Cấu trúc và các qúa trình hình thành đại dương ( Nhà xuất bản đại học quốc gia hà nội ) - Chương 2 pps

Chương 2

Hình thái đáy đại dương

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

Hình 2.1: Sơ đồ phân bố của các mảng thạch quyển, sống núi đại dương,
máng sâu đại dương và vị trí các chấn tâm động đất trên toàn cầu. Ranh
giới tương đối giữa các mảng được xác định dựa trên các kết qủa nghiên
cứu thăm dò trong một thời gian dài và thể hiện trên hình vẽ bằng các
đường đứt nét. Hiện có tất cả 7 mảng lớn (ký hiệu bằng chữ cái lớn), 6
mảng nhỏ (ký hiệu bằng chữ cái nhỏ) và một số mảng rất nhỏ khác
không được minh họa ở đây. Chiều dài và hướng của các mũi tên trên


hình vẽ biểu diễn vận tốc chuyển động tương đối và hướng di chuyển
giữa các mảng với đơn vị tính là một vài triệu năm. Mảng Châu Phi được
giả thiết là không chuyển động. Độ dài mũi tên trong phần chú thích
tương đương với vận tốc 5cm/năm.

Hình 2.2: Sơ đồ mô phỏng một số khái niệm về kiến tạo mảng. Các mảng
thạch quyển hay còn gọi là quyển rắn (bao gồm vỏ đại dương, vỏ lục địa
và manti trên) phần lớn có bề dày dao động từ 100 250km. Dưới lớp
quyển rắn là quyển mềm có độ dẻo lớn hơn. Phía bên rìa mảng thành tạo
(trục sống núi và c¸c trơc t¸ch d·n) c¸c vËt chÊt manti tõ d­íi sâu được
phun trào lên, phía bên rìa mảng phá hủy (các rÃnh sâu đại dương) các
mảng được hình thành bị cuốn chìm xuống dưới manti. Các mảng
thường có xu hướng trượt chờm lên nhau tại vị trí rìa thành tạo.

Để giúp các bạn nhớ lại những phần lý thuyết đà học, đồng thời bổ sung
thêm một số kiến thức cơ bản liên quan tới chủ đề này, trong phần tiếp theo
chúng tôi sẽ trình bày ngắn gọn một số đặc điểm địa chất chính liên quan đến
những qúa trình được mô phỏng ở các hình vẽ trên.
1. Bề dày lớp vỏ cứng bao phủ bên ngoài trái đất hay còn gọi là thạch
quyển có thể đạt tới 250km trên lục địa và gần 100km dưới đại dương. Thành
phần chính của lớp vỏ này chủ yếu là Peridotite, đó là một loại đá rắn chắc
được hình thành ở Manti trên. Phần trên cùng của thạch quyển là vỏ trái đất,
phía bên dưới thạch quyển là một lớp yếu hơn, lớp này kết hợp với Manti dưới
tạo thành quyển mềm, chính nhờ lớp quyển này, các mảng thạch quyển mới có
thể di chuyển được.
2. Trên lục địa, bề dày trung bình của vỏ trái đất là 35 km, tại khu vực núi
cao bề dày này có thể đạt tới 90km. Thành phần chđ u cđa líp vá nµy lµ
granit.
3. So víi vá lục địa, vỏ đại dương có bề dày mỏng (7 - 8km ) và mật độ lớn
hơn. Thành phần chính của nó là bazan (vỏ đại dương được đề cập trong chương
này thuộc kiểu vỏ phun trào - chúng được hình thành từ hoạt động macma tại
trục tách dÃn và không bao gồm lớp trầm tích nằm trên).


4. Phần lớn các vỏ đại dương đều nằm dưới mực nước biển trong khi vỏ lục
địa nằm ở các bậc độ cao lớn hơn nhiều. Theo kết qủa nghiên cứu từ trường, lớp
vỏ ngoài cùng của trái đất có xu hướng cân bằng trọng lực do sự điều chỉnh độ
cao giữa các khu vực có độ nổi khác nhau.
Đặc điểm hình thái nào trên hình 1.11 tương đương với rìa mảng thành tạo
và rìa mảng phá hủy được mô tả trên hình 2.1 và hình 2.2?
5. Hệ thống các rìa thành tạo hay nói cách khác, hệ thống các trục tách dÃn
đáy biển là tiền thân của các gờ sống núi đại dương. Đó là các dải sống núi trải
dài liên tục qua tất cả các đại dương lớn trên thế giới và là nơi lớp thạch quyển
đại dương sinh ra.

6. Đa số các máng sâu đại dương và vòng cung đảo (phần lớn tập trung ở
Thái Bình Dương) là nơi mảng đại dương bị hút chìm và chui xuống manti. Sự
hình thành của dÃy núi cao Ampine - Himalayan có thể coi là bằng chứng về sự
xung đột giữa các mảng lục địa và các pha hút chìm mới xảy ra gần đây tính
theo thang tuổi địa chất (trong vòng khoảng 150 triệu năm).
7. Cứ sau vài trăm nghìn năm đến vài triệu năm, các cực từ trường của trái
đất lại bị đảo và qúa trình này liên tiếp xảy ra trong suốt quÃng thời gian kéo
dài ít nhất là gần 100 triệu năm (trước đó, chu kỳ thời gian xảy ra đảo từ biến
đổi ít có quy luật hơn). Sự biến đổi luân phiên liên tục giữa qúa trình thuận từ
và nghịch từ là nguyên nhân hình thành các dải sọc từ song song với hướng
phát triển của các rìa thành tạo trên đáy đại dương. Dựa vào những biến đổi đảo
từ, người ta có thể xác định được tuổi tương đối của vỏ đại dương và so sánh thời
gian hình thành của trục tách dÃn đáy biển trong các đại dương khác nhau.
8. Rất ít khi có thể tìm thấy vỏ đại dương có tuổi già hơn 160 triệu năm
trong phần lớn các đại dương. Điều đó chứng tỏ các đại dương ngày nay có tuổi
trẻ hơn rất nhiều so với tuổi của trái đất (4.600 triệu năm) và chúng không
ngừng bị biến đổi bởi nhiều nguyên nhân khác nhau:
(a) Những thay đổi về hình dạng và kích thước đại dương do qúa trình di
chuyển của các mảng. Ngày nay, ấn Độ Dương (AĐD) và Đại Tây Dương (ĐTD)
vẫn liên tục được mở rộng bởi hoạt động của các trục tách dÃn nhưng không có
qúa trình hút chìm. Riêng đối với Thái Bình Dương (TBD) thì ngược lại, càng
ngày TBD càng bị thu hẹp do tốc độ các qúa trình hút chìm xảy ra nhanh hơn
qúa trình tách dÃn. Nếu tính theo thang tuổi địa chất thì các qúa trình di
chuyển này xảy ra với tốc độ khá lớn, trung bình có thể đạt tới vài cm/năm như
trên ví dụ hình 2.1.
(b) Những biến đổi về độ sâu của đáy đại dương do các các hoạt động như (i)
sự co lại của đất đá khi bị nguội lạnh (xem mục 2.3.2) hoặc (ii) sự tích tụ và trầm
đọng của trầm tích lục nguyên, hoặc (iii) sự xói mòn và hình thành các canhon
ngầm do tác động của dòng bùn hoặc (iv) sự cân bằng đẳng tĩnh.

