chủng tương tự, mỗi lần làm biến mất từ 40% đến 60% các gi ống. Mỗi lần tuyệt chủng đều làm mất bớt Therapsida kích thước lớn và ít tính chất Có vú, tiếp theo sau đó lại là sự phát triển tỏa tia của những dạng sống sót. Những Therapsida tiến hóa nhất luôn luôn là những thành phần thiểu số của hệ động vật Bò sát. T rên 50% của sự biến đổi hình thái từ những dạng Bò sát nguyên thủy sang dạng Có vú đã diễn ra trong 8 triệu năm cuối Permi, do kết quả của những đợt tuyệt chủng và sự phát triển tỏa tia sau đó của những dạng sống sót. Tính chất chu kỳ đều đặn của những đợt tuyệt chủng ở cuối Permi liên quan đến sự dao động nhiệt khí hậu; có lẽ do kết quả của những thay đổi khí hậu tạo nên băng hà mới như đang diễn ra ở vùng cực bắc Siberi hiện nay. Theracephalia nguyên thủy có tỷ lệ ăn cỏ/ăn thịt là 1 trên 8 và ở dạng tiến hóa hơn tỷ lệ này là 1 trên 16. Gần áp chót cuối Permi từ những Theracephalia tiến hóa xuất hiện một nhóm mới của Therapsida là Cynodontia. Cuối Permi nồng độ O 2 trong khí quyển hạ xuống 14% dẫn đến sức ép chọn lọc tăng cường hoạt động lọc máu của phổi. Ở những dạng tiến hóa của Therocephalia phát triển vòm miệng thứ sinh, xương ngăn khoang miệng và xoang mũi, điều này giúp con vật có thể vừa nhai vừa thở. Cuối Permi hậu duệ của chúng (Dicynodontia) đã phát triển cơ hoành có tác dụng giảm thiểu đáng kể lần thở cần thiết để thay đổi toàn bộ không khí trong phổi. Nhóm dạng Có vú này nhanh chóng phổ biến trên khắp các lục địa. Bên cạnh Cynodontia chỉ có một số ít Therocephalia tiến hóa và Dicynodontia thóat khỏi được lần tuyệt chủng cuối Permi. Trong số Cynodontia nguyên thủy ở áp chót Permi và Trias sớm tỷ lệ ăn cỏ/ăn thịt là 1 trên 32, điều này tiếp cận gần với điều kiện đặc trưng máu nóng của Có vú. Có một số nhóm gia đình được bảo tồn của Thrinaxodon (H.11.10C), điều này chứng tỏ sự chăm sóc gia đình đã trở thành bình thường đối với Cynodontia, cá thể non được chăm sóc cho đ ến khi đạt kích thước 60% của k ích thước cá thể trưởng thành, đây là một đặc điểm rất đặc trư ng của động vật Có vú. Trong Trias xuất hiện những dạng nguyên thủy của động vật Có vú, chúng chỉ có kích thước nhỏ cỡ con sóc và cấu trúc xương của chúng còn có nh iều tính chất nguyên thủy gần gũ i với Bò sát dạng thú (H.11. 10D).

11.3. HOẠT ĐỘNG ĐỊA CHẤT 11.3.1. Khái quát về các sự kiện địa chất trong Trias Lịch sử địa chất Trias kế thừa những đặc điểm có từ Permi; Pangea được hình thành từ cuối Paleozoi tiếp tục tồn tại như một lục địa khổng lồ trên đó xuất hiện một số rift nội lục như Nam Phi, Đông Phi, Indostan1, Tây Australia. Nếu trong Paleozoi hoạt động hội tụ ưu trội, tạo nên xô húc của các mảng lục địa dẫn đến sự hình thành siêu lục địa Pangea thì trong Mesozoi hoạt động tách giãn lại ưu trội gây nên sự phá vỡ Pangea. Sự tách giãn của lục địa khổng lồ này bắt đầu từ Trias muộn, ngay cả khi các đảo ở phần đông của Châu Á chưa gắn vào Laurasia để tạo thành lục địa Châu Á như sau này (H.11.11). Sự phá vỡ Pangea chủ yếu xảy ra trong hai kỷ Jura và Creta và kéo dài cho đến tận Kainozoi để hình thành nên hình d ạng lục địa như hiện nay. Trong Trias Pangea tuy là một siêu lục địa nhưng bị một bồn biển rộng là Tethys (Meso-Tethys) ngăn cách thành hai phần là Laurasia ở phía bắc và Gondwana ở phía nam (H. 11.11). Bồn Meso-Tethys kéo dài từ Nam Âu qua Kavkaz, Pamir, đến phía đông bồn này được mở rộng hơn và hình thành một eo biển lớn giữa Hoa Nam và tiểu lục địa Indosinia, trong bồn biển này chủ yếu hình thành trầm tích carbonat. Trong khi đó phần trục của bồn nằm ở phía tây và nam tiểu lục địa Indosinia, chạy qua vùng Malaya2. Rìa bắc của phía đông Meso-Tethys là võng sụt sâu kéo dài đến vùng Kunlun, Qinling (Côn Luân, Tần 1 2

Indostan hay Nam Á là khu vực bao gồm Ấn Độ, Pakistan, Bangladesh, Sri -Lanka, Butan, Nepal Tên gọi Malaya trong địa chất thường được dùng cho khái niệm địa lý của bán đảo Malacca, khác với tên gọi của nước Malaysia gồm cả phần lớn bán đảo Malacca và phần bắc của đảo Borneo.

233

Hình 11.11. Biển và lục địa trong Trias muộn. Mũi tên chỉ hướng di chuyển của các lục địa (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

Lĩnh) ở tây nam Trung Quốc, với các thành hệ magma và phun trào khá dày ở phần trục và trầm tích thềm lục địa ở phần rìa tiếp giáp với lục địa Laur asia. Trong cả Laurasia và Gondwana (hai phần bắc và nam của Pangea) đều phát triển quá trình hoạt động rift. Trong phạm vi Laurasia những cấu trúc rift phát triển mạnh mẽ thể hiện ở Bắc Mỹ, hình thành hệ rift gồm basalt toleit, trầm tích sông và hồ, có nơi dày tới 5 km. Cấu trúc rift cũng phát triển ở vùng rìa bắc cực ứng với khu vực bắc Đại Tây Dương hiện nay; một hệ rift khác phát triển ở miền Tây Âu và Trung Âu rồi nối liền với phần tây của Meso -Tethys. Đông Dương, Malaya và Nam Trung Quốc trong Trias sớm và Trias giữa hoàn toàn tách khỏi Gondwana và di chuyển về phía bắc qua biển Tethys. Tây Tạng, Iran, Afganistan và Thổ Nhĩ Kỳ cũng tách ra khỏi Gondwana trong thời gian này. Trong Trias muộn, Malaya xô húc vào mảng Đông Dương gây lên pha tạo núi Indosini, mảng Nam Trung Quốc xô húc vào mảng Bắc Trung Quốc gây nên đai tạo núi Qinling (Tần Lĩnh) . Những ngọn núi kì vĩ với địa hình cao xuất hiện dọc theo đới khâu Qinling. Cũng trong Mesozoi sớm, mảng Pamir xô húc mảng Kazakhstan tạo nên dãy Thiên Sơn và một pha tạo núi nhỏ Vin Shan là kết quả của việc mảng Bắc Trung Quốc xô húc vào mảng Nội Mông. Chế độ hút chìm tiếp tục phát triển ở rìa của phía nam và phía đông Pangea , dọc theo rìa bắc của biển Tethys, chế độ hút chìm cũng bắt đầu hoạt động dọc theo nhiề u mảng nhỏ gắn kết tạo nên mảng Nam Á. Cũng trong Trias một hoặc nhiều hệ cung đảo xô húc vào phía tây Bắc Mỹ và phía tây Nam Mỹ đã làm tăng rìa toàn lục ở phía tây. Tuy nhiên, sự tan vỡ đã bắt đầu ngay cả trước khi Pangea hoàn toàn trở thành toàn lục trong Trias. Trong Trias muộn Nam Mỹ, Trung Mỹ và Châu Phi bắt đầu tách ra khỏi Bắc Mỹ. Đường tách giãn nằm giữa Châu Phi và phía đông Hoa Kỳ, bị chuyển về phía đông của đường khâu nguyên thuỷ Iapetus. Có rất nhiều đường tách giãn giữa Bắc Mỹ và Nam Mỹ đã tạo nên một số địa khu mà về sau gắn lại thành Trung Mỹ, Cu Ba, Hispaniola. Sự xô húc của các mảng nhỏ ở rìa nam của mảng Âu Á đã tạo nên các dãy Alpes, Himalaya vào cuối Đệ Tam. Những mảng này tách ra từ Gondwana và cách biệt với Bắc Mỹ, xoay ngược chiều kim đồng hồ, làm biển Tethys khép lại. Đá ophiolit và trầm tích biển sâu tuổi Trias muộn 234

hiện còn thấy ở Thổ Nhĩ Kỳ là các di tích của bồn đại dương Tethys giữa Arabia và Thổ Nhĩ Kỳ. Phôi thai của sự tách giãn ở Bắc Đại Tây Dương là kết quả hoạt động của hai m ảng nhỏ – Maroc và Oran, tàn dư của chúng xuất hiện trong các đá ophiolit và trầm tích biển sâu ở dãy núi Atlas (Maroc). Các đới hút chìm hoạt động tiếp tục trong Trias, kéo dài từ Papua (phía bắc Australia), vòng quanh Châu Nam Cực và Nam Mỹ, dọc theo bờ biển phía tây Bắc Mỹ rồi tiếp tục theo hướng tây bắc đến đại dương Panthallas sa (Toàn đại dương). Trong lịch sử địa chất Trias đã diễn ra chuyển động tạo núi lớn vào cuối kỷ, ở Châu Âu gọi chuyển động tạo núi này là Kimeri sớm còn ở Châu Á là chuyển động I ndosini. Theo đánh giá của Khain V.E. và nnk. (1997) chuyển động tạo núi Indosini đã diễn ra trên diện tích rộng lớn của Đông Á, từ khu vực Zabaikal ở phía bắc cho đến Đông Dương ở phía nam. Hoạt động tạo núi không những thể hiện ở những đai động mà ngay c ả những khu vực nền như TrungTriều, Hoa Nam cũng bị ảnh hưởng, tầng trầm tích phủ của những nơi này cũng bị cuốn vào sự uốn nếp. Do hoạt động tạo núi Indosini mà những khu vực biển thuộc các cấu trúc Amur Ussuri (Viễn Đông Nga), Nam Qinling1, Việt -Lào (Đông Dương), Vân Nam-Malaya đều bị khép lại và nối liền với các khối cấu trúc lục địa Hoa Nam, Indisinia, Trung-Miến và trở thành bộ phận của siêu lục địa Pangea đang bị tan vỡ. Liên quan với pha kịch phát của chuyển động tạo núi Indosini diễn ra ở Nori là h oạt động xâm nhập granitoid phổ biến rộng rãi ở những khu vực vừa nêu trên. Khain V.E. và nnk. (1997) cũng coi hoạt động tạo núi Indosini bao trùm cả miền trung Iran, Bắc Afganistan và Nam Kavkaz 2.

11.3.2. Mở đầu quá trình phá vỡ của Pangea Từ Trias Pangea – siêu lục địa liền khối duy nhất của Trái Đất bắt đầu quá trình phá vỡ. Sự phá vỡ của Pangea tạo nên những lục địa mới ri êng rẽ gây nên những ảnh hưởng rất lớn đến hoạt động địa chất cũng như đến chế độ đại dương và sự thay đổi khí hậu , sự phân bố sinh giới trên toàn cầu. Mô hình của sự bắt đầu phá vỡ Pangea có thể thấy qua ví dụ của hệ thống rift Đông Phi hiện nay (H. 4.11) và sự hình thành của thung lũng rift theo cơ chế của ranh giới phân kỳ đã được trình bày trong chương 4 (H. 4.10). Mô hình hình thành rift Đông Phi trong quá trình tách giãn được trình bày trên hình 11.12. Khởi đầu vỏ lục địa bị vồng lên do sự trồi dâng của chùm manti (H.11.12 A), tiếp theo là sự trào của dòng dung nham từ chùm manti đã sinh ra hệ thống rift dạng

Hình 11.12. Sự hình thành mối nối chĩa ba và máng nền trong giai đoạn đầu của tách giãn 1 2

Qinling tức Tần Lĩnh Trong nhiều văn liệu địa chất khác n hững khu vực này thường được coi là thuộc cấu trúc Kimeri sớm

235

mối chĩa ba (H.11.12 B). Sau đó một đại dương mới được hình thành trên hai nhánh của mối nối chĩa ba, đẩy lục địa ở hai phía tách rời nhau. Trong khi đó nhánh thứ ba của mối nối chĩa ba trở thành máng nền (hay nhánh tiêu biến) bị trầm tích lấp đầy (H.11.12 C). Tư liệu địa chất, cổ sinh và cổ từ cho thấy việc tách vỡ Pangea đã diễn ra trong 4 giai đoạn. Giai đoạn đầu là sự tách Pangea thành Laurasia và Gondwana diễn ra trong Trias muộn. Cũng cuối Trias sự mở rộng của Đại Tây Dương đã tách Bắc Mỹ khỏi Châu Phi (H.11.11). Tiếp theo là Bắc Mỹ tách khỏi Nam Mỹ cũng di ễn ra trong Trias muộn và Jurra sớm. Sự tách các lục địa đó làm cho

Hình 11.13. Trầm tích bay hơi tuổi Trias hình thành khi Pangea bắt đầu tách giãn. Nước biển Tethys tràn vào vùng ứng với miền trung Đại Tây Dương hiện nay, nước của Thái Bình Dương tràn vào vịnh Mexico, nước của đại dương phía nam cũng tràn vào vùng ứng với nam Đại Tây Dương.

nước biển Tethys tràn vào vịnh Mexico mới được hình thành và chỉ như một vịnh hẹp (H.11.13). Khi đó vùng này nằm ở gần xích đạo, nhiệt độ cao, tốc độ bốc hơi lớn nên đã hình thành trầm tích bay hơi khá dày. Giai đoạn thứ hai của sự tách giãn Pangea diễn ra ở cuối Trias muộn và Jura, châu Nam Cực và Australia còn dính liền nhau và tách khỏi khối Nam Mỹ - Châu Phi, còn Ấn Độ cũng tách ra khỏi các lục địa khác của Gondwana và di chuyển về hướng bắc (H.11.11). Giai đoạn thứ ba diễn ra trong Jurra muộn và Creta (xem chương 12) và giai đoạn cuối của sự tách giãn Pangea diễn ra trong Kainozoi (xem chương 13).

11.3.3. Đông Nam Á và tạo núi Indosini Nhữn g tài liệu hiện biết cho thấy trong Paleozoi sớm Đông Nam Á và Đông Dương nói riêng thuộc rìa bắc của Gondwana. Trên thế giới hoạt động của hoạt động tạo núi Alpi nói chung bắt đầu từ Jura, nhưng pha sớm nhất quan sát được ở Đông Nam Á vào Trias. Do hoạt động xô húc của các tiểu lục địa rìa bắc Gondwana mà trong Trias muộn đã xẩy ra pha đầu tiên của chuyển động tạo núi Alpi. Người đầu tiên phát hiện pha tạo núi này là nhà địa chất Pháp J. Fromaget và ông gọi tên là tạo núi Indosini theo tên Đông Dương bằng chữ Latin (Indosinia). Lúc đầu chuyển động tạo núi này được mô tả ở Đông Dương, về sau người ta cũng quan sát ở nhiều nơi của Đông Nam Á như Myanmar, Thái Lan, Vân Nam (Trung Quốc), Malaya v.v... Theo Metcalfe I. (2005) quá trình tách Đông Nam Á khỏi Gond wana bắt đầu từ Carbon, đến Permi muộn khi Paleotethys tiếp tục bị hút chìm xuống bên dưới Laurasia ở phía bắc thì một địa khu hỗn hợp gồm Hoa Nam, Đông Dương và Malaya được hình thành. Hoa Nam, Hoa Bắc xô húc với nhau trong Permi muộn, tạo nên sự tiếp giáp giữa phần bắc của Pangea (Laurasia) với Đông Dương. Dẫn chứng của sự kiện này là việc phát hiện hoá thạch Bò sát Dicynodon ở Lào. Đồng thời với sự kiện này là địa khu Shan -Thái (hay Simabusu)1 (H.11.14) và Đông Malaya cũng xích 1

Địa khu Shan-Thái hay Simubasu gồm địa phận Đông Myanmar, Tây Thái Lan kéo xuống Tây Malaya

236

lại gần nhau, bắt đầu quá trình hội tụ và xô húc nhau từ Trias sớm. Quá trình xô húc này kịch phát vào Trias muộn giữa Đông Malaya và Đông Dương (H.11.14), sự kết hợp của hai quá trình xô húc Hoa Bắc với Hoa Nam và giữa Shan-Thái với Đông Dương được gộp thành hoạt động tạo núi Indo sini. Trong phạm vi lãnh thổ Việt Nam, từ Trias sớm mở đầu giai đoạn Indosini là quá trình phong hoá học tạo ra địa hình karst đá vôi chủ yếu là Carbon Permi. Đặc biệt, rift nội mảng Sông Đà có hoạt động núi lửa basalt tuổi Permi muộn - Trias. Các đá trầm tích chứaRhipidopsis tuổi Permi và các đá núi lửa có tuổi 256  4, 261  8 và 235  4 tr.n. được phát hiện ở vùng Trạm Tấu, Yên Bái cũng là thành phần của rift Sông Đà, Tú Lệ. Tiếp theo là trầm tích lục nguyên - carbonat, xen kẽ tập basalt có bề dày chung 4000 - 5000 m chứa hệ sinh vật địa lý Đông Nam Á, Đông Tethys. Đáng chú ý là phần trên cùng của mặt cắt có những tập turbidit, flish chứa Daonella, Protrachyceras v.v… tuổi Ladin - Carni trong môi trường biển sâu, kéo dài trên 400 km dọc lưu vực Sông Đà mà có nơi tạo ra nguyên liệu đá lợp có giá trị kinh tế. Các bồn rifl nội mảng Sông Hiến, An Châu, Sầm Nưa, Sông Bung, An Khê gồm các trầm tích nguyên, núi lửa pluton chủ yếu có tuổi Trias nằm chồng gối trên móng không đồng nhất. Cuối Trias, biển rút khỏi các bồn nêu trên, để lại trầm tích cận lục địa, lục địa vụn thô màu đỏ tuổi Carni dày đến 1600 m trên bồn An Châu.

Hình 11.14. Các địa khu và các đới khâu ở Đông Nam Á và Trung Quốc. Các đới khâu: 1: Sông Mã; 2: Ailaoshan; 3: Jinshajiang; 4: Kunlun (Côn Luân); 5: Qinling - Dabie; 6: Nan - Uttaradit; 7: Lancangjiang; 8: Changning Mengli; 9: Chiang Mai; 10: Sra Kaeo; 11: Bentong Raub; 12: Sumatra Trung; 13: Ranh giới Shan.

Hình 11.15. Từ đầu Trias do hoạt động Indosini sớm, hình thành lục địa Đông Nam Á liên hoàn với Đông Á , biển Paleo-Tethys khép lại, chỉ còn một nhánh là Meso -Tethys.

237

Từ Paleozoi muộn đã diễn ra quá trình hút chìm của Paleotethys chúc xuống dưới Đông Dương tạo nên hệ cung núi lửa – pluton. Tiếp theo và o giai đoạn Indosini, bắt đầu từ đầu Trias có sự biến đổi mãnh liệt, diễn ra sự xô húc, khâu nối với các khối Shan - Thái và Việt - Trung tạo ra lục địa liên hoàn Đông Nam Á với Đông Á, biển Paleo -Tethys khép lại và chỉ còn một nhánh là Meso-Tethys (H.11.15). Chuyển động tạo núi Indosini làm cho các bồn Permi muộn Trias khép lại, với địa hình phân cắt mạnh tạo ra trầm tích molas vụn thô lục địa, á lục địa tuổi Nori - Ret tướng lục địa (limnic) chứa than, dưới dạng các địa hào và tướng ven bờ, biển nông (paralic) cùng với quá trình biển thoái lùi dần về phía nam Việt Nam trong miền khí hậu nóng ẩm. Thành hệ molas này bắt đầu bằng cuội kết, cát kết, đá phiến sét (H.11.16), nhiều nơi chứa những vỉa than công nghiệp. Thành hệ molas được thành tạo do sau khi xô húc tạo núi, địa hình trở thành tương phản, tác dụng bào mòn mạnh mẽ, tạo nên những vật liệu vụn thô trầm đọng lại trong các trũng giữa núi mới được thành tạo. Ở Đông Bắc Bộ bồn Nori -Ret có thể chia thành hai loại. Bồn địa hào Hòn Gai - Bảo Đài tạo thành bể than Quảng Ninh kéo dài hình cung gần 300 km từ Kế Bào đến Tam Đảo có từ 2 vỉa (Khe Hùm), 15 vỉa (Uông Thượng) đến 58 vỉa (Tràng Bạch) với tài nguyên trên 10 tỷ tấn. Trong trầm tích vụn thô nguồn lục địa, vũng vịnh có bề dày thay đổi 1000 - 4500m chứa nhiều di tích thực vật và một ít động vật nước lợ nằm không chỉnh hợp trên móng không đồng nhất. Trong khi đó chuyển tiếp sang tây bắc vùng Bắc Giang, Thái Nguyên là bồn trầm tích ven bờ, biển nông, bề dày mỏng chỉ có vài vỉa than với quy mô bé và chứa hệ đ ộng vật biển ven bờ. Tiếp theo là trầm tích Hình. 11.16. Bất chỉnh hợp Nori-Ret trên T2 ở mặt cắt Núi Chú – vụn thô lục địa phủ trên các trầm Xóm Mu (TN thị xã Hòa Bình 7 km). Trần Văn Trị thể hiện theo bản đồ địa chất tờ Hà Nội (Hoàng Ngọc Kỷ và nnk. 2000) tích chứa than cả trên hai bồn vừa nêu tuy diện tích phân bố có thu hẹp hơn nhiều. Tương tự như ở Hòn Gai, bể than Nông Sơn cũng có dạng địa hào tuy chỉ có từ vài vỉa than đến 10 vỉa trong trầm tích vụn thô lục địa nhưng cũng chứa một phức hệ thực vật Hòn Gai rất phong phú, nổi tiếng thế giới gồm các nhóm Hạt trần, Dương xỉ, Thân đốt v.v… Đồng thời với quá trình xô húc tạo núi này là hoạt động xâm nhập granit của các phức hệ Vân Canh, Phia Bioc, Hải Vân và những phức hệ tương tự ở các lãnh thổ khác của Đông Nam Á. Hoạt động magma trong giai đoạn này xuất hiện chủ yếu vào giáp trước Nori như một số xâm nhập gabroid hoặc granitoid xuất hiện rải rác nhiều nơi liên quan với tạo núi Indosini. Sau tạo núi Indosini chế độ lục địa được hình thành trên đại bộ phận lãnh thổ Đông Nam Á.

11.4. ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU Cho đến trước khi bắt đầu bị tách vỡ ở Trias muộn Pangea vẫn giống như ở Permi, là một ối lục địa thống nhất trải rộng từ cực bắc đ ến cực nam Trái Đất, chiếm khoảng một phần tư diện kh tích mặt đất và bị Panthalassa (Toàn đại dương) bao quanh (xem chương 10; H. 10.11). Một lục địa khổng lồ như vậy đã có ảnh hưởng rất lớn đối với khí hậu toàn cầu. Khí hậu khô nóng ngự trị 238

suốt giai đoạn d ài Permi - Trias muộn trên những khu vực bao la của Pangea, xa biển tức là xa nguồn hơi ẩm, nhất là ở những nơi bị các rặng núi che khuất. Điều kiện khí hậu ẩm chỉ có ở những nơi gần thủy vực lớn hoặc ở những nơi hơi ẩm được các luồng gió đưa tới. Điều kiện khí hậu cổ có thể tìm hiểu qua những trầm tích nhạy cảm với khí hậu như trầm tích bay hơi, các tầng màu đỏ, đụn cát hoang mạc và than đá. Trầm tích bay hơi xuất hiện ở những nơi lượng bốc hơi vượt quá lượng mưa. Đụn cát và tầng màu đỏ tuy cũng có khi đượ c hình thành ở những nơi có khí hậu ẩm ướt nhưng phần lớn chúng được thành tạo ở những khu vực khô nóng. Thực vật tạo than đá phát triển trong điều kiện mưa theo mùa, do đó mà than đá là biểu hiện cho khí hậu ẩm ướt. Trầm tích bay hơi, trầm tích màu đỏ, c ác dạng trầm tích đụn cát rất phổ biến trong địa tầng Trias ở những vĩ độ thấp và trung bình của Bắc Mỹ, Nam Mỹ, Châu Âu và Châu Phi. Than đá phổ biến ở những vùng thuộc điều kiện khí hậu ẩm ướt. Những khu vực viền quanh biển Tethys cũng có điều kiện khí h ậu ẩm ướt do mưa gió mùa từ tác động của hơi ấm, ẩm và các dòng hải lưu nóng tạo nên, vì vậy ở những nơi này cũng đã hình thành than đá như ở Việt Nam. Gradient nhiệt độ giữa địa cực và xích đạo cũng tác động đến đại dương và sự hoàn lưu khí quyển. Sự khác biệt nhiệt độ giữa địa cực và xích đạo càng lớn thì gradient nhiệt độ càng lớn và sự hoàn lưu khí quyển càng nhanh. Đại dương hấp thụ đến 90% bức xạ Mặt Trời, trong khi đó lục địa chỉ hấp thụ được khoảng 50%, thậm chí còn ít hơn nếu có tuyết bao phủ; phần còn lại của bức xạ lại phản hồi về khoảng không vũ trụ. Vì thế khu vực có biển nóng ấm hơn so với khu vực lục địa. Do đó biết được sự phân bố của lục địa và biển, nhà địa chất có thể tính ra được nhiệt độ trung bình/năm cho bất kỳ khu vực nào trên Trái Đấ t. Từ những tư liệu này gradient nhiệt độ có thể được xác định. Ví dụ gradient nhiệt độ của bán cầu bắc hiện nay là 41oC, nhưng ở Trias là 20 oC. Điều này cho thấy hoàn lưu khí quyển và đại dương hiện nay nhanh hơn so với Trias. Sự tách vỡ Pangea trong Tr ias muộn gây nên sự tăng gradient nhiệt độ vì Bắc bán cầu di chuyển hơn về bắc, thế chỗ cho vùng nước đại dương của vĩ độ cao. Gradient nhiệt độ toàn cầu tăng do sự giảm nhiệt độ ở vùng vĩ độ cao và sự thay đổi vị trí lục địa nên sự hoàn lưu khí quyển và đại dương tăng nhanh trong Mesozoi. Trong Trias khí hậu ấm, trầm tích màu đỏ, trầm tích biển nông carbonat và các trầm tích bay hơi xuất hiện trên diện rộng. Tại khu vực xích đạo khí hậu Trias có thể ấm hơn hiện nay và ở khu vực vĩ độ cao có lượng mưa lớn, bằng chứng là các mỏ than đá ở khu vực có vĩ độ cao. Mực nước biển thấp và các trầm tích màu đỏ, trầm tích bay hơi trải rộng trong Pangea giới hạn trong 30o đối với xích đạo cổ chứng tỏ vùng này là một sa mạc rộng lớn. Tuy nhiên, xung quanh biển Tethys, các hoá thạch và trầm tích biển nông carbonat lại phản ánh khí hậu nhiệt đới ẩm, điều đó thể hiện rõ nét trong sự thành tạo trầm tích chứa than tuổi Trias muộn ở Việt Nam. Than đá cũng hình thành ở Châu Nam Cực vào khoảng 65o vĩ độ cổ, ở Australia và một số nơi ở Nga chứng tỏ điều kiện khí hậu ẩm ướt ở địa cực. Chứng liệu về sự phân bố hoá thạch cho thấy trên toàn Trái Đất nhiệt độ trong Trias chỉ bằng nhiệt độ thấp nhất trong Jura trung, nhìn chung khí hậu trong kỷ Jura ấm hơn trong Trias.

239

Có thể nguyên nhân của khí hậu khô hạn và lạnh trong Trias còn là do các dòng biển địa cực chảy dọc theo bờ biển phía tây của Pangea từ cả phía bắc và phía nam. Các dòng biển xích đạo ẩm ướt và ấm áp có thể chảy vào biển Tethys mang khí hậu nhiệt đới tới cả hai vùng bờ bi ển phía bắc và phía nam của biển này. Độ oxy trong không khí có thể suy đoán chỉ vào khoảng 15% so với thời kì bắt đầu kỷ Trias, tăng lên trong Trias giữa và chỉ hạ xuống lần nữa trong Trias muộn.

11.5. KHOÁNG SẢN TRONG TRIAS Trên bình diện của thế giới, kỷ Trias không giàu khoáng sản bằng những thời kỳ địa chất khác. Do điều kiện khí hậu khô nóng nên trong Trias không phổ biến than đá nhưng lại có nhiều trầm tích muối ở một số nơi. Trong Trias không phổ biến nhiều khoáng sản kim loại, điều này liên quan với hoạt động magma yếu trong kỷ này. Bức tranh về khoáng sản trong phạm vi Đông Nam Á lại có khác. Do chịu ảnh hưởng của chuyển động tạo núi Indosini, hoạt động xâm nhập phát triển nên khoáng sản kim loại cũng phá phổ biến. Các mỏ đồng, urani và vanadi trong các trầm tích lục địa tuổi Trias được coi là một trong những mỏ điển hình và rất phổ biến ở Hoa Kỳ và nhiều nơi khác trên thế giới. Hầu hết các mỏ đều liên quan tới sự tích tụ vật chất hữu cơ và có thể được kết tủa từ môi trường có tính khử do sự phân huỷ của các loại vật chất hữu cơ, chủ yếu là thực vật. Mỏ urani Nông Sơn (Quảng Nam) của Việt Nam cũng là một ví dụ cho loại hình mỏ này. Có lẽ urani có nguyồn gốc từ những địa khối đá tuổi Tiền Cambri, các quá trình phong hoá và xói mòn đã giải phóng uran i từ những khối đá gốc này và được hoà tan vào nước (urani là nguyên tố có độ hoà tan cao). Dung dịch có hàm lượng urani cao đã di chuyển và lấp đầy những khoảng rỗng trong các lớp đá cát kết dọc theo các suối cổ, về sau chúng được lắng đọng dung dịch quá bão hoà hoặc do vật chất hữu cơ làm tăng tốc độ trầm đọng của urani. Trầm tích chứa đồng và vanadi có lẽ cũng được hình thành trong hoặc ngay sau quá trình chôn vùi trầm tích và do các dòng nước chứa các nguyên rố này trong môi trường khử nhưng lại cũng ch ứa vật chất hữu cơ. Rất có thể là đồng và vanadi này có nguồn gốc từ các khối đá Tiền Cambri được nâng lên hoặc từ các mạch nhiệt dịch trong các bồn trầm tích. Ở Việt Nam, liên quan với hoạt động macma trong Trias là những khoáng sản công nghiệp của kim loại màu và kim loại hiếm như thiếc, cromit, đồng, molybden v.v... Các mỏ đồng, nikel, coban và quặng sắt liên quan với phun trào bậc thang cũng gặp ở một số nơi như Siberi (Nga). Khoáng sản phi kim loại đáng chú ý hơn cả là những loại đi kèm theo thành hệ bay hơi trong điều kiện khô nóng của Trias như muối mỏ và thạch cao ở nhiều nơi trên thế giới. Ở Việt Nam đá vôi Trias rất phổ biến (hệ tầng Đồng Giao chẳng hạn) cũng được coi là một khoáng sản quan trọng của vật liệu xây dựng. Phần lớn than đá Trias được thành tạo vào cuối kỷ và đã gặp ở Trung Quốc, Australia nhưng điển hình của than đá trong Trias phải kể đến các mỏ than Quảng Ninh, Nông Sơn của Việt Nam. Các mỏ dầu khí tuổi Trias lớn gặp ở vùng sa mạc Sahara của Angeri, vùng Cận Bắc Cực của Canada, mỏ dầu lớn ở vùng Timan-Peshore (Tây Bắc Nga), ở Australia và ở Alasca (Tây Bắc Mỹ).

240

Chương 12

JURA VÀ CRETA 12.1. KHÁI QUÁT VỀ LỊCH SỬ JURA VÀ CRETA Jura và Creta là hai kỷ hoạt động tách giãn phá vỡ siêu lục địa Gondwana. Sinh giới mang đặc tính trung sinh rõ nét; trong động vật không xương sống là sự phát triển cực thịnh của lớp Chân đầ u (Cúc đá và Tên đá), trong động vật có xương sống thì Bò sát ngự trị cả trên lục địa và dưới biển. Thực vật của Jura và Creta mang rõ nét của thực vật trung sinh (Mesophyta) và từ Creta muộn lại đã mang tính chất thực vật tân sinh (Kainophyta). Sự phổ biến của khí hậu ấm và ẩm ở nhiều khu vực nên đã tạo điều kiện cho sự hình thành những mỏ than lớn bậc nhất trên thế giới. Sự tuyệt chủng của hàng loạt động vật ở cuối Creta cũng là một nét nổi bật trong giai doạn lịch sử địa chất này. Cho đến nay nguyên nhân của hiện tượng tuyệt chủng lớn nhất của sinh giới trong Phanerozoi vẫn là vấn đề được t ranh luận nhưng nguyên nhân do sự lao đập của một thiên thạch lớn được nhiều người thừa nhận. Hệ Jura do A. Brongniart phân định (1830) và được đặt tên theo dãy núi Ju ra giữa Pháp và Thuỵ Sĩ. Ba thống của hệ Jura trước đây cũng có tên là Lias, Dogger và Malm. Jura cũng được gọi là kỷ nguyên của Khủng long do sự phát triển phong phú của những Bò sát kỳ dị này. Hệ Creta do Omalius d’Halloy xác lập (1822) và được gọi tên theo tính chất đá phổ biến của trầm tích carbonat, được dùng làm phấn viết bảng (tiếng Latin Creta là phấn). Trong kỷ này tiếp diễn tách giãn lục địa, Đại Tây Dương được mở rộng, biển Tethys khép lại và các lục địa bắt đầu có dạng mới gần gũi với hiện nay. Ấn Độ tách khỏi Gondwana, di chuyển theo hướng bắc và bắt đầu quá trình xô húc với Châu Á. Biển nông phổ biến rộng rãi trên diện tích rộng lớn của bề mặt Trái Đất, chính trong điều kiện đó sinh vật phù du, nhất là những sinh vật có vỏ vôi, phát triển phong phú, đa dạng và là nguồn gốc của trầm tích đá phấn.

12.2. SINH GIỚI TRONG JURA VÀ CRETA 12.2.1. Động vật không xương sống Ngành Thân mềm (H.12.1.). Lớp Chân rìu vẫn khá phổ biến trong trầm tích Jura - Creta nhưng ý nghĩa địa tầng bị hạn chế hơn so với vai trò của chúng trong Trias. Chân rìu không có ý nghĩa chỉ đạo địa tầng tốt như các đại biểu của lớp Chân đầu. Một số giống hay gặp trong trầm tích Jura là Aucella, Astarte, Diceras, Pseudopecten v.v… Trong Creta Chân rìu cũng phát triển và cũng có nhiều đại biểu đặc trưng, trong đó bộ Cơ không đều phổ biến các giống Exogyra, Trigonia, Trigonoides v.v… Đáng chú ý là các đại biểu của giống Inoceramus có vỏ dày, kích thước lớn (có khi tới 1 m). Bộ Gờ ráp thích nghi với đời sống vùng ám tiêu có các giống Hippurites, Durania, Toucasia v.v… Hoá thạch Chân rìu rất hay gặp trong trầm tích biển nông của các vùng nền. 241

Bảng 12.1. Phân chia địa tầng và những sự kiện lớn trong Jura – Creta KỶ (HỆ)

THỐNG (THẾ)

NHỮNG SỰ KIỆN LỚN TR ONG LỊCH SỬ ĐỊA CHẤT

BẬC (THỜI)

Trung Hạ (Sớm)

Porlandi Kimmeridgi Oxfordi Callovi Bathon Bajoc Toarci Plienbach Sinemur Hettang

T R I A S

Tiêu diệt 30% sinh vật biển  Rudistes  Xuất hiện Globigerinid

Mở Nam Đại Tây Dương, Ấn Độ Dương

Tạo núi Nevada

Khí h ậu nóng ẩm

M os os a u r i a

Tạo phễu Chicxulub

Khí hậu nóng và ẩm

J U R A

Thượng ( M uộ n )

Xuất hiện Có vú móng guốc Xuất hiện Côn trùng tập đoàn Xuất hiện Thú có túi Xuất hiện Thực vật hạt kín Xuất hiện rắn, thằn lằn hiện đại

Phun trào Decan

Ph ổ biến trầm tích phấn

Berrias

    

Phun trào b ậc thang Nam M ỹ

Valangi

 Tiêu diệt hàng loạt: Khủng long, Cúc đá, Tên đá  Xuất hiện động vật móng guốc T ạo núi Kimmeri và phá vỡ siêu lục địa Pangea

Hauteri Neocom

Bò sát bay

Turon Cenoman Anbi Apti Barrem

Bò sát dạng cá

C R E T A

Hạ (Sớm)

Campan Santon Coniac

Khủng long (Dinisauria) p ho n g p hú , đa d ạ n g

Senon Thượng (Muộn)

San hô sáu tia t ạo ám tiêu, Am m on oi d p h on g p hú đa d ạ n g

Maastrich

T ạo núi Laramid

P A L E O G E N

Mở biển giữa Đại Tây Dương

Xuất hiện ếch nhái hiện đại, Cầu gai không đều đặn, cua

Tiêu diệt 65% sinh vật biển

Tạo núi Indosini

242

Hình 12.1. Hoá thạch Thân mềm và Tay cuộn Jura Cúc đá (1-5): 1. Tongdzuyites nongsonensis; 2. Lytoceras fimbriatum; 3. Virgarites virgatus; 4. Phylloceras heterophyllum; 5. Cardioceras cardatum; Tên đá: 6. Cylindrotheutis volgensis; Chân rìu (7-8) 7. Diceras arietinum; 8. Pseudopecten aequivalvis; Tay cuộn: 9. Terebratula phillipsi.

Lớp Chân đầu Trong Jura Cúc đá đóng vai trò rất quan trọng và đều thuộc bộ Ammonitida, với đường thuỳ yên phức tạp, biến đổi nhanh chóng nên có ý nghĩa địa tầng lớn (H.12.1). Một số giống quen biết và đặc trưng cho Jura là Lytoceras, Virgarites, Phylloceras, Cardioceras. Trên thế giới các giống thường đặc trưng cho Jura hạ là Arietites, Pleuroceras, Schlotheimia, Amaltheus; Jura trung – Spiroceras, Stephanoceras; Jura thượng – Parkinsonia, Virgarites. 243

Tên đá chỉ mới bắt đầu xuất hiện từ Jura và cũng có ý nghĩa đáng kể như các giống Cylindroteuthis, Xiphoteuthis v.v....

Hình 12.2. Cúc đá trong Creta 1. Acanthoceras rothomagense; 2. Hoplites dentatus; 3. Crioceratites nolani; 4. Ancyloceras matheroni; 5. Baculites anceps; 6. Douvilleiceras mamillatum; 7. Nipponites mirabilis

có tướng biển của Jura hạ và Jura trung phân bố ở Trung và Trầm tích Jura ở Việt Nam chỉ Hình 12.2. Cúc đá trong Creta Trong trầm tích Jura hạ đã gặp Tongdzuyites, Ectocentrites, Laqueoceras (hệ tầng Nam 1. Trung Bộ. Acanthoceras rothomagense; 2. Hoplites dentatus; 3. Crioceratites nolani; 4. Ancyloceras ở Trung Trung Bộ) và ệ tầng Đăk Bùng ở 5. Baculites anceps; 6. Douvilleiceras mamillatum;Arnioceras 7. Nipponites Khe Rènmatheroni; Coroniceras, Pseudasteroceras, (hmirabilis Nam Trung Bộ); Dalaticeras, Discamphiceras, Pseudogrammoceras, Hammatoceras, Dumortieria 244

(hệ tầng Đắc Krông ở Nam Trung Bộ). Trong trầm tí ch Jura trung ở Nam Trung Bộ đã gặp các giống Euhoploceras, Planammatoceras, Tmetoceras, Phymatoceras (hệ tầng Mã Đà). Trong Creta Cúc đá (H.12.2) cũng gồm những đại biểu của bộ Ammonitida có đường thuỳ yên phức tạp, nhưng thành phần giống loài đã thay đổi khác hẳn, đến cuối kỷ Cúc đá hoàn toàn bị tuyệt chủng. Đặc biệt, trong Creta đã diễn ra sự thoái hoá của Cúc đá, thể hiện ở tính chất của vòng cuộn, ở sự quay lại trạng thái lạc hậu của đường thuỳ. Vòng ôm có thể duỗi dần, không khớp kín như Crioceratites, Ancyloceras và cuối cùng duỗi thẳng như Baculites (H.12.2) lặp lại tính chất của Orthoceras là dạng cổ xưa của Chân đầu. Cũng có loại có kiểu vòng cuộn rối như Nipponites (H.12.2). Hướng giảm thoái thứ hai là quay lại kiểu đường thuỳ lạc hậu của Ceratite s như giống Tissotia. Người ta cho rằng sự thoái hoá là dấu hiệu của quá trình tuyệt chủng nhóm sinh vật này. Sự tăng kích thước khổng lồ có lẽ cũng là một biểu hiện của quá trình tuyệt chủng như giống Pachydiscus có đường kính vòng vỏ tới 2 m. Tên đá tiếp tục phát triển rồi tuyệt chủng vào cuối kỷ Creta, các dạng đặc trưng là Duvalia, Belemnitella. Trùng lỗ không có vai trò đặc biệt trong sinh giới Jura, nhưng đến Creta chúng có ý nghĩa tạo đá rất lớn, chính những tầng đá phấn tuổi Creta phổ biến rộng rãi ở Tây Âu và nền Nga chủ yếu do vỏ Trùng lỗ tạo nên và vì thế tên hệ Creta phản ảnh sự phổ biến đá phấn. San hô sáu tia tiếp tục phát triển trong Jura - Creta và cùng với những nhóm sinh vật tạo vôi khác đã tạo nên đá vôi ám tiêu ở nhiều nơi. Tay cuộn trong Jura và Creta cũng có một số đại biểu nhưng ít ý nghĩa lớn trong địa tầng như Rhynchonella, Terebratula (H.12.1), Pygope. Ngoài những nhóm kể trên, trong động vật không xương sống của Mesozoi còn có thể kể đến những dạng hoá thạch của Da gai, Chân bụng, Bông biển, Giáp xác v.v..., nhưng chúng không có vai trò lớn đối với địa tầng.

12.2.2. Động vật có xương sống Bò sát. Trong kỷ Jura Bò sát phát triển cực thịnh, bên cạnh Bò sát sống trên mặt đất có cả các dạng sống dưới nước và Bò sát bay. Rùa và cá sấu tiếp tục phát triển trong Jura và Creta và tồn tại đến hiện nay. Trong số những Bò sát hông thằn lằn có những loại ăn thịt như Allosaurus, dài 5 - 6 m, và là chúa tể của động vật trên cạn của thời đó; có những loài ăn cỏ, một số có kích thước khổng lồ như Diplodocus dài 26 m, Brachiosaurus (H.12.3) nặng khoảng 50 tấn, chân trước dài hơn chân sau – một ngoại lệ Hình 12.3. Khủng long trong Jura đối với các Bò sát khổng lồ. Trong số những Brachiosauris (trên) và Stegosaurus (dưới) dạng hông chim có những loại đứng trên hai chân như Camposaurus, dài 6m; có những loại đứng trên 4 châ n như Stegosaurus H.12.3) dài 245

8m, đầu rất nhỏ, dọc lưng có hai hàng phiến xương. Một bước quan trọng trong lịch sử tiến hoá của Bò sát là sự quay trở lại sống dưới nước của một nhóm như Plesiosauria cổ rất dài, chi có dạng mái chèo , Ichthyosauria (H.12.4 ; H.12.10) dạng bề ngoài giống như cá (hiện tượng đồng quy hình thái), đuôi ngắn lại thành hình đuôi cá, trên sống lưng và một phần trên đoạn đuôi xuất

B A Hình 12.4. Bò sát dạng cá Ichthyosauria (A) và Plesiosauria (B) trong Jura

hiện các nếp gấp của da hình thành các vây lẻ. Trong Jura xuất hiện Bò sát có cánh (H.12.10), chúng có xương xốp, cánh là một nếp da nối từ xương chi trước đến những đốt rất dài của ngón thứ năm ở chi sau, đầu lớn có răng nhọn. Trong số này có thể kể đến Rhamphorhynhus (H.12.5A), thân ngắn, đuôi dài và xoè rộng làm bộ phận lái; Pterodactylus có sọ dài, hầu n hư không có đuôi. Trong Creta Bò sát khổng lồ vẫn tiếp tục phát triển nh ưng đến cuối kỷ Creta bị tuyệt chủng hoàn toàn. Trong kỷ có nhiều dạng khổng lồ ăn thịt như Tyrannosaurus dài tới 14m, cao 5m, sọ dài đến 1,4m (H.12.10); những dạng ăn cỏ giảm thoái d ần. Ở một số nơi thuộc bán cầu nam có Titanosaurus, kích thước trung bình, một dạng tương tự với Titanosaurus cũng tìm thấy ở Mường Pha Lan (Lào), riêng đùi của nó cũng cao bằng đầu người. Đó là Tangvayosaurus hoffeti, trước đây được nhà địa chất Pháp Hoff et (1942) phát hiện và mô tả là Titanosaurus falloti. Trong số Bò sát hông chim vẫn còn những dạng đứng trên hai chân sau, có khả năng chạy nhanh, ăn cỏ như Iguanodon dài gần 10 m, cao 5 m, sống ở vùng á nhiệt đới; những dạng sống lưỡng cư, chân có màng và đuôi dài để bơi, lỗ mũi ở phía đỉnh đầu như Corythosaurus. Đặc biệt trong Creta rất phát triển những dạng bốn chân, trên đầu có những bộ phận bảo vệ rất đặc biệt. Đó là giống Triceratops, dạng bên ngoài như một con tê giác, dài 6 -7 m, có ba sừng, mình thô, cổ ngắn, đặc biệt có một cái khiên phủ gáy bằng da dày. Ở dưới nước Bò sát hình cá đã giảm thoái nhưng lại phát triển Bò sát biển kích thước lớn như Mosasaurus, Tilosaurrus, dài hơn 10 m, cổ ngắn, đuôi khoẻ thuộc nhóm ăn thịt, chỉ chuyên hoá với hoạt độ ng bơi lội. Rùa biển rất phát triển, Bò sát bay đã hiếm dần nhưng có những dạng rất lớn như Pterannodon, sải cánh hơn 7m, sọ dài, mỏ có nhiều răng, trên đỉnh đầu có xương sọ kéo dài về phía sau thành hình cái mào. Bắt đầu xuất hiện rắn, cá sấu biến đổi hiệ n đại hoá dần. 246

Chim. Tuy đã xuất hiện từ Trias nhưng trong Jura chim vẫn là những dạng cổ sơ, như giống Archaeornis (H.12.5B) có nhiều nét cấu tạo gần gũi với Bò sát. Trong cấu tạo xương ta thấy cánh còn có dạng chi của thằn lằn, đuôi gồm 20 đốt xương và hàm có răng, nhưng thân mình đã có dạng chim và có phủ lông vũ. Hoá thạch chim rất hiếm, trong Jura mới chỉ gặp ở Đức. Đến Creta đã có những dạng hoàn thiện – đuôi đã rút ngắn lại, xương ức phát triển để thuận lợi cho sự bay, cánh chuyên hoá hơn, tuy nhiên mỏ vẫn còn có răng, ví dụ như Ichthyornis. Đến Creta muộn đã xuất hiện một số nhóm dạng hạc, dạng vịt. Động vật Có vú Trong kỷ Jura động vật Có vú chưa có sự tiến bộ quan trọng, đến Creta xuất hiện những dạng cổ sơ của nhóm có rau, thai nhi ở giai đoạn

Hình 12.5A. Bò sát bay Rhamphorhynhus

non được bảo vệ trong bụng mẹ, đánh dấu một bước tiến bộ trong sự tiến hoá của động vật. Nhóm thú có túi và những dạng đầu tiên của động vật móng guốc cũng xuất hiện trong Creta.

