Bài giảng Địa chất lịch sử - Hoàng Thị Kiều Oanh

Nội dung text: Bài giảng Địa chất lịch sử - Hoàng Thị Kiều Oanh

1. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn MỤC LỤC CHƯƠNG 1: TỔNG QUAN VỀ ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ 3 BÀI 1: MỤC ĐÍCH, NHIỆM VỤ CỦA ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ 3 1.1. Mục đích, nhiệm vụ của địa sử học 3 1.2. Quan hệ giữa Địa chất lịch sử với các ngành khoa học khác 4 Bài 2: CÁC PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ 6 2.1. Nhóm các phương pháp xác định tuổi của đá 6 2.1.1. Các phương pháp tính tuổi tương đối của đá 6 2.1.2. Các phương pháp xác định tuổi tuyệt đối của đá 9 2.2. Nhóm các phương pháp lặp lại các điều kiện cổ địa lí 10 2.3. Nhóm các phương pháp lặp lại các vận động kiến tạo 10 CHƯƠNG 2:CÁC KHÁI NIỆM LIÊN QUAN ĐẾN ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ 14 Bài 1: THÀNH HỆ VÀ TƯỚNG ĐÁ 14 1.1. Thành hệ 14 1.2. Tướng đá 17 BÀI 2: BIỂN TIẾN, BIỂN THOÁI VÀ MỰC NƯỚC BIỂN TOÀN CẦU 21 2.1. Sự dao động mực nước biển 21 2.2. Trầm tích biển tiến và biển thoái 21 BÀI 3: NHỮNG VẤN ĐỀ CƠ BẢN VỀ KIẾN TẠO MẢNG 22 3.1. Kiến tạo mảng và hoạt động tạo núi 22 3.2. Vi mảng và địa khu 22 3.3. Chu kì siêu lục địa 23 Bài 4: CỘT ĐỊA TẦNG VÀ THANG NIÊN BIỂU ĐỊA CHẤT 25 4.1. Cột địa tầng 25 2.2. Thang niên biểu địa chất 26 CHƯƠNG 3: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT 32 BÀI 1: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT THỜI KÌ TIỀN CAMBRI 32 1.1. Đặc điểm chung của vỏ Trái Đất trong thời kì Tiền Cambri 32 1.2. Lịch sử phát triển vỏ Trái Đất 33 1.3. Hoàn cảnh cổ địa lí 34 1.4. Sự thành tạo khoáng sản trong thời Tiền Cambri 35 BÀI 2: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT TRONG NGUYÊN ĐẠI CỔ SINH 37 2.1. Những biến đổi của cấu trúc vỏ Trái Đất trong đại Cổ Sinh 37 2.2. Các khoáng sản quan trọng hình thành trong đại PZ 55 1
2. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Bài 3: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT TRONG NGUYÊN ĐẠI TRUNG SINH 58 3.1. Những biến đổi trong cấu trúc vỏ Trái Đất trong đại Trung sinh 58 3.2. Các khoáng sản quan trọng hình thành trong đại Trung sinh 66 BÀI 4: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT TRONG ĐẠI TÂN SINH 68 4.1. Những biến đổi của vỏ Trái Đất trong đại Tân Sinh 68 4.2. Các khoáng sản quan trọng hình thành trong đại Tân Sinh 78 2
3. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn CHƯƠNG 1: TỔNG QUAN VỀ ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ BÀI 1: MỤC ĐÍCH, NHIỆM VỤ CỦA ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ 1.1. Mục đích, nhiệm vụ của địa sử học 1.1.1. Mục đích Địa chất lịch sử lập lại toàn bộ lịch sử phát triển của Trái Đất về mọi phương diện kiến tạo, cổ sinh vật và cổ địa lí, giải thích và rút ra những qui luật phát triển của Trái Đất cũng như v ỏ Trái Đất. Nghiên cứu Địa chất lịch sử có thể giúp cho việc tìm kiếm thăm dò các mỏ khoáng sản quí hiếm. Địa chất lịch sử giúp chúng ta có nhận thức đúng đắn về sự cấu tạo hiện đại của vỏ Trái Đất và lập lại lịch sử phát triển của lớp vỏ Trái Đất tại các khu vực khác nhau trên Trái Đất. 1.1.2. Nhiệm vụ 1.1.2.1. Xác định được tuổi của đá Việc xác định tuổi của đá là một trong những nhiệm vụ chủ yếu bởi vì chỉ có thể nghiên cứ u lịch sử phát triển của lớp vỏ Trái Đất trên cơ sở đã lập lại được sự hình thành một cách liên tục các loại đá, phân biệt được tuổi của đá.Trước tiên chúng ta phải xác định được tuổi c ủa đá trầm tích và trình tự sắp xếp các lớp đá trầm tích.Từ các tầng đá trầm tích chúng ta có thể xác định được tuổi của đá magma và biến chất liên quan. Xác định tuổi của đá bằng hai cách: cách 1 xác định tuổi tương đối dựa vào di tích hóa thạch trong đá, cách 2 xác định tuổi tuyệt đối của đá bằng phương pháp phóng xạ. 1.1.2.2. Lập lại những điều kiện cổ địa lí tự nhiên trong quá khứ Đây là nhiệm vụ tương đối khó khăn của Địa chất lịch sử bởi vì trong quá trình thực hiện nhiệm vụ này, nhà Địa chất lịch sử phải lập lại được những điều kiện cổ địa lý như cổ địa m ạo, cổ khí hậu – thủy văn, thành phần cổ sinh vật cổ từ qua các thời kỳ địa chất xa xưa (các đại, kỉ). Kết quả nghiên cứu phải được thể hiện trên các bản đồ cổ địa lý, địa chất lịch sử phả i sử dụng các kết quả nghiên cứu của nham trướng học, nghĩa là Địa chất lịch sử nghiên cứu lập lại các hoàn cảnh cổ địa lí theo các đá và hóa thạch. Xác định được hoàn cảnh tự nhiên trên vỏ trái đất trong các giai đoạn lịch sử khác nhau.Thông qua việc nghiên cứu điều kiện hình thành các đá trầm tích, thành phần của đá, qui luật phân bố để xác lập lại sự phân bố trên biển và lục địa. 1.1.2.3. Lập lại vận động kiến tạo và lịch sử phát triển của cấu trúc lớp vỏ Trái Đất Thực hiện nhiệm vụ này thuộc bộ môn địa kiến tạo lịch sử, một ngành của khoa học địa ch ất lịch sử bởi vì các đá trầm tích trong quá trình tạo thành được sắp xếp thành từng lớp, từng tầng theo tuổi từ già đến trẻ hơn, nhưng do vận động kiến tạo gây ra làm cho những lớp đá tr ầm tích đó bị phá hủy, vò nhàu, uốn nếp hoặc bị đứt gãy. Vì vậy, các nhà địa kiến tạo lịch sử phải sử dụng phương pháp hiện tại quan sát địa hình các dạng phá hủy thế nằm ban đầu của chúng. Trước đâu các nhà địa kiến tạo lịch sử thường dựa trên cơ sở khoa học của thuyết địa máng đã giúp cho các nhà Địa chất lịch sử lập lại vận động kiến tạo và lịch sử phát triển cấu trúc vỏ Trái Đất một cách khoa học hơn, có tính chất thuyết phục hơn theo quan điểm động. 3
4. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Xác định những giai đoạn phát triển của vỏ trái đất.Muốn vậy, địa chất lịch sử phải tổng kết tài liệu địa chất các khu vực trên địa cầu trong nhiều giai đoạn khác nhau. 1.1.2.4. Lập lại cấu tạo và rút ra những qui luật phát triển của lớp vỏ Trái Đất Đây là một trong những nhiệm vụ quan trọng và khó khắn của địa chất lịch sử. Thực hiện nhiệm vụ này đòi hỏi có sự giúp đỡ phối hợp của các ngành khoa học khác nhau như địa chấ t khu vực, địa vật lí, địa kiến tạo, cổ từ học, địa tầng học và các ngành khác cung cấp tư liệu cơ sở khoa học cho Địa chất lịch sử. Vì vậy, Địa chất lịch sử phải xác lập các giai đoạn phát triển của lớp vỏ Trái Đất, lịch sử và qui luật hình thành các cấu trúc của nó. 1.2. Quan hệ giữa Địa chất lịch sử với các ngành khoa học khác 1.2.1. Quan hệ giữa Địa chất lịch sử với Sinh vật học Sinh vật học giúp cho Địa chất lịch sử phục hồi lại lịch sử phát triển và tiến hóa của giới sinh vật. Đặc biệt Địa chất lịch sử có mối quan hệ mật thiết với cổ sinh vật, bởi vì cổ sinh vậ t là ngành khoa học nghiên cứu các di tích động vật và thực vật bị chôn vùi trong các trầm tích dưới dạng hóa thạch .Nghiên cứu các di tích sinh vật cổ sẽ giúp cho việc lập lại lịch sử phát triển thế giới hữu cơ và trên cơ sở đó xác định được tuổi của các lớp đá.Hóa thạch là nh ững dấu vết hoặc chứng tích còn sót lại của các loài động vật và thực vật đã từng có mặt trong thiên nhiên. Chúng có kích thước từ những bộ xương khổng lồ của loài khủng long cho đến những loài động vật thực vật bé nhỏ phải nhìn qua kính hiển vi mới thấy. Hầu hết hóa thạch được hình thành từ những phần cứng của động thực vật như vỏ bọc, xương cốt, ră ng hoặc thân gỗ, có thể chúng vẫn giữ nguyên dạng của nguyên mẫu hoặc có thể đã bị thay thế bởi khoáng vật. Ngoài ra các con vật hoặc cây con còn được bảo quản trong hắc ín, than bùn, băng và trong hổ phách, các quả trứng, vết chân và dấu vết đào bới. 1.2.2. Quan hệ giữa Địa chất lịch sử với các ngành khoa học tự nhiên Các ngành khoa học vật lí học, toán học, hóa học nghiên cứu về hình dạng cấu trúc, thành phần trạng thái vật chất, cấu tạo vỏ Trái Đất và những thay đổi của chúng trong các thời gian địa chất khác nhau. Địa hóa học nghiên cứu về sự xuất hiện, di chuyển và qui luật phân bố của các nguyên tố hóa học trong lòng đất và trên bề mặt Trái Đất. Các kết quả nghiên cứ u của các ngành khoa học tự nhiên sẽ là những cơ sở khoa học quan trọng giúp cho Địa chất lịch sử. 1.2.3. Quan hệ giữa Địa chất lịch sử với khoa học Địa Lí Địa chất lịch sử có mối quan hệ chặt chẽ với khoa học địa lí, bởi vì Địa chất lịch sử sử dụ ng nhiều tài liệu, kết quả nghiên cứu và cả phương pháp học, hải dương học, băng hà học, đị a mạo học Nhờ sử dụng các kiến thức của các ngành này và dùng nguyên lí hiện tại với các nguyên tắc “hiện tại là chìa khóa để hiểu quá khứ” cho phép Địa chất lịch sử lặp lại đượ c các điều kiện cổ địa lí về địa hình lục địa và đại dương, cổ khí hậu ở các thời gian địa chất xa xưa. Địa chất lịch sử còn có mối quan hệ đặc biệt với bản đồ học, bởi vì bản đồ cổ địa lí có ý nghĩa quan trọng với Địa chất lịch sử. Các bản đồ cổ địa lí thể hiện hoàn toàn hoàn cả nh địa lí tự nhiên của từng thời gian địa chất, tùy thuộc vào mức độ chi tiết của bản đồ mà giúp cho Địa chất lịch sử khái quát về bề mặt Trái Đất và rút ra những kết luận về quá trình l ịch sử cũng như việc chuẩn đoán sự phân bố khoáng sản có ích. Mặt khác địa lí học cũng sử dụng các tài liệu học, các kết quả nghiên cứu của Địa chất lịch sử.Bởi vì các nhà địa lí 4
5. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn không thể giải thích được nguồn gốc sự hình thành của một dạng địa hình, hình thái của một mạng lưới thủy văn nào đó nếu không có kiến thức về lịch sử địa chất. 1.2.4. Quan hệ giữa Địa chất lịch sử với các ngành khoa học Địa chất Địa chất lịch sử là một ngành khao học bộ phận của địa chất học, vì vậy nó phải có mối quan hệ chặt chẽ với tất các các ngành khoa học địa chất. Trước hết, Địa chất lịch sử có mối quan hệ với ngành khoa học địa chất nghiên cứu về thành phần vật chất của Trái Đất như thạ ch học, khoáng vật học, tinh thể học, địa hóa học Kế đến Địa chất lịch sử còn sử dụng nhiề u tài liệu của các ngành nghiên cứu về các quá trình khácnhau xảy ra trong lòng sâu bên trong của Trái Đất cũng như trên bề mặt như kiến tạo học, hỏa sơn học, đại chấn học, địa mạ o học, địa vật lí, địa chất thủy văn, địa chất công trình, địa tầng học. Nhìn chung trong các ngành khoa học địa chất thì Địa chất lịch sử gắn bó chặt chẽ hơn cả với địa tầng học, cổ sinh học, địa mạo học. 5
6. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Bài 2: CÁC PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU ĐỊA CHẤT LỊCH S Ử 2.1. Nhóm các phương pháp xác định tuổi của đá 2.1.1. Các phương pháp tính tuổi tương đối của đá Trước khi các nhà địa chất biết cách xác định tuổi tuyệt đối, họ đã khám phá ra trong lịch s ử Trái Đất có các sự kiện hình thành trong khoảng thời gian địa chất rất dài.Việc sắp xếp các sự kiện này theo trật tự niêm đại dẫn đến việc chia nhỏ thời gian thành tạo chúng trên cơ sở dựa vào mối quan hệ giữa chúng và sử dụng một số tên đặt cho thời gian tương đối dài. Tên các kỉ là các thuật ngữ được các nhà địa chất sử dụng để chỉ những đơn vị nhất định của tuổi tương đối. Tuổi tương đối được xác định bằng các vị trí tương đối của các đá trầm tích.Nên nhớ rằng, một lớp đá trầm tích nhất định đại diện cho một khoảng thời gian để cho các đá trầm tích nguyên thủy tích tụ. Thông qua việc sắp xếp các đá trầm tích khác nhau theo một loạt trình tự thời gian, chúng ta đang sắp xếp các đơn vị thời gian theo đúng trật tự của chúng. Phương pháp tính tuổi tương đối không xác định được tuổi chính xác của lớp đất đá, như ng chúng cho biết tuổi của lớp đá này già hơn hoặc trẻ hơn đá khác. Dựa trên cơ sở nghiên c ứu về thành phần, thế nằm, hóa thạch, đặc điểm của sự phân lớp đất đá người ta xây dựng nhiều phương pháp tương đối khác nhau. 2.1.1.1. Phương pháp địa tầng Cơ sở của phương pháp này là dựa trên mối liên quan giữa các lớp đá trầm tích sắp xếp theo qui luật, lớp nằm dưới già hơn lớp nằm trên. Yếu tố cơ bản của phương pháp địa tầng là lớp đá.Lớp đá là tên gọi của một loại đá gần đồng nhất về mặt giới hạn, có diện tích phân bố tương đối rộng và có độ dày khác nhau.Trong mỗi lớp có ba yếu tố, mặt dưới là tường, mặt trên là mái và bề dày của lớp.Bề mặt của lớp