Bài giảng địa tầng phân tập và bồn trầm tích phần 1

Địa tầng phân tập và bồn trầm tích
Phần I
Các kiểu địa tầng
•
Thời địa tầng (Geochronology):
Giới, hệ, thống, bậc, đới
•
Thạch địa tầng: Lithostratigraphy
•
Sinh địa tầng: Biostratigraphy
•
Địa chấn địa tầng: Seismostratigraphy
•
Địa tầng phân tập.
Địa tầng phân tập (sequence stratigraphy) là một chuyên
ngành của địa tầng “nghiên cứu các mối quan hệ của đá
trong khung thời địa tầng lặp đị lặp lại, các tầng đá có
liên quan với nhau về mặt nguồn gốc và được giới hạn bởi
các bề mặt bào mòn, gián đoạn trầm tích, và các bề mặt
liên kết từ chúng”(Posamentier và nnk. 1988, Wangoner , 1995)
Sequence stratigraphy is “Subdivision of sedimentary basin
fills into genetic packages bounded by unconformities
and their correlative conformities (Emery-1996)
Năm 1984, Larry Sloss là người đầu tiên đưa ra thuật ngữ “tập”
(sequence) và tập được định nghĩa là “đơn vị địa tầng thạch học
bậc cao hơn loạt, vĩ loạt hoặc siêu loạt và có thể được xác định
trên diện rộng lớn của lục địa và được giới hạn bởi các bất chỉnh
hợp khu vực”.
Một số khái niệm
•
Chân tĩnh (eustasy): là “độ

cao MNB trên toàn cầu so
với mốc cố định ví dụ như
tâm trái đất ”(theoC.GSt. C.
Kendall, 2006). Sự thay đổi
chân tĩnh là sự thay đổi toàn
cầu của MNB (MNB) và nó
tác động đến tất cả các đại
dương. Chân tĩnh không
phụ thuộc vào các yếu tố địa
phương như lún chìm hoặc
nâng lên của bề mặt đất,
trầm tích, nén kết trầm tích
và là một hợp phần của
MNB tương đối (MNBTĐ).
Chân tĩnh được nhận biết
bởi sự thay đổi MNBTĐ
trên toàn cầu.
ĐTPT liên quan chặt chẽ với dao động mực nước đại dương.
Theo P. Vail, Mitchum và nnk., năm bậc của chu kỳ chân tĩnh
đã được xác định:
a. Các chu kỳ ngập lụt lục địa (bậc 1), hoặc chu kỳ chân tĩnh
dài:
Có thể nhận thấy trên tất cả các lục địa và có tính toàn
cầu. Nguyên nhân chủ yếu của các chu kỳ này là sự thay đổi
thể tích của các đại dương. Sự thay đổi đẳng tĩnh kiến tạo
có thể đạt đến tốc độ cực đại là 1,2 – 1,5 cm/1000 năm. Có 2
chu kỳ trong Phanerozoi:
•
Chu kỳ trẻ bắt đầu vào Trias đến Hiện đại (dài 250Ma).
•

Chu kỳ cổ hơn bắt đầu từ Phanerozoi và kéo dài đến
Pecmi (500Ma).
•
Các chu kỳ tạo tập (Sequence cycles):
Là các chu kỳ thành tạo các tập trầm tích do tác động
của thay đổi đẳng tĩnh biên độ nhỏ hơn, tần số cao và
tốc độ lớn hơn (được xếp từ bậc 2 đến bậc 5):
+ Các chu kỳ bậc 2 kéo dài: 5 – 50 tr. Năm
+ Các chu kỳ bậc 3 kéo dài: 0.5 – 3 tr. năm
+ Các chu kỳ bậc 4 kéo dài: 0.1 – 0.5 tr. Năm
+ Các chu kỳ bậc 5 kéo dài: 0.01 – 0.1 tr. Năm
Dựa trên tài liệu địa chấn, kết hợp với nhiều số liệu
ĐVLGK và vùng lộ của nhiều bể trầm tích trên thế giới
Vail, Mitchum và nnk. (1977); Haq, Vail, Hardenbol và
nnk. (1988); Haddad và Vail (1992) đã xây dựng bộ
đường cong MNB từ Trias đến Hiện đại
• MNB tương đối: “khoảng cách giữa mặt biển và mặt mốc
chuẩn (thường là mặt móng)”, (Posamentier, Jervey và
Vail, 1988).
• Sự thay đổi MNB tương đối chịu ảnh hưởng của sự
nâng/hạ biểu kiến của MNB so với về mặt lục địa. Nhìn
chung sự thay đổi MNB tương đối có thể xẩy ra trên quy
mô địa phương, khu vực hoặc toàn cầu.
•
Thay đổi MNB biểu kiến là kết qủa của sự thay đổi MNB
đẳng tĩnh và chuyển động của bề mặt lục địa được chọn
(mặt móng hoặc một bề mặt gần đáy biển chứ không phải
bề mặt đang trầm tích). Do vậy sự thay đổi MNB tương đối
phụ thuộc vào quá trình lún chìm hoặc nâng lên của đáy
biển (liên quan đến kiến tạo). Nâng tương đối MNB sẽ bổ

