địa kiến tạo Nguyễn xuân Bao

Địa kiến tạo
0

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






Nguyễn Xuân Bao & Dương Văn Cầu
ĐỊA KIẾN TẠO











Tp. Hồ Chí Minh, 2012
Địa kiến tạo
1

MỤC LỤC
MỞ ĐẦU 3

CHƯƠNG 1- KIẾN TẠO MẢNG 6
1.1-

THUYÊ
́
T

TA
́
CH

DA
̃
N

ĐA
́
Y

BIÊ
̉
N 6
1.2-

CÂ
́
U

TA
̣

O

TRA
́
I

ĐÂ
́
T 6
1.3

TA
́
CH

DA
̃
N

ĐA
́
Y

BIÊ
̉
N 9
1.4-

CA
́

C

RANH

GIƠ
́
I

MA
̉
NG 9
1.4.1 Các ranh giới phân kì (các sống đại dương) 10
1.4.2 Các đứt gãy chuyển dạng và các đới khe nứt 12
1.4.3 Các chỗ giáp nối chạc ba (Triple junctions) 13
1.4.4 Các ranh giới hội tụ (các đới chúc chìm) 15
1.4.5 Các ranh giới va chạm (collisional boundaries) 17
1.4.6 Các tương tác giữa mảng và sống 18
1.5

CHU

KI
̀
WILSON 20
1.6

CA
́
C

LƯ
̣
C

TRUYÊ
̀
N

ĐÔ
̣
NG

MA
̉
NG 21
1.7

ĐI
̣
A

TƯ
̀
(GEOMAGNETISM) 22
1.7.1 Sự từ hóa đá (rock magnetization) 22
1.7.2 Các đảo ngược trong từ trường Trái Đất 25
1.7.3 Nghiên cứu cổ từ (paleomagnetism) 25
1.8

CA

́
C

ĐIÊ
̉
M

NO
́
NG

(HOTSPOTS)

VA
̀
CA
́
C

PLUM

(PLUMES) 26
CHƯƠNG 2- VỎ TRÁI ĐẤT 30
CHƯƠNG 3- CÁC BỐI CẢNH KIẾN TẠO 34
3.1

CA
́
C

SÔ
́
NG

ĐA
̣
I

DƯƠNG 34
3.2

OPHIOLIT 36
3.2.1 Khái quát 36
3.2.2 Bối cảnh kiến tạo và sự xâm vị (emplacement) của ophiolit 37
3.2.3 Sự tạo thành ophiolit 39
3.3

CA
́
C

BÔ
́
I

CA
̉
NH

KIÊ

́
N

TA
̣
O

LIÊN

QUAN

ĐÊ
́
N

CA
́
C

PLUM

(PLUMES)

MANTI 42
3.3.1 Các cao nguyên ngầm dưới biển và các sống phi địa chấn (aseismic ridges) 42
3.3.2 Các basalt lũ (flood basalt) lục địa 43
3.3.3 Các đảo núi lửa 44
3.3.4 Các chùm (swarm) dyke mafic khồng lồ 45
3.4

CA
́
C

CRATON

VA
̀
CA
́
C

RI
̀
A

THU
̣
ĐÔ
̣
NG 49
3.5

CA
́
C

RIFT

LU

̣
C

ĐI
̣
A 51
3.5.1 Các đặc điểm chung 51
3.5.2 Các tổ hợp đá 51
3.5.3 Sự phát triển và tiến hóa của rift 52
3.5.4 Các cơ chế sinh rift 56
3.6

CA
́
C

HÊ
̣
THÔ
́
NG

CUNG 57
3.6.1 Các tổ hợp đá liên quan đến chúc chìm 57
3.6.2 Các đới chúc chìm ứng suất cao và ứng suất thấp 63
3.6.3 Các quá trình ở cung 64
Địa kiến tạo
2

3.6.4 Hoạt động biến chất áp suất cao 67

3.6.5 Các đá magma 68
3.6.6 Sự thay đổi thành phần của các magma ở cung 70
3.7

CA
́
C

ĐAI

TA
̣
O

NU
́
I

(OROGENS) 71
3.7.1 Hai kiểu tạo núi 71
3.7.2 Các tổ hợp đá tạo núi 74
3.7.3 Các yếu tô kiến tạo của một đai tạo núi va chạm 75
3.7.4 Các đới khâu (sutures) 78
3.7.5 Các bồn tiền xứ và nội xứ 78
3.7.6 Dãy Himalaya 79
3.7.7 Các kịch bản va chạm lí tưởng hóa 80
3.8

CA
́

C

BO
́
I

CA
̉
NH

KIÊ
́
N

TA
̣
O

KHÔNG

RO
̃
82
3.8.1 Các granit phi tạo núi (anorogenic granites) 82
3.8.2 Các đá lục Archei 84
3.9

CA
́
C

TI
́
CH

TU
̣
KHOA
́
NG

VA
̀
NĂNG

LƯƠ
̣
NG 89
3.9.1 Khái quát 89
3.9.2 Các khoáng tích (mineral deposits) 90
3.9.3 Các tích tụ năng lượng 94
CHƯƠNG 4- MANTI VÀ NHÂN TRÁI ĐẤT (TÓM TẮT) 95
CHƯƠNG 5- TIẾN HÓA VỎ VÀ MANTI (TÓM TẮT) 102
CHƯƠNG 6- SỰ HÌNH THÀNH CỦA VŨ TRỤ, THÁI DƯƠNG HỆ VÀ TRÁI ĐẤT
(TÓM TẮT) 107
CHƯƠNG 7: TIẾN HÓA KIẾN TẠO TRÁI ĐẤT 109
EXPANDING EARTH AND PANGAEA THEORY 114