Hình 2.3 (a) Qúa trình phun trào của các vật chất manti từ quyển mền tại
trục sống núi đại dương là nguồn gốc sinh thành ra lớp thạch quyển đại
dương mới. Do các chuyển dịch ngang xảy ra trong quá trình này, nhiệt
độ nóng chảy của dung nham phun trào sẽ bị giảm dần khi vượt qua
điểm bức xạ của các khoáng vật điện từ có trong đất đá và đông lại
theo hướng các đường từ lực Trái đất

2.1. Đặc điểm chính của đáy Đại dương

Hình 2.4: Sự phân bố các bậc độ cao - sâu của bề mặt trái ®Êt. (a) BiĨu
®å thĨ hiƯn c¸c bËc ®é cao - sâu hiện tại. (b) Cao đồ đường cong: xây
dựng trên cơ sở đường cong luỹ tích. Đây không phải hình vẽ mặt cắt
qua bề mặt trái đất, mà là đường cong biểu diễn độ chênh lệch phần
trăm giữa các mực độ cao - sâu khác nhau trên bề mặt trái đất

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


Câu hỏi 2.1 (a) Phần địa hình bề mặt trái đất nằm dưới mực nước biển
chiếm bao nhiêu phần trăm?
(b) Dựa vào độ chênh lệch phần trăm giữa các bậc độ cao - sâu của địa hình
bề mặt trái đất trong sơ đồ trên. HÃy cho biết những hậu qủa có thể xảy ra khi
nước biển dâng cao 100m?
(c) Giả sử bán kính trung bình của trái đất là 6370km (R) thì tổng các bậc
địa hình bề mặt trái đất n»m trªn trơc tung sÏ b»ng bao nhiªu % R?
Cã thể nói, hai đặc điểm địa hình nổi bật nhất trên đáy đại dương là hệ
thống các trục sống núi với thung lũng địa hào kéo dài gần như liên tục qua tất

cả các đại dương lớn trên thế giới và hệ thống các máng sâu (đặc biệt là ở TBD).
Dọc theo trục sống núi (còn gọi là trục tách dÃn), thạch quyển đại dương mới liên
tục được hình thành và bị đẩy ra xa trục. Sau đó, chúng sẽ lần luợt bị cuốn
xuống dưới quyển mềm khi tiến tới gần vị trí các máng sâu do sức căng bề mặt
trái đất bị níu nghiêng thành đới hút chìm.
Nằm xen giữa trục sống núi và máng sâu là các bồn trầm tích bằng phẳng
với sự nhô lên của những dÃy núi ngầm đơn lẻ và nhiều dạng hình đồi núi và
khối nâng khác, một số trong đó có đỉnh ngoi lên mặt nước tạo thành đảo. Bao
quanh các lục địa là thềm lục địa, được hình thành do qúa trình tích tụ dày của
trầm tích. Độ sâu phổ biến của thềm lục địa là 200m, đôi khi thấp hơn, nhưng
chiều rộng của chúng thì không giống nhau, có nơi thì khá rộng, có nơi thì rất
hẹp.
Một đặc điểm tương đối quan trọng khác cần chú ý chính là độ sâu của các
đại dương và giá trị độ sâu trung bình của tất cả đại dương lớn thế giới được đề
cập trong bảng 2.1. Hình 2.5 là sơ đồ mặt cắt địa chấn kéo dài từ phía nam ĐTD
tới Nam Mỹ (tham khảo thêm hình 1.11), trên đó thể hiện đầy đủ các dạng địa
hình chiếm diện tích lớn (xem bảng 2.1). Trong các mục tiếp theo, chúng tôi sẽ có
sự mô tả kỹ hơn từng yếu tố địa hình trên đáy đại dương, bắt đầu từ rìa lục địa.
Bảng 2.1: Các thông số đặc trưng của đáy đại dương
Đại dương
Thái Bình Dương
Diện tích
(106km2)

đại

Đại Tây Dương

ấn Độ Dương

Đại
dương
thế giới

dương

180

107

74

361

Diện tích vùng không bị
ngập nước (106km2)

19

69

13

101

9.5

1.6

5.7

3.6

Độ sâu trung bình (m)

3940

3310

3840

3730

Phần trăm diện tích (%)
của thềm và sườn lục địa
(so với tổng diện tích)

13.1

19.4

9.1

15.3

Tỉ lệ diện tích phần đại
dương bị ngập nước/phần
diện tích không bị ngập
nước

Phần trăm diện tích (%)
của chân lục địa (so với
tổng diện tích)

2.7

8.5

5.7

5.3

Phần trăn diện tích (%)
vùng đáy sâu (so với tổng
diện tích)

42.9

38.1

49.3

41.9

Phần trăn diện tích (%) của
các ngọn núi lửa và các
chuỗi núi ngầm (so với
tổng diện tích)

2.5

2.1

5.4

3.1

Phần trăn diện tích (%) các
sống núi đại dương (so với
tổng diện tích)

35.9

31.2

30.3

32.7

Phần trăm diện tích (%)
các máng sâu đại dương
(so với tổng diện tích)

2.9

0.7

0.3

1.7

Hình 2.5: Mặt cắt bề mặt trái đất khu vực nằm giữa Nam Mỹ và Châu Phi.
Hình phóng đại 100 lần theo chiều đứng

2.2. Rìa lục địa
Có hai kiểu rìa lục địa đà được xác định trước khi thuyết kiến tạo mảng ra
đời. Đó là kiểu rìa Đại Tây Dương và rìa Thái Bình Dương.
Các rìa lục địa kiểu ĐTD nhìn chung đều có phần thềm lục địa tương đối
rộng và phần chân lục địa trải dài (hình 2.5 và bảng 2.1). Các hoạt động kiến tạo
ở đây xảy ra ít, do vậy chúng được gọi là rìa ổn định hoặc rìa thụ động. Kiểu
rìa này thường xuất hiện khi xảy ra qúa trình phân tách lục địa và hình thành
đại dương mới. Lục địa bị chia tách và đáy đại dương liền kề đều nằm trong cùng
một mảng kiến tạo. Những phần vỏ lục địa nếu bị tách rời độc lập sẽ hình thành
các tiểu lục địa. Một số tiểu lục địa có thể nằm hoàn toàn dưới mực nước biển
(khi lớp vỏ lục địa bị mỏng hơn bình thường như các khu vực Rockall Bank và
Seychelles Plateau), hoặc hình thành các khối đảo lớn như đảo Madagascar.
Đặc trưng của rìa lụa địa kiểu TBD là sự thế chỗ của các máng sâu dưới
chân sườn lục địa (hình 2.5). Kết qủa thống kê trong bảng 2.1 cho thấy, diện tích
phần chân lục địa quanh TBD rất nhỏ trong khi diện tích các máng sâu lại rất


lớn và lớn hơn nhiều so với các đại dương khác. Ngày nay, kiểu rìa này đà được
xác nhận và được gọi là rìa địa chấn hay rìa tích cực do sự xuất hiện thường
xuyên của các hoạt động địa chấn (ví dụ như động đất). Đây là kiểu rìa được
hình thành bởi sự va chạm giữa mảng đại dương với mảng lục địa tại đới hút
chìm, trong trường hợp này, lục địa và đáy đại dương liền kề thuộc hai mảng
khác nhau. Các rìa địa chấn xuất hiện vòng cung đảo được hình thành tại ranh
giới giữa hai mảng đại dương ví dụ điển hình sẽ được chúng tôi đề cập ở phần
tiếp theo. Rìa lục bao quanh AĐD chủ yếu thuộc kiểu rìa ĐTD, ngoại trừ khu

vực máng sâu Java nằm ở phía đông bắc (hình 1.11 và 2.1).
2.2.1 Rìa lục địa ổn định
Kiểu rìa này phát triển do sự dÃn căng của vỏ trái đất dẫn đến qúa trình
phân tách lục địa và tích tụ trầm tích sau đó. Mặt cắt qua một vùng rìa ổn định
gần tương tự như trong hình 2.6. Theo đó, kiểu rìa này có hình thái một thung
lũng nguyên sinh, trên mặt cắt ngang hình dạng của chúng được xác định nhờ
tập hợp các đứt gẫy tạo ra sự sụt lún của lớp vỏ và sự che phủ của trầm tích hình
thành nên đới thềm, sườn và chân lục địa. Tất cả những dấu hiệu nhận biết trên
mặc dù được xem là đặc điểm chung của kiểu rìa ổn định, nhưng vẫn có thể gặp
những biến thể khác nhau ở từng khu vực khiến các loại rìa thuộc kiểu này
không bao giờ giống nhau hoàn toàn nếu xét chi tiết.