thường ít khi song song với nhau.Mỗi lớp gồm một loại đá có thành phần thạch học tương đối đồng nhất, nhưng cũng có thể gặp trong một loại đá có nhiều lớp khác nhau, Sự sắp xếp liên tục của các lớp đá gọi là phiến trạng.Nghiên cứu phiến trạng trong các lát cắt địa chất ở một vùng nào đó cho phép vẽ được cột địa tầng ở nơi đó. Nicolaus Sterno là nhà khoa học Đan Mạch sáng lập và đặt cơ sở khoa học đầu tiên cho ph ương pháp địa tầng. Sterno đưa ra sáu định luật dùng làm cơ sở cho phương pháp địa tầng đ ó là: + Các lớp đá trầm tích của lớp vỏ Trái Đất là do kết quả của sự lắng động vật chất trong nước. + Bất kì lớp nào lắng xuống sau thì nằm trên lớp trước và lại bị lớp khác phủ lên trên. + Lớp có chứa sò, hến, trai, ốc thì tạo thành ở biển, nếu có chứa thực vật thì do nước sông mang tới. + Một lớp có khoảng phân bố rộng có thể thấy ở bờ phía này hay bờ phía kia của thung lũ ng. + Ban đầu xếp lớp thành tầng ngang. 6
7. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn + Nếu chúng nghiêng hay uốn nếp thì chúng đã trải qua một biến động nào đó, nếu lớp khác xếp lên trên lớp nghiêng ấy thì biến động đó xảy ra trước khi tạo thành lớp ấy. Phương pháp địa tầng xác định tuổi tương đối của các lớp đá đơn giản và rõ ràng được ứng dụng một cách đúng đắn và chính xác trong các khu vực có các lớp đá nằm ngang và những lớp hơi nghiêng. Tuy nhiên, ít khi người ta sử dụng chúng độc lập mà thường kết hợp với ph ương pháp nham thạch, bởi vì phương pháp địa tầng còn vấp phải một số hạn chế về thế nằ m, không gian phân bố rộng nên cho độ tin cậy không cao. 2.1.1.2. Phương pháp nham thạch Phương pháp này có thể áp dụng tốt trong trường hợp không có vận động kiến tạo gây nên sự đảo lộn trật tự sắp xếp của lớp đá và thông qua việc nghiên cứu thành phần nham thạch c ủa lớp đá và so sánh với thành phần của lớp đá đã biết tuổi tương đối sẽ xác định được tuổi c ủa lớp đá nghiên cứu. Phương pháp nham thạch có thể cho phép xác định tuổi tương đối và phân chia các tầng, lớp đá nếu như chúng gần nhau, trong phạm vi một lưu vực lắng đọng tr ầm tích, nơi mà chúng giữ được qui luật trong thành phần và cấu tạo của lớp đá. Nếu ra khỏi khu vực đó hoặc có biến động trong khu vực đó, phương pháp nham thạch sẽ cho độ tin cậy thấp.Vì vậy, phương pháp nham thạch cũng phải kết hợp với các phương pháp khác.Nó có ý nghĩa rất lớn khi kết hợp với phương pháp địa tầng để xây dựng bản đồ địa chất khu vực có cấu tạo bởi đá magma và đá biến chất. 2.1.1.3. Phương pháp cổ sinh vật Phương pháp này cho phép xác định tuổi tương đối của đá trầm tích dựa trên cơ sở những di tích của giới hữu cơ đã chết còn giữ lại trong đó.Nó cho độ tin cậy khá cao ở những khu v ực nghiên cứu rộng lớn.Phương pháp cổ sinh vật đã được Smith áp dụng ở Anh và Cuviere Frontnia áp dụng ở Pháp ngay từ cuối thế kỉ XVII, đầu thế kỷ XIX. Cơ sở của phương pháp này là sự phát triển và tiến hóa của động vật, thực vật theo thời gian bởi vì trong quá trình tiến hóa đã xuất hiện rất nhiều nhóm sinh vật mới không giống vớ i các nhóm sinh vật phát triển trước đó. Các dạng già cỗi, có cấu tạo đơn giản không thích nghi với sự thay đổi môi trường qua thời gian dần dần bị tiêu diệt.Qua nghiên cứu thực tế, người ta thấy tồn tại hai nguyên tắc có ý nghĩa lớn đối với phương pháp cổ sinh vật. + Nguyên tắc thứ nhất: Mỗi một loài không lặp lại trong quá trình tiến hóa. Đây là định lu ật “Tiến hóa không luân hồi hay tiến hóa một chiều” của L. Dollo – nhà cổ sinh vật người Bỉ. Ông cho rằng sinh vật không thể nào trở lại trạng thái lúc trước dù trong từng bộ phận đi nữ a cũng không trở lại trạng thái tổ tiên như đã từng có. Như vậy nghĩa là không có một hóa th ạch nào trong quá trình tiến hóa lặp lại hai lần, cho phép dùng hóa thạch để xác định tuổi củ a đá. + Nguyên tắc thứ hai: Các giai đoạn phát triển của thế giới sinh vật đồng nhất trên toàn thế giới vì các sinh vật được phân bố phổ biến rất nhanh chóng, sự trao đổi của sinh vật đã diễn ra liên tục ở các khu vực khác nhau. Chẳng hạn, qua nghiên cứu thế giới sinh vật ngày nay người ta nhìn thấy chúng có tính thống nhất là ở lục địa phát triển loài chim và các loài động vật có vú, còn ở môi trường biển thì những nhóm sinh vật như sò hến và cá ngự trị. Từ đó, người ta suy luận rằng trước kia sinh vật khác cũng đã từng ngự trị trên Trái Đất như vậy, vì vậy có thể coi hai trầm tích có hóa thạch giống nhau có tuổi như nhau. 7
8. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Từ hai nguyên tắc trên dẫn đến kết luận rất quan trọng đối với phương pháp cổ sinh vật. Đ ó là: + Các lớp đá có thời gian thành tạo khách nhau chứa hóa thạch khác nhau + Sự giống nhau của các hóa thạch ở các địa điểm khác nhau chứng tỏ các trầm tích đó có cùng một thời gian thành tạo, tức cùng tuổi địa chất. Tuy nhiên phương pháp cổ sinh chỉ áp dụng xác định tuổi tương đối của đá trầm tích, không thể áp dụng đối với đá magma và đá biến chất, nhưng bằng phương pháp gián tiếp ng ười ta vẫn xác định được tuổi của đá magma và đá biến chất. Hiện nay, phương pháp cổ sinh vật ngày càng phát triển và bao gồm 5 phương pháp sau đây: A. Phương pháp chỉ đạo hóa thạch Phương pháp này do Smith, Cuvier đề xướng. Cơ sở của phương pháp này chỉ dựa vào mộ t số hóa thạch trong các lớp trầm tích để xác định tuổi của lớp đá đó. Hóa thạch chỉ đạo là nh ững loại hóa thạch phải có các điều kiện sau đây: + Phải hay thường gặp trong đá, số lượng nhiều, dễ tìm. + Phải được phổ biến rộng rãi trong các khu vực khác nhau. + Phải được phân bố ngầm theo bề dày của địa tầng. + Phải được bảo tồn tốt về hình thái, dễ dàng xác định tên giống loài. B. Phương pháp thống kê theo phần trăm Lyell sử dụng phương pháp này lần đầu tiên khi ông nghiên cứu trầm tích Tân Sinh ở Pháp, Anh, Ý. Ông nhận thấy rằng những đá càng cổ thì càng chứa ít các di tích sinh vật hiện đại. Bằng cách thống kê theo phần trăm, ông đã xác định tuổi của các lớp trầm tích. C. Phương pháp phát sinh huyết thống Phương pháp xuất phát từ học