Đặc điểm thạch luận thành tạo turbidit hệ tầng cô tô (o sct) và ý nghĩa địa động lực của chúng ( Luận án tiến sĩ)

BỘ GIÁO DỤC VÀ ĐÀO TẠO

BỘ TÀI NGUYÊN VÀ MÔI TRƯỜNG

VIỆN KHOA HỌC ĐỊA CHẤT VÀ KHOÁNG SẢ N

ĐẶNG MỸ CUNG

ĐẶC ĐIỂM THẠCH LUẬN THÀNH TẠO
TURBIDIT HỆ TẦNG CÔ TÔ (O-Sct) VÀ
Ý NGHĨA ĐIẠ ĐỘNG LỰC CỦA CHÚNG

LUẬN ÁN TIẾN SỸ ĐỊA CHẤT

HÀ NỘI, 2013


BỘ GIÁO DỤC VÀ ĐÀO TẠO

BỘ TÀI NGUYÊN VÀ MÔI TRƯỜ NG

VIỆN KHOA HỌC ĐỊ A CH ẤT VÀ KHOÁNG S ẢN

ĐẶNG MỸ CUNG

ĐẶC ĐIỂM THẠCH LUẬN THÀNH TẠO
TURBIDIT HỆ TẦNG CÔ TÔ (O-Sct) VÀ
Ý NGHĨA ĐIẠ ĐỘNG LỰC CỦA CHÚNG

LUẬN ÁN TIẾN SỸ ĐỊA CHẤT

HÀ N ỘI, 2013


BỘ GIÁO DỤC VÀ ĐÀO TẠO

BỘ TÀI NGUYÊN VÀ MÔI TRƯỜ NG

VIỆN KHOA HỌC ĐỊ A CH ẤT VÀ KHOÁNG S ẢN

ĐẶNG MỸ CUNG

ĐẶC ĐIỂM THẠCH LUẬN THÀNH TẠO
TURBIDIT HỆ TẦNG CÔ TÔ (O-Sct) VÀ
Ý NGHĨA ĐIẠ ĐỘNG LỰC CỦA CHÚNG

Chuyên ngành : Khoáng vật học và địa hóa họ c
Mã số
: 62.44.02.05

LUẬN ÁN TIẾN SỸ ĐỊA CHẤT
NGƯỜI HƯỚNG D ẪN KHOA HỌ C:

1- TS NGUYỄN LINH NGỌC
2- PGS.TS BÙI MINH TÂM

HÀ N ỘI, 2013


MỞ ĐẦU

1. Tính cấp thiết của đề tài

Thành tạo turbidit được quan tâm nghiên cứu từ rất sớm vớ i công trình
nghiên cứu của Walker (1938) về dòng chảy rối (turbidity currents). Keumn và
Mighrini (1950) đưa ra giả thuyết dòng chảy rối là nguyên nhân của cát kết được
phân cấp lắng đọng dưới nước sâu. Năm 1962, A.H.Bouma đưa ra khái niệm về
turbidit… Việc nghiên cứu turbidit có một ý nghĩa rất lớn trong luận giải bối cảnh
kiến tạo và tìm kiếm khoáng sản, đặc biệt l à tìm kiếm và thăm dò các hydrocacbon
ở sườn lục địa. Ở Việt Nam, thành tạo turbidit mới chỉ được nghiên cứu đối với các
trầm tích trẻ (Paleogen - Neogen), liên quan đến các thành tạo chứa dầu khí vùng
Biển Đông. Các thành tạo turbidit tuổi cổ hầu như chưa được nghiên cứu, đặc biệt là
nghiên cứu về thành phần vật chất, tiến trình thành tạo của chúng trong mối tương
quan với bối cảnh kiến tạo - môi trường địa động lực.
Đối với các thành tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô đã được nhiều nhà địa chất
trong và ngoài nước quan tâm nghiên cứu (E. Patte, 1927; J.Fomaget (1952);
Dovjikov A. E. và Jamoida A. I., 1961; Dovjikov A. E., 1965; Trần Văn Trị và
Nguyễn Đình Uy, 1972; Phạm Văn Quang, 1978; Nguyễn Văn Phúc, Đinh Minh
Mộng, Phạm Kim Ngân, Dương Xuân Hảo, Nguyễn Công Lượng và nnk, 1980; Vũ
Khúc và Bùi Phú Mỹ, 1989; Lương Hồng Hược,…). Song trong công trình trên, các
tác giả mới chỉ đề cập chủ yếu tới vấn đề địa tầng và tuổi thành tạo của chúng.
Những nghiên cứu gần đây của Nguyễn Xuân Tùng và Trần Văn Trị (1992); Phạm
Thanh Bình và Nguyễn Công Lượng (1999); Nguyễn Xuân Khiển (2000); Tống
Duy Thanh, Vũ Khúc (đồng chủ biên, 2005); Đặng Trần Huyên và nnk (2007); Trần
Văn Trị, Vũ Khúc (đồng chủ biên, 2009) bước đầu đề cập đến bối cảnh kiến tạo của
các trầm tích hệ tầng Cô Tô. Tuy nhiên, những công trình nghiên cứu trên mới chỉ
dừng lại ở mức độ mô tả, phân chia sơ bộ, còn thiếu những công trình nghiên cứu
chi tiết về thành phần vật chất theo hướng định lượng (thạch học, khoáng vật, địa
hóa nguyên tố chính và nguyên tố hiêm/vết) một cách đồng bộ, nên việc luận giải
nguồn cung cấp vật liệu trầm tích và cơ chế thành tạo của chúng còn nhiều ý kiến
khác nhau, thiếu sức thuyết phục và được xem là một nhiệm vụ cấp thiết hiện nay.

Với đặc tính turbidit là một kiểu cấu tạo trầm tích đặc trưng được hình thành
gắn liền với các hoạt động địa động lực phá hủy sườn/thềm lục địa, tạo nên nguồn
vật liệu trầm tích đổ lở xuống và lắng đọng ở môi trường biển sâu, trong chế độ
thủy thạch động lực phức tạp. Do đó, việc khẳng định được sự hiện diện của kiểu

- 16 -


cấu tạo này có ý nghĩa khoa học quan trọng, đặc biệt là tái lập chế độ địa kiến tạo
trong mối liên quan với lịch sử phát triển địa chất khu vực.
Để góp phần giải quyết những vấn đề còn tồn tại nêu trên, đồng thời nâng
cao giá trị khoa học của các thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô, NCS đã lựa chọn luận
án nghiên cứu với tiêu đề: “Đặc điểm thạch luận thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô
(O-Sct) và ý nghĩa địa động lực của chúng”
2. Mục tiêu của luận án

- Làm sáng tỏ đặc điểm địa chất, cấu tạo, thành phần vật chất (thạch học,
khoáng vật, địa hóa) thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct).
- Xác định mối quan hệ giữa thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) với
môi trường địa động lực sinh thành của chúng.
3. Nhiệm vụ của luận án

- Nghiên cứu chi tiết về đặc điểm địa chất, cấu tạo của turbidit qua các mặt
cắt chi tiết, xây dựng cột địa tầng của chúng và cột địa tầng tổng hợp của thành tạo
turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct).
- Nghiên cứu chi tiết các đặc điểm về thành phần vật chất (khoáng vật, thạch
học, đặc điểm địa hóa) và cơ chế thành tạo của turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct).
- Xác định nguồn gốc vật liệu trầm tích và ý nghĩa địa động lực thành tạo
turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct).

4. Phạm vi nghiên cứu

Vùng nghiên cứu thuộc diện tích đảo Cô Tô và Thanh Lân, quần đảo Cô Tô,
tỉnh Quảng Ninh với toạ độ địa lý: 20056’00” ÷ 21015’00” vĩ độ Bắc và 107043’00”
÷ 108001’00” kinh độ Đông (hình 1 - Sơ đồ vùng nghiên cứu).