Hình 2.6: Mặt cắt ngang qua một vùng rìa lục địa ổn định được phóng
đại theo chiều đứng. Các chi tiết của mặt cắt bề mặt sẽ được mô tả ở
hình 2.7 và phần bài viết liên quan

Câu hỏi 2.2 (a) Tại các vùng rìa ổn định vỏ lục địa mỏng hơn bình thường.
Vậy tại sao lớp vỏ này lại có thể bị lún xuống?
(b) Dựa vào hình 2.7, hÃy xác định ranh giới tương đối giữa vỏ lục địa và vỏ
đại dương ?
Hình 2.6 cho thấy phần lớn các trầm tích cấu thành thềm lục địa đều nằm
lại trên lớp vỏ lục địa bị dÃn mỏng (tham khảo câu hỏi 2.2 (b)). Chiều rộng của
thềm lục địa có thể đạt tới 1500km, địa hình bề mặt của chúng nhìn chung khá
bằng phẳng với građien góc nghiêng trung bình là 0,10 (hình 2.7). Trên bề mặt
thềm ở một vài nơi, có thể quan sát thấy những sóng cát nhấp nhô, đôi khi cao
tới một vài m do ảnh hưởng của dòng chảy, nhưng đó chỉ là những dạng địa hình
tạm thời.


Độ sâu của thềm lục địa tại vị trí thềm đổ như trên hình 2.7 là từ 20

500m, trung bình là khoảng 130m. Chiều rộng của chúng dao động từ 20
100km, độ sâu phần chân s­ên n»m trong kho¶ng 1,5 – 3,5km. So víi thỊm lục
địa, sườn lục địa có građien độ dốc lớn hơn nhiều, trung bình khoảng 40 và là
dạng địa hình ngầm dốc nhất trên đáy đại dương - nơi mà có độ nghiêng nhỏ hơn
nhiều so với bề mặt đất. Đối với các rìa lục địa trẻ mới hình thành, sườn lục địa
gần như dựng đứng bởi góc dốc ban đầu bao giờ cũng khá lớn. Ví dụ như sườn lục
địa trong vịnh California có độ dốc lớn hơn 200, đây là một vịnh trẻ mới được
hình thành cách đây khoảng 4 triệu năm nên nó chưa bị tác động bởi các qúa
trình xói mòn và trầm tích xảy ra ven rìa ĐTD suốt hơn 100 triệu năm qua.
ở nhiều khu vực, chẳng hạn như vùng Western Approaches (nằm ở phía
nam và tây của bán đảo nước Anh), bề mặt sườn lục địa bị chia cắt bởi các
canhon ngầm. Các canhon này đóng vai trò giống như các kênh dẫn trầm tích
xuống vùng đáy sâu của đại dương. Phần lớn các canhon có đỉnh nằm trên thềm
lục địa và đa số trong chúng là cửa của các con sông lớn trên lục địa. Nhìn chung
các canhon đều có trắc diện ngang hình chữ V, trông gần giống như các thung
lũng sông trên đất liền, song chúng được hình thành do hoạt động xói mòn của
các dòng trầm tích bùn. Đó là loại dòng chảy chứa nước và trầm tích xáo trộn với
nhau, do vậy chúng có tỉ trọng nặng hơn nước biển nên có thể trượt trên bề mặt
các sườn thoải với một vận tốc đủ lớn để có thể cào mòn thành các canhon.
Khi các dòng bùn chạm tới chân của sườn lục địa, vận tốc của chúng bị suy
giảm và bắt đầu chuyển sang qúa trình tích tụ tạo thành các nêm trầm tích hình thành chân lục địa. Độ dốc của dạng địa hình này nhỏ hơn nhiều so với
sườn lục địa, trung bình là 10. Chiều rộng của chúng phụ thuộc vào chiều dài,
cường độ hoạt động của các dòng bùn và năng lượng xói mòn của các dòng chảy
trong hoàn lưu đại dương, cực đại có thể đạt tới 600km. Đôi khi trên bề mặt chân
lục địa vẫn quan sát thấy những rÃnh nhỏ còn sót lại do các dòng bùn tiếp tục
kéo lê tới vùng nước sâu đại dương (hình 2.7).
2.2.2. Rìa lục địa địa chấn và các cung đảo
Qúa trình hình thành của các rìa địa chấn bao giờ cũng liên quan đến hoạt
động của các máng sâu đại dương, nơi vỏ đại dương bị hút chìm xuống quyển
mềm. Vì vậy các rìa này được gọi là rìa phá hủy.

Những vị trí thường phát triển các máng sâu là:
1 Tại các rìa lục địa có các dÃy núi lửa nằm ven bờ, nơi thạch quyển đại
dương chui xuống bên dưới lục địa
2 Tại các vòng cung đảo, nơi một mảng thạch quyển đại dương chui xuống
bên dưới mảng đại dương khác
Dựa trên những kiến thức vừa được cung cấp, theo bạn điều gì có thể xảy ra
khi dòng bùn mang trầm tích tới các rìa địa chấn và sườn lục địa tại các rìa địa
chấn khác gì so với sườn lục địa tại các rìa ổn định?


Tại rìa địa chấn, trầm tích mà các dòng bùn vận chuyển ra vùng đáy sâu đại
dương sẽ bị giữ lại trong các máng sâu nằm ở chân sườn lục địa. Do vậy sườn lục
địa ở đây thường có địa hình dốc hơn so với sườn lục địa của rìa ổn định (điều
này giải thích vì sao diện tích phần chân lục địa của TBD rất hẹp xem bảng
2.1).
Điểm khác nhau này có thể quan sát rất rõ trên hệ thống máng sâu Peru Chile, một đới hút chìm được hình thành do qúa trình hút chúi của mảng đại
dương Nazca và một phần mảng Nam Cực xuống bên dưới bờ biển phía tây của
Nam Mỹ (hình 2.1) kèm theo sù d©ng tråi cđa d·y Andes n»m ven bê. Những
biểu hiện đặc trưng cho qúa trình này là sự gia tăng của các hoạt động địa chấn,
núi lửa và những biến đổi bất thường của địa hình theo trọng lực (ví dụ địa hình
âm là các máng sâu, địa hình dương là các vòng cung núi lửa) tạo nên đặc điểm
riêng của kiểu rìa mảng phá hủy. Hình 2.8 cho thấy máng sâu Peru- Chi lê là
một hệ thống kéo dài không liên tục, theo một số nhà nghiên cứu, sự gián đoạn
này là không bình thường, có thể nguyên nhân chính là do sự sụt lún sâu của
một số đỉnh núi ngầm hoặc các dÃy núi địa chấn nhỏ nằm gần đó (mục 2.5.2,
2.5.4).
Câu hỏi 2.3 Xét hình 2.8 và 2.9
(a) Chiều rộng thềm lục địa và hình thái sườn lục địa tại khu vực rìa địa
chấn có đặc điểm như thế nào?
(b) Theo bạn sườn lục địa có phải là dạng địa hình dốc nhất so với các yếu tố