Địa kiến tạo
3

MỞ ĐẦU
ịa kiến tạo là khoa học về cấu tạo Trái Đất và sự tiến hóa của nó. Địa
kiến tạo nghiên cứu các cấu tạo của các quyển nằm trên của Trái Đất (vỏ
và manti trên), sự vận động của chúng trong không gian và thời gian. Nhiệm vụ
của địa kiến tạo bao gồm việc xác lập trình tự, thời gian và điều kiện thành tạo các
cấu tạo và các tổ hợp thạch-kiến tạo, cũng như cung cấp cơ sở để nghiên cứu các
lĩnh vực khác của địa chất học: địa tầng,thạch luận,… và các kiến thức cần thiết
trong việc tìm kiếm, thăm dò, khai thác khoáng sản, điều tra địa chất thủy văn, địa
chất công trình và cảnh báo các tai biến thiên nhiên.
Lịch sử phát triển môn địa kiến tạo đã trải qua nhiều giai đoạn với những học
thuyết và trường phái khác nhau, tranh chấp nhau gay gắt. Tất cả đều nhằm giải
thích các hiện tượng địa chất và tìm ra nguyên nhân gây ra chúng.
Từ nửa cuối thế kỉ 17 đã diễn ra cuộc tranh cãi kéo dài giữa thuyết “thủy
thành” (neptunism) và thuyết “hỏa thành” (plutonism). Thuyết thủy thành do
A.G.Werner đại diện cho rằng hoạt động của vỏ Trái Đất chủ yếu do các quá trình
ngoại sinh, trước hết do tác dụng hòa tan của nước. Trái lại, thuyết hỏa thành do
J.Hutton chủ trương lại nhấn mạnh vai trò chủ yếu của tác nhân nội sinh ở bên
trong Trái Đất, đặc biệt là sự dâng lên của các dung nham magma. Đầu thế kỉ 19
nổi lên thuyết “dâng lên” (upwelling) do Lomonosov đề xướng mà thực chất là
một môn phái của thuyết hỏa thành. Ông cho rằng động đất gây ra sự nâng lên hạ
xuống các khu bề mặt trái đất, sự di chuyển các đường bờ, sự xuất hiện và biến mất
các dãy núi, các đảo và các lục địa.
Đến cuối thế kỉ 19 thuyết nâng lên suy yếu nhường chỗ cho thuyết “co rút”
(contraction) dựa trên thuyết hình thành vũ trụ của Kant-Laplace, tức là quan niệm
Trái Đất co rút thể tích do nguội lạnh khiến vỏ bị biến dạng và sinh ra các hệ uốn
nếp. Giai đoạn này cũng bắt đầu hình thành thuyết địa máng (geosyncline) của
James Hall và James D. Dana và thuyết đẳng tĩnh (isostasy) của Dutton, H. Pratt
và G. B. Airy.
Sang đầu thế kỉ 20 thuyết co rút lâm vào khủng hoảng khi các nhà vũ trụ học

cho rằng Trái Đất không phải ngày càng nguội đi mà trái lại ngày càng nóng lên do
sự phân rã phóng xạ trong lòng Đất. Thay vào đó lại có thuyết khác như thuyết
“dòng dưới vỏ” (under-crust flow) của O. Ampherer, thuyết “mạch động”
(pulsation) của V. Bukher và cả thuyết “dãn nở” (broadening) của B. Lindeman, O.
Hingenberg,… Các thuyết này đều nằm trong phạm trù thuyết “tĩnh” (fixism), đối
lập với thuyết “động” (mobilism) do F. Taylor và A. Wegener đề xướng. Nhưng
Đ
Địa kiến tạo
4

giả thuyết “trôi dạt lục địa” (continental drift) của A. Wegener trong những năm
1930-1950 còn lạc lõng trong sự phục hưng của thuyết “nâng lên”, nhấn mạnh đến
sự chuyển động nâng lên thẳng đứng của vỏ Trái Đất và sự dâng lên của magma, là
sản phẩm phân dị sâu vật chất manti dưới ảnh hưởng nung nóng bởi nhiệt độ có
nguồn gốc phóng xạ. Đại diện tiêu biểu cho môn phái tĩnh đó là V. V. Belousov và
R. W. van Bemmelen. Đồng thời giai đoạn này còn chứng kiến sự phồn thịnh và
thống trị của học thuyết về “các nền và địa máng” với các học giả nổi tiếng như
A. D. Arkhangelsky, N. C. Shatsky, A. V. Peive, A. L. Yanshin, A. A. Bogdanov,
M. V. Muratov, V. E. Khain, H. Stille, J. M. Kay,…
Vào nửa sau thế kỉ 20 những thành tựu có tính đột phá của cuộc cách mạng
khoa học-kĩ thuật-công nghệ đã dẫn tới các phát kiến quan trọng về nhiều vấn đề
thiết yếu của kiến tạo học như: vỏ đại dương và hệ thống sống núi giữa đại dương,
sự tồn tại của quyển mềm trong manti trên, sự đảo ngược có tính chu kì của từ
trường Trái Đất, các dị từ dạng tuyến đẳng thời và cách đều ở hai bên các sống đại
dương,… Những phát hiện này làm lung lay tận gốc thuyết tĩnh và làm hồi sinh
thuyết động, hình thành “thuyết động mới” (neomobilism) còn được gọi là “kiến
tạo toàn cầu” (Global Tectonics) vì bao trùm việc nghiên cứu trên toàn thể các lục
địa và các đại dương, hoặc “kiến tạo mảng” (Plate Tectonics) vì cho rằng phần bên
ngoài Trái Đất gồm các mảng thạch quyển không ngừng chuyển động tương tác
với nhau. Các mảng sinh ra ở các sống núi giữa đại dương và tiêu biến đi ở các rìa

mảng hội tụ, nơi phát sinh động đất, các hoạt động magma, biến dạng và tạo núi.
Kiến tạo mảng hiện đại có khả năng động viên và liên kết nhiều bộ môn khoa học
để kiến giải hợp logic không những các thực thể địa chất mà cả nguồn gốc, các
nhân tố và cơ chế thành tạo của chúng, cũng như các mối liên quan và tương tác
trong bốn chiều không gian và thời gian, tức là nhận biết được thực chất các quy
luật kiến tạo và sinh khoáng, điều mà học thuyết địa máng trước đó chưa giải quyết
được. Trong số các học giả tiên phong mô tả kiến tạo mảng có thể kể J. T. Wilson,
R. S. Dietg, H. H. Hess, B. Isacks, J. Oliver, L. R. Sykes, Le Pichon, W. J.
Morgan, F. J. Vine, D. H. Matthews, J. F. Dewey, Ngày nay kiến tạo mảng
chiếm địa vị độc tôn trên toàn thế giới trong lúc kiến tạo địa máng đã trở nên lỗi
thời và hầu như bị quên lãng.
Giáo trình Địa Kiến tạo này do đó bỏ qua việc trình bày các khái niệm và thuật
ngữ kiến tạo theo thuyết nền và dịa máng lỗ thời mà tập trung vào việc cung cấp
những kiến thức hiện đại cơ bản về: kiến tạo mảng, vỏ Trái Đất, các bối cảnh kiến
tạo, manti và nhân của Trái Đất, sự tiến hóa của vỏ và manti, tiến hóa kiến tạo khu
vực của thế giới và của Việt Nam. Nó được biên soạn chủ yếu dựa vào quyển
“Plate tectonics and crustal evolution” xuất bản lần thứ tư vào năm 1997 của GS.
Địa kiến tạo
5

Kent C. Condie, trong đó có phần chỉ trình bày tóm tắt hoặc lược bỏ, bù lại rải rác
có bổ sung hoặc điều chỉnh đôi điều thích hợp. Phần lớn các hình vẽ được trích từ
nguồn Internet.