thuyết của Darwin và được V. Kovalevky sử dụng từ cuối thế kỉ 19.Bản chất của phương pháp này là sự nghiên cứu không phải là những loại riêng biệ t như trong phương pháp hóa thạch chỉ đạo, cũng không phải là cả hệ sinh vật như trong ph ương pháp thống kê mà nó nghiên cứu những nhóm riêng biệt của hệ thống sinh vật như họ, loài Trên cơ sở đó tìm ra mối quan hệ huyết thống và xây dựng lược đồ tiến hóa. Sau đó so sánh những di tích sinh vật tìm được với lược đồ tiến hóa sẽ cho phép xác định tuổi của lớp đá chứa di tích sinh vật đó. D. Phương pháp cổ sinh thái Phương pháp này do R. F. Hecker đề xuất, có thể giúp ích một cách đáng kể cho việc chính xác hóa và đặt cơ sở cho ranh giới địa tầng, vì chúng quan sát được một cách tinh tế nhất những biến đổi của các nhân tố sinh thái của môi trường tự nhiên trong quá khứ cũng như những biến đổi của ngay chính sinh vật tùy theo sự biến đổi của môi trường tự nhiên. Phương pháp này không những xác định được tuổi mà còn lập lại được môi trường cổ xưa. E. Phương pháp vi sinh vật cổ và phân tích bào tử phấn hoa 8
9. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Cơ sở của phương pháp này là nghiên cứu các vi sinh vật thường gặp nhiều và được bảo tồ n trong trầm tích biển, nó có ý nghĩa to lớn trong việc phân chia địa tầng chi tiết, nhất là nhữ ng vùng có dầu khí. Phương pháp bào tử phấn hoa dựa trên cơ sở bào tử và phấn hoa hóa thạch để xác định giố ng, loài thực vật cổ trên cơ sở chọn lọc mẫu.Kết quả nghiên cứu trong phòng thí nghiệm cho phép phân chia địa tầng, xác định tuổi của đá trầm tích và lặp lại các điều kiện cổ địa lí. 2.1.2. Các phương pháp xác định tuổi tuyệt đối của đá 2.1.2.1. Các phương pháp cổ điển 1. Phương pháp dựa vào sự sắp xếp các lớp đá trầm tích Phương pháp này dựa vào sự sắp xếp của các lớp đá trầm tích thô và mịn xen kẽ nhau. Liên hệ với hiện tượng thành tạo các lớp trầm tích trong các vùng trầm động hiện nay: Lớp trầm tích thô ứng với mùa mưa, mịn ứng với mùa khô trong một năm. Cách tính này chỉ có thể áp dụng cho một vài mặt cắt địa tầng riêng lẽ của trầm tích và kết quả cũng bị hạn chế vì không phải nơi nào trên Trái Đất cũng có mùa mưa và khô xen kẽ nhau trong năm. 2. Phương pháp dựa vào trạng thái vật chất của Trái Đất Thomson – nhà vật lí người Anh đã dựa vào khái niệm cho rằng Trái Đất từ trạng thái nóng chảy cứ nguội và cứng rắn dần tạo lớp vỏ Trái Đất theo cách tính này, tuổi của Trái Đấ t có khoảng 98 đến 200 triệu năm. 3. Phương pháp dựa vào độ mặn của nước biển Phương pháp này dựa vào thực tế hiện nay là hàng năm các con sông đều mang ra biển mộ t lượng lớn muối, tuy tỉ lệ muối trong nước sông mang ra biển rất thấp. Dựa vào dự đoán khoa học, người ta cho rằng trong quá khứ xa xưa nước ở đại dương cũng như nước sông là nước ngọt, độ muối trung bình 3,5% hiện nay của nước biển là do các sông từ đất liền đưa ra. Biết được tổng số muối của đại dương và số muối hàng năm của sông đưa ra biển, người ta tính được tuổi của Trái Đất khoảng 1,5 tỉ năm. Cả ba cách tính nêu trên đều không có cơ sở khoa học nên những con số tính toán đều không chính xác và không được các nhà địa chất thừa nhận 2.1.2.2. Phương pháp phóng xạ Việc xác định tuổi tuyệt đối của đá chỉ được thực hiện có cơ sở khoa học vào thế kỷ 20 từ khi phát hiện phóng xạ và phương pháp phóng xạ ra đời. Các nguyên tố phóng xạ phân tán trong hầu khắp các loại đá dưới dạng vết, chúng phân hàng một cách tự phát do phát ra các h ạt nhân nguyên tử. Phần lớn các hạt phóng xạ là các nguyên tử đồng vị, khi phân hủy các nguyên tố đồng vị bị biến đổi thành nguyên tố khác, do nhân nguyên tử mất hay nhận thêm các hạt thành phần. Ta có các phương pháp uran 325, phương pháp carbon 14, phương pháp stronsi (Sr87), phương pháp chì (Pb207, Pb206). Sự ra đời của phương pháp xác định tuổi tuyệt đối của đá bằng phương pháp phóng xạ có ý nghĩa rất lớn trong khoa học địa chất.Nó giải quyết được hàng loạt các vấn đề về tuổi của các thể địa chất, nhất là những thành tạo biến chất và magma, tuy nhiên phương pháp này cũ ng có một số hạn chế như quá tốn kém, sai số. 9
10. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn 2.2. Nhóm các phương pháp lặp lại các điều kiện cổ địa lí Cổ địa lí là khoa học về cảnh quan địa lí cổ xưa và sự phát triển của chúng, có nhiệm vụ lậ p lại những điều kiện địa lí tự nhiên của Trái Đất qua các thời gian địa chất. Để thực hiện nhiệm vụ này, các nhà địa sử và cổ địa lí sử dụng tổng hợp các phương pháp hiện tại, phươ ng pháp nham tướng, phương pháp phân tích cổ sinh thái 2.2.1. Phương pháp hiện tại Phương pháp này lập lại các hiện tượng và quá trình trong quá khứ dựa trên cơ sở so sánh những hiện tượng và quá trình hiện tại.Người đề xuất phương pháp này là Ch. Lyell – một nhà địa chất người Anh. Trong tác phẩm “ Nguyên lý về địa chất”, ông đã đề xuất nguyên lí hiện tại, tạo cơ sở giải quyết hàng loạt vấn đề lí thuyết cũng như thực tế của địa chất học mà trước hết là cơ sở cho xét các vấn đề về nguồn gốc hình thành trầm tích. Nguyên lí hiện tại c ủa ông cho rằng các hiện tượng tự nhiên hiện nay đang diễn ra một cách chậm chạp gây nhữ ng biến đổi dần dần từng bước bộ mặt của lớp vỏ Trái Đất, thì trong quá khứ cũng chính nhữ ng hiện tượng tương tự như thế đã gây ra những biến đổi lớn lao của lớp vỏ Trái Đất. Tuy nhiên, đến cuối thế kỉ 19, các nhà khoa học đã nhận thấy được nhược điểm của nguyên lí hiệ n tại của Lyell bởi vì trong lịch sử phát triển của lớp vỏ Trái Đất không chỉ có biến đổi về cấ u tạo, thành phần, thế giới hữu cơ mà cả những hiện tượng, quá trình không ngừng biến đổi. Vì vậy khi sử dụng phương pháp hiện tại không phải đơn thuần chỉ so sánh những điều kiện hiện tại với quá khứ mà còn phải chú ý đến hoàn cảnh cụ thể. 2.2.2. Phương pháp nham tướng (tướng đá) Theo nguyên lí của Lyell, nắm được qui luật của trầm tích hiện tại sẽ tạo cơ sở để giải thích tính chất của môi trường thành tạo đá ở các thời gian địa chất xa xưa.Trong mỗi khu v ực hình thành trầm tích, các điều kiện tự nhiên của quá trình trầm tích luôn luôn thay đổi theo thời gian và không gian. Sự thay đổi đó tuân theo qui luật nhất định và phản ánh những tính chất của đá: Sự thay đổi tính chất trên diện tích của đá trầm tích cùng tuổi gọi là sự thay đổi tướng đá. Phương pháp phân tích tướng đá bao gồm phân tích thành phần thạch học của đá, nghiên c ứu sinh vật hóa đá.Việc phân định các loại tướng đá, nghiên cứu mối quan hệ tướng đá trầm tích khác nhau về nguồn gốc trong một tập hợp trầm tích cùng tuổi không những cho phép lậ p lại cảnh quan cổ xưa mà còn có thể giải quyết được cả những vấn đề nguồn gốc của trầm tích. 2.2.3. Phương pháp phân tích cổ sinh thái Cổ sinh thái học là một chuyên ngành nghiên cứu điều kiện sinh sống của các sinh vật cổ qua các thời gian địa chất.