12.2.3. Thực vật Trong kỷ Jura tiếp tục phát triển những thực vật đặc trưng t ừ Trias như Thông, Tuế, Bạch quả; ngoài ra còn có Dương xỉ và Thân đốt. Tuy sự phân khu vực không thật rõ nét, nhưng cũng có thể thấy hai khu vực – khu vực thực vật bắc (Greenland, Spitsberg, Siberi) phổ biến tùng bách, còn tuế lại rất hiếm. Ngược lại ở kh u vực nam (Nam Âu, Trung Á, Nam Á) Dương xỉ và Tuế rất phát triển, còn Tùng bách và Bạch quả (Ginkgoales) chỉ đóng vai trò thứ yếu.

Hình 12.5B. Hoá thạch chim Archaeornis trong đá phiến Jura ở Đức

Thành phần và dạng chung của thực vật trong nửa đầu kỷ Creta cũng tương tự như ở kỷ Jura, bao gồm các đại biểu của Tuế, Bạch quả, Quả nón và Dương xỉ. Từ bắt đầu nửa sau của Creta sớm đã bắt đầu xuất hiện thực vật có hoa hạt kín là yếu tố mới của Kainophyta. Từ Creta muộn sự phát triển của thực vật có hoa hạt kín đã diễn ra rất nhanh chóng làm biến đổi sâu sắc giới thực vật và đã hình thành hệ Kainophyta thực sự. Sự phát triển này bắt đầu diễn ra ở vùng quanh cực bắc, sau đó chuyển dần xuống Bắc Mỹ, Châu Âu và Châu Á và lan nhanh ra các lục địa khác. Từ Creta muộn đã có nhiều giống cây quen thuộc hiện nay như sồi (Quercus), liễ u (Salix), phong. 247

12.2.4. Hiện tượng tuyệt chủng trong Creta Cuối kỷ Creta xảy ra sự kiện lớn trong lịch sử phát triển của sinh giới, hàng loạt sinh vật đột ngột bị tuyệt chủng. Sự tuyệt chủng này bao trùm cả động vật biển và động vật lục địa – dưới biển l à Cúc đá, Tên đá, Bò sát bơi v.v...; và trên cạn – tất cả Bò sát khổng lồ. Nguyên nhân của sự biến mất đồng thời của nhiều nhóm sinh vật vào cuối Creta từ lâu vẫn là một vấn đề được giới khoa học quan tâm và đã có nhiều giả thuyết giải thích hiện tượng này . Một ý kiến mới khá lí thú giải thích hiện tượng này dựa trên cơ sở sự tập trung không bình thường của iridi trong các lớp trầm tích dưới cùng của Paleogen ở Châu Mỹ và Tây Âu. Iridi là kim loại hiếm, rất ít gặp trong tự nhiên, ngay cả trong thành phần đá phun trào có nguồn gốc từ manti ở dưới sâu thì hàm lượng iridi cũng rất thấp. Hàm lượng cao của iridi chỉ gặp trong các thiên thạch, thế nhưng trong mặt cắt ở lớp trầm tích dưới cùng của Paleogen nằm bất chỉnh hợp trên Creta lại chứa một hàm lượng rất cao của iridi. Đồng thời, ở Mexico một miệng phễu lớn được coi là di tích của một thiên thạch khổng lồ lao vào bề mặt Trái Đất vào cuối Creta muộn. Một thiên thạch lớn như vậy lao vào Trái Đất phải gây nên một vụ nổ lớn, tạo ra một khối lượng bụi khổng lồ bao phủ toàn bộ bề mặt Trái Đất, ánh sáng Mặt Trời không thể xuyên qua lớp bụi khổng lồ đó 1. Không có ánh sáng, hoạt động quang hợp của thực vật bị ngừng, khâu đầu của dẫy thức ăn bị mất, hàng loạt động vật bị chết, trước hết là những động vật khổng lồ có nhu cầu thức ăn hàng trăm kilo mỗi ngày như Khủng long ăn cỏ, tiếp đến là Khủng long ăn thịt. Khi điều kiện thuận lợi trở lại, thực vật có thể phục hồi từ hạt của chúng, nhưng đối với động vật thì dù điều kiện có thuận lợi trở lại cũng không thể làm sống lại những giống loài đã tuyệt chủng. (Xem phần “Đọc thêm” ở cuối chương 12).

12.3. SỰ BIẾN ĐỔI CỦA BỘ MẶT TRÁI ĐẤT 12.3.1. Khái quát về các sự kiện địa chất trong Jura và Creta Trong Jura quá trình tan vỡ Pangea diễn ra mạnh mẽ, tiếp tục mở vịnh Mexico do các mảng mà hiện nay nằm ở vị trí nam Mexico và Trung Mỹ chuyển động về phía nam (H.12.6). Khi mảng Nam Mỹ chuyển động ngược trở lại thì mảng Mexico tách ra và lần đầu tiên xô húc với Bắc Mỹ. Trong Trias và Jura các địa khu tiếp tục xô húc vào tây Bắc Mỹ và tây Nam Mỹ, đến Jura muộn mảng Mexico từ vị trí của nó bắt đầu chuyển động về phía đông nam dọc theo hai đứt gãy chuyển dạng lớn để gắn vào nam California. Bắc Đại Tây Dương tiếp tục mở do rift phát triển về hướng bắc giữa Newfoundland và Anh. Cùng thời gian đó tiểu lục địa Kolyma đã trôi dạt về phía bắc, đến Thái Bình Dương và xô húc vớiSiberi. Địa khu Chukotca (bao gồm bắc Alasca và một phần đông Siberi) đã được tách từ mảng Bắc Mỹ và bắt đầu xoay theo chiều kim đồng hồ (H.12.6). Trong Jura bốn mảng đại dương lớn (Kula, Farallon, Thái Bình Dương, Phoenix) 2 là những mảng hoạt động tích cực trong bồn Thái Bình Dương, sau đó mảng Thái Bình Dương bành trướng lên do gắn với ba mảng kia. Cũng trong Jura, sự tách giãn bắt đầu hoạt động giữa Châu Nam Cực và 1

Chỉ riêng núi lửa Karakatau phun lên ở Indonesia vào năm 1884 cũng đã tạo nên lượng bụi khổng lồ bay lơ lửng trên không trung gây nên những ráng kì quái hàng năm sau chưa hết. 2 Mảng Farallon là mảng đại dương ở Thái Bình Dương sát bờ tây Bắc Mỹ đã bị hút chìm và tiêu biến dưới các mảng Bắc Mỹ, Caribe và hiện chỉ còn tàn dư là các mảng nhỏ Juan de Fuca, Rivera, và Cocos (xem chương 4). Mảng Kula là mảng đại dương đã bị hút chìm dưới Alasca trong Jura. Mảng Phoenix cũng là mảng đại dư ơng (còn gọi là mảng Aluk) trong Creta giữa đến Đệ Tam sớm sau đó bị hút chìm dưới mảng Thái Bình Dương.

248

Hình 12.6. Các mảng lục địa và đại dương trong Jura muộn (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998)

Châu Phi, giữa Ấn Độ và Châu Phi và cả hai bên của Madagascar. Kèm theo sự tách giãn ở những khu vực này, basalt trào lên ở nam Châu Phi và Châu Nam Cực. Từ Creta sớm đã hình thành Nam Đại Tây Dương, cuối Creta sớm Nam Mỹ và Châu Phi tách hẳn nhau và Nam Đại Tây Dương nối liền với Trung Đại Tây Dương, tiếp đó đại dương này mở rộng hơn về phía bắc làm cho bán đảo Iberia (Tây Ban Nha, Bồ Đào Nha) và Newfoundland1 tách rời nhau; đồng thời cũng mở rộng thành vùng biển Caribbe ở phía tây và Tây Neotethys ở phía đông của biển này (H. 12.7). Ấn Độ Dương mở rộng các bồn làm tách rời Indostan (Nam Á) ; Châu Phi và Australia tách rời nhau, trong khi đó Châu Nam Cực và Australia vẫn dính liền nhau. Đông nam Châu Âu, tây nam Iran, nam Tây Tạng và nam Malaya thuộc các đới hút chìm hoạt động trong Jura. Cũng trong thời gian đó, hệ thống đới hút chìm Samfrau tiếp tục hoạt động xung quanh phía tây và nam Pangea rồi có thể phát triển về phía bắc để nối với đới hút chìm dọc theo bờ biển phía đông Trung Quốc và Đông Nam Á. Mảng Thổ N hĩ Kỳ và mảng Iran tiếp tục di chuyển qua biển Tethys trong hành trình tiến tới xô húc vào mảng Châu Á. Tóm lại, kết thúc kỷ Jura với sự kiện Đại Tây Dương kiểu mới được mở ra và biển Tethys đóng lại, Pangea mới trở thành đại lục hoàn chỉnh tuy đã bị phá v ỡ một phần do hoạt động tách giãn, như tiểu lục địa Đông Nam Á (Hoa Nam, Đông Dương và Malaya) và một vài mảnh vỡ của các mảng phía bắc bồn Tethys. Trong Creta sớm hoạt động tách giãn mạnh mẽ diễn ra giữa Nam Mỹ và Châu Phi, giữa Ấn ộ và Châu Nam Cực - Australia đồng thời với việc mở của Nam Đại Tây Dương và Ấn Độ Đ Dương (H.12.7). Sự tách giãn của Anh khỏi Labrador và Newfoundland cũng bắt đầu trong Creta sớm, đồng thời với việc mở biển Labrador. Tây Tạng, Tarim, và Đông Nam Á (Malaya và Đông Dương) xô húc với Nam Á và do đó phần phía đông của Pangea được hoàn thiện. Cuối Creta sớm 1

Bán đảo Iberia gồm lãnh thổ Bồ Đào Nha và Tây Ban Nha. Đảo Newfoundland hiện nay nằm ở tây bắc Đại Tây Dương, rìa bờ Đông Bắc của Bắc Mỹ.

249

và đầu Creta muộn Borneo tách giãn khỏi rìa nam Trung Quốc, đồng thời ở phía tây do Iberia quay theo ngược chiều kim đồng hồ theo đứt gãy dọc rìa bắc và nam nên mở ra vịnh biển B iscay. Thổ Nhĩ Kỳ, Iran và Afganistan và một số vi mảng của Châu Âu từ cuối Creta đến đầu Đệ Tam xô húc với nhau rồi gắn với lục địa Âu - Á. Cũng thời gian này Greenland và Na Uy bắt đầu tách nhau, tạo nên biển Na Uy. Cuối Creta Madagascar tách khỏi bờ đông của miền trung Châu Phi, chuyển theo hướng bắc đến vị trí hiện nay của đảo này, còn Ấn Độ từ Creta bắt đầu di chuyển nhanh từ phía Gondwana qua Tethys để tiến tới xô húc với Tây Tạng (H.12.7). Biển Tasmania được mở ra do New Zealand bị tách khỏi Australia. Liên quan với sự hút chìm dọc bờ tây của Bắc Mỹ, ở đây đã xẩy ra chuyển động tạo núi Laramid vào cuối Creta, đầu Đệ Tam. Các đới hút chìm cũng hoạt động tích cực dọc theo rìa đông và nam của Âu - Á cũng như ở rìa tây Châu Mỹ và những vùng bán đảo của Nam Cực. Những đới hút chìm mới cũng xuất hiện ở vùng Caribbe (cung đảo Antille) và dọc rìa nam của mảng Thổ Nhĩ Kỳ. Mặc dù miền tây của Tethys bị thu hẹp nhanh nhưng ở Creta muộn Tethys vẫn thông thương với Đại Tây Dương thông qua eo biển khá lớn, Biển Đen và Caspi hiện nay chính là di tích của eo biển thông thương này.

Hình 12.7. Các mảng trong Creta (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998)

Trong Creta cũng còn có ba mảng lớn của Thái Bình Dương là Kula, Thái Bình Dương và Farallon (H.12.7). Mối liên hệ của các mảng này với nhau về sau này đã bị những hoạt động hút chìm phá vỡ , mảng Kula bị hút chìm xuống dưới Đông Bắc Á, Farallon bị hút chìm dưới Bắc Mỹ. Một mảng thứ tư là mảng Phoenix xuất hiện ở đông nam Thái Bình Dương cũng bị hút chìm xuống dưới Nam Mỹ vào cuối Creta. Đến Đệ Tam do các mảng Kula, Farallon và Phoenix bị biế n mất nên mảng Thái Bình Dương được tăng diện tích một cách đáng kể. Sống núi ngầm Kula phát nguồn từ đới hút chìm Đông Bắc Á trong Creta muộn có lẽ cũng bị hút chìm và là nguồn gốc của sự mở ra biển Nhật Bản. Trừ di tích dạng thụ động ở biển Bering, còn p hần lớn thành phần của mảng Kula bị hút chìm hoàn toàn, mảng Farallon còn lại hai di tích là mảng Juan de Fuca và mảng Cocos ở Đông Thái Bình Dương. 250

Đầu Creta sớm trên nhiều khu vực thuộc những đai động tiếp tục quá trình biến dạng, nâng cao và hoạt động xâm nhập của Kimmeri muộn. Trong đai Địa Trung Hải những hoạt động này biểu hiện rõ từ bán đảo Balkan, Crưm, Kavkaz, Pamir, Tây Tạng và Indostan (Nam Á). Sự nâng cao còn vượt ra khỏi địa phận của Tethys và bao trùm cả lãnh thổ Hoa Bắc, Hoa Nam được các nhà địa chất gọi là hoạt động tạo núi Yanshan (Yến Sơn). Giai đoạn kiến sinh Kimmeri muộn cũng đóng vai trò lớn trong vành đai động Thái Bình Dương. Chính trong giai đoạn này xẩy ra sự xích gần của Hyperboria với lục địa Âu Á và mở ra bồn Canada và sự di chuyển Hyperboria, Chucotka, Alasca khỏi Bắc Canada. Sự chuyển động kèm theo xâm nhập granit lan tràn dọc theo rìa đông Châu Á, từ các đảo của Nhật Bản qua bán đảo Triều Tiên, đông nam Trung Quốc cho đến Việt Nam. Nửa sau của Creta sớm dọc theo đai động này xuấ t hiện đai hoạt động xâm nhập và núi lửa kiểu Andes tr ải dài từ Chucotca cho đến tận Calimantan, rìa phía bắc của đai núi lửa Okhot - Chucotca này kéo dài đến tận Alasca (Tây Bắc Mỹ). Trên toàn cục có thể thấy Jura và Creta là thời kỳ tách giãn mạnh mẽ, phá vỡ Pangea, hình thành Đại Tây Dương. Đến cuối Creta những hoạt động địa chất đã tạo nên bộ mặt các lục địa có hình dạng bắt đầu cho hình thái các lục địa của ngày nay.

12.3.2. Các địa khu Tư liệu cổ từ cho thấy một địa khu lớn nhất của Tây Bắc Mỹ là địa khu Wrangellia đã di chuyển hơn 5000 km từ biển Tethys ở bán cầu nam qua Thái Bình Dương trước khi xô húc với Bắc Mỹ cách đây 90 triệu năm. Tuy vậy đa số địa khu ở Alasca dường như chỉ di chuyển một vài trăm kilomet song song với bờ biển, hoặc chỉ xoay tại chỗ. Do tác động của đứt gãy kiểu biến dạng, gần như tất cả các địa khu sau khi gắn kết với lục địa, đã di chuyển dọc theo bờ biển. Hoạt động đứt gãy này xẩy ra do sự hội tụ nghiêng ở đới hút chìm dọc bờ biển Bắc Mỹ. Hội tụ nghiêng là sự hút chìm, trong đó các mảng chuyển động chui xuống theo một góc nghiêng lớn hơn góc vuông tại ranh giới mảng, vì thế một phần của chuyển động sẽ song song với ranh giới mảng. Các địa khu đã được hình thành trong những bối cảnh kiến tạo và điều kiện khí hậu rất khác nhau, điều này đã được minh chứng bằng nhiều kết quả nghiên cứu về thạch học và hoá thạch, đặc biệt Radiolaria và các vi hoá thạch khác. Ngày nay nếu nhìn vào bồn Thái Bình Dương, chúng ta thấy nhiều địa khu “có tiềm năng”, tức là những địa khu trong tương la i có thể sẽ xô húc với lục địa. Các địa khu này bao gồm các cung đảo, ví dụ như New Hebrides, Mariana và Aleutin; các đảo đại dương và các sống núi phi địa chấn, như dãy núi giữa Thái Bình Dương; các cao nguyên núi lửa, như cao nguyên Ontong - Java và vùng nâng Galapagos. Một số hoặc tất cả các địa khu này có thể xô húc và bồi kết với các lục địa quanh Thái Bình Dương trong 100 triệu năm tới.

12.4. LỊCH SỬ KIẾN TẠO M ỘT SỐ KHU VỰC 12.4.1. Hoạt động tạo núi Trong Jura và Creta trên thế giới đã diễn ra những hoạt động tạo núi quan trọng. Ở rìa tây của Bắc Mỹ là các hoạt động tạo núi Nevada xẩy ra trong Jura trung - Jura muộn, tạo núi Sevier 251

trong Creta giữa và tạo núi Laramid xẩy ra trong khoảng thời gian Creta muộn -Paleogen. Trong đó tạo núi Laramid có vai trò lớn hơn cả vì không những xẩy ra ở miền tây Bắc Mỹ mà còn cả ở Mexico và Alasca. Chính ba hoạt động tạo núi này đã làm hình thành dãy Thạch Sơn (Rocky Mountains) rộng lớn ở miền tây Bắc Mỹ. Trong khi đó ở Đông Á xẩy ra tạo núi Yanshan chủ yếu diễn ra ở T rung Quốc trong Jura muộn và Creta. Ở Nam Âu và Tây Nam Á thuộc phía tây của Meso-Tethys diễn ra quá trình uốn nếp thường được gọi là chuyển động tạo núi Kimmeri muộn, diễn ra ở cuối Jura. Như vậy có thể nói trong Jura và Creta những hoạt động tạo núi với những tên gọi khác nhau đã diễn ra cả ở Bắc Mỹ, Nam Âu, và Đông Á. Tuy vậy dường như những hoạt động tạo núi này không diễn ra đồng thời có quy mô toàn cầu như những chuyển động tạo núi ở Paleozoi.

12.4.2. Đông Á và Đông Nam Á Sau tạo núi Indosini chế độ lục địa được hình thành trên đại bộ phận lãnh thổ Đông Nam Á, trừ một số bồn trầm tích biển sót tuổi Jura như ở vùng Nông Sơn và Đà Lạt của Việt Nam. Trầm tích lục địa màu đỏ và trầm tích bốc hơi tuổi Jura và Creta phổ biến rộng rãi ở Thái Lan, Lào và Việt Nam. Trong trầm tích lục địa Creta ở Thái Lan và Lào đã phát hiện nhiều hoá thạch Khủng long, còn trong trầm tích bốc hơi tuổi Creta ở Lào đã phát hiện muối mỏ và thạch cao. Cuối Jura biển Ceno -Tethys hình thành và ngăn cách Đông Nam Á với Gondwana, trong khi đó Hoa Bắc gắn với Eurasia do hoạt động tạo núi Yanshan (Yến Sơn) làm cho đại dương Okhot Mông Cổ khép lại. Mảng Ấn Độ do di chuyển lên phía bắc theo ngược chiều kim đồng hồ, đến cuối Creta bắt đầu tiếp cận với Eurasia, trong khi đó mảng Australi a tách khỏi Châu Nam Cực. Ở Việt Nam biển Jura sớm - Jura trung tạo thành bồn Đà Lạt tướng ven bờ ở dải Buôn Ma Thuột - Phú Yên và dải Đông Nam Bộ chứa Cúc đá, Chân rìu. Có lẽ dải biển này cũng nối liền sang Borneo, Indonesia. Một số bồn trũng giữa núi chứa trầm tích lục địa vụn thô hoặc núi lửa acid Jura sớm - Jura trung còn lại lác đác những diện nhỏ ở Việt Bắc, Phu Hoạt và Kon Tum (H.12. 11). Ngoài ra, một số bồn trũng giữa núi chứa trầm tích lục địa vụn thô hoặc núi lửa acid Jura sớm - giữa còn lại lác đác những diện nhỏ ở miền nâng Việt Bắc, Phu Hoạt và Kon Tum. Các trầm tích lục địa vụn thô màu đỏ (một số nơi có khoáng hoá muối mỏ, thạch cao) hình thành trên các trũng giữa núi dạng địa hào hẹp dọc rift Sông Đà hoặc dạng đẳng thước phủ thoải trên trầm tích Jura cũng như các thành tạo cổ hơn như ở Đông Bắc Bộ, rìa tây Trung Bộ. Những đặc tính chỉ thị về evaporit trong trầm tích lục địa màu đỏ Creta chứng tỏ chúng được thành tạo trong miền có khí hậu địa lý khô nóng và cận xích đạo.

12.4.3. Tây Bắc Mỹ Đầu Jura sớm các địa khu đã sáp lại với nhau dọc các đứt gãy hướng bắc, các lớp phủ địa di cũng di chuyển đến và phủ lên miền trung của Alasca, làm cho những địa khu này bị đẩy về phía bắc. Sự gắn kết nhanh chóng các mảng trong Trias muộn và Jura sớm có th ể là do pha tạo núi Nevada ở phía tây Hoa Kỳ. Dãy núi Sierra Nevada ở California có phần nhân là khối magma và biến chất bị uốn nếp do pha tạo núi Nevada. Vỏ Trái Đất dày lên do pha tạo núi này đã làm cho các khối đá nằm dưới sâu của dãy núi này bị nóng ch ảy tạo nên một khối 252

magma granit lớn. Trong Jura muộn hệ thống các đứt gãy sau cung cũng phát triển mạnh ở phần nam Hoa Kỳ và trải dài từ tây Canada qua phía tây Wyoming và miền trung Utah đến tận phía tây của Arizon. Trong Jura muộn hệ thống các đứt gãy s au cung cũng phát triển mạnh từ tây Canada qua phần nam Hoa Kỳ. Trong Creta các hoạt động biến dạng, xâm nhập và phun trào tiếp tục diễn ra trên cả phần bắc và nam của tây Châu Mỹ thuộc dãy Cordillera. Di tích các nêm bồi kết của Cordillera thể hiện rõ n ét trong những thể xáo trộn (melange), trong đó các mảnh đá cát kết và phun trào phân bố trong một cấu trúc trượt. Các pha tạo núi lớn đã xẩy ra, pha Sevier trong Creta (cách nay 130 - 80 triệu năm) và pha Laramid từ Creta muộn đến đầu Đệ Tam (cách nay 80 - 50 triệu năm). Pha tạo núi Sevier đã bắt đầu xẩy ra ở Tây Hoa Kỳ từ cuối Jura, mạnh mẽ trong Creta sớm. ối Cu Creta pha Laramid cũng diễn ra ở Tây Hoa Kỳ, tạo thành một dải hẹp hướng về phía đông, đến tận vùng núi Thạch Sơn (Rocky Moutains) hiện nay.

12.4.4. Vùng Caribbe Vùng Caribbe có một lịch sử phát triển kiến tạo rất phức tạp, tại đây một loạt các mảng nhỏ đã bị thay thế bằng các mảng lớn hơn. Sự phát triển của khu vực diễn ra chủ yếu do sự tác động của các mảng chính xung quanh. Khi mảng Bắc Mỹ tách ra từ Châu Phi và Nam Mỹ thì cũng là lúc biển Bắc Đại Tây Dương mở ra. Trong Jura, sự mở của bồn Đại Tây Dương đã phát triển đến vùng Caribbe và vịnh Mexico làm cho bồn Proto-Caribbe bắt đầu hình thành. Sự di chuyển chính về sau đều xảy ra dọc theo cá c đứt gãy chuyển dạng như đới dập vỡ bắc Bahamas và sự dịch trượt lớn khoảng 500 km ở Mojove - Sonora. Cũng trong thời gian này, mảng Farallon đã liên tục bị hút chìm dọc theo bờ b iển phía tây của mảng Châu Mỹ. Cuối Jura, vỏ đại dương đã được tách ra ở vịnh Mexico và Nam Mỹ tiếp tục được tách ra khỏi Yacatan và bồn Proto Caribbe được mở ra. Việc Châu Phi tách ra khỏi Bắc Mỹ đã làm cho Florida và Cuba cũng được tách khỏi tây Bắc Phi. Cùng với sự kiện vịnh Mexico được mở ra, Yucatan cũng di chuyển về vị trí của nó như hiện nay và địa khu Cuba trôi dạt về phía đông nam khi vịnh Mexico được hình thành, vật liệu trầm tích bắt đầu lắng đọng. Trong Creta vùng Caribbe tiếp tục hình thành nh ư một mảng phân cách Yucatan với Nam Mỹ. Đến cuối Creta đã hoàn thành việc mở vịnh Mexico. Có lẽ sự kiện có ý nghĩa lớn nhất trong lịch sử kiến tạo vùng này trong 100 triệu năm là việc một phần của đới hút chìm Farallon thay đổi từ nhấn chìm phía đông sang nhấn chìm phía tây và một đoạn cung mới (cung Antille) di chuyển về phía đông, nhiều phần của cung này về sau trở thành Antille Lớn.

12.4.5. Dãy Andes Dãy Andes chạy dài khoảng 10 nghìn km dọc bờ tây của Nam Mỹ, có lịch sử kiến tạo rất phức tạp. Phần lớn Peru và bắc Chile của dãy núi khổng lồ này được hình thành trên móng Tiền Cambri, nhưng phần phía nam lại được gắn kết trong Paleozoi. Trong Mesozoi và Kainozoi Andes là dãy cung núi lửa trên bề mặt của móng nâng Tiền Cambri và Paleozoi bị bào mòn . Từ Trias và Jura cung rìa lục địa Andres bắt đầu được hình thành và hoạt động dọc bờ phía tây của Nam Mỹ. Đồng thời, một loạt các bồn sau cung nối nhau cũng được hình thành dọc đai ở phía 253

nam Ecuador và chúng tiếp tục tồn tại đến tận Creta sớm. Tuy nhiên, không có dẫn liệu về hoạt động tạo núi hoặc bồi kết diễn ra trong Mesozoi sớm ở đai Andes. Trong Creta nhiều địa khu nhỏ được bồi kết vào bờ tây Nam Mỹ. Do mảng Farallon mở rộng về phía Caribbe nên vỏ đại dương bị xô vào Nam Mỹ. Tại vùng trung Andes, ở Peru khô ng thấy biểu hiện của sự bồi kết mà lại thể hiện sự hút chìm từ Jura đến hiện nay.

12.4.6. Đại Tây Dương Trong Jura giữa phần lớn trầm tích bay hơi được tích tụ trong các đới tách giãn, những trầm tích bay hơi chứa muối sau đó bị chôn vùi dưới cá c trầm tích vụn và carbonat ở quanh rìa bắc vịnh Mexico và ngày nay một số phần của các tầng muối này được nâng lên gần bề mặt tạo nên dạng vòm và nêm muối với kích cỡ khoảng 20km và đường kính khoảng 2km. Vòm muối được nâng lên, xuyên qua các tầng trầm tí ch trẻ hơn do tỉ trọng thấp của chúng. Muối có tỉ trọng 2,1; thấp hơn tỉ trọng của các trầm tích bình thường (2,4 -2,7), khi bị nhốt dưới các tầng trầm tích khác chúng sẽ cố gắng nâng lên ở mực cao hơn trong vỏ Trái Đất. Các vòm muối không những có ý ngh ĩa đối với khai thác muối mà còn có ý nghĩa đối với việc tìm dầu mỏ vì chính chúng hình thành các bẫy dầu. Trong Creta gần toàn bộ phía tây của Bắc Mỹ chìm ngập dưới biển nông.

12.5. ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU TRONG JURA-CRETA Số liệu đồng vị oxy từ Trùng lỗ cho ta biết trong Mesozoi khí hậu có xu hướng ấm dần lên rõ ràng, ấm nhất trong Jura muộn và Creta (H.12.8). Bắt đầu Creta muộn và cho tới ngày nay, nhiệt độ hạ thấp xuống và biến thiên mạnh hơn. Một điều thú vị là nhiệt độ cao của tầng nước mặt trong Creta tương ứng với tốc độ tách giãn của đáy biển. Trong Jura hai tỉnh cổ địa lí sinh vật được công nhận – tỉnh Tethys là nơi tập trung các hóa thạch vùng nước ấm, san hô và động vật thân mềm được phân bố giới hạn trong vùng này. Tỉnh cổ địa lý phía bắc của Laurasi a bao gồm sinh vật thích nghi với khí hậu lạnh hơn. Sự phân bố hoá thạch cho thấy trên toàn Trái Đất khí hậu trong kỷ Jura ấm hơn trong Trias, nhiệt độ trong Trias chỉ bằng nhiệt độ thấp nhất trong Jura giữa. Mặt nổi bật nhất trong khí hậu Jura là điều kiệ n khí hậu ấm áp, có thể là khí hậu cận nhiệt đới phổ biến tới khoảng vĩ độ 60 o. Độ oxy trong không khí trong Jura tăng lên dần dần tới 25% vào cuối kỉ, cao hơn mức 21% của oxy hiện nay. Sự phá vỡ Pangea làm cho gradient nhiệt độ Hình 12.8. Sự biến đổi nhiệt độ nước biển theo thời gian toàn cầu có xu hướng tăng, điều này trên cơ sở phân tích đồng vị oxy tr ong vỏ Foraminifera. do các lục địa của bán cầu bắc di Trên hình cũng trình bày tốc độ tách giãn đáy đại dương. chuyển xa hơn nữa theo hướng bắc (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998) 254

thay thế vị trí của các đại dương ở vĩ độ cao. Khi Pangea chưa bị phá vỡ, trên thế giới chỉ có một lục địa và một đại dương (Pathalassa) thì sự hoàn lưu khí quyển và nước trong đại dương chỉ đơn giản theo hướng thuận nghịch xích đạo - địa cực - xích đạo. Đến Jura - Creta, vì gradient nhiệt độ toàn cầu tăng do sự giảm nhiệt độ ở vĩ độ cao và sự thay đổi vị trí của các lục địa nên sự hoàn lưu của nước biển và không khí trở nên phức tạ p hơn nhiều (H.12. 9).

Hình 12.9. Sự biến đổi trong phân bố hải lưu trong Mesozoi (Wicander R. J. & Monro e S. 1993) A. Trước Trias muộn khi Pangea chưa bị tan vỡ, trên thế giới chỉ có một lục địa và một đại dương (Panthalassa), sự phân bố các dòng hải lưu khá đơn giản. B. Đến Creta, khi Pangea đã bị tan vỡ thì sự phân bố các dòng hải lưu trở nên phức tạp hơn

12.6. KHOÁNG SẢN TRONG JURA -CRETA Khí hậu ấm và ẩm là điều kiện thuận lợi cho sự phát triển thực vật vì thế Jura và Creta là một giai đoạn thành tạo than lớn trong lịch sử địa chất. Điều kiện tự nhiên đa dạng của Creta tạo nên

255

sự p hong phú và đa dạng của các loại khoáng sản được thành tạo trong kỷ này, trước hết là các khoáng sản nhiên liệu – than đá và dầu khí, tiếp đến là các loại muối mỏ, các loại mỏ kim loại. Về khối lượng than đá tuổi Jura đứng hàng thứ ba, chỉ sau than đá Pal eozoi muộn và than đá Creta muộn, trữ lượng than đá Jura chiếm 16% tổng trữ lượng than đá thế giới. Những mỏ than Jura lớn là ở Nga, Trung Quốc và Australia. Than đá tuổi Creta chiếm 20% tổng trữ lượng than đá của thế giới, những mỏ lớn là Lenski ở Siberi có trữ lượng hàng nghìn tỷ tấn, các mỏ ở Tây Bắc Mỹ. Jura cũng là thời kỳ tạo dầu khí đáng kể, những mỏ dầu khí Jura lớn là ở Arabia Saudit (Ả Rập Sêut), Ngoại Capcaz, Trung Á, vùng Caspi, Tây Siberi. Những tầng chứa dầu khí Creta đáng kể nhất là ở Tây Siberi, Tây Trung Á, Gabon, Canada, vịnh Mexico và Lybi, Coet, Nigeria (Châu Phi). Jura là thời kỳ tạo quặng sắt đáng kể, những mỏ sắt đáng chú ý là ở vùng Tây Siberi, bồn Đức ịa đ - Ba Lan và quanh bồn địa Paris - Anh Quốc. Quặng sắt trứng cá Jura phân bố ở Tây Siberi. Trầm tích Creta chứa nhiều bauxit, những mỏ lớn gặp ở lưu vực sông Yenisey (Siberi), Nam Ural và các vùng quanh đai Địa Trung Hải như Pháp, Hy Lạp, Tây Ban Nha, Thổ Nhĩ Kỳ, Iran. Các mỏ bauxit liên quan với vỏ phong hóa Creta thượng gặp ở Austr alia, Châu Phi. Đã phát hiện một dải trầm tích Creta chứa phong phú phosphorit từ Maroc đến Syrie. Trầm tích Creta chứa muối gặp ở Bắc Mỹ, Turmenia, Lào. Đặc biệt ở Lào trầm tích chứa muối và thạch cao tuổi Creta phân bố ở Trung Lào và vùng cận Viêng chia n có trữ lượng lớn và đang cung cấp nguyên liệu cho các nhà máy xi măng ở Việt Nam và Lào. Đó là trầm tích bốc hơi của những biển kín được hình thành trong Creta. Hoạt động magma trong Jura và Creta rất mạnh mẽ, do đó nhiều khoáng sản nguồn gốc nội sinh được thành tạo trong giai đoạn này, đặc biệt là ở những đai động Địa Trung Hải và Thái Bình Dương, thường liên quan trực tiếp với xâm nhập acid. Liên quan với hoạt động magma kiểu bậc thang và ống nổ có khoáng sàng kim cương ở Siberi, Ấn Độ, Châu Phi v.v.. . Hoạt động magma đi kèm theo chuyển động tạo núi ở Jura và Creta biểu hiện đặc biệt mạnh ở Bắc Mỹ và Đông Bắc Nga. Ở những khu vực này đã phát hiện nhiều khoáng sản kim loại như vàng, bạc, vonfram, molybden, đồng, thuỷ ngân, thiếc v.v... Đáng chú ý nhất l à các mỏ vàng, bạc, molybden, vonfram, thiếc và các mỏ đa kim khác. Đặc biệt phải kể đến thiếc của “vành đai” thiếc Thái Bình Dương, từ Đông Bắc Á đến Việt Nam, Malaixia và Indonesia.

Đ ỌC THÊM VỀ SỰ TUYỆT CHỦNG CUỐI CRETA Về quy mô sự tuyệt chủng cuối Creta (cũng gọi là tuyệt chủng K/T) không lớn so với các đợt tuyệt chủng trước (xem hình 9.12). Trong đợt tuyệt chủng K/T chỉ 15% các giống của động vật trên cạn bị biến mất, nhiều giống loài đã sống vượt qua đợt tuyệt chủng này, ví dụ như phần lớn thằn lằn, kỳ nhông, cá sấu, lưỡng cư, rùa, nhiều loại cá v.v… Nhưng nhiều nhóm sinh vật nổi tiếng vốn thống trị trên lục địa, dưới biển và cả trên không bị biến mất như Khủng long, Bò sát dạng cá, Bò sát bay và nhiều loại Bò sát khác, Cúc đá, Tên đá v.v… Vì thế đợt tuyệt chủng này được giới khoa học rất chú ý nghiên cứu.

256

Theo tỷ lệ đồng vị oxy trong động vật biển thì nhiệt độ đại dương thế giới hạ mất 10 oC trong 10 triệu năm cuối Creta. Điều này tác động đến sự phân bố của Khủng long, sự phân bố và đa dạng của th ực vật. Thực vật giảm đi 50% trong vòng 2 triệu năm cuối Creta. Mực nước biển sau quá trình hạ chậm chạp trong khoảng 5 triệu năm, đến cuối Creta đã hạ đột ngột trong vòng 1 triệu năm. Kết quả của nhiệt độ mùa hè nóng hơn và mùa đông lạnh hơn đã tác động m ạnh vào giới thực vật. Nhiều động vật có vú Châu Á và Nam Mỹ di cư đến Bắc Mỹ làm tăng sự cạnh tranh với bò sát ăn cỏ dẫn đến sự giảm sút thực vật. Đó cũng là nguyên nhân nữa cho sự tuyệt chủng của Khủng long. Phải chăng toàn bộ Khủng long đã tuyệt chủng vào cuối Creta? Răng của 12 giống Khủng long đã được phát hiện trong trầm tích Paleogen nằm trên ranh giới K/T ở Bắc Mỹ. Nếu những răng này không phải là tái trầm tích từ địa tầng Creta nằm dưới thì nhiều Khủng long đã sống sót qua ranh giới K/T. Nếu đây l à những vật thể tái trầm tích thì tuổi nguyên gốc già nhất của chúng cũng chỉ là Creta muộn. Thế nhưng trong trầm tích Paleogen chứa những răng Khủng long này lại không phát hiện được hoá thạch của động vật có vú vốn rất phổ biến trong Creta muộn. Điều này cho phép suy ra là những hoá thạch răng Khủng long đã phát hiện trong trầm tích Paleogen không phải là tái trầm tích mà là hoá thạch tại chỗ. Hơn nữa những hoá thạch răng này lại không hề có dấu vết bị mài mòn như thông thường xẩy ra đối với những vật thể tái trầm tích. Có khả năng gặp được di tích Khủng long trong trầm tích Paleogen sớm ở Ấn Độ, Arhentina, New Mexico. Như vậy cuộc tranh luận về tuổi chính xác của sự tuyệt chủng Khủng long sẽ còn tiếp diễn cho đến khi bộ xương hoá thạch Khủng long được phát hiện trong trầm tích nằm trên ranh giới K/T. Sự tuyệt chủng động vật biển Sự tuyệt chủng động vật biển ở cuối Creta diễn ra rõ nét hơn so với tuyệt chủng động vật trên cạn. Có 15% số họ đã bị tuyệt chủng, còn đối với cấp giống thì có đến 70% bị biến mấ t. Những nhóm lớn bị biến mất ở cuối Creta là Cúc đá, Tên đá, Rudistae và Inoceramid của Chân rìu, Mosasauria và Plesiosauria của Bò sát. Đối với động vật sống ở đáy thì sự tuyệt chủng diễn ra nhiều ở loại có ấu trùng sống bơi lội tự do. Trong số động vật bám đáy thì phần lớn Thân mềm, Rêu động vật, Da gai có tốc độ tuyệt chủng chậm hơn; thực vật phù du tạo vôi và Trùng lỗ phù du bị tuyệt chủng nhanh. Toàn bộ Trùng lỗ phù du của Đệ Tam đều là hậu duệ của một loài duy nhất sống ở Bắc Băng Dương trước K/T. Sự biến mất đột ngột của sinh vật phù du đã tác động mạnh đến sinh vật biển do làm giảm sút cơ sở của chuỗi thức ăn. Tác động rõ nét nhất là đối với Chân rìu vùng ám tiêu, phần lớn trai hàu, Cúc đá, San hô, Bò sát biển và cá. Những nhóm được coi là bị tuy ệt chủng ở ranh giới K/T đã bắt đầu giảm sút dần dần về loài cách nay 88 triệu năm, giảm sút rõ nét hơn vào nửa triệu năm sau cùng của Creta muộn, rồi kết thúc đột ngột ở tầng sét ranh giới K/T. Một số trong các nhóm này lại cũng sống sót trong Paleogen sớm. Những người ủng hộ giả thuyết tuyệt chủng do sự lao đập của tiểu thiên thể 1 thường cho hoá thạch của những dạng sống sót này là do tái trầm tích hoặc do thu thập tư liệu không đầy đủ. Tuy nhiên, rõ ràng là sự tuyệt chủng của động vật biển cũng phức tạp như đối với động vật trên cạn và do nhiều nguyên nhân. Ở vĩ độ cực nam của đảo Seymour (Châu Nam Cực) sự tuyệt chủng cuối Creta đã diễn ra trên khoảng địa tầng 35 m (300 000 năm) của Paleogen chứa hoá thạch Cúc đá nằm trên tầng sét ranh giới K/T. Trên tất cả địa điểm thuộc Tethys Cúc đá biến mất ngay trước tầng sét ranh giới K/T. Như vậy sự tuyệt chủng của cùng một nhóm sinh vật biển đã diễn ra trên những địa phương khác nhau vào những thời gian khác nhau. Nguyên nhân của sự tuyệt chủng ở ranh giới K/T Có nhiều nguyên nhân được đề xuất về sự tuyệt chủng của Khủng long. Nhiều chuyên gia có uy tín đã cho rằng ủng long bị tuyệt chủng do điều kiện khí hậu tồi tệ (nóng hoặc lạnh hoặc khô hạn đột ngột), hoặc do chế dộ dinh Kh 1

Tiểu thi ên thể = Asteroid

257

dưỡng (quá nhiều thức ăn, hoặc không đủ chất như dầu thực vật, do độc tố trong nước, trong cây cối; trong khoáng chất, hoặc do hoàn toàn mất calci hoặc chất cần thiết khác). Nhiều người lại cho nguyên nhân là do bệnh dịch, ký sinh, sự rối loạn về giải phẫu, về trao đổi chất (trật đĩa đốt sống, sự mất cân bằng của hormon, của hệ nội tiết, hoặc thoái hóa não dẫn đến ngu đần), sự tác động của động vật máu nóng trong thế giới Mesozoi. Rất nhiều nguyên nhân khác được nêu ra (Bảng 12.2), nhưng các nguyên nhân được nêu lên nhiều là: 1) thay đổi mực nướ c biển; 2) thay đổi nhiệt độ; 3) tăng mùa; 4) thay đổi sự phân bố thực vật và sự tuyệt chủng thực vật; 5) sự cạnh tranh tăng cường của động vật có vú; 6) sự lao đập của tiểu thiên thể . Dù rất nhiều giả thuyết về nguyên nhân của sự tuyệt chủng đã được đề xu ất nhưng có lẽ giả thuyết lôi cuốn sự chú ý nhiều nhất là sự lao đập của tiểu thiên thể vào Trái Đất. Phát hiện của Walter Alvarez (1977) về tầng sét Gubbio ở Bắc Italia chứa một lượng lớn iridi và các nguyên tố hiếm ở ranh giới K/T có ý nghĩa rất quan trọ ng. Những nguyên tố này rất ít gặp trong vỏ Trái Đất nhưng lại phổ biến trong các thiên thạch, từ đó W. Alvarez và cha mình là Luis Alvarez đề xuất ý kiến rằng tầng sét này chứa những nguyên tố từ thiên thạch (hay tiểu thiên thể) lao vào Trái Đất gây nên sự tuyệt chủng vào cuối Creta. Sát ngay dưới tầng sét Gubbio là tầng đá vôi trắng chứa sắt do chắt lọc qua sự di chuyển nước khử xuống từ tầng sét K/T. Tính khử của nước xuất hiện do hiện tượng tăng hàm lượng lớn của sinh chất từ sự tuyệt chủng trong thời g ian lao vào của tiểu thiên thể. Giả thuyết về sự tuyệt chủng do sự lao đập của tiểu thiên thể phổ biến rất nhanh chóng và nhiều chứng liệu khác củng cố cho thuyết này cũng được phát hiện như tiểu cầu thủy tinh, hạt thạch anh lao đập và dấu vết muội than. C ó thể nêu dẫn chứng về sự lao đập của tiểu thiên thể như dưới đây. Dị thường Iridi. Dẫn chứng quan trọng nhất về sự lao đập của tiểu thiên thể là hàm lượng cao của iridi trong ầng sét Gubbio và ở ranh giới K/T nhiều nơi khác trên thế giới. Tuổi của tầng s ét này được xác định chính xác là t 66,7 triệu năm ứng với ranh giới K/T. Trong vỏ Trái Đất hàm lượng iridi rất thấp, nhưng lại khá nhiều trong các thiên thạch. Như vậy iridi chỉ có thể có nguồn gốc từ tiểu thiên thể và được mang đến do tiểu thiên thể lao và o Trái Đất. Do iridi là chất dễ bay hơi nên sau khi tiểu thiên thể lao vào Trái Đất, nguyên tố này dễ dàng xâm nhập vào tầng bình lưu, biến thành bụi phân bố khắp thế giới trong vài tháng. Tiểu cầu thủy tinh . Những tiểu cầu thành phần felsic, dạng thủy ti nh thường gặp trong tầng sét ranh giới K/T, tương tự như tectit nhưng kích thước chỉ một vài phần mười milimet (kích thước của tectit từ vài centimet trở lên). Những tiểu cầu này có lẽ là từ đá nóng chảy và bị đông lạnh nhanh chóng khi lao vào khí quyển. Muội than. Những hạt muội than cũng phân bố rộng rãi trong tầng sét ranh giới K/T, chúng có lẽ cũng có nguồn gốc từ những đám cháy dữ dội khi tiểu thiên thể lao vào Trái Đất. Hạt thạch anh lao đập và stishovit. Sự phân bố rộng rãi của những hạt thạch anh lao đập trong tầng sét ranh giới K/T cũng là một dẫn chứng quan trọng về hiện tượng tiểu thiên thể lao vào Trái Đất. Sự phân lớp trong thạch anh rất dễ nhận ra và là kết quả của sóng lao đập lớn chạy qua đá. Những thạch anh lao đập như vậy rất phổ biến quanh những nơi thử vũ khí hạt nhân và quanh những vùng phễu do sự lao của tiểu thiên thể. Tương tự như thạch anh lao đập là khoáng vật stishovit cũng phổ biến trong ranh giới K/T. Đó là khoáng vật có thành phần như thạch anh (SiO 2) nhưng chỉ được hình thành ở điều kiện áp suất lớn, nhiệt độ cao trong sự lao đập của tiểu thiên thể. Cơ chế của sự tuyệt chủng Nguyên nhân cơ bản của sự tuyệt chủng là sự lao đập của tiểu thiên thể nhưng nguyên nhân trực tiếp của sự tuyệt chủng lại là sự thay đổi môi trường gây nên s ự chết chóc của sinh vật. Nếu có một sự lao đập của một tiểu thiên thể có đường kính 10 km thì những sự kiện sau đây sẽ xẩy ra. 1. Sự tối tăm của bầu trời . Vài tháng sau sự lao đập của thiên thể, bụi và muội than dày đặc trong thượng tầng khí quyển và sẽ che lấp hoàn toàn nguồn ánh sáng Mặt Trời. Quá trình quang hợp bị ngừng, khâu đầu của chuỗi thức ăn bị mất. Điều này gây nên sự chết chóc hàng loạt sinh vật do mất

258

nguồn thức ăn. Nhiều nhóm sinh vật bị tuyệt chủng ở cuối Creta như toàn bộ Khủng long, sinh vật phù du và sinh vật bơi lội ở biển, sinh vật trực tiếp sống bằng thực vật. Những sinh vật ít chịu ảnh hưởng hơn của sự kiện này gồm những loại ăn xác chết, những loại ăn cặn bã, tức là những sinh vật sống nhờ vật chất từ cây cối, động vật chết. 2. Sự lạnh giá. Bụi làm tối tăm bầu trời và gây nên sự lạnh giá ghê gớm, đặc biệt là ở lục địa xa ảnh hưởng của khí hậu đại dương. Chỉ sau vài tháng nhiệt độ của lục địa có thể hạ xuống -20oC. 3. Tăng hiệu ứng nhà kính. Nếu tiểu thiên thể lao vào đại dương thì cả bụi và h ơi nước sẽ tung vào khí quyển. Tính toán cho thấy khi bụi đã lắng xuống rồi thì hơi nước vẫn còn có thể ở lại trên thượng tầng khí quyển làm tăng hiệu ứng nhà kính và nhiệt độ mặt đất có thể tăng lên quá sức chịu đựng của đa số sinh vật. 4. Mưa acid. Năng lượng được giải phóng trong quá trình lao đập của tiểu thiên thể có thể gây nên phản ứng của các khí trong khí quyển tạo acid nitric và các loại oxit nitric. Như vậy sự kiện một thiên thạch lao vào Trái Đất lại cũng gây nên các trận mưa acid kéo dài cả năm. K hi đó độ pH thấp của khoảng 100 m tầng nước mặt đủ để giết phần lớn sinh vật phù du. 5. Hỏa hoạn . Những hạt muội trong tầng sét của ranh giới K/T có thể có nguồn gốc từ hỏa hoạn lớn xẩy ra do bức xạ hồng ngoại từ vụ lao đập của tiểu thiên thể. Nghiên cứu các hạt muội cho thấy chúng chủ yếu có nguồn gốc từ sự đốt cháy của rừng thông. 6. Sự độc hóa nước biển . Sự lao đập của tiểu thiên thể dẫn đến hậu quả là nhiều nguyên tố vết xuất hiện trong nước biển, trong đó có nhiều chất độc như thủy ngân, seleni, chì, cadmi. Sinh vật sống trong tầng nước mặt lâm vào tình trạng tích lũy lâu dài những nguyên tố độc hại này và cũng là một nguyên nhân gây sự tuyệt chủng. Tuyệt chủng do sự lao đập của tiểu thiên thể Hiện nay trong số hơn 1000 tiểu thiên thể cận địa có khoảng 50 ti ểu thiên thể có đường kính hơn 1 km. Tiểu thiên thể cận địa là những tiểu thiên thể có khả năng lao vào Trái Đất khi có một sự nhiễu loạn nhỏ trong quỹ đạo của chúng. Tiểu thiên thể lao vào Trái Đất gây tuyệt chủng phải có đường kính ít nhất 10 km. Hiện na y có 8 tiểu thiên thể cận địa có đường kính  10 km, theo tính toán xác suất thì đã có khoảng 10 tiểu thiên thể có kích thước như vậy đã lao vào Trái Đất kể từ cuối Tiền Cambri. Một câu hỏi liên quan với sự lao đập của tiểu thiên thể – đâu là nơi thiên thạch đã lao vào? Biển và đại dương chiếm đến 3/4 bề mặt Trái Đất, vậy đại dương là nơi có nhiều khả năng bị thiên thạch lao vào, nhưng mọi phễu được tạo nên trên đáy biển do thiên thạch gây nên đều đã bị lấp chìm trong lịch sử 65 triệu năm qua. Việc tìm kiế m các phễu do thiên thạch gây nên trên lục địa đang được tiếp tục và cho đến hiện nay nối tiếng nhất là phễu Chicxulub có đường kính 180 km ở Yucatan (Mexico). Nếu sự lao đập của thiên thạch xẩy ra ở đại dương, hậu quả lớn về môi trường là tạo nên sóng thần. Sóng thần có thể quét sạch mọi thứ khi nó đi qua, có thể tạo nên sự bào mòn rộng khắp, tạo trầm tích không chọn lọc ở vùng triều, vùng bãi biển. Những loại trầm tích như vậy đã được tìm thấy ở ranh giới K/T của các vùng Caribbe, vịnh Mexico, và ven bờ Tây Đại Tây Dương. Cùng với dấu vết của sự lao đập thiên thạch ở vùng Caribbe là sự phổ biến của tiểu cầu thủy tinh, thạch anh va đập trong tầng sét ranh giới K/T. Tính toán cho thấy sự tạo phễu Chicxulub có thể gây sóng thần cao đến 100 m kéo dài gần một g iờ, làm ngập lụt vùng ven bờ Tây Đại Tây Dương và ven vịnh Mexico. Xung quanh Caribbe và vịnh Mexico rất phổ biến trầm tích sóng thần, điều này ủng hộ thuyết về sự tạo phễu Chicxulub do sự lao vào của thiên thạch. Tuyệt chủng do Sao chổi Một giả thuyết đã được nêu lên về tính chu kỳ 26 triệu năm của sự tuyệt chủng động vật không xương sống Mesozoi và Kainozoi ở biển. Chu kỳ của sự mưa Sao chổi trong hệ Mặt Trời là khoảng 30 triệu năm.