Địa kiến tạo
6

Chương 1- KIẾN TẠO MẢNG
1.1- THUYẾT TÁCH DÃN ĐÁY BIỂN
Có hai giả thuyết kiến tạo mảng là:
- Lớp bên ngoài Trái Đất, gọi là thạch quyển (lithosphere), có bản chất cứng
rắn nằm trên lớp yếu hơn trong manti, gọi là quyển mềm (asthenosphere).
- Thạch quyển bị vỡ ra thành một số mảng, chúng chuyển động so với nhau và
liên tục thay đổi về hình dáng và kích thước (H.1.1).
Tiền thân của kiến tạo mảng là thuyết “tách dãn đáy biển” (seafloor spreading)
cho rằng thạch quyển mới được tạo thành ở các sống đại dương(ocean ridges) và
chuyển động ra khỏi trục sống với một chuyển động giống như một băng tải trong
khi thạch quyển mới lấp đầy trong khe nứt hoặc rift đang hình thành. Thạch quyển
đại dương sinh ra bao nhiêu ở sống đại dương thì bị cuốn hút lại vào manti và mất
đi bấy nhiêu ở các đới chúc chìm (subduction zones) nên diện tích bề mặt Trái Đất
không đổi. Lí thuyết về tách dãn đáy biển đó được đề ra đầu tiên bởi Robert Dietz
(1961), Harry Hess (1962) và Jacson Morgan (1968).
1.2- CẤU TẠO TRÁI ĐẤT
Trước tiên chúng ta cần biết về cấu tạo Trái Đất. Nó bao gồm nhiều lớp, gọi là
các quyển, khác nhau về thành phần vật chất và tính trạng (behaviour) lý-hóa. Việc
nhận biết các quyển là nhờ kết quả thăm dò địa chấn sâu. Các tốc độ sóng địa chấn

thay đổi theo áp suất (độ sâu), nhiệt độ, khoáng vật, thành phần hóa học và mức độ
nóng chảy cục bộ. Bề mặt ranh giới giữa hai quyển liền kề thể hiện là một gián
đoạn địa chấn (seismic discontinuity), nơi tốc độ sóng địa chấn và mật độ thay đổi
đột ngột(tăng lên nhanh chóng khi xuống quyển dưới). Năm 1910, Andrija
Mohorovicic đầu tiên phát hiện sự tăng đột ngột trong tốc độ sóng P từ khoảng 6,6
km/sec đến khoảng 8,0 km/sec. Nó xuất hiện từ 10 đến 12 km bên dưới các đại
dương, đến 30 đến 50 km bên dưới các lục địa (đến 80 km ở đai tạo núi va chạm).
Gián đoạn đó gọi là mặt Moho, ranh giới giữa vỏ bên trên và manti bên dưới.
Ngoài ra còn có các gián đoạn địa chấn khác, dựa vào đó để chia ra các quyển như
sau, kể từ ngoài vào trong:
- Vỏ (crust) là lớp nằm trên Moho, dày từ khoảng 3km ở một vài sống núi đại
dương (oceanic ridge) đến khoảng 80 km ở các đai tạo núi va chạm (collisional
orogen)
- Thạch quyển (lithosphere) dày 50-300 km, là lớp chắc khỏe bên ngoài của
Trái Đất, bao gồm vỏ và phần cao nhất của manti trên (có độ nhớt lớn). Thạch
quyển phản ứng với nhiều ứng suất như thể rắn giòn.
Địa kiến tạo
7



H1. 1 Bản đồ các mảng thạch quyển chính
Mũi tên chỉ hướng chuyển động mảng. Đường răng cưa chỉ ranh giới mảng hội tụ (các đới chúc chìm và các tạo núi);
đường đơn chỉ ranh giới mảng phân kỳ (sống đại dương) và đứt gãy chuyển dạng.
Địa kiến tạo
8

- Quyển mềm (asthemosphere) nằm dưới thạch quyển và xuống đến gián đoạn
660 km. Đây là lớp mềm yếu và có phản ứng với ứng suất theo cung cách của chất
nhão.

- Manti trên (upper mantle) nằm từ Moho xuống đến gián đoạn 660km và bao
gồm phần dưới của thạch quyển và phần trên của quyển mềm. Vùng từ 410km đến
660km là đới chuyển tiếp với 2 sự biến đổi trạng thái rắn: từ olivin đến wadsleyit ở
410 km và từ spinel đến perovskit + magnesiowustit ở 660km.
- Manti dưới (lower mantle) nằm từ gián đoạn 660km đến gián đoạn 2900km ở
ranh giới giữa manti và nhân. Phần lớn nó đặc trưng bởi sự tăng khá đều về tốc độ
và mật độ ứng với tăng áp lực thủy tĩnh. Giữa 220->250 km trên ranh giới giữa
manti và nhân xuất hiện một vùng không thay đổi về tốc độ và mật độ, gọi là lớp
D’’ theo sóng địa chấn. Manti dưới cũng gọi là quyển giữa(mesosphere), một vùng
khỏe nhưng tương đối thụ động đối với các quá trình biến dạng.
- Nhân ngoài (outer core): ở từ 2900km đến gián đoạn 5200 km. Nó không
truyền dẫn sóng S và được giải đoán là lỏng.
- Nhân trong (inner core) ở từ gián đoạn 5200 km đến tâm Trái Đất, truyền dẫn
sóng S mặc dù ở tốc độ rất thấp và được giải đoán là ở gần điểm nóng chảy.
Chỉ có 2 lớp trong Trái Đất có gradient tốc độ địa chấn thấp một cách dị
thường: đới LVZ (Low Velocity Zone) ở đáy thạch quyển và lớp D’’ ở ngay trên
nhân. Hai lớp này trùng hợp với gradient nhiệt độ rất dốc, vì vậy cũng là các lớp
ranh giới nhiệt độ trong Trái đất. Đới LVZ quan trọng vì các mảng tách khỏi manti
ở lớp này nên có thể nói kiến tạo mảng không thể tồn tại mà không có LVZ. Còn
lớp D’’ quan trọng vì đó có thể là nơi sinh ra plum manti (mantle plume).