Hình 1. Sơ đồ vị trí vùng nghiên cứu

- 17 -


5. Những điểm mới của luận án

- Thành tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) có cấu tạo phân nhịp flysch và
trong mặt cắt địa tầng có sự hiện diện của cấu tạo turbidit (cấu tạo rối) với các dạng
cấu tạo/vi cấu tạo điển hình cho mặt cắt turbidit đầy đủ theo dãy/chu kỳ Bouma (1962).
- Trên cơ sở xác định tương quan hàm số giữa các tổ hợp mảnh/hạt vụn (W.
R. Dickinson và C. A. Suczek, 1979) và đặc điểm địa hóa nhóm nguyên tố chính
trong các đá cát kết (Roser và Korsch, 1988), nguồn cung cấp vật liệu trầm tích cho
thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) khá đa dạng (đa nguồn) và được phát
sinh từ các quá trình tạo núi hoặc tạo núi tái sinh.
- Theo đặc trưng địa hóa nhóm nguyên tố chính và hiếm - vết (Bhatia, 1983;
Bhatia và Crook, 1986; Roser và Korsch, 1988), thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô
được hình thành trong môi trường địa động lực “rìa mảng hội tụ” và có thể liên
quan với sự kiện “hút chìm nội mảng” diễn ra trong giai đoạn Ordovic muộn - Silua
sớm (O3-S1) phù hợp với mô hình “tiến hóa địa động lực Paleozoi sớm Đông Nam
Trung Quốc” (Michel Faure et al, 2009).
6. Luận điểm bảo vệ của luận án

- Các thành tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) có đầy đủ những đặc điểm

cấu tạo/vi cấu tạo điển hình của mặt cắt turbidit tương ứng chu kỳ Bouma (1962).
- Theo đặc trưng thạch địa hóa, thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô (O 3-S1ct) có
nguồn cung cấp vật liệu trầm tích phát sinh từ các quá trình tạo núi hoặc tạo núi tái
sinh và được hình thành trong môi trường địa động lực “rìa mảng hội tụ”.
7. Cơ sở tài liệu của luận án

Tài liệu được sử dụng để xây dựng luận án chủ yếu do NCS trực tiếp tham
gia nghiên cứu trong đề án “Địa tầng các trầm tích Phanerozoi ở Đông Bắc Bộ”
(Đặng Trần Huyên và nnk, 2007) và đề tài KHCN “Nghiên cứu giá trị khoa học và
thực tiễn các thành tạo turbidit quần đảo Cô Tô, Quảng Ninh” (2010) do NCS làm
chủ nhiệm. Ngoài ra, còn tham khảo các báo cáo đo vẽ bản đồ Địa chất và Khoáng
sản, các bài báo, các công trình khoa học đã được công bố trong nước và trên thế
giới có liên quan đến nội dung luận án. NCS đã thu thập và phân tích trên 200 mẫu
thạch học lát mỏng, 30 mẫu thạch học nguồn gốc, 31 mẫu hóa silicat, 20 mẫu nhiệt,
20 mẫu microzond, 19 mẫu kích hoạt neutron, 19 mẫu huỳnh quang tia X... theo các
lộ trình tại 5 mặt cắt địa chất trầm tích ở đảo Cô Tô và Thanh Lân. Các mẫu thạch
học lát mỏng, thạch học nguồn gốc, microsonde được phân tích tại Viện Khoa học
Địa chất và Khoáng sản; các mẫu hoá silicat, nhiệt, rơnghen, quang phổ plasma
được phân tích tại Trung tâm Phân tích thí nghiệm Địa chất - Tổng cục Địa chất và

- 18 -


Khoáng sản; các mẫu kích hoạt neutron, huỳnh quang tia X được tiến hành phân
tích tại Viện Nghiên cứu Hạt nhân Đà Lạt. Các kết quả về lát mỏng thạch học, thạch
học nguồn gốc, thạch địa hoá được xử lý trên máy vi tính theo các phần mềm
Grapher, Mapinfor, Coreldraw …

Nội dung của luận án đã được công bố từng phần trong 03 bài báo khoa học
tại hội nghị quốc tế, tạp chí chuyên ngành và 01 công trình khoa học công nghệ.

8. Kết cấu của luận án

Luận án được trình bày bao gồm các chương sau:
Mở đầu
Chương I. Lịch sử nghiên cứu thành tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô.
Chương 2. Cơ sở lý thuyết và phương pháp nghiên cứu thành tạo turbidit hệ
tầng Cô Tô.
Chương 3. Đặc điểm địa chất và cấu tạo - vi cấu tạo thành tạo turbidit hệ tầng
Cô Tô.
Chương 4. Đặc điểm thành phần vật chất của thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô.
Chương 5. Nguồn gốc vật liệu trầm tích và ý nghĩa địa động lực thành tạo
turbidit hệ tầng Cô Tô.
Kết luận
9. Nơi thực hiện luận án

Luận án được hoàn thành tại Viện Khoa học Địa chất và Khoáng sản, Bộ Tài
nguyên và Môi trường. dưới sự hướng dẫn khoa học của TS. Nguyễn Linh Ngọc và
PGS. TS. Bùi Minh Tâm.

- 19 -


Chương I
LỊCH SỬ NGHIÊN CỨU
THÀNH TẠO TRẦM TÍCH HỆ TẦNG CÔ TÔ

Các thành tạo trầm tích, trầm tích nguồn núi lửa hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct)
phân bố trên quần đảo Cô Tô đã được nhiều tác giả nghiên cứu, dưới các khía cạnh
khác nhau. Fuchs.E (1892) người đầu tiên thể hiện đảo Thanh Lân trên bản đồ địa
chất các bể than ở Bắc Kỳ tỷ lệ 1/4.000.000. Sau đó, trong công trình nghiên cứu về

cổ sinh và địa chất khu vực Đông Bắc Bộ, các trầm tích ở các đảo thuộc quần đảo
Cô Tô đã được E. Patte (1927) và J.Fomaget (1952) mô tả trong đá cát kết có mảnh
ryolit và felspat tuổi Trias và xếp chúng vào tuổi Trias (T). Tuy nhiên do chưa có đủ
tài liệu nên tác giả đã xếp giả định tuổi của chúng có thể trẻ hơn. Trên cơ sở so sánh
tương đồng với trầm tích Neogen trên đất liền, A.E. Dovjikov, A.I Jamoida (1965)
đã mô tả thành phần thạch học của các thành tạo trầm tích phân bố trên quần đảo Cô
Tô và xếp chúng vào hệ tầng Cô Tô với tuổi giả định Neogen.
Qua các công trình nghiên cứu nêu trên cho thấy các thành tạo trầm tích phân
bố trên quần đảo Cô Tô mới chỉ bước đầu được mô tả và xác lập tên hệ tầng - hệ
tầng Cô Tô. Còn tuổi thành tạo của chúng mang nhiều tính giả định, chủ yếu dựa
trên cơ sở đối sánh với các trầm tích trên đất liền.
Năm 1972, trong quá trình khảo sát thực địa tại đảo Cô Tô và đảo Thanh
Lân, Trần Văn Trị và Nguyễn Đình Uy lần đầu tiên phát hiện được di tích Bút đá
(Graptolite) định tuổi Silua sớm. Sau đó, ở bờ biển phía đông nam đảo Cô Tô đã tìm
được Spirograptus cf. minor Bar., ở nam đảo Thanh Lân trong các lớp phiến sét
màu xám đen chứa phong phú hóa thạch Bút đá, gồm các loài: Spirograptus cf.
minor Bar., Pristiograptus cf. regularis Torn., Campograptus communis Lapw. (do
Vũ Khúc xác định và Obut kiểm tra) đều đặc trưng cho phần giữa và trên của bậc
Landovery thuộc Silua sớm. Ở một số đảo bé nằm ở phía bắc - đông bắc thuộc quần
đảo Cô Tô, Nguyễn Huy Mạc và Phạm Thế Hiện (1972) cũng đã tìm được và công
bố di tích Bút đá. Cụ thể: ở đảo Con Ngựa (Pristiograptus sp., Pristiograptus
cyphus Lapw., Pseudoclimacograptus sp.), đảo Núi Nhọn (Demirastrites
triangulatus) cho khoảng tuổi từ Ordovic muộn đến Silua sớm. Từ những cơ sở nêu
trên, Trần Văn Trị (1972) vẫn giữ nguyên địa danh là Cô Tô làm tên của hệ tầng,
nhưng đã xếp phần lớn các thành tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô phân bố ở quần đảo
Cô Tô tuổi Silua sớm và có thể có một phần nào đó thuộc Ordovic muộn (O3-S1ct).
Đồng thời cho rằng vùng quần đảo Cô Tô có lẽ là một phần của phức nếp lồi có

- 20 -

phương trục tây nam - đông bắc và được thành tạo trong một sụt võng sâu, tương
ứng kiểu sụt võng nội máng Caledoni muộn Đông Bắc Bắc Bộ. Nét đặc trưng của
hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) là các trầm tích lục nguyên, lục nguyên nguồn núi lửa
thành phần axit, cấu tạo phân dải, phân nhịp (flysch), kiểu trượt ngầm lớn và cấu tạo
xiên không đều. Như vậy, đây là lần đầu tiên tuổi của hệ tầng Cô Tô được xác định
dựa trên cơ sở hóa thạch Bút đá (Graptolit) định tuổi Silua sớm và kiểu cấu tạo
trượt ngầm lớn, điều kiện thành tạo (lắng đọng trong sụt võng nội máng Caledoni
muộn Đông Bắc Bắc Bộ) được mô tả.