Đối với Địa chất lịch sử, các tài liệu về cổ sinh thái có ý nghĩa rất lớn đối trong việc xác định điều kiện cổ địa lí của từng khu vực.Mục đích chính của phương pháp phân tích cổ sinh thái là dùng các hóa thạch của các sinh vật để xác định điều kiện thành tạo trầm tích trên cơ sở lập lại điều kiện sinh sống của chúng và các dạng sống của sinh vật đã chết.Các nhà địa chất lịch sử đã áp dụng các phương pháp phân tích cổ sinh thái khác nhau trong việc lập lại các điều kiện cổ địa lí. 2.3. Nhóm các phương pháp lặp lại các vận động kiến tạo 10
11. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Vận động kiến tạo còn gọi là chuyển động kiến tạo bao gồm các hoạt động lún chìm, nâng cao, uốn nếp, phá hủy để hình thành cấu trúc lớp vỏ Trái Đất. Hiệu quả của vận động kiến tạ o đã gây ra sự hình thành và biến đổi các dạng địa hình, các hình thái biển và lục địa của lớp vỏ Trái Đất và cũng gây nên những biến đổi khí hậu, biến đổi hoàn cảnh hoạt động bào mòn, vận chuyển, trầm tích. Người ta phân biệt ra hai nhóm vận động kiến tạo: Vận động ngang (dịch chuyển, trôi) và vận đông thẳng đứng diễn ra trong tất cả các giai đoạn của lịch sử lớp vỏ Trái Đất. Nhiệm vụ của Địa chất lịch sử là làm sáng tỏ về lịch sử vận động kiến tạo đã di ễn ra trong các giai đoạn phát triển của lịch sử lớp vỏ Trái đất về qui mô, cường độ và hệ qu ả. Hiện nay người ta sử dụng nhiều phương pháp khác nhau để nghiên cứu các vận động kiế n tạo. 2.3.1. Phương pháp phân tích đá và bề dày trầm tích Phương pháp này do Belousov (Nga) đề xuất, hiện tượng được áp dụng phổ biến để nghiên cứu lịch sử của vận động kiến tạo và sự hình thành của một số cấu trúc. Khi phân tích bản đồ về sự thay đổi thành phần đá trầm tích, điều kiện trầm tích (bản đồ tướng đá) và bề dày c ủa chúng có thể nắm được phương của vận động kiến tạo và sự phân bố của các dạng cấu tạ o không những chỉ trong một vùng, một phạm vi giới hạn của địa tầng mà có thể giải quyết vấn đề trong một khu vực rộng lớn. Dựa vào tướng đá có thể phân định trong khu vực cấu tạo âm và khu vực cấu tạo dươ ng.Khu vực cấu tạo âm chứa các trầm tích biển, là những vùng lún chìm sâu và phân bố tướ ng đá nước sâu.Khu vực cấu tạo dương là những vùng có cấu tạo nâng cao, chứa các loại t ướng đá nước cạn, các tướng đá trầm tích lục địa. Phân tích bề dày trầm tích có ý nghĩa lớn đối với việc phân tích cường độ và tính chất vận động của từng địa phương.Trong vùng có tốc độ sụt lún nhanh hình thành bề dày trầm tích và ngược lại.Trên thực tế, nhiều khi bề dày trầm tích không phản ánh đúng độ sâu của tốc độ sụt lún mà tốc độ sụt lún có thể lớn hơn tốc độ trầm tích.Vì vậy cần phải nghiên cứu phố hợ p giữa bề dày trầm tích và tướng đá. 11
12. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Hình 1.1. Sơ đồ mặt cắt tướng đá và bề dày1 A: Khu vực tốc độ sụt lún và trầm tích bằng nhau. Đáy biển trầm tích thể hiện bằng đường n ằm ngang ứng với mực 0m của mặt nước biển B: Khu vực tốc độ sụt lún lớn hơn tốc độ trầm tích, đáy biển của khu vực trầm tích phân thành nhiều thành phần khác nhau dưới mực nước biển Ký hiệu: 1. Cuội ven bờ, 2. Cát vùng đáy biển nông, 3. Cát sét vùng nước nông, 4. Đá vôi vỏ sò, vỏ ốc, 5. Đá vôi phân lớp kiểu nước nông, 6. Đá vôi ám tiêu, 7. Sét nước sâu. 2.3.2. Phương pháp phân tích các gián đoạn và bất chỉnh hợp Dựa vào việc phân tích các biểu hiện gián đoạn trầm tích hoặc bất chỉnh hợp giữa các địa t ầng, ta có thể biết được thời gian, tính chất và qui mô của hoạt động nâng cao của khu vực tr ầm tích.Gián cách thời gian giữa những địa tầng ở hai phía của bất chỉnh hợp tương ứng với thời gian ngừng hoạt động trầm tích do vùng bị nâng cao. Hình 1.2. Bất chỉnh hợp địa tầng, bất chỉnh hợp góc2 a. Bất chỉnh hợp địa tầng do kết quả của chuyển động thăng trầm. b. Bất chỉnh hợp góc. Sau khi thành tạo tầng dưới, các lớp bị uốn nếp nâng cao, đứ t gãy. Sau đó vùng lại bị sụt lún thành tạo tầng trên Người ta có thể phân tích tướng đá và bề dày cùng với quan hệ bất chỉnh hợp của các lớp trong uốn nếp để biết được mối quan hệ thời gian giữa vận động uốn nếp và quá trình trầm tích. Vận động kiến tạo mạnh mẽ của lớp vỏ Trái Đất gây nên sự nâng cao của cả khu vực thì ở những vùng kế cận hoặc xa hơn hình thành trầm tích tương đối thô. Sử dụng phương pháp này cho biết mỗi tầng cấu trúc ứng với một giai đoạn phát triển tự nhiên trong lịch sử phát triển địa chất của khu vực. 2.3.3. Phương pháp phân tích qui luật sắp xếp của các tầng lớp đá Phương pháp này cho phép ta biết được tính chất và cường độ của vận động kiến tạo của vùng trong một giai đoạn lịch sử địa chất. Do đó phải phân tích toàn diện sự biến đổi thành phần trầm tích, tướng đá, bề dày và quan hệ bất chỉnh hợp của các tầng, lớp trong vùng. Sự thay đổi chế độ hoạt động kiến tạo dẫn đến sự thay đổi về chế độ bào mòn và trầm tích, thể hiện rõ trong mặt cắt địa chất. Theo chiều vận động âm của khu vực, vùng bị chìm sâu tạo bi ển tiến, trong mặt cắt từ dưới lên sẽ đổi dần sang đá hạt mịn của tướng biển sâu. Ngược lại, 1Sơ đồ tr.33, h 2.1, Tống Duy Thanh, 1977 2 Hình 2.3, trang 354, Tống Duy Thanh 1977 12
13. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn trong vận động dương, tướng đá sẽ thay đổi theo chiều ngược lại từ tướng biển sâu sang tướ ng biển nông, hạt thô dần. Hình 1.3. Quan hệ giữa hoạt động uốn nếp và trầm tích3 2.3.4. Phương pháp phân tích địa mạo Phương pháp này được áp dụng với việc nghiên cứu các vận động kiến tạo trong giai đoạn trẻ của lịch sử phát triển vỏ Trái Đất (Tân sinh). Chiều cao thềm sông, thềm biển, bề mặt san bằng của những vùng núi sẽ cho ta tư liệu về biên độ và tốc độ của vận động nâng cao địa hình bề mặt Trái Đất. Nghiên cứu, quan sát hình thái của thung lũng sông, hình thái bờ biển có thể nắm được tính chất của vận động kiến tạo khu vực. 2.3.5. Phương pháp phân tích thành hệ địa chất Thành hệ địa chất là tổ hợp cộng sinh có qui luật của đá trong mối quan hệ chung về điều kiện thành tạo và được hình thành trong những giai đoạn nhất định của những dạng cấu trúc cơ bản của lớp vỏ Trái Đất. Sử dụng phương pháp này có ý nghĩa rất lớn trong nghiên cứu lịch sử vận động kiến tạ o.Phân tích thành hệ tức là phân tích các phức hệ đá đặc trưng của các yếu tố cấu trúc và các giai đoạn phát triển của chúng. Bertran (Pháp) là người đầu tiên đề xuất phương pháp này từ cuối thế kỷ 19 nhưng mãi đến những năm 40 của thế kỷ 20 mới phát triển và sử dụng rộng rãi, nhất là ở Nga. Bởi vì vị trí và qui luật phân bố của các thành hệ địa chất có ý nghĩa lớn, qua kết quả nghiên cứu, phân chia, phân tích thành hệ mà ta có thể rút ra kết luận đúng đắn về loại hình cấu trúc, lịch sử của khu vực qua các giai đoạn.Ngoài ra qua phân tích thành hệ mà người ta nắm được qui luật thành tạo khoáng sản.Chẳng hạn thành hệ gabzo – đia ba th ường có liền với khoáng sản vàng, titan, imerit. 3Hình 2.3, tr. 35, Tống Duy Thanh 1977 13
14. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn CHƯƠNG 2:CÁC KHÁI NIỆM LIÊN QUAN ĐẾN ĐỊA CHẤT LỊCH SỬ Bài 1: THÀNH HỆ VÀ TƯỚNG ĐÁ 1.1. Thành hệ 1.1.1. Khái niệm, bản chất Khái niệm thành hệ được sử dụng trong tài liệu địa chất từ cuối thế kỷ 18, theo Fucxen (1761) định nghĩa: “Thành hệ là một tập hợp các lớp đất đá nằm trực tiếp lên nhau và được thành tạo trong điều kiện đồng nhất”. Từ hội nghị địa chất quốc tế lần II (1881), khái niệm thành hệ được chấp nhận chính thức. Trong thời gian này thành hệ được coi là một đơn vị đị a tầng. Đến nay, khái niệm thành hệ được sử dụng khá phổ biến trong nghiên cứu đá magma và biến chất. Thành hệ là một thể địa chất, bao gồm một phức hệ hoặc một tập hợp các tướng phát sinh trong một chế độ kiến tạo và khí hậu nhất định.Ví dụ, ở đá magma, cùng loại khoáng vật, điề u kiện nhiệt độ, áp suất sẽ tạo ra cùng loại đá magma.Chế độ kiến tạo là vận động nâng lên hoặc sụt lún, đứt gãy, tách giãn.Ở đá magma, điều kiện khí hậu ảnh hưởng hầu như không có, trong khi đó chế độ khí hậu chính là tác động ngoại sinh ảnh hưởng nhiều đến các thành phần đá trầm tích.Mỗi thành hệ địa chất gồm một số loại đá, thường là ba bốn loại có quan h ệ chặt chẽ nhau như thành hệ flis lục nguyên gồm các loại đá cát kết, bột kết, sét kết xen kẽ nhau. Cũng có khi thành hệ chỉ gồm một thành phần đá như thành hệ carbonat, thành hệ gloconit Như vậy sự thành tạo một thành hệ được xác định trước hết ở chế độ kiến tạo, sau đó đến đ iều kiện cổ địa lí (khí hậu, sinh vật).Dựa vào chế độ kiến tạo người ta có thể phân chia ra thành hệ các đới hoạt động, đới trung gian (chuyển tiếp), thành hệ miền ổn định.Sau đó dựa vào hoàn cảnh cổ địa lý, người ta lại chia ra các thành hệ cụ thể. 1.1.2. Một số thành hệ cơ bản Hai thành hệ cơ bản thường gặp là thành hệ magma và thành hệ trầm tích.Ngoài hai loại thành hệ magma và thành hệ trầm tích cũng có khi người ta nói đến thành hệ biến chất. Như ng nhìn chung người ta không sử dụng khái niệm thành hệ đối với đá biến chất, thông thườ ng đá biến chất được qui về gốc ban đầu là thành hệ trầm tích hay magma sinh ra nó. 1.1.2.1. Thành hệ magma 1. Khái niệm Tổ hợp tự nhiên của các đá magma cùng nguồn, xuất hiện một cách có quy luật trong hoàn cảnh địa chất nhất định của quá trình phát triển các yếu tố địa kiến tạo khác tuổi nhưng cùng một kiểu của vỏ Trái Đất. 2. Các kiểu thành hệ magma + Nhóm spilit – keratofia (dãy thành hệ phun trào và phun trào xâm nhập) Nhóm này phân bố phổ biến trên bề mặt Trái Đất và được hình thành trong khu vực địa máng thực thụ. Nhóm có hai thành hệ: Spilit – điaba và Keratofia – thạch anh với những đặ c điểm sau: 14
15. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Thành hệ Spilit – điaba được hình thành chủ yếu hoặc hoàn toàn là dung nham bazơ. Chúng được phân bố ở các võng địa máng (chân địa máng).Các thành hệ Spilit – điaba phân bố rộng và là những hợp phần thuần khiết của các hệ tầng chân địa máng thuộc đủ các tuổi từ Nguyên sinh đến Tân sinh.Các đá tướng Spilit – điaba phun trào dưới nước thành vô số lớp phủ mỏng có cấu tạo cầu, trong đó có các loại vụn kết núi lửa đặc trưng như tube núi lửa. Do được hình thành trong giai đoạn đầu nên chúng thường bị biến đổi mạnh. Thành hệ Keratofia – thạch anh được hình thành hoàn toàn từ dung nham axit.Thành hệ Keratofia – thạch anh là những phức hệ phun trào đặc trưng cho các võng thứ sinh kiểu chân địa máng phát triển trên phông các địa máng ban đầu (võng địa máng ban đầu) đã bị u ốn nếp và bị xâm nhập lớn xuyên cắt. Thành hệ Keratofia – thạch anh cũng chủ yếu là các phun trào dưới nước.Chúng thường tổ hợp với các đá phiến sét, bột kết, ngọc bích, các đá silic khác của kiểu địa máng tiêu biểu. Các đá vụn núi lửa có thành phần axit như tube, aglomerat phát triển rộng, các thành tạo phun trào thực thụ rất thường xuyên và thậm chí hầ u như luôn đi kèm với các xâm nhập nông á núi lửa kiểu các bướu nhỏ, các thể nấm. Chúng cấu tạo hoặc từ chính đá phun trào hoặc từ các đá được kết tinh tốt hơn. Thành hệ này có đi ều kiện hình thành các quặng khoáng sản đa kim và pirit. + Nhóm Gabro – plagiogranit ( dãy thành hệ xâm nhập) Các thành hệ trong nhóm thành hệ xâm nhập này phổ biến vô cùng rộng ở khắp các vùng địa máng.Chúng là sản phẩm của những hoạt động của magma xâm nhập sớm, trong hàng loạt các trường hợp người ta chứng minh được mối quan hệ về không gian và nguồn gốc củ a chúng với thành hệ Spilit – điaba và Keratofia – thạch anh.