địa hình khác trên rìa ổn định hay không?
ở một vài trường hợp (ví dụ như mặt cắt 1 và 2 trên hình 2.9) sự khác nhau
về độ sâu và độ rộng của lòng máng có thể liên quan đến tốc độ hút chìm, chẳng
hạn tốc độ hút chìm càng lớn thì lòng máng càng sâu và càng hẹp. Ngoài ra, sự
khác nhau của ba mặt cắt cũng có thể do những nguyên nhân khác.
Vậy theo suy luận riêng của bạn, nguyên nhân nào có thể gây ra sự khác
nhau giữa mặt cắt 2 và 3 trên hình 2.9?
Nhiều khả năng cường độ bồi lấp của các qúa trình trầm tích là nguyên
nhân chính dẫn đến lòng máng phẳng và rộng trên mặt cắt 3. Nhưng một câu
hỏi được đặt ra là tại sao những mặt cắt khác không có các đặc điểm tương tự
trong khi tất cả các mặt cắt đều nằm ở những vị trí khá thuận lợi cho việc thu
nhận trầm tích từ địa hình dương nằm trên như dÃy Andes chẳng hạn?
Chưa có câu trả lời chính xác cho câu hỏi trên, nhưng rất có thể vấn đề này
liên quan đến điều kiện khí hậu hiện tại:
Vùng sa mạc Atacama thuộc phần phía bắc của Chile là nơi có lượng mưa
trung bình hàng năm nhỏ hơn 0.01m, vì vậy khối lượng trầm tích mang ra đại
dương hầu như không đáng kể, độ sâu của vùng lòng máng trên mặt cắt 2 chỉ
xấp xỉ khoảng 8 km. Nếu càng tiến về phía nam lượng mưa trung bình hàng
năm sẽ càng tăng và tăng tới 4m nên lượng trầm tích được mang tới và đổ dồn


xuống lòng máng khá lớn và gần như lấp đầy tại những vùng lòng máng nằm
trong khoảng vĩ độ 500nam.
Nói chung, cấu tạo trầm tích trong các lòng máng đều thể hiện những dấu
hiệu biến dạng bởi ảnh hưởng của các chuyển động kiến tạo tích cực. Cụ thể là
sự xuất hiện của hệ thống các đứt gÃy kéo dài trên bề mặt thành máng ngoài
giáp đại dương do sự uốn cong của mảng đại dương khi bị chúi xuống đới hút
chìm. Thành máng trong do có sự lưu bám của các lớp trầm tích ngoằn ngoèn
được cào ra từ mảng đại dương nên có xu hướng nghiêng ra phía đại dương.
Những đặc điểm này có thể quan sát thấy trên mặt cắt địa chấn hình 2.10.

Tuy nhiên, khối lượng trầm tích thuộc mảng đại dương được lưu lại trên
thành máng bên trong chỉ là một lượng nhỏ không đáng kể, những phần còn lại
đều bị đẩy xuống Manti theo mảng hút chìm. Tỉ lệ tương đối giữa hai phần trầm
tích này nói chung không giống nhau ở tất cả mọi nơi. Chính qúa trình hút chìm
và nóng chảy của các vật chất cấu thành mảng đại dương cùng lớp trầm tích
nằm trên đà dẫn đến sự ra đời và phát triển của các dÃy núi lửa trên bờ lục địa
(ví dụ dÃy Andes).
Câu hỏi 2.4 Quan sát hình 2.10 bạn sẽ thấy trần tích đáy đại dương bị bào
ra thành từng lát kế tiếp nhau. Vậy theo bạn các lát trầm tích được nạo ra trước
sẽ nằm ở phần trên hay phần dưới thành máng bên trong?

Hình 2.10: Mặt cắt địa chấn qua vùng máng sâu Trung Mỹ (nằm ở phần
phía bắc máng Peru-Chile) với những đường cắt thể hiện rõ đà cho thấy
hướng kéo dài của các đứt gÃy dọc theo chiều nghiêng của thành máng
ngoài và hướng xô dịch của các đứt gÃy ngang trên thành máng trong.
Hình phóng đại 1,5 lần theo trục đứng

Vòng cung đảo là dạng địa hình gần giống như các dÃy núi kiểu Andes,
nhưng là sản phẩm của qúa trình hút chúi của một mảng đại dương xuống dưới
một mảng dại dương khác. Kết qủa cuối cùng là sự ra đời của các cung đảo núi
lửa phía trên đới hút chìm và máng sâu. Điều quan trọng là sự xuất hiện của các
cung đảo bao giờ cũng kèm theo qúa trình hình thành một đáy đại dương mới
nằm xen giữa cung đảo với lục địa và được gọi là biển rìa hay biển sau cung đảo.
Đây là một qúa trình tách dÃn đáy biển do tác động của môi trường nén ép sinh
ra bởi sự hội tụ của hai mảng. Qúa trình này đồng thời cho thấy chuyển động các
mảng luôn có mối quan hệ với sự tương tác phức tạp giữa các lực và các hoạt
động Macma, nhưng cụ thể diễn ra như thế nào thì vẫn còn là vấn đề cần nghiên


cứu thêm. ở nhiều khu vực phía tây của TBD, người ta tìm thấy một vài hệ

thống các cung đảo và biển rìa là sản phẩm của quá trình phân tách liên tục của
các cung đảo có tuổi già hơn.
Trong phần tiếp theo, chúng tôi sẽ mô tả các đặc điểm hình thái vùng đáy
sâu đại dương để giúp bạn đọc hình dung được diễn biến của qúa trình tách dÃn
đáy biển và sự hình thành của lớp vỏ đại dương mới.
2.3. Sống núi đại dương
Các sống núi đại dương được xem là một đặc điểm địa hình quan trọng nhất
trên đáy đại dương vì đó là nơi hình thành lớp vỏ đại dương mới - rìa xây dựng.
Dựa vào giới hạn ngoài tương đối của chúng, người ta xác định được tỉ lệ diện
tích của hệ thống sống núi đại dương hiện tại có thể chiếm tới 33% tổng diện tích
của đáy đại dương (bảng 2.1) và chúng chiếm một thể tích lớn trong đáy đại
dương (hình 2.5).
Dọc theo đới trung tâm của các trục sống núi có thể quan sát thấy sự xâm
nhập và phun trào của vật liệu macma bazan do tác động của qúa trình phân
tách các mảng ở hai bên sườn. Tốc độ của qúa trình tách dÃn đáy biển có thể đối
xứng hoặc không ®èi xøng qua trơc sèng nói, nh­ng tèc ®é dÞch chuyển trung
bình của các mảng thì giống nhau và hướng tách dÃn của chúng thì gần như
vuông góc với các trục sống núi.
2.3.1. Hình thái của các sống núi đại dương
Nói chung các đặc trưng hình thái của sống núi đại dương đều có liên quan
tới tốc độ tách dÃn. Hình 2.11 là mặt cắt hình thái của sống núi có tốc độ tách
dÃn chậm (khoảng 1-2cm/năm như trục sống núi ngầm giữa ĐTD) và tốc độ tách
dÃn nhanh (khoảng 6-8cm/năm như trục sống núi phía đông TBD).

Hình 2.11: Mặt cắt hình thái (theo hướng đông tây) vùng sống núi nằm
giữa ĐTD và đông TBD (xem câu hỏi 2.5). Hình phóng đại 50 lần

Câu hỏi 2.5 Các đặc điểm chính của hai sống núi nói trên sẽ được tóm tắt ở
phần dưới. Sau khi đọc xong phần tóm tắt và tham khảo thêm mặt cắt trên hình
2.11, hÃy trả lời câu hỏi a và d.

Hệ thống sống núi giữa ĐTD có phần thung lũng trung tâm rộng khoảng 2530km và sâu khoảng 1-2km, nhưng đối với hệ thống sống núi đông TBD thì đặc
điểm này không lặp lại. Độ dốc sườn núi tính từ đỉnh núi giảm dần theo tØ lÖ 10


trên 100m đối với sống núi giữa ĐTD và 10 trên 500m đối với sống núi đông
TBD.
(a) Mặt cắt nào mô tả sống núi ĐTD và sống núi đông TBD?
(b) Hệ thống sống núi nào có bề mặt địa hình ghồ ghề hơn?
(c) Độ dốc trung bình của sườn sống núi so với rìa lục địa như thế nào?
(d) Sống núi Carlsberg ở phía bắc AĐD có tốc độ tách dÃn trung bình là 12cm/năm. Vậy mặt cắt nào trên hình 2.11 sẽ tương tự với mặt cắt qua hệ thống
sống núi này?