Trong công trình đo vẽ bản đồ Địa chất và Khoáng sản, tỷ lệ 1:200.000 tờ
Hòn Gai - Móng Cái, Nguyễn Công Lượng và nnk (1980) đã mô tả tương đối chi
tiết về thành phần thạch học, trật tự địa tầng, cổ sinh và gián đoạn trầm tích giữa các
trầm tích thuộc khối lượng của hệ tầng Đồ Sơn (D2-3 đs) phủ trên các trầm tích
nguồn núi lửa có cấu trúc và thành phần tương tự như đã mô tả ở đảo Cô Tô, đảo
Thanh Lân (tại đảo Trần ở phía đông bắc quần đảo Cô Tô), đồng thời xếp các thành
tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô tương đồng với hệ tầng Tấn Mài và có tuổi Ordovic
muộn - Silua sớm (O3-S1). Trên cơ sở sự tương đồng về đặc điểm địa chất khi so
sánh chúng với các trầm tích phân bố rộng rãi ở phía nam đứt gãy Tấn Mài - Tiên
Yên - Yên Tử, Vũ Khúc và Bùi Phú Mỹ (1989) đã tạm gộp các trầm tích được mô
tả ở quần đảo Cô Tô vào khối lượng của hệ tầng Tấn Mài (O3-S1tm).
Trong công trình thành hệ Địa chất và Địa động lực, Nguyễn Xuân Tùng và
Trần Văn Trị (1992) đã xếp các thành tạo trầm tích hệ tầng Cô Tô vào thành hệ
flysch tướng biển sâu-trung bình, phản ánh quá trình thành tạo trầm tích biển trong
điều kiện thu hẹp và tiêu biến biển giai đoạn Ordovic muộn - Silua sớm (O3-S1) ở
Đông Bắc Bắc Bộ, tương tự như ở Đông Nam Trung Quốc. Thành hệ được đặc
trưng bởi tổ hợp: cát kết đa khoáng - cuội hỗn tạp - bột kết, đá phiến sericit - cát bột
kết ít khoáng - phylit - đá phiến silic và hóa thạch Bút đá (Graptolite) chỉ thị môi
trường biển sâu trong các lớp đá phiến sét sẫm màu, cùng các lớp đá phiến silic
phân lớp dọc dải đặc trưng của tướng xa bờ. Các thành tạo trầm tích này có cấu tạo

phân nhịp flysch điển hình, với mỗi nhịp thường được bắt đầu bằng những lớp cát
kết hạt thô hoặc cuội kết cho đến các thành tạo trầm tích hạt mịn hơn, cuối cùng là
các đá sét kết, đá phiến sét. Tổ hợp này được tác giả xếp vào tổ hợp dãy sườn và
chân lục địa, trong tổ phần của dãy ngang thành hệ kiến trúc cung Tấn Mài - Cô Tô
phát sinh ở rìa tây lục địa Hải Nam - Lôi Châu (Trung Quốc). Với đại biểu cung
trong là các thành tạo trầm tích chứa phun trào đaxit - liparit kiềm vôi của hệ tầng
Cô Tô, còn cung ngoài là các đá trầm tích thuộc hệ tầng Tấn Mài.
Trên cơ sở tổng hợp và xử lý các tài liệu có trước về đặc điểm thành phần
thạch học mặt cắt, đặc điểm cấu trúc tại ba kiểu mặt cắt của hệ tầng ở đảo Thanh
- 21 -


Lân, Phạm Thanh Bình và Nguyễn Công Lượng (1999) đã mô tả chi tiết và xếp hệ
tầng Cô Tô tuổi Ordovic muộn - Silua sớm gồm hai tập (O3-S1ct1; O3-S1ct2). Theo
đó, đặc trưng phần thấp là các trầm tích vụn thô chuyển dần lên là tập hạt mịn dạng
sọc dải, tiếp đến là các đá có cấu tạo xiên chéo hoặc khúc dồi chứa các tảng hoặc
thấu kính hạt mịn dạng sọc dải, trên cùng là các lớp cát kết tuf xen đá phiến hoặc đá
sét-bột kết dạng dải, phần trên cùng điển hình là các trầm tích biển khơi (gồm sét
kết, bột kết màu xám lục đến xám đen có cấu tạo phân dải thanh nét xen ít lớp cát
kết). Đồng thời cho rằng chúng được thành tạo trong môi trường xáo trộn giữa
tướng biển nông và biển khơi thuộc trường cung đảo chia cắt và có cấu trúc gần gũi
với kiểu mặt cắt turbidit lý tưởng do D.W.Lewis đề xuất năm 1983. Tuy nhiên, các
tác giả chưa phân định cụ thể được tướng biển nông và biển khơi.
Với một số kết quả nghiên cứu mới về thạch học nguồn gốc các đá cát kết áp
dụng phương pháp Dickinson (1979), Nguyễn Xuân Khiển (2000) cho rằng thành
phần hạt vụn của hệ tầng Cô Tô (O-Sct) có nguồn gốc từ quá trình tạo núi tái sinh
và được lắng đọng trong một bồn trước cung (forearc basin).
Trong quá trình rà soát, đánh giá tính hiệu lực của các phân vị địa tầng do
Tống Duy Thanh, Vũ Khúc (đồng chủ biên, 2005) một lần nữa các thành tạo trầm
tích, trầm tích lục nguyên nguồn núi lửa thuộc hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) được hệ

thống hóa và mô tả chi tiết về đặc điểm thành phần thạch học, tuổi thành tạo và
quan hệ địa tầng tại quần đảo Cô Tô. Qua công trình, lần đầu tiên mặt cắt chuẩn của
hệ tầng được chỉ định tại mặt cắt ở đảo Thanh Lân (X = 21000’, Y = 107048”).

Trong công trình Địa tầng các trầm tích Phanerozoi ở Đông Bắc Bộ, Đặng
Trần Huyên và nnk (2007) đã thống nhất và mô tả các thành tạo trầm tích hệ tầng
Cô Tô phân bố trên quần đảo Cô Tô dưới dạng hai tập [1, 12, 19, 21] và có cấu tạo
phân nhịp flysch mang đặc điểm của kiểu mặt cắt turbidit. Trên cơ sở các kết quả
phân tích về thành phần vật chất định lượng và tính toán, xử lý ban đầu theo thành
phần các nguyên tố chính (theo phương pháp Roser và Korsch, 1988), thạch học
nguồn gốc (theo phương pháp Dickinson, 1979) của các đá cát kết cho thấy: nguồn
cung cấp vật liệu cho bồn trầm tích hệ tầng Cô Tô là từ các đá trầm tích giàu thạch
anh, các đá magma axit phát sinh từ các quá trình tạo núi, đặc biệt là quá trình tạo
núi tái sinh và có lẽ đã được lắng đọng trong một bồn trước cung (forearc basin).
Về quan hệ và tuổi thành tạo: hệ tầng Cô Tô được xác định là Silua sớm nhờ vào
nhiều hoá thạch Bút đá do tập thể tác giả phát hiện được và quan hệ bất chỉnh hợp
với các trầm tích hệ tầng Hà Cối (J1-2hc) ở đảo Trần. Đây là công trình đầu tiên
nghiên cứu về thành phần vật chất định lượng, nhằm luận giải nguồn gốc trầm tích
và điều kiện thành tạo của chúng. Tuy nhiên, còn ở mức độ sơ lược và hạn chế về số
lượng mẫu phân tích định lượng.
- 22 -