259

Thường thì các trận mưa Sao chổi kéo dài vài ba năm, do đó nhiều nhà địa chất cho rằng hiện tượng mưa Sao chổi theo chu kỳ là nguyên nhân gây nên sự tuyệt chủng của sinh vật ở ranh giới K/T. Có đến ba Sao chổi chu kỳ dài và hơn 10 (< 20). Sao chổi chu kỳ ngắn chạy qua vùng quỹ đạo Trái Đất hàng năm. Do Sao chổi chu kỳ dài có tốc độ lớn hơn tốc độ của tiểu thiên thể, nên sự lao đập của chúng vào Trái Đất giải phóng năng lượng lớn hơn sự lao đập của tiểu thiên thể. Tính toán thống kê cho thấy những Sao chổi cận địa 9 lần quay lại hệ Mặt Trời trước khi bị bắn theo quỹ đạo khác, điều này ứng với quãng thời gian 500 000 năm. Trên cơ sở tần số xuất hiện của mưa Sao chổi, ước lượng khoảng 50% của các phễu do thiên thể tạo nên được lưu tồn trên Trái Đất là hậu quả của sự lao đập của Sao chổi. Một trận mưa -10 9 Sao chổi với đường kí nh phễu >3 km có thể là hậu quả của khoảng 20 trận lao đập lên bề mặt Trái Đất xẩy ra từ 300 đến 500 triệu năm. Các trận mưa Sao chổi nhỏ ( -108 Sao chổi) gây ra 2 sự lao đập trong vòng 30 đến 50 triệu năm. Tuổi của các cấu trúc phễu lao đập (và thủy tinh l ao đập) là 99, 65 và 30 triệu năm. Tuổi của các đợt tuyệt chủng từ 50 đến 95% động vật bậc thấp là 93, 66 và 36 triệu năm; như vậy những đợt tuyệt chủng này và những đợt lao đập Sao chổi xem ra khá trùng hợp nhau. Quãng thời gian diễn ra các đợt tuyệt chủn g cũng phù hợp với quãng thời gian mưa Sao chổi và giả thuyết về Sao chổi là nguyên nhân của sự tuyệt chủng xem ra phù hợp với ba đợt tuyệt chủng gần nhất, trong đó có tuyệt chủng K/T. Vấn đề của giả thuyết tuyệt chủng Bảng 12. 2. Các chứng cớ gây tuyệt chủng K/T

chu kỳ liên quan với Sao chổi là khôn g thấy chúng trong Paleozoi và Mesozoi sớm. Vậy tại sao sự tuyệt chủng liên quan với Sao chổi lại chỉ xẩy ra trong 100 triệu năm gần đây. Tuyệt chủng do núi lửa

Chứng cớ

Lao đập tiểu thiên thể

Lao đập Sao Phun trào chổi basalt

Dị thường Iridi Tiểu cầu thủy tinh

Có

Không rõ

Có (rất ít)

Có

Không

Thạch anh lao đập Tính chu kỳ

Có

Không

Có

Không

Trong những năm gần đây còn có giả Có thể chấp Có thể chấp Khó chấp Tổng hợp nhận nhận nhận về sự tuyệt chủng K/T liên quan với thuyết hoạt động núi lử a. Việc phát hiện nhiều iridi trong sản phẩm phun trào ở Kilauea (Hawai) cho thấy iridi có thể tập trung trong chùm phun trào đại dương. Sự phổ biến phun trào basalt thường theo chu kỳ 30 triệu năm xem ra cũng trùng hợp với các đợt tuyệt chủng lớn trong lịch sử địa chất. Những đợt phun trào lớn có thể sản sinh ra 1 đến 2 triệu mét khối magma và diễn ra trong thời gian tương đối ngắn (dưới 1 triệu năm). Tuổi đồng vị của phun trào bậc thang (1) Decan (Ấn Độ) cho thấy chúng phun cách nay 66 triệu năm, trùng với ranh giới K/T và phun làm 3 đợt, mỗi đợt kéo dài 50 000 đến 100 000 năm. Đợt phun thứ nhất xẩy ra trước khi Khủng long bị tiêu diệt, còn Sauropod, Bò sát ăn thịt và nhiều động vật có vú bị tuyệt chủng vào khoảng giữa hai đợt phun trào đầu. Mỗi lần phun trào lớn có thể tuôn vào khí quyển một lượng lớn khí sulfur tạo nên những trận mưa acid, giảm độ pH của tầng mặt nước biển, ngoài ra còn tro núi lửa, dioxit carbon và sự suy yếu tầng ozon. Sự phun trào núi lửa còn có thể dẫn đến xu thế làm lạnh khí quyển toà n cầu. Tất cả những sự kiện này dẫn đến sự tuyệt chủng rộng rãi diễn ra trong 1 triệu năm (Bảng 12.2).

(1)

Phun trào bậc thang. Đá núi lửa hình thành do phun nhiều đợt, tạo nên những tầng đá basalt sắp xếp thành những bậc khác nhau. Tên gọi phun trào bậc thang bắt nguồn từ tiếng Thụy Điển, trapp hay trap có nghĩa là bậc thang.

260

Quang cảnh rừng cây hạt trần Jura muộn với bò sát Compsognathus và chim cổ Archaeopteryx (Z. Burian)

BÒ SÁT JURA – CRETA

Jura: Bò sát Ichthyosaurus (Gould S. J. 1993)

Jura: Bò sát bay Pterodactylus (Gould S. J. 1993)

Jura: Ceratosaurus, ăn thịt (trên). Stegosaurus (dưới), ăn cỏ (Z. Burian 1980)

Creta muộn: Tyrannosaurus (trên); Triceratops (giữa); Euocephalus (dưới) (Wicander & Monroe 1993)

Hình 12.10. Sinh cảnh Jura và Creta

261

Hình 12.11. Các bồn trầm tích Mesozoi ở Việt Nam (Trần Văn Trị và nnk. trong Tống Duy Thanh & Vũ Khúc và nnk. 2005)

262

Chương 13

KAINOZOI PALEOGEN VÀ NEOGEN (ĐỆ TAM) 13.1. KHÁI QUÁT VỀ KAINOZOI VÀ ĐỆ TAM Nguyên đại Kainozoi hay Tân sinh ngắn hơn nhiều so với các nguyên đại trước, tổng thời gian của Kainozoi chỉ hơn 65 triệu năm so với 185 triệu năm của Mesozoi và 290 tri ệu năm của Paleozoi. Tuy vậy, trong Kainozoi đã xẩy ra nhiều biến cố lớn trong cấu trúc vỏ Trái Đất và tiến hóa sinh giới. Trước đây Kainozoi gồm hai kỷ là Đệ Tam và Đệ Tứ, ngày nay kỷ Đệ Tam được phân thành hai kỷ Paleogen và Neogen, nhưng tên gọi Đệ Tam cũng được dùng để chỉ một giai đoạn lịch sử của hai kỷ Paleogen và Neogen. Trong địa tầng học thuật ngữ Đệ Tam thường được dùng để chỉ khối lượng địa tầng khó phân định ranh giới Paleogen và Neogen. Các tên gọi Đệ Tam và Đệ Tứ được dùng do ý nghĩa lịch sử, nguyên do là từ năm 1759 nhà nghiên cứu Arduno phân chia địa tầng vùng sông Po (Italia) làm 4 phức hệ là Đệ Nhất (Primaire), Đệ Nhị (Secondaire), Đệ Tam (Tertiaire) và Đệ Tứ (Quaternaire). Về sau, khi khoa học địa chất phát triển người ta thấy rõ 4 phức hệ này không cùng cấp, hai phức hệ đầu ứng với hai giới (nguyên đại) là Paleozoi và Mesozoi còn Đệ Tam và Đệ Tứ ứng với cấp hệ (kỷ). Do đó các tên gọi Đệ nhất, Đệ nhị không được dùng nữa nhưng tên gọi Đệ Tam và Đệ Tứ vẫn được giữ lại do có ý nghĩa lịch sử. Tên gọi kỷ Paleogen thể hiện tính chất cổ xưa của sinh giới so với các kỷ sau này (chữ H y Lạp Paleo là cổ xưa, genos là sinh vật). Hệ này phân thành ba thống là Paleocen, Eocen và Oligocen (Bảng 13.1), do phát triển phong phú Nummuliltes nên trước đây cũn g có người gọi Paleogen là hệ (kỷ) Nummuliltes. Hệ Neogen gồm hai thống là Miocen và Pliocen (Bảng 13.1), tên gọi Neogen phản ánh tính chất đổi mới của sinh giới so với Paleogen (gốc chữ Hy Lạp neo là mới). Sinh giới của Neogen đã có nhiều nét gần gũi với hiện nay, sự gần gũi này thể hiện cả trong thành phần giống loài và phân bố địa lý. Do các mặt cắt Paleogen và Neogen chứa ít hóa thạch động vật biển, mà chủ yếu là hóa thạch động vật lục địa và biển kín nên việc phân bậc của hai hệ này chưa có sự thống nhất trên thế giới. Trong Đệ Tam, các bồn đại dương tiếp tục mở do các lục địa tiếp tục di chuyển tới vị trí của chúng ngày nay. Ở phía tây Bắc Mỹ, các địa khu tiếp tục di chuyển về phía bắc tạo nên Alasca, và California tách khỏi Mexico do sự mở vịnh California. Bắc Đại Tây Dương hình thành nên cầu nối giữa Na Uy và Greenland hoàn toàn bị cắt đứt, cung Panama nhập vào Bắc Mỹ và Nam Mỹ ở Neogen. Tại bán cầu nam – Australia tách ra khỏi Châu Nam Cực, Biển Đỏ bắt đầu được mở và Arabia tách khỏi Bắc Phi. Sự kiệ n địa chất lớn nhất là hoạt động tạo núi Alpi thể hiện rõ nét nhất ở dãy núi Alpes và Himalaya. Trong phạm vi Thái Bình Dương “cung lửa” tiếp tục phát triển thành vòng lửa xung quanh bồn Thái Bình Dương. 263

Các đới khí hậu có xu hướng lạnh làm cho băng hà phá t triển rộng trong Đệ Tứ. Sự tách giãn các lục địa đã làm xuất hiện một số nhóm sinh vật đặc biệt như những động vật đặc hữu ở Australia, sự xô húc của các lục địa cũng gây nên sự tuyệt chủng quan trọng của một số nhóm động vật. Trong Kainozoi, bắt đầu từ Đệ Tam động vật có vú trở thành động vật thống trị mặt đất, thực vật hạt kín phát triển rộng khắp và đa dạng hơn. Bảng 13.1. Phân chia địa tầng và những nét lớn trong lịch sử Đệ Tam Thế (Thống)

Miocen

Oligocen

Eocen Paleocen

CRETA

Giao lưu động vật có vú bán cầu bắc Tiến hóa Linh trưởng Tiến hóa toả tia động vật có vú đợt mới Xuất hiện ngựa, lạc đà, nhóm gặm nhấm Tiến hóa toả tia động vật có vú dạng cổ Tuyệt chủng hàng loạt : động vật biển – 79%, động vật trên cạn – 15%

Tạo núi Alpi

Pliocen

Băng hà bán cầu bắc Cầu nối Panama

Tách Australia và Châu Nam Cực Xu thế lạnh dần

Mở biển Na Uy Điểm nóng Iceland Phun trào bậc thang ở Decan (Ấn Độ)

Mở Biển Đông Hình thành đứt gãy Sông Hồng Hình thành Alasca

PALEOGEN

NEOGEN

Xuất hiện người cổ Châu Phi Voi di cư từ Châu Phi Phát triển đồng cỏ. Ngựa thảo nguyên, tuần lộc phát triển

Tạo núi Laramid

ĐỆ TỨ

Sự k i ệ n l ớ n t r o n g l ị c h s ử vỏ T r á i Đấ t Phát triển lớp Chân rìu, Chân bụng. Ám tiêu san hô sáu tia.

Kỉ (Hệ)

13.2. THẾ GIỚI SINH VẬT TRONG ĐỆ TAM 13.2.1. Động vật không xương sống  Động vật không xương sống trong Paleogen (H.17.1) Động vật nguyên sinh. Lần thứ hai trong lịch sử địa chất kể từ Paleozoi, phụ lớp Trùng lỗ ạt sự phát triển cực thịnh. Lần thứ nhất trong s ự phát triển của Trùng lỗ như ta đã biết là vào đ hai kỷ Carbon và Permi với sự phong phú của bộ Fusulinida. Lần thứ hai của sự phát triển Trùng lỗ với sự phong phú các đại biểu của bộ Nummulitida (Trùng tiền) diễn ra trong kỷ Paleogen. Trong kỷ này Trùng tiền rất phong phú và đa dạng, tiến hóa nhanh và phân bố rất rộng rãi trong các biển nên chúng đã trở thành một trong những nhóm hóa thạch chỉ đạo địa tầng rất quan trọng cho trầm tích Paleogen. Nhiều nơi trên thế giới như ở Indonesia, Bắc Phi v.v... cùng vớ i các sinh vật tạo vôi khác Nummulitida đã đóng một vai trò lớn trong việc hình thành đá vôi sinh vật của Paleogen. Nummulitida phong phú trong miền khí hậu nóng ấm, còn ở phía bắc (miền ôn đới và lạnh hiện nay) đặc biệt phát triển khuê tảo (Diatomeae) là loại tảo vỏ silic. Khuê tảo đã xuất hiện từ Jura, nhưng từ Paleogen đến nay mới phát triển phong phú, đó là nguồn của sự thành tạo bùn diatome để hình thành loại đá diatomit. Ngành thân mềm rất phát triển với hai lớp chủ yếu là Chân rìu và Chân bụng. Từ Pa leogen các đại biểu của hai lớp này bắt đầu một giai đoạn phát triển cực thịnh. Trong lớp Chân rìu có thể kể ra vài giống như Pecten, Pectenculus, Ostrea và Spondylus của bộ Răng yếu (Dysodonta); Cypritna, Crassatella, Nemocardium của bộ Răng khác (Heterodonta); Cucullaea 264

và Arca của bộ Răng dẫy (Taxodonta) v.v... Lớp Chân bụng cũng có rất nhiều đại biểu với nhiều kiểu tô điểm vỏ khác nhau, người ta hay kể đến các giống Turitella, Cerithium và Helix. Ngành Da gai so với trước kia có nhiều đổi mới, chủ yếu là loại cầu gai đều đặn với nhiều giống loài. Các đại biểu của bông biển (Spongia), san hô, Da gai v.v... tuy cũng vẫn khá đông đảo nhưng ý nghĩa địa tầng không lớn so với Thân mềm.

Hình 13.1. Hoá thạch động vật không xương sống của Paleogen 1-2. Nummulites: Cấu trúc vỏ (1) và cắt ngang qua vỏ (2); 3. Orbitoides media; 4. Turitella sulcifera; 5. Hanslator carinifera; 6. Ostrea bellovacensis; 7. Sondilus rarispina; 8. Neocardium edwardsi.

 Động vật không xương sống trong Neogen Động vật không xương sống ở biển Neogen có nhiều nét gần gũi với động vật không xương sống ở Paleogen (H.17.2). Trong các biển bình thường phong phú nhất là các đại biểu của lớp Chân rìu, lớp Chân bụng và Cầu gai. Lớp Chân rìu phát triển rất phong phú với nhiều đại biểu gần gũi với hiện nay. Các đại biểu của Lucinidae, Cardiidae, Tridacnidae, Pectenidae v.v... đều phát triển. Lớp Chân bụng tiếp tục 265

phát triển với nhiều giống loài thuộc Calyptraeidae, như giống Calyptraea, Hipponycidae và Pleurotomidae như Rostellaria. Rất nhiều giống hiện đang sống đều đã xuất hiện từ Neogen như Murex, Turricula, Neptunea v.v... Nói chung sự khác nhau giữa động vật thân mềm Neogen và hiện nay thể hiện trong thành phần các loài chứ không phải trong thành phần giống . Nhiều dẫn liệu chứng tỏ rằng sự phân khu địa lý động vật trong Neogen cũng giống như hiện nay. Ở những miền phía bắc, động vật biển của Neogen cũng gồm những dạng thích ứng khí hậu lạnh, còn ở những khu vực phương nam người ta cũng phát hiện những dạng h óa thạch Neogen thích hợp với khí hậu nóng ấm.

Hình 13.2. Hoá thạch động vật không xương sống trong Neogen 1. Rostellaria diatula; 2. Viviparus sp.; 3. Scutella leognanensis; 4. Trachicardium fraternum; 5. Amphistegina lessoni

Nummulitida rất phong phú ở Paleogen nhưng sang Neogen đã trở nên rất nghèo nàn. Ta chỉ còn gặp một số các giống Operculina và Amphistegina. Một số Trùng lỗ khác cũng có mặt như các đại biểu của Lepidocycline và Miogypsina v.v... Ở nhiều nơi Cầu ga i cũng có vai trò đáng kể trong các trầm tích Neogen, các giống như Scutella và Clypeastas rất phong phú. Động vật không xương sống ở nước lợ có những tính chất đặc trưng riêng cho từng khu vực. Chính điều này c ùng với sự phổ biến của tướng biển kín trong trầm tích Neogen làm cho công việc liên hệ đối chiếu địa tầng rất khó khăn, vì thế các phân vị địa tầng đã được phân chia của Neogen thường chỉ mang tính chất khu vực. 266

13.2.2. Động vật có xương sống  Vai trò các cầu nối lục địa đối với sự phát triển động vậ t Khác với các kỷ trước, trong Đệ Tam xuất hiện nhiều cầu nối các lục địa và chúng có vai trò rất quan trọng trong sự tiến hóa động vật có vú Kainozoi. Ở bán cầu bắc có cầu nối Siberi với Canada, cầu nối Greenland với Scandinavia (đến Eocen sớm hai lục đị a này mới bắt đầu tách nhau). Cho đến cuối Eocen Nam Cực, Australia và Nam Mỹ vẫn nối liền nhau; còn Châu Phi và Ấn Độ vẫn biệt lập cho đến khi chúng nối liền với Âu - Á vào cuối Đệ Tam. Sự nối liền Nam Mỹ và Bắc Mỹ qua Caribe nhờ sự tiến hóa của cung đảo Antille không có vai trò lớn đối với sự tiến hóa động vật có vú trên lục địa. Một cầu nối chính thức giữa Bắc Mỹ và Nam Mỹ được xác lập vào cuối Đệ Tam do sự xô húc giữa Châu Phi và Châu Âu vào giữa Đệ Tam và sự hoàn thành cung Panama vào cuối Pliocen. Sự xuất hiện cầu nối này đã tạo nên sự di cư và sự tuyệt chủng một số lượng lớn động vật có vú, nhất là sự tuyệt chủng của nhiều dạng địa phương trong động vật lục địa Nam Mỹ.  Động vật có vú trong Paleogen (H.13.3; H.13.4) Trong kỷ Paleogen vai trò của động v ật có vú có ý nghĩa lớn, do sự phát triển và tiến hóa mà chúng đóng vai trò chủ yếu trong động vật có xương sống trên cạn. Các đại biểu của lớp có vú đã phát triển và tiến hóa theo nhiều hướng thích ứng với nhiều hoàn cảnh sinh thái khác nhau. Bên cạnh sự phong phú và đa dạng của động vật có vú đặc trưng cho đời sống trên cạn, xuất hiện những dạng sống ở d ưới nước (cá voi, cá lợn) và cả những loại có thể bay lượn trên không như dơi.

Hình 13.3. Một số động vật có vú trong Paleogen 1. Paleotherium magnum; 2. Ngựa cổ Eohipus; 3. Brototherium platiceras

267

Hình 13.4. Sinh cảnh một vài dạng động vật có vú cổ trong Paleogen sớm: Loài ăn thịt Protictis (hình trên bên trái); Dạng ăn sâu bọ (hình hai con vật nhỏ gần dưới gốc cây); Dạng răng nhiều mấu. Ptilodus (hình dưới, bên phải, con vật đang trèo cây); Pantolambda, dạng ăn cỏ, cao 1 m (hình giữa, dưới).

Dù đã có mặt những dạng cơ bản sống ở ba môi trường trên cạn, trên không và dưới nước nhưng động vật có vú ở Paleogen vẫn còn mang tính chất rất nguyên thuỷ so với hiện đ ại. Trong sự phát triển và tiến hóa của lớp Có vú, cấu tạo sọ và nhất là răng có ý nghĩa rất lớn, vì răng liên hệ chặt chẽ với chế độ sinh hoạt của con vật, hơn nữa răng lại là yếu tố được bảo tồn tốt nhất trong trạng thái hóa thạch nên được nghiên cứu nhi ều. Khoa học giải phẫu so sánh do Cuvier sáng lập đã cống hiến rất to lớn đối với việc nghiên cứu chúng, vì từ cấu tạo răng nhà nghiên cứu có thể biết được hình thù con vật và cách thức sinh sống của chúng. Trong Paleogen đã diễn ra những quá trình phát tr iển toả tia rất rõ nét. Quá trình toả tia đầu tiên diễn ra trong Paleocen, khi đó chưa có một họ nào của động vật hiện đại mà tất cả động vật đều mang tính chất cổ xưa và còn cả những dạng đã có mặt từ Creta. Lần phát triển toả tia thứ hai diễn ra vào Eoce n, những dạng cổ xưa lần lượt bị tuyệt chủng, từ giữa Eocen các bộ hàm của động vật có vú bắt đầu tiến hóa theo nhiều hướng khác nhau. Trong Paleocen tất cả các dạng còn nguyên thuỷ, thí dụ trong số thú dữ chỉ có nhóm Răng mào (Creodonta), nhưng đến cuối Eocen đã xuất hiện những thú dữ ăn thịt chính thức với bộ răng ăn thịt. Trong nhánh có móng guốc vào Paleocen chỉ có động vật 5 ngón, mang tính chất trung gian của nhóm ngón chẵn và nhóm ngón lẻ, đến Eocen chúng tách thành từng nhóm riêng biệt là bộ ngón ch ẵn và bộ ngón lẻ. Từ bộ ngón lẻ xuất hiện những dạng tổ tiên của nhánh tiến hóa thành ngựa. Quá trình tiến hóa của họ ngựa từ Hyracotherium tuổi Eocen đến ngựa hiện đại đã được nghiên cứu khá chi tiết và sẽ được đề cập kỹ hơn ở những trang tiếp sau. Họ Tê giác vào đầu Oligocen cũng chỉ mới có Aceratherium chưa có sừng và dạng chuyên hóa như Indricotherium. Cũng vào giữa kỷ Paleogen (Eocen - Oligocen) xuất hiện những dạng đầu tiên của bộ Có vòi, như Moerithium có kích thước nhỏ, sau đó là Palaeomastodon với răng 268

hàm có mấu lồi nhưng tất cả các răng hàm đều làm nhiệm vụ như nhau. Cũng vào thời kỳ này xuất hiện những đại biểu đầu tiên của bộ Gậm nhấm, bộ Ăn sâu bọ và bộ Cá voi, bộ Linh trưởng. Nhìn chung, động vật có vú trong kỷ Paleogen đã khá phong phú và sự biến đổi, tiến hóa của chúng cũng đã thể hiện khá rõ. Qua cấu tạo răng và chi ta có thể thấy rõ phần lớn chúng thích ứng với đời sống trong rừng rậm, leo trèo. Hóa thạch xương động vật có xương sống của Paleogen được phát hiện khá nhiều, nhờ đó ta có thể theo dõi được cả sự phân bố địa lý và quá trình di cư của chúng. Động vật có vú của Australia ngay từ đầu Paleogen đã khác biệt hẳn các lục địa khác, trong khi động vật của các lục địa khác gần như đồng nhất thì ở Australia không có nhóm có nhau (Placentaria) cao cấp mà chỉ có nhóm đơn huyệt và chuột túi. Sự khác biệt này còn tiếp diễn trong các thời gian sau này nữa. Động vật của Nam Mỹ từ đầu Eocen cũng đã khác biệt rõ nét, ở đó cũng chỉ có nhóm chuột túi, nhóm thiếu răng và hồ hầu cấp thấp (Lemure), các nhóm động vật có nhau cao cấp rất ít phát triển. Bắc Mỹ trước kia nối liền với đại lục Âu - Á qua vùng eo biển Bering hiện nay, đến giữa Eocen cũng bị tách rời ra, từ đó sự phát triển của động vật có vú ở mỗi khu vực có sắc thái riêng. Đồng thời với sự phát triển phong phú của động vật có vú là sự phát triển nhiều đại biểu lớp chim, phần lớn là chim kiểu mới không răng nhưng cấu tạo đầu sọ còn nặng nề, thí dụ của giống Diatryma ở Eocen Bắc Mỹ. Trong động vật có xương sống ở biển vai trò của cá voi đã nổi b ật lên, vì các loại bò sát khổng lồ ở dưới biển đã không còn nữa. Trong số cá thì cá xương đóng vai trò chủ yếu.  Động vật có vú trong Neogen Động vật có xương sống trên cạn ngay từ đầu kỷ Neogen đã thay đổi khác hẳn so với Paleogen. Hàng loạt các nhóm phổ biến ở Paleogen đã bị tuyệt chủng như nhóm thú dữ Răng mào (Creodontia) và Amblypoda thuộc bộ có guốc, một số thú khổng lồ và nhiều đại biểu của bộ ngón chẵn. Thay thế cho chúng là những đại biểu của các họ và các giống thú dữ, móng guốc, có vòi gần gũi v ới hiện nay. Từ Miocen đã xuất hiện gấu, chó sói, tê giác, lợn, bò, cừu, hươu cao cổ và khỉ v.v... Sang đến Pliocen xuất hiện thêm voi, hà mã, Hyparion và ngựa thực thụ v.v... Cho đến giữa Miocen động vật có vú của Bắc Mỹ và Âu - Á vẫn khác biệt nhau. Ở lục địa Âu - Á lúc này thú dữ phát triển rất phong phú và gồm chó, mèo, chó rừng, hổ răng kiếm v.v... Đồng thời, nhiều dạng của bộ Có vòi cũng phát triển như Mastodon và Dinotherium có ngà ngược hẳn lại so với voi hiện nay, ngà không cong lên như voi mà lại mọc từ hàm dưới và cong xuống (H.13.5). Lần đầu tiên xuất hiện hươu sừng và tê giác một sừng, khỉ tiếp tục phát triển. Hoàn toàn không có mặt lạc đà, còn động vật một móng như ngựa phát triển rất yếu ớt. Nghiên cứu so sánh các hóa thạch phát hiện được ở Ph i và Á - Âu cho phép rút ra kết luận rằng tê giác, gấu, khỉ và nhiều dạng khác nữa đã xuất hiện đầu tiên ở Nam Á hoặc Phi, rồi sau đó mới di cư đến lục địa Châu Âu vào giữa Miocen. Động vật ở Bắc Mỹ vào Miocen sớm - Miocen trung không đa dạng như ở lục địa Âu Á. Lúc này ở B ắc Mỹ không có bộ Có vòi (Mastodon), khỉ, hươu sừng, còn thú dữ cũng rất ít phát triển mà chỉ có chó, hổ răng kiếm. Đáng chú ý là sự phát triển phong phú những nhóm cổ 269

xưa của họ ngựa. Nói chung các dạng động vật của Bắc Mỹ mang tính ch ất của động vật đồng cỏ, khác với động vật Âu - Á thuộc sinh cảnh rừng rậm. Từ Miocen muộn hai khu vực cổ địa lý động vật vừa kể trên được nối liền và đã xẩy ra cuộc di cư trao đổi ồ ạt giữa động vật hai khu vực. Nhóm Có vòi và thú dữ, tê giác v.v... tràn sang Bắc Mỹ, còn họ ngựa lại từ Bắc Mỹ phát triển phong phú sang lục địa Á - Âu. Cuối Miocen và đầu Pliocen là thời gian phát triển rất đặc biệt của động vật Âu - Á. Lúc đó trên diện tích rộng lớn ở Nam Âu, Bắc Phi, Tiểu Á, Nam Á, Tây Tạng, Trung Quốc phát triển rất phong phú động vật có vú. Tổ hợp động vật này đã được gọi tên là động vật Pikecmi (lấy tên địa phương Pikecmi ở gần Athen, Hy Lạp). Trong thành phần của tổ hợp động vật Pikecmi có tê giác không sừng ( Aceratherium), nhóm Có vòi (Mastodon, Dinotherium v.v...), phát triển phong phú và đa dạng các nhóm tuần lộc, hươu cao cổ, lợn, ngựa ba ngón (Hypparion), hổ răng kiếm, chó sói, nhiều loại của nhóm gấu, khỉ dạng người và một dạng đặc biệt của nhóm khuyết răng. Đến nửa cuối Pliocen trên lục địa Âu - Á không còn các dạng voi cổ Mastodon, ngựa ba ngón (Hypparion) v.v..., chúng đã di chuyển xuống các vùng khí hậu nhiệt đới của Nam Á và Châu Phi. Thay vào đó, từ Ấn Độ đi lên phía bắc có voi Elephas meridionalis, bò rừng, hươu, và gấu chính thức (Ursus) v.v... Trong Pliocen động vật có vú ở Châu Mỹ có những nét riêng biệt, ở Bắc Mỹ khá phong phú tê giác và voi Mastodon dạng chuyên hóa. Nếu ngay từ Miocen động vật Âu - Á - Phi và phần nào Bắc Mỹ có những nét chung thì động vật Nam Mỹ lại hoàn toàn khác hẳn. Nh óm Khuyết răng thảng hoặc mới gặp ở các lục địa phía bắc và Châu Phi thì ở Nam Mỹ lại rất phong phú. Nhóm Có móng guốc cũng phát triển thành nhiều nhánh, trong đó có những nhánh mang tính chất pha trộn với Bắc Mỹ. Các loại gặm nhấm ở đây cũng hình thành mộ t nhóm riêng biệt mà mãi về sau mới di tản sang Bắc Mỹ. Sự khác nhau này do hiện tượng tách biệt nhau của hai khu vực địa lý của Châu Mỹ trong Miocen gây nên. Đến giữa Pliocen, Nam Mỹ và Bắc Mỹ nối liền nhau qua cầu nối Panama tạo ra một cơ hội di cư pha t rộn ào ạt giữa động vật hai khu vực. Mèo (nghĩa rộng), hổ răng kiếm, gấu, chó, lạc đà, ngựa, hươu, lợn tràn xuống Nam Mỹ. Do xuất hiện ào ạt đối thủ cạnh tranh mới này, nhất là những thú dữ ăn thịt từ phương bắc tới, nên động vật cũ của Nam Mỹ nhanh chóng trở thành nghèo nàn, thậm chí một số lớn bị tuyệt chủng và chỉ còn tồn tại một số ít như các loại động vật ăn kiến, hồ hầu v.v... Một trung tâm nữa của sự phát triển động vật có vú trong Neogen là lục địa Australia. Tuy đến nay các tài liệu về khu vực địa lý động vật này còn quá ít nhưng rõ ràng là trong Neogen đây vẫn là một khu vực bị tách biệt và chỉ gồm những động vật có vú lạc hậu như chuột túi và nhóm Đơn huyệt (Monotrema). Trong số các động vật có xương sống trong Neogen ta còn gặp các loại rắn mới ; chim đã rất gần gũi với chim hiện đại. Trong môi trường nước của Neogen cũng có các đại biểu của lớp Có vú và nhiều động vật có xương sống khác. Trong số động vật có xương sống dưới biển có nhiều dạng cá voi và nhóm Ăn thịt có nguồn gốc từ nhóm Ăn thịt ở trên cạn. 270

Hình 13.5. Một số động vật có vú trong Neogen 1. Indricotherium; 2. Uintatherium (nhóm Amplipoda); 3. Halitherium (nhóm Sirenia); 4. Mastodon; Dinotherium

 Sự tiến hóa của ngựa (H.13.6) Tiến hóa của ngựa là một v í dụ điển hình cho quá trình tiến hóa động vật có xương sống ủa Đệ Tam . Dãy hóa thạch liên tục đã được phát hiện, do đó có thể thấy rõ quá trình tiến hóa c họ ngựa ở Bắc Mỹ. Hoá thạch của g iống ngựa đầu tiên là Hyracotherium (= Eohippus), tuổi Paleocen muộn được phát hiện ở Nam Trung Quốc, loại ngựa này tiến hóa từ một loài động vật 271

tựa heo vòi. Trong quá trình tiến hóa của ngựa, răng trước hàm vốn dùng để cắt dần dần biến thành răng hàm để nghiền thức ăn. Trong điều kiện khí hậu ấm, nóng từ đầu Eocen Hyracotherium di cư từ Châu Á sang Bắc Mỹ, Châu Âu và từ đó đến Oligocen sớm chúng trở nên rất phong phú, đa dạng. Loại ngựa sớm nhất có kích thước nhỏ và có 4 ngón, có đệm ở sau ngón và những chiếc răng ngắn thích hợp với thức ăn thực vật mềm tại những rừng cây mọng nước. Ở Bắc Mỹ, dạng Hyracotherium vẫn giữ nguyên kích thước nhỏ trong Eocen và không một loài nào tồn tại lâu hơn 3 - 4 triệu năm. Còn ở Châu Âu, tuy chân vẫn có 4 ngón và thích ứng với chế độ ăn chồi cây nhưng kích thước của Hyracotherium tăng lên và chúng phát triển cho tới khi tuyệt chủng nhóm Paleotherium.

A Hình 13.6. Tiến hóa họ ngựa trong Đệ Tam (Wicander & Monroe 1993). A. Sơ đồ quan hệ huyết thống của ngựa Đệ Tam. Trong Oligocen có hai nhánh nổi bật, một nhánh tiến tới ngựa ba ngón, ăn đọt cây; nhánh khác trở thành ngựa một ngón, ăn cỏ. B. Hình ảnh đơn giản một số dạng ngựa trong quá trình tiến hóa từ Hyracotherium đến ngựa hiện nay – Equus, theo xu hướng tăng kích thước và giảm số ngón chân , phát triển các mấu răng với các bề mặt nghiền th ức ăn.

Ở Bắc Mỹ, vào thời kỳ đầu Oligocen, giống Epihippus tiến hóa để cho ra đời một phụ họ tiến bộ hơn của ngựa, điển hình là giống Mesohippus (H.13.6). Mặc dù Mesohippus bị tuyệt chủng vào Miocen muộn nhưng một thành viên của phụ họ này đã di cư tới Châu Á và Châu Âu. Chúng có chân 3 ngón, bàn chân có đệm, ăn đọt cây rừng, kích thước cỡ con chó tới con nai. Trong Miocen sớm, do ảnh hưởng của điều kiện mưa ẩm ở phía đông của Bắc Mỹ, đồng cỏ gianh phát triển và trên đồng cỏ này đã xuất hiện giống Parahippus. Cỏ gianh dễ thích nghi với khí hậu khô cằn nên rất phát triển. Trong tế bào, nhất là những tế bào già của cỏ gianh có rất nhiều tinh thể opal nhỏ cũng cứng như thạch anh. Do thích nghi với chế độ ăn cỏ gianh nên Parahippus bị mòn răng nhanh và chún g đã thích nghi bằng cách tăng chiều dài của răng. 272

Giống ngựa cổ nhất trong các loài ngựa hiện đại là Merychippus, tiến hóa từ Parahippus vào 18 triệu năm trước đây, có kích cỡ bằng con hươu. Giống ngựa đồng bằng này đa dạng hóa nhanh chóng về kích thước và phát triển một dây chằng đàn hồi giữa cổ chân và mắt cá chân, có tác dụng như một lò xo chống xóc. Mặc dù bộ phận này có thể không cho Merychippus chạy nhanh hơn nhưng đã làm tăng khả năng dẻo dai so với các loài ngựa trước đó. Kích thước của chúng từ nhỏ xíu tới cỡ của ngựa con và tiến hóa thành hai nhóm là: 1) nhóm Hipparions có ba móng dài, khoẻ bằng nhau và 2) nhóm Equines – nhóm ngựa có ngón giữa chịu hầu hết trọng lượng con vật còn hai ngón bên ngắn hơn hoặc hoàn toàn biến mất. Hipparions trở thành ngựa savan sống trong điều kiện rừng và đồng cỏ hỗn hợp, chúng sử dụng hai ngón bên để di chuyển rất nhanh nhẹn. Giống Equus lại sống trong điều kiện đồng bằng thoáng đãng, nhờ sức dẻo dai mà có thể chạy thoát các động vật ăn thịt. Hipparions di cư tới Châu Á, Châu Âu và Châu Phi hai lần trong Miocen muộn. Cuối Miocen xẩy ra đợt tuyệt chủng lớn của ngựa, hầu hết Hipparions và Equines bị tiêu diệt ở Bắc Mỹ. Hai giống của nhóm Hipparions sống sót tới kỷ Đệ Tứ ở Châu Âu , Châu Á và Châu Phi, chỉ một giống ngựa thấp, chân cà kheo còn sống sót ở Bắc Mỹ. Ngựa một móng Dinohippus phát triển tỏa tia thành các giống Hippidions và Equus, một giống di cư sang Nam Mỹ (khi cầu lục địa Panama hoàn thành trong Pliocen muộn). Loài cổ nhất của Equus là một dạng tương tự như ngựa vằn ở Ethiopi hiện nay. Trong Pleistocen một loạt phụ giống của Equus hiện đại đã di cư tự do giữa Châu Á và Bắc Mỹ , một số chúng trở thành khởi đầu của quá trình tiến hóa ở mỗi lục địa. Các nhóm này gồm lừa, nửa lừa (trung gian giữa lừa và ngựa vằn) và tổ tiên của ngựa nuôi. Trong đợt tuyệt chủng hàng loạt cuối Pleistocen tất cả các loài ngựa ở Bắc Mỹ đều biến mất. Tổ tiên của các loại lừa, ngựa hiện nay ở Bắc Mỹ lại do những ngưòi Tây Ban Nha mang đến trong các đợt di cư thực dân chiếm đất Châu Mỹ.

13.2.3. Thực vật Thực vật Paleogen đã có nhiều dạng gần như hiện đại, số lượng giống loài so với Creta đã phong phú hơn rất nhiều. Trong kỷ này có hai khu vực cổ địa lý thực vật phân biệt nhau khá rõ nét. Khu vực thực vật thứ nhất bao gồm Tây Âu, Nam Nga và Nam Á, thuộc vùng nhiệt đới và á nhiệt đới hiện nay, kéo sang Trung Mỹ và bắc của Nam Mỹ. Đây là khu vực thực vật cận nhiệt đới, cây xanh quanh năm như lan, long não, dương xỉ và cả tre nữa. Đến Eocen có lẽ thực vật càng mang tính chất ưa nóng ấm hơn, thành phần của chúng gần giống như thực vật vùng nhiệt đới Nam Á (Ấn Độ - Mã Lai). Từ Oligocen thực vật nhiệt đới vẫn không thay đổi thành phần và tính chất, nhưng ở phía bắc đã thấy xuất hiện các yếu tố thích hợp với khí hậu ôn hoà hơn như cây sồi v.v... Vậy là tuy vẫn giữ tính chất thực vật nhiệt đới, nhưng đến cuối Paleogen thực vật của khu vực này đã phản ánh sự thay đổi khí hậu theo hướng lạnh hơn. Khu vực thứ hai bao trùm Trung Á, Bắc Á, Bắc Mỹ và cả khu cận cực bắc hiện nay (Spitsberg, Greenland). Thực vật của khu vực này mang tính chất ưa lạnh hơn, cây rụng lá hàng năm như sồi, bạch dương, ngoài ra còn có các loại thông, tùng v.v... Tuy thỉnh thoảng trong 273

thành phần thực vật cũng có thể gặp các loại ưa nóng như cọ, nhưng thực vật ôn đới chiếm ưu thế trong khu vực thứ hai này. Thực vật Neogen rất gần gũi với thực vật hiện nay và ở Miocen cũng có hai khu vực địa lý thực vật rõ rệt. Khu vực thực vật nhiệt đới gồm những lãnh thổ như ở Paleogen nhưng hình như có thu hẹp hơn ở phía nam. Các nhóm thuộc ki ểu lá cọ, long não, sim v.v... chỉ gặp ở phía nam, vùng ven Địa Trung Hải mà không gặp ở phương bắc như ở Paleogen. Khu vực thực vật phía bắc bao gồm Siberi, Altai, Nhật Bản có các loại cây thông, tùng bách, bạch dương, sồi v.v... tức là những dạng hiện vẫ n đang còn sống. Nói chung thực vật ở cả hai khu vực đều có nét chung là thành phần ưa nóng giảm bớt và di chuyển về phía nam. Quá trình này còn tiếp diễn ở Pliocen. Ở những rìa phía bắc của khu vực thực vật ưa nóng trong Miocen như Tây Âu và Đông Âu, Nhật v.v... không còn thấy những dạng như cọ, long não, sim v.v... nữa mà thay thế bằng thực vật ưa lạnh như bạch dương, thông, tùng bách v.v... Đến cuối Neogen trên lãnh thổ rộng lớn của các khu vực Đại Tây Dương và Thái Bình Dương đã hình thành các đai thực vật giống như hiện nay. Những khu vực đồng cỏ như ở Mông Cổ, Bắc Trung Quốc, Tây Nam Siberi có lẽ cũng đã hình thành từ Miocen. Sự thay đổi của thực vật ở Bắc Mỹ cũng đã diễn ra tương tự như trên, trong Neogen những thực vật ưa nóng đã bị tiêu giảm và đến cuối Pliocen sinh cảnh của thực vật đã giống như hiện nay. Vậy là trong Neogen sự thay đổi khí hậu lạnh ở nửa phía bắc Trái Đất diễn ra một cách rõ ràng. Nửa phía nam của Trái Đất có lẽ cũng diễn ra một quá trình tương tự, nhưng tài liệu thực vật ở khu vực này rất hiếm, không giúp ta có thể dẫn chứng về quá trình đã diễn ra.