Hình 2.12: Mặt cắt mô tả chi tiết hình thái phần thung lũng trung tâm của
sống núi giữa ĐTD ở 470 và 220 bắc (mặt cắt 1,2), sống núi Gorda ở đông
bắc TBD (3) và sống Carlsberg ở tây bắc AĐD (4). Hình phóng đại gấp 5
lần theo trục đứng

Xét mặt cắt qua ba sống núi trên (hình 2.12) cho thấy thành bên trong của
vùng thung lũng trung tâm được hình thành bởi các đứt gÃy có bề mặt nghiêng
về phía trục. Thành bên ngoài hay còn gọi là sườn núi có bề mặt các đứt gÃy cắm
ra phía ngoài trục (ví dụ phần cuối bên phải của mặt cắt 2, 3). Hoạt động của các
đứt gÃy đoạn tầng là nguyên nhân làm cho bề mặt hình thái của lớp vỏ sống núi
trở nên thô ráp và ghồ ghề.
2.3.2. Mối tương quan tuổi và độ sâu của các sống núi đại dương
Một trong những đặc điểm quan trọng nhất của hệ thống sống núi đại dương
là độ sâu của chân núi tăng theo tuổi lớp thạch quyển nằm dưới (hình 2.13) và
khoảng cách của nó so với trục sống núi. Mối tương quan này có được là do tính
chất biến đổi của lớp thạch quyển khi bị đẩy ra khái trơc sèng nói, n¬i nã sinh

ra. Nói chung, các thạch quyển nằm gần trục bao giờ cũng có nhiệt lượng lớn hơn
so với những thạch qun n»m xa trơc, v× vËy chóng th­êng rÊt nhĐ và xốp nên
có độ nổi cao hơn so với thạch quyển đà bị mất nhiệt và xẹp xuống sau hàng
triệu năm hình thành. Người ta có thể dựa vào sơ ®å ®­êng cong biĨu diƠn mèi
quan hƯ ti - ®é sâu để xác định tuổi tương đối của lớp vỏ đại dương nằm ở một
độ sâu nhất định, từ đó làm cơ sở thành lập các bản đồ cổ độ sâu phục vụ cho
qúa trình nghiên cứu đáy đại dương.
Tuy nhiên xung quanh mối tương quan này vẫn còn một vài bấp cập:
1. Mối tương quan tuổi - độ sâu không thể cho biết tuổi của lớp thạch quyển
đại dương già hơn 100 triệu năm vì các lớp này đà bị mất đi gần hết lượng nhiệt
được hình thành và đạt tới trạng thái cân bằng nhiệt, biểu hiện ở sự kéo ngang
của đường cong.
2. Bản thân các sống núi có độ sâu biến đổi theo tốc độ tách dÃn (các sống
tách dÃn nhanh thường sâu hơn các sống tách dÃn chậm). Độ sâu trung bình của
trục sống núi phía đông TBD khoảng 2,7km, và trục sống núi giữa ĐTD là
2,5km.

Hình 2.13: Đường cong biểu diễn mối tương quan giữa tuổi và độ sâu
của lớp vỏ đại dương theo lý thuyết và theo thực tế. Đường liền nét thể
hiện các kết qủa nghiên cứu qua các điểm khảo sát. Đường đứt nét là
đường cong lý thuyết được tính toán dựa trên giả thiết về sự tăng giảm
nhiệt của lớp thạch quyển khi các mảng thạch quyển bị nguội dần khi


rêi xa trơc sèng nói. Mét sè dÞ th­êng tõ thể hiện qua các dÃy sọc từ
trên đáy đại dương được xắp xếp đối xứng qua trục sống núi.

2.4. Đứt gÃy biến dạng và đới nứt vỡ
Các trục sống núi có thể bị xô lệch so le theo hướng phát triển của các đứt
gÃy biến dạng (hình 1.11) hình thành do qúa trình trượt ngang của hai mảng đại

dương với nhau. Do vậy, hướng kéo dài của mỗi đứt gÃy có dạng cung vòng tròn
nhỏ có tâm là đỉnh trục xoay tương đối giữa hai mảng và có hướng song song với
hướng dịch chuyển của các mảng (hình 2.14). Những đứt gÃy này được gọi là
biến dạng vì chúng là đoạn nối giữa hai điểm đầu và cuối của các đoạn sống núi
liên tiếp, nơi mà các chuyển động tách dÃn bắt đầu chuyển sang các chuyển động
trượt ngang.
Do chuyển động của các mảng là sự cọ sát giữa hai bên thành nên các đứt
gÃy xuất hiện ở đây được xếp vào loại hoạt động địa chấn tích cực. Một vấn đề
cần chú ý là, các đứt gÃy này chỉ xuất hiện tại ranh giới giữa các mảng và kết
thúc tại hai đầu kết nối với các đoạn trục sống núi so le. Những khu vực kế cận
chịu ảnh hưởng phát triển kéo dài của đứt gÃy biến dạng nằm trong giới hạn
một mảng đơn, không có các chuyển động ngang và không có cường độ hoạt động
địa chấn mạnh được gọi là đới nứt vỡ (hình 2.14).

Hình 2.14: Các đứt gÃy biến dạng và đới nứt vỡ đều là những cung tròn
nhỏ có tâm nằm trên đỉnh trục xoay tương đối giữa các mảng. Tốc độ
tách dÃn liên quan đến vận tốc góc quay và khoảng cách so với đỉnh
trục xoay. Tốc độ tách dÃn tỉ lệ với khoảng cách so với đỉnh trục xoay và
độ dài của mũi tên trong hình vẽ.

Nếu phần thũng lũng nguyên sinh được hình thành giữa hai lục địa có
hướng phát triển lệch góc với hướng chuyển động của hai mảng thì các trục tách
dÃn sẽ có xu hướng phân chia thành các đoạn trục song song và so le với nhau
như trên hình minh họa 2.15. Sự xuất hiện của những đới nứt vỡ yếu xuất hiện
trên các mảng tách dÃn có thể tác động tới sự phát triển của những đứt g·y lín


tại vị trí đó, chẳng hạn như sự tách rời của mảng lục địa Nam Mỹ ra khỏi mảng
Châu Phi đà chi phối sự hình thành của Đại Tây Dương qua xích đạo.

Hình 2.15: Qúa trình phân tách của một lục địa với những vết nứt mảnh
ban đầu tạo điều kiện cho những đứt gÃy lớn phát triển. Các đứt gÃy này
nằm ngang giữa các đoạn sống núi và tạo nên đới nứt vỡ bao quanh
phía ngoài đới tách dÃn. Nói chung các trục sống núi đều có xu hướng
nằm vuông góc với hướng tách dÃn mặc dù không phải lúc nào cũng
vậy.

Hình 2.16: Độ cao của đáy biển ở hai cánh của đứt gÃy và đới nứt vỡ có
sự chênh lệch nhau và điều này đà dẫn đến sự hình thành của các bề
mặt vách dốc đứng.