Trong chuyên khảo “Địa chất và tài nguyên Việt Nam” Trần Văn Trị, Vũ
Khúc (đồng chủ biên, 2009) các thành tạo trầm tích, trầm tích lục nguyên nguồn núi
lửa thành phần axít của hệ tầng Cô Tô được xếp vào tổ hợp thạch - kiến tạo kiểu
bồn tiền địa (foreland basin), phản ánh quá trình tạo núi, bào mòn diễn ra trong giai
đoạn Ordovic muộn - Silua sớm (O3-S1) ở Đông Bắc Bắc Bộ cũng như ở Đông Nam
Trung Quốc. Đó là các trầm tích molas, có thành phần vụn lục nguyên và tuf felsic,
với biểu hiện phân nhịp flysch, cấu tạo turbidit dòng quẩn sụt ngầm, xiên chéo tuyệt

đẹp… và là sản phẩm của tạo núi nội lục Caledoni. Qua công trình cho thấy: Về
thành phần thạch học, trật tự và liên kết địa tầng cũng như đặc điểm cấu tạo phân
nhịp flysch đã được mô tả chi tiết và xếp chúng vào tuổi Ordovic muộn - Silua sớm
(O3-S1); Về mặt kiến tạo công trình đã có mối liên hệ, đối sánh mật thiết với khu
vực Đông Nam Trung Quốc.
Tóm lại, qua các công trình nghiên cứu nêu trên, các trầm tích, trầm tích lục
nguyên nguồn núi lửa thành phần axít thuộc hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) của nhiều tác
giả trong và ngoài nước ta thấy:
Về đặc điểm địa tầng, thành phần thạch học, hay thạch địa tầng đã được mô
tả và phân chia chi tiết, tuy nhiên chưa có sự thống nhất cao. Sự khác nhau trong
các quan điểm phân chia địa tầng thể hiện rõ nét ở sự mô tả khác biệt về khối lượng
địa tầng, quan điểm phân các tập, nhất là quan hệ địa tầng (quan hệ bất chỉnh hợp
trên của hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) với các thành tạo trầm tích cuội kết, cát kết màu
xám tại đảo Trần). Quan hệ này được Nguyễn Công Lượng (1980), Phạm Thanh
Bình và Nguyễn Công Lượng (1999) xếp chúng vào khối lượng thuộc hệ tầng Đồ
Sơn (D2-3đs) còn Đặng Trần Huyên và nnk (2007) thì lại xếp chúng vào khối lượng
của hệ tầng Hà Cối (J1-2hc). Thực chất, đó là các thành tạo trầm tích thuộc vào khối
lượng thuộc hệ tầng Đồ Sơn (D2-3đs), bởi vì các đá cát kết màu xám này đã bị biến
đổi quarzit hóa ở những mức độ khác nhau, tạo thành cát kết dạng quarzit hoặc cát
kết quazit, mà các tài liệu nghiên cứu hiện nay thì các thành tạo trầm tích thuộc hệ
tầng Hà Cối không có các quá trình biến đổi đó.
Về tuổi thành tạo của hệ tầng, E. Patte (1927) đã định tuổi Trias; Dovjikov
A.E và Jamoida A.I (1961) xếp vào tuổi Neogen (N); Trần Văn Trị (1977), Nguyễn
Công Lượng (1980), Phạm Thanh Bình và Nguyễn Công Lượng (1999), Tống Duy
Thanh, Vũ Khúc (2005) đã xếp tuổi Ordovic muộn - Silua sớm (O3-S1ct); Nguyễn
Xuân Khiển (2000) cho tuổi Ordovic - Silua (O-Sct); Đặng Trần Huyên (2007) định
tuổi tuổi Silua sớm (S1-S2ct)... Do vậy, để thống nhất và xác định chính xác có hay
không yếu tố tuổi Ordovic muộn ở phần thấp của hệ tầng Cô Tô, cần bổ sung
phương pháp xác định tuổi đồng vị của dòng chảy bùn (đá sét kết có trong thành
phần của cấu tạo turbidit) trên các khoáng vật illit, glauconit…. Với tài liệu hiện

- 23 -


tại, trong công trình nghiên cứu, NCS tán thành và sử dụng tuổi thành tạo của các
trầm tích hệ tầng Cô Tô là có tuổi Ordovic muộn - Silua sớm (O3-S1ct).
Về bối cảnh kiến tạo hay môi trường địa động lực sinh thành các thành tạo
turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) cũng nhiều ý kiến và quan điểm khác nhau. Trần
Văn Trị (1977) cho rằng chúng được thành tạo trong một võng sụt sâu tương ứng
kiểu võng sụt nội máng Caledoni muộn Đông Bắc Bắc Bộ; Nguyễn Xuân Tùng và
Trần Văn Trị (1992) xếp vào thành hệ flysch tướng biển sâu và trung bình, phản
ánh quá trình thành tạo trầm tích ở môi trường biển sâu trong điều kiện thu hẹp và
tiêu biến biển giai đoạn Ordovic muộn - Silua sớm (O3-S1) ở Đông Bắc Bắc Bộ; hay
thuộc trường cung đảo bị chia cắt (Phạm Thanh Bình, Nguyễn Công Lượng, 1999);
Nguyễn Xuân Khiển (2000), Đặng Trần Huyên và nnk (2007) cho thấy chúng có
nguồn gốc từ quá trình tạo núi tái sinh và được lắng đọng trong một bồn trước cung;
Theo chuyên khảo “Địa chất và Tài nguyên Việt Nam” Trần Văn Trị, Vũ Khúc
(đồng chủ biên, 2009) thì các thành tạo trầm tích này được xếp vào tổ hợp thạch kiến tạo kiểu bồn tiền địa (foreland basin), phản ánh quá trình tạo núi, bào mòn diễn
ra trong giai đoạn Ordovic muộn - Silua sớm (O3-S1) ở Đông Bắc Bắc Bộ.
Vấn đề còn tồn tại, cần phải tiếp tục nghiên cứu đó là thành phần vật chất
định lượng (địa hóa nguyên tố chính, nguyên tố hiếm - vết) bằng các phương pháp
phân tích có độ chính xác cao (hóa silicat, nhiệt, rơnghen, huỳnh quang tia X, kích
hoạt neutoron…). Đặc biệt là kiểu cấu tạo trượt ngầm, các tảng sét lớn, góc cạnh gần nguồn cung cấp trong nhiều lớp cát kết thuộc hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct) thực chất
đó là kiểu cấu tạo gì và là kết quả hoạt động kiến tạo nào, cũng như nguồn gốc trầm
tích và môi trường địa động lực của chúng.
Do đó, việc nghiên cứu chi tiết của NCS về đặc điểm cấu tạo/vi cấu tạo,
thành phần thạch học - khoáng vật, nguồn gốc hạt vụn, đặc điểm địa hóa nhóm
nguyên tố chính, nguyên tố hiếm/vết của thành tạo turbidit hệ tầng Cô Tô (O3-S1ct)
thông qua quá trình tính toán, xử lý, xây dựng các biểu đồ thạch hóa đề phân định
các trường “nguồn vật liệu trầm tích” và “bối cảnh kiến tạo” theo các tác giả khác
nhau (Dickinson, 1979; Roser và Korsch, 1988; Bhatia M.R, 1983, 1986) là việc

làm cần thiết để nghiên cứu toàn diện đặc điểm thạch luận thành turbidit hệ tầng Cô
Tô(O3-S1ct) và trên cơ sở đó, làm sáng tỏ ý nghĩa địa động lực của giai đoạn thành
tạo này ở miền đông bắc Việt Nam.