sung không gian tích tụ, còn hạ tương đối MNB sẽ làm co
lại không gian tích tụ.
• Một chu kỳ nâng-hạ MNB tương đối bao gồm
một thời kỳ nâng tương đối, một thời kỳ dừng
tương đối và một thời kỳ hạ tương đối MNB
và đây chính là một chu kỳ tạo tập trầm tích.
Dao động mực nước đại dương
Hag et all. 1989
•
Tập (sequence) là “một tổ hợp các phân vị địa tầng
(các phụ tập, nhóm phụ tập) tương đối chỉnh hợp
có liên quan với nhau về nguồn gốc, được giới hạn
ở nóc và đáy bằng các bất chỉnh hợp và chỉnh hợp
có thể liên kết được”
(Mitchum và Vail, 1977).
• Theo định nghĩa trên thì các nguyên tắc địa
tầng phân tập có thể nói là độc lập về quy mô
không gian và thời gian.
•
Hệ thống trầm tích (Dep. System track) Là tập hợp các tập
trầm tích hình thành trong một giai đoạn của dao động mực
nước biển. Mỗi hệ trầm tích được xác định một cách
khách quan theo hình thái lớp trầm tích tại bề mặt
ranh giới nằm trong tập và dạng phủ chồng của các
phụ tập. Mỗi hệ trầm tích ứng với một giai đoạn
(khoảng đặc biệt) của đường cong đẳng tĩnh.
• Phân biệt ba (bốn) hệ thống trầm tích:
-Hệ thống trầm tích biển thấp
(Lowstand System Track)

-Hệ thống trầm tích biển tiến
(Transgressive System track)
-Hệ thống trầm tích biển cao
(Highstand System track)
Các bề mặt
•
Ranh giới tập (Sequence boundary)
•
Mặt ngập lụt (Flooding surface)
•
Bề mặt ngập lụt cực đại (Maximum flooding
surface)
•
Bề mặt biển tiến (Transgressive surface)
•
Bề mặt xói do biển tiến (Ravinment surface)
•
Tập chặt xít (Condence section)
Ranh giới tập
•
Ranh giới tập (Sequence Boundary) là bề
mặt bất chỉnh hợp (unconformity) và bề
mặt chỉnh hợp liên kết. Có 2 kiểu RG tập.
•
Kiểu 1 được hình thành trong suốt giai
đoạn hạ thấp MNB chân tĩnh, khi mà tốc
độ hạ thấp MNB lớn hơn so với tốc độ sụt
lún ở rìa thềm, dẫn tới sự rút lui nhanh
chóng (thoái lui ép buộc) của đường bờ
và sự xói mòn đáng kể phần thềm lộ ra.

Kiểu 2 hình thành trong giai đoạn MNB đẳng
tĩnh hạ từ từ, khi tốc độ hạ MNB nhỏ hơn
tốc độ sụt lún ở rìa thềm và tạo ra chỉ một
phần nhỏ lộ thiên sát mặt đất và bào mòn
thềm lục địa. (Vail và nnk., 1984)
•
“Mặt ngập lụt là bề mặt phân tách các tập lớp do sự tăng
đột ngột chiều sâu mực nước” (Van Wagoner, 1990). Nói
cách khác là mặt ngập lụt phân tách các phụ tập hoặc
nhóm phụ tập. Trong trường hợp mặt ngập lụt phân tách
các nhóm phụ tập thì được gọi là mặt ngập lụt chính
(major flooding surface, mFS).
Dấu hiệu nhận biết:
•
Đường cong GR (gamar ray) tự nhiên thay đổi nhanh
chóng nhưng không bị ngắt quãng từ phía dưới lên trên,
đường tỷ trọng và neutron có giá trị cao do chứa nhiều
sét. Mặt ngập lụt có thể liên kết tốt trong các môi trường
trầm tích đồng bằng ven bờ, delta, bãi biển, thuỷ triều,
cửa sông và thềm lục địa tức là trong môi trường có sự
tham gia của biển ở các mức độ khác nhau. Mặt ngập
lụt hoặc mặt ngập lụt cực đại phân tách trầm tích lắng
đọng trong điều kiện nước sâu hơn ở trên và trầm tích
lắng đọng trong điều kiện nước nông hơn ở dưới.
•
Mặt ngập lụt cực đại là “Mặt tương ứng với thời gian ngập
lụt cực đại (trong chu kỳ biển tiến / thoái) được gọi là mặt kề
đáy hoặc mặt ngập lục cực đại”, Posamentier và nnk. (1998).
Dấu hiệu nhận biết:
•