13.2.4. Hiện tượng tuyệt chủng trong Đệ Tam Hiện tượng tuyệt chủng của nhiều loài sinh vật đã diễn ra ở vùng Caribe và Tây Đại Tây Dương vào khoảng 2,5 triệu năm sau Pliocen. Có lẽ ngu yên nhân của sự tuyệt chủng này là do nước lạnh do tan băng Pleistocen sớm tràn vào vùng nước nông và ấm của Tây Đại Tây Dương. Tỷ lệ của động vật Thân mềm Pliocen sớm ở vùng này còn sống sót đến ngày nay chỉ là 20%, trong khi đó tỷ lệ này ở Nhật Bản và Ca lifornia có đến 63%. Toàn bộ sự tuyệt chủng trong giai đoạn này ở vùng Caribe và bờ Tây Đại Tây Dương đạt tới 66% và đó là một trong những sự tuyệt chủng lớn bậc nhất. Một loạt thời kỳ tuyệt chủng cũng diễn ra ở khoảng ranh giới Eocen – Oligocen, một trong số đó trùng khớp với thời gian lao đập của một thiên thạch lớn đã để lại miệng phễu với đường kính 40 km ở Newfoundland.

13.3. BỘ MẶT THẾ GIỚI TRONG ĐỆ TAM 13.3.1. Những nét lớn về hoạt động địa chất trong Paleogen Trong kỷ Đệ Tam siêu lục địa Pangea vẫn tiếp tục bị phá vỡ, đồng thời sự xô húc lớn của các mảng lục địa bắt đầu diễn ra ở Nam Âu và Nam Á tạo nên vành đai núi Alpes - Himalaya. Vùng biển Labrador1 tiếp tục mở ra do mảng Canada và Greenland 2 được tách ra, đồng thời bắc Greenland và Scandinavia tiếp tục bị tách giãn và hoàn thiện sự tách rời Châu Âu và Bắc Mỹ. Đảo 1 2

Labrador: Vùng đất ở đông bắc Canada, cùng với Newfoundland hợp thành tỉnh Newfoundland -Labrador. Đảo Greenland, bắc giáp Bắc Băng Dương, nam giáp Đại Tây Dương.

274

Iceland được hình thành, có thể nằm trên chùm manti ở dãy núi ngầm giữa Đại Tây Dương và sự tách giãn tiếp tục ở bồn Bắc Cực. Trong Đệ Tam sự chuyển động ngang theo các đứt gãy chuyển dạng tiếp tục di chuyển các phần của địa khu Wrangellia 1 và một số địa khu khác về phía bắc. Một trong các địa khu này có thể đã di chuyển tới 2000km về phía bắc. Rất nhiều địa khu trong số này đã gắn kết lại tạo thành Alasca ngày nay, nơi được coi như là b ến đỗ rộng lớn của rất nhiều địa khu. Một vài địa khu khác cũng bồi kết vào phần rìa phía đông nam của Siberi trong Đệ Tam sớm. Phần rìa tây nam của Châu Âu, Iberia tiếp tục xoay theo chiều kim đồng hồ và xô húc vào phía nam của Pháp tạo nên dãy núi Pyrene. Cũng trong thời gian này một số các mảng nhỏ từng được tách từ phía nam Châu Âu đã quay trở lại và xô húc vào mảng Châu Âu, bắt đầu cho các pha tạo núi Alpi. Các hệ thống hút chìm chính cũng hoạt động dọc theo rìa phía nam của Châu Á mặc dù chúng đã bị c hặn lại bởi sự xô húc của những mảnh nhỏ từ lục địa . Hoạt động hút chìm và tạo núi tiếp tục diễn ra ở bờ biển tây của Bắc Mỹ và Nam Mỹ. Một số đới hút chìm mới cũng bắt đầu xuất hiện ở Đông Nam Á, Đông Nhật Bản, Nam Đại Tây Dương và Nam Thái Bình Dương ( H.13.7).

Hình 13.7. Sơ đồ cổ địa lý thế giới ở Eocen muộn (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998)

Mảng Ấn Độ đã tiến tới Tây Tạng và một dãy núi ngầm do đứt gãy chuyển dạng xuất hiện ở vùng giữa mảng Ấn Độ và mảng Australia. Cách đây 50 triệu năm, đứt gãy chuy ển dạng này đã không hoạt động nữa do mảng Ấn Độ xô húc vào mảng Tây Tạng và dãy Himalaya bắt đầu được hình thành. Khoảng 70 triệu năm trước đây, chuỗi núi ngầm dưói đại dương ở HawaiEmperor bắt đầu hình thành từ trên chùm manti . Tiếp đó, cách đây 43 triệu năm một sự thay đổi lớn trong hướng tách giãn xảy ra ở mảng Thái Bình Dương làm hình thành vùng nâng tây Thái Bình Dương như hiện nay. Sự thay đổi này được phản ánh qua khúc cong của chuỗi núi ngầm Emperor-Hawai. Hướng tách giãn trước kia là hướng bắc hơ i chếch sang tây bắc, nhưng từ Đệ Tam giữa hướng tách giãn lệch về phía tây nhiều hơn. Cùng với sự thay đổi của hướng 1

Địa khu Wrangellia bao trùm các đảo Vancover, Queen Charlotte của Canada và một phần của Alasca của Mỹ.

275

tách giãn này, một đứt gãy chuyển dạng ở phía nam Nhật Bản cũng đã chuyển thành một đới hút chìm và hệ thống dãy núi ngầm ở rìa nam của mả ng Thái Bình Dương cũng bị hút chìm dọc theo rìa bắc của mảng Australia. Cùng khoảng thời gian này hình thành đới hút chìm Tonga-Kermedec ở nam Thái Bình Dương, có thể dọc theo đứt gãy chuyển dạng trước đây. Các hệ thống cung bắt đầu phía trên những đới hú t chìm này và bắt đầu tách giãn giữa Philipin và cung Marian, tạo nên biển Philipin. Cũng trong Đệ Tam sớm, Biển Đông bắt đầu được mở do cung Philipin được tách khỏi đại lục Trung Quốc. Cần chú ý rằng mặc dù sự phá vỡ Pangea vẫn tiếp diễn trong Đệ Tam, nhưng sự xô húc của các mảng lục địa vẫn diễn ra giữa Châu Phi và Châu Á tạo nên vành đai tạo núi Alpes -Himalaya.

13.3.2. Những nét lớn về hoạt động địa chất trong Neogen Cách đây khoảng 25 triệu năm, cùng với sự tăng tốc độ của các đới hút chìm là sự tách giãn sau cung cũng xuất hiện ở biển Philipin; phần sót lại của hệ thống cung cũng bị cô lập do sự lớn lên của mảng Philipin. Vào khoảng giữa Đệ Tam, Australia tách khỏi Châu Nam Cực do hệ thống gờ núi Ấn Độ bành trướng về phía đông. Nhật Bản cũng được tách ra khỏi lục địa Trung Quốc và mở ra biển Nhật Bản. Tại khu vực Indonesia thì Celebes tách khỏi Borneo và biển Banda bắt đầu được hình thành. Hệ thống hút chìm Sunda dọc theo rìa phía nam Sumatra và Java phát triển về phía đông, đới hút chìm ở phía nam Phi lipin cũng phát triển về phía bắc và nối vào đới hút chìm Ryukyu ở phía nam Nhật Bản. Trong Miocen muộn bắt đầu xuất hiện đới hút chìm ở phía tây Luzon (Philipin) và cách đây 5 triệu năm, một đứt gãy chuyển dạng trái lớn đã phát triển giữa Đài Loan và Luzo n do cung Philipin xô húc vào cung Ryukyu - Đài Loan; dấu vết này ngày nay đã được tìm thấy ở trung tâm Đài Loan. Sự thay đổi hướng tách giãn khoảng 10 triệu năm trước đây ở đông Thái Bình Dương làm định vị lại vùng nâng đông Thái Bình Dương, những đứt gãy chuyển dạng lớn bị mất, ngày nay còn di tích như những đới đứt gãy lớn ở đáy đông Thái Bình Dương. Hoạt động uốn nếp và chờm nghịch mạnh mẽ xảy ra ở phía nam Châu Âu do các mảng nhỏ tiếp tục hội tụ dọc bờ biển ở đây, tạo nên giai đoạn tạo núi chính của tạo núi Alpi và đã hình thành nên dãy Alpes hùng vĩ; Thổ Nhĩ Kỳ cũng bị đẩy về phía tây, dọc theo một đứt gãy chuyển dạng chính. Đại dương Tethys bị đóng lại, di thừa của đại dương này chỉ còn lại những phần bị cô lập, tạo nên các biển biệt lập như Biển Đen , Địa Trung Hải và Caspi. Italia được tách khỏi Tây Ban Nha vào khoảng thời gian từ nứâu Paleogen đến Neogen và phần đầu nhọn phía nam của Italia xô húc vào tây bắc Châu Phi tạo nên dãy núi Atlas. Khoảng 5 đến 2 triệu năm trước đây hệ thống rift Đông Phi b ắt đầu xuất hiện và cùng với nó là Biển Đỏ và vịnh Aden cũng xuất hiện.

13.4. LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN KIẾN TẠO 13.4.1. Khái quát về hoạt động kiến tạo trong Đệ Tam Hoạt động tạo núi Kainozoi tập trung chủ yếu trong hai đai kiến tạo là đai Alpi -Hymalaya và đai Thái Bình Dương (H.13.8). Mỗi đai tạo núi này bao gồm những khu vực hoặc vùng tạo núi trong đó diễn ra các quá trình biến dạng, biến chất và hoạt động magma. Một số vùng tuy đã 276

chịu tác động tạo núi trong Mesozoi nhưng lại tiếp tục hoạt động trong K ainozoi, một số vùng khác như Hymalaya quá trình tạo núi hiện nay vẫn đang tiếp diễn . Bên cạnh những hoạt động tạo núi nổi bật vừa nêu, trong Đệ Tam hoạt động tách giãn các mảng cũng diễn ra khá rõ nét .

Hình 13.8. Phân bố hai đai tạo núi trên thế giới trong Kainozoi. Trên hình thể hiện đai tạo núi (màu xám đen). Đai tạo núi Alpi -Hymalaya (1) và Đai tạo núi Thái Bình Dương (2). Bên cạnh hai đai tạo núi, trên hình cũng thể hiện các yếu tố kiến tạo chủ yếu khác như các mảng, các sống núi đại dương (ranh giới phân kỳ, dọc theo đó các mảng đang tách giãn).

13.4.2. Hoạt động tạo núi Alpi Một trong những dãy núi hùng vĩ nhất thế giới là dãy Alpes ở Nam Âu. Mặc dù địa hình ngày nay của dãy núi này chủ yếu là kết quả của sự nâng lên và hoạt động băng hà Pleistocen, nhưng các hoạt động biến dạng đã bắt đầu xảy ra ở khu vực này từ Creta sớm và tiếp tục đến tận giữa Đệ Tam. Trong dãy Alpes có rất nhiều lớp bị uốn nếp đảo hay các lớp phủ địa di, chuyển dịch theo hướng bắc, liên quan tới sự xô húc của các mảng nhỏ đến từ phía nam. Những hoạt động nâng trồi và bào mòn về sau đã chia cắt những lớp p hủ địa di này, vì thế mà một lớp phủ có thể được lộ ra ở một vài ngọn núi khác nhau (H. 13.9). Alpes là một phần của một đai tạo núi lớn trải rộng từ miền tây Tây Ban Nha đến tận Hy Lạp và Thổ Nhĩ Kỳ. Sau đó, đai này tiếp tục phát triển về phía đông, qua I ran và nối vào đai Hymalaya ở phía bắc Ấn Độ. Một phần Châu Âu thuộc hệ thống Alpes đã trải qua một lịch sử địa chất phức tạp bao gồm một số lượng lớn những vụ xô húc của các mảng nhỏ xảy ra cách đây khoảng 200 triệu năm. Trong lịch sử kiến tạo của khu vực Địa Trung Hải đã diễn ra sự phá vỡ của những mảng phụ ra khỏi phần phía bắc của mảng Hình 13.9. Một lớp phủ địa di (nếp uốn nằm ngang) Châu Phi và miền nam Châu Âu, tiếp theo ở Alpes lộ trong 3 hòn núi, sự bào mòn đã tạo nên là hàng loạt vụ xô húc của chính những các thung lũng (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998) 277

mảng này vào phía nam Châu Âu. Những vụ xô húc này có liên quan tới sự mở rộng của các biến dạng nén ép và đã đóng vai trò rất quan trọng trong việc hình thành nên các đai tạo núi Alpes-Hymalaya. Cũng trong thời gian này, mảng Châu Á xoay ngược chiều kim đồng hồ và đại dương Tethys giữa mảng Âu -Á và Châu Phi bị khép lại. Để thấy được sự phức tạp của lịch sử kiến tạo khu vực Địa Trung Hải, cần nhớ lại lịch sử Jura sớm. Bắt đầu cách đây khoảng 180 triệu năm, phần phía bắc Đại Tây Dương bắt đầu được mở do sự tách giãn phức tạp của Nam Âu và Bắc Phi. Trong thời gian này, một số mảng đã được tách rời ra khỏi Bắc Phi và mảng Carnic 1 tách khỏi Nam Âu. Mảng Iran-Afganistan (đã bắt đầu tách ra khỏi Bắc Phi - Ai Cập từ Trias muộn) tiếp tục di chuyển theo hướng đông bắc làm mở ra một bồn đại dương giữa Arabia và Iran. Đến Jura giữa, rìa mảng bồi kết dọc theo ranh giới tây nam của mảng Oran (ở tây bắc Châu Phi) tiến triển thành một hệ thống đứt gãy chuyển dạng và cả mảng Oran lẫn mảng Ma roc đều đã gắn vào Bắc Phi. Trong Creta sớm, Pelagonia (đã được tách ra khỏi Bắc Phi trong Jura) xô húc vào mảng Âu -Á, và sự tách giãn nhanh chóng đáy Bắc Đại Tây Dương đã dẫn đến phát triển một đứt gãy chuyển dạng ở nam Thổ Nhĩ Kỳ. Sự hội tụ của mảng Carnic ở bờ phía bắc và đông của nó đã làm cho các biến dạng nén ép xảy ra một cách mạnh mẽ, tạo nên các dãy Alpes và Carpat. Do có mối liên quan tới chuyển động xoay ngược chiều kim đồng hồ của Châu Phi trong Paleogen nên Iberia bị dồn về phía Pháp, đóng lại eo biển vốn đã hẹp giữa hai vùng này, và sự xô húc cuối cùng đã tạo nên dãy núi Pyrene mà ngày nay là đường biên gới giữa Pháp và Tây Ban Nha. Tóm lại, trong lịch sử kiến tạo của khu vực Địa Trung Hải đã diễn ra sự phá vỡ của những ảng nhỏ từ Bắc Phi và Nam Âu, tiếp theo là sự xô húc của chính những mảng này vào phía m Nam Âu tạo nên dãy Alpes và các núi liên đới.

13.4.3. Hoạt động tạo núi Himalaya Himalaya là dãy núi trẻ nhất và cao nhất trên thế giới, kéo dài từ Afganistan tới Mianmar và phía sau chúng là cao nguyên cao nhất thế giới – cao nguyên Tây Tạng. Himalaya cho ta một mặt cắt điển hình của một dãy núi được tạo nên d o hoạt động xô húc (H.13.10). Dọc theo chiều dài 3.000 km của dãy núi này có sự thay đổi đáng chú ý của các khu vực kiến tạo. Các bằng chứng của cả địa chất lẫn địa vật lí như sự nâng lên của vỏ thạch quyển đều cho thấy chắc chắn sự nén ép của vỏ lục địa xảy ra trong sự xô húc giữa mảng Ấn Độ và mảng Tây Tạng đã tạo nên dãy Himalaya. Hầu hết các mô hình của sự xô húc này đều cho thấy sự xô húc nổi của vỏ lục địa. Số liệu đo được từ các trận động đất đã chứng tỏ có một đới tách nghiêng thoải cắm hướng bắc (khoảng 3 o) nằm dưới dãy Himalaya; đó có thể là phần trên của mảng Ấn Độ đã bị chui chúc xuống. Đới khâu Indus rộng tới 3 km là biên giới giữa mảng Ấn Độ và mảng Tây Tạng, có thành phần pha trộn với sự ưu trội của ophiolit, là các mảnh vỡ của đáy biển Tethys cũ.

Mảng Carnic ứng với khu vực Nam Âu, gọi tên theo vùng núi Carnic của dãy Alpes ở bắc Italia, giáp nước Áo

278

Hình 13.10. Mặt cắt địa chất giản lược vùng trung tâm Hymalaya. Rìa trước của mảng Ấn Độ bị hút chìm xuống dưới mảng Âu - Á gây nên sự nâng cao của cao nguyên Tây Tạng. (Condie K.C. & Sloan R.E. 1998)

Sự di chuyển nhanh chóng của mảng Ấn Độ bắt đầ u diễn ra từ đầu Đệ Tam đã dẫn đến sự xô húc của nó vào Châu Á cách đây 60 triệu năm (H. 13.11). Đến Eocen sớm, đường khâu giữa hai lục địa này đã hoàn thành, và vỏ lục địa bắt đầu chui xuống mảng Tây Tạng do chuyển động hội tụ tiếp tục diễn ra giữa mảng Ấn Độ và mảng Âu - Á.

Hình 13.11. Năm giai đoạn của sự xô húc Ấn Độ - Tây Tạng: A) Khởi đầu xô húc ở Paleocen muộn; B) Hoàn thành khâu nối ở Eocen sớm; C) Bắt đầu chúc chìm lục địa ở Mioc en sớm; D) Trong Miocen muộn sự chúc chìm tiếp tục và Ấn Độ quay ngược chiều kim đồng hồ; E) Trong 10 triệu năm gần đây Hymalaya bị uốn cong do tiếp tục chuyển đông hội tụ (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998).

Trước khi xô húc xảy ra, Tây Tạng là một hệ thống cung rìa lục địa với một lượng khổng lồ đá andesit, dung nham và tro tuf núi lửa, còn bắc Ấn Độ là rìa lục địa thụ động tướng thềm lục địa, chuyển tiếp sang tướng biển sâu của Tethys ở phía bắc. Khi sự xô húc bắt đầu xảy ra, sự uốn nếp đã lan tới phía nam trên mảng Ấn Độ. Kết quả là vỏ thạch quyển đã trở nên dày hơn, các đá biến chất áp suất cao được hình thành và khu vực đá dưới sâu bị nóng chảy tạo ra đá granit. Sự nén ép tiếp tục xảy ra ở cả hai bên sườn của đường khâu này do mảng Ấn Độ tiếp tục chuyển động về phía mảng Tây Tạng. Nó đã làm cho đường khâu Indus có cấu tạo rất dốc và cuối cùng mảng Tây Tạng bị đẩy lùi và lại cũng bị xô húc về phía nam. Bồn trước mũi mà ngày 279

nay nằm ở miền nam Ấn Độ cũng tiếp tục di chuyển về phía nam do lực xô húc tác dụng từ phía bắc. Căn cứ vào mặt cắt ngang qua pha tạo núi Himalaya ta thấy vỏ Trái Đất đã bị dồn ép và ngắn lại khoảng 2.500 km với tốc độ nén ép trung bình khoảng 5cm/năm; nhưng phần vỏ của mảng Tây Tạng dày 70 km thì chỉ ngắn lại khoảng 1000 km. Theo các dấu vết để lại thì rất có thể có một đứt gãy chuyển dạng ở khu vực phía bắc của đới xô húc này. Tài liệu địa chất Đệ Tam của vùng Đông Nam Á cũng chứng minh cho sự xô húc này và khẳng đị nh thêm rằng khoảng cách ngắn lại của vỏ là từ 1.000 đến 1.500 km.

13.4.4. Đai tạo núi Thái Bình Dương Mảng Thái Bình Dương đang bị thu hẹp bớt tại các đới hút chìm dọc theo rìa tây và rìa bắc của Thái Bình Dương. Quá trình đã diễn ra suốt Kainozoi , gây hoạt động tạo núi ở Aleutin, Philippin, Nhật Bản và một số khu vực khác ở tây nam Thái Bình Dương ( H.13.8). Hoạt động hút chìm của vỏ đại dương, hoạt động biến dạng và hoạt động magma là những nét đặc trưng của các vùng tạo núi ở phía bắc và tây của đai tạo núi Thái Bình Dương. Một ví dụ, máng biển Nhật Bản ở rìa đông của Nhật Bản là nơi mảng Thái Bình Dương bị hút chìm, còn biển Nhật Bản là bồn rìa sau cung nằm giữa lãnh thổ Nhật và đại lục Châu Á (H. 13.12).

Hình 13.12. Mô hình về sự tách Nhật Bản khỏi l ục địa Châu Á. (a). Khi mảng Thái Bình Dương bị hút chìm xuống dưới thạch quyển ở phía đông Nhật Bản, magma xuyên lên dẫn đến sự hình thành bồn sau cung (biển Nh ật Bản) . (b). Magma xuyên lên làm tách lãnh thổ Nhật Bản khỏi lục địa Châu Á và hình thành biển Nhật Bản (bồn sau cung) và hiện nay quá trình đang tiếp diễn.

Các nhà địa chất cho rằng lãnh thổ Nhật Bản trước đây vốn là phần rìa đông của lục địa Châu Á, sau đó bị tách do sự tách giãn của bồn rìa sau cung (biển Nhật Bản). Sự tách Nhật Bản khỏi lục địa Châu Á bắt đầu từ Creta, khi xuất hiện bồn sau cung (biển Nhật Bản) thì thạch quyển của Nhật Bản bị đẩy lùi về phía đông, trườn lên mảng Thái Bình Dương. Các quá trình biến dạng, biến chất và hoạt động núi lửa diễn ra trong suốt Kainozoi và hiện nay vẫn đ ang tiếp tục. Mô hình tách lãnh 280

thổ Nhật Bản khỏi lục địa Châu Á như vừa nêu cũng trùng khớp với sự phân bố ngư hệ của Nhật và lục địa Đông Bắc Á. Có nhiều loài cá nước ngọt đặc hữu của Đông Bắc Á cũng phân bố ở Nhật Bản. Dĩ nhiên là những loại cá nước ngọ t này không thể giao lưu và di cư qua biển nước mặn Nhật Bản. Chúng đều là những loài cá bản địa của cả Nhật Bản và lục địa Đông Bắc Á từ trước khi lãnh thổ Nhật Bản bị cách biệt lục địa Châu Á bằng biển Nhật Bản.

13.4.5. Hệ thống rift Đông Phi Hệ thống ri ft lục địa Đông Phi được coi là một hệ thống rift lục địa dài nhất thế giới hiện nay. Chúng kéo dài từ phía nam của Biển Đỏ đến tận miền đông và nam Châu Phi ( H.13.13). Một trong những biểu hiện sớm của hệ thống rift này là sự sụt võng dạng tuyến giữa Arab ia và miền đông Châu Phi, xảy ra từ đầu Paleogen. Khi những bồn đại dương này bắt đầu hình thành, một lượng nhỏ nước biển chảy vào từ đại dương Tethys đã bị chặn lại ở phía bắc.

B Hình 13.13. Hệ thống rift Đông Phi (Wicander & Monroe 1993) chĩa A. Mối nối ba trong hệ rift Đông Phi gồm các rift Đông Phi, Hồng Hải và vịnh Aden. Vỏ đại dương được hình thành ở vịnh Aden cách nay 10 tr. năm. Sau đó sự tách giãn xẩy ra ở Hồng Hải và nay vỏ đại dương đang hình thành. Trong khi đó ở Đông Phi vỏ lục địa c hưa bị mỏng đi và chưa đủ căng để vỏ đại dương ở bên dưới trồi lên. Mũi tên chỉ hướng di chuyển của các mảng.

B. Mặt cắt giản lược qua Hồng Hải. Biển hẹp này được hình thành do sự tách giãn bắt đầu từ Miocen. Phần lớn hoạt động kiến tạo ở Trung Đông do mản g Arabia đang di chuyển lên phía bắc

Do chỉ có một lượng nước nhỏ mà lại trong điều kiện tốc độ bay hơi cao, những trầm tích muối evaporit đã được lắng đọng trong những bồn này. Cuối cùng, cách đây khoảng 4 triệu năm, Arabia đã tách khỏi Châu Phi, Biển Đỏ và vịnh Aden bắt đầu được mở ra. Ngày nay những trầm tích tích muối đó vẫn còn được bảo tồn ở cả hai bên bờ của Biển Đỏ. Sự có mặt ở cả hai bờ của trầm tích tích muối này là do khi Biển Đỏ mở ra, nó đã chia cắt bồn trũng chứa trầm tích muối này. Rift và núi lửa hai thành phần cũng bắt đầu hoạt động ở hệ thống rift Đông Phi và tiếp tục cho đến tận ngày nay. Ba rift lớn - Biển Đỏ, vịnh Aden và Đông Phi đã giao nhau tại một điểm tạo nên mối nối chĩa ba. Trong đó tốc độ tách giãn của rift Đông Phi chậm hơn rif t Biển Đỏ và Aden. 281

Trong tương lai, tốc độ tách giãn sẽ tăng lên và Đông Phi có thể sẽ bị tách ra khỏi Tây Phi giống như Arabia đã tách ra khỏi Châu Phi trước đó.

13.4.6. Đệ Tam ở Việt Nam, Biển Đông và đứt gãy Sông Hồng Biển Đông là một bồn biển rìa l ớn trên thế giới, những cấu trúc mở của nó hiện nay còn được bảo tồn tốt, trừ ranh giới phía đông là nơi Biển Đông bị hút chìm xuống dưới vùng đảo Luzon cách đây khoảng 20 triệu năm. Đại dương phân cách với vùng lục địa Trung Quốc bằng một rìa lục địa rộng và mỏng. Khu vực này bị khống chế bằng các địa hào song song với bờ biển Trung Quốc, thót nhỏ và đứt đoạn đột ngột ở dọc biển rìa theo hướng đông bắc của bán đảo Đông Dương trong một bồn kéo dài theo hướng tây bắc - đông nam giữa Hải Nam và bờ biển Việt Nam, Trung Quốc. Lịch sử mở của Biển Đông có thể tóm tắt trong các giai đoạn sau: 1) Cách nay 32 triệu năm bắt đầu hình thành dạng đại dương đầu tiên ở phía bắc. 2) 26 triệu năm trước đây trung tâm bồi kết đầu tiên này bị tiêu biến và hình thành một dạng mới ở phía nam. 3) Cách nay 24 triệu năm biển mở rộng theo hướng tây nam về phía rìa lục địa Trung Quốc. Sau đó biển bị cấu trúc lại (20 triệu năm trước đây) và sự tách giãn bị ngừng. Cơ chế chuyển động này kéo theo sự dịch chuyển rìa nam của Biển Đông về phía nam khoảng 600 km. Có hai cách lí giải theo hai hướng khác nhau: Cách lí giải thứ nhất, sự dịch chuyển về phía nam diễn ra theo dịch trượt phải, dọc bờ biển phía đông Việt Nam (H.13.14. A). Cách lí giải này chú ý đến bờ dốc rất lớn mà phần lớn các nh à địa chất coi là đứt gãy dịch trượt ở rìa biển phía đông của Nam Trung Bộ. Những tư liệu nghiên cứu gần đây về Biển Đông cũng phù hợp với cách lý giải này.

Hình 13.14. Hai mô hình mở Biển Đông. A: Mô hình mở độc lập với đứt gãy Sông Hồng; B: Mô hình trượt tách dọc theo đứt gãy Sông Hồng (L. Jolivet 1995)

Cách lí giải thứ hai đánh giá cao vai trò của đứt gãy Sông Hồng (H.13.14.B) và sự kéo dài của nó ra biển. Đứt gãy Sông Hồng kéo dài tới 1200 km, từ Myanmar và Vân Nam (Trung Quốc), theo hướng tây bắc - đông nam qua địa phận Bắc Bộ và suy biến ở rìa tây Biển Đông. 282

Đứt gãy Sông Hồng gây biến dạng dẻo theo một hành lang rộng 10 - 15km, những tài liệu phân tích tuổi đồng vị đều cho kết quả tuổi của biến dạng vào khoảng trên dưới 20 triệu năm. Điều có thể khẳng định là đứt gãy Sông Hồng là một đứt gãy dịch trượt của vỏ Trái Đất từ Miocen, nhưng hoạt động đứt gãy này bắt đầu từ bao giờ vẫn còn là vấn đề chưa rõ. Cũng có thể khẳng định rằng từ Miocen muộn - Pliocen (10 - 5 triệu năm trước đây) đứt gãy Sông Hồng đã chuyển từ trượt bằng phải sang trượt bằng trái. Các nhà địa chất có ý kiến đánh giá khác nhau về biên độ dịch chuyển của đứt gãy theo hướng tây bắc - đông nam, từ 150 đến 700 km, cũng có ý kiến cho r ằng biên độ này đạt tới 1000 km. Chắc chắn có mối liên hệ giữa sự trượt bằng của đứt gãy Sông Hồng với quá trình mở Biển Đông dưới dạng một bồn theo dạng trượt tách (pull -apart), kéo theo một khoảng trượt trái đến 700 km dọc đứt gãy Biển Đông ở Nam Việt Nam. Các bồn trầm tích Đệ Tam ở phần đất liền Việt Nam, chủ yếu có tướng sông, đầm hồ, châu thổ chứa than, thường phân bố trong các trũng giữa núi, địa hào trượt tách (pull -apart), theo các hệ đứt gãy lớn có hướng tây bắc - đông nam như Cao Bằng - Lạng Sơn, Sông Lô, Vĩnh Ninh, Sông Chảy, Sông Hồng, Sông Mã, Sô ng Cả, Sông Ba, Sông Hậu v.v..., hoặc trầm tích chứa đá dầu như ở Hoành Bồ (Quảng Ninh), Sài Lương (Sơn La) v.v... ( H.13.15). Đặc biệt, các bồn Đệ Tam lớn có tướng châu thổ và ven bờ biển nông kéo dài từ đất liền ra biển tạo thành các bồn Cửu Long, Sông Hồng chứa dầu khí quan trọng, trong số đó nhiều nơi đang được thăm dò khai thác. Ở phía bắc, bồn Bắc Vịnh Bắc Bộ có dạng bán địa hào kéo dài từ vùng đảo Bạch Long Vĩ lên bán đảo Lôi Châu. Trầm tích Đệ Tam ở võng rift Hà Nội phần đất liền là phụ bồn Sông Hồn g có bề dày > 6km, trong đó phần thấp là trầm tích tướng sườn tích, sông hồ thuộc hệ tầng Phù Tiên có tuổi Eocen và có thể cả Creta Paleogen. Phần giữa có đến 115 vỉa than lignit, á bitum, có vỉa dày tới 21m như ở Khoái Châu, có tổng trữ lượng đến 252 tỷ t ấn. Sau chuyển động tạo núi vào cuối Miocen muộn, cách nay khoảng 5, 5 tr. n. trầm tích Pliocen phủ không chỉnh hợp và lan rộng nối liền các bồn Đệ Tam ngoài biển vào sâu cả trên các đồng bằng Bắc Bộ. Về phía nam bồn rift Sông Hồng kéo dài từ võng Hà Nội r a vịnh Bắc Bộ qua biển Quảng Ngãi hình thành theo cơ chế trượt tách dọc hệ đứt gãy Sông Hồng, trầm tích ở vùng trung tâm dày đến 17 km. Tiếp xuống là bồn Phú Khánh có dạng địa hào không đối xứng. Vùng châu thổ sông Mê Kông kéo dài ra biển có bồn Cửu Long, bồn Nam Côn Sơn cũng đ ược hình thành trong bối cảnh rift và tiếp giáp với các nhóm bồn Tư Chính - Vũng Mây, Hoàng Sa, Trường Sa trên vỏ thoái hóa chuyển tiếp với rìa thụ động giáp với vỏ đại dương Biển Đông. Vùng vịnh Thái Lan có bồn Mã Lai - Thổ Chu dạng rift không đối xứng chịu ảnh hưởng của cơ chế trượt tách. Các chuỗi lớn của trầm tích Đệ Tam ở Biển Đông Việt Nam hình thành theo các thời kỳ tiền rift (cuối Creta - Paleocen), đồng rift (Eocen - Oligocen, đôi nơi đến Miocen sớm); nghịch đảo sau rift (Miocen sớm - giữa) mở rộng các bồn với nhiều đá vôi nền 1 đến Miocen muộn các bồn thu hẹp dần, có tướng đầm hồ châu thổ thuộc hệ trầm tích lấn biển.

platform carbonate – đá vôi được thành tạo trong môi tr ường biển nông, chủ yếu là vùng thềm lục địa.

283

Hình 13.15. Diện lộ đá trầm tích -núi lửa Đệ Tam trên đất liền và các bồn trầm tích ở thềm lục địa Biển Đông (Trần Văn Trị và nnk.trong Tống Duy Thanh &Vũ Khúc và nnk. 2005)

284

13.4.7. Cầu nối Trung Mỹ và vùng Caribe Sự hình thành eo đất Trung Mỹ nối liền hai lục địa Bắc Mỹ và Nam Mỹ là một trong những sự kiện lý thú của hoạt động địa chất trong Kainozoi. Sau khi tá ch khỏi lục địa Châu Phi, từ cuối Mesozoi Nam Mỹ trở thành một đảo lục địa riêng rẽ cho đến tận cuối Đệ Tam. Sự hình thành eo đất Trung Mỹ như hiện nay là kết quả hoạt động xô húc của mảng Thái Bình Dương và mảng Caribe đã diễn ra trong Đệ Tam. Bắt đầu từ Paleocen mảng Thái Bình Dương bị hút chìm tại các máng biển Cuba và Puerto Rico, tiếp đến Oligocen mảng Thái Bình Dương tiếp tục bị hút chìm tại máng biển Trung Mỹ. Song song với quá trình bị hút chìm của mảng Thái Bình Dương là sự hình thành cung magma và chính cung đảo núi lửa dọc ranh giới hút chìm này đã dần dần tạo thành một cầu nối giữa Bắc Mỹ và Nam Mỹ. Từ Miocen cầu nối này đã hiện lên khá rõ nét (H.13.16) và đến nay thì eo đất Trung Mỹ đã là một cầu nối hoàn chỉnh, nối liền Bắc Mỹ và Nam Mỹ.

(a). Paleocen

(b). Miocen trung

Hình 13.16. Sự hình thành cầu nối Trung Mỹ Trong Paleocen mảng Thái Bình Dương bị hút chìm tại máng biển Cuba và Puerto Rico (a). Từ Oligocen đến nay mảng Thái Bình Dương bị hút chìm tại máng biển Trung Mỹ (b). Hoạt động hút chìm này tạo nên cung magma, do đó từ Miocen eo đất giữa Bắc Mỹ và Nam Mỹ bắt đầu hình thành để hiện nay (c) Trung Mỹ trở thành cầu nối liền giữa hai lục địa Nam và Bắc Mỹ. (c). Hiện nay

Sự hình thành cầu nối Trung Mỹ ảnh hưởng rất lớn đến hoàn cảnh cổ địa lý của khu vực, một mặt nó nối liền Bắc Mỹ và Nam Mỹ, nhưng mặt khác nó lại là một con đê ngăn cách Thái Bình Dương và Đại Tây Dương. Điều này gây nên sự biến đổi lớn của sinh giới trong Kain ozoi. Sau khi cầu nối Trung Mỹ hình thành, sự di cư ồ ạt đã diễn ra giữa động vật trên cạn của Bắc Mỹ và Nam Mỹ. Trong quá trình di cư này, hàng loạt động vật có vú của Bắc Mỹ và bán cầu bắc nói chung đã lũ lượt kéo vào phía nam qua cầu nối, tính đặc hũu c ủa động vật Nam Mỹ bị 285

mờ dần. Trong khi đó sự di cư của động vật Nam Mỹ ra phía bắc lại không diễn ra mạnh mẽ như hướng di cư từ bắc vào nam. Do đó, sau hiện tượng di cư này trong động vật Bắc Mỹ không gặp nhiều những dạng có nguồn gốc Nam Mỹ, nhưng ngược lại thành phần động vật Nam Mỹ lại hiện diện nhiều đại biểu của các lục địa phía bắc. Có lẽ do động vật gốc Bắc Mỹ tiến hóa hơn nên khi di cư đến Nam Mỹ đã nhanh chóng chiếm lĩnh những vùng đất sống thuận lợi, đồng thời lại cạnh tranh thành công với các đố i thủ bản địa. Trong động vật biển của khu vực lại diễn ra hiện tượng khác hẳn. Sự hình thành cầu nối Trung Mỹ ngăn cản sự giao lưu của động vật Thái Bình Dương và Đại Tây Dương ở khu vực này. Hệ động vật thuộc thời kỳ đầu và giữa Đệ Tam của phía tây và p hía đông Trung Mỹ không có gì khác nhau. Từ khi cầu nối được hình thành, sự giao lưu của động vật tây và đông Trung Mỹ, cũng là của động vật Thái Bình Dương và Đại Tây Dương bị cắt đứt. Từ đó xuất hiện sự khác biệt của thành phần động vật hai miền, tính đị a phương của mỗi miền ngày càng nhiều . Trong Paleogen sự xô húc cung Antilles vào khối Cuba dẫn đến việc hình thành đới hút chìm mới của mảng Farallon1. Trên đới hút chìm này, một cung núi lửa mà về sau trở thành một phần của Trung Mỹ đã bắt đầu được hình thành. Một mảnh vỡ của mảng Farallon đã bị cung này cô lập sang phần phía đông và từ đó trở đi được gọi là mảng Caribe. Cũng trong Paleogen, một tập hợp các đứt gãy chuyển dạng mới theo hướng tây - đông cũng được hình thành dọc theo rìa bắc và nam của mảng Caribe. Trong quá trình đứt gãy, địa phận Cuba chuyển từ mảng Caribe sang mảng Bắc Mỹ. Trong Neogen, mảng Trung Mỹ di chuyển về phía nam, cung Antilles tiếp tục di chuyển về phía đông do mảng Đại Tây Dương bên dưới bị tiêu biến. Đến Pliocen, hệ thống hút chìm Trung Mỹ nhập vào đới hút chìm Peru và cung Panama được hình thành. Cách đây 3,6 triệu năm cung Panama đã gắn Bắc Mỹ với Nam Mỹ và tách mảng Caribe ra khỏi mảng Cocos. Cách đây khoảng 30 triệu năm sống núi đại dương Carnegie 2 đã xô húc vào bờ tây củ a Nam Mỹ, dẫn đến sự tách giãn dọc theo sống núi và các khối của vỏ đại dương đã bị đẩy theo hướng bắc, về phía Panama. Khi những khối này di chuyển tới máng biển Trung Mỹ, chúng kháng lại sự hút chìm và có nơi đã bịt kín đới hút chìm này. Sống núi Cocos n gày nay (giáp kề Costa Rica) được tạo nên từ những mảng còn sót lại của sống núi Carnegie; những đoạn phía đông sống núi Carnegie hiện nay đang bắt đầu bịt kín đới hút chìm Trung Mỹ.

13.4.8. Đứt gãy San Andreas Đứt gãy San Andreas (xem Chương 4, H4.15) ở California (Bắc Mỹ) là một đứt gãy chuyển dạng lớn và điển hình hiện đang hoạt động trên Trái Đất, sự dịch chuyển ngang giữa các mảng trong vòng 30 triệu năm trở lại đây đạt tới 300 km. Đó là ranh giới giữa mảng Bắc Mỹ và mảng Thái Bình Dương, được hình th ành vào giữa Đệ Tam và là kết quả của sự xô húc của hai mảng này. Sự xô húc lúc đó được coi là sự kiện quan trọng nhất trong lịch sử kiến tạo Kainozoi của miền tây Bắc Mỹ. Một sự thay đổi chính về chế độ biến dạng và magma đã bắt đầu xảy ra cách đây 30 triệu năm khi vùng nâng phía đông Thái Bình Dương trôi dạt đến đới hút chìm Cordillera 1

Mảng Farallon là mảng đại dương ở Thái Bình Dương sát bờ tây Bắc Mỹ đã bị hút chìm và bị tiêu biến dưới các mảng Bắc Mỹ và Caribe; hiện chỉ còn tàn dư là các mảng nhỏ Juan de Fuca, Rivera, và Cocos (xem chương 4).

Sống núi đại dương Carnegie nằm ở ranh gi ới phía bắc của mảng Nazca (phía tây Nam Mỹ), dài 1350 km, rộng 300 km, bao gồm cả quần đảo Galapagos.

286

(rìa tây Châu Mỹ). Trong khoảng thời gian cách đây 4 - 3 triệu năm, đứt gãy này đã ăn sâu vào đất liền và một mảnh của Mexico đã bị vỡ ra khỏi mảng Bắc Mỹ rồi gắn vào mảng Thái Bình Dương. Nếu như sự di chuyển của San Andreas không bị gián đoạn trong vòng vài triệu năm tới thì miền tây California sẽ di chuyển dọc theo bờ Thái Bình Dương rồi dần dần xô húc vào phía nam Alasca giống như đã xảy ra với rất nhiều các địa khu khác trong quá khứ. 13.5. ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU TRONG ĐỆ TAM

13.5.1. Bối cảnh chung Mặc dù xu hướng chung của khí hậu trong Kainozoi là lạnh đi trên toàn cầu nhưng nhiều bất thường đã được phát hiện nhờ nghiên cứu đồng vị oxy của các vi sinh vật biển. Sự giảm nhiệt độ của đại dương từ Creta muộn vẫn tiếp diễn cho tới Paleocen và các chỉ số của cổ khí hậu cho thấy độ ẩm chung đã tăng lên tương ứng với sự lạnh dần. Kết quả nghiên cứu đồng vị oxy cũng cho thấy nước biển đã ấm lên sau đó lạnh đi một cách đáng kể tron g Eocen. Kết quả nghiên cứu lá cây hạt kín đã cung cấp những dữ liệu quan trọng về khí hậu trong Paleogen. Lá cây hạt kín với đường diềm nhẵn (lá mép nguyên) thích hợp với khí hậu ấm hơn là lá cây có đường diềm răng cưa. Có một mối quan hệ tuyến tính giữa phần trăm các lá mép nguyên và nhiệt độ trung bình đã được chứng minh bằng thực vật hi ện đại. Lá cây hạt kín đã phản ánh nhiệt độ ở vùng vĩ độ 50 o có nhiệt độ nhiệt đới (nóng) trong Creta muộn và nhiệt độ này giảm 10o trong Paleocen rồi sau đó lại nóng lên trong Eocen, rồi một lần nữa lại giảm 15 o vào cuối Eocen. Những vùng khí hậu chính trong Eocen muộn được thể hiện trên hình 13.17. Mặc dù những hóa thạch thực vật cận nhiệt đới rất phổ biến ở vĩ độ cổ 75 o nhưng rất có thể băng hà đã bắt đầu được hình thà nh. Điều này đã được phản ánh qua dữ liệu về đồng vị oxy của Trùng lỗ (Foraminifera). Sự giảm xuống đột ngột của nhiệt độ nước biển vào cuối Eocen phản ánh sự bắt đầu phân tầng nước biển với đáy nước lạnh. Khí hậu lạnh của Oligocen là tiếp tục của khí hậu lạnh từ Eocen và sau đó lại nóng lên trong Oligocen muộn. Sự nóng lên này tiếp diễn đến Miocen, sau đó lại lạnh đi từ Miocen giữa. Đi kèm với sự lạnh đi của khí hậu là sự giảm mực nước biển, sự phát triển của băng hà Nam Cực trên vỏ lục địa, và sự tăng thể tích của tầng nước lạnh xung quanh nó. Đến cuối Miocen mực nước biển đã giảm xuống một cách nhanh chóng và khí hậu lạnh đi, điều đó có thể liên quan với sự lớn lên một cách đáng kể của khối băng Nam Cực. Trong Pliocen và Pleistocen mực nước biển tiếp tục dâng lên, khí hậu thay đổi bất thường từ nóng sang lạnh và ngược lại. Băng hà bắt đầu phát triển ở bán cầu bắc khoảng 2,5 tr. n. trước đây, sau đó cách nay 700 nghìn năm các kỳ băng hà và kỳ ấm luân phiên nhau với chu kỳ khoảng 100 nghìn năm. Dấu vết hóa t hạch cho thấy về đại thể khí hậu Pliocen ấm hơn ngày nay, điều này đã được kiểm chứng ở vùng xung quanh Bắc Đại Tây Dương, nơi ngày nay có khí hậu cận nhiệt đới. Việc các khối băng hà ở Bắc Cực bắt đầu tăng trưởng vào Pliocen muộn có thể liên quan với sự h ình thành cầu nối Panama ngăn các dòng hải lưu ấm di chuyển về phía tây và từ biển phía tây Caribe sang Thái Bình Dương (H.13.17). Do đó những hải lưu này bị đẩy lại về phía bắc dọc theo bờ Đại Tây Dương rìa Bắc Mỹ, tạo nên dòng Gulf Stream. Dòng hải lưu n ày vận chuyển nước nóng đến khu vực Bắc Cực làm cho quá trình bốc hơi tăng lên và tạo kết tủa, cản trở sự lớn lên của băng hà.

287

Hình 13.17. Các đai khí hậu và dòng biển trong Đệ Tam giữa (Condie K.C. & Sloan R. E. 1998)

Vào thời gian đầu của Đệ Tam, hàm lượng oxy trong khí quyển khoảng 30%, nhưng trong Miocen và Pliocen chúng giảm xuống 21% như hiện nay. Có thể, đó là kết quả của việc mất đi các khu vực rừng do băng hà bao phủ.