Sự có mặt của đứt gÃy biến dạng và đới nứt vỡ trên đáy đại dương được coi là
những dạng địa hình độc lập và được mô tả là các vách và bề mặt dốc đứng
ngầm. Dựa vào mối quan hệ tuổi-độ sâu ở mục 2.3.2, người ta có thể lý giải được


nguồn gốc ủa chúng (hình 2.16). Đó là do sự chênh lệch về tuổi của các thạch
quyển nằm ở hai phía của một đứt gÃy hoặc đới nứt vỡ đà dẫn đến sự khác nhau
về độ sâu của bề mặt đáy đại dương. Đới nứt vỡ hoàn toàn không phải là đới hoạt
động địa chấn vì chẳng qua đó là kết qủa của qúa trình hạ thấp không đều nền
đáy đại dương ở hai bên đới nứt vỡ do tốc độ nguội lạnh và sụt lún khác nhau
của các mảng thạch quyển sau khi được hình thành. Nói chung, đới hoạt động
này chỉ sinh ra những động đất có cường độ rất nhỏ. Các hoạt động sụt lở kèm
theo rung chuyển nhỏ có thể xảy ra dọc theo đới nứt vỡ nằm gần rìa lục địa bởi
sự chênh lệch về khối lượng trầm tích ở hai cánh đới nứt vỡ do khối lượng tải
khác nhau của các con sông.
Về cơ bản, đứt gÃy biến dạng trên đáy đại dương khác hẳn với kiểu đứt gÃy
xê dịch ngang trên lục địa: những chuyển động chính xảy ra dọc theo đứt gÃy
biến dạng luôn có sự đối ngược biểu hiện qua sự sắp đặt đối xứng so le của các
đoạn sống núi (hình 2.14 và 2.16).

Những đứt gÃy biến dạng lớn lại chính là rìa mảng ổn định (ví dụ đứt gÃy
San Andreas nằm ở phía đông bắc của nước Mỹ hay đứt gÃy Alpine ở New
Zealand, hình 2.1) bởi vì tại đó không có các đới hút chìm hay qúa trình tách dÃn
bên lề. Ngoài trừ một số khu vực đặc biệt đà được biết đến như phần ranh thuộc
ĐTD của hai mảng Châu âu và Châu Phi vẫn được xem là một đứt gÃy biến
dạng lớn (hình2.1) mặc dù không thuộc kiểu rìa ổn định. Tại đuôi của đứt gÃy
này ở hướng tây, giáp hệ thống sống núi giữa ĐTD, xuất hiện một bộ phận tách
dÃn nhỏ với kiểu xê dịch ngang, nhưng kèm theo sự tách mở khe nứt làm xuất lộ
phần macma ở manti trên dẫn đến qúa trình phun trào dung nham lava dọc
theo đứt gÃy. Do đó, người ta đà đặt tên cho nó là biến dạng khe hở. Càng tiến
về phía đông (gần Gibraltar), hoạt động của hệ thống đứt gÃy càng giống kiểu
rìa mảng ổn định với các chuyển dịch ngang đơn thuần chiếm ưu thế. Tại những
khu vực thuộc Địa Trung Hải mà đứt gÃy này cắt qua luôn tìm thấy dấu vết của
đới hút chìm trên hệ thống các chuyển động ngang. Với những đứt gÃy quy mô
nhỏ hơn cũng có thể xuất hiện những đặc điểm riêng đáng chú ý, song điển hình
nhất vẫn là sự phát triển của bộ phận tách dÃn nhỏ. Kiểu đứt gÃy biến dạng khe
hở nói chung không phổ biến ở trục sống núi đại dương (h×nh 2.17).


Hình 2.17: Một đứt gÃy biến dạng nếu phát triển vuông góc với các đoạn
sống núi mà nó kết nối thì nó sẽ nằm song song với hướng tách dÃn và
qúa trình tách dÃn này sẽ không tạo ra đáy biển mới (T1 đến T2). Tuy
nhiên nếu hướng phát triển của nó tạo thành một góc nghiêng so với
hướng tách dÃn thì sẽ xuất hiện khe hở tại vị trí tách rời giữa hai mảng

Nói chung, biểu hiện của các đứt gÃy biến dạng và đới nứt vỡ không có gì đặc
biệt, nhưng nếu phân tích chi tiết thì lại không đơn giản. Các nhà nghiên cứu
luôn gặp khăn trong qúa trình khảo sát và đo vẽ chúng bằng thiết bị máy quét
sonar (ví dụ, GLORIA, Sea MARC, mục 1.2) và tàu ngầm nghiên cứu biển vì các
qúa trình truợt lở xảy ra dọc theo hai cánh của đứt gÃy chính hoặc các nhánh

đứt gÃy nhỏ. ở một vài khu vực, nhất là tại các trục có tốc độ tách dÃn nhanh
như sống núi phía đông TBD, người ta quan sát thấy khoảng phân tách giữa hai
đầu đoạn trục tách dÃn luôn dao động trong giới hạn 10km hoặc nhỏ hơn nhưng
không phải do hoạt động của đứt gÃy biến dạng mà là do sự phát triển tịnh tiến
song song và so le của các đoạn trục để hình thành tâm tách dÃn hội tụ. Vì vậy,
đầu của một đoạn trục thậm chí có thể uốn cong theo tâm tách dÃn và lấn tới cắt
rời trục kia ra khỏi hệ thống ban đầu của nó. Qúa trình này sẽ được nói rõ hơn
trong chương 4.
2.5. Đáy sâu đại dương


Nằm xen giữa rìa lục địa và hệ thống sống núi đại dương là phần đáy đại
dương sâu với tổng diện tích bằng 42% diện tích toàn bộ đáy dại dương thế giới
(bảng 2.1). Đây là khu vực có sự đa dạng về hình thái (độ sâu) và địa hình (hình
1.11), trong đó bao gồm các yếu tố địa hình sau : đồng bằng biển thẳm, sống núi,
núi ngầm các cao nguyên hoặc gò đồi ngầm (có thể là các tiểu lục địa hoặc sản
phẩm phun trào của các núi lửa ngầm) và các thành vách hẹp kéo dài (dấu hiệu
bề ngoài của các đới nứt vỡ).
2.5.1. Đồng bằng biển thẳm
Đây là một yếu tố địa hình có độ dốc nhỏ hơn 0.05o , độ cao giảm dần từ chân
lục địa ra tới tâm đại dương, trung bình 1m trên 1 km chiều dài. Bề mặt địa
hình khá bằng phẳng so với nhiều đặc điểm khác của đại dương và bằng phẳng
hơn nhiều khu vực khác nằm trên lục địa. Tuy nhiên, đôi chỗ bề mặt bằng phẳng
bị thô ráp bởi sự nhô lên đột ngột của các đồi núi ngầm có chân bị chôn sâu trong
các tầng trầm tích. Độ cao của những đồi ngầm thường không vượt quá vài trăm
m, nhưng độ cao của những trái núi có thể đạt tới 1 km (xem phần 2.5.2). Cả hai
dạng địa hình này có thể đều có nguồn gốc từ núi lửa.
Đặc điểm đặc trưng của khu vực này là sự giảm dần độ dốc của địa hình khi
di chuyển từ chân của chân lục địa ra vùng đồng bằng biển thẳm và thường kết
thúc tại chân các vùng đồi ngầm. Đó là khu vực sống núi bị chia cắt bởi các đứt

gÃy và chỉ bị chôn sâu một phần dưới các tầng trầm tích.
Câu hỏi 2.6 Xem hình 2.18 và dựa vào phần mô tả tóm tắt ở trên, bạn hÃy
xác định xem đây là mặt cắt qua đáy đại dương nào?