- 24 -


Chương II
CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU
THÀNH TẠO TURBIDIT HỆ TẦNG CÔ TÔ
II.1. CƠ SỞ LÝ THUYẾT
II.1.1. Khái niệm turbidit

Theo từ điển bách khoa toàn thư “Turbidit” là trầm tích vụn do dòng nước
đục tạo nên, thông thường gồm nhiều lớp xen kẽ nhau trong một nhịp phân lớp gồm
sỏi kết, cát kết, cát-bột kết, bột kết và sét kết. Turbidit phân bố rộng rãi ở các vùng
ven bờ, sườn lục địa, vùng đồng bằng biển thẳm, v.v. Các thành phần kể trên của
turbidit có thể thay đổi tuỳ thuộc vào điều kiện thành tạo (ví dụ: Ở gần vùng nguồn
vật liệu thì yếu tố sỏi kết, cát kết phát triển, còn ở xa nguồn vật liệu lại vắng mặt sỏi
kết, cát kết và tăng thành phần mịn). Turbidit gần như cấu thành toàn bộ các thành
hệ flysch và một phần lớn các thành hệ molas.
Trên thế giới, “Turbidit” bắt đầu được thừa nhận từ những năm đầu thế kỷ 20
với công trình nghiên cứu của Walker (1938) về dòng chảy rối (turbidity currents)
trong môi trường nước sâu. Sau này bằng thực nghiệm cùng với quan sát thực địa,
Keumn và Mighrini (1950) đã kế thừa và giải thích rõ hơn về quá trình vận chuyển
vật liệu trầm tích tới vùng nước sâu, đồng thời đưa ra giả thuyết dòng chảy rối là
nguyên nhân của cát kết được phân cấp lắng đọng dưới nước sâu. Năm 1962, A.H.
Bouma đưa khái niệm “Turbidit” vào sử dụng trong địa chất trầm tích - kiến tạo dựa
trên cơ sở nghiên cứu về các trầm tích hạt mịn. Theo đó, “Turbidit” là trầm tích
được lắng đọng từ các vật chất dòng chảy rối, những vật chất lơ lửng của dòng nước

và được lắng đọng theo nguyên lý phân dị trọng lực với đặc trưng là chu kỳ Bouma.
“Chu kỳ Bouma” là quá trình lắng đọng các vật liệu trầm tích theo nguyên lý phân
dị trọng lực, khởi đầu cho chu kỳ (phần thấp nhất) là các trầm tích hạt thô (cuội kết,
sạn kết, cát kết hạt thô), chuyển tiếp lên là cát kết hạt trung, cát kết hạt mịn, bột kết
và kết thúc của chu kỳ là thành phần sét kết.
Trong gần 50 năm qua, mô hình về “Turbidit” liên quan đến sự thành tạo
turbidit nước sâu đã được rất nhiều nhà khoa học nghiên cứu, đưa ra khái niệm và
giải thích quá trình hình thành cũng như cơ chế thành tạo của chúng. Tuy nhiên, về
bản chất thủy động lực của dòng turbidit hay điều kiện sinh thành của thành tạo
turbidit còn rất nhiều ý kiến, quan điểm khác nhau.
Sanders (1965) là nhà nghiên cứu trầm tích luận đầu tiên sử dụng danh từ
“các dòng turbidit” khi nghiên cứu về quá trình vận chuyển và lắng đọng vật liệu
- 25 -


trầm tích. Theo đó, chỉ có các dòng chảy rối - dòng turbidit (turbidity currents) mới
là “Turbidit” thực sự, các lớp dòng hạt (flowing - grain) theo phương song song
nằm bên dưới và dòng lơ lửng (huyền phù) bên trên thì không phải là “Turbidit”
(hình II.1), còn theo Mutti và nnk (1999) tất cả các dòng trầm tích - trọng lực đều là
turbidit (hình II.2). Trên cơ sở các quan sát thực tế nhiều tác giả [Crowell, 1957;
Wood and Smith, 1959; Ten Haaf, 1959; Murphy and Schlanger, 1962; Dott, 1963;
Hubert, 1964; Hollister, 1967; Stanley, 1967; Vander Lingen, 1969; Fisher, 1971;
Jacobi, 1976; Shanmugam, 2000a,…] đều cho rằng trong việc tạo thành các trầm
tích nước sâu, bên cạnh các dòng turbidit còn có các quá trình khác (như trượt, sụt,
các dòng bùn và dòng chảy đáy). Các quá trình trầm tích phức tạp này được gọi
chung khái niệm trong “Turbidit”. Từ đó các nhà trầm tích học bắt đầu sử dụng
“Turbidit” cho cả những trầm tích biển sâu. Tuy nhiên, nhiều tác giả sử dụng khái
niệm “Turbidit” để giải thích các quá trình vận chuyển và lắng đọng vật liệu trầm
tích không phải là sản phẩm của các dòng turbidit hoặc chỉ chứa đựng một phần nhỏ
trong sản phẩm “Turbidit”. Hsu (1989) đã đưa ra khái niệm “Fluxoturbidit” (turbidit

xáo động), mà Dzulyski (1959) đã sử dụng cho các trầm tích cát kết đổ lở ở vùng
Carpathians của Ba Lan; Mutti (1985) sử dụng khái niệm “Seismoturbidit” (turbidit
địa chấn) để chỉ các thành tạo trầm tích có khối lượng lớn và phân bố trong diện rất
rộng; Labaume (1987) lại sử dụng khái niệm “Megaturbidit” (đại turbidit) cho các
dòng mảnh vụn trong trầm tích; Stanley (1978) thì dùng khái niệm “Atypical
turbidit” (turbidit không điển hình) cho các thành tạo trầm tích có nguồn gốc đổ lở
của cát kết và dòng mảnh vụn; khái niệm “Highfrequency turbidity currents” (dòng
chảy rối tần số cao) do Bornhold B.D et al (1994) để đưa ra giải thích quá trình
thành tạo turbidit ở British Columbia; .v.v…

Hình II.1. Khái niệm turbidit theo Sanders (1965)

Trên cơ sở nghiên cứu về cơ chế cung cấp vật liệu và lắng đọng trầm tích,
Middleton and Hampton (1973, 1976, 1999) đã phân chia các trầm tích được lắng
đọng do tác dụng của trọng lực thành “dòng chảy bùn”, còn “dòng chuyển đổi” là
các dòng với nhiều cơ chế cung cấp vật liệu ở cùng một thời điểm, tại cùng một

- 26 -


không gian. Điều này khẳng định “dòng turbidit” có cơ chế cung cấp vật liệu và
lắng đọng trầm tích là sự hỗn độn với sự lắng đọng của các dòng mảnh/hạt vụn (do
tác động của các lực ma sát) và các dòng hóa lỏng (vật chất huyền phù) lẫn các
dòng turbidit (hay dòng bùn) ở trạng thái lỏng.

Hình II.2. Lắng đọng trầm tích turbidit (Mutti, 1999 và Sanders, 1965)

Cũng giống như các trầm tích khác, sản phẩm của turbidit có thể được vận
chuyển và thành tạo trong những điều kiện tốc độ khác nhau [Parker G, Fukushima Y
and Pantin H.M, 1986; Stacey M.W and Bowen A.J, 1988; Walker R.G, 1978, 1985].

Điều đó phụ thuộc vào sự di chuyển và tập trung của vật liệu trầm tích [Mohrig D,
Elverhoi A and Parker G, 1999] cũng như độ dốc của đáy bồn trầm tích, mà kẽ hở
thủy lực (Hydroplaning) là một minh chứng [Shanmugam, Ganapathy, 2002]. Chúng
hình thành từ các dòng mảnh vụn ở dưới nước (hình II.3) đã làm giảm sức kéo ở dưới
đáy và làm tăng tốc độ tại đầu của các dòng chảy, vì thế các dòng mảnh vụn dưới
nước có thể di chuyển nhanh và xa hơn các dòng trên mặt đất. Chính vì vậy, Shepard
(1979) cho rằng các dòng với tốc độ 190cm/s ở Scripps có thể là các dòng mảnh vụn.

Hình II.3. Kẽ hở thủy lực (Hydroplaning) Shepard, 1979.

- 27 -


Với thí nghiệm trên các dòng mảnh vụn, Ph.H. Kuenen (1950) đã đưa ra khái
niệm về “Turbidit” với “dòng turbidit mật độ cao” gồm cát, sét và sỏi có mật độ lên
tới 2g/cm3, trong điều kiện dòng chảy hỗn hợp tại sườn dốc 8.50. Tuy nhiên, các thí
nghiệm của Kuenen đã tạo ra lớp “Laminar flow” (dòng phiến mỏng) bên dưới và
một lớp “Grains in suspension” (dòng hạt lơ lửng - huyền phù) bên trên (hình II.1)
mà theo Sanders (1965) đó không phải là “Turbidit”. Mutti (1999) thì cho rằng lớp
mảnh vụn dưới đáy cũng tương tự như cụm từ “dòng turbidit mật độ cao”. Còn các
nghiên cứu của Carter (1975), Stanley et al. (1978), Hiscott and Middleton (1979),
Pierson and Costa (1987); hay Hiscott, Hall and Pirmez (1997) đã chứng minh rằng
các dòng mảnh vụn chính là các “dòng bùn loãng”. Trong công trình nghiên cứu
của mình, Lowe D.R (1982) hay Lowe and Guy (2000) lại đồng nhất khái niệm
“dòng bùn loãng” với các “dòng turbidit mật độ cao”, với các lớp được cấu kết tập
trung ở bên dưới cũng đồng nhất với các bề mặt hình thành do ma sát kéo được mô
tả trong các nghiên cứu về dòng turbidit và có thể coi chúng là các bề mặt cố kết do
lực kéo. Như vậy, khái niệm dòng turbidit mật độ cao” về bản chất dựa trên 5 tính
chất cơ bản khác nhau, bao gồm: {1} mật độ dòng chảy (Kuenen, 1950) hoặc sự tập
trung các hạt (Mohrig D et all 1999, Pickering, 2001), {2} lực đẩy (Postma, 1988),