13.5.2. Sự phân tầng của nước biển Nước biển phân tầng rõ rệt với tầng nước lạnh (3 -5oC) ở độ sâu 500m, có lẽ sự phân tầng này đã bắt đầu từ Eocen và liên quan với hoạt động kiến tạo mảng cùng với băng hà Nam Cực đã hình thành trong Oligocen sớm. Khí hậu lạnh trong thời gian giữa của Đệ Tam ở Bán cầu nam được minh chứng bằng sự thay đổi nhiệt độ tầng đáy với sự thay đổi thành phần các họ sinh vật và sự thay đổi tỉ lệ đồng vị oxy. Đá giọt băng hà 1 cũng được tìm thấy trong đá trầm tích Oligocen ở xung quanh Châu Nam Cực. Kết quả nghiên cứu cho thấy sự thay đổi của nước biển đã xảy r a cách đây chưa đến 100 nghìn năm. Australia tách vỡ khỏi Châu Nam cực trong Đệ Tam sớm và bắt đầu chuyển động về phía bắc ẫn đã d đến sự thay đổi đáng kể của gió và các dòng hải lưu ở Bán cầu nam. Trước sự tách ra của Australia, dòng hải lưu nóng xích đạ o từ cả ba đại dương đều cong uốn về phía nam để tới Châu Nam cực, nhưng sau khi sự tách giãn xảy ra, dòng hải lưu lạnh kín đã bắt đầu bao quanh Châu Nam cực (H. 13.18). Kết quả là Châu Nam cực đã bị lạnh và có lẽ bắt đầu thời kỳ băng hà Oligocen. Có thể nước lạnh xung quanh Châu Nam cực do tỷ trọng lớn hơn nên chìm x uố ng đáy và chảy về phía bắc, tạo nên sự phân tầng nhiệt độ ở đại dương. Điều tương tự cũng xảy ra ở bồn Bắc cực, những tầng nước lạnh ở dưới sâu cũng được hình thành và chuyển động về phía na m dọc theo đáy đại dương. Cho đến tận đầu Paleogen Bắc Mỹ, 1

Đá giọt băng hà là những mảnh đá do băng cuốn theo và trôi theo băng ra biển khơi, sau đó băng tan, những mảnh đá rơi xuống và nằm lẫn trong đá trầm t ích hạt mịn phân lớp mỏng của đáy đại dương .

288

Greenland và Âu - Á vẫn là một phần của đại lục duy nhất bao quan h Bắc Băng Dương đang được mở và hoàn toàn biệt lập với các đại dương khác. Đến giữa Đệ Tam khi sống núi gữa Đại Tây Dương bành trướ ng về phía bắc, Greenland và Na Uy tách rời nhau, bồn Bắc cực được thông thương, nước lạnh tràn vào phía bắc Đại Tây Dương, chìm xuống đáy và chảy về nam. Sự xâm nhập của nước lạnh ở dưới đáy Đại Tây Dương vào cuối Eocen có thể là nguyên nhân của sự tuyệt chủng trên phạm vi rộng lớn của hàng loạt sinh vật đáy.

L¹nh L¹nh

L¹nh

Êm L¹nh

(a)

(b)

Hình 13.18. Sự phân tầng của nước biển. a. Australia tách khỏi Châu Nam cực trong Eocen muộn. b. Sự phát triển của dòng lạnh quanh Nam cực và mũi băng Nam cực. (Condie & Sloan 1998)

13.5.3.Khủng hoảng Messin Một khối lượng lớn trầm tích muối đã được tìm thấy trong các trầm tích Neogen ở khu vực Địa Trung Hải thuộc Nam Âu là điều gây sự ngạc nhiên. Trầm tích chứa muối dày tới 2 km đã được lắng đọng ở bồn Địa Trung Hải t rong vòng 200 nghìn năm (từ cách nay 5,5 tr.n. đến 5,3 tr.n.). Tại sao chúng lại phân bố trong bồn Địa Trung Hải, nơi mà ngày nay đầy nước? Có phải là bồn Địa Trung Hải đã bị cắt một phần hoặc hoàn toàn từ một đại dương mở vào thời kỳ này? Có thể bồn này là một chuỗi các hồ muối tách biệt không nối liền nhau, trong đó lượng nước bốc hơi lớn hơn lượng nước được đưa vào, vì vậy muối được trầm đọng. Dĩ nhiên, trầm tích muối này phải được thành tạo trong môi trường hoàn toàn khô. Sự kiện đó được gọi là cuộc khủng hoảng Messin (theo tên bậ c Messin thuộc Miocen muộn, được xác lập ở Italia). Vùng Riviera (dọc bờ Địa Trung Hải ở đông nam Pháp, Monaco và đông bắc Italia – nơi nghỉ mát nổi tiếng hiện nay) sẽ không hấp dẫn nếu là vùng khô nóng. Nhưng trong lịch sử địa chất ở cuối Miocen do mực nư ớc biển hạ thấp và sự xô húc không ngừng của các mảng Châu Phi và Âu - Á làm cho bồn Địa Trung Hải bị cô lập, từ đó đã hình thành nhiều bồn kín với khí hậu khô nóng, rải rác ở phía tây Địa Trung Hải hiện nay. Trước Miocen muộn Địa Trung Hải từng nhận nước biển từ cả Đại Tây Dương ở phía tây và biển Tethys ở phía đông. Sự xô húc của Châu Phi đã chặn hai dòng nước này, bồn tây Địa Trung Hải này trở thành những hồ, biển kín. Trong vài trăm nghìn năm sau đó nước bị bốc hơi, những hồ và biển kín này trở nên khô cạn, muối được trầm đọng. Sự lắng đọng của các trầm tích muối kết thúc khi mực nước biển dâng lên, eo biển Gibraltar hình thành và trở

289

thành một thác nước hùng vĩ nhất trong lịch sử địa chất để nước từ Đại Tây Dương chảy vào rồi hình thành Địa Trung Hải n hư ngày nay.

13.6. KHOÁNG SẢN Than đá và dầu mỏ . Hơn nửa lượng than đá trên thế giới thuộc trầm tích Paleogen và Neogen. ần Ph lớn than đá Đệ Tam thuộc loại than limnit được thành tạo trong tướng đầm hồ với quy mô không lớn nhưng bù vào đó là số lượng các mỏ rất nhiều. Những khu vực than lớn nhất là ở Bắc Mỹ, sau đó là trên lục địa Âu - Á như Nga, Trung Quốc v.v... Ở Đức than nâu Đệ Tam là một loại khoáng sản giàu có của đất nước. Ở Việt Nam nhiều mỏ than cũng đã phát hiện trong trầm tích Neogen như mỏ tha n Nà Dương (Lạng Sơn), Khe Bố (Nghệ An) và mỏ than lớn nhất là trong trầm tích Neogen ở dưới sâu đồng bằng Bắc Bộ . Trong trầm tích Đệ Tam trên thế giới rất giàu dầu khí, phần lớn chúng được thành tạo trong ững miền võng ven khu vực cấu trúc Alpi và những miền võng Đệ Tam trên móng cổ Tiền nh Cambri, Paleozoi, Mezozoi. Nhiều vùng mỏ dầu khí lớn nổi tiếng thuộc trầm tích Đệ Tam như Nam Mỹ, Bắc Phi, Trung Cận Đông, Indonesia. Dầu mỏ đang khai thác ở thềm lục địa Việt Nam cũng chủ yếu thuộc trầm tích Neogen. Dướ i sâu của châu thổ Sông Hồng trầm tích Neogen cũng là vùng có triển vọng để tìm kiếm dầu khí. Có ý kiến giải thích rằng những miền sụp võng Đệ Tam trên các nền móng cổ, do tính chất không đồng nhất của nền móng nên địa hình đáy bị chia cắt. Tính chất địa h ình đó không thích hợp cho quá trình tạo than, nhưng lại thuận lợi cho việc tích đọng chất hữu cơ trong bùn đáy biển, đó là điều kiện thuận lợi để hình thành mỏ dầu khí. Khoáng sản nội sinh . Khoáng sản nội sinh liên quan với các hoạt động magma phổ biến trong khu vực cấu trúc Alpid. Đáng chú ý nhất trong số này là mỏ thiếc ở Indonesia, mỏ đồng ở phía tây Nam Mỹ v.v... Ở Việt Nam hoạt động xâm nhập tuổi Creta - Paleogen thuộc loạt Fansipan cũng là nguồn gốc thành tạo nhiều mỏ kim loại quý. Porphyr đồng . Nhiều mỏ khoáng có giá trị kinh tế cao xuất hiện trong Kainozoi và đặc biệt trong các đá phun trào và granit tuổi Paleogen. Các mỏ đồng porphyr là nguồn cung cấp chính của đồng và molybden. Hầu hết các mỏ đều chứa những sản phẩm phụ như wolfram, bismut, vàng và bạc. Đồng porphyr cung cấp hơn 50% sản lượng đồng và hơn 70% sản lượng molybden của thế giới. Sự đối lưu của những dung dịch nước trong các khối granit xâm nhập đã đóng vai trò quan trọng để tập trung và lắng đọng các kim loại trong các thể xâm nhập này. Quặng nhiệt dịch . Các mạch quặng nhiệt dịch trong các đai tạo núi Đệ Tam sớm như đai Cordillera ở miền tây Bắc Mỹ và vành đai Alpes - Himalaya ở Âu - Á. Những mạch có thành phần chủ yếu là thạch anh được kết tinh từ dung d ịch nhiệt dịch là nguồn chính ch ứa các kim loại cơ bản (Cu, Pb, Zn) và các kim loại quí (Au, Ag). Chúng đều liên quan tới các thể magma xâm nhập và có thể xuyên cắt lên trong giai đoạn cuối của quá trình kết tinh dung thể magma. Nguyên tố hiếm. Các nguyên tố hiếm như niobi, ytri, zircon i và các nguyên tố đất hiếm khác đều liên quan tới đá magma kiềm và rất đáng chú ý trong Kainozoi. Chúng xuất hiện chủ yếu trong các hệ thống rift lục địa. Những nguyên tố này có xu hướng được tập trung trong các thể magma kiềm ở giai đoạn cuối của quá trì nh kết tinh phân đoạn.

290

Chương 14

ĐỆ TỨ 14.1. KHÁI QUÁT VỀ KỶ ĐỆ TỨ Tên gọi “thành tạo Đệ Tứ” đã được biết đến từ thế kỷ 18, nhưng chỉ đến năm 1829 hệ Đệ Tứ mới được xác lập theo đề nghị của nhà địa chất người Bỉ J. Desnoyers. Thời gian hình thành các thành hệ Đệ Tứ (kỷ Đệ Tứ) rất ngắn so với các kỷ trước, quan niệm của các nhà địa chất từng rất khác nhau về thời gian của kỷ này. Trước đây thời gian của kỷ được đánh giá chỉ vào khoảng 600 750 nghìn năm do dựa trên cơ sở lịch sử hình thành khí hậu băng giá của Đệ Tứ. Căn cứ vào lịch sử phát triển của động vật có vú, nhất là sự xuất hiện, tiến hoá của loài người, đa số các nhà địa chất coi kỷ Đệ Tứ có thời gian dài gần 2 triệu năm. Tuy thời gian của kỷ không dài nhưng trong kỷ Đệ Tứ đã có những sự kiện rất quan trọng, đó là sự xu ất hiện và tiến hoá của người và hiện tượng đóng băng trên những lãnh thổ bao la của Trái Đất. Đánh giá lịch sử phát triển của loài người là sự kiện quan trọng nhất trong lịch sử Đệ Tứ nên trong văn liệu địa chất Đệ Tứ của Nga khá phổ biến tên gọi kỷ Đệ Tứ là kỷ Nhân sinh theo đề nghị của A. P. Pavlov (Anthropogen: Anthrop - người, genos - sinh ra), nhưng cách gọi tên kỷ Nhân sinh ít được các nhà địa chất các nước khác sử dụng . Vì trong địa chất biển không phát hiện được gián đoạn ở ranh giới giữa Pliocen v à Pleistocen nên một số nhà địa chất coi Đệ Tứ chỉ là phần địa tầng thuộc Neogen. Quan niệm này từ lâu cũng đã phổ biến trong các nhà địa chất Bắc Mỹ . Ngược lại với quan niệm vừa nêu, các nhà địa chất Đệ Tứ lại đề nghị coi Đệ Tứ là một phụ nguyên đại còn trầm tích được thành tạo trong Đệ Tứ là một phụ giới (Sub-era – sub-erathem). Tuy vậy, Uỷ ban Địa tầng Quốc tế khuyến nghị vẫn giữ Đệ Tứ là một hệ (kỷ) với tuổi đồng vị 1,8 triệu năm (tính từ ranh giới trên của Pliocen – bậc Gelasi). Do những quan niệm khác nhau về kỷ Đệ Tứ nên hiện nay vẫn chưa có sự nhất trí giữa các nhà địa chất về ranh giới dưới của hệ . Nhiều nhà địa chất chấp nhận trầm tích “bậc” Calabri và phân vị tương ứng thuộc trầm tích lục địa tức Vilafranca là phần thấp nhất của hệ Đệ Tứ (Bảng 14 .1). Tuổi tuyệt đối theo cách phân định này là trên 1,5 triệu năm. Ở Nga lại chia Đệ Tứ thành bốn phần là Đệ Tứ hạ, Đệ Tứ trung, Đệ Tứ thượng và Hiện đại, nhưng trước đây coi tổng thời gian của kỷ chỉ dài khoảng 700 nghìn năm. Theo khối lượng này thì ranh giới dưới của Đệ Tứ ở Nga nằm cao hơn nhiều so với Calabri và Vilafranca. Cách phân Đệ Tứ làm bốn phần ngang hàng nhau cũng được nhiều nhà địa chất sử dụng: Pleistocen hạ, Pleistocen trung, Pleistocen thượng và Holocen. Đệ Tứ cũng còn được phân chia theo c ác kỳ đóng băng và gian băng trong lịch sử khí hậu Đệ Tứ. Khảo cổ học coi Đệ Tứ gồm các thời kỳ đồ đá, gồm các thời kỳ đồ đá cũ (Paleolit), đồ đá giữa (Mesolit), đồ đá mới (Neolit) và thời kỳ kim khí theo lịch sử chế tác và sử dụng các khí cụ trong quá trì nh tiến hoá của loài người. 291

Bảng 14.1. Địa tầng và những sự kiện lớn trong Đệ Tứ

Gian băng Donau-Gunz

Động vật ưa nóng

Mu ộn Giữa

( P a l e o l i t )

Sớm

c ũ kHomo ỳ habilis đ ồ đ á

Trước băng Belovez

Homo neanderthaliensis

HOLOCEN BĂNG HÀ OKSKI

TK đồ đá giữa

T h ờ I

HÀ

Gian băng Likhvin

Động vật ưa nóng Voi (Elephas anticus), Hà mã (Hippopotamus major), Tê giác (Rhyno- ceras merki, Gấu nâu (Ursus speleus)

Thời kỳ kim khí TK đồ đá mới

Homo erectus

BĂNG GUNZ

BĂNG HÀ DNIEPROV

Động vật ưa lạnh Mamút (Elephas primigius); Tê giác (Rhynoceras lycorhinus)

Homo habilis

Gian băng Gunz-Mindel

Calabri

BĂNG HÀ MINDEL

PLEISTOCEN TRUNG

Gian băng Mindel – Riss

Sicili

BĂNG HÀ RISS

Gian băng Mikulin

PLEISTOCEN HẠ

Gian băng Riss – Wurm

Động vật hiện đại

BĂNG HÀ VALDAI

PLEISTOCEN

HÀ

Tyrrhen

BĂNG WURM

PLEISTOCEN THƯ ỢNG

Băng muộn

HOLOCEN

Versili

Sau băng

LỊCH SỬ SINH GIỚI VÀ NGƯỜI ĐỘNG VẬT TIẾN HOÁ CÓ VÚ NGƯỜI

Homo sapiens

PHÂN CHIA ĐỊA TẦNG VÀ BĂNG HÀ TÂY ÂU (ĐỊA TRUNG HẢI) NGA Tuổi địa tầng Tuổi Kỳ băng địa địa ển ục Bi L tầng

14.2. SINH GIỚI CỦA KỶ ĐỆ TỨ 14.2.1. Đặc điểm của sinh giới Đệ Tứ Ngay từ đầu kỷ Đệ Tứ s inh giới đã rất gần gũi với hiện nay, tuy vậy trong nhiều nhóm động vật cũng có nhữ ng biến đổi do sự thay đổi của môi trường sống mà trước hết là sự biến đổi của khí hậu. Sự biến đổi thành phần giống loài của thực vật không đáng kể mà chủ yếu là biến đổi về phân bố địa lý phụ thuộc vào điều kiện khí hậu.

292

Những biến đổi đáng kể trong lớp Có vú (hay lớp Thú) là nét nổi bật trong sinh giới của kỷ Đệ Tứ. Trong Pleistocen chúng rất phong phú và đa dạng. Trước hết là những thú lớn, như tại Châu Âu và một phần Châu Á phổ biến gấu hang, voi, hươu nai, hươu khổng lồ v.v…, tại Australia có kanguru khổng lồ cao đến 3m, gấu túi, sư tử có túi v.v… Nhiều loại thú nhỏ cũng phát triển và còn tồn tại đến ngày nay, nhưng có xu hướng tiến hoá theo cách tăng kích cỡ cơ thể. Điều này có lẽ để thích nghi với điều kiện khí hậu lạnh trong Pleistocen, thân hình to có tỷ lệ bề mặt da ít hơn so với khối lượng cơ thể, do đó ít mất nhiệt hơn. Nhiều xác chết của động vật Pleistocen còn được lưu giữ rất tốt trong băng vĩnh cửu ở Siberi và Alaska, chúng cung cấp nhiều thông tin để nghiên cứu động vật của giai đoạn này trong lịch sử địa chất; điển hình nhất là xác gần nguyên vẹn của voi mamut lông dày được phát hiện ở Siberi. Bên cạnh lớp Thú, nhiều động vật có xương sống khác cũng phát triển trong Pleistocen, ví dụ như chim khổng lồ ở Madagascar và Australia cao đến 3m, nặng 500 kg, hay kỳ nhông dài đến hơn 6 m và nặng tới gần 6 tạ. Liên quan với điều kiện khí hậu lạnh do hiện tượng đóng băng , trong Pleistocen xuất hiện nhiều đại biểu của động vật ưa lạnh có lông và da dày như tê giác len (lông dày), voi mamut (H. 14.1) .

Hình 14.1. Vài dạng động vật ưa lạnh ở đầu kỷ Đệ Tứ 1. Tê giác len (Rhinoceros tichorhinus); 2. Voi mamut (Elephas primigenius)

Có thể thấy rõ sự phân biệt hai khu vực của động vật Đệ Tứ ở Châu Á. Khu vực bắc và khu vực nam, ranh giới của hai khu vực là “Bức thành” phân cách khí hậu từ Hymalaya qua Hindu Kuch và Nanling (Nam Lĩnh – Trung Quốc). Khu vực phía bắc chịu ảnh hưởng nhi ều của sự thay đổi khí hậu liên quan với các kỳ đóng băng, do đó mà thành phần động vật cũng thay đổi nhiều so với Neogen. Đặc trưng cho khu vực bao la này là voi mamut, tê giác, hươu, bò rừng, ngựa, linh dương v.v… Trước kỳ đóng băng, động vật mang tính chất của sinh cảnh thảo nguyên và rừng thảo nguyên, phổ biến là những dạng ưa khí hậu ấm như voi, tê giác, hươu, ngựa v.v… Trong và sau kỳ đóng băng thành phần động vật thay đổi, thích nghi với sinh cảnh đài nguyên và rừng đài nguyên, phong phú những loại ưa khí hậu lạnh như voi mamut, tê giác len, hươu phương bắc v.v… Sau kỳ đóng băng, vùng đài nguyên lui về phía bắc cực thì phần lớn các nhóm sinh vật này, đặc biệt là voi mamut, bị tiêu diệt.

293

Phía nam của khu vực bắc tuy không bị đóng băng nhưng vẫn chịu ảnh hưởng lớn của khí hậu băng giá như Iran, Trung Á, Tây Tạng, Bắc Trung Quốc. Động vật mang tính chất của sinh cảnh thảo nguyên - sa mạc gồm ngựa, bò rừng, lạc đà, linh dương, cừu, dê v.v… Trước kỳ đóng băng chính ở đây cũng đã xuất hiện d ạng người vượn Bắc Kinh (Sinanthrop).

Hình14.2. Một số động vật ưa khí hậu ấm nóng ở đầu kỷ Đệ Tứ 1. Voi cổ xưa ( Elephas antiquus); 2. Hà mã (Hippopotama major); 3. Bò rừng ( Bison priscus)

Nam Á không chịu ảnh hưởng của băng hà nên động vật mang tính kế thừa rõ rệt của Neogen và gần gũi với hiện nay. Thành phần giống loài phong phú hơn nhiều so với khu vực bắc, đó là những động vật ưa khí hậu ấm áp (H.14.2) như voi, hà mã, bò, hươu, gấu, khỉ, hổ răng kiếm, hổ, chó sói v.v…, ngoài ra còn có cá sấu, rùa, rắn. Động vật của Châu Á trong Pleistocen có thể giao lưu với động vật Bắc Mỹ qua vùng hiện nay là eo biển Bering và với Châu Phi qua vùng Arabia. Thành phần của động vật Châu Âu và Bắc Mỹ cũng thay đổi nhiều do ảnh hưởng trực tiếp của các kỳ đóng băng. Động vật của Nam Mỹ, Trung và Nam Phi, Australia mang tính kế thừa rõ rệt của động vật Neogen tuy thành phần nghèo hơn động vật Nam Á.  Hiện tượng tuyệt chủng cuối Pleistocen Hàng loạt các loại thú trên lục địa đã bị tuyệt chủng ở Bắc Mỹ, Nam Mỹ và Australia cách nay khoảng 10 000 năm. Tuy lần tuyệt chủng này không lớn so với những đợt tuyệt chủng trước đây trong lịch sử địa chất, nhưng cũng có tính chất kỳ lạ vì hầu như chỉ tác động đến những thú lớn cỡ hơn 40 kg. Cuối Pleistocen số lượng giống của động vật lớn bị tuyệt chủng tới 73% ở Bắc Mỹ, ở Nam Mỹ – 80%, ở Australia – 94%, Châu Âu – 30%, nhưng ở Châu Phi chỉ 5%. Nguyên nhân của hiện tượng tuyệt chủng này là đề tài thảo luận của hai quan điểm khác nhau. Quan điểm thứ nhất cho rằng sự tuyệt chủng này do các loại thú này không thích ứng kịp với sự thay đổi nhanh chóng của khí hậu sau kỳ băng cuối cùng. Quan điểm thứ hai lại cho rằng sự tuyệt chủng của các loại thú lớn này do sự săn bắt của người tiền sử gây nên. Theo quan điểm khí hậu thay đổi thì cuối Pleistocen khí hậu và thực vật thay đổi nhanh chóng trên bề mặt Trái Đất. Sau kỳ băng cuối cùng, băng tan và những vùng rộng lớn của Bắc Mỹ, Bắc Âu 294

- Á do khí hậu ấm, ẩm nên đồng cỏ tundra1 được thay thế bằng rừng thông và cây lá rộng. Thực vật vùng bắc cực thay đổi từ đồng cỏ thích hợp cho các loại thú lớn, kể cả mamut, thành dạng tundra cằn cỗi, động vật thưa thớt. Bắc Mỹ cũng thay đổi từ vùng gió mùa, nhiều ao hồ trở thà nh vùng nửa khô hạn không thích ứng cho sự phát triển các loại thú lớn. Khí hậu thay đổi và thực vật cũng thay đổi theo, tất nhiên điều đó dẫn đến sự tuyệt chủng của nhiều giống loài động vật. Quan điểm khí hậu thay đổi có những điều chưa thoả đáng. Trước hết, tại sao các thú lớn không di cư đến những nơi có điều kiện khí hậu và thực vật thích hợp. Thực tế có nhiều loại thú đã di cư như vậy, ví dụ như tuần lộc và cáo bắc cực đã từng sống tại Pháp trong thời kỳ băng hà, khi khí hậu trở nên ấm hơn, chúng đã di cư đến vùng cận Bắc cực. Điều thứ hai không ủng hộ quan điểm khí hậu thay đổi là tại sao trước Pleistocen cũng đã diễn ra sự thay đổi khí hậu giữa lần đóng băng và tan băng nhưng lại không diễn ra hiện tượng tuyệt chủng? Cơ sở của quan điểm thứ hai là s ự tuyệt chủng thú lớn ở Bắc và Nam Mỹ cũng như Australia trùng khớp với thời gian loài người di cư đến những khu vực này. Người chủ của thuyết này, Paul Martin, cho rằng cách nay khoảng 11 000 năm hàng loạt thú lớn đã bị người tiền sử săn bắn và bị tuyệt chủng. Do trước đó các loại thú này chưa hề có kẻ thù như con người nên chúng chưa có thói quen chạy trốn trước kẻ thù này, hoàn cảnh tương tự cũng đã xẩy ra ở Australia cách nay 40 000 năm. Thú lớn ở Châu Phi không bị thảm cảnh này vì chúng đã quen sống cùng với người tiền sử từ lâu trước đó. Nhưng thuyết này lại cũng chưa đủ sức thuyết phục vì tư liệu khảo cổ cho thấy ở Châu Mỹ và Australia vào thời gian này chỉ mới có thể có một cộng đồng rất thưa thớt người tiền sử sinh sống bằng hái lượm và săn bắt thú. Một số lượng người tiền sử thưa thớt như thế khó có thể tàn sát hàng loạt giống loài thú lớn như vậy. Nhiều công cụ của người tiền sử đã được phát hiện cùng với xương của các thú lớn nhưng không có dấu hiệu thể hiện những thú này bị săn bắt. Cảhai thuyết nêu trên đều còn những điểm thiếu thuyết phục, đến nay nguyên nhân của sự tuyệt chủng cuối Pleistocen, khoảng 10 000 năm trước vẫn là vấn đề chưa có lời giải . Có lẽ nguyên nhân do sự thay đổi khí hậu có vẻ như có nhiều khả năng được chấp nhận hơn nguyên nhân do sự săn bắt ồ ạt của người tiền sử.  Sự di cư liên lục địa của động vật Động vật có vú của Bắc Mỹ, Châu Âu và Bắc Á trong Kainozoi có nhiều đặc điểm tương đồng. Ngày nay Châu Á và Châu Mỹ chỉ cách nhau qua eo biển Bering, Bắc Mỹ ngăn cách Châu Âu qua Bắc Đại Tây Dương. Vùng eo biển Bering từng là một dải đất liền nối hai lục địa Bắc Mỹ và Bắc Á trong phần lớn Kainozoi, qua đó động vật có thể giao lưu nhau; một dải đ ất liền khác nối Bắc Mỹ và Châu Âu; như vậy động vật có thể di cư tự do qua các lục đị a phía bắc. Mặt khác, các lục địa phía nam lại là những lục địa dạng đảo tách rời nhau trong suốt Kainozoi. Tuy vậy Châu Phi lại vẫn giữ mối liên hệ gần gũi với Âu - Á và động vật giao lưu dễ dàng giữa hai lục địa này, vì thế voi tiến hoá đầu tiên ở Châu P hi nhưng sau đó di cư sang các lục địa phía bắc. Nam Mỹ là một lục địa kiểu đảo, từ Kreta cho đến cách đây 5 triệu năm mới nối liền với Bắc Mỹ qua cầu nối Panama mới được hình thành. Trong suốt thời gian dài động vật Nam Mỹ hình 1

Tundra là vùng khí hậu lạnh, sự tăng trưởng của cây cối bị cản trở vì nhiệt độ thấp và mùa tăng trưởng rất ngắn, thực vật chỉ gồm những cây bụi còi cọc, rêu và địa y v.v…

295

thành một quần hợp biệt lập gồm nhiều thú có túi và những động vật có rau, không giống với bất kỳ nơi nào trên thế giới. Khi cầu nối Panama được hình thành động vật di cư từ Bắc Mỹ đã nhanh chóng thay thế động vật sẵn có ở Nam Mỹ; quần hợp đông đúc các thú có túi của Nam Mỹ bị tuyệt chủng gần hết và chỉ có một vài dạng sống sót. Điều đáng ngạc nhiên là trong khi động vật Bắc Mỹ di cư ào ạt xuống và thay thế động vật Nam Mỹ thì động vật Nam Mỹ lại rất ít dạng chiếm lĩnh được lục địa Bắc Mỹ (H. 14.3). Phần lớn động vật có túi tập trun g phát triển ở Australia là nơi mà chúng đã phát triển từ trước khi Gondwana bị phân tách hoàn toàn.

Hình 14.3. Sự di cư động vật giữa Bắc Mỹ và Nam Mỹ sau khi cầu nối Panama được hình t hành (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

14.2.2. Sự xuất hiện và tiến hoá của loài người 1 Sự xuất hiện và tiến hoá của loài người là sự kiện lớn trong lịch sử kỷ Đệ Tứ. Mặc dù cách đây 300.000 năm người hiện đại chưa xuất hiện nhưng tổ tiên họ đã trải qua một lịch sử lâu dài trong sự tiến hoá linh trưởng ở Châu Phi, nơi mà phần lớn các nhà nhân chủng học đều coi là cái nôi của nhân loại. Loài người thuộc bộ Linh trưởn g, thuỷ tổ của Linh trưởng đã được biết tới trong trầm tích Paleocen ở Trung Quốc, Bắc Mỹ và Châu Âu. Linh tr ưởng cao cấp gồm Prosimea (Tiền hầu) và Anthropoidea (Dạng người). Prosimea gồm các dạng như vượn cáo (lemur), mắt trố (tarsier). Cuối Eocen Anthro poidea đã tiến hoá từ những dạng bà 1

Xem thêm chi tiết trong phụ chương 15 – Đọc thêm: Lịch sử tiến hoá loài người

296

con với mắt trố và phân bố ở Bắc Phi, nơi rất phong phú động vật Linh trưởng, bao gồm cả những khỉ dạng người nhỏ và vượn (gibbon). Anthropoidea (Dạng Người). Anthropoidea đã tiến hoá từ một nhánh của Prosimea (Tiền hầu) trong Eocen muộn; bắt đầu từ Oligocen (37 triệu năm trước đây) Anthropoidea đã được hình thành. Anthropoidea gồm ba thượng họ – Khỉ cựu lục địa, Khỉ tân lục địa và Hominoidea . Thượng họ Hominoidea có ba họ là Khỉ lớn dạng người (gồm chimpanze, đười ươi và khỉ đột); Khỉ nhỏ dạng người (Hylobatidae) gồm vượn, vượn mực; Hominidae (họ Người) gồm người và dạng thuỷ tổ đã bị tuyệt diệt. Hoá thạch cổ nhất của Hominoidea là sinh vật khỉ dạng người có tuổi cách đây 25 triệu năm. Hominidae (họ Người). Họ Hominidae gồm 3 giống - Ardipithecus, Australopithecus và Homo (H.14.4). Hoá thạch cổ nhất hiện biết của Hominidae là Ardipithecus ramidus, có tuổi 4,4 triệu năm. Australopithecus (Khỉ phương nam) . Đến nay bốn loài hoá thạch của Australopithecus đã được phát hiện (A. afarensis, A. africanus, A. robustus và A. boisei). Australopithecus afarensis là dạng sớm nhất của Australopithecus, A. africanus sống cách nay khỏang 3 - 1,6 triệu năm. A. robustus, sống cách nay 2,7 - 1,3 triệu năm, còn A. boisei sống cách nay 2,5 - 1,2 triệu năm.

- Homo erectus tiến hoá ở Châu Phi cách nay 1,8 triệu năm và cách nay 1 triệu năm có mặt ở Đông và Đông Nam Á, nơi mà chúng sống cho đến cách nay 300.000 năm. - Homo sapiens (Người hiện đại) xuất hiện ở Đông Phi cách đây 300.000 năm và nhanh chóng phân bố trên các lục địa khác. Từ 8 - 12 nòi người hiện đại đã phát triển tương đối gần đây, lúc đầu là phân hoá giữa người Châu Phi và Châu Âu, sau đó giữa người Châu Á và Châu Âu phân hoá với nhau.

P l i o c e n

- Homo habilis là đại biểu sớm nhất của giống người (Homo), đã tiến hoá cách nay hơn 2 triệu năm và đã tiếp tụ c sinh sống như một loài cho đến cách nay 1,4 triệu năm.

Pleistocen

Homo là giống tiến hóa cao nhất trong bộ Linh trưởng bao gồm các loài Homo habilis, Homo erectus và Homo sapiens (Người hiện đại).

Hình 14. 4. Mối quan hệ huyết thống của những loài ch ính trong họ Người (Homidae). Chữ số trong hình: triệu năm trước đây

297

Người Neanderthale sống cách nay 150.000 - 32.000 năm, không khác gì chúng ta nhiều mà chỉ to lớn hơn, vì thế nhiều nhà nghiên cứu coi Neanderthale chỉ là một phân loài của Homo sapiens (Homo sapiens neanderthalensis), nhưng cũng có nhà nghiên cứu lại coi đó là một loài riêng. Người Cro-Magnons được coi là một chủng của loài Homo sapiens sống cách nay khoảng 35.000 năm và trong quãng thời gian 35.000 – 10.000 năm, người Cro-Magnons đã phát triển nghệ thuật và kỹ thuật vượt quá bất kỳ thời gian nào trước đó. Từ sự tiến hoá của người Neanderthale cách nay 150.000 năm đến nay loài người đã đi từ văn hoá đồ đá lên kỹ thuật cao cho phép loài người có những phát minh, sáng tạo vĩ đại . Trên cơ sở khả năng sử dụng và chế tác công cụ lao động trong sự tiến hoá của loài ngư ời, khảo cổ học phân biệt lịch sử kỷ Đệ Tứ thành 4 thời kỳ: Thời kỳ đồ đá cũ, Thời kỳ đồ đá giữa, Thời kỳ đồ đá mới và Thời kỳ kim khí (Bảng 14.1). Thời kỳ đồ đá cũ (Paleolit) bắt đầu từ đầu Đệ Tứ và gồm 3 giai đoạn được gọi là Sơ kỳ đồ đá cũ, Trung kỳ đồ đá cũ và Hậu kỳ đồ đá cũ. Sơ kỳ đồ đá cũ với đặc trưng là con người chỉ biết dùng “cuội văn hoá”gồm những hòn cuội tự nhiên, to và không được gọt đẽo. Những “cuội văn hoá” này thuộc về Australopithecus. Sau đó là người biết dùng những mảnh vỡ được tu sửa (của người Pithecanthrop) vào giữa Pleistocen. Trung kỳ đồ đá cũ có những khí cụ cỡ trung bình được tu sửa từ những mảnh đá vỡ (mảnh tước) của người Neanderthal. Hậu kỳ đồ đá cũ có những khí cụ đá được chế tác tinh tế dần, xuất hiện những hoa văn trạm trổ trên xương thuộc nhóm người đầu tiên của người hiện đại ( Homo sapiens). Thời kỳ đồ đá giữa (Mesolit) có lẫn lộn những dụng cụ đồ đá thô và dụng cụ đồ đá mài nhẵn đầu tiên. Thời kỳ đồ đá mới (Neolit) có khí cụ đá tinh tế mài nhẵn và xuất hiện đồ gốm. Thời kỳ kim khí là giai đoạn con người biết chế tác công cụ bằng kim loại, lúc đầu là đồ đồng rồi sau đó là đồ sắt. Nếu như một quãng thời gian dài của thời kỳ đồ đá cũ và đồ đá mới sự tiến hoá, phát triển của nguời diễn ra một cách chậm chạp phẳng lặng thì vào giai đoạn mới, từ khi biết sử dụng kim khí, loài người đã đi những bước rất dài và nhanh chóng của sự phát triển văn hoá. Ở Việt Nam di tích răng người cổ đã được phát hiện ở Bình Gia (Lạng Sơn). Những di tích văn hoá cuội thuộc đầu Thời kỳ đồ đá cũ đã đượ c phát hiện ở di chỉ Núi Đọ (Thanh Hoá) và Xuân Lộc. Những công cụ bằng đá basalt ở di chỉ Núi Đọ được ghè đẽo thô sơ thành những mảnh tước là những di chỉ cổ nhất về người cổ ở Việt Nam. Di tích của đầu Thời kỳ đồ đá giữa (Mesolit) thuộc nền văn hoá Sơn Vi đã được phát hiện ở hàng chục địa điểm của Vĩnh Phú. Khí cụ đá của nền văn hoá này bao gồm những cuội được ghè đẽo thô sơ. Tiếp sau là nền văn hoá Hoà Bình (Thời kỳ đồ đá giữa) và văn hoá Bắc Sơn (đầu Thời kỳ đồ đá mới). Người nguyên thuỷ thuộc văn hoá B ắc Sơn đã biết kỹ thuật mài để chế tác những rìu đá và đồ gốm. Thời kỳ đồ đồng đã bắt đầu ở Việt Nam khoảng trên 3 nghìn năm. Nhiều di chỉ khảo cổ nổi tiếng đã được phát hiện và nghiên cứu thuộc các giai đoạn Phùng Nguyên (đầu Thời kỳ đồ đồng), Đồng Đậu (g iữa thời kỳ đồ đồng: 3070  100 năm và 3328100 năm ), Gò Mun (3046120năm) và Đông Sơn (cuồi Thời kỳ đồ đồng - đầu Thời kỳ đồ sắt: 2350100 năm). Trong giai đoạn Phùng Nguyên, kỹ thuật chế tác đồ đá đã rất tinh tế. Các rìu, đục, vòng tay hoa tai bằng đá đ ược chế tạo khá hoàn thiện và chau chuốt, đồ gốm có hình dáng đẹp, chắc khoẻ. Trong các giai đoạn Đồng Đậu và Gò Mun cùng với đồ đá là nhiều khí cụ và vũ khí bằng 298

đồng như lưỡi câu, rìu, đục, mũi giáo, mũi tên v.v... Cùng với di tích các khí cụ là di tích của nhiều loại xương gia súc và ngũ cốc, điều này chứng tỏ vào thời gian đó con người đã phát triển chăn nuôi và trồng trọt. Đặc biệt văn hoá Đông Sơn là một trong những nền văn hoá khảo cổ rất nổi tiếng. Đồ đá thuộc văn hoá Đông Sơn rất đa dạng, phong phú và đã phát hiện ở nhiều nơi từ bắc đến nam. Ngoài các công cụ (như lưỡi cày, rìu), vũ khí (dao găm, giáo,mác..v..v) còn có nhiều đồ trang trí, trang sức và khí cụ âm nhạc nghệ thuật như trống đồng, chuông, tượng người và thú vật v.v…Theo khảo cổ học và sử học thì thời kỳ đồ đồng ứng với thời kỳ nước Văn Lang và thời kỳ các vua Hùng của lịch sử Việt Nam.

14.3. KHÍ HẬU BĂNG GIÁ CỦA KỶ ĐỆ TỨ 14.3.1. Hiện tượng băng giá Đệ Tứ Khí hậu lạnh giá tạo nên hiện tượng đóng băng trên những khu vực rộng lớn là một sự kiện lớn bậc nhất trong lịch sử kỷ Đệ Tứ . Di tích của hoạt động băng được xác nhận nhờ những loạt trầm tích sông băng, hồ băng rất phổ biến ở các vĩ tuyến cao. Đáng chú ý nhất là tilit – cuội tảng đá sét tròn nhẵn, bị khía vạch bên ngoài do xây xát vì cuố n trôi theo sông băng. Băng đóng trên đại bộ phận bán cầu bắc, nhiều nơi bề dày của băng đạt tới 1 – 2 km thậm chí 3 km. Từ những trung tâm cực bắc băng kéo xuống đến vĩ tuyến 40 o ở Bắc Mỹ, 50 o ở Châu Âu và 60 o ở Châu Á (H.14.5). Xa hơn về phía nam tuy mặt đất không hoàn toàn bị băng phủ, nhưng lớp áo băng cũng trùm phần lớn các dải núi Alpes, Carpat, Thiên Sơn, Antai, Saian v.v…

Hình 14.5. Phân bố của băng cực đại trong đầu kỷ Đệ Tứ (theo V.I. Gromov) 1. Vùng không bị băng phủ; 2. Biển; 3. Ranh giới băng lục địa cổ; 4. Băng xốp (tuyết dạng hạt); 5. Băng trôi t rên biển; 6. Băng núi cao; 7. Ranh giới đoán định của lục địa đầu Đệ Tứ

Hiện tượng đóng băng không bao trùm toàn bộ thời gian của kỷ Đệ Tứ mà diễn ra có giai đoạn. Các nhà nghiên cứu đã xác nhận là c ó nhiều thời kỳ đóng băng cách nhau bằng những thời kỳ gian băng có khí hậu ấm áp. Trong thời kỳ gian băng các khối băng chỉ còn lại ở phần cực bắc, 299

diện băng phủ thu hẹp lại rất nhiều và cũng có khả năng bị tan hết. Kết quả nghiên cứu cho thấy ở bán cầu bắc đã xẩy ra không ít hơn 3 kỳ đóng băng trong Đệ Tứ. Dấu ấn của khí hậu băng giá đã được phát hiện qua băng tích lục địa (tillit) , nhưng sự biến đổi có chu kỳ của khí hậu băng giá lại thể hiện rõ nét nhờ nghiên cứu trầm tích Đệ Tứ ở đáy biển.

14.3.2. Sự biến đổi khí hậu trong Đệ Tứ Lúc đầu, khí hậu Đệ Tứ khá dịu và là kế thừa của khí hậu ấm áp của Neogen. Tiếp đó bắt đầu kỳ đóng băng thứ nhất rồi các kỳ đóng băng, gian băng kế tiếp nhau trong suốt Pleistocen (Bảng14.1) và có thể cả đầu Holocen (kỳ băng muộn Tardiglaciaire ở Tây Âu). Khí hậu chỉ trở lại ấm áp từ khoảng dưới 10 nghìn năm trước đây. Từ giữa thế kỷ 19 khi nghiên cứu những mẫu vật lấy từ trầm tích đáy biển các nhà địa chất phát hiện nhiều chứng liệu về sự biển đổi khí hậu trong Pleistocen. Trước hết, những chứng liệu về sự đổi thay khí hậu này được phản ảnh qua sự thay đổi nhiệt độ nước biển bề mặt đã để lại dấu ấn trong vỏ Trùng lỗ trôi nổi được trầm đọng dưới đáy biển. Thành phần loài của Trùng lỗ từ trầm tích đáy biển, hướng vặn xoắn của chúng và tỷ lệ giữa O 18 và O16 trong thành phần vỏ phản ảnh rõ nét điều kiện nhiệt độ môi trường sống của chúng. Nhiều loài Trùng lỗ trôi nổi rất nhạy cảm với sự thay đổi nhiệt độ nên thường di cư đến vĩ độ khác khi nhiệt độ thay đổi. Ví dụ loài Globorotalia menardii phản ảnh nhiệt độ tầng nước mặt vào thời hình thành trầm tích chứa chúng. Vào thời kỳ khí hậu lạnh vỏ của loài này chỉ gặp ở vùng xích đạo còn vào thời kỳ nhiệt độ ấm chúng phân bố rộng rãi ở những vĩ độ cao hơn. Một số loài Trùng lỗ trôi nổi trong quá trình tăng trưởng thay đổi hướng vòng xoắn của vỏ khi nhiệt độ thay đổi. Vỏ loài Globorotalia truncatulinoides 300

(a)

Hình 14.6. Xác định nhiệt độ tầng nước bề mặt đại dương theo vỏ Trùng lỗ (a). Vỏ loài Trùng lỗ trôi nổi Globorotalia truncatulinoides o o cuộn về trái khi nhiệt độ nước dưới 8 -10 C. (b). Sự biến đổi lượng vỏ Trùng lỗ trôi nổi theo hướng cuộn có thể dùng để xác định nhiệt độ tầng nước mặt đại dương. Tài liệu từ lõi khoan ở Carribe cho thấy có ba giai đoạn nhiệt độ tương đối ấm áp trong kỳ băng Wisconsin (tương đương kỳ băng hà Wurm). . 18 16 (c). Sự biến đổi tỷ lệ giữa O và O được lưu giữ trong vỏ Trùng lỗ trôi nổi phản ảnh sự dao động nhiệt độ tầng nước mặt và cũng là sự biến đổi khí hậu do băng hà. Cột nhỏ bên phải hình c thể hiện các thời địa từ (Olduval, Matuyama, Jaramillo và Brunhes) ứng với kỳ băng hà Wisconsin ở Châu Mỹ (= Wurm).

tuổi Pleistocen thường cuộn phải khi nhiệt độ nước biển trên 10 o nhưng sẽ cuộn trái nếu nhiệt độ nước biển dưới 8 - 10o (H.14.6). Trên cơ sở sự thay đổi tỷ lệ vòng xoắn của vỏ Trùng lỗ ta có thể xác lập được biểu đồ chi tiết về sự thay đổi khí hậu trong Pleistocen và những thời kỳ sớm hơn. Sự thay đổi khí hậu cũng có thể xác định bằng tỷ lệ giữa O 18 và O16 trong vỏ Trùng lỗ. Thành phần c ủa hai đồng vị oxy này hoà tan trong nước biển đã được Trùng lỗ hấp thụ trong quá trình tạo vỏ bằng CaCO 3. Tỷ lệ O18 trên O16 trong nước biển cao hơn trong băng tuyết vì nước chứa hàm lượng O 16 cao hơn, dễ bay hơi hơn nước chứa đồng vị O 18. Băng tuyết Pleistocen giàu O16 hơn còn O 18 nặng hơn lại tập trung trong nước biển. Sự hạ thấp phần trăm O16 và thành phần O 18 nâng cao trong nước biển được ghi lại dấu ấn trong CaCO 3 của vỏ Trùng lỗ. Vì thế, sự thay đổi tỷ lệ đồng vị oxy trong vỏ Trùng lỗ phản ảnh chính xác nhiệt độ tầng nước bề mặt của biển và sự thay đổi khí hậu do băng hà gây nên (H.14. 6). Giữa những thời kỳ đóng băng đó khí hậu ấm áp tạo điều kiện phát triển thực vật cũng như động vật ưa khí hậu ấm. Thí dụ ở Châu Âu trong thời kỳ gian băng Mindel - Riss (giữa kỳ đóng băng thứ hai - Mindel và thời kỳ đóng băng thứ ba - Riss) phổ biến thực vật mà đặc trưng là Rhododendron ponticus hiện đang sống ở nơi nhiệt độ trung bình hàng năm 14 – 18oC. Động vật có vú lúc này cũng khá phong phú và là những dạng ưa ấm như voi (Elephas antiquus), hà mã (Hippopotamus major), tê giác (Rhinoceros mercki), gấu nâu (Ursus speleus). Số lượng kỳ đóng băng và gian băng cũng như thời gian xẩy ra các kỳ băng ở những kh u ực khác nhau chưa được xác minh là có giống nhau hay không. Tuy vậy các nhà nghiên cứu v đều thống nhất ý kiến là một số thời kỳ đóng băng ở các khu vực đều xảy ra giống nhau ở giữa Pleistocen: Riss ở Tây Âu, Dneprov ở Nga (phần Châu Âu), Samarov - kỳ th ứ hai trong bốn kỳ đóng băng ở Siberi. Ở Châu Âu trung tâm băng hà là vùng bán đảo Scandinavia và vùng núi Alpes. Tại Alpes đã xác lập bốn kỳ đóng băng là Gunz, Mindel, Riss, và Wurm. Ở Nga (phần Châu Âu) có ba kỳ đóng băng là Okski, Dneprov và Valdai tương ứng với Mindel, Riss, Wurm. Giữa các thời kỳ đóng băng là các thời kỳ gian băng Gunz - Mindel, Mindel - Riss, Riss - Wurm ở Tây Âu và Benlovez, Likhvin, Mikulin ở Nga. Châu Á có diện băng phủ nhỏ hơn so với Châu Âu và chỉ phủ đến vùng hạ lưu sông Lena, bắc dải Ural, tây bắc Siberi. Trong Pleistocen có bốn kỳ đóng băng, trong đó kỳ đóng băng cực đại diễn ra ở Pleistocen giữa. Ngoài ra băng cũng phủ trên những diện tích rộng lớn của dải núi Thiên Sơn, Antai v.v… (H.14.5). Bảng 14.2. Các kỳ băng, gian băng Tây Âu và Bắc Mỹ Bắc Mỹ là lục địa bị băng phủ lớn nhất, Các kỳ băng và gian băng Bắc Mỹ và Tây Âu ở đây băng phủ xuống đến vĩ độ 40 o và Bắc Mỹ Tây Âu chiếm đến 60% lãnh thổ , ranh giới của băng Kỳ băng Wisconsin Kỳ băng Wurm đến phía nam vùng Hồ Lớn . Các nhà nghiên Gian băng Sangamon Gian băng Riss - Wurm cứu xác định 4 thời kỳ đóng băng và 3 kỳ gian băng tương ứng với các kỳ băng và Kỳ băng Illinoi Kỳ băng Riss gian băng Tây Âu như thể hiện ở bảng 14.2. Gian băng Yarmouth Gian băng Mindel - Riss Bán cầu nam nói chung không bị băng phủ mà chỉ ở những dải núi cao mới có dấu vết của hoạt động sông băng. Ở nhiều nơi ngay trên núi cao nhất ngày nay cũng

Kỳ băng Kansan

Kỳ băng Mindel

Gian băng Afton

Gian băng Gunz-MIndel

Kỳ băng Nebraskan

Kỳ băng Gunz

301

không có băng thì trong Pleistocen đã có băng ở những độ cao không lớn lắm. Riêng ở New Zeland băng Đệ Tứ cũng phủ gần đến mực nước biển. Băng phủ suốt dải Andes ở Nam Mỹ, dải Atlas và vùng núi Kenia ở Châu Phi. Ở Australia băng có trên độ cao 1000m (ngày nay ở Australia hoàn toàn không có băng tuyết).