MFS là mặt ngập lụt sâu rộng nhất vào bờ trong phạm vi chu
kỳ biển thoái và tiến triển của đường bờ, và thường đi cùng
với lớp chặt xít. Trên mặt cắt địa chấn, MFS được đặc trưng
bằng kề đáy (downlap) ở trên và cắt cụt biểu kiến (apparent
truncation) ở dưới. Ranh giới này sẽ khó phân tích trong phạm
vi các tập trầm tích đồng bằng ven bờ. Trên tài liệu ĐVLGK,
MFS được xác định như đối với lớp chặt xít, nó nằm trong lớp
chặt xít và là ranh giới giữa khoảng mặt cắt trầm tích hình
thành trong điều kiện nước sâu dần lên ở dưới và trầm tích
hình thành trong điều kiện nước nông dần lên ở trên. MFS do
đi cùng với mặt cắt chặt xít nên nó là bề mặt địa tầng dễ xác
định nhất, là bề mặt xác định các đơn vị địa tầng nguồn gốc
của Galloway (1989
•
Flooding Surface đại diện cho thời kỳ trầm tích
phát triển mở rộng nhất và có bề mặt bằng
phẳng nhất. Mặt ngập lụt là một bề mặt quan
trọng trong liên kết thời gian và tướng đá của
một vùng như cỡ phạm vi của một mỏ hoặc lớn
hơn. Tuy nhiên ranh giới này rất nhạy cảm với
tốc độ trầm tích và do đó khó liên kết trong vùng
thưa các GK và khó hoặc không thể liên kết khu
vực.
•
Mặt ngập lụt cực đại có đặc trưng phân bố rộng
hơn nhiều và chúng là những bề mặt quan trọng
trong liên kết thời gian và tướng đá của một
vùng rộng lớn trên toàn bể.
•
Lớp chặt xít là“Tập trầm tích biển đặc trưng bởi chiều dày

mỏng, tốc độ lắng đọng trầm tích rất chậm, bao gồm trầm
tích biển sâu và biển mở, nghèo các vật liệu lục nguyên,
được tích tụ trên vùng thềm giữa đến thềm ngoài, sườn lục
địa, và bể nước sâu trong thời kỳ MNB tương đối nâng lên
cực đại và bờ biển thoái hoá cực đại” (Loutit và nnk., 1988).
•
Lớp chặt xít có diện phân bố rộng nhất vào thời gian biển
tiến cực đại và là sản phẩm của thời kỳ trầm tích với tốc độ
rất chậm (thời kỳ thiếu hụt trầm tích) < 1- 10mm/1000 năm
Như vậy, lớp chặt xít là khoảng địa tầng mỏng, giàu sét, tích
tụ chậm, liên tục, Lớp chặt xít đặc trưng bởi dấu vết hoạt
động sinh vật và giàu các khoáng vật glauconit, siderit,
photphorit, dolomit tự sinh, hoá đá phong phú.
Lớp chặt xít-Condence section
•
b. Dấu hiệu nhận biết:
•
Trên các tài liệu ĐVLGK, lớp chặt xít có những
dấu hiệu đặc trưng, đó là một khoảng địa tầng
mỏng, giàu sét nhất, có dị thường gamma cao,
điện trở thấp, tốc độ siêu âm cao hoặc thấp
và/hoặc mật độ cao. Trên mặt cắt địa chấn, nó
có thể được đặc trưng bởi các phản xạ kiểu phủ
lấn nằm trên và cắt cụt biểu kiến của các phản
xạ nằm dưới. Do có nhiều đặc trưng nổi bật nên
mặt ngập lụt cực đại cũng như lớp chặt xít đi
cùng là khoảng địa tầng thường rất nổi bật trong
mặt cắt địa tầng, dễ phát hiện và liên kết rộng,
nên chúng thường được chọn làm tầng chuẩn
trong phân chia và liên kết địa tầng phân tập.