Hình 2.18: Mặt cắt địa hình qua vùng đồng bằng biển thẳm, chân lục địa
và sườn lục địa


Hình 2.19: Mặt cắt địa chấn qua một phần của vùng đồng bằng biển
thẳm Madeira (đông bắc ĐTD). Hình phóng đại gấp 20 lần

Trong quá trình di chuyển, các dòng bùn đà để lại một lượng lớn trầm tích
mà chúng mang theo ở chân lục địa và tạo nên các bồn trũng trầm tích ở đây,
phần nhỏ còn lại vẫn tiếp tục được mang ra ngoài khơi xa và cùng với các trầm
tích biển khơi (là các lắng đọng trầm tích từ các vật chất lơ lửng trong đại
dương) dần dần tạo thành tấm nền phủ lên bề mặt địa hình xù xì của lớp vỏ đại
dương, được sinh ra từ các trục sống núi. Hình 2.19 cho thấy bề mặt ghồ ghề đÃ
bị chôn vùi trong tầng trầm tích vùng đồng bằng biển thẳm, chỉ duy nhất một
vài đỉnh đồi còn sót lại và nhô lên trên bề mặt.
Theo bạn vùng đồng bằng biển thẳm ở TBD có phát triển rộng như ở ĐTD
không?
Như chúng ta đà biết bao quanh TBD thường là các máng sâu hoặc các biển
rìa nằm sau cung đảo, vì thế hầu như toàn bộ trầm tích do các dòng bùn mang
từ lục địa ra biển đều bị kẹt lại trong các khu vực này. Mặc dù vậy ở đây vẫn có
thể tìm thấy một vài vùng đồng bằng biển thẳm được hình thành chủ yếu từ
những trầm tích được lắng đọng ngay trong lòng đại dương.
2.5.2. Các núi ngầm
Đa số các núi ngầm trên đáy đại dương là các núi lửa và phần lớn trong số
chúng đều nằm dưới mực nước biển. Các núi ngầm còn được gọi là các hòn đảo
đại dương, nhưng trong chuyên môn từ núi ngầm vẫn dùng để mô tả chung

cho các đảo và các núi lửa ngầm dưới biển. Đây là dạng địa hình nằm rải rác
trên khắp các đại dương, đặc biệt là TBD do chúng ít bị chôn vùi trong các lớp
trầm tích của đồng bằng biển thẳm.
Hình 2.20 là mặt cắt hình thái của một số núi ngầm dưới đáy đại dương, góc
nghiêng lớn nhất của sườn núi có thể đạt tới 250, vì vậy các núi ngầm được xếp
vào trong số những dạng địa hình dốc nhất trên đáy đại dương. Các núi ngầm
thường xắp xếp thành những dÃy núi có hình vòng cung xù xì, trong đó có những
dÃy núi khá lớn, chẳng hạn như dÃy núi Mauna Loa (dÃy núi hình thành nªn


phần lớn quần đảo Hawaiian) có phần chân kéo dài tới gần 100km và đỉnh cao
tới 9km. Mức độ hùng vĩ của dÃy núi này có thể so sánh được với đỉnh Everest
trên đất liền.

Hình 2.20: Mặt cắt hình thái của một vài ngọn núi lửa trên đất liền và núi
ngầm dưới đại dương (trong đó bao gồm cả các gayot)

Rất nhiều các dÃy núi ngầm có tuổi bằng nền đáy đại dương bao quanh, điều
đó chứng tỏ chúng đà được hình thành gần các trục sống núi tách dÃn. Một vài
ngọn núi đà từng có thời nằm nhô lên trên mặt biển, sau đó lại bị hạ thấp xuống
dưới. Nguyên nhân của qúa trình này là do sự hạ lún chung của toàn bộ nền đáy
thạch quyển đại dương khi chúng bị dịch chuyển ra xa các trục tách dÃn, một
nguyên nhân nữa là do sự sụt lún cục bộ của bản thân các dÃy núi bởi trọng
lượng để đạt sự cân bằng đẳng tĩnh. Những khối núi có hình nón cụt hay còn gọi
là gayot (hình 2.20) hiện vẫn được được giả thiết là sản phẩm của các qúa trình
bào mòn do sóng khi các đỉnh núi còn nằm gần mực nước biển (xem thêm chương
4).
Tuy nhiên rất nhiều các gayot nằm sâu dưới mực nước biển và ngoài giới
hạn ảnh hưởng của các con sóng và dòng chảy trên bề mặt. Vậy liệu có mối quan
hệ nào giữa tuổi của đáy biển với độ sâu của đỉnh các gayot không.

Nói chung, chúng ta đều thấy rằng, các gayot có tuổi già hơn đều nằm ở mực
độ sâu lớn và cách xa các trục sống núi hơn. Kể từ khi hình thành chúng đà và
đang hạ thấp nhiều lần (hình 2.13). ở các vùng gần xích đạo, rất nhiều các núi
ngầm và gayot bị bao phủ bởi san hô và tảo san hô. Nhiều đỉnh núi và gayot trở
thành các rạn san hô ngầm và đảo atoll, do vậy mà đỉnh của chúng luôn được
duy trì ở gần mực nước biển
Tại những khu vực, tập trung các núi ngầm có nguồn gốc núi lửa thì dù nằm
cách xa trục tách dÃn, nền đáy đại dương nguội lạnh cũng sẽ bị tái nung nóng và


tạo ra các dị thường nhiệt khiến lớp vỏ đại dương bao quanh chân núi trở nên
nóng và nhẹ hơn so với tuổi thực của chúng. Điều này được thể hiện bởi các chấm
điểm trên sơ đồ đường cong tuổi-độ sâu trên hình 2.13.
2.5.3. Sự phân bố của các núi lửa ngầm
Trên các đáy đại dương xuất hiện rải rác nhiều núi lửa ngầm (hình 1.11),
một số khác lại tập trung thành những chuỗi núi kéo dài. Hình 2.21 là 4 chuỗi
đảo núi lửa và núi ngầm trên đáy TBD, tất cả đều kéo dài theo hướng tây bắc,
đông nam. Tuổi xác định của chúng cho thấy tuổi của các dÃy núi giảm dần theo
hướng đông nam. Điều này đà dẫn đến sự hình thành giả thiết về điểm nóng
phun trào, theo đó mỗi một chuỗi núi được hình thành do kết quả dịch chuyển
của mảng TBD qua một nguồn nóng hẹp hay còn gọi là điểm xâm nhập manti.
Đó là nơi các vật liệu có nguồn gốc từ lớp manti sâu trồi lên trên bề mặt trái đất
theo một mạch dẫn xuyên qua lớp vỏ mỗi khi mảng thạch quyển trôi qua đó
(hình 2.22).
Tuy nhiên, vẫn có những chuỗi nói cã cïng mét ®é ti nh­ d·y Hawaiian –
Emperor. Tuổi của nó không thay đổi trên cả dÃy núi chạy dài tới 3400km (hình
2.21) và khoảng 43 triệu năm.
Câu hỏi 2.7 (a) Tốc độ di chuyển trung bình của mảng TBD theo giả thiết mô
hình "điểm nóng phun trào sẽ là bao nhiêu?
(b) Nếu giả sử tốc độ dịch chuyển của mảng là không đổi thì tuổi xấp xỉ của

dÃy núi phía bắc với chiều dài 1900km sẽ là bao nhiêu?
(c) HÃy đưa ra lời giải thích cho sự vặn xoắn của toàn bộ dÃy núi (đoạn đầu
phía tây của dÃy Hawaiian và đầu phía nam của dÃy Emperor) .
(d) Trªn thùc tÕ, ti cđa d·y nói n»m ë đầu phía bắc của dÃy Emperor được
xác định khoảng chừng 72 triệu năm. Nếu giả thiết rằng đà có sự thay đổi vận
tốc chuyển dịch của mảng theo hướng chuyển dịch chuyển thì câu hỏi đặt ra sẽ là
vận tốc chuyển dịch trung bình của mảng TBD trong quÃng thời gian giữa 72
triệu năm và 43 triệu năm là bao nhiªu?