14.3.3. Nguyên nhân băng hà Pleistocen Cho đến nay nguyên nhân của hiện tượng đóng băng có tính chu kỳ trong kỷ Đệ Tứ cũng như trong toàn bộ lịch sử vỏ Trái Đất vẫn là vấn đề chưa có lời giải thoả đáng. Chỉ một số ít thời kỳ đóng băng Đệ Tứ được nhận biết trong tư liệu địa chất, mỗi thời kỳ phân cách với thời k ỳ giáp kề một giai đoạn dài khí hậu ấm và mát. Những sự thay đổi dài hạn của khí hậu có lẽ bắt nguồn từ sự thay đổi điều kiện địa lý liên quan với hoạt động kiến tạo mảng. Sự chuyển động của các mảng có thể di chuyển lục địa lên vĩ độ cao có nhiệt độ thấp và băng do tuyết rơi nhiều. Sự xô húc các mảng, tiếp theo là sự nâng cao những khu vực rộng lớn; sự thay đổi khí quyển, hình dạng và vị trí các mảng cũng góp phần vào sự đổi thay của khí hậu. Những giai đoạn gian băng với khí hậu ấm mát trong Pleistocen đã diễn ra trong thời gian hàng chục, hàng trăm nghìn năm. Tuy đã có một số giả thuyết được đưa ra để giải thích nguồn gốc của băng hà và gian băng nhưng đến nay vẫn chưa có lời giải thích thoả đáng về vấn đề này .  Giả thuyết băng hà có nguồn gốc vũ trụ Giả thuyết của D. Poisson cho rằng hệ Mặt Trời theo chu kỳ đi qua vùng lạnh và vùng ấm của khoảng không vũ trụ do đó gây nên những thời kỳ ấm và lạnh trên Trái Đất; thời kỳ lạnh tạo hiện tượng đóng băng trên mặt đất. Giả thuyết này cũng như những giả t huyết về sự thay đổi có chu kỳ trong hoạt động vũ trụ của Trái Đất đều không đủ sức thuyết phục , vì thời gian của chu kỳ theo tính toán lại không phù hợp với gián cách thời gian của các kỳ băng giá đã biết trên vỏ Trái Đất. Giả thuyết Milankovitch 1 coi đầu kỳ băng Pleistoc en có ba thông số của quỹ đạo Trái Đất (H.14.7). Thứ nhất là sự lệch tâm quỹ đạo do đó quỹ đạo không còn là hình tròn nữa (H.14.7A). Tính toán cho thấy chu kỳ của một sự lệch tâm cực đại là khoảng 100 000 năm. Điều này gần ứng với 20 chu kỳ nóng - lạnh diễn ra trong Pleistocen. Thông số thứ hai là góc giữa trục Trái Đất và đường thẳng góc với mặt hoàng đạo (H.14.7 B). Góc này thay đổi khoảng 1,5o so với giá trị trung bình của nó là 23,5 o trong chu kỳ 41 000 năm. Thông số thứ ba là sự tiến độ ng của điểm xuân phân và thu phân gây nên vị trí của các điểm phân và các điểm chí di chuyển chậm quanh quỹ đạo bầu dục của Trái Đất trong chu kỳ 23 000 năm (H.14.7C-D). Sự biến đổi liên tục của ba thông số này làm cho tổng lượng nhiệt Mặt Trời nhận được ở mỗi vĩ độ biến thiên theo thời gian. Tuy nhiên, tổng nhiệt mà Trái Đất nhận được thay đổi rất ít. Theo M. Milankovitch thì sự tương tác của ba thông số này là cơ chế khởi động cho các kỳ băng và gian băng trong Pleistocen. M. Milankovitch đã tính được trong 650 nghìn năm gần đây đã có bốn lần cường độ bức xạ của Mặt Trời cực tiểu trên vỏ Trái Đất. Bốn lần bức xạ cực tiểu đó tương ứng với bốn kỳ đóng băng Gunz, Mindel, Riss và Wurm ở Châu Âu, trong đó kỳ đóng băng Riss lớn nhất, trùng với lần bức xạ nhỏ nhất. M. Milankovitch cũng cho biết khoảng thời gian kéo dài của từng kỳ đóng băng và gian băng. Giả thuyết M. Milankovitch tuy được nhiều người ủng hộ, nhưng cũng có nhà khoa học lại cho rằng chính sự gia tăng cường độ bức xạ Mặt Trời mới gây hiện tượng đ óng băng. 1

Milutin Milankovitch, nhà toán học Serbi

302

Cường độ bức xạ tăng dẫn đến sự chênh lệch nhiệt độ nhiều hơn giữa xích đạo và địa cực. Từ đó gây nên sự tăng cường hoạt động hoàn lưu khí quyển và tuyết sẽ rơi nhiều hơn ở địa cực và cuối cùng làm phát triển vỏ băng .  Giả thuyết băng hà có nguồn gốc từ Trái Đất Nhiều nhà địa chất cho rằng sự nâng cao của lục địa sau mỗi chu kỳ tạo núi dẫn đến sự hình thành khí hậu băng giá. Để chứng minh cho lập luận này các nhà địa chất đã đối chiếu các kỳ đóng băng Proterozoi, Devon hạ, Carbon và Đệ Tứ và thấy chúng đều tương ứng với thời gian sau tạo núi Baicali (Asintic), Caledoni, Hercyni và Alpi. Hiện nay nhiệt độ trung bình của nước đại dương là 3,8 oC trong khi đó nước của các biển kín và kề lục địa cao hơn nhiều như biển Baltic: 4,6oC, Biển Đen: 9 oC, Địa Trung Hải: 13,5oC và Biển Đỏ: 21,5 oC. Như vậy nhiệt độ của Mặt Trời chiếu vào lục địa đã được dự trữ vào những khối nước lục địa. Nguồn nhiệt này sẽ bổ sung lại cho lục địa vào lúc nhiệt độ chung hạ thấp. Một điều nữa là nhiệt của Mặt Trời cũng được giữ khá nhiều ở hơi nước trong không khí. Độ hơi nước giảm dần từ xích đạo về địa cực, do đó mà khi tiến về địa cực nhiệt cũng giảm dần, ở vùng xích đạo hơi nước đã hấp thụ 70% nhiệt của tia nắng, còn ở miền địa cực chỉ 30%. Sau những chuyển động tạo núi, biể n rút trên đại bộ phận lục địa. Diện tích lục địa tăng, biển kín và biển nội địa không lớn nên không đủ nhiệt bổ sung cho lục địa, do đó mà nhiệt độ hạ thấp. Độ hạ nhiệt dĩ nhiên không đồng đều theo vĩ độ, càng gần về địa cực độ giảm này càng lớn. Sự chênh lệch nhiệt độ gây nên sự hoàn lưu khí quyển giữa vùng cực và xích đạo, hơi nước dày đặc ở khí quyển trên đại dương tràn về địa cực gây mưa tuyết, từ đó tạo nên những mũ băng (trung tâm băng) lục địa. Câu hỏi đặt ra mà giả thuyết này cần giải đáp là tại sao băng giá sau Caledoni, Hercyni chỉ có ở bán cầu nam, còn băng giá Đệ Tứ lại chỉ có ở bán cầu bắc? Để giải đáp điều này cần chú ý đến sự di chuyển lục địa theo kiến tạo mảng. Trong Paleozoi, lục địa Gondwana chưa bị phân tách, các khối lục địa Nam Mỹ, Châ u Phi, Ấn Độ,

Hình 14.7. Giả thuyết Milankovitch giải thích hiện tượng gian băng. A) Quỹ đạo của Trái Đất thay đổi từ gần tròn (đ ường gạch nối) thành elip (đường liền) và ngược lại trong 100 000 năm. B) Trái Đất chuyển động theo quỹ đạo đồng thời xoay tròn theo trục, nghiêng so với mặt hoàng o đạo 23,5 và hướng về sao Bắc Đẩu. Trục Trái Đất khi quay vẽ thành hình nón trong không gian. C) Hiện nay gần Mặt Trời nhất vào tháng Giêng (mùa đông bán cầu bắc). D) Khoảng 11 000 năm nữa do sự tiến động Trái Đất sẽ gần Mặt Trời hơn vào tháng 7 (mùa hè bán cầu bắc).

303

Australia và Châu Nam Cực còn liền một khối. Lúc đó địa cực nam ở vị trí ứng với phía đông Nam Phi hiện nay, các mũ băng được hình thành gần đó. Về sau do lục địa tách giãn và di chuyển nên các vùng thuộc trung tâm đóng băng Paleozoi muộn mới có vị trí như ngày nay ở Nam Mỹ, Nam Phi và Australia.

14.4. NHỮNG NÉT LỚN TRONG PHÁT TRIỂN ĐỊA CHẤT 14.4.1. Hình thái lục địa và hoàn cảnh cổ địa lý  Hình thái biển và lục địa Có thể thấy rõ hai giai đoạn khá rõ nét về sự biến đổi hình thái biển và lục địa trong kỷ Đệ Tứ. Giai đoạn đầu kế thừa tính chất nâng cao, biển lùi từ Pliocen (cuối Neogen) và giai đoạn sau – biển tiến tiếp diễn đến hiện nay. Giai đoạn đầu lục địa khá rộng so với hiện nay và là thời kỳ biển lùi lớn của kỷ Đệ Tứ. Nhiều khu vực hiện nay là biển thì ở đầu kỷ Đệ Tứ là lục địa như vùng thềm lục địa Đông Nam Á, vùng biển đông Trung Quốc v.v… (H.14. 8). Có dẫn liệu địa chất xác nhận chắc chắn về hình thái biển và lục địa trên Trái Đất trong Pleistocen. Khi đó Borneo, Indonesia và Đông Dươn g là một dải đất nối liền nhau; Nhật Bản, Triều Tiên và Đông Bắc Trung Quốc không bị biển ngăn 60

0 0

40 40

120

Hình 14.8. Cổ địa lý Châu Á trong Pleistocen (Xinhixưn, 1962) . 1. Lục địa bằng phẳng; 2. Vùng núi cao; 3. Biển; 4. Băng di động (băng trôi); 5. Băng lục địa; 6. Băng vùng núi; 7. Vùng hồ khô cạn; 8. Sa mạc; 9. Núi lửa

304

cách. Châu Á và Bắc Mỹ cũng nối liền qua vùng eo biển Bering hiện nay . Ở Châu Âu chưa có Biển Bắc và biển Baltic nên Anh và Pháp nối liền nhau, bán đảo Scandinavia và vùng Tây Bắc Nga cũng liền một dải. Thời kỳ biển lùi này của kỷ Đệ Tứ kéo dài gần suốt Pleistocen. Trên bề mặt thềm lục địa, ở độ sâu dưới 200 m (nhiều nơi chỉ 60 – 80 m) hiện nay còn quan sát được di tích của những thung lũng sông cổ cũng như di tíc h của ám tiêu san hô. Động vật trên cạn giữa Châu Á và Bắc Mỹ cũng giao lưu với nhau trong Pleistocen qua cầu nối mà nay là eo biển Bering. Ở Châu Âu dưới đáy biển Manche và Biển Bắc (giữa Anh và Pháp) đã phát hiện được thung lũng cổ của sông Rhin và sông Seine. Sông Thames ở Anh vào Pleistocen là phụ lưu của sông Rhin và cuối cùng cửa sông đổ ra biển ở vùng giữa Anh và Scandinavia hiện nay. Giai đoạn thứ hai gắn liền với hoạt động biển tiến sau thời kỳ đóng băng và kéo dài đến hiện nay. Biển tiến và sự sụt chìm nhiều khu vực, hình thành nhiều vùng biển mới như vùng thềm lục địa phía đông và đông nam Việt Nam ngăn cách Đông Dương và Borneo, Indonesia, vùng biển đông Trung Quốc, giữa Nhật Bản và lục địa Châu Á. Mực nước dâng cao trong kỳ biển tiến này đạt tru ng bình 50 m. Giữa sự kiện đóng băng, tan băng và biển lùi, biển tiến trong kỷ Đệ Tứ có mối liên quan chặt chẽ. Thời kỳ đóng băng ứng với kỳ biển lùi và từ Holocen, khi băng tan cũng bắt đầu biển tiến lớn và biển tiến này kéo dài đến hiện nay. Các nhà địa chất đã tính ra đợt biển tiến này làm mực nước biển dâng cao không ít hơn 50 m, chính vì vậy mà đã hình thành những khu biển trẻ như Baltic và Biển Bắc (giữa Anh và Pháp), biển đông nam Đông Dương ngăn cách Indonesia và Việt Nam. Ở Châu Âu cũng xác định đ ược những đợt biển lùi, biển tiến xen kẽ nhau ứng với các kỳ đóng băng và gian băng trong Pleistocen.  Đặc điểm của một số khu vực không đóng băng Trong kỷ Đệ Tứ một phần lớn của lãnh thổ Châu Á, Châu Phi, Australia, Nam Mỹ không bị lớp băng lục địa bao p hủ. Những khu vực này chịu tác động mạnh mẽ của hoạt động phong hoá, bào mòn và tích tụ trầm tích lục địa. Trong phạm vi Âu - Á khí hậu ấm đã bao trùm khu vực không đóng băng và một số khu vực bị đóng băng trong kỳ gian băng. Trong điều kiện khí hậu ấm đó lớp phủ thực vật đầm lầy phát triển, tạo điều kiện thuận lợi cho việc hình thành than bùn như ở Siberi và nhiều vùng ở Đông Nam Á v.v… Ở nhiều nơi than bùn Đệ Tứ đã trở thành nguồn nguyên liệu lớn, được khai thác dùng làm phân bón và chất đốt. Khác với nh ững vùng khí hậu ẩm vừa nói, nhiều nơi như Trung Á, Mông Cổ, Hoa Bắc v.v… trong điều kiện khí hậu khô, thực vật kém phát triển, không tạo than bùn mà quá trình phong hoá phá huỷ đã dẫn đến sự hình thành những sản phẩm trầm tích vụn mịn. Trong điều kiện khí hậu khô đó hoạt động của gió là tác nhân vận chuyển loại vật liệu trầm tích đặc biệt là cát và hoàng thổ. Hoàng thổ được thành tạo nhiều lần trong kỷ Đệ Tứ ở nhiều nơi trên lục địa Âu - Á như ở Mông Cổ, Hoa Bắc, tây bắc Ấn Độ, Trung Á, bán đảo Arabia và một số nơi ở Châu Âu. Những vùng trầm tích hoàng thổ là những nơi đất phì nhiêu rất thuận lợi cho canh tác, nếu giải quyết được công tác thuỷ lợi. Song song với sự hình thành hoàng thổ, tác dụng của gió cũng là tác nhân chính trong việc hình thành những vù ng sa mạc. Thành phần trầm tích ở đây là cát có nguồn gốc từ đá mẹ phá huỷ và cả sa bồi được gió tải đến. Những sa mạc này được hình thành ở những vùng khô nóng có địa hình trống trải và gió mạnh như ở Gobi, Trung Á, Arabia v.v… Có thể quan sát 305

thấy sự chuyển tiếp của vùng sa mạc sang vùng tích đọng hoàng thổ như ở bắc dải Kunlun (Côn Luân) và Tây Bắc Trung Quốc v.v… Ở khu vực khí hậu nhiệt đới, bên cạnh sự hình thành sa bồi của các sông là quá trình hình thành laterit và đất đỏ. Khí hậu nóng ẩm của những v ùng này đẩy mạnh sự phá huỷ của silicat và giải phóng các oxit sắt, alumin, mangan làm hình thành đất màu đỏ. Ở nhiều khu vực Nam Á bên cạnh vùng thành tạo laterit, đất đỏ là những vùng thấp thành tạo sa bồi hoặc thành tạo than bùn.

14.4.2. Hoạt động địa c hất Đệ Tứ ở Đông Dương Quá trình phun trào basalt bắt đầu từ cuối Pliocen vẫn tiếp diễn ở đầu kỷ Đệ Tứ và phổ biến rộng rãi ở phía nam Đông Dương. Ở Đông Nam Bộ, nam Tây Nguyên, Đông Campuchia đá basalt phủ trên diện tích rộng lớn. Sự phá huỷ của đá basalt ở khu vực này đã hình thành vùng đất đỏ rất phì nhiêu, thích hợp cho việc trồng cây công nghiệp như cà phê, cao su v.v… Ở phía bắc Đông Dương đá basalt ít phổ biến hơn, những vùng đá basalt chỉ gặp ở Vĩnh Linh, Phủ Quỳ (Nghệ An). Ở vùng núi Đọ (Thanh Hoá) đá basalt bị chìm dưới lớp phủ của phù sa châu thổ sông Mã. E. Saurin cho rằng hoạt động phun trào basalt kết thúc vào Pleistocen sớm (ứng với Vilafranca và Gunz). Đá basalt là một trong những nguyên liệu chủ yếu cho việc chế tác công cụ của người cổ. Tại nhiều di chỉ thuộc thời kỳ đồ đá cũ như ở Xuân Lộc (Đồng Nai), Núi Đọ (Thanh Hóa) đã phát hiện nhiều khí cụ của người tiền sử, trong đó phần chủ yếu được chế tác từ đá basalt. Trong Holocen trên lãnh thổ Đông Dương vẫn tiếp tục mạnh mẽ quá trình hoạt độn g tân kiến tạo. Nhiều đứt gãy vẫn tiếp tục hoạt động, nhất là hệ đứt gãy Sông Hồng và đặc biệt l à dọc đứt gãy Lai Châu - Điện Biên, những tài liệu về động đất đo được đã xác nhận điều này. Bên cạnh đó là ảnh hưởng của hoạt động magma dưới sâu, thể hiện ở s ự hình thành nhiều suối nước nóng ở rải rác nhiều địa phương khắp Đông Dương. Ngay trong những thập kỷ đầu thế kỷ 20 cũng còn có những biểu hiện của hoạt động núi lửa như ở Cù Lao Ré, mũi Ba Làng An và đặc biệt là sự hình thành đảo Hòn Tro. Năm 1923 sau mộ t trận động đất, ở ven biển Nam Trung Bộ đã xuất hiện một hòn đảo được hình thành do tro núi lửa. Đảo này chỉ tồn tại 6 tháng, sau đó bị sóng biển san bằng. Hiện nay đảo này chỉ còn là một đảo ngầm dưới mặt nước biển ở độ sâu khoảng 20m. Ở trung du Bắc Bộ cũng như một vài nơi ở Miền Nam trong Đệ Tứ quá trình laterit hoá diễn ra rất mạnh mẽ. Laterit rất phổ biến trên những vùng đồi rộng lớn thuộc Vĩnh Phúc, Phú Thọ, Bắc Thái, Bắc Giang, với độ dày đáng kể. Quá trình laterit hoá hiện vẫn tiếp diễn với tốc độ lớn và chỉ bị hạn chế lại ở những nơi được trồng cây gây rừng tích cực . Năm chu kỳ biển tiến và biển thoái trong lịch sử phát triển địa chất Đệ Tứ ở Việt Nam đãđược đề xuất, gắn liền với các chu kỳ biển tiến, biển lùi và kỳ đóng băng, gian băng trên thế giới. Đó là 1) Chu kỳ Pleistocen sớm bắt đầu bằng biển lùi ứng với băng hà Gunz và kết thúc với biển tiến ứng với gian băng Gunz – Mindel; 2) Chu kỳ Pleistocen giữa - đầu Pleistocen muộn. Đầu Pleistocen giữa xuất hiện pha biển lùi ứng với băng hà Mindel, đầu Pleistocen muộn một pha biển tiến rộng khắp ở Việt Nam dẫn đến hình thành trầm tích biển thuộc nhiều tướng khác nhau; 3) Chu kỳ Pleistocen muộn. Đầu Pleistocen muộn biển lùi ứng với băng hà Riss. Cuối Pleistocen muộn biển nông bao phủ đồng bằng Bắc Bộ, Th anh Hoá - Vinh và đồng bằng Nam Bộ. Trong khi đó tại ven biển Miền Trung hình thành các đê cát ven bờ (Quảng Bình, Đà Nẵng, Quảng 306

Ngãi và Phan Thiết) chứng tỏ một đợt biển lùi ứng với băng hà Wurm; 4) Chu kỳ Holocen sớm Holocen giữa; Hình thành trầm tích cát trắng, xuất hiện than bùn trước và sau biển tiến Holocen giữa ở đồng bằng Bắc Bộ và Nam Bộ, trong khi đó ở ven biển Miền Trung hình thành đê cát ven bờ và đầm phá. Biển tiến cực đại trong Holocen giữa (biển tiến Flandrian) để lại dấu ấn là đường bờ cổ ven các đồng bằng hiện đại; 5) Chu kỳ Holocen giữa - muộn. Biển lùi trên toàn lãnh thổ Việt Nam, dịch chuyển đường bờ ra phía biển. Với sự phân chia như trên, ba chu kỳ đầu gắn liền với các kỳ đóng băng và gian băng, hai chu kỳ sau băng sự phát triển địa chất ở Việt Nam có vẻ như phức tạp hơn. Một số nhà địa chất Việt Nam nghiên cứu về Đệ Tứ cũng chưa tán đồng cách phân chia 5 chu kỳ nêu trên.

14.4.3. Hoạt động kiến tạo mảng và xu thế phát triển bộ mặt Trái Đất  Những nét cơ bản của hoạt động kiến tạo tr ong Đệ Tứ và hiện tại. Trong mấy triệu năm gần đây những sự kiện kiến tạo lớn thay đổi rất ít. Các đới hút chìm, các sống núi đại dương, các rift lục địa cũng có vị trí tương tự như hiện nay và cũng đã có đủ 7 mảng lớn trên bề mặt Trái Đất. Những sự kiện lớn của hoạt động kiến tạo mảng từ Neogen (Chương 13) vẫn tiếp diễn trong Đệ Tứ và hiện nay. Hoạt động tách giãn các mảng và hình thành đại dương vẫn tiếp diễn ở Đại Tây Dương, Đông Phi và nhiều nơi khác. Sự hội tụ và xô húc giữa mảng vẫn tiếp diễn, ví dụ sự xô húc của mảng Âu - Á và các mảng Châu Phi, Ấn Độ - Australia, mảng Thái Bình Dương với mảng Bắc Mỹ và Âu - Á, mảng Nazca với mảng Nam Mỹ v.v… vẫn tiếp diễn. Điển hình là sự xô húc giữa mảng Âu - Á và các mảng Châu Phi, Ấn Độ - Australia do đó các dãy núi Alpes, Hymalaya vẫn đang tiếp tục được nâng cao .  Xu hướng có thể của sự phát triển hoạt động kiến tạo mảng . Trên cơ sở những hiểu biết hiện nay về hoạt động kiến tạo mảng, có thể dự đoán về sự đổi thay kích thước và hình dáng các mảng lớn của Trái Đấ t, sự xuất hiện và sự biến mất các đới hút chìm và các sống núi đại dương. Tuy vậy, quá trình đối lưu trong Trái Đất và sự biến đổi của nó qua thời gian vẫn còn nhiều ẩn số chưa được giải đáp, do đó mọi sự tiên đoán chỉ là giả định. Nếu những hướng chủ yế u và tốc độ chuyển động mảng hiện nay cơ bản vẫn được duy trì trong tương lai 50 triệu năm tới thì có thể dự đoán một số biến đổi có thể xẩy ra. Trước hết, Đại Tây Dương và Ấn Độ Dương sẽ tăng trưởng đáng kể do vỏ đại dương được hình thành mới tại sống núi đại dương (Đại Tây Dương tăng đến 30% diện tích). Để điều tiết sự tăng trưởng này, Thái Bình Dương sẽ bị thu hẹp bớt. Hoạt động hội tụ giữa Ấn Độ và Tây Tạng sẽ giảm bớt và Hymalaya sẽ bị bào mòn nhanh chóng. Mảng Australia tiếp tục xô húc với mảng Châu Á tại Indonesia và có lẽ một rặng núi lớn sẽ được hình thành dọc theo hệ cung Sunda (từ Sumatra tới Papua, New Guinea). Nếu xẩy ra như vậy thì thềm lục địa nông ở Biển Đông, Biển Java sẽ nổi lên trên trên mực nước biển. Tại Châu Phi, rift Đông Phi tiếp tục mở và dĩ nhiên là vỏ đại dương được sinh thành nhiều hơn so với tình hình đang hình thành hiện nay ở Hồng Hải. Do tốc độ tách giãn lục địa có lẽ sẽ thay đổi theo thời gian nên khó mà đoán trước được Đông Phi có hoàn toàn tách khỏi Tây Phi trong 50 triệu nă m sau hay không.

307

Phụ chương 15 (Đọc thêm)

LỊCH SỬ TI ẾN HÓA LOÀI NGƯỜI 15.1. BỘ LINH TRƯỞNG Loài người thuộc bộ Linh trưởng (H.15.1), hóa thạch của những thuỷ tổ của bộ này đã gặp trong trầm tích Paleocen ở Trung Quốc, Bắc Mỹ và Châu Âu. Một số Linh trưởng nguyên thuỷ, bao gồm “vượn cáo bay” thuộc thuỷ tổ của Dermopterid có khả năng bay lượn được. Chúng chỉ nhỏ cỡ con sóc, thuộc loại ăn thực vật và trong chúng chỉ những dạng sớm nhất và nhỏ xíu như Purgatorius ở Paleocen sớm có khả năng là thuỷ tổ của Linh trưởng cao cấp. Linh trưởng cao cấp gồm Prosimea (Tiền hầu) và Anthropoidea (Dạng người).

15.1.1. Prosimea (Tiền hầu) Prosimea gồm các dạng như vượn cáo (lemur), mắt trố 1 (tarsier) được phát hiện ở Trung Quốc. Đầu Eocen do khí hậu ấm, cầu nối Bering giữa Alaska và Siberi đã giúp động vật ưa ấm có thể đi qua cầu này. Vượn cáo, mắt trố có thể di cư sang Bắc Mỹ và sau đó sang Châu Âu qua Greenland. Vượn cáo, mắt trố và những dạng gần gũi với chúng chiếm đến 10% động vật có vú của Bắc Mỹ và Châu Âu trong Eocen.

15.1.2. Anthropoidea (Dạng Người ) Anthropoidea gồm khỉ, khỉ dạng người và người, đã tiến hóa từ một nhánh của Prosimea trong Eocen muộn và bắt đầu từ Oligocen (37 triệu năm trước đây) Anthropoidea được hình thành. Nguồn gốc và lịch sử tiến hóa của Anthropoidea nguyên s ơ chỉ mới được biết ít ỏi qua một hóa thạch phát hiện được trong trầm tích Oligocen của bồn địa Fayum ở Tây nam Cairo (Ai Cập). Trong Oligocen bồn địa này là vùng rừng mưa nhiệt đới cây cối tươi tốt, phong phú động vật, trong đó có nhiều dạng Anthropoidea sống trên cây. Anthropoidea gồm ba thượng họ – khỉ cựu lục địa, khỉ tân lục địa và Hominoidea . Khỉ cựu địa có lỗ mũi xít nhau thẳng đứng (như ở khỉ không đuôi hay khỉ người và người), tay cầm lục nắm được, đuôi không quấn quặt được, khỉ macac (macaque), k hỉ đầu chó (baboon) và khỉ vòi (proboscis). Hóa thạch cổ nhất của thượng họ này gặp trong trầm tích Oligocen ở Châu Phi. Khỉ cựu lục địa hiện nay phân bố rộng rãi ở những vùng nhiệt đới của Châu Phi và Châu Á. Khỉ tân lục địa (khỉ Trung Mỹ và khỉ Nam Mỹ) t iến hóa độc lập với khỉ cựu lục địa và Hominoidea, hóa thạch cổ nhất của chúng gặp trong trầm tích Oligocen của Nam Mỹ. Đặc điểm của khỉ tân lục địa là có đuôi quấn quặt được, mặt phẳng dẹt, lỗ mũi cách nhau, rộng, gồm nhiều loại khỉ.

Tên con vật là mắt trố do mắt của nó quá to, nó cũng còn có tên gọi là con cổ cẳng chân dài (tarsier)

308

Hình 15.1. Cây huyết thống của Linh trưởng (Condie & Sloan 1998)

Thượng họ Hominoidea có ba họ là họ Khỉ lớn dạng người hay khỉ không đuôi1 gồm chimpanze, đười ươi 2 và khỉ đột (gorilla); họ Khỉ nhỏ dạng người (Hylobatidae) gồm vượn (gibbon), vượn mực (siamang); họ Hominidae gồm người và dạng thuỷ tổ đã bị tuyệt chủng. Hóa thạch cổ nhất của Hominoidea là sinh vật khỉ dạng người có tuổi cách đây 25 triệu năm, đánh dấu sự phân nhánh của thượng họ Hominoidea từ khỉ cựu lục địa. Trong thời gian này sự di chuyển các lục địa đã dẫn đến thay đổi khí hậu. Tại Châu Phi, Châu Âu và Châu Á, khắp mọi nơi bắt đầu xu thế lạnh dần, những vùng rừng mưa nhiệt đới và cận nhiệt đới chuyển dần thành rừng hỗn hợp, savan và thảo nguyên do nhiệt độ và mưa giảm dần.

1 2

great apes orangutan

309

Sự thay đổi điều kiện địa chất và khí hậu đã tác động mạnh đến sự tiến hóa của Hominoidea và các động vật có vú khác. Trong Miocen cầu nối hai lục địa Âu - Á và Châu Phi được hình thành và khỉ dạng người sống trong rừng di cư từ Châu Phi sang Châu Á. Khi khí hậu tiếp tục lạnh hơn, các khu rừng rộng bị thu hẹp và biến thành những cánh rừng nhỏ xen giữa cá c đới savan và đồng cỏ. Các quần xã khỉ dạng người (apes) sinh sôi nảy nở tách biệt nhau trong các cánh rừng nhỏ rồi thích ứng toả tia và trở nên đa dạng trong Hominoidea. Trong thời gian này những khỉ nhỏ dạng người đã tiến hóa từ một nhánh của Hominoidea nguyên thuỷ. Tư liệu hóa thạch cho thấy họ người (Hominidae) không tiến hóa từ khỉ dạng người (Pongidae) mà theo một đường tiến hóa độc lập. Nhưng cũng chưa rõ có phải người đã tiến hóa từ một họ đơn giản của khỉ dạng người nguyên thuỷ hay không. Trong Miocen hai nhóm dạng khỉ (apelike) đã tiến hóa để ra đời một dạng khỉ to dạng người và có lẽ cả dạng nguyên sơ của thuỷ tổ loài người. Nhóm thứ nhất – Dryopithec tiến hóa ở Đông Phi trong Miocen cách đây 20 triệu năm. Sau đó cách nay 14 triệu năm cầu nối giữa hai lục địa Châu Phi và Châu Âu được hình thành do sự xô húc của hai mảng này thì chúng di cư sang Châu Âu và Châu Á. Dryopithec là một nhóm đa dạng về hình dạng, kích thước và lối sống. Mặc dù chưa phát hiện được hóa thạch sọ hay bộ xương đầy đủ, như ng hóa thạch một phần sọ, hàm và những mảnh vỡ của xương chi Hình 15.2. Dạng khỉ của Dryopithec. Hóa thạch của cho thấy chúng có bộ não lớn hơn tổ tiên xương chi chứng tỏ Dryopithec đi bằng 4 chân và sống chủ của chúng thuộc Anthropoidea. Khuôn yếu trên cây. (Wicander R. J. & Monroe S. 1993) mặt, răng và hàm dạng khỉ của chúng chứng tỏ chúng ăn quả, hạt nhiều hơn là ăn lá cây (H.15. 2). Cấu trúc chi cho thấy chúng đi bằng 4 chi và sống chủ yếu trên cây, ít khi đi lại trên mặt đất. Tư liệu hóa thạch cho thấy Dryopithec rất đa dạng và phong phú trong Miocen – Pliocen, chúng là điềm báo hiệu cho sự xuất hiện của khỉ to dạng người, thậm chí là của người Hominidae. Nhóm thứ hai trong Miocen là Ramapithec có kích thước nhỏ, cao hơn 1m, nặng khoảng 20 - 70kg, mặt ngắn và có dạng Hominidae hơn là dạng khỉ. Ramapithec có răng nanh nhỏ, răng hàm có men dày và có bề mặt phẳng để nhai (H.15.3). Trong những năm 1960 trên cơ sở đặc điểm của bộ xương, các nhà nghiên cứu đã từng coi Ramapithec là Hominidae nguyên thuỷ và vì vậy là thuỷ tổ của người. Về sau nghiên cứu kỹ lại hóa thạch Ramapithec, các 310

Hình 15.3. Răng hàm và xương hàm trên của Ramapithec. Cấu trúc bề mặt răng phẳng để nhai. (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

nhà cổ nhân học đi đến kết luận rằng Ramapithec không phải là thuỷ tổ của Hominidae mà là thuỷ tổ của đười ươi (orangutan) – một thành viên của khỉ lớn dạng người. Đến nay các nhà khoa học đã có trong tay những dạng cơ bản của loạt hóa thạch liên tục từ các dạng người đứng thẳng đến sự thông minh của chimpanze và thuỷ tổ của người hiện đại (H.15.4). Trong dãy tiến hoá, sự thay đổi từ dạng tương tự khỉ không đuôi đến chimpanze hiện đại và người hiện đại như sau: - Hình thành thế đứng thẳng và dáng đi kết hợp với sự mất phần lớn bộ lông; - Giảm thiểu kích thước răng và phát triển mặt đứng thẳng; - Tăng trưởng kích thước hộp sọ; Hình 15.4. Mối quan hệ huyết thống giữa bảy loài trong Hominidae (Condie K. C. & Sloan R. E. 1998) - Phát triển của công cụ dùng thường xuyên thay cho dùng một lần rồi vứt đi . Biết dùng lửa; - Tăng trưởng kích thước; - Hình thành tiếng nói phức tạp cho phép giao tiếp, hoạt động văn hoá; - Tiến hóa trong thời đại Đồ đá mới bao gồm phát triển nông nghiệp và dụng cụ cầm tay.

15.2. HỌ HOMINIDAE 15.2.1. Ardipithecus Họ Hominidae (viết gọn là Hominid) gồm 3 giống - Ardipithecus, Australopithecus và Homo. Giống cổ nhất là Ardipithecus, tách ra từ thuỷ tổ của chimpanze và chimpanze gigmy (hay bonobos) vào khoảng 6 - 10 triệu năm trước đây. Trong số khỉ không đuôi thì chimpanze và chimpanze gigmy gần loài người hiện đại nhất và có đến 98% gen giống nhau. Hóa thạch cổ nhất hiện biết của Hominid là Ardipithecus ramidus, có tuổi 4,4 triệu năm được phát hiện ở Ethiopia, dạng trẻ hơn đôi chút là Australopithecus anamensis, tuổi 4,3 triệu năm ở Kenya. Hóa thạch Ardipithecus được phát hiện là dạng hộp sọ trẻ con, vài chiếc răng và một xương cánh tay, tất cả đều cùng trong qu ần hợp rừng tựa như của chimpanze và chimpanze gigmy hiện nay. Một dạng trẻ hơn là hóa thạch của Australopithecus afarensis được gọi tên là “Lucy” (H. 15. 9; H.15.10). Lucy và những dạng họ hàng sống trong môi trường đồng bằng thảo nguyên ở Tanzania và Ethiopia cách đây 3,9 - 3 triệu năm. Cá thể cái của loài này chỉ cao khoảng 1m nặng 27 kg, còn con đực cao hơn 1m. Dạng Hominid nguyên sơ này có thân hình tựa khỉ không đuôi, sọ có kích thước tương tự như chimpanze hiện nay, nhưng răng nanh của khỉ không đuôi lớn bị tiêu giảm giống như người hiện đại và hông, chân đã biến đổi để thích nghi với đi đứng và chạy. Tư thế đứng thẳng này rõ ràng do đã thích nghi trong điều kiện mưa rào kết hợp với 311

Th ể tích sọ não (cm )

khủng hoảng Messin và sự phát triển của savan trống trải ở nơi mà trư ớc đây là vùng rừng mưa. Cách đây 2,7 triệu năm Australopithecus afarensis tách thành hai loài lớn, một loài có dạng mảnh dẻ là A. africanus, và một loài khác là A. robustus có kích thước lớn, có hàm khoẻ, răng to gấp hai lần răng của người hiện nay và thường cao khoảng 1,5m. Quá trình trưởng thành của dạng Hominid này nhanh hơn người hiện đại nhưng chậm hơn khỉ không đuôi. Cách đây 2,1 triệu năm, trong một thời kỳ khô nóng A. africanus phát triển thành một giống và loài mới - Homo habilis (H.15.4) và trong một thời gian ngắn cả 3 loài của Hominid cùng tiến hóa song song ở Châu Phi. A. africanus tuyệt chủng đầu tiên cách đây 1,9 triệu năm, trong khi đó A. Triệu năm robustus còn tiếp tục tồn tại cho đến cách Hình 15.5. Sự tăng thể tích hộp sọ của họ Người – đây 1 triệu năm. Hominidae (Condie K. C. & Sloan R. E.) 1998 Homo habilis khác với A. africanus chủ yếu ở bộ não, đặc biệt là thùy trán, hơi lớn hơn, mặt trước đứng thẳng hơn, và răng nhỏ hơn. Điều này xẩy ra đồng thời với việc sáng tạo công cụ đồ đá và dùng lửa. Loài tiếp theo là Homo erectus, xuất hiện cách đây 2 triệu năm và tồn tại đến cách đây 300.000 năm, trong khoảng thời gian đó dần dần chuyển biến đến dạng người đầu tiên – Homo sapiens. Sự khác biệt quan trọng giữa Homo erectus nguyên sơ và người sau đó thể hiện chủ yếu ở kích thước hộp sọ tăng từ 700 đến 1200m3 (H.15.5). Hóa thạch Homo erectus 14 tuổi, cao đến 1,8 m được phát hiện trong trầm tích hồ tuổi địa chất cách nay 1,8 tr.n. ở Kenya. Tất cả những hóa thạch Homo erectus đều cao lớn hơn Homo habilis. Vào giữa Pleistocen sớm và các thời băng hà chúng rời Châu Phi và phát tán đến Châu Âu, Châu Á. Hoá thạch của chúng tuổi khoảng 1 tr. năm đã gặp ở Bắc Á (người vượn Bắc Kinh), Indonesia (người vượn Java), ở Châu Âu. Cuối cùng, Homo erectus rời khỏi hẵn Đông Phi. Họ Hominidae đã tiến hóa từ những thuỷ tổ thuộc thượng họ Hominoidea trong khoảng thời gian từ 3 đến 4 triệu năm. Mặc dù Hominidae thể hiện sự đa dạng về hình thái, nhưng có một số đặc điểm phân biệt chúng với các dạng khác của Hominoidea. Trước hết là phương thức di chuyển của chúng. Các đại biểu của Hominidae đi bằng hai chân, có tư thế thẳn g đứng phản ánh rõ nét trong sự biến cải cấu trúc của khung xương chậu và xương chi (H.15.6) . Đặc điểm thứ hai phân biệt Hominidae với các dạng khác của Hominoidea là sọ não lớn hơn và cấu trúc bên trong tiến bộ hơn (H. 15.7). Những đặc điểm khác nữa là gi ảm nhẹ bộ mặt, giảm nhỏ răng nanh, thích ứng chế độ ăn tạp, tăng cường khả năng khéo léo, chế tác và sử dụng khí cụ tinh xảo. Nhiều nhà cổ nhân học cho rằng những đặc điểm này của Hominidae là để thích ứng với sự thay đổi khí hậu trong Miocen và Pliocen. Khi đó rừng mưa nhiệt đới của Châu Phi, nơi từng phong phú Prosimae (Tiền hầu) và Anthropoidea, đã bị thay đổi thành những vùng savan rộng lớn. Khi savan đồng cỏ tiếp tục mở rộng thì Hominidae cải biến từ đời sống trên cây trong rừng sang đời sống trong môi trường hỗn hợp rừng, đồng cỏ . 312

Hình 15.6. So sánh sự di động hai chân và bốn chi của khỉ đột và người. ( a) Khỉ đột có xương hông (ischium) dài và khung xương chậu nghiêng về trước theo hướng ngang; ( b) Xương hông của người ngắn hơn, khung xương chậu thẳng đứng. (Wicander R. J. & Monroe S.).

15.2.2. Australopithecus Đại biểu cổ nhất của Hominidae thuộc giống Australopithecus, hóa thạch của giống này đầu tiên phát hiện ở Nam Phi, sau đó là ở Tanzania, Keynia, Ethiopia, nhưng nổi tiếng nhất là những hóa thạch do ông bà Leakey cùng đồng nghiệp phát hiện. Đến nay có bốn loài hóa thạch của Australopithecus đã được phát hiện (Australopithecus afarensis, A. africanus, A. robustus và A. boisei) (H.15.8). Tuy vẫn còn nhiều điều thảo luận, nhất là sau khi phát hiện hóa thạch A. boisei, nhưng đa số các nhà cổ nhân học đồng ý với sơ đồ tiến hóa thể hiện trên hình 15.8, trong đó A. afarensis được coi là thuỷ tổ của hai giống Australopithecus và Homo. Australopithecus afarensis là dạng sớm nhất của Australopithecus, cấu trúc chi thể hiện dạng đi bằng hai chân, kích thước rất khác nhau, nhất là giữa con đực và con cái, cao từ 1 m đến 1,7 m; nặng từ 25 đến 60 kg. Bộ não lớn hơn chimpanze, thể tích trung bình khoảng 380 - 450 cm3 trong khi ở chimpanze chỉ là 300 - 400 cm3 nhưng nhỏ hơn nhiều so với người hiện đại (1300 cm3). Sọ của A. afarensis có nhiều nét của dạng khỉ như gờ trán

Hình 15.7. Sự tăng kích thước và tổ chức sọ não của Linh trưởng : (a) Khỉ tân lục địa; ( b) Khỉ lớn dạng người; ( c) Người hiện đại (Condie K. C. & Sloan R. E.)

313

lớn, trán thấp, hàm nhô về trước. Răng mang tính trung gian giữa khỉ và người, răng cửa nhỏ hơn nhưng răng hàm lớn hơn so với khỉ, răng nanh lớn hơn so với ở người. Răng hàm có men dày thích nghi với việc nhai nghiền quả, hạt và cả rễ cây (H.15.9). A. africanus sống cách nay từ gần 3 triệu năm đến 1,6 triệu năm Triệu năm trước đây (H.15.10). Sự khác biệt giữa A. Hình 15.8. Sơ đồ của D. Johanson và T. White: Người và africanus và A. afarensis không nhiều dạng cuối cùng của Australopithecus tách biệt nhau từ một gốc chung (Wicander R. J. & Monroe S. 1993) nhưng A. africanus cao lớn hơn A. afarensis (trung bình 1,4 m so với 1,2 m), thể tích sọ não cũng lớn hơn (400 - 600cm3 so với 380 - 450 cm3). Ngoài ra, mặt của A. africanus cũng phẳng hơn, răng cửa hơi nhỏ hơn. Có lẽ A. africanus chưa biết chế tác công cụ

Hình 15.9. Tái hiện quang cảnh Pliocen và bầy Australopithecus afarensis hái lượm quả, hạt (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

314

bằng đá mà chỉ biế t dùng que và đá để thu lượm thức ăn như chimpanze ngày nay. Một loài khác là A. robustus, sống cách nay 2,7 – 1,3 triệu năm, tức gần đồng thời với A. afarensis và A. africanus, có kích thước lớn hơn (cao 1,5 m; nặng 45 kg), có sọ trung bình 500 600cm3, mặt phẳng, hàm khoẻ và rộng, răng hàm phẳng, thích nghi với chế độ ăn thực vật. Đỉnh sọ có gờ xương nhô cao như khỉ đột hiện nay và thêm một diện tích để làm chỗ bám cơ hàm chắc khoẻ (H. 15.11). Loài thứ tư – A. boisei (H. 15.12) sống cách nay 2,5 – 1,2 triệu năm ở Đông Phi, cũng là một dạng to, rất giống với A. robustus trong các đặc điểm có gờ xương cao ở đỉnh sọ, mặt phẳng và rộng, răng hàm phẳng.

Hình 15.10. Sọ Australopithecus africanus (Wicander R. J. & Monroe S. 1993)

D. Johanson và T. White cho rằng cách nay 2,5 triệu năm từ A. afarensis đã phân thành hai nhánh (H.15.8), một nhánh trở thành Australopithec và tăng dần kích thước, nhánh thứ hai trực tiếp trở thành người. Tuy nhiên, việc phát hiện hóa thạch sọ A. boisei có tuổi 2,5 triệu năm đã dấy lên mối nghi ngờ với sơ đồ tiến hóa này. Sọ của A. boisei thể hiện nhiều đặ c điểm nguyên thuỷ (ở hộp sọ và khớp hàm) chung với A. afarensis. Richard Leakey và Alan Wallker đã đề nghị một sơ đồ tiến hóa khác, trong đó có hai nhánh của Australopithecus và A. africanus không phải là tổ tiên mà là đồng thời với A. robustus và A. boisei (H.15.13). Ngoài ra, có lẽ hai nhánh của Australopithecus và nhánh của người tiến hóa độc lập nhau từ một tổ

Hình 15.11. Hoá thạch sọ Australopithecus robustus (Wicander R. J. & Monroe S 1993)

Hình 15.12. Sọ tái dựng của Australopithecus boisei (Wicander R. J. & Monroe S 1993)

tiên mà đến nay chưa phát hiện được hóa thạch.