{3} kích thước hạt hay cỡ hạt (Lowe, 1982), {4} tốc độ dòng chảy (Kneller, 1995;
Parker G et al, 1982) và {5} tốc độ lắng đọng (Shanmugam, 2000). Tuy nhiên, năm
tính chất này lại không hoàn toàn đồng nhất với nhau trên phương diện trạng thái
hỗn độn hoặc về cơ chế cung cấp vật liệu và lắng đọng trầm tích, vốn là cơ sở để
xác định các dòng turbidit hay “Turbidit”. Điều đó cho thấy khái niệm “Turbidit”
nói chung, hay “dòng turbidit mật độ cao” nói riêng còn được hiểu rất khác nhau.
Trên cơ sở nghiên cứu về cơ chế lắng đọng theo trật tự thẳng đứng của
“Dòng bùn loãng” Lowe và Guy (2000) đã phân chia chúng thành 7 cấu trúc (ký
hiệu từ M1 đến M7). Sự phân chia cấu trúc “Dòng bùn loãng” này có thể liên kết
được với chu kỳ Bouma (1962) về turbidit hạt mịn (từ Ta đến Te), hoặc với turbidit
hạt thô (từ S1 đến S3) do Lowe (1982) mô tả. Theo đó, liên kết của 3 mô hình tướng
này như sau:

M1 = S1
M2 và M3 = S2
M4 = S3 = Ta
M5 = Tb, Tc, Td và Te
M6 và M7 = các cấu trúc sau trầm tích và không nằm trong các mô hình của
Bouma (1962) hay Lowe (1982).

- 28 -


Trong đó:
M1: Vật liệu hạt thô: Cuội kết , sỏi kết, cát kết có độ chọn lọc tốt và phân lớp
M2: Cuội kết, sỏi kết, cát kết hạt thô, cát kết hạt trung có phân lớp xiên chéo
M3: Lớp cát kết có phân lớp song song m ỏng
M4: Lớp bột kết, sét kết có phân lớp mỏng song song đến dạng phân phiến
M5: Lớp trầm tích hạt nhỏ, m ịn có cấu tạo phân lớp song song mỏng
M6: Lớp trầm tích hạt nhỏ, m ịn có cấu tạo phân lớp phân dải mỏng

M7: Lớp trầm tích lắng đọng từ vật chất lơ lửng
S1: Vật liệu hạt thô: Cuội kết, sỏi kết, cát kết hạt thô có cấu tạo phân lớp
S2: Cuội kết, sỏi kết, cát kết hạt thô, cát kết hạt trung có phân lớp xiên chéo
S3: Lớp được lắng đọng từ dòng bùn (vật liệu dạng hạt ở trạng thái lơ lửng)

Kuenen & Migliorini (1950) và Kuenen (1967) đã sử dụng khái niệm “sự sắp
xếp trầm tích thông thường” (normal grading) để giải thích cho các “Turbidit” được
hình thành từ một dòng turbidit yếu duy nhất. Theo đó, khi dòng turbidit yếu tốc độ
di chuyển giảm dần theo thời gian và kết quả là các vật liệu hạt thô sẽ lắng đọng
trước rồi đến các vật liệu hạt mịn (hình II.4 - normal grading). Từ điển địa chất của
AGI (America Geology Institute - Viện Địa chất Mỹ) cũng giải thích nguồn gốc của
sự sắp xếp thông thường là quá trình trầm tích của một dòng turbidit duy nhất”. Mối
liên hệ giữa sự sắp xếp thông thường và một dòng turbidit duy nhất chính là khái
niệm quan trọng của quá trình vận chuyển và lắng đọng trầm tích turbidit.

Hình II.4. Sự lắng đọng bình thường (Normal grading)
Kuenen and Migliorini (1950).

Trong quá trình nghiên cứu các đá cát kết Annot (tuổi Eocene - Oligocene) ở
vùng Maritime Alps của nước Pháp, A.H. Bouma (1962) nhận thấy chúng là kết quả
của nhiều giai đoạn trầm tích. Đây là phát hiện rất quan trọng, được dùng làm cơ sở
cho mô hình chu kỳ turbidit đầu tiên do A.H. Bouma mô tả năm 1962. Ở mức quan
sát đầu tiên (mức 1), tại vị trí 8 (hình II.5) có thể mô tả như là một lớp trầm tích được
“Lắng đọng thông thường” (kích thước hạt giảm dần từ dưới lên trên). Tuy nhiên, với

- 29 -


mức độ quan sát chi tiết hơn (mức quan sát 2) và đặc biệt ở mức độ quan sát chi tiết
nhất (mức 3) có thể thấy các đá trầm tích tại đây (vị trí 8 - đá cát kết Annot ở vùng

Maritime Alps của nước Pháp) trở nên rất hỗn độn. Chính sự khác biệt về mức độ
quan sát, nghiên cứu chi tiết này cho thấy các đá (ở mức 1) có thể được coi là kết quả
trầm tích từ 1 dòng turbidit duy nhất, còn ở mức 3 đó là kết quả của nhiều giai đoạn
trầm tích khác nhau bởi các dòng mảnh vụn và dòng đáy.
Do đó, khi nghiên cứu về “Turbidit” không chỉ quan tâm tới chế độ của các
dòng chảy cũng như độ dốc của đáy bồn trầm tích, mà cần phải rất chú ý đến cấu tạo,
kích thước độ hạt của vật liệu trầm tích và thứ tự sắp sếp của chúng. Điều này chỉ có
thể quan sát tốt, hiệu quả tại thực địa.

Hình II.5. Vị trí nghiên cứu quá trình lắng đọng trầm tích trong đá cát kết Annot vùng
Maritime Alps, Pháp theo những mức độ quan sát chi tiết hơn của A.H. Bouma (1962).

Mặc dù còn chưa thống nhất việc sử dụng khái niệm “Turbidit” trong việc
luận giải cơ chế cung cấp vật liệu và điều kiện lắng đọng trầm tích, song có thể
nhận thấy “Turbidit” là trầm tích được lắng đọng từ vật chất xáo động, có tính phân
lớp, độ chọn lọc, cấu tạo phụ thuộc vào chế độ của các dòng chảy, độ dốc đáy bồn,
kích thước độ hạt, mật độ vật liệu trầm tích, cũng như thứ tự lắng đọng của chúng.
Trong công trình nghiên cứu, NCS lựa chọn và sử dụng mô hình “Turbidit”
do A.H. Bouma đề xuất năm 1962 để làm cơ sở đối sánh, minh chứng và luận giải
thành tạo turbidit phân bố ở đảo Cô Tô và đảo Thanh Lân thuộc quần đảo Cô Tô,
Quảng Ninh. Theo đó, các thành tạo turbidit được hiểu với khái niệm chu kỳ hay
loạt gồm tập hợp 5 dạng cấu tạo điển hình, được ký hiệu Ta, Tb, Tc, Td, Te (hình
II.6), đặc trưng cho quá trình vận chuyển, lắng đọng trầm tích theo mô hình vận
chuyển và lắng đọng của dòng turbidit do Middleton & Hampton, 1976 (hình II.7).

- 30 -


Hình II.6. Các dạng cấu tạo của thành tạo turbidit theo chu kỳ A.H.Bouma (1962).

Hình II.7. Mô hình vận chuyển và lắng đọng của dòng turbidit
Middleton and Hampton (1976).

Tóm lại, “Turbidit” là trầm tích được lắng đọng trong môi trường trầm tích
có dòng chảy đáy rối loạn, có tính phân lớp, độ chọn lọc kém. Turbidit có liên quan
với tempestit (trầm tích lũ mang đặc tính xáo trộn do tốc độ tái trầm tích nhanh
trong môi trường nước nông), inundit (trầm tích mang đặc tính xáo trộn do quá
trình lũ lụt tạo thành) [9] và bao gồm toàn bộ các thành hệ flysch và một phần lớn
các thành hệ molat.