H1. 2 Các quyển bên trong Trái đất
Địa kiến tạo
9

1.3 TÁCH DÃN ĐÁY BIỂN
Năm 1963 Vine và Matthews đề ra việc tách dãn đáy biển để giải thích các dị
từ dạng tuyến trên đáy biển. Hai ông cho rằng các dị từ đó là kết quả của tách dãn
đáy biển kết hợp với các đảo nghịch trong địa từ trường, sự ghi lại các đảo nghịch

được bảo lưu trong sự từ hóa ở phần cao vỏ đại dương. Mô hình đó dự báo rằng
các đường của vỏ bị từ hóa thuận và nghịch xen kẽ nhau phải song song với đỉnh
sống đại dương, với các tương phản từ tính rõ rệt giữa chúng gây ra các gradient
dạng tuyến dốc đã quan sát được. Với thang thời địa từ (The Geomagnetic Time
Scale) được xác định từ các trầm tích biển được định tuổi bằng cổ sinh Vine (1966)
chỉ ra rằng các dị từ đại dương dạng tuyến có thể được giải thích bằng việc tách
dãn đại dương.
Các sống đại dương là các ranh giới mảng bồi kết, nơi mà thạch quyển mới
được tạo ra từ manti dâng lên trong khi các mảng ở hai bên các sống lớn dần và
chuyển động ra xa trục sống. Tốc độ trung bình sinh ra thạch quyển đại dương
trong mấy triệu năm qua khoảng 3,5 km
2
/năm và nếu tốc độ này được ngoại suy
trở về quá khứ địa chất thì vùng bao phủ bởi các bồn đại dương hiện tại (bằng 65%
bề mặt Trái Đất) phải được sinh ra ít ra trong 100 triệu năm. Thực vậy, đại dương
già nhất có tuổi chỉ khoảng 160 triệu năm, bởi vì các mảng đại dương già hơn đã
chúc chìm vào manti và biến mất ở đó.
1.4- CÁC RANH GIỚI MẢNG
Các động đất xuất hiện dọc theo các đai khá hẹp và các đai đó đánh dấu các
ranh giới giữa các mảng thạch quyển. Có 4 kiểu ranh giới địa chấn, phân biệt bởi
các phân bố chấn tâm và các đặc điểm địa chất là: các sống đại dương, các đới
chúc chìm, các đứt gãy chuyển dạng (transform faults) và các đới va chạm
(collisional zones).
Các mảng hiện nay có kích thước trong khoảng từ <10
4
km
2
đến hơn 10
8
km

2

và các rìa thường không trùng khớp với các rìa lục địa. Có 7 mảng lớn là: Âu-Á,
Nam Cực, Bắc Mỹ, Nam Mỹ, Thái Bình Dương, Châu Phi và Châu Úc. Các mảng
kích thước trung bình (khoảng 10
6
–10
7
km
2
) bao gồm các mảng Philippin, Arabi,
Nasca, Cocos, Caribe và Scotia. Thêm vào đó còn có hơn 30 mảng có diện tích
khoảng 10
5
-10
6
km
2
. Cả hai lý thuyết mảng và các nghiên cứu chuyển động đầu
tiên (1)
1
ở các ranh giới mảng chỉ ra rằng các mảng được sinh ra ở các sống đại
dương, được tiêu thụ ở các đới chúc chìm và trượt cạnh nhau dọc theo các đứt gãy

1

Chuyê
̉
n
đ

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

Địa kiến tạo
10

chuyển dạng. Ở các đới va chạm, các mảng chở các lục địa có thể được khâu ráp
vào nhau. Các mảng nhỏ bớt hay lớn lên về diện tích phụ thuộc vào sự phân bố của
các ranh giới hội tụ hay phân kỳ. Chẳng hạn, các mảng Châu Phi và Nam Cực hầu
như hoàn toàn bị bao vây bởi các trung tâm tách dãn đang hoạt động nên đang lớn
lên về diện tích. Nếu diện tích bề mặt Trái Đất bị chặn lại thì các mảng bị thu hẹp
trong khi các mảng này sinh ra, và trường hợp này ứng với các mảng ở khu vực
Thái Bình Dương. Các ranh giới mảng có tính năng động, không những di chuyển
trên bề mặt Trái Đất, mà còn thay đổi từ một kiểu ranh giới này sang một kiểu rah
giới khác. Hơn nữa, các ranh giới mảng mới có thể được sinh ra để ứng phó với
các thay đổi về chế độ ứng suất trong thạch quyển. Còn nữa, các ranh giới mảng
biến mất khi hai mảng hợp nhất thành một mảng, chẳng hạn sau khi va chạm lục
địa với lục địa. Các mảng nhỏ (<10
6
km
2
) thường xuất hiện gần các ranh giới va

chạm lục địa với lục địa hoặc lục địa với cung đảo và đặc trưng bởi các chuyển
động nhanh và phức tạp. Các thí dụ là các mảng Turkish-Aegean, Adriatic, Arabi
và Iran nằm dọc theo ranh giới va chạm lục địa- lục địa giữa Âu- Á và Châu Phi,
và một số mảng nhỏ nằm dọc theo bờ va chạm lục địa-cung của các mảng Châu
Úc-Thái Bình Dương. Các chuyển động của các mảng nhỏ bị khống chế mạnh bởi
các lực ép nén của các mảng lớn hơn.
Các rìa lục địa có hai kiểu: tích cực và thụ động.
- Rìa lục địa tích cực (active continental margin) ở đới chúc chìm hay ở đứt
gãy chuyển dạng trùng hợp với ranh giới lục địa-đại dương. Các thí dụ là các hệ
thống rìa lục địa Andes và Nhật bản và đứt gãy chuyển dạng San Andreas ở
California của Mỹ. Ở các bồn này thường xãy ra các hoạt động kiến tạo, động đất,
núi lửa mạnh mẽ.
- Rìa lục địa thụ động (passive continental margin) xuất hiện dọc theo các rìa
các bồn đại dương đang mở như bồn Đại Tây Dương. Các bồn này khá yên ổn,
hiếm có các hoạt động kiến tạo và magma dù yếu ớt.
1.4.1 Các ranh giới phân kì (các sống đại dương)
Hệ thống sống đại dương liên hoàn là đặc trưng địa hình dài nhất trên bề mặt
Trái Đất (70.000 km). Các sống đại dương điển hình rộng 3000-4000 km và nổi
cao địa hình đến vài kilomet ở đới rift trục. Các sống đại dương chỉ có các động
đất nông khu trú ở các đới rift trục. Các động đất đó nói chung có cấp độ
(magnitude) thấp, thướng xuất hiện thành chùm và đi cùng với hoạt động xâm
nhập và phun trào magma mafic. Các nghiên cứu chuyển động đầu tiên chỉ ra rằng
các động đất rift sinh ra chủ yếu bởi chuyển động đứt gãy thẳng đứng khi thạch
quyển mới được đùn lên trên. Phần lớn hoạt động đứt gãy xuất hiện ở độ sâu
khoảng 2-8 km và một số khe nứt hiện ra ở đáy biển.
Địa kiến tạo
11

H1. 3 Mô hình tách
dãn đáy ại dương
sinh ra mảng ở sống
(rift đại dương) và
tiêu hủy mảng ở
máng (đới chúc
chìm).