15.2.3. Homo habilis Homo habilis là đại biểu sớm nhất của giống Người (Homo), hóa thạch của loài này được phát hiện ở Nam Phi, Kenya và Ethiopia. Tùy thuộc vào sơ đồ tiến hóa (H. 15.8; H.15.13), xuất phát từ A. afarensis và từ một dạng Hominid chưa phát hiện được hóa thạch, 315

H. habilis đã tiến hóa cách nay hơn 2 triệu năm và đã tiếp tục sinh sống như một loài cho đến cách nay 1,4 triệu năm. Việc phát hiện mới một chiếc sọ và những phần xương của H. habilis có tuổi cách nay 1,8 triệu năm đã làm sáng tỏ về những thành viên sớm này của dòng giống người. Đầu của H. habilis khá giống với Australopithecus vì có diện mặt khá phẳng và răng hàm rộng. Tuy vậy sọ

Hình 15.13. Sơ đồ tiến hóa của R. Leakey: Ng ười và hai nhánh chính c ủa Australopithecus tiến hóa từ một dạng chung mà hiện nay chưa phát hiện được hoá thạch (Condie & Sloan 1998) .

não lớn hơn rõ rệt, trung bình khoảng 700 cm3. Điều ngạc nhiên là H. habilis lại có dáng khỉ – tay dài và thân hình nhỏ. Phát hiện mới này làm nổi bật một thực tế là đặc điểm cơ thể nguyên thuỷ của Australopithecus tiếp tục kéo dài hơn trong lịch sử tiến hóa người so với điều trước đây vẫn nghĩ. Sự tiến hóa chuyển biến giữa Homo habilis và H. erectus hình như đã diễn ra trong một thời gian ngắn, khoảng 200 000 năm, giữa 1,8 và 1,6 triệu năm trước đây.

15.2.4. Homo erectus Nếu Australopithecus và Homo habilis chỉ gặp ở Châu Phi thì Homo erectus phân bố rộng rãi hơn và là loài đầu tiên di cư từ Châu Phi trong các kỳ gian băng của Pleistocen. Hóa thạch của H. erectus được phát hiện ở cả Châu Phi, Châu Âu, Ấn Độ, Trung Quốc (người vượn Bắc Kinh) và Indonesia (người vượn Java). Loài này tiến hóa ở Châu Phi cách nay 1,8 triệu năm và cách nay 1 triệu năm có mặt ở Đông Á và Đông Nam Á, nơi mà chúng sống cho đến cách nay 300.000 năm. Mặc dù Homo erectus có nhiều dạng thuộc các địa phương khác nhau nhưng đều khác với người hiện đại ở nhiều đặc điểm. Trước hết là về thể tích hộp sọ (800 - 1300 cm3), dù đã lớn hơn nhiều so với Homo habilis nhưng vẫn nhỏ hơn Homo sapiens (trung bình 1350 cm3). Sọ của Homo erectus dài, thấp, vách dày và có góc nhọn ở phía sau. Mặt thô, trán lùi rõ về phía sau, gờ trán nổi rõ ( H.15.14). Răng nhỏ hơn răng Australopithecus, nhưng to hơn răng người hiện đại. Hóa thạch một bé trai được phát hiện ở Châu Phi có tuổi cách nay 1,6 triệu năm cho thấy kích thước Homo erectus có thể so sánh với người hiện đại. Chứng liệu khảo cổ cho thấy Homo erectus đã chế tác được công cụ, các mảnh tước gồm nắm đá, mảnh đá nhọn. Họ cũng đã biết dùng lửa và sống trong hang – một tiến bộ đối với cuộc sống Hình 15.14. Tái dựng sọ Homo với khí hậu ở vĩ độ bắc. Trong khoảng thời gian cách nay giữa 200.000 - 300.000 năm trước đây Homo erectus đã tiến hóa sang Homo sapiens. Sự chuyển biến giữa hai loài đã diễn ra dần dần và có nhiều kiểu dạng sống 316

erectus, một loài phân bố rộng rãi ở Châu Phi, Châu Âu, Ấn Độ, Indonesia, Trung Quốc (Wicander R. J. & Monroe S 1993)

đồng thời. Những dạng cổ xưa của Homo sapiens có sọ tròn, dài, cấu trúc mặt tế vi và răng hàm tương đối nhỏ, đôi khi có cằm. Thể tích hộp sọ trung bình 1350 cm3, tương tự như ở người hiện đại, rồi những dạng cổ xưa này chuyển dần sang người hiện đại. Có ba giả thuyết về vị trí của Homo erectus trong tiến hóa của người. Giả thuyết thứ nhất coi Homo erectus tiến hóa từ Homo habilis rồi sau đó tiến hóa sang Homo sapiens. Giả thuyết thứ hai khẳng định từ Homo erectus phân thành hai loài, một loài về sau bị tuyệt chủng và loài thứ hai tiến hóa thành Homo sapiens. Giả thuyết thứ hai này dựa trên phân tích huyết thống và cho rằng thực tế có hai dạng thuộc Homo erectus, một dạng ở Đông Nam Á về sau bị tuyệt chủng, một dạng khác ở Châu Phi về sau tiến hóa thành Homo sapiens. Giả thuyết nào sẽ đứng vững còn tùy t huộc vào những hóa thạch mới sẽ được phát hiện. Homo sapiens xuất hiện ở Đông Phi cách đây 300.000 năm và nhanh chóng phân bố trên các lục địa khác (H.15.1 5). Có từ 8 - 12 nòi người hiện đại đã được phát triển tương đối gần đây. Đầu tiên là phân hóa giữa người Châu Phi và Âu Á, sau đó phân hóa thành người Châu Á và người Châu Âu. Sự thay đổi màu da của nòi giống là kết quả của sự cân bằng nhu cầu vitamin D chống còi xương (màu da sáng) và nhu cầu chống ung thư do bức xạ tia cực tím (da màu tối). Vùng xích đạo nhiều bức xạ cực tím hơn vì bề dày của khí Hình 15.15. Tuyến di cư của Homo sapiens từ những dạng tổ quyển kém hơn nên tia sáng Mặt tiên ở Đông Phi (Condie & Sloan 1998) Trời xuyên qua nhiều hơn, vì thế người ở vùng này có màu da tối hơn. Trái lại, người sống trong khu vực vĩ độ cao, có độ bức xạ thấp của tia cực tím, do đó màu da sáng hơn để bảo đảm sản sinh vitaminn D. Như vậy, màu da là kết quả của chọn lọc tự nhiên và thay đổi theo vĩ độ, nơi mà tổ tiên con người sinh sống. Con người có màu da tối ở Ấn Độ là tổ tiên chủ yếu của người Châu Âu, nhưng do sự chọn lọc tự nhiên trong 5000 - 6000 năm nên có màu da tối vì sống gần vùng xích đạo. Từ nghiên cứu gen của ty thể tế bào, có ý kiến cho rằng tất cả người đang sống là hậu duệ của một tổ tiên mới hơn so với thuỷ tổ của Homo sapiens. Thuỷ tổ này sống cách đây khoảng 100.000 năm, như vậy chỉ mới có khoảng 4000 thế hệ trước đây. Lại có những ý kiến của các nhà cổ sinh cho rằng từ Homo erectus đã nhiều lần sinh ra Homo sapiens ở những địa phương khác nhau của Trái Đất .

15.2.5. Người Neanderthale Neanderthale là một dạng người đã sống cách nay 32.000 - 150.000 năm ở Châu Âu và Cận Đông, hóa thạch đầu tiên của họ đã được phát hiện ở thung lũng Neander gần Dusseldorf (Đức). Một số nhà nghiên cứu coi Neanderthale là một thứ loại hoặc phân loài ( Homo sapiens 317

neanderthalensis) của loài người hiện đại (Homo sapiens), số khác lại coi đó là một loài riêng biệt của giống Homo – Homo neanderthalensis. Bộ xương của Neanderthale khác với xương chúng ta hiện nay, trước hết là ở đặc điểm của hộp sọ. Sọ của người Neanderthale lớn hơn sọ chúng ta ngày nay, dài và nhỏ với gờ trán thô nổi cao, miệng nhô, cằm lẹm nhỏ (H.15.16). Cơ Hình 15.16. So sánh sọ Neanderthale và người hiện đại thể của Neanderthale thô và các cơ nặng – Homo sapiens.(Condie & Sloan 1998) nề, chi sau ngắn, tương tự như người Eskimo và những dạng người thích nghi với khí hậu lạnh hiện nay. Vị trí của người Neanderthale trong cây tiến hóa h ọ Người vẫn còn là vấn đề được thảo luận sôi nổi, phải chăng từ người Neanderthale đã tiến hóa trở thành người hiện đại hay họ chỉ là một nhánh đã tuyệt chủng của thuỷ tổ người. Sự thảo luận xoay quanh đặc điểm giải phẫu và hành vi của người Neanderthale. Về giải phẫu – người Neanderthale khác với người hiện đại nhưng cũng không còn là “dạng khỉ”. Về hành vi, Neanderthale đã biết chôn cất người chết, biết trang điểm một cách đơn giản. Những cá thể bị thương có thể sống sót được nhờ sự giúp đỡ của đồng loại. Những hành vi này của người Neanderthale chứng tỏ vai trò xã hội của người Neanderthale cũng đã khá phức tạp. Những hóa thạch được phát hiện ở hàng trăm địa điểm cho thấy người Neanderthale không khác gì chúng ta nhiều lắm, mà chỉ có kích thước to lớn hơn . Người Neanderthale Châu Âu là người đầu tiên thực sự sống trong điều kiện khí hậu lạnh của vùng vĩ độ cao, có mùa đông khắc nghiệt kéo dài và mùa hè ngắn. Tuy có đời sống xã hội và kỹ thuật thua kém nhiều so với người hiện đại nhưng Neanderthale không phải ngu đần, cục súc như trước đây bị các nhà nghiên cứu hiểu nhầm .

15.2.6. Người Cro-Magnon Hoá thạch của người Cro -Magnon (cũng viết Crô Ma nhông) lần đầu được phát hiện trong hang Cro-Magnon ở vùng Dordogne (Tây Nam Pháp), cấu tạo của hoá thạch này (H.15.17) không khác nhiều so với Homo sapiens và rất giống với người Châu Âu hiện đại. Kết quả nghiên cứu ADN cho thấy người Cro -Magnon và Homo sapiens là những người anh em gần g ũi của nhau, còn người Neanderthale chỉ có quan hệ họ hàng xa đối với Homo sapiens. Người Cro-Magnon giỏi săn bắt, biết dùng nhiều khí cụ khác nhau, có lẽ đã biết sử dụng cả cung tên, họ thường đi theo bầy thú trong mùa di cư của chúng. Cro-Magnon sống thành bầy, ẩn náu trong các hang động hoặc mái đá, biết dùng màu từ oxit mangan, sắt để vẽ lên vách và trần hang hàng trăm bức tranh ở Pháp và Tây Ban Nha mà ngày nay một số vẫn còn được bảo tồn. Khoảng 35.000 năm trước đây, Cro -Magnon đã di chuyển H.15.17. Hóa thạch sọ Crođến vùng sinh sống của người Neanderthale rồi sau đó hoàn Magon (World Wide Web)

318

toàn thay thế họ, nhưng sự kiện thay thế này xảy ra như thế nào và chính xác vào thời khoảng nào thì chưa được làm sáng tỏ. Trong quãng thời gian 35.000 - 10.000 năm, người Cro-Magnon đã phát triển nghệ thuật và kỹ thuật vượt quá bất kỳ thời gian nào trước đó. Với sự xuất hiện của người Cro-Magnon, lịch sử tiến hóa của loài người đã bước sang giai đoạn văn hoá, không còn là giai đoạn sinh vật nữa. Loài người phân bố rộng rãi khắp nơi trên thế giới do biết ứng phó với những điều kiện môi trường rất khác nhau. Từ sự tiến hóa của người Nean derthale cách nay 150.000 năm đến nay loài người đã đi từ văn hóa đồ đá, văn hóa kim khí lên kỹ thuật cao cho phép sáng tạo nhiều tiến bộ khoa học kỹ thuật trong một thời gian ngắn so với trước đó. Trong tương lai con người sẽ sử dụng như thế nào những kỹ thuật cao do chính mình tạo ra, có tiếp tục là một loài rồi tiến hóa sang một loài khác hay lại như nhiều nhóm khác đã bị tuyệt chủng trước đây. Điều này phụ thuộc trước hết vào cách ứng xử của con người đối với thiên nhiên và đối với cộng đồng xã hội của chính mình.

15.3. CÁC GIẢ THUYẾT VỀ NGUỒN GỐC LOÀI NGƯỜI  Hai giả thuyết lớn về nguồn gốc loài người Có hai giả thuyết lớn về nguồn gốc loài người; giả thuyết thứ nhất – loài người xuất hiện từ những thuỷ tổ Homo erectus độc lập và khác nhau ở những địa phương khác nhau; giả thuyết thứ hai – loài người có nguồn gốc từ một thuỷ tổ chung ở Đông Phi. Kết quả nghiên cứu ADN của sinh học phân tử ủng hộ giả thuyết thứ hai. Ước định rằng loài người tiến hóa từ một thủy tổ cách đây 100.000 -300.000 năm, nhiều nhà di truyền học đồng ý rằng thủy tổ này xuất hiện ở Châu Phi và chỉ sau một thời gian ngắn (dưới 50.000 năm) hậu duệ của thủy tổ này đã di cư đến Châu Âu, Châu Á và Australia (H. 15.15). Phát kiến của L.L. Cavalli - Sforza cho thấy con đường thừa kế ngôn ngữ rất tương ứng với mô hình di truyền. Điều này không những ủng hộ kết luận của các nhà nghiên cứu ADN mà còn cho thấy sự tiến hóa di truyền và ngôn ngữ song hành chặt chẽ với nhau. Giả thuyết Eva về nguồn gốc loài người . Một giả thuyết lý thú về nguồn gốc loài người xuất phát từ nghiên cứu sinh học phân tử – loài người xuất nguồn và tiến hóa từ một gốc chung, từ một “nữ nhân” là Eva1 sống ở vùng savan nóng ấm Châu Phi cách đây 200.000 năm (gọi tắt là giả thuyết Eva). Theo giả thuyết này Eva đã để lại di s ản gen mà con người hiện đại đang mang trong mình. Giả thuyết Eva đã dấy lên một cuộc thảo luận sôi nổi vì nó khác với quan điểm truyền thống về tiến hóa loài người dựa trên di tích hóa thạch như vừa trình bày trên đây. Những người đề xuất giả thuyết Eva t rên cơ sở nghiên cứu sinh học phân tử cho rằng loài người không tiến hóa chậm chạp từ các vùng khác nhau của thế giới như quan niệm truyền thống, mà từ họ hàng Eva ở Châu Phi. Cách đây khoảng từ 180.000 đến 90.000 năm một nhóm con cháu của Eva di cư từ quê hương của họ đến những nơi khác và thay thế các nhóm người đã có trước đó ở những nơi này. Giả thuyết Eva xuất nguồn từ quan sát ADN của ty thể tế bào vì ADN của ty thể giúp vạch lại mối quan hệ họ hàng. Tuy phần lớn thông tin di truyền được chứa trong ADN của nhân tế bào, nhưng một lượng nhỏ cũng có trong ty thể là cơ quan nhỏ trao đổi chất ngoài nhân. Trong nghiên cứu di truyền tổ tiên, ADN ty thể có ý nghĩa lớn vì trong đó tích tụ 1

Chú ý rằng Eva trong giả thuyết nguồn gốc loài người theo A DN không phải là Eva trong kinh thánh .

319

những đột biến nhanh hơn ADN của nhân và chỉ thừa kế từ cá thể mẹ. Trên c ơ sở nghiên cứu ADN ty thể, nhờ sự thừa kế từ cá thể mẹ có thể vạch lại con đường tiến hóa rõ ràng hơn so với ADN của nhân được tổ hợp từ cả gen bố và mẹ (H.15.18 ). ADN chỉ biến đổi do đột biến từ thế hệ này qua thế hệ tiếp nối và mỗi đột biến ngẫu nhiên sản sinh một kiểu ADN mới có thể nhận biết. Các nhà di truyền so sánh ADN ty thể từ nhiều hài nhi và nhận thấy có sự sai khác nhỏ nhưng rất rõ nét. Có hai chủng loại ADN – một loại chỉ gặp ở một số hài nhi của thế hệ mới ở Châu Phi và loại thứ hai gặp ở tất cả mọi người kể cả người Châu Phi. Sự phát hiện này là cơ sở để khẳng định người hiện đại tiến hóa từ Châu Phi, sau đó ở một địa điểm nào đó một nhóm người Châu Phi đã phân tách, tạo nên nhánh thứ hai của ADN và phân tán khắp nơi trên thế giới. Theo thống kê di truyền, ADN ty thể có thể vạch lại con đường từ một cá thể nữ rồi phát triển và hình thành nên các thế hệ của tất cả loài người hiện nay. Xem xét các kiểu ADN khác nhau và các đột biến thể hiện theo tốc độ không đổi, các nhà di truyền đã tính được thời gian cần thiết để từ ADN nguồn gốc Eva biến đổi để sản sinh ra một kiểu ADN khác. Theo cách tính toán này thì Eva đã sống cách đây 200.000 năm. Cuộc thảo luận đầu tiên giữa các nhà cổ nhân học và những nhà sinh học phân tử là về thời gian phân tách tổ tiên loài người và chimpanze. Trước đây các nhà cổ nhân học tin rằng tổ tiên loài người và chimpanze phân tách nhau cách đây 15 triệu năm hoặc thậm chí còn sớm hơn. Năm 1967 các nhà di truyền học bắt đầu nghiên cứu cấu trúc phân tử của protein máu vì máu biến đổi chậm và kiên định trong sự tiến hóa của loài. Khi quan sát protein máu ở khỉ đầu chó, chimpanze và người, các nhà di truyền học phát hiện sự khác biệt lớn giữa phân tử protein máu Hình 15.18. Cấu trúc ADN trong tế bào của chimpanze và khỉ đầu chó, theo dẫn liệu hóa thạch thì AND của nhân tế bào mang mã di hai loài này đã tách biệt nhau cách đây 30 triệu năm. truyền của cả bố và mẹ; trong khi đó ADN của ty thể chỉ mang di truyền của Trong khi đó sự khác biệt giữa chimpanze và người lại rất mẹ (Wicander & Monroe 1993). nhỏ, do đó các nhà di truyền kết luận rằng hai loài này mới chỉ tách biệt nhau cách đây vài triệu năm, ít hơn nhiều so với thời gian được ước định dựa t rên di tích hóa thạch. Càng phát hiện được thêm nhiều hóa thạch, các nhà cổ nhân học càng tin rằng sự phát triển tách biệt của tổ tiên người và chimpanze mới hơn nhiều so với điều đã nghĩ trước đây. Các nhà cổ nhân học cho rằng nếu bắt nguồn từ Châu Phi và phân bố rộng rãi trên thế giới thì người hiện đại phải có những đặc điểm Châu Phi, nhưng dẫn liệu khảo cổ từ Châu Á và Australia (Indonesia, New Guinea, Australia) lại không ủng hộ điều này. Mặt khác, tại sao người hiện đại Châu Phi có thể thay thế tất cả các nhóm người khác khi tiếp xúc với nhau mà lại không để lại một dấu tích hóa thạch nào về sự pha trộn di truyền giữa hai nhóm. Những phát hiện một số hóa thạch sọ có tuổi khoảng 350.000 năm ở Châu Á cho thấy sự chuyển biến từ người nguyên thuỷ sang ngườ i hiện đại đã diễn ra đồng thời giống như ở Châu Phi. Những phát hiện này đã cung cấp thêm chứng liệu để nói rằng ở người nguyên thuỷ Châu Á không phải đã bị thay thế từ người Châu Phi như giả thuyết Eva đã nêu. 320

VĂN LIỆU 1. BOILLOT G. 1996. La dynamique de la lithosphère. Une introduction à la géologie. Masson. Paris. Milan. Barcelone. 129 pgs. 2. BRIGGS D.E.G. & CROWTHER P.R. (Ed.) 1990. Paleobiology. A synthesis. Blackwell Scientific Publication. Oxford. London. Edinburg. Boston. Melbourne. 583 pgs. 3. CONDIE K. C. & SLOAN R. E. 1998. Origin and Evolution of Earth. Principes of Hiostorical Geology. Printice-Hall, Inc. 498pgs. 4. CONDIE K. C. 1988. Plate Tectonics and Crustal Evolution. 3rd Edition. Oxford. New York. Beijing. Frankfurt. Sao Paulo. Sydney. Tokyo. Toronto. 5. COTILLON P. 1988. Stratigraphie. Dunod. Paris. 185 pgs. 6. DEBELMAS J. & MACLE J. 1991. Les grandes structures géologiques. Masson. Paris. Milan. Barcelone. Bonn. 7. DERCOURT J., PAQUET J. 1979. Géologie. Objets et Méthodes. Dunod Université. 331 pgs. 8. DOVJIKOV A. E. (Chủ biên) 1971. Địa chất miền Bắc Việt Nam. Nxb Khoa học và Kỹ thuật. Hà Nội. 582tr. 9. EINSELE G. 1992. Sedimentary basins. Evolution, Facies and Sediment Budget. Springer-Verlag. 10. GORCHKOV G. & YAKOUCHOVA A. 1967. Géologie générale. Ed. Mir. Moscou. 11. JOLIVET L. 1995. La déformation des continents. Exempless regionaux. Hermann Editeurs des Sciences et des Arts. Paris 12. KEAREY P. & VINE F.J. 1990. Global tectonics. Blackwell scientific Publication. Oxford . London . Edinburg . Boston . Melbourne. 13. LETHIERS F. 1998. Evolution de la biosphère et événements géologiques. Gordon and Breach Science Publichers. 321 pgs. 14. Mc MENAMIN M.A.S. 2005. Vendian and Ediacaan. In Encyclopedia of Geology Ed. by Selley R., C., Cokks L.R.M., Plimer I.R. Elsevier. Academic Press: 371-381. 15. MERCIER J. & VERGELEY P. 1992 Tectonique. Dunod. Paris. 16. METCALFE I 2005. Southeast-Asia. In Encyclopedia of Geology Ed. by Selley R., C., Cokks L.R.M., Plimer I.R. Elsevier. Academic Press: 169-196. 17. POMEROL C., BABIN C., LANCELOT Y., LE PICHON X., RAT P., RENARD M. 1987. Stratigraphie. Principes, Méthodes. Applications. 3e Édition. Doin. Paris. 279pgs. 18. PROTHERO D. R. 1990. Interpreting the stratigraphic record. W.H. Freeman & Company. New York. 321

19. SALVADOR A. 1994. International Stratigraphic Guide. A guide to Stratigraphic classification, Terminology, and Procedure. 2nd Edition. Intern. Union of Geological Sciences & Geological Society of America, Inc. 20. TABRUCK E. J. & LUTGENS F. K. 1997. Earth Science (Eight Editiom). PrenticeHall, Inc. 638 pgs. 21. TỐNG DUY THANH 1976. Địa sử (Lịch sử phát triển vỏ Trái Đất). NXB Đại học & THCN. Hà Nội. 420 tr. 22. TỐNG DUY THANH (Chủ biên) 2003. Giáo trình Địa chất cơ sở. NXB Đại học Quốc gia Hà Nội. 306 tr. 23. TỐNG DUY THANH, VŨ KHÚC, PHAN CỰ TIẾN 1994. Quy phạm Địa tầng Việt Nam. Cục Địa chất Việt Nam . 76 tr. 24. TỐNG DUY THANH, VŨ KHÚC (Chủ biên) 2005. Các phân vị địa tầng Việt Nam. NXB Đại học Quốc gia Hà Nội. 494 tr. 25. TRẦN VĂN TRỊ (Chủ biên) 1977. Địa chất Việt Nam - Phần miền Bắc. 355 tr. Nhà xuất bản Khoa học và Kỹ thuật. Hà Nội. 26. VŨ KHÚC, BÙI PHÚ MỸ (Chủ biên) 1990. Địa chất Việt Nam. Tập I. Địa tầng. Tổng cục Mỏ - Địa chất. Hà Nội. 378 tr. 27. WANG H., ZHANG S., HE G. 2005. China and Mongolia. In Encyclopedia of Geology Ed. by Selley R., C., Cokks L.R.M., Plimer I.R. Elsevier. Academic Press: 345-357. 28. WANG H.Z., CHU X.C., LIU B.P., HOU H.F., MA L.F. et al. 1985. Atlas of the Palaeogeography of China. Cartographic Publishing House. Beijing. 29. WICANDER R. J. & MONROE S. 1993. Historical Geology. West Publishing Compagny. Minneapilis, St New York, Los Angeles. San Francisco. 640 pgs. 30. WIKIPEDIA, THE FREE ENCYCLOPEDIA. http:// Google.com. 31. ДОВЖИКОВ А. Е. (Ред.) 1965. Геология Северного Вьетнама. Главное Геологическое Упавление. Ханой. 584 стр. 32. ЛЕОНОВ Г. П. 1973-1974. Университета. Москва.

Основы

стратиграфии.

Изд.

Московского

33. МИХАЙЛОВ А. 1973. Структурная геология и геологическое картирование. Издат. "Недра". Москова. 34. НЕМКОВ Г. И. (Ред.) 1986. Историческая геология. Издат. "Недра". Москва. 35. ХАИН Β. Ε., КОРОВКОВСКИЙ Н.В., ЯСАМАНОВ Н. А. 1997. Историческая геология. Издат. Московского Университета.

322

BẢNG TRA CỨU A Á tuế, 229 A Vương (hệ tầng), 177, 178 Aceratherium, 268, 270 Acidaspis, 164 Acrospirifer, 185, 187 Agnostid, 175 Agnostus, 162 Agoniatites, 188, 208 Alberti (F. Alberti), 224 Alethopteris, 213 Algonki, 26 Alleghen (pha tạo núi), 218, 221 Allosaurus, 245 Alpi, 303 aluvi, 51 Alvarez (W. Alvarez), 258 Alveolites, 183, 184 ám tiêu, 168, 176, 180, 181, 183, 184, 191, 196, 197, 200, 201 Amaltheus, 243 Amblypoda, 269 Ammonites, 24, 225, 226 Ammonoidea, 187 Amphipora, 183, 184 Amphistegina, 266 Ấn Độ (nền), 80 Ấn Độ, 144, 148, 154, 159, 170, 171, 206, 211, 220, 222, 223, 241, 242, 249, 250, 252, 256, 257, 260 Ấn Độ Dương, 38, 249 An Phú (hệ tầng), 151, 177 Ẩn sinh, 120 Anapsida, 230, 232 Ancyloceras, 245 Andes, 174 Angara, 213, 214 Anisi, 225 Annelida, 157 anorthosit, 114, 143 Anthropogen, 291 Anthropoidea (Dạng người) , 296, 297, 308, 310, 312 Appalache, 172, 195, 197, 201, 217, 218, 219, 220 Arabia, 170, 175, 176 Arborea, 157 Arca, 265 Arcestes, 226 Archaeocyatha, 162 Archaeornis, 247

Archosaurus, 231 Arcritacha, 156 Ardipithecus ramidus, 311 Ardipithecus, 297 Arduno, 263 Arietites, 243 Arkei, 71, 72, 112, 114, 115, 116, 117, 118, 119, 120, 121, 122, 123, 124, 125, 126, 127, 128, 129, 130, 131, 133, 135, 136, 137, 138, 139, 140, 141, 143, 144, 145, 147, 150, 151, 154, 156, 157, 159 Arnioceras, 244 Articulata, 164 Artinsk, 203 Asaphus, 164 Assel, 203 Astarte, 241 Asturi, 203, 219, 221 Atrypida, 184 Âu - Á, 164, 224, 234 Aucella, 241 aulacogen, 147, 149, 150 Australia (nền) Australia, 26, 27, 80, 114, 117, 122, 138, 143, 147, 148, 149, 154, 157, 159, 162, 164, 167, 170, 171, 172, 173, 174, 175, 177, 181, 183, 188, 189, 194, 195, 196, 198, 199, 200, 214, 217, 219, 221, 222, 223, 231, 233, 235, 236, 239, 240, 249, 250, 252, 256, 293, 294, 295, 296, 302, 304, 305, 307 Australopithec, 315 Australopithecus, 297, 298, 311, 313, 315, 316 Australopithecus afarensis, 311,313, 314, 315 Australopithecus africanus, 312, 313, 314, 315 Australopithecus anamensis, 311 Australopithecus boisei, 313, 315 Australopithecus robustus, 312, 313, 315 Avalonia, 171, 172, 173, 174, 175, 195, 196, 197 Aviculipenten, 207 B ền ệ tầng) Ba Đi (h , 146, 151 Bạch quả, 214, 229, 247 Baculites, 245 bãi triều, 47 Baical, 27 Baiera, 229 Baikali, 148 Baltica, 145, 147, 170, 171, 173, 175, 178, 194, 195, 196, 197, 198, 200, 203, 217, 218, 219, 220, 221 bán đảo Đồ Sơn, 189

323

Bản Diệt (hệ tầng), 61, 62 Bản Páp (hệ tầng), 62 Bảng 3.3. Thời địa tầng quốc tế và tuổi địa chất, 76, 77 Bắc Âu, 28, 119, 122 Bắc Băng Dương, 38, 44 Bắc Đại Tây Dương, 141, 143 Bắc Hải, 21 Bắc Mỹ (nền), 80 Bắc Mỹ, 21, 27, 28, 30, 115, 116, 119, 122, 138, 140, 143, 147, 148, 149, 151, 157, 159, 168, 170, 171, 172, 173, 174, 175, 176, 178, 180, 188, 195, 196, 197, 200, 201, 207, 209, 211, 213, 217, 218, 219, 220, 221, 222, 223, 224, 234, 236, 239, 240, 247, 248, 249, 250, 251, 252, 253, 254, 256, 257, 291, 294, 295, 296, 299, 301, 305, 307, 308 Bắc Phi, 171, 172, 175, 176 Bắc Sơn (hệ tầng), 61, 62 Bắc Trung Quốc, 234 băng địa chấn, 15 băng hà, 43, 45, 140, 154, 192, 194, 201, 216 Bảo Hà (phức hệ), 129 Baskir, 203 bậc cổ địa lý, 12 Bậc khu vực, 73 Bậc, 57, 71, 72, 73 bất chính hợp, 11 Becquerel (Henri Becquerel), 31 Belemnitella, 245 Bellerophon, 207 Benettitales, 229 Benlovez (băng kỳ), 301 benthos, 40 Bering (cầu nối), 308 Bering (eo biển), 294, 295, 305 Beryli-10, 35 bề mặt tuổi (datum plane), 67 Bến Khế (hệ tầng), 178 biển Baltic, 27, 303, 305 biển Caribbe, 249 biển Caspi, 39, 48 biển Ceno-Tethys, 252 Biển Chết, 40 Biển Đen, 39, 40 Biển Đỏ, 40 Biển Đông và đứt gãy Sông Hồng, 282 Biển Đông, 39 biển hở, 39, 47 biển Irland, 21 biển lùi, 11, 12, 43, 44 biển Nhật Bản, 26, 39, 250 biển nông, 37, 39, 41, 42, 45, 46, 47, 53 biển sâu, 39, 42, 53 biển thẳm, 40, 42

324

biển thoái , 42, 43, 44 biển tiến, 12, 24, 42, 43, 44 biểu đồ carota, 13 Big Bang, 35, 117 Billingsella, 164 bimodal magma, 147 Bình Gia (Lạng Sơn), 298 bioherm, 200 Blackriver - Trenton, 168 Blastoidea, 166, 188, 209, 210 Bohem (Czech), 148 Bó Hiềng (hệ tầng), 199 bộ Ăn sâu bọ, 269 Bọ ba thùy, 20, 21, 23, 162, 164, 165, 167, 168, 169, 175, 177, 178, 181, 188, 191, 192, 204, 209, 210, 216 Bò sát ăn thịt, 260 Bò sát bay, 227, 231 Bò sát bay, 242, 245, 246, 256 Bò sát bơi, 248 Bò sát có cánh, 246 Bò sát có vẩy, 231 Bò sát dạng thú, 210, 215, 229, 230, 231, 232, 233 Bò sát hông chim, 227, 228 Bò sát hông thằn lằn, 227 Bò sát khổng lồ, 245, 246, 248 Bò sát răng máng, 231 bộ Cá voi, 269 bộ Có vòi, 268, 269 bộ Gậm nhấm, 269 bộ Linh trưởng, 269, 308 bồi tích, 49, 50, 51 Bồn đại dương, 86 bồn nội nền (bồn nội lục), 140 bồn sau cung, 88, 128, 140, 142, 151 bồn trầm tích, 36, 52 bồn trước cung, 88, 91, 128 Brachiopoda, 20, 164 Brachiosaurus, 245 Brasili, 148 Brazil, 141, 147, 159 Brongniart (A. Brongniart) , 17, 224, 241 Bryozoa, 167 Bù Khạng (hệ tầng) , 151, 152 Buffon G. L., 107 bụi gian hành tinh, 105, 106 bùn carbonat, 41, 42 bùn đỏ đại dương, 42 bùn Globigerina, 42 bùn lục nguyên, 41 bùn silic, 42 bùn Trùng tia, 42 bùn vôi, 41, 42 Bùng Ổ (Tập), 60, 62

Burmesia, 225, 226 Bút đá, 20, 164, 165, 168, 169, 178, 181, 184, 185, 192, 199, 204 C Ca Vịnh (phức hệ), 129 Calabri, 291 Calamites, 191, 212 Calceola, 183, 184 Caledoni, 12, 172, 180, 181, 195, 196, 197, 199, 201, 303 Caledonid, 195, 196, 197 Caliapora, 184 Calymene, 164 Cam Đường (hệ tầng), 177, 178 Camarotoechia, 185 Cambri, 10, 16, 21, 29, 72, 119, 120, 121, 137, 160, 161, 162, 164, 165, 166, 167, 168, 169, 170, 171, 173, 174, 175, 176, 177, 178 Camposaurus, 245 Canada, 122, 123, 124, 137, 140, 141, 142, 145, 146, 154, 159 cao nguyên Mặt Trăng, 111, 114 Capitanian, 203 Carbon, 160, 203, 204, 205, 207, 209, 210, 211, 213, 214, 217, 218, 219, 220, 221, 222, 223 Carbon14, 34 Cardioceras, 243 Cardita, 225 Caribbe, 250, 253, 254, 259 Carni, 225, 237 carota điện, 13 carota gamma, 13 carota từ, 13 carottage, 13 Catenipora, 166 Cathaysia, 150, 151, 152, 177, 178, 188 cá chình, 28 cá cổ, 180, 181, 197, 199 cá Da giáp, 189, 191, 193 cá Da phiến, 189, 191, 193 Cá vây mấu, 180, 189, 190, 210 Các đai đá lục, 123, 124, 127 Các giả thuyết ngẫu biến, 107 Các giả thuyết tiến hoá, 106 Các giả thuyết về nguồn gốc của hệ Mặt Trời, 106 Các hình loại phân vị địa tầng, 57 Các khu vực trầm tích lục địa, 50 cát kết đỏ (Rothliegende), 204 Cát kết đỏ cổ (Old Red Sandstone), 196, 197 Cát kết sặc sỡ hay Buntsandstein, 224 Cát kết và kiến tạo mảng, 94 Cầu gai, 41 Cầu gai cổ, 188

Cầu gai không đều, 224 cầu nối Panama, 295 cầu nối Trung Mỹ, 285, 286 Cấu trúc của đá trầm tích, 37 Cây vẩy, 211 , 212, 213, 214 Ceratites, 24, 188, 207, 208, 225, 226, 229, 245 Cerithium, 265 Challenger (tàu), 81 Chamberlin (Thomas C. Chamberlin), 107 Chân cánh, 167 Chân đầu, 166, 168, 169, 181, 186, 187, 188, 225, 229, 241, 243, 245 Chân khớp , 161, 162, 167, 169 Chân rìu, 37, 40, 41, 48, 166, 168, 186, 187, 192, 199, 225, 226, 229 Changhsing, 61, 203 Charnia, 157, 158 Châu Á, 213, 214, 218, 220, 233, 235, 241, 247, 249, 251, 257, 293, 294, 295, 297, 299, 301, 305, 307, 308, 309, 310, 312, 317, 319, 320 Châu Âu, 116, 171, 172, 175, 180, 195, 247, 249, 250, 293, 294, 295, 296, 297, 299, 301, 302, 305, 308, 309, 310, 312, 316, 317, 318, 319 Châu Mỹ, 248, 250, 253, 295 Châu Nam Cực, 248, 249, 252, 257 Châu Phi (nền), 80, 141 Châu Phi, 122, 138, 170, 171, 172, 173, 176, 218, 219, 249, 250, 253, 256, 294, 295, 296, 297, 302, 303, 305, 307, 308, 309, 310, 312, 316, 317, 319, 320 Chén cổ, 162, 168 , 176 Chiêm Hoá, 26 Chim, 228, 230 chimpanze, 309, 311, 313, 315, 320 Chonetes, 186 chọn lọc, 36, 47, 49, 50 chu kỳ bán huỷ, 32, 33, 34, 35 chu kỳ biển tiến, 44 chu kỳ Milankovich, 45 chu kỳ siêu lục địa , 98, 100 chu kỳ trầm tích, 12, 44 chu kỳ Winson, 98, 141 chùm manti, 100 chuồn chuồn, 210 chuột túi, 269, 270 chuyển động Indosini, 235 chuyển động mạch động, 11, 12 chuyển động nhịp nhàng, 12 Claraia, 225, 226 Clathropteris, 229 Climacograptus, 164 Clonograptus, 164 Clor-36, 35 Cnidaria, 157, 165, 166, 167, 181 coastal onlaps, 44

325

Coelenterata, 165 Colani, 20 Colonograptus, 184 Conchidium, 185 Coniferales, 229 Conodonta, 167, 181, 189, 192 Conularida, 166 Conybeare (W. Conybeare), 204 Cordaitales, 214 Cordaites., 212, 213 Cordillera, 253 Coroniceras, 244 Corythosaurus, 228, 246 Cò Nòi (hệ tầng), 22 Có khớp, 164, 165 Có nhân, 156 Có vú, 225, 227, 229, 230, 231, 232, 233 Cô Tô (hệ tầng), 184, 199 Cô Tô, 178 cổ địa lý, 21, 23, 25, 27 Cổ Địa Trung Hải, 170 Cổ Thái Bình Dương, 170 Côn trùng, 203, 210, 216 Cơ chế của sự tuyệt chủng, 258 Cơ chế dẫn truyền của kiến tạo mảng, 95 Crassatella, 264 Creodontia, 269 Creta, 15, 17, 18, 21, 24, 30, 224, 227, 228, 229, 233, 236, 241, 242, 245, 246, 247, 248, 249, 250, 251, 252, 253, 254, 255, 256, 257, 258, 259, 261 Crinoidea, 166, 209 Crioceratites, 245 Cro-Magnon, 298, 318 Crossopterygyi, 189, 190, 210 cửa sông, 39, 46, 47 Cúc đá, 20, 21, 30, 224, 225, 226, 227, 241, 242, 243, 245, 248, 252, 256, 257 cuội văn hoá, 298 Curie, 31 Cuvier, 5, 17, 18, 19, 55 Cyanobacteria, 156 Cylindroteuthis, 244 Cynodontia, 233 Cypritna, 264 Cyrtograptus, 184, 185 Cystiphyllum, 182 Cystoidea, 166, 188, 192 D Da gai, 166, 167, 168, 188 dải núi Andes, 88 Dalaticeras, 244 Dalmanella, 165 Dalmanites, 185, 188

326

Dalmanitina, 164 Dana, 96 dạng Bò cạp, 210 Dạng Chén cổ, 162 Dạng Cúc đá, 207, 208, 209 dạng đặc biệt của hệ tầng, 61 dạng di thừa, 27, 28 dạng địa phương, 23, 27 Dạng sứa, 157 Daonella, 225, 226, 237 Darwin (Ch. Darwin), 16, 17, 18, 19, 21, 29 Dechenella, 188 Deprat, 20 Descarte R., 106 Desnoyers J., 291 Devon, 11, 21, 26, 27, 28, 29, 72, 160, 166, 173, 177, 178, 180, 181, 183, 184, 185, 186, 187, 188, 189, 190, 191, 192, 193, 194, 195, 196, 197, 198, 199, 200, 201, 202 Devonshire, 180 di chuyển cực từ, 14 di cư, 21, 28, 30 dị thường Iridi, 258 di tích sinh vật, 37, 46, 50 Diapsida, 230 Dias, 204 Diatomeae, 42, 264 Diatryma, 269 Diceras, 241 Dickinson, 94 Dickinsonia, 157, 158 Dictyonema, 164 Dicynodon, 210, 215, 236 Dicynodontia, 232, 233 Dieneroceras, 226 Dimetrodon, 232 Dimorphoceras, 207 Dinanti, 203 Dinocephalia, 232, 233 Dinotherium, 269, 270, 271 Diplodocus, 245 Diploograptus, 164 Discamphiceras, 244 Dneprov (băng kỳ), 301 Dogger, 224, 241 doi cát cửa sông, 47 Dolo, 16 dolomit, 41, 48 Dovjikov A.E., 26 Drepanura, 163 Dryopithec, 310 du Toit (Alexander du Toit), 82, 100 Ductina, 188 Dumortieria, 245 Durania, 241

Duvalia, 245 Dương Tử (khối nền), 150, 151, 152, 177 Dương xỉ có hạt, 212, 214 Dương xỉ thân mộc, 213 Dương xỉ, 211, 212, 213, 214, 247 Dysodonta, 264 Đ Đá Đinh (hệ tầng), 151, 152 đá hoá học, 36 Đà Lạt, 252 đá lục Arkei, 140 đá lục, 122, 123, 124, 125, 126, 127, 128, 138 đá nguồn gốc sinh vật, 36 đá trầm tích hoá học, 36 đá trầm tích sinh hoá, 36 đá trầm tích, 36, 37, 38, 51, 52, 53 đá vỏ trên, 125, 128 đá vôi ám tiêu, 61 Đá vôi vỏ sò hay Muschelkalk, 224 Đặc điểm đá trầm tích, 36 Đắc Krông (hệ tầng) , 245 Đặc tính chung của hệ Mặt Trời, 105 đai Địa Trung Hải, 251, 256 Đại dương magma, 111 đại dương Pleionic, 217, 218, 220 đại dương Sverdrup, 217 Đại Giang (hệ tầng), 184, 199 đai Hymalaya, 277 đai núi uốn nếp, 79 đai tạo núi Kainozoi, 98 đai tạo núi Mesozoi, 98 đai tạo núi Samfrau, 196 Đai tạo núi Thái Bình Dương, 277, 280 Đại Tây Dương, 21, 38, 40, 115, 224, 234, 235, 236, 241, 242, 248, 249, 250, 251, 253, 254, 259 Đăk Bùng (hệ tầng) , 244 đầm phá, 36, 41, 46, 47, 48, 51 đảo từ cực, 65 đảo từ, 13, 14, 83, 84, 94 Đầu giáp, 210 dãy Andes, 253 đáy biể n, 37, 39, 40, 41, 42, 43, 45, 46 dãy chân tĩnh, 31 đáy đại dương, 40, 43 đê cát ven biển, 47 đê chắn, 47 Đệ Nhất (Primaire), 263 Đệ Nhị (Secondaire), 263 Đệ Tam, 263, 264, 267, 271, 272, 274, 275, 276, 277, 279, 280, 282, 283, 284, 285, 286, 287, 288, 289, 290

Đệ Tứ, 25, 58, 59, 65, 72, 74, 75, 263, 264, 273, 291, 292, 293, 296, 298, 299, 300, 302, 303, 304, 305, 306, 307 địa chấn địa tầng, 15, 55, 64 địa đài, 79, 80, 147 địa điểm chuẩn, 56 địa khối Kon Tum, 119, 122, 130, 151, 152, 198 Địa khu Chukotca, 248 địa khu Cuba, 253 địa khu Shan-Thái, 236 Địa khu, 97 địa tầng chu kỳ, 58 địa tầng dãy, 30, 58, 74 Địa tầng địa chấn, 31 Địa tầng học, 6, 7, 9, 12, 13, 16, 17, 19, 21, 24, 25, 54, 64 địa tầng khu vực, 58, 71, 74, 75 địa tầng phát sinh, 58 Địa tầng sự kiện, 24, 30, 58, 74 địa tầng tướng đá, 58 địa thời, 44, 58, 69, 71, 72 Địa Trung Hải, 40 địa vật lý, 13 điểm Curie, 13, 82 Điểm nóng (Hot Spot) , 100 điều kiện địa lý tự nhiên, 9, 10, 25, 27 điều kiện môi trường, 36, 40, 41, 51, 53 định luật Newton, 106 định luật Walther, 53 độ chọn lọc, 36, 48, 50 đối chiếu, so sánh địa tầng, 26 Đới chủng loại hay đới nguồn gốc phát sinh, 70 Đới cực thịnh, 57, 70, 71 Đới cùng phân bố, 69 đới địa chấn địa tầng, 64 đới hút chìm Samfrau, 249 đới hút chìm, 35, 114 đới khâu Indus, 144, 278 đới khâu Sông Mã, 152 đới khí hậu, 222 đới Monograptus uniformis, 73 Đới Oppel, 69 Đới phân bố taxon, 68, 69 đới phân bố, 57, 68, 69, 70, 75 Đới phức hệ, 57, 67 đối sánh địa tầng, 55, 65, 67, 72, 74, 75 đới Sông Hồng, 119 đới Tam Kỳ - Phước Sơn, 148 đới từ địa tầng, 64 Đới, 57, 63, 65, 67, 68, 69, 70, 71, 72 Đơn huyệt (Monotrema), 270 Đông Á, 224, 235, 238 Đông Âu (nền), 80 Đông Âu, 143, 147, 170, 175, 178, 195, 200 Đông Bắc Á, 250, 256

327

Đông Bắc Mỹ, 173, 175 Đông Bắc Trung Quốc, 125, 129 Đông Bắc Việt Nam, 11 đồng bằng đại dương, 114 Đồng Đăng (hệ tầng), 11 Đông Dương, 20, 152, 170, 196, 198, 210, 229, 234, 235, 236, 238, 249, 304, 305, 306 Đông Nam Á, 170, 198, 200, 217, 218, 222, 236, 237, 238, 240, 249, 252 Đông Phi, 147, 171 Đông Sơn (cuồi Thời kỳ đồ đồng - đầu Thời kỳ đồ sắt), 298 Đông Sơn (hệ tầng), 60 Động vật có dây sống, 161 động vật có rau, 296 Động vật có vú trong Neogen, 269 Động vật có vú, 229, 230 động vật đáy, 37 động vật Pikecmi, 270 đồng vị con, 32 Đồng vị do tia vũ trụ, 34 đồng vị mẹ, 32, 34 đồng vị phóng xạ, 6, 13, 31, 32, 35 đụn cát, 36, 48, 50 dung nham andesit, 125 đười ươi (orangutan), 311 đường bờ, 38, 44, 45, 47 đường bùn đọng, 42 đường khâu Indus, 279 Đứt gãy chuyển dạng, 89 đứt gãy San Andreas, 89, 286 đứt gãy Sông Chảy, 130 đứt gãy Sông Hồng, 130 E-F Echinodermata, 166, 188 ecostratigraphy, 24 Ectocentrites, 244 Ediacara, 157, 158, 167 Edophosaurus, 232 Elephas antiquus, 301 eluvi, 49 Emmanuella, 185 Endoceras, 166 Eoarkei, 72 Eocen, 72, 263, 264, 267, 268, 269, 272, 273, 274, 275, 279, 283, 287, 288, 289, 296, 297, 308 Eohippus, 271 Eospirifer, 185, 186 Epihippus, 272 Equines, 273 Equus, 272, 273 Euhoploceras, 245 Eukaryote, 155, 156