- 31 -


II.1.2. Môi trường địa động lực thành tạo turbidit

1- Đối với quá trình nghiên cứu trầm tích luận nói chung, các thành tạo
turbidit nói riêng việc luận giải môi trường địa động lực, bối cảnh kiến tạo sinh
thành của chúng có một vai trò rất quan trọng. Từ quá trình tổng hợp kết quả nghiên
cứu, phân tích luận giải về đặc điểm cấu tạo, thành phần vật chất, nguồn cung cấp
vật liệu của đá trầm tích, có thể cho phép khôi phục đặc điểm tướng đá, môi trường
thủy động lực lắng đọng trầm tích (môi trường trầm tích) trên lý thuyết của kiến
tạo, nhất là học thuyết kiến tạo mảng. Mặt khác, học thuyết kiến tạo mảng hiện đại
có khả năng động viên và liên kết nhiều bộ môn khoa học để kiến giải logic không
những các thực thể địa chất về nguồn gốc, cơ chế thành tạo cũng như các mối liên
quan, tương tác giữa chúng trong không gian và thời gian (bồn trầm tích) [15].
Lịch sử nghiên cứu mối quan hệ giữa trầm tích và kiến tạo mảng được bắt
đầu bằng các công trình nghiên cứu về kiến tạo. Trước tiên phải kể đến những nhà
khoa học tiên phong như Anderson (1951), Harland (1965) đã chia vỏ trái đất ra 3
kiểu đới động (đới căng giãn, đứt gãy thuận phát triển nhiều thể đai - mạch và phun
trào; đới nén ép, uốn nếp và xô đẩy biến dạng; đới trượt bằng, chuyển động nằm

ngang). Mỗi đới có những hoạt động địa chấn, magma đặc trưng và một cơ chế hình
thành, đặc biệt là ranh giới nhất định (gồm ranh giới phân kỳ; ranh giới hội tụ; ranh
giới trượt bằng hoặc chuyển dạng). Hay ứng với mỗi bối cảnh kiến tạo khác nhau
sẽ được hình thành một vài kiểu bồn trầm tích tương ứng nhất định (bảng II.1).
Như vậy, giữa kiến tạo mảng và trầm tích luận có sự gắn bó chặt chẽ, minh
chứng là các bồn trầm tích hiện nay đang là nhân chứng lịch sử cho mối quan hệ đó.

2- Với đặc tính “Turbidit” là sản phẩm của quá trình lắng đọng nhanh, đột
ngột nhiều nguồn vật liệu trầm tích đổ lở, lộn xộn xuống sườn dốc tại rìa lục địa trong
môi trường biển sâu - biển khơi, theo kiến tạo mảng hiện đại (chu kỳ Wilson) thì các
thành tạo turbidit chủ yếu được sinh thành trong bối cảnh rìa mảng hội tụ, điển hình
nhất là các đới hút chìm (Subduction zones) nơi có một mảng chúi xuống dưới một
mảng liền kề, trong hai bối cảnh khác nhau (hình II.8). Trong bối cảnh bồn trước
cung các trầm tích đổ sập xuống máng nước sâu như trận lở tuyết tạo nên các dòng
turbidit. Các trầm tích tách bóc ra từ vỏ lục địa và vỏ đại dương bị hút chìm hoặc rơi
vào trong trầm tích hỗn độn, hay bị cuốn chìm xuống dưới sâu vào dòng turbidit.
Ngoài ra trong quá trình hoạt động núi lửa ở cung đảo các dung nham và đá vụn núi
lửa có thế nằm xiên lớp với đá vôi để tạo nên một tổ hợp đá đặc trưng cho bối cảnh
kiến tạo đới hút chìm. Còn tại bối cảnh bồn sau cung các trầm tích vụn lục nguyên
nguồn núi lửa phun trào trên đáy đại dương hầu như không chuyển động (tĩnh).

- 32 -


Bảng II.1. Mối quan hệ giữa môi trường trầm tích và bối cảnh kiến tạo

( Pettijohn, 1990)
Bối cảnh kiến tạo

Hút chìm

Trước cung
Cung đảo

Sau cung
Hút chìm
Trước cung

Cung
Sau cung
Đụng độ lục địa - lục địa
(kiểu Hymalya)
Rift nội lục tích cực
Rift giữa các lục địa hẹp
và xuất hiện sớm
Sống núi giữa đại
dương
Rìa thụ động
Đứt gãy chuyển dạng

Lục địa
Đại dương
Lục địa
Đại dương

Các đơn vị địa mạo - kiến tạo

Tướng và môi trường trầm tích

Trượt lở, turbidit và biển sâu

Máng sâu
Trụ bồi kết đảo trước cung, bồn trước

Trầm tích biến dạng, biến chất

cung

và ophiolit

Đảo cung, các khối cung
Các biển rìa nông đến sâu hoặc biển
giữa cung

Thềm, sườn lục địa, vụn núi lửa,
đá xâm nhập sâu bị phân dị
Thềm, sườn lục địa và biển sâu

Máng sâu

Trượt lở, turbidit và biển sâu

Trụ bồi kết, đảo trước cung, bể trước

Trầm tích biến dạng, biến chất,

cung (đồng bằng ven biển, thềm, sườn

ophiolit, aluvi, delta, thềm, sườn

lục địa)

và bể đại dương

Các dãy núi do phun trào trên lục địa

Phun trào vụn núi lửa, aluvi,

tạo nên

xâm nhập sâu

Các cao nguyên, bể giữa núi, trũng
trước núi
Đới khâu, các dãy núi và bể giữa núi
Bể đại dương tàn dư

Aluvi, hồ và biển ven bờ
Aluvi, hồ
Delta, fans (châu thổ) ngầm,
biển nông

Bể do đứt gãy

Aluvi, hồ, vụn núi lửa aluvi, biển

Bể nội lục

ven bờ

Vịnh hẹp, đại dương hẹp

Rift trung tâm, bể hai cánh sống núi

Thềm sườn bể biển sâu.
Bazan, đá mạch, gabro

Aluvi, thềm, sườn

Đồng bằng ven biển, thềm, sườn lục
địa và các khối nâng
Bể pull-apart và nén ép

Aluvi, hồ, vụn núi lửa

Bể do đứt gãy tạo ra

Biển khơi, turbidit, vụn núi lửa

Bể craton, trước núi

Aluvi, ven biển

Đồi núi biển sâu, đồng bằng biển
thẳm, cao nguyên đại dương

- 33 -

Biển sâu, turbidit


Hình II.8. Mô hình kiến tạo hình thành các bể ở rìa lục địa tích cực (lục địa - đại dương)

theo A.D. Baillie (1983) và Pettijohn (1979).
a-Mặt cắt
b-Bình đồ

Ít phổ biến hơn là các thành tạo turbidit được sinh thành trong bối cảnh xô
húc tạo đới khâu (Collision) với các bể trầm tích đồng bằng biển thẳm ở đại dương
và va chạm lục địa - lục địa trong lục địa (nội lục) tại các bể do đứt gãy tạo ra.
Những năm gần đây, một số nhà địa chất trong và ngoài nước (Dickinson,
1974; Hamilton, 1979; Jacobi, 1981; Quinlan and Beaumont, 1984; Ori et al.,
1984, 1986; DeCelles and Hertel, 1989; Beer et al., 1990; Burbank et al., 1992;
Heller and Paola, 1992; Faure M,. 2009; Chavet J et al., 2010 và Trần Văn Trị, Vũ
Khúc, 2009;...) đã sử dụng khái niệm “tạo núi nội lục” trong nghiên cứu, luận giải
nguồn gốc và điều kiện thành tạo của trầm tích nói chung, thành tạo turbidit nói
riêng tại mỗi bồn trầm tích trong bối cảnh kiến tạo “hút chìm nội lục”.
II.2. PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU

Để thực hiện các mục tiêu và nhiệm vụ của luận án, NCS lựa chọn sử dụng
tổ hợp các phương pháp nghiên cứu chính sau:
II.2.1. Phương pháp thu thập, tổng hợp và xử lý tài liệu

Thu thập tài liệu bản đồ địa chất các tỷ lệ 1:200.000, 1:50.000 và các báo
cáo chuyên đề liên quan trên diện tích và loại hình nghiên cứu turbidit. Các tài liệu
trên được phân tích và luận giải dưới góc độ của địa chất, kiến tạo khu vực, đặc biệt
là nghiên cứu trầm tích luận. Trên cơ sở đó góp phần định hướng cho công tác thu
thập tài liệu ngoài trời, nhằm nâng cao chất lượng khoa học của luận án.
- 34 -