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

Thung lũng giữa của các sống đại dương thay đổi về tính chất địa chất do mức
độ thay đổi của kiến tạo căng dãn và hoạt động núi lửa. Ở phần bắc sống Giữa-Đại
Tây Dương, sự căng dãn và mỏng vỏ chỉ xảy ra ở một đoạn, trong khi núi lửa phun
nhiều ở đoạn khác.
Gabro và serpentinit từ dưới mức vỏ sâu được đứt gãy đưa lên bề mặt ở những
nơi bị căng mỏng nhiều do hoạt động kiến tạo. Núi lửa phun ra nhiều và tập trung
ở thung lũng giữa tạo thành các sống núi dài (>50 km) nhưng chỉ tạo thành các nón
núi lửa những đoạn căng dãn mạnh. Địa hình trục sống thay đổi đáng kể phụ thuộc
vào tốc độ tách dãn. Những sống tách dãn chậm có thung lũng trục sâu với những
Địa kiến tạo
12

núi sườn dốc trong lúc những sống tách dãn nhanh thì có địa hình thấp và vài
trường hợp chỉ là một cao điểm địa hình. Trục các sống đại dương không liên tục,
nhưng có thể dời ngang mấy chục đến mấy trăm kilomet nhờ các đứt gãy chuyển
dạng. Có bằng chứng cho thấy các sống đại dương tăng trưởng và chết đi do sự lan
truyền ngang. Khoảng cách dời ngang(offset) các dị thường từ và độ sâu phù hợp
với các rift lan truyền dù có hay thiếu vắng các đứt gãy chuyển dạng.
1.4.2 Các đứt gãy chuyển dạng và các đới khe nứt
Các đứt gãy chuyển dạng (transform faults) là các ranh giới mảng mà dọc theo
đó các mảng trượt cạnh nhau và diện tích mảng được bảo tồn. Chúng duy nhất xác
định hướng chuyển động giữa hai mảng giáp kề. Các đứt gãy chuyển dạng đáy đại
dương khác với các đứt gãy chuyển ngang
2
(transcurent faults) ở chỗ chiều chuyển
động (the sense of motion) tương ứng với sự dời ngang dọc theo một trục sống đại
dương là trái ngược với điều được dự báo bởi chuyển động chuyển ngang.

H1. 5 Chuyển động
trên các đứt gãy
chuyển dạng và
chuyển ngang liên
quan với một trục
sống đại dương
(đường đôi thẳng
đứng). Chú ý rằng cự
ly dời ngang tăng với
chuyển động chuyển
ngang trong khi vẫn
giữ nguyên với
chuyển động chuyển
dạng. Các mũi tên

đậm chỉ các chiều
tách dãn, các mũi tên
mảnh chỉ các chuyển
động mảng.


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

2
Đứt gãy chuyển ngang: là đứt gãy trượt bằng lớn có các đặc điểm sau: nó tắt đi dọc theo chiều dài của nó; sự
dịch chuyển hai bên nhỏ hơn chiều dài đứt gãy; chiều dài đứt gãy tăng lên với thời gian và sự chuyển động tiếp
diễn; sự dịch chuyển trên đứt gãy lớn nhất ở trung tâm đứt gãy và tăng lên ở đầu mút đứt gãy.

Địa kiến tạo
13

ngang biểu kiến đến mấy trăm kilomet. Các nghiên cứu chuyển động đầu tiên về
các đứt gãy chuyển dạng chỉ ra chuyển động ngang theo chiều rời ra xa khỏi các
sống đại dương. Các động đất chỉ xãy ra hạn chế ở các vùng giữa các trục sống
dịch chuyển ngang.
Các đứt gãy chuyển dạng có thể các gián đoạn cấu tạo lớn trên đáy biển và ở
một số trướng hợp các đứt đoạn về cấu tạo và địa hình được biết là các đới khe nứt
đánh dấu các nơi vốn có các đứt gãy chuyển sống-sống trên đáy đại dương. Có 3
kiểu đứt gãy chuyển dạng: sống-sống (ridge-ridge), sống-máng (ridge-trench) và

máng-máng (trench-trench). Các đứt gãy chuyển dạng sống-sống phổ biến nhất và
chúng vẫn còn giữ nguyên chiều dài, trong lúc các đứt gãy chuyển dạng sống-
máng và máng-máng thì giảm hoặc tăng chiều dài trong khi chúng tiến hóa.
Các nghiên cứu về địa hình và cấu tạo đứt gãy biến dạng đại dương cho thấy
các đới dịch chuyển lớn nhất rất khu biệt (<1km) và đặc trưng bới một mảng đứt
gãy kiểu bện võng (anastomosing network of faults).
Các đoạn sống giữa các đứt gãy chuyển dạng đại dương hoạt động độc lập với
nhau. Điều đó có thể là do tình trạng thiếu ổn định trong các dòng đối lưu đi lên
cấp dưỡng cho các sống đại dương nên các dòng đối lưu đi lên này trở thành các
diapir dâng lên cách quãng đều đặn và mỗi diapir cấp dưỡng cho một đoạn sống
riêng. Các đứt gãy chuyển dạng có thể xuất hiện ở chỗ giáp nối của các đoạn sống
bởi vì magma cung ứng giữa các diapir không đủ cho sự bồi kết vỏ đại dương bình
thường. Sự ổn định của các đứt gãy chuyển dạng qua hơn hàng triệu năm cho thấy
các diapir quyển mềm vẫn giữ nguyên tính toàn vẹn rất lâu dài. Với việc áp dụng
các mô hình điểm nóng cố dịnh và chuyển động mảng tương đối thì dường như cả
các trục sống và đứt gãy chuyển dạng di chuyển cùng nhau ở tốc độ vài centimet
một năm. Điều đó lại đòi hỏi các diapir manti di chuyển và các đoạn sống đại
dương và các diapir rời khỏi dòng manti nằm dưới.
1.4.3 Các chỗ giáp nối chạc ba (Triple junctions)
Chỗ giáp nối chạc ba là điểm mà ba mảng gặp nhau. Các chỗ giáp nối như thế
là hệ quả cần thiết của các mảng cứng trên một quyển, vì lẽ rằng đó là cách thức
phổ biến mà một mảng có thể kết thúc. Có 16 kiểu kết hợp có thể của các giáp nối
chạc ba của sống, máng và đứt gãy chuyển dạng nhưng trong đó chỉ có 6 kiểu là
phổ biến. Các giáp nối chạc ba chia ra thành các kiểu bền vững hay không bền
vững tùy theo chúng có bảo tồn được hình dạng trong khi chúng tiến hóa hay
không. Chỉ có các giáp nối chạc ba sống-sống-sống (RRR tripple junctions) là bền
vững về tất cả các phía của ranh giới mảng. Việc hiểu các thay đổi tiền hóa ở các
giáp nối chạc ba là quan trọng vì các thay đổi về hình dạng của chúng có thể gây
ra các thay đổi trong chuyển động mảng. Sự tiến hóa của các chỗ giáp nối chạc ba
Địa kiến tạo