Đặc điểm đặc trưng của thành hệ xâm nhập Gabro – Plagiogranit là trong các thành phần của chúng chiếm ưu thế là các đ á gabroit và đá plagiogranit. Trong dãy thành hệ này lại tách ra 4 thành hệ: Gabro – điorit – điaba: Thương là dạng xâm nhập nông, dạng vỉa trong các tầng trầm tích gần mặt đất. Trong thực tế thành hệ này thường là đồng dạng của thành hệ spilit – keratofia. Chúng có mối quan hệ gần gũi về thành phần thạch học, tuổi và vị trí kiến tạo. Khi được đư a lên mặt đất sẽ tạo thành phun trào spilit – ketatofia, còn nếu nằm ở xâm nhập nông gần m ặt đất với các thể vỉa, bứu, nấm sẽ tạo thành thành hệ Gabro – điorit – điaba. Thành hệ Gabro – piroxen – đunit thường tạo nên các thể xâm nhập dạng tuyến dọc theo kiến trúc uốn nếp và tạo nên các “vành đai” hoặc các “dải” ở các đứt gãy sâu cỡ lớn. Kích thước của thể xâm nhập có thể đạt tới độ dày 100 -150km và rộng đến 30 km. Nhiều trường hợp thành hệ này có thể tạo nên thế nằm dạng vỉa hoặc một thân của một thấu kính. Thành phần thạch học của chúng đa dạng nhưng thành phần cố định là đá trung tính và axit. Thành hẹ Gabro – plagiogranit và plagiogranit có nhiều đặc điểm giống thành phần, cấu trúc và điều kiện hình thành với Gabro –piroxenit - đunit. Các thành phần này dần vắng mặ t hoặc phát triển rất ít các đá siêu bazơ trong khi đó các đá granitoit lại có rất nhiều. + Nhóm Bazan – andezit – liparit ( dãy thành hệ phun trào) Thành hệ này cũng phát triển phổ biến rộng rãi trong tự nhiên, thường là các thành hệ magma tạo núi ở đới động.Thuộc nhóm này có già nửa các phức hệ núi lửa cổ và Đệ Tứ. Thành phần thạch học đa dạng nhưng chủ yếu là các đá trung tính, đôi khi xuất hiện đá kiề m hoặc á kiềm. +Dãy thành hệ xâm nhập trung tâm và ống nổ Trong dãy thành hệ này có rất nhiều thành hệ, một trong những thành hệ hiện ở nhiều khu vực khác nhau trên bề mặt Trái Đất là thành hệ Kimbeclit với một số đặc trưng say: Thành phần siêu bazơ có độ kiềm hơi cao, mức độ phân dị của thể Kimbeclit không đáng kể. Nằm dưới dạng thể ống được cấu tạo chủ yếu từ dăm kết núi lửa.Nó thường có trong các nền cổ. Thường có chứa kim cương (tất cả các kim cương gốc đều liên quan đến Kimbeclit) 15
16. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Thể Kimbeclit phổ biến ở Nam Phi, Trung và Đông Phi.Gần đây người ta còn gặp nhiều ở Ấn Độ, Braxin, và đặc biệt là miền Đông của nền Xibia.Kích thước của các ống nổ có thể đạt từ 15- 300m, nhiều ống nổ rộng đến 800 -1000m.Trong ống nổ có chứa dăm kết Kimbeclit vụn thô, có thể là mảnh vụn của các đá vây quanh, đá biến chất và siêu bazơ ở d ưới sâu. Khoáng vật tạo đá trong Kimbeclit là Olivin, Pirop, Piroxen, Apatit Montichelit và kim cương Tuy nhiên, không phải mọi ống Kimbeclit đều chứa kim cương. 1.1.2.2. Thành hệ trầm tích 1. Khái niệm Thành hệ trầm tích là tập hợp đá trầm tích cộng sinh và do đó thường gặp thành phần của đá giống nhau nhưng ở các tuổi khác nhau. Việc nghiên cứu thành hệ được bắt đầu từ đá trầm tích, nhưng cho đến nay việc phân loại các hệ trầm tích chưa được thống nhất chung như đối với phân loại các thành hệ magma. Thành hệ trầm tích muốn được hình thành phải ở trong những điều kiện sau: Trầm tích được ổn định lâu dài trên phạm vi miền của chế độ kiến tạo, được ổn định lâu dài trong vùng lắng đọng sản phẩm. 2. Các kiểu thành hệ trầm tích + Nhóm thành hệ ở biển ~ Thành hệ carbonat: các đá đặc trưng cho thành hệ này là đá carbonat. Thành tạo trong đi ều kiện biển tiến rộng rãi, toàn vùng bị sụt lún mạnh mẽ, đáy biển tương đối bằng phẳng, thành hệ carbonat thường liên quan đến photphoric và bauxit. Thành hệ này rất hay gặp ở mi ền nền. ~ Thành hệ lục nguyên carbonat, lục nguyên silic: Được hình thành ở vùng có đáy thấp và bằng phẳng. Thành hệ này thường gặp ở vùng nền và địa máng. ~ Các thành hệ biển có đáy bồn chứa trầm tích bị chia cắt mạnh, thường gặp phổ biến ở đị a máng. ~Thành hệ biển molat (lục nguyên) thành tạo ở những miền chịu chuyển động nâng lên là chủ yếu, gồm các vụn cơ học, thành phần phức tạp. Trầm tích phân nhịp với bề dày tầng nhị p lớn. ~Thành hệ flisơ: Thành tạo ở miền võng của vỏ Trái Đất, dao động mạnh tạo các hạt đá thô, hạt mịn, carbonat xen kẽ vào thành nhịp. + Nhóm thành hệ nội địa ~Thành hệ đồng bằng ẩn: Thường hay gặp ở các khu vực nền. Đặc trưng của thành hệ với các trầm tích lục địa màu xám thường có chứa than, còn trầm tích mày đỏ chứa muối, muối nhiều làm cho có màu đỏ ở chế độ khí hậu khắc nghiệt, bốc hơi lớn. ~Thành hệ trũng giữa núi thường hay gặp ở vùng trũng giữa núi ở các địa máng hoặc các n ền. Trong thành phần có thể các đá vụn cơ học, thành phần silit, thành hệ cát sét chứa caolin, thành hệ chứa than linit, thành hệ chứa than paralit Việc phân tích các thành hệ có ý nghĩa rất lớn đối với việc nghiên cứu chế độ kiến tạo, hoàn cảnh cổ địa lí sinh ra thành hệ.Dựa vào kết quả nghiên cứu người ta có thể lật lại lịch s 16
17. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn ử phát triển của khu vực đồng thời có thể nắm được qui luật phân bố khoáng sản. Ví dụ khoáng sàng anbet, tan thường được thành tạo ở thành hệ siêu bazơ hoặc muối mỏ có liên quan đến thành hệ bay hơi, còn các thành hệ gabro – điaba thường có liên quan đến khoáng sàng vàng, titan. Liên quan vớ i thành hệ granit batolit có các khoáng sàng pecmatit, vonframit 1.2. Tướng đá 1.2.1. Khái niệm Khái niệm đầu tiên về tướng đá do nhà địa chất Thụy Sĩ Aman Gresley đưa ra năm 1838. Trong quá trình nghiên cứu trầm tích Jura ở Thụy Sĩ, ông nhận thấy rằng thành phần của ph ức hệ hóa thạch chứa trong một tầng thay đổi theo bề ngang tùy thuộc vào sự thay đổi thành phần của đá chứa chúng. Ông dùng chữ facies 4 (tiếng Pháp có nghĩa là diện mạo, tướng) để chỉ sự khác nhau về tính chất đá và hóa thạch chứa trong đá và cũng chỉ sự khác nhau về hoàn cảnh môi trường tạo chúng.Từ đó trở đi thuật ngữ “tướng đá” được sử dụng phổ biến trong địa chất học.Tuy nhiên cho đến nay khái niệm này chưa được hiểu thống nhất. Có nhữ ng nhà khoa học hiểu nó theo nghĩa thạch học (tính chất đá và hóa thạch), những người khác lại hiểu theo nghĩa địa lí (môi trường thành tạo) Ngày nay đa số các nhà địa chất đều thống nhất coi khái niệm tướng đá để chỉ điều kiện hay toàn cảnh thành tạo các thể địa chất và tổ hợp các đặc tính xác định nên điều kiện đó. Khái niệm về tướng đá hiện nay được sử dụng rộng rãi, trước kia tướng đá chỉ dùng trong trầm tích học thì bây giờ đã được dùng cả magma và biến chất và các lĩnh vực khác của địa chất. Khi đó tướng đá được hiểu là một thể địa chất bao gồm một hay nhiều loại đá thành tạo trong một điều kiện địa chất nhất định.Khái niệm tướng đá thường được sử dụng phổ biến và rộng rãi cho hai nhóm đá trầm tích và biến chất. Các đá trầm tích hay trầm tích có cùng một tướng sẽ có những đặc trưng giống nhau về mặ t thạch học, cổ sinh, địa hóa và cùng được thành tạo trong một điều kiện cổ địa lý, kiến tạo nhất định. Muốn xác định một tổ hợp các đá trầm tích hay trầm tích nào đó có tướng hay không, cần phải nghiên cứu chi tiết về mặt thạch học, cổ sinh Nếu giống về đặc điểm thạch học thì ta gọi chúng có tướng thạch học giống nhau, nếu giống về hóa thạch ta nói có tướng sinh vật giống nhau.Bằng phương pháp nghiên cứu đá một cách tỉ mỉ theo phức hệ thạch học, cổ sinh học, nhà địa chất sẽ xác minh được đá này hình thành ở lục địa hay đại dương, biển nông hay sâu và được thành tạo khi nào, với điều kiện khí hậu, thủy văn tương ứng. Nhờ kết quả nghiên cứu các di tích động thực vật chứa trong đá hoặc nếu không có trong đá (đá magma) thì ta có thể dựa vào xác sinh vật có trong các đá xung quanh, trên hoặc dưới để nhậ n biết và suy đoán được hoàn cảnh xuất hiện đá. Ví dụ: Dựa vào những đặc trưng của nham thạch và cổ sinh vật học, người ta có thể biết được đá có tướng biển hay tướng lục đại. Khi biết tướng biển rồi các nhà địa chất sẽ chú ý đến các vấn đề tướng biển sâu hay nông, nồng độ mặn, nhiệt độ, độ trong của nước biển và cả sự chuyển động của nước biển. 1.2.2. Các nhóm tướng đá cơ bản 1.2.2.1. Tướng của đá trầm tích (tướng trầm tích) 4Facies: chỉ sự biến đổi ngang của trầm tích, A. Gresleu đã phân định 6 loại tướng đá trong trầm tích J của vùng nghiên c ứu là tướng biển khơi, á biển khơi, tướng ven biển, tướng san hô, tướng biển sâu, tướng bùn. 17
18. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Dựa vào vị trí cổ địa lí (vị trí hình thành đá) người ta chia ra các nhóm tướng đá cơ bản: t ướng biển, tướng vũng vịnh, tướng lục địa. Trong đó, gộp làm 2 nhóm chính gồm tướng biể n và tướng lục địa. Ngoài cách phân chia trên, còn có cách phân chia tướng biển dựa vào thành phần thạch họ c như: tướng lục nguyên (tướng vụn), tướng hữu cơ, tướng hóa học, tướng hỗn hợp. 1. Tướng biển Những tiêu chuẩn cơ bản để các nhà địa chất học phân biệt được các tướng biển gồm: Tính chất của thế giới hữu cơ và điều kiện cổ sinh thái. Kiến trúc và cấu tạo của đá.Hoạt động thủ y động lực học của môi trường.Hình dáng và độ hạt.Độ mặn và chế độ khí của bồn nước.Kiể u và thành phần vật chất của trầm tích.Đặc điểm địa hóa và màu sắc của đá.Sự có mặt và đặc tính của tầng nhịp.Tính chất của thế nằm và mức độ duy trì diện tích. Hướng chung của chế độ kiến tạo. Tướng biển là những đá trầm tích và trầm tích được hình thành ở biển và đại dương. Tùy vào vị trí thành tạo tướng biển lại chia ra làm nhiều tướng khác nhau: + Tướng biển ở khu vực ven bờ: Vùng ven bờ là vùng chịu tác động thường xuyên của sóng triều. Đáy biển của vùng nông, nơi đây nhận được nhiều ánh sáng mặt trời, giàu oxi nên trầm tích ở đây là những vật liệu thô như cuội, sỏi, cát thô và những vô sinh vật bị vỡ vụn. Về cấu tạo, trầm tích thường có phân lớp xiên, chéo, và dấu vết gợn sóng trên mặt lớp, đôi khi để lại vết bò của một số loại sinh vật. Sinh vật sống trong vùng biển ven bờ là những loài có vỏ cứng, dày, chui rúc dưới cát hoặc trong hang, và những cây sú vẹt hoặc vùng san hô (vùng nhiệt đới). Tướng biển ven bờ chia phân ra làm: ~ Tướng biển miền vịnh kín và vụng biển Khu vực vũng vịnh thường có độ lưu thông với biển kém, độ muối có sự khác biệt so với vùng ven bờ.Vì vậy sinh vật sống trong vùng vũng vịnh cũng có sự khác biệt. Nếu trong điề u kiện nóng khô, độ muối cao sẽ hình thành trầm tích hóa học: muối ăn, thạch cao, đôlimit. Còn trong điều kiện ấm ẩm thực vật thủy sinh phát triển sẽ hình thành trầm tích giàu hữu cơ như than bùn. ~ Tướng biển miền cửa tam giác châu Gồm những vật liệu trầm tích thô vụn như cát, bùn, sinh vật ở đây là những sinh vật nước l ợ. + Tướng biển khu vực gần bờ (tướng biển nông) Đây chính là khu vực thềm lục địa phía ngoài, nằm kề với dải ven bờ. Độ sâu của khu vực này không quá 300m, độ dốc 1-5 0. Ở khu vực gần bờ có đặc điểm sóng rất mạnh, giàu ánh sáng, nhiệt độ thay đổi tùy thuộc nhiệt độ bề mặt của vĩ tuyến nên trầm tích chủ yếu là cát, sét do sông tải ra. Sinh vật ở khu vực này rất phong phú. Ngoài trầm tích có nguồn gốc cơ h ọc ở đây còn có nhiều trầm tích hóa học như bùn carbonat hình thành do sự xáo trộn bùn lục nguyên và vỏ xác sinh vật. + Khu vực sườn lục địa (biển sâu) – tướng biển sâu 18
19. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Khu vực này có độ sâu tới khoảng 2000 -3000m. Trừ tầng nước trên mặt, biển có nhiệt độ không đổi, ít ánh sáng. Sinh vật đáy nghèo hơn vùng gần bờ. Trầm tích ở đây chủ yếu là bùn vôi sét, nguồn gốc chủ yếu do xác sinh vật tự do tầng mặt rơi xuống. Thành phần trầm tích t ương đối đồng loại ít thay đổi trên những khoảng cách lớn. + Khu vực biển thẳm – tướng biển thẳm Ở vùng biển sâu trên 3000m, đáy biển hoàn toàn tối, thành phần sinh vật cực kỳ nghèo, tốc độ trầm tích cũng rất nhỏ. Trầm tích chủ yếu là bùn carbonat có nguồn gốc từ xác sinh vật s ống ở tầng mặt nước và bùn núi lửa ngầm (bùn đỏ đại dương