328

Eumorphotis, 225 Euomphalus, 207 Eurapsida, 230, 231 Eurasia, 252 Eurypterida, 188, 216 Euryspirifer tonkinensis, 200 Euryspirifer, 185, 187, 200 Event stratigraphy, 24, 30 Exogyra, 241 Famen, 61 Farallon, 248, 250, 253, 254 Favistella, 166 Favosites, 181, 184 Favositida, 181 Fesenkov V. G., 108 flysh, 12, 29 Foraminifera, 204 Fox (Sidney Fox), 134 Fromaget (J. Fromaget), 236 Fusulina, 204 Fusulinella, 204 Fusulinida, 204, 210, 216 G Galapagos, 251 Gastrioceras, 207 Gastropoda, 186 gấu nâu ( Ursus speleus), 301 geyser, 136 giả thuyết “chợt gặp”, 107 Giả thuyết băng hà có nguồn gốc từ Trái Đất, 303 Giả thuyết băng hà có nguồn gốc vũ trụ, 302 Giả thuyết Eva về nguồn gốc loài người, 319 giả thuyết Kant-Laplace, 106, 107 Giả thuyết Milankovitch, 302 giả thuyết ngẫu biến, 107, 109 Giả thuyết nguồn gốc sự sống từ nhiệt dịch đáy biển, 135, 136 Giả thuyết Smith, 108 giả thuyết tiến hoá, 106 Giả thuyết tinh vân Mặt Trời, 109, 110 giai đoạn Phùng Nguyên, 298 gian băng Mindel - Riss, 301 gian cách địa từ cực, 14 gián đoạn Mohorovich, 79 Gigantostraca, 188 Gignoux, 12 Ginkgoales, 247 Giới, 57, 68, 71, 72 Givet, 180, 184, 200 Glossopteris, 214, 216 Glytograptus, 164 Gò Mun, 298 Gomphoceras, 186

Gondwana, 80, 82, 102, 130, 147, 148, 149, 152, 168, 170, 171, 172, 175, 176, 194, 194, 195, 196, 197, 198, 200, 201, 203, 214, 217, 218, 220, 222, 232, 233, 234, 236, 241, 250, 25, 296, 3032 Goniatites, 24, 188, 207, 208, 210 Goniophyllum, 182 Gothland, 180 Grabau, 11, 12 Grampian, 175 granit rapakivi, 145 granit-anorthosit, 143, 144 Graptolithina, 164 grauvac, 91, 123, 124, 125, 128 Greenland, 122, 137, 138, 143, 145, 146, 148 Greenville, 146 Gresley, 52 Guadalup, 203 Gulf Stream (dòng hải lưu), 287 Gunz (băng kỳ), 301, 302, 306 Gzeli, 203 H Hà Giang (hệ tầng), 177 Hà Giang, 11 hà mã (Hippopotamus major), 301 Hắc Hải, 27 Haeckel, 24 Hai hố thái dương, 230 hải lưu, 42 Hall, 96 Halloy (Omalius d’Halloy), 224, 241 Halobia, 225 Halysites, 181, 182 Halysitida, 181 hàm lượng Iridi, 30 Hàm Rồng (hệ tầng), 60 Hammatoceras, 244 hành tinh đất, 105, 110, 113 hành tinh Epsilon Eridani B, 111 hành tinh Mộc, 105, 110 Haptodus, 232 Hạt thạch anh lao đập và stishovit, 258 Hatteria, 16, 27 Hậu kỳ đồ đá cũ, 298 Helicorprion, 210 Heliolites, 181, 183 Heliolitoidea, 181 Helix, 265 hẻm Colorado, 119 Hemichodata, 164 Hercyni, 12, 172, 196, 197, 203, 217, 218, 219, 220, 221, 223, 303 Hercynid, 217, 219, 220, 223, 232 Hess (Harry Hess), 84, 85

Hexagonaria, 183, 184 hệ cung đảo Proterozoi, 141 hệ lớp đá phun trào basalt Xuân Lộc, 74 Hệ lớp khu vực, 73 hệ lớp Retziella weberi, 73 hệ lớp, 57,59, 63, 65,71, 73, 74, 75 hệ Mặt Trời, 105, 106, 107, 108, 10 9, 110, 113, 116, 117, 118 hệ tầng chính danh, 59 hệ tầng dạng nêm, 61, 62 hệ tầng hình lưỡi, 61 hệ tầng hình nêm, 61 hệ tầng, 57, 59, 60, 61, 62 Hệ thống rift Đông Phi, 281 Hiển sinh, 120 hiện tại luận, 5, 6, 18 Hiện tượng băng giá Đệ Tứ, 299 hình thái đáy biển, 38 Hình thành Laurentia, 145 Hipparions, 273 Hippidions, 273 Hippurites, 241 họ người, 310 hồ, 36, 38, 39, 40, 46, 48, 49, 50, 51 hố biển Marian, 40 hố biển sâu, 40 Hố thái dương rộng, 230, 231 Hoa Bắc, 147, 150, 170, 171, 173, 178, 194, 198, 200, 220, 236, 251, 252 Hoa Nam, 170, 171, 175, 184, 189, 194, 195, 196, 197, 198, 199, 200, 218, 233, 235, 23, 249, 2516 hoá thạch chỉ đạo, 20, 21 hoá thạch định tầng, 20, 27 hoá thạch sống, 16 hoá thạch, 6, 7, 10, 12, 16, 17, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 37, 44, 51, 53, 55, 57, 58, 59, 60, 61, 62, 66, 67, 68, 69, 70, 72, 73, 74, 75 Hoàng Liên Sơn, 151, 152, 177 hoàng thổ, 49, 50 Hoạt động phun trào lớn, 216 Hoạt động tạo núi Himalaya, 278 Holocen, 291, 300, 305, 306 Holostratotyp, 56 Hominid, 311, 315 Hominidae (họ Người), 297, 309, 310, 311, 312, 313 Hominoidea, 297, 308, 309, 312 Homo, 297, 298, 311, 312, 313, 315, 316, 317, 318, 319 Homo erectus, 312, 316, 317 Homo habilis, 312, 315, 316, 317 Homo neanderthalensis, 318 Homo sapiens, 297, 298, 312, 316, 317, 318

329

Hòn Gai (hệ tầng), 23 Hồng Hải, 26, 40 Howittia, 185 Huệ biển, 166, 169, 180, 188, 192 hút chìm, 84, 87, 88, 92, 93, 96, 97, 98, 100, 101, 102 Huxley, 21 Hyparion, 269 Hyperboria, 251 Hypostratotyp, 56 Hyracotherium, 268, 271, 272 I-J Iapetus, 143, 160, 170, 171, 172, 173, 174, 175, 180, 194, 195, 196, 197, 234 Iberia, 249, 250 Ichthyornis, 247 Ichthyosauria, 246 Ichthyostega, 189, 190, 193 ignimbrit, 145 Iguanodon, 228 Illaenus, 164 Inarticulata, 164 Indi, 225 Indonesia, 26 Indosini, 225, 234, 235, 236, 237, 238, 240 Indosinia, 151, 152, 177, 195, 198, 233, 236 Indricotherium, 268, 271 Inostrancevia, 210 Isotelus, 164 Jacob, 60 jaspilit, 121, 123, 125, 138, 159 Jeans J., 107 Johanson (D. Johanson), 315 Jura, 16, 18, 21, 24, 30, 224, 226, 227, 228, 229, 231, 233, 236, 239, 241, 242, 243, 244, 245, 246, 247, 248, 249, 251, 252, 253, 254, 255, 256, 261, 264, 278 Juvalites, 226 K Kainophyta, 241, 247 Kainozoi, 23, 27, 65, 72, 75, 115, 119, 120, 263, 264, 267, 276, 277, 280, 285, 286, 287, 290 kanguru khổng lồ, 293 Kant I., 106, 107, 108 Kassimov, 203 Kazakhstan, 170, 172, 174, 175, 178, 194, 196, 203, 217, 218, 220, 223 kết hạch phosphorit, 41 kết hạch, 41, 42, 48, 51 Keuper., 224 Khâm Đức - Núi Vú (phức hệ), 177 Khe Rèn (hệ tầng), 244 khỉ cựu lục địa, 308, 309

330

khỉ dạng người, 308, 309, 310 khí hậu địa tầng, 25, 55, 64, 65 khỉ không đuôi, 308, 309, 311 Khỉ lớn dạng người, 297, 309 Khỉ nhỏ dạng người (Hylobatidae), 297, 309 Khỉ tân lục địa, 297, 308 khiên Baltic, 145, 146 khiên, 79, 80 khoang magma, 90, 91 khối Hoàng Liên Sơn, 129 Khối lượng của phân vị địa tầng, 55 Không hố thái dương, 230, 232 Không khớp, 164, 165 khu hệ thực vật Westphali, 213 khu hệ Tungusk, 213 khu vực biển sâu, 42 khu vực biển thẳm, 42 khu vực hàn đới, 50 khu vực khí hậu ẩm, 50 khu vực khí hậu khô hạn, sa mạc, 50 khu vực trước núi, 50 khuẩn lam (Cyanobacteria), 136 khuê tảo, 42, 264 khủng hoảng Messin, 289 Khủng long, 30, 224, 225, 227, 229, 231, 232, 241, 242, 248, 252, 256, 257, 259, 260 Kiến An (hệ tầng), 199 Kiến tạo mảng và hoạt động tạo núi, 96 Kiến tạo mảng và phân bố sự sống, 100 Kiến tạo mảng và phân bố tài nguyên khoáng, 102 kimberlit, 159 Kimmeri, 242, 251, 252 Kinh Môn (Hải Dương), 11 komatiit, 111, 114, 117, 124, 127 Kon Tum, 252 Konodophyllym, 182 Kovalevski, 16, 19, 24 Krishfofovish, 213 Kryptozoi, 120 Kuiper Gerard P., 109 Kula, 248, 250 Kunguri, 203 Kuznet - Sain, 173 kỳ băng muộn - Tardiglaciaire, 300 Kỷ nguyên Haden, 116, 117, 118 Kỳ, 57, 71 L Laberinthodontia, 229 Ladin, 225, 237 Lamarck, 16, 18 Lambeophyllum, 166 Landovery, 72, 180 Lạng Sơn, 11

lao đập của tiểu thiên thể, 257, 258, 259, 260 lao đập Sao chổi, 260 lao đập, 112, 113, 117, 118, 181, 192 Laplace (Pierre Simon de Laplace), 106, 107, 108 Lapworth (Ch. Lapworth), 160 Laqueoceras, 244 laterit, 49 Laurasia, 82, 148, 233, 234, 236 Laurentia, 139, 145, 146, 147, 148, 151, 170, 171, 172, 173, 176, 180, 189, 192, 194, 195, 196, 198, 200, 203, 217, 218, 220 Lectostratotyp, 56 Leda, 225 Lemure, 269 Lepidocycline, 266 Lepidodendron, 212 Lepidodendropsis, 191 Leptaena, 185, 186 Lias, 224, 241 Lịch sử nhiệt của Trái Đất, 111 Liên dãy, 31 Liên giới, 57, 71 Liên Nguyên đại, 57, 71 liễu ( Salix), 247 Likhvin (gian băng), 301 Lingulella, 164 Linh trưởng, 296, 297 Lipidophyta, 211 Lỗ tầng, 166, 168, 180, 181, 184, 191, 192, 197 loạt Kan Nack, 130 loạt Sông Hồng, 130 Loạt, 57, 63 Long Đại (hệ tầng), 178 lớp Có vú (hay lớp Thú), 293 lớp hạt phân cấp, 37 Lớp phức hợp, 79 Lớp trầm tích, 79 Lớp, 63 Loping, 203 lũ tích, 49, 50 lục địa Âu - Á, 310 lục địa Gondwana, 148 lục địa Trung Quốc , 151 lục địa, 78, 79, 80, 81, 82, 83, 84, 85, 86, 87, 88, 89, 91, 92, 93, 94, 97, 98, 99, 100, 101, 102 Ludlov, 72, 180 Lưỡng cư cổ, 190, 193 Lycaehops, 232 Lyell (Ch. Lyell), 5, 6, 18, 19, 21, 29, 38, 51 Lyrocephalus, 227 Lytoceras, 243 M

Má trước, 164 mạch động, 11 magma dạng bậc thang, 147 magma hai thành phần, 147 Malaya, 170, 233, 234, 235, 236 Malaysia, 218 Malm, 224, 241 Malvinokaffric, 192 Mang lỗ, 161 màng ối, 230 máng sâu đại dương , 88, 95 máng nền, 143, 147, 149, 150, 151 Máng Peru - Chilê, 88 mảng Carnic, 278 mảng Cocos, 250 mảng Farallon, 248, 250 Mảng Iran -Afganistan, 278 mảng Juan de Fuca, 250 mảng Kazakhstan, 220, 234 mảng Kula, 248, 250 mảng Mông Cổ, 194, 218 mảng Nam Mỹ, 88, 89, 100 mảng Nazca , 88, 89, 100 mảng Nội Mông, 234 mảng Phoenix, 248, 250 mảng Siberi, 218 mảng Tây Tạng, 275, 278, 279 mảng Thái Bình Dương, 248, 250 mảnh sót , 91, 97 Mansuy, 20 Manti, 79 mantle plume, 100 Martin Paul, 295 Mastodon, 269, 270, 271 Mastodonsaurus, 227 mặt cắt chuẩn, 56, 59, 72 mặt hoàng đạo, 105, 109 mặt phân lớp, 38 Mặt Trăng, 111, 113, 117, 118, 135 mắt trố (tarsier), 308 Mặt Trời, 105, 106, 107, 108, 109, 110, 111, 113, 116, 117, 118, 130, 136 Megalaspis, 164 megasequence, 31 Merychippus, 273 Mesoarkei, 72 Mesohippus, 272 Mesolit, 291, 298 Mesophyta, 23, 216, 229 Mesoproterozoi, 72, 139, 140, 143, 145, 146, 149, 150, 151, 152, 155 Mesosaurus, 82, 231 Meso-Tethys, 233, 234, 238

Má sau, 163

331

Mesozoi, 23, 27, 30, 72, 75, 115, 119, 120, 132, 187, 204, 207, 209, 210, 214, 216, 218, 220, 224, 229, 233, 234, 239, 263, 277, 285 Michelinia, 205 micrit, 41 migmatit, 125, 145, 151, 152 Mikulin (gian băng), 301 Milankovitch M., 302 Miller (Stanley Miller), 133, 134, 134, 136 Mindel (băng kỳ), 301, 302, 306 Miocen, 72, 263, 264, 269, 270, 272, 273, 274, 276, 281, 283, 285, 287, 288, 289, 310, 312 Miogypsina, 266 Mississippi, 72 Moho, 79 molas chứa than, 221 molas, 178, 181, 196, 197, 199, 238 mỏ mangan Tốc Tát, 200 Mô hình cung và đồng bằng đại dương, 127 Mô hình nền, 128 Mô hình rift, 127 Mô hình xô húc, 128 môi trường biển, 37, 38, 39, 53 môi trường chuyển tiếp, 38 môi trường lục địa, 38, 39 môi trường trầm tích lục địa, 49 môi trường, 36, 37, 38, 39, 40, 41, 43, 46, 48, 49, 50, 51, 52, 53 mối chĩa ba, 236 mối nối chĩa ba, 143 mở rộng đáy biển , 83 móng biến chất, 79 Monograptus, 21, 184, 185 Monomer, 133 Monotis, 225, 226 Montlivaultia, 227 Mosasauria, 257 Moscov, 203 Một hố thái dương, 230, 231 Moulton (Forest R. Moulton), 107 mưa Sao chổi, 259, 260 Mucrospirifer, 185, 187 Multisolenia, 181, 182 muối mỏ, 36 Muội than, 258 Murchison (A. Murchison), 180, 204 Murex, 266 Mức địa chấn, 64 mực n ước biển, 42, 43, 44, 45 Mường Pha Lan, 246 Myophoria, 225, 226 N Nam Á, 247, 249, 251, 252 Nam Ấn Độ , 125, 126

332

Nam Âu, 213, 218, 219, 233, 247, 252 Nam Cực, 147, 148, 154, 168, 170, 171, 172, 175, 176, 192, 194, 195, 196, 197, 198, 201, 231, 235, 236, 239 Nam Mỹ, 122, 170, 171, 172, 175, 195, 196, 198, 201, 234, 235, 236, 239, 242, 248, 249, 250, 253, 254, 257, 294, 295, 302, 303, 305, 307 Nam Phi, 122, 123, 125, 138, 143, 144, 154, 159, 175, 192, 194 Nam Trung Quốc, 181, 197, 199, 200 Namuri, 203 Nậm Cô (hệ tầng), 151, 152, 177 Nậm Sư Lư (hệ tầng) , 146, 151, 152, 177 Nankinella, 204 Nautiloidea, 166, 186, 187, 207 Nautilus, 208 Neanderthale, 298, 317, 318 necton, 40 nêm bồi tụ, 91, 92 nền Nga, 80 nền Trung Quốc, 80 nền Trung Triều, 129 nền , 79, 80, 92, 140, 141, 142, 143, 144, 145, 147, 149, 150, 151, 152, 159 Neoarkei, 72, 151 Neogen, 21, 27, 72, 263, 265, 266, 269, 270, 271, 274, 276, 286, 289, 290, 291, 293, 294, 300, 304, 307 Neolit, 291, 298 Neoproterozoi, 29, 72, 139, 140, 142, 143, 147, 148, 149, 150, 151, 152, 156, 157, 158, 160, 161, 167, 168, 173, 176, 179 Neoschwagerina, 204 Neostratotyp, 56 Neostringophyllum, 183 Neptunea, 266 Neuropteris, 212, 213, 214 New Zealand, 16, 21, 27, 250 Newfoundland, 171, 172, 173, 175 ngôi sao Epsilon Eridani, 111 người vượn Bắc Kinh , 294 Nguồn gốc của hệ Mặt Trời, 106, 107, 109 Nguồn gốc sự sống từ nhiệt dịch đáy biển, 135, 136 Nguồn gốc sự sống, 133 Nguồn gốc và sự biến đổi của khí quyển, 130 Nguồn gốc và sự biến đổi của nước đại dương, 131 Nguyên đại, 57, 71, 72 nguyên lý hiện tại, 5, 38, 51 Nguyên lý về sự đồng thời của hoá thạch, 6 Nguyên lý về tính kế tục, 6 Nguyên lý về tính liên tục, 6 nguyên nền, 145, 149, 150 Nguyên nhân băng hà Pleistocen, 302

Nhân sinh (kỷ), 291 nhóm có nhau (Placentaria), 269 nhóm đơn huyệt, 269 Những lục địa đầu tiên, 114 Những sinh vật đầu tiên, 136 Nipponites, 245 Nodasaria, 227 Nodosinella, 227 nón phóng vật, 50 Nông Sơn, 252 Nori - Ret, 23, 238 Nori, 225, 235, 238 nửa dây sống, 164 Nucula, 225 Núi Đọ, 298, 306 núi lửa, 40, 42 núi ngầm, 39 Núi Vú (Loạt), 152, 159 Nummuliltes, 263 Nummulitida, 264, 266 O Obolus, 164 offlap, 43 Okski (băng kỳ), 301 Old Red Sandstone, 197 Olenec, 225 Olenoides, 163 Olenus, 162 Oligocen, 72, 263, 264, 268, 272, 273, 274, 283, 285, 287, 288, 297, 308 Onega, 158 onlap, 43 Oparin (A.I. Oparin), 133 Operculina, 266 Ophiceras, 226 Orbigny (A. d’Orbigny), 18 Ordovic, 160, 162, 163, 164, 165, 166, 167, 168, 171, 172, 173, 174, 175, 176, 177, 178, 180, 181, 182, 186, 187, 188, 194, 196, 199 Orthida, 165 Orthis, 165 Orthoceras, 186 Osborn, 16, 19 Ostracodermi, 189 Ostrea, 264, 265 Otoceras, 226 Ouachita (pha tạo núi), 218, 221 P Pachydiscus, 245 Pachyporida, 181 Palaeofusulina, 205 Palaeomastodon, 268 Paleoarkei, 72

Paleoasia, 170 Paleobolus, 164 Paleocen, 72, 308 Paleogen, 248, 251, 257, 263, 264, 265, 266, 267, 268, 269, 271, 273, 274, 276, 278, 281, 283, 285, 286, 287, 288, 290 Paleolit, 291, 298 Paleopacific, 170, 175 Paleophyta, 216 Paleoproterozoi, 72, 139, 140, 142, 143, 144, 145, 146, 147, 149, 150, 151, 154, 155 Paleotethys, 170, 175, 178, 195, 196, 198, 199 Paleotherium, 267, 272 Paleozoi hạ, 72, 160, 173 Paleozoi muộn, 203, 204, 205, 217, 220, 221, 222, 223 Paleozoi sớm , 160, 161, 170, 178 Paleozoi thượng, 72, 160 Paleozoi trung, 72, 160, 180, 181, 194 Paleozoi, 11, 12, 20, 21, 24, 28, 61, 72, 75, 115, 119, 120, 121, 160, 161, 162, 165, 166, 167, 168, 170, 172, 175, 176, 178, 180, 181, 184, 188, 189, 190, 191, 194, 196, 197, 198, 199, 200, 201 Palmatolepis, 189 Pan-African, 173 Panama, 27 Pangea, 43, 44, 81, 98, 100, 115, 172, 203, 216, 217, 218, 224, 225, 231, 233, 234, 235, 236, 238, 239, 240, 242, 248, 249, 251, 254 Panthalassa, 149, 195, 196, 200, 218, 235 Paraceratites, 226 Paradoxides, 163 Parafusulina, 204 Parahippus, 272 paralit, 12 Parastratotyp, 56 Parathurammina, 204 Patte E., 20 Pavlov A. P., 291 Pecopteris, 212, 214 Pecten, 264 Pectenculus, 264 Pelecypoda, 186, 225 Pellegrini, 80 Pelycosauria, 231, 232, 233 Pelycosauridae, 231 Peneckiella, 183 Pennsylvan, 72 Pensylvani, 203 Pentamerida, 184 Pentamerus, 185, 186 Pericyclas, 207 Permi thượng, 203, 204

333

Permi, 11, 24, 160, 162, 168, 203, 204, 205, 207, 208, 210, 214, 215, 216, 217, 218, 220, 221, 222, 223, 225, 227, 228, 229, 230, 231, 232, 233, 236, 237, 238 pha Acadi, 196 pha Alleghen, 220 pha Caledoni, 196 pha Laramid, 253 pha Ouachita, 220 pha Sevier, 253 pha Sudete, 219, 221 pha Tacon, 196 Phacops, 185, 188 phân bố địa lý, 20, 26 phân chia và đối sánh địa tầng, 54, 55 phân lớp xiên chéo, 38, 40, 50 phân lớp, 37, 38, 40, 41, 42, 44, 48, 49, 50 phân rã phóng xạ, 31, 32 phân tích chuyển động kiến tạo, 11 phân tích mặt cắt địa tầng, 8 phân vị địa tầng, 54, 55, 56, 57, 58, 60, 61, 65, 66, 71 phân vị đồng tụ (synthem), 66 phân vị giới hạn bất chỉnh hợp, 65, 66 phân vị khu vực, 71 phân vị quốc tế, 71 phân vị sinh địa tầng, 57, 66 phân vị thạch địa tầng, 55, 57, 58, 59, 61, 63 phân vị thời địa tầng, 57, 71, 73 Phanerozoi, 71, 72, 119, 120, 121, 125, 127, 128, 133, 139, 140, 142, 144, 145, 146, 154, 160 phễu Chicxulub, 242, 259 Phillips (W. Phillips), 204 Phillipsastraea, 184 Phillipsia, 209 Phoenix, 248, 250 phosphorit, 178 phủ biển thoái, 43 phủ biển tiến, 43, 44 Phu Hoạt, 152, 177, 252 Phú Ngữ (hệ tầng), 178, 199 phức hệ Bushveld, 144 phức hệ đá granit - gneis, 122 phức hệ đá lục, 122 phức hệ hoá thạch đặc tr ưng, 16, 21 phức hệ mạch, 142 phức hệ thực vật Hòn Gai, 23 P hứ c hệ , 57, 63 phun trào bậc thang Tungusk, 216 phun trào bậc thang, 260 Phương pháp Carbon -14, 34 Phương pháp carota, 13 Phương pháp cổ địa lý, 25 Phương pháp cổ khí hậu, 25 Phương pháp cổ sinh thái, 24

334

Phương pháp cổ sinh, 10, 11, 16, 17, 26 Phương pháp cổ từ, 13 Phương pháp địa chấn, 13, 15 Phương pháp địa tầng, 8 Phương pháp địa vật lý, 12 Phương pháp hoá thạch định tầng, 20 Phương pháp Kali - Argon, 33 Phương pháp khoáng thạch, 9 Phương pháp phân tích chu kì trầm tích, 12 Phương pháp phân tích chuyển động kiến tạo, 10 Phương pháp phân tích khoáng vật, 10 Phương pháp Rubidi - Stronti, 33 Phương pháp Samari - Neodymi, 33, 34 Phương pháp sinh địa tầng, 16, 17, 19, 20, 23, 25, 26, 29, 30, 31 Phương pháp so sánh thành phần thạch học, 10 Phương pháp thống kê, 24 Phương pháp tiến hoá, 24 Phương pháp Urani - Chì - Zircon, 34 Phương pháp Urani - Chì, 34 Phương pháp Urani - Thori - Chì, 33, 34 Phylloceras, 243 Phymatoceras, 245 Pinacoceras, 226 Planammatoceras, 245 plancton, 40 Planolites, 167 Plateosaurus, 227 Plectogyra, 204 Pleionic, 195, 196, 200, 201, 220 Pleistocen, 273, 274, 277, 287, 291, 293, 294, 295, 298, 300, 301, 302, 304, 305, 306 Plesiosauria, 246, 257 Pleuroceras, 243 Pliocen, 25, 74, 263, 264, 267, 269, 270, 273, 274, 283, 286, 287, 288, 310, 312 Pô Cô (Loạt) , 152 Poisson D., 302 Polygnatus, 189 Porambonites, 165 Porifera, 161, 166 Posidonia, 207 Pridoli, 72, 180 Pristiograptus, 184, 185 Procompsognathus, 227 Productida, 185, 206, 210 Productus, 21 Prokaryota, 137, 155, 156 Proparia, 162 Prosimea (Tiền hầu), 296, 297, 308, 312 Proterozoi, 26, 71, 72, 119, 120, 122, 123, 125, 126, 127, 132, 133, 138, 139, 140, 141, 142, 143, 144, 145, 146, 147, 149, 151, 154, 155, 156, 157, 159, 160, 172 Protoasia, 152, 177

Protoatlantic, 170 Protoiapetus, 148 Protopacific, 175 Prototethys, 148, 152, 177, 178 Protrachyceras, 226, 237 Pseudasteroceras, 244 Pseudofulina, 204 Pseudofusulina, 204 Pseudogrammoceras, 244 Pseudomonitis, 207 Pseudopecten, 241 Psilophyta, 191, 204, 211 Pterannodon, 246 Pteria, 207 Pteridinium, 157, 158 Pterophyllum, 214, 229 Pteropoda, 167 Pterydophyta, 229 Pygope, 245 Q Qinling (Tần Lĩnh), 174, 175 Quả nón, 229, 247 quá trình phá vỡ của Pangea, 235 quần tụ xác, 37 quarzit sắt, 121, 123, 138, 139, 140, 154, 155, 159 Quercus, 247 quy luật tiến hoá không quay lại, 16 Quy phạm địa tầng Việt Nam, 56, 57, 63, 71 quyển mềm, 79, 87, 88, 95 Quyết thực vật, 203, 204, 224, 229 R Radiolaria, 120 Ramapithec, 310 Răng mào (Creodonta), 268 Răng nón, 167, 181 ranh giới các mảng, 85 ranh giới chéo, 61 ranh giới chuẩn, 56 ranh giới Creta/Đệ Tam, 30 Ranh giới của đới cùng phân bố, 69 Ranh giới của đới Oppel, 70 Ranh giới của đới phân bố taxon, 69 Ranh giới của phân vị địa tầng, 56 ranh giới đại dương - lụ c địa, 87 Ranh giới địa chấn, 64 ranh giới Frasni/Famen, 191 ranh giới hội tụ, 85, 89 ranh giới mảng chuyển dạng, 89 Ranh giới mảng đại dương - đại dương, 87 ranh giới mảng đại dương - lục địa , 97 Ranh giới mảng hội tụ, 87 Ranh giới mảng lục địa - lục địa, 88, 97

Ranh giới mảng phân kỳ, 85, 86 Ranh giới và tuổi của hệ tầng, 61 Rastrites, 184, 185 rẻ quạt, 41, 42, 46, 50 Redlichia, 21, 163 Ret, 225, 238 Reticuloceras, 207 Retiolites, 184, 185 Rêu động vật, 167, 168, 176, 210 Rhamphorhynhus, 246 Rheic, 160, 171, 172, 173, 175, 194, 195, 196, 200, 217 Rhodesi, 122 Rhynchonella, 227, 245 Rhynchonellacea, 227 Rhynocarcinosoma, 189 Rhyzophyllum, 184 rìa hội tụ, 144 rìa lục địa thụ động, 115 rìa lục địa thụ động, 92, 100, 140, 146 Rìa lục địa, 92 Richthofenia, 207 rift của ranh giới mảng phân kỳ, 65 rift Đông Phi, 235 rift Neoproterozoi, 143 rift nội lục, 148, 149, 159, 233 rift Sông Đà, 252 Riss (băng kỳ), 301, 302, 306 Roadian, 203 Robustoschwagerina, 204 Rodinia, 98, 139, 146, 147, 148, 150, 151, 152, 154, 158, 160, 167, 170, 171, 173 Rostellaria, 266 Rugosa, 181, 182 Ruột khoang, 165, 166 S Sahara, 168, 176 Saidam (khối nền), 150 Sakmar, 203 Salairid, 173 Samfrau, 172 San hô ba đới, 205 San hô bốn tia, 166 San hô sáu tia, 224, 225, 227 San hô, 20, 21, 23, 26, 37, 40, 41, 42, 53, 166, 168, 169, 176, 180, 181, 182, 183, 184, 191, 192, 193, 197, 199, 200, 201, 203, 205, 209, 210, 215, 216 Sao Chổi, 106, 107, 122 Sao Diêm vương, 105, 109 Sao Hải vương, 105 Sao Hoả, 105, 110 Sao Kim, 105, 109 Sao Mộc, 105, 110

335

Sao Thiên vương, 105, 109 Sao Thổ, 105 Sao Thủy, 105, 107 Saurin E., 20 Sauropod,, 260 Scandinavia, 119, 140, 141, 143, 146, 148, 164, 181, 195, 196, 301, 305 Schellwienella, 185, 187 Schizodus, 207 Schizophoria, 186, 187 Schlotheimia, 243 Schwagerina, 204 Sedgwick, 160, 180, 204 Sequence Stratigraphy, 30 Serpukhov, 203 Shan - Thái (khối nền), 151, 152, 177, 236, 237 Siberi (nền), 80 Siberi, 114, 122, 125, 138, 143, 146, 147, 154, 159, 162, 170, 172, 173, 175, 176, 178, 184, 188, 189, 194, 196, 197, 198, 200, 201, 203, 216, 217, 218, 220, 221, 222, 223, 225, 233, 240, 247, 248, 256, 293, 301, 305 Sigillaria, 212, 213 Sika (hệ tầng), 197 Silic-32, 35 Silur, 72, 160, 164, 166, 167, 168, 169, 172, 176, 178, 179, 180, 181, 182, 184, 185, 186, 188, 189, 191, 192, 194, 195, 196, 197, 198, 199, 200, 201 Simabusu, 236 Sin Quyền (hệ tầng) , 151, 159 Sinanthrop, 294 sinh địa tầng, 8, 16, 17, 18, 19, 20, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 29, 30, 31, 55, 57, 58, 64, 65, 66, 67, 69, 75 sinh đới, 66, 72, 73 Sinh thái địa tầng, 24 sinh vật biển khơi, 40 sinh vật biển, 40 sinh vật bơi lội, 40 sinh vật đáy, 40, 41, 42, 67 sinh vật trôi nổi, 40, 67 Sinh Vinh (hệ tầng), 178 Sloss (Lawrence), 30 Smith Otto, 108 Smith William, 17, 18, 19, 20, 55, 75 sơ đồ địa tầng khu vực, 75 Sơ kỳ đồ đá cũ, 298 sồi (Quercus), 247 Sợi chích, 157, 161, 165, 167, 181, 183, 184, 186, 204, 205 sông Bạch Đằng, 46 Sông Cả (hệ tầng), 178, 199 Sông Cầu (loạt), 63 Sông Chảy (Loạt) , 151

336

sông Cửu Long, 46 Sông Hiến (hệ tầng), 11 sông Hồng, 46, 47 Sông Mã (đới khâu), 177 Sông Mã (hệ tầng), 177 sống núi đại dương, 43, 44, 65, 114, 128, 132, 135, 136 sống núi giữa đại dương, 78, 84, 85 Sphenophyllum, 212 Spheopteris, 212 Spiriferida, 185 Spiriggina, 157, 158 Spiroceras, 243 Spirograptus, 184, 185 Spondylus, 264 Spongia, 167 Stafella, 204 Stegocephali, 210 Steno, 6, 51 Stephan, 203 Stephanoceras, 243 stigmaria, 212 Stille, 196 Strakhov, 121 Stratotyp địa điểm, 56 Stratotyp phân vị địa tầng, 56 Stratotyp ranh giới địa tầng, 56 Stratotyp, 56, 59, 62, 63, 65, 67, 69, 70, 72, 73, 74 Stringocephalus, 21, 186, 187 stromatolit, 124, 138, 151, 156, 157 Stromatoporoidea, 166, 168, 183, 184 Stropheodonta, 185 Strophomena, 185 sú vẹt, 46, 47 Suess, 80, 100 sungit, 120 Suối Bàng (hệ tầng), 23 Suối Chiềng (hệ tầng), 129, 146, 151 sự dao động mực nước biển, 42 Sự di cư liên lục địa của động vật , 295 Sự di cư, 28 Sự hình thành nhân Trái Đất, 111, 112 Sự hình thành vỏ Trái Đất, 113 Sự hoàn quy, 113 sự lao đập, 111, 112, 113, 117, 118 Sự phân tầng của nước biển, 288, 289 Sự quay chậm của Mặt Trời, 105, 106 Sự tăng trưởng lục địa, 115 sự tuyệt chủng, 167, 168 sườn dốc, 39 sườn lục địa, 39 sườn tích, 49, 50 Synapsida, 230, 231

T Tabulata, 166, 181 tách giãn (rift), 144 tách giãn nền (rift nền), 144 Tacon, 160, 172, 173, 174, 176 Taeniopteris, 213, 229 tam giác châu ngầm dạng rẻ quạt, 125 tam giác châu, 38, 39, 46, 47, 51 Tân Lập (hệ tầng), 62 Tần Lĩnh, 174, 175 Tấn Mài (hệ tầng), 178, 199 tan rã lục địa, 86 Tản thực vật, 167 tàn tích, 49, 50 tầng phủ, 80 tầng sét Gubbio, 258 Tanganica, 27 Tangvayosaurus, 246 tạo núi Acadi, 197 tạo núi Alpi, 224, 236 tạo núi Appalache, 144 tạo núi Asturi, 218, 219 tạo núi Avaloni, 173 tạo núi Baicali (Asintic), 303 tạo núi Benambri, 173, 175 tạo núi Caledoni, 160, 172, 173, 178, 196 tạo núi cung xô húc, 141 tạo núi Grenville, 147, 152 tạo núi Guangxi, 173 tạo núi Hercyni, 144 (xem thêm Hercyni) tạo núi Indosini, 235, 236, 238 tạo núi Jinning, 150, 151 tạo núi Laramid, 250, 251 tạo núi Luliang, 149, 150 tạo núi Nevada, 251, 252 tạo núi Paleozoi, 172 tạo núi Qinghai, 173 tạo núi Salair, 160, 173, 175 tạo núi Sevier, 251, 253 tạo núi Sudete, 218, 219 tạo núi Toàn Phi, 147, 148, 171, 173 tạo núi Ural, 218, 220, 221 tạo núi xô húc, 144, 145 tạo núi Yanshan, 251, 252 tập chính danh, 62, 63 Tập, 57, 60, 62 Tarim, 170, 171, 174 Tarphyceras, 166 Taxodonta, 265 taxon, 66, 67, 68, 69, 70, 73 Tây Âu, 143, 154, 203, 211, 214, 219, 221, 222, 223 Tay cuộn , 16, 20, 21, 23, 26, 40, 41, 161, 164, 165, 167, 168, 169, 177, 178, 180, 181, 184,

185, 186, 187, 191, 192, 198, 199, 200, 203, 204, 206, 210, 215, 216 Tây Tạng, 170, 249, 250, 251 Taylor, 81 tế bào có nhân, 155, 156 tế bào không nhân, 155, 156 tê giác (Rhinoceros mercki), 301 tê giác len, 293 Tê giác, 268 Tên đá, 30, 241, 242, 244, 245, 248, 256, 257 Tentaculites, 167, 186, 189 Terebratula, 245 Terebratulida, 227 Tethys, 203, 216, 217, 218, 221, 233, 234, 236, 237, 239, 240, 241, 249, 250, 251, 252, 254, 257, 276, 278, 279, 281, 289 Tetradium, 166 Tetragraptus, 164 Thác Bà (hệ tầng) , 151 thạch cao, 36, 48, 51 Thạch địa tầng, 55, 57, 58, 59, 61, 63, 64, 65 thạch quyển, 78, 79, 85, 87, 88, 89, 97 Thạch Sơn, 252, 253 Thạch tùng, 211 Thái Bình Dương, 23, 30, 38, 149, 248, 250, 251, 256 Thamnasteria, 227 Thamnopora, 183, 184 than đá, 203, 204, 221, 222, 223 Thần Sa (hệ tầng), 177 thang địa tầng kh u vực, 55 thang thời địa từ, 14 thành hệ chứa than, 12 Thành phần vỏ nguyên thủy, 113 Thecia, 181, 182 Thecodontia, 227, 229 Thecodontosaurus, 227 thềm lục địa, 37, 39, 41, 42, 52 Theracephalia, 233 Therapsida, 231, 232, 233 Theromorpha, 210 Thiên Sơn, 174, 219, 221, 223, 234 thời địa tầng quốc tế, 55, 71, 72, 73 Thời địa tầng, 55, 57, 60, 61, 63, 65, 66, 71, 72, 73, 79 thời đới Exus albus, 66, 73 thời đới Quasiendothyra kobeitusana, 73 thời kỳ các vua Hùng, 299 thời kỳ đồ đá cũ (Paleolit), 291, 298 thời kỳ đồ đá giữa (Mesolit), 291, 298 thời kỳ đồ đá mới (Neolit), 291, 298 Thời kỳ đồ đồng, 298 Thời kỳ kim khí, 298 thời từ, 14 Thời, 57, 68, 71, 73

337

Thông, 247 Thống, 57, 71, 72 Thrinaxodon, 233 thú có túi, 296 thú đẻ trứng, 231 thực vật Glossopteris, 80 thung lũng giữa núi, 49, 50 thung lũng ngầm, 39 thuỷ triều, 39, 40, 41, 46, 47, 48 thuyết biến hoạ, 5, 18, 19 thuyết đồng dạng, 18 thuyết Kant -Laplace, 106, 107 Tiền Cambri, 58, 63, 71, 72, 119, 120, 121, 129, 130, 132, 136, 138, 143, 151, 152, 155, 159 tiến hoá của loài người , 291, 296, 298 Tiến hoá toả tia, 167 Tiến hóa vỏ trong Mesoproterozoi, 145 Tiến hóa vỏ trong Neoproterozoi, 148 Tiến hoá vỏ trong Paleoproterozoi, 144 Tiểu cầu thủy tinh, 258 tiểu hành tinh, 105, 106, 110 tiểu lục địa Đông Nam Á, 249 tillit, 154, 222, 300 Tirolites, 226 Tissotia, 245 Titanosaurus, 246 Tổ hợp biến chất cao, 125, 126 tổ hợp biến chất thấp, 126 Tổ hợp đá của đới hút chìm, 91 Tổ hợp đá của nền, 125, 140 tổ hợp đá lục - granitoid, 141 Tổ hợp đá tách giãn lục địa, 142 Tổ hợp đá tạ o núi xô húc, 140 Tổ hợp đai mạch diabas, 143 Tổ hợp đai núi xô húc, 93 Tổ hợp granit-anorthosit, 143 Tổ hợp granitoid - đá lục, 124 Tổ hợp ophiolit, 89, 142 Tổ hợp rift lục địa, 92 Toàn đại dương, 149, 235, 238 Toàn Phi, 139, 148 Tốc độ chuyển động các mả ng, 94 Tốc độ tăng trưởng lục địa, 115 tốc độ truyền sóng, 15 Tốc Tát (hệ tầng), 60, 61, 62 Tongdzuyites, 244 Toucasia, 241 Tournais, 61, 203 Trachyceras, 226 Trái Đất, 105, 107, 108, 111, 112, 113, 114, 115, 116, 117, 118 trầm tích bãi triều, 47 trầm tích bốc hơi, 36 trầm tích đầm hồ, 49 trầm tích do gió, 49

338

trầm tích hồ, 51 Trầm tích lục địa màu đỏ, 154 trầm tích lục địa, 49 trầm tích ở tam giác châu, 46 trầm tích sông băng, 50 trầm tích sông, 49, 50, 51, 53 trầm tích vùng đầm lầy, 51 trầm tích vùng đầm p há, 48 trầm tích, 36, 37, 38, 39, 40, 41, 42, 43, 44, 46, 47, 48, 49, 50, 51, 52, 53 Tràng Kênh (Hải Phòng), 11 Trematobolus, 164 Trias, 9, 11, 22, 24, 224, 225, 226, 227, 228, 229, 230, 232, 233, 234, 235, 236, 237, 238, 239, 240, 241, 247, 248, 252, 253, 254 Tribrachidium, 158 Triceratops, 246 Trigonia, 241 Trigonodus, 225 Trigonoides, 241 Trilobita, 20, 162 Trinucleus, 164 Triti, 35 trôi dạt lục địa, 80, 82, 86, 98 Tropites, 226 Trung Á, 247, 256 Trung kỳ đồ đá cũ, 298 Trùng lỗ, 23, 25, 40, 41, 42, 203, 204, 209, 226, 264, 266, 287, 300, 301 Trung Mỹ, 27, 28 Trung Phi, 154 Trung Quốc, 11, 21, 146, 149, 151, 152, 154, 156, 159, 162, 170, 173, 174, 177, 178, 188, 196, 197, 198, 203, 213, 214, 217, 219, 221, 222, 223, 227, 229, 234, 236, 240, 249, 250, 251, 252, 256, 308, 316 Trung sinh, 224 Trùng tiền, 264 Trung Triều (nền), 149, 151, 170, 175 Tryplasma, 182, 184 từ địa tầng, 55, 64 từ dư , 13, 14 tuần lộc , 295 Tuế, 213, 214, 229, 247 Tùng bách, 214, 247 Tungusk, 203, 214, 216, 218, 221 tuổi đồng vị, 31 Tuổi tương đối của đá, 7 Tuổi tuyệt đối của đá, 31 tuổi vết phân hạch, 33, 34 turbidit grauvac, 125 turbidit, 37, 41, 42, 123, 124, 128, 140 Turitella, 265 Turricula, 266 Tuyên Quang, 26

tuyệt chủng cuối Pleistocen, 294 Tuyệt chủng do núi lửa, 260 Tuyệt chủng do Sao chổi, 259 tuyệt chủng trong Creta, 248 tuyệt chủng trong Đệ Tam, 274 tuyệt chủng, 161, 163, 168, 181, 184, 188, 191, 192, 203, 204, 205, 210, 211, 216, 217, 224, 225, 226, 227, 229, 230, 232, 233, 264, 267, 268, 269, 270, 272, 273, 274, 289 tướng ám tiêu, 53 tướng biển khơi, 53 tướng biển lùi, 12 tướng biển sâu, 53 tướng biển tiến, 12 tướng biển, 53 tướng chuyển tiếp, 53 tướng đá, 6, 12, 21, 24, 25, 28, 29, 40, 49, 51, 52, 53 tướng lục địa, 51, 53 tướng san hô, 53 tướng trầm tích, 44, 53 tướng ven biển, 53 Tyrannosaurus, 246 uniformism, 18 U-V Ural-Okhot, 148 Vail, 30, 44 Valdai (băng kỳ), 301 Văn Lang, 299 vành đai núi Alpes - Himalaya, 274 Varisci, 196, 197, 203 vật liệu trầm tích, 40, 46, 50 vật thể lao đập, 112 Vaxilevskaia, 26 Venda, 148, 157 Vendia, 158 Venloc, 72, 180 Verbeckina, 204 vết gợn sóng, 38, 40, 48 vết nứt nẻ, 38 vết phân hạch, 34 vi khuẩn lam (Cyanobacteria), 156 Vi mảng, 97 vi tinh, 41 Việt Bắc, 252

Việt Nam , 20, 22, 23, 26, 27, 29, 122, 129, 138, 164, 176, 177, 178, 179, 244, 251, 252, 256, 262 vịnh Bắc Bộ, 39 vịnh Kara Boga, 48 vịnh kín, 40 Virgarites, 243 Vise, 203 vỏ basalt, 78 Vỏ đại dương, 78 vỏ granit, 113, 114 vỏ komatiit-basalt, 114 vỏ lục địa, 79, 84, 85, 87, 88, 92, 97, 98 Vỏ nguyên thủy, 111, 113, 114, 117, 118 vỏ Trái Đất, 78, 113, 114, 119 Volborthella, 166 Voltzia, 214, 229 vòm Sông Chảy, 199 Vùng thềm, 92 vùng chuyển tiếp, 39, 46 vùng ven bờ, 39, 40, 42 vượn cáo (lemur), 308 W-Z Walchia, 214 Walcott (Charles Walcott), 138 Wegener, 81, 82, 100 Weiszacker C.F., 109 Wesphali, 203, 213, 214 White (T. White), 315 Winson, 98 Wordi, 203 Wuchiaping, 203 xác định tuổi tuyệt đối, 6, 31, 33 Xâm nhập phân tầng, 144 xi măng, 48 Xiphoteuthis, 244 xô húc Ấn Độ - Tây Tạng, 144 Xô húc Laurentia - Gondwana, 218 xô húc, 88, 91, 93, 97, 98, 100 xứ Wales, 160, 180 Xuân Đài (Loạt) , 151 Xuất hiện sự sống trong Arkei, 133 xuyên thời, 55, 61 Yangtze (nền), 150, 151 Zabaikal, 148 Zeichstein, 204

339