14

được khống chế bởi chiều dài các đứt gãy chuyển dạng, tốc độ tách dãn và việc có
magma hay không.

H1. 6 Hình học và yêu cầu về tính ổn định của 6 mối nối chạc 3 phổ biến. Các đường dứt đoạn ab, bc và ac
trong các tam giác tốc độ nối các điểm mà tổng vector không đổi tương ứng rời khỏi hình AB, BC và AC.
Các mối nối chạc 3 chỉ ổn định khi ab, bc và ac gặp tại một điểm. Ghi chú: Đường khía – máng (T); đường đôi –
sống đại dương (R); đường đơn – đứt gãy chuyển dạng (F).

Địa kiến tạo
15



H1. 7 Mối nối chạc 3 Rift Đông Phi, sống Hồng hải và sống Vịnh Aden
1.4.4 Các ranh giới hội tụ (các đới chúc chìm)
Các ranh giới mảng hội tụ được xác định bởi các chấn tiêu cùng nằm trên một
mặt gần phẳng và cắm chúc bên dưới các hệ cung. Mặt phẳng đó gọi là đới động
đất hoặc đới Benioff, cắm với góc từ trung bình đến dóc và trải sâu ở một số
trường hợp đến gián đoạn địa chấn 600km. Đới động đất được giải đoán là một
vùng giòn ở phần trên từ 10 đến 20 km của tấm thạch quyển chúc chìm. Các đới
động đất hiện đại rất thay đổi trong sự phân bố các chấn tiêu và về độ dốc. Một số
đới động đất như là ở dưới cung Aleuti chỉ trải đến độ sâu < 300km, trong lúc các
đới khác xuống đến gián đoạn 660km. Nói chung các đới động đất là những mặt
cong với bán kính đường cong đến vài trăm kilomet và với sự lồi lõm không đều ở
qui mô <100km. Các đới động đất gần bằng phẳng là hiếm có. Khoảng trống địa
chấn ở 1 số đới có lẽ là do sự chia mảnh của tấm chúc chìm, Độ dốc thay đổi từ 30
– 90
o

, trung bình khoảng 45
o
. Sự thay đổi độ dốc đáng kể có thể xuất hiện dọc theo
Địa kiến tạo
16

đường phương như ở hệ thống cung Izu-Bonin thuộc Tây Thái Bình Dương. Có
mối tương quan giữa chiều dài các đới địa chấn và sản phẩm của tốc độ hội tụ và
tuổi của tấm chúc chìm. Các nghiên cứu chuyển động đầu tiên các động đất ở các
đới chúc chìm cho biết có sự biến thiên trong chuyển động cả về khoảng cách
ngang dọc theo các tấm chúc chìm và về chiều sâu tấm. Cơ chế tách dãn nông
chiếm vai trò chủ yếu ở đới trên thạch quyển từ máng trở về phía biển, nơi mảng
bắt đầu gập xuống. Bởi vì không được bền vững nên các trầm tích ở các máng đại
dương không thể truyền tải các ứng suất, do đó thường nằm bẹp và không bị biến
dạng. Tuy nhiên, theo tài liệu mặt cắt phản xạ địa chấn thì các đá của các máng ở
về phiá lục địa bị uốn nếp và đứt gãy mãnh liệt. Cơ chế chồm vảy ngự trị ở phần
nông của các đới chúc chìm (20-100km). Ở độ sâu < 25km các tấm chúc chìm ít
sinh ra động đất. Các động đất mạnh nói chung thuộc kiểu chồm vảy và xuất hiện ở
độ sâu >30km. Trong các động đất mạnh, các mảnh vỡ từ tấm chúc chìm bị đẩy lên
trên tạo thành các vảy chồm cắm về phía ngoài trục máng.
Một câu hỏi lí thú về chúc chìm là điều gì xảy ra khi một cao nguyên ngầm
hoặc một sống phi địa chấn gặp phải một đới chúc chìm? Do vì chúng chống lại
việc chúc chìm nên chúng có thể sinh ra một mũi nhọn (cusp) ở hệ thống cung như
được minh họa bởi nơi giao hội của sống Caroline với cung Mariana ở Nam Nhật
Bản. Các dữ liệu cổ từ và địa chất cấu tạo ở cung Mariana ủng hộ sự giải đoán này,
cho rằng cung đó bị xoay ở các đầu mút của chúng bởi sự va chạm của các sống
này trong khoảng giữa 30 và 10 triệu năm. Ngoài ra, các khoảng trống hoạt động
núi lửa và động đất ở các hệ thống cung xuất hiện phổ biến ở các điểm va chạm
giữa các cao nguyên ngầm và các sống với các cung. Các thí dụ là các sống
Tehuantepec, Cocos, Carmegie, Nazca và Juan Fernandez dọc theo các hệ thống

chúc chìm Trung Mỹ và Peru-Chile. Khi một cao nguyên hoặc sống gặp phải một
cung thì sự chúc chìm dừng lại và một khoảng trống núi lửa/động đất tạo thành ở
cung, và chỉ các sống nhỏ và một vài đảo núi lửa không nổi được là có thể thực sự
chúc chìm.
Một câu hỏi nữa là ở đâu và làm sao mà các ranh giới hội tụ mới bắt đầu xuất
hiện? Bởi vì cần có ứng suất rất cao để thạch quyển đại dương đứt vỡ, nên dường
như phải có các đới xung yếu sẵn có trong thạch quyển để tạo ra chỗ cho các đới
chúc chìm mới. Trong 3 chỗ được đề ra cho sự xuất hiện các đới chúc chìm mới
gồm có các rìa lục địa thụ động, các đứt gãy chuyển dạng/các đới khe nứt, và các
sống đại dương đã thôi hoạt động thì không một nơi nào có thể đổi đơn giản sang
các đới chúc chìm bởi tác dụng duy nhất của trọng lực. Do đó, cần có thêm các lực
để chuyển các nơi này thành các đới chúc chìm. Một nguồn khả dĩ là sự chúc chìm
gắng thử của vật liệu nổi (như là các cao nguyên ngầm) ở một máng, mà có thể dẫn
đến các lực ép lớn ở cả hai mảng chúc chìm và chồm lên. Đó là lực kiến tạo duy
Địa kiến tạo
17