•
Một tập gồm:
-Hệ thống trầm tích biển thấp
(Lowstand System Track)
-Hệ thống trầm tích biển tiến
(Transgressive System track)
-Hệ thống trầm tích biển cao
(Highstand System track)

Hệ trầm tích biển thấp
•
Hệ trầm tích biển thấp (gọi tắt là hệ biển thấp) là hệ trầm tích được hình
thành trong giai đoạn MNB hạ nhanh và sau đó ổn định. LST có ranh
giới dưới là ranh giới tập kiểu 1, ranh giới trên là mặt biển tiến. Quá trình
hình thành hệ trầm tích biển thấp có thể được chia làm 2 giai đoạn:
•
Giai đoạn 1: Hệ thống trầm tích biển thấp sớm: ở giai đoạn này hành
thành khi mực nước hạ nhanh, thềm bị phá huỷ, đào khoét bởi sông.
Trầm tích được tích tụ ở chân thềm và biển sâu hình thành các quạt đáy
bể, các canyon ngầm.
•
Giai đoạn 2: Hệ thống trầm tích biển thấp muộn: ở giai đoạn này hình
thành khi MNB hạ từ từ tạo thành các quạt sườn, các tổ hợp kênh và bờ
kênh và trượt lở. Rồi sau đó mực nước ngừng hẳn và tăng trở lại, vật
liệu được đưa trở lại lấp đầy vị trí bị đào khoét, tạo thành các tổ hợp
nêm lấn (delta biển thấp).
•
Các trầm tích biển thấp tiêu biểu thường là các trầm tích hạt thô có trong
các mặt cắt biển nông hoặc phi biển, phần thấp hơn của mặt cắt theo
chiều thẳng đứng thường mịn hơn ở cắt địa tầng không phải biển, và

càng nên phía trên của mặt cắt thì hạt càng thô ở trong trầm tích biển
nông.
Hệ trầm tích biển thấp
•
Gồm:
A- Nón quạt ngầm (Submarine fans)
(Hình thành trong giai đoạn biển lùi cưỡng bức)
+Basin floor fan
+ Slop fan
B-Prograding wedge (Nêm chồng lấn)
(Hình thành trong giai đoạn đầu biển tiến sau thời
gian biển lùi cưỡng bức)
Hệ trầm tích biển tiến
•
Hệ trầm tích này hình thành khi MNB tăng nhanh tràn lên
vùng thềm lộ ra, quá trình đào khoét được thay thế bằng
quá trình lấp đầy.
•
TST có ranh giới dưới là bề mặt biển tiến và ranh giới trên
là mặt ngập lụt cực đại. TST cấu tạo bởi các phụ tập phủ
chồng lùi dày lên trên thềm sau đó mỏng dần đi do kề áp.
Nhìn chung trong hệ thống này các phụ tập trẻ hơn sẽ liên
tục mỏng hơn so sự thiếu hụt trầm tích cả theo hướng vào
trong bể cũng như lên trên tạo nên mặt cắt chặt xít ở nóc.
Ranh giới giữa trầm tích biển và không biển là tập hợp của
các bề mặt bóc mòn biển tiến. Các bãi biển phong phú cát
thường hay đi cùng với sự chuyển tiếp này. Các trầm tích
không biển (thường là đầm lầy ven biển) hoặc kề áp lên
ranh giới tập nằm dưới hoặc áp lên lấp đầy lũng xâm thực
của thời kỳ LST. Ở khu vực có tốc độ trầm tích thấp thì lũng

xâm thực có thể được lấp đầy bằng các trầm tích của thời
kỳ TST và thường là trầm tích cửa sông tam giác.
Hệ trầm tích biển lùi
•
Hệ thống trầm tích biển lùi bao gồm tất cả các tầng được
tích tụ trong quá trình giật lùi của đường bờ, đó là sự kế
tiếp của trầm tích biển thấp, lùi giai đoạn và biển cao
không thể phân biệt. Bởi vậy mà hệ trầm tích này được
giới hạn bởi các mô hình chồng lấn ngang bể trầm tích.
Định nghĩa về hệ biển thệ được công bố lần đầu tiên bởi
Embry và Johannessen (1992), coi như là một phần của
mô hình tập biển tiến và biển thoái và sau đó được sử
dụng trong các công bố của Embry (1993, 1995).
•
Hệ biển lùi, theo định nghĩa của Embry (1995), được giới
hạn bởi bởi bề mặt ngập lụt cực đại trong hợp phần biển
và không biển của bể. Tại nóc, RST được giới hạn bởi
một bề mặt biển lùi cực đại trong kế tiếp biển, và bởi một
bất chỉnh hợp gần mặt đất trong tầng không biển.