II.2.2. Phương pháp nghiên cứu ngoài trời

NCS nhận thức rằng đối với nghiên cứu địa chất nói chung, nghiên cứu trầm
tích luận nói riêng, đặc biệt đối với thành tạo turbidit thì tài liệu khảo sát, quan sát
chi tiết ngoài thực địa đóng một vai trò đặc biệt quan trọng, chiếm tới 75 ÷ 80%
lượng thông tin. Do đó trong quá trình thu thập tài liệu ngoài trời, ngoài các quy
định mô tả địa chất truyền thống, nội dung chủ yếu của phương pháp đó là:
Nghiên cứu khảo sát chi tiết các mặt cắt địa chất - trầm tích trên khu vực
nghiên cứu. Các mặt cắt được bố trí vuông góc hoặc gần vuông góc nhất với
phương cấu trúc của đá nhằm quan sát đầy đủ thành phần, cấu trúc và chi tiết đặc
điểm cấu tạo, tính chất phân lớp, phân nhịp cũng như đặc điểm biến đổi của chúng.
Trên mặt cắt tiến hành mô tả các điểm lộ, quan sát mặt tiếp xúc, thế nằm các
lớp, cấu tạo mặt lớp (chụp ảnh) và quan hệ giữa các tầng trong khu vực nghiên cứu.
Tại mỗi điểm khảo sát tiến hành thu thập: các tài liệu về thạch học như: tên
đá sơ bộ (cuội kết, cát kết,...), màu sắc của đá (nguyên sinh, thứ sinh), thành phần
khoáng vật, hình dạng - kích thước mảnh vụn (đối với cuội kết và sạn kết); tài liệu
về cấu tạo lớp và mặt lớp như: chiều dày (chiều dày thật), tính chất phân lớp, phân
tập của đá (cấu tạo dòng rối, phân lớp song song, ngang, xiên, xiên chéo, lượn sóng
và sóng xiên...), quan hệ giữa các lớp (ranh giới rõ ràng, chuyển tiếp hay kiến tạo),
thế nằm của lớp, hình dạng, kích thước và đặc điểm phân bố của các hạt cuội, sỏi.
Tiến hành thu thập mẫu phân tích thí nghiệm, các loại hóa thạch. Các loại
mẫu được thu thập một cách hệ thống, liên tục và đại diện toàn bộ mặt cắt, đồng
thời đảm bảo đúng quy chế kỹ thuật mẫu áp dụng cho từng phương pháp phân tích.
II.2.3. Phương pháp nghiên cứu trong phòng

II.2.3.1. Nghiên cứu thành phần vật chất
Bên cạnh những phương pháp phân tích truyền thống nhằm xác định về
thành phần, hàm lượng của khoáng vật tạo đá, xi măng gắn kết, tổ hợp khoáng vật
phụ, khoáng vật kém vững bền… thì việc nghiên cứu đặc tính địa hóa của chúng có
một vai trò rất quan trọng. Kết quả cho phép xác định thành phần vật chất định
lượng, nguồn vật liệu và điều kiện tích tụ trầm tích. Đồng thời, phân loại chính xác
tên đá, khôi phục đặc điểm tướng đá cổ địa lý và môi trường địa động lực khi lắng

đọng trầm tích. Do đó, trong quá trình nghiên cứu NCS tập trung giải quyết những
nội dung khoa học chính sau đây:
1- Các vật liệu trầm tích đó là sản phẩm nghiền nát, vỡ vụn của các đá gốc
trải qua nhiều giai đoạn hoạt động kiến tạo và vận chuyển xuống bồn trầm tích.

- 35 -


2- Quá trình vận chuyển và lắng đọng vật liệu trần tích chịu ảnh hưởng nhiều
bởi sự phân dị và phong hóa, nhất là quá trình phong hóa hóa học đã làm biến đổi
thành phần khoáng vật và hóa học của các đá trầm tích.
a. Thành phần thạch học
Thành phần thạch học của đá được xác định chủ yếu dựa vào phương pháp
phân tích dưới kính hiển vi phân cực. Theo đó những thông tin về thành phần, hàm
lượng (định tính) của khoáng vật tạo đá, xi măng gắn kết, tổ hợp khoáng vật kém
bền vững, biến đổi sau tạo đá sẽ được tập trung xác định và lượng hoá.
Các đá trong vùng nghiên cứu được phân nhóm dựa vào phân loại của
Svetxôp (1958), được chia thành: Đá trầm tích vụn cơ học (cuội kết, sạn/sỏi kết, cát
kết, bột kết), đá trầm tích vun núi lửa (tùy theo hàm lượng vật liệu núi lửa có trong
đá để phân loại các trầm tích vụn núi lửa ra thành: tuf, tufit và tufogen [bảng II.2])
và đá sét. Tên đá được xác định theo kích thước hạt vụn (sơ đồ phân loại của
Rukhin, 1962 -bảng II.3).
Bảng II.2. Phân loại đá trầm tích vụn núi lửa
T

Theo kích thước hạt

Theo hàm lượng vật liệu

Theo loại vật

T

(mm)

núi lửa (%)

liệu núi lửa

1

2

Tảng (tảng kết)

Riolit

Đaxit

kết, dăm kết)
Sạn (sạn kết)

4

Cát (bột kết)

+

Tufit (90 ÷ 30)

Tufogen (30 ÷ 10)
5

-

Tảng kết tuf riolit

-

Tảng kết tufit bazan

-

Cuội kết tufit bazan

-

Dăm kết tuf riolit

-

Sạn kết tuf daxit

-

Sạn kết tufogen riolit

-

Cát kết tuf riolit

-

Cát kết tufogen anderzit

-

Bột kết tuf bazan

-

Bột kết tufit riolit

Tuf ( > 90)

Cuội, dăm (cuội

3

Ví dụ tên gọi đầy đủ

Bột (bột kết)

- 36 -

+

Andezit

=

Bazan


Bảng II.3. Phân loại đá trầm tích vụn cơ học theo kích thước hạt
Kích thước hạt (mm)

Rukhin (1962)

> 1000

Khối
lớn

1000 - 500
500 - 250

Tảng

trung

250 - 100

nhỏ

100 - 50

lớn

500 - 25

Cuội

trung

25 - 10

nhỏ

10 - 5

lớn

5 - 2,5

Sỏi

nhỏ

1,0 - 0,5

thô
Cát

trung

0,25 - 0,1

mịn

0,1 - 0,05

lớn

0,05 - 0,025

Psefit (vụn thô)

trung

2,5 - 1,0

0,5 - 0,25

Kiến trúc

Bột

trung

Psamit (cát)

Alơrit (bột)

mịn

0,025 - 0,01
0,01 - 0,001
Sét

Pelit (sét)

< 0,001

b. Thành phần địa hóa
Việc sử dụng địa hóa nhóm nguyên tố chính, nguyên tố hiếm/vết có ý nghĩa
quan trọng để phân loại các đá, xác định thành phần khoáng vật và mối liên quan
tương hỗ giữa các nguyên tố hóa học với nhau. Từ đó, có thể suy luận về các quá
trình địa hóa đã xảy ra trong quá khứ, đồng thời cho phép đưa ra những luận giải địa
chất đáng tin cậy về ngồn gốc vật liệu vụn, điều kiện thành tạo và bối cảnh địa động
lực của quá trình trầm tích trong lịch sử phát triển địa chất nói chung.
Nhóm nguyên tố chính (Major elements): Là những nguyên tố chiếm chủ yếu
trong các kết quả phân tích hóa học của đá. Đó là các nguyên tố: Si, Ti, Al, Fe, Mn,
Mg, Ca, Na, K và P... Hàm lượng của các oxyt được tính bằng phần trăm trọng
lượng (%tr.l), có giá trị tối thiểu là 0.1%tr.l và tổng hàm lượng của toàn bộ oxyt
nguyên tố chính trong đá bằng 100%. Fe có thể được xác định theo FeO và Fe2O3,
nhưng đôi khi chúng được thể hiện bằng hàm lượng “sắt tổng” (viết dưới dạng
FeOt). Trong điều kiện Việt Nam hiện nay, nhóm nguyên tố chính chủ yếu được

- 37 -