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

H1. 8 Các ranh giới phân kỳ, chuyển dạng và hội tụ
1.4.5 Các ranh giới va chạm (collisional boundaries)
Biến dạng và động đất xảy ra cực kỳ mãnh liệt ở các ranh giới va chạm. Động
đất chủ yếu <100km sâu và liên quan đến nhiều kiểu đứt gãy. Nói chung các đứt
gãy chồm (thrust faults) phát sinh chủ yếu ở gần các đới khâu. Các đứt gãy chuyển
ngang (transcurent faults) phổ biến ở mảng chồm lên như được minh họa bởi các
đứt gãy trượt bằng lớn sinh ra ở Trung Quốc và Tây Tạng trong va chạm Ấn-Á.
Ngoài ra, đứt gãy căng dãn có thể trải rất xa các đới khâu trên mảng chồm lên. Ví

dụ như rift Baikal ở Nam Siberia dường như được tạo thành do hệ quả của va chạm
ở Himalaya vào 55 triệu năm.
Một ví dụ về ranh giới mảng ở những giai đoạn đầu của một va chạm cung-lục
địa là hệ thống cung Sunda ở Đông Indonesia. Australia bắt đầu va chạm với cung
này trong khi mảng Australia chúc chìm bên dưới cung đó. Va chạm này có thể
được nghiên cứu trên đảo Timor về phía nam và đảo Seram về phía bắc, nơi mà
craton Australia được đại diện bởi New Guinea và Sula Spur. Thời gian va chạm
gây nên sự chồm vảy về phía bắc, sự biến dạng phức tạp của các lớp phủ trầm tích
kiểu nền ở mảng Australia, sự xuất hiện thành tạo olistotrome,… xảy ra trong
Miocen muộn đến Pliocen sớm.
Địa kiến tạo
18


H1. 9 Mô hình va chạm lục địa – lục địa


H1. 10 Lục địa AUSTRALIA chơm va chạm vào lục địa EURASIA ở khi vực Timor
1.4.6 Các tương tác giữa máng và sống
Điều gì xảy ra khi một sống đại dương tiến lại gần và cuối cùng va chạm với
một đới chúc chìm, như là các sống Chile và Juan de Fuca ngày nay. Nếu một sống
chúc chìm thì cung sẽ nổi gồ lên khi đỉnh sống đến gần và sẽ trũng xuống khi sống
Địa kiến tạo
19

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

chìm. Tất cả ba hiện tượng này đều được ghi nhận ở cung Aleuti. Sự chúc chìm
của sống cũng có thể gây ra sự thay đổi trong chế độ ứng suất ở mảng cưỡi lên từ
chủ yếu nén ép đến căng dãn và trong việc mở ra bồn sau cung. Sự chúc chìm của
các sống đang hoạt động có thể dẫn tới sự tạo thành các sống mới ở mảng chúc
chìm tại những khoảng cách khá xa kể từ rìa hội tụ. Ví dụ như sự mở rift Nam Cực
khỏi Australia, đã bắt đầu cách nay gần 50 triệu năm, là trùng với sự chúc chìm
một hệ thống sống dọc theo rìa bắc mảng Australia-Nam Cực.
Trong trường hợp sống Chile mà ngày nay đang chúc chìm thì có một ít hệ quả
kể từ khi sống này tiến đến trục máng. Khi sống này lại gần máng Chile thì thung
lũng rift trở nên bị trầm tích lấp đầy và cuối cùng bị biến mất bên dưới chân máng.
Ngoài ra, sườn phía lục địa của máng trở nên dốc và nông trong đới va chạm. Ở
nơi va chạm máng-sống, lăng trụ bồi kết giảm kích thước khoảng hơn 75% và
phần móng dưới cung Andes dường như bị xâm thực và chúc chìm. Việc giảm thể
tích của lăng trụ bồi kết có lẽ do hai nguyên nhân quan trọng sau đây:
a- Địa hình trên sống có thể làm tăng tốc độ xâm thực chúc chìm mang vật liệu
ra khỏi đáy lăng trụ bồi kết.
b- Sự chúc chìm các sống đại dương do các đứt gãy chuyển động gây ra có thể
làm suy yếu một cách cơ học đáy lăng trụ bồi kết,làm cho chúng dễ bị cuốn đi do
sự xâm thực chúc chìm.
Dòng nhiệt tăng vọt ở đới va chạm và sau đó suy giảm sau va chạm trở lại các
giá trị bình thường của cung. Ngoài ra ophiolit (các mảnh vỏ đại dương) cũng xâm
vị bằng cách kiến tạo ở vùng trước cung Andes trong giai đoạn đầu của va chạm và
đấy là một cách quan trọng của sự xâm vị ophiolit.
Địa kiến tạo
20


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

1.5 CHU KÌ WILSON

Việc mở ra và đóng lại một bồn đại dương được J.Tuzo Wilson mô tả đầu tiên
năm 1976 nên được gọi là chi kì Wilson.
Một chu kì Wilson bắt đầu với sự nứt tách lục địa dọc theo một hệ thống
rift,như là rift Đông phi ngày nay, tiếp sau đó là sự mở một đại dương với các rìa
lục địa thụ động ở hai phía. Các đá già hơn ở các rìa lục địa thụ động là các tổ hợp
rift lục địa. Khi bồn rift mở thành một bồn đại dương như Hồng Hải ngày nay thì
các trầm tích craton tích tụ dọc theo cả hai rìa thụ động đang lùi xa nhau, còn các
trầm tích biển sâu tích tụ trên đáy biển lân cận từ rìa ấy. Cuối cùng, một bồn đại
dương rộng lớn như là Đại Tây Dương có thể phát triển do sự tách dãn tiếp tục.
Khi thạch quyển đại dương mới trở nên dày và nặng, không còn nổi được nữa, sự
chúc chìm bắt đầu ở một hay cả hai rìa và vỏ đại dương bắt đầu khép lại. Sự đóng
kín hoàn toàn bồn đại dương xảy ra khi va chạm lục địa, như là đá xuất hiện trong
Permi khi Baltica va cham với Siberia tạo thành dãy núi Ural. Trong va chạm các
đá cung và vỏ đại dương chồm vảy lên các tổ hợp rìa thụ động. Các dữ liệu địa
chất cho biết chu kì Wilson đã xuất hiện nhiều lần trong Phanerozoi. Bởi vì thạch
quyển bị yếu đi dọc theo các đới va chạm nên sự mở rift có thể mở ra đại dương
mới gần các đới khâu cũ, vì như sự mở ra Đại Tây Dương ngày nay xuất hiện
phỏng chừng dọc theo đới khâu Iapetus thời Ordovic.
Địa kiến tạo
21