Hình 2.21: Bốn chuỗi núi ngầm và đảo núi lửa nằm trên TBD, các khối
núi có tuổi trẻ nhất thường nằm ở cuối dÃy núi đông nam. Tuổi của các
núi ngầm thuộc đai Hawaiian Emperor được ghi rõ trên hình vẽ

Hình 2.22: Sơ đồ mô phỏng sự hình thành của một chuỗi đảo núi lửa khi
lớp thạch quyển đại dương dịch chuyển qua một điểm nóng có định.
Tuổi của các đảo tăng dần về phía bên trái, các đảo mới sẽ xuất hiện ở
phía bên phải nếu qúa trình dÞch chun vÉn tiÕp tơc


Các dữ liệu thu được qua kết qủa nghiên cứu và khảo sát dÃy Hawaiian
Emperor cho thấy giả thiết về cơ chế điểm nóng phun trào hoàn toàn phù hợp,
nhưng một vài bằng chứng được tìm thấy tại các dÃy núi khác thì không giống
như vậy. Chẳng hạn như dÃy núi nằm cách dÃy Line Island-Tuamoto không xa
có độ tuổi về cơ bản giảm dần theo hướng đông nam, nhưng giữa dÃy núi vẫn
phát hiện thấy một vài khối núi có tuổi trái với quy luật trên. Điều này hiện vẫn
chưa giải thích được, một vài nhà nghiên cứu thì cho rằng rất có thể đà có sự tồn
tại cđa mét ®iĨm nãng thø hai khiÕn cho d·y nói phát triển phức tạp hơn. Một
số khác thì lại đưa ra c¸c b»ng chøng vỊ ngn gèc cđa c¸c d·y núi là do các hoạt
động núi lửa rời rạc, ngắt quÃng nằm bên ngoài trục sống núi xảy ra cách đây

khoảng 80-90 triệu năm trên khắp TBD.
2.5.4. Các sống núi địa chấn ổn định
Đây là những khối nhô yên tĩnh nằm rải rác hoặc kéo dài liên tục trên đáy
sâu của tất cả các đại dương. Đôi khi có thể gặp các dÃy núi cao trên 3000m so
với nền đáy xung quanh, chẳng hạn như dÃy núi Walvis và Rio Grande Rise ë
phÝa nam cđa §TD hay nh­ d·y nói thẳng kéo dài Ninety-east ở AĐD (hình
1.11). Nguồn gốc hình thành của các dÃy núi này cũng liên quan đến cơ chế
điểm nóng phun trào do các bằng chứng tìm được đều ủng hộ cho giả thiết này.
Câu hỏi 2.8 Sự khác nhau cơ bản giữa hai qúa trình núi lửa hình thành nên
các sống núi địa chấn ổn định và các chuỗi đảo/núi ngầm là gì ?
2.6. Đo vẽ độ sâu qua vệ tinh trường hợp nghiên cứu cụ thể
Phần này sẽ đề cập khái quát việc sử dụng các số đo độ cao bằng thiết bị
rađa trên vệ tinh Seasat trong việc thành lập bản đồ độ sâu các vùng đại dương
phía nam bán cầu, là những khu vực nơi còn ít được khảo sát. Trong mục 1.2.1
bạn đà làm quen với khái niệm bề mặt geoid của trái đất (bề mặt đẳng trọng lực)
và cũng là bề mặt mực nước biển trung bình trong điều kiện không có sóng, thủy
triều và dòng chảy. Do các tác động biến thiên trọng lực cả trên quy mô lớn và
quy mô nhỏ, bề mặt này có sự lồi lõm không đều với độ cao chênh lệch nhau đến
200m tạo ra các dạng gợn sóng khác nhau. Những dạng gợn sóng với bước sóng
dài (khoảng 500km) biểu thị các dị thường khối sâu trong vỏ trái đất. Những
dạng gợn sóng với bước sóng ngắn hơn biểu thị các cấu trúc nông và địa hình bề
mặt đáy biển. Trên thực tế, những tác động do các dạng gợn sóng có bước sóng
dài gây ra luôn lấn áp khả năng biểu thị của các dạng gợn sóng có bước sóng
ngắn hơn, do vậy để có được bộ số liệu thông tin độ sâu tin cậy, người ta phải
tiến hành đánh giá và loại bỏ các ảnh hưởng sai số của bước sóng dài bằng
phương pháp lọc trước khi sử dụng.
Thời gian thu thập của chuỗi số liệu mà vệ tinh Seasat thực hiện là 70 ngày
trong vòng 100 ngày nó tồn tại - từ ngày mùng 5 tháng 7 đến ngày 10 tháng 10
năm 1978. Những biến đổi theo thời gian của các qúa trình hải dương đà được
giảm thiểu nhờ việc giữ cho vệ tinh bay qua một điểm theo các quỹ đạo khác

nhau. Độ chính xác của thiết bị đo đặt trên vệ tinh Seasat là 1 phần 107, tức là
khoảng 5cm ®èi víi ®é cao tõ bỊ mỈt n­íc biĨn ®Õn vệ tinh, nhưng độ cao của vệ
tinh trên quỹ đạo của nó chỉ trong khoảng 1,6m. Tuy nhiên, những sai số vị trí
vệ tinh thuộc loại này chủ yếu xuất hiện trên bề mặt có dạng biến thiên sóng dài
và ít xuất hiện trên bề mặt có dạng sóng ngắn. Bằng phép tính trung bình, người
ta có thể lấy các số liệu đo của Seasat để thành lập bản đồ bề mặt geoid đại
dương với độ phân giải ngang khoảng 50km và sai số độ cao khoảng 20cm.
Hình 2.23 cho thấy hai vùng nổi bật ở nam ấn Độ Dương. Các dữ liệu này đÃ
được xử lý để loại bỏ ảnh hưởng của bước sóng dài gây ra bởi các hoạt động sâu
trong vỏ trái đất. Những yếu tố do các biến thiên địa hình đáy biển và cấu trúc
nông hơn gây ra được giữ lại để thành lập bản đồ dị thường geoid (hình 2.23(a)
và (c)). Các bản đồ hình 2.23(b) và (d) là bộ thông tin số liệu cũ được thực hiện
trước đây bằng khảo sát tàu biển.

Hình 2.23: (a) Bản đồ dị thường geoid vùng nam ấn Độ Dương được
thành lập dựa trên các số đo mực nước biển trung bình của vệ tinh
Seasat sau khi được xử lý và loại bỏ các dị thường cỡ lớn (trên 500km).
Khoảng cách của các đường đồng mức là 1m 1m - ở đây là 0,5m. Các
đường xanh đậm là khu vực sâu dưới -4m, màu đỏ sáng là trên +4m.
Đường đồng mức số 0 (màu đen đậm) nằm giữa đường màu xanh sáng
và đường màu hồng sáng


Hình 2.23: (b) Bản đồ độ sâu được thành lập dựa trên bộ số liệu khảo sát
bằng tàu biển vùng nam ấn Độ Dương. Vùng đông bắc máng sâu Java
không có số liệu đo vì vậy các đường đẳng sâu bị bỏ trống. Các phức hệ
địa hình có độ sâu dưới 4km nằm trên vùng trục sống núi đang hoạt
động (giữa các đường gạch nối) cũng không có sự thể hiện của các

đường đẳng sâu. Khoảng cách giữa các đường đẳng sâu là 1km; các
đường chéo là vị trí phát triển của máng sâu. (R = trục sống núi; FZ= đới
đứt gÃy; Tr = máng sâu)

Hình 2.23: (c) Bản đồ dị thường bề mặt geoid vùng nam Thái Bình Dương
theo giá trị độ cao bề mặt nước biển trung bình so với vệ tinh Seasat (a)

Thông tin trên các bản ®å trong h×nh 2.23 cã thĨ cho thÊy hai vai trò quan
trọng của bộ số liệu thông tin vệ tinh trong việc điều tra nghiên cứu đại dương.
Nâng cao độ chính xác về các đặc điểm độ sâu đáy đại dương
Giúp xác định các dạng địa hình còn chưa biết và chính xác hóa các dạng địa
hình đà biết. Ví dụ trên bản đồ một phần khu vực AĐD thể hiện trên hình
2.23(a), các vùng phụ cận bao quanh khối nâng Kerguelen là nơi trước đây mới