H1. 12 Chu kỳ Wilson

1.6 CÁC LỰC TRUYỀN ĐỘNG MẢNG
Nhiều nhà nghiên cứu cho rằng các chuyển động mảng phải có sự liên quan
đến sự đối lưu nhiệt trong manti, mặc dù mô hình được thừa nhận chung liên quan
hai quá trình vẫn còn phải làm rõ. Hình dáng và kích thước của các mảng và vận
Địa kiến tạo
22

tốc của chúng là rất thay đổi và không thể hiện mối liên quan hình học đơn giản
với các kiểu hình đối lưu. Tuy nhiên, phần lớn mô hình máy tính cho thấy rằng các
mảng chuyển động để đáp ứng chủ yếu các lực “tấm-kéo”(slab-pull forces) trong
khi các mảng chúc chìm vào manti tại các đới chúc chìm, và rằng các lực đẩy từ
sống đại dương hoặc các ứng suất được chuyển từ quyển mềm đến thạch quyển là
rất nhỏ. Thực vậy sự phân bố ứng suất phù hợp với ý tưởng cho rằng các mảng đại
dương được tách ra từ quyển mềm nằm dưới. “Các lực sống đẩy” (ridge-push
forces) được gây ra bởi hai nhân tố:
- Các tương phản mật độ nằm ngang sinh ra từ sự nguội lạnh và dày lên của
thạch quyển đại dương khi nó chuyển động ra xa sống.
- Độ cao của sống đại dương trên đáy biển xung quanh.
Các lực tấm kéo ở các đới chúc chìm phản ánh sự nguội lạnh và trở nên nặng
nề khó nổi được của thạch quyển đại dương khi nó già đi. Sự chuyển pha gabro-
eclogit và các đới chuyển pha áp suất cao khác xuất hiện ở các tấm chúc chìm cũng
góp phần vào “tấm-kéo” do sự tăng mật độ của tấm này. Mặc dù “tấm-kéo” không
thể khởi động sự chúc chìm thì lực “tấm-kéo” nhanh chóng trở thành lực chủ yếu
để cho chúc chìm tiếp diễn.

H1. 13 Chuyển động đối lưu manti gây ra các lực
truyền động mảng “tấm kéo” và “sống đẩy”.


1.7 ĐỊA TỪ (GEOMAGNETISM)
1.7.1 Sự từ hóa đá (rock magnetization)
Để hiểu chứng cớ từ tính cho sự tách dãn thì cần hiểu việc các đá nhiễm từ
trong từ trường Trái Đất như thế nào. Khi một đá tạo thành, nó có thể bị từ hóa
song song với trường từ vây quanh, đó là “sự từ hóa ban đầu”(primary
magnetization). Thông tin về cả chiều hướng lẫn cường độ từ trường mà trong đó
một đá được tạo thành có thể thu nhận được nhờ sự nghiên cứu sự từ hóa ban đầu

của nó. Các khoáng vật qian trọng nhất kiểm soát sự từ hóa đá là magnetit và
hematit. Tuy nhiên chẳng phải luôn luôn dễ dàng xác định được sự từ hóa ban đầu
trong các đá này vì chúng thường bị từ hóa muộn hơn về sau, gọi là “từ hóa thứ
Địa kiến tạo
23

sinh”(secondary magnetization), mà có thể bị xóa đi bằng các kí thuật khử từ hóa
trước khi đo từ hóa ban đầu.
Sự từ hóa được đo trong phòng thí nghiệm gọi là “từ dư tự nhiên” (natural
remanent magnetization) hay NRM. Các đá nhiễm NRM bằng mấy cách, nhưng
chỉ ba trong số đó là quan trọng trong việc nghiên cứu cổ từ (paleomagetic
studies).
- Từ dư nhiệt (thermal remanent magnetization-TRM)
Các đá magma nhiễm TRM khi chúng nguội qua 1 nhiệt độ tới hạn cho sự từ
hóa của khoáng vật tạo thành. Nhiệt độ đó gọi là nhiệt độ Curie,dao động giữa
500C và 600C đối với các oxit sắt và là nhiệt độ mà tại đó sự từ hóa được ghi vào
đá ấy. Chiều của TRM hầu như song song và tỉ lệ về cường độ với từ trường được
áp dụng.
- Từ dư hạt vụn (detrital remanent magnetization-DRM)
Các tràm tích vụn nói chung có chứa các hạt nhiễm từ nhỏ và chúng trở nên bị
xếp thành hàng trong trường từ vây quanh trong khi tích tụ hoặc khi cứng lại và
thành đá của các trầm tích vụn. Kiểu từ hóa này gọi là DRM.
- Từ dư hóa học (chemical remanent magnetization-CRM)
Các đá bị nhiễm CRM trong các quá trình thứ sinh nếu các khoáng vật từ tính
mới sinh ra. CRM có thể phát sinh trong các quá trình phong hóa, biến đổi và biến
chất.
NRM được mô tả bằng các thông số về chiều và cường độ. Các thông số về
chiều bao gồm độ từ thiên (declination).
là góc so với hướng bắc thực và độ từ khuynh (inclination) tức là góc dốc so
với đường nằm ngang. Cực địa từ có thể được xác định từ các độ từ thiên và từ

khuynh của một đá nhất định.
Địa kiến tạo
24


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


H1. 15 Các đá
basalt sinh ra
ở sống đại
dương lưu giữ
trường cự từ
đương thời


H1. 16 Sự phân bố đối xứng hai bên sống của các dải
vỏ đại dương xen kẽ nhau mang dấu ấn cổ từ thuận
hoăch nghich, trong đó tuổi các già càng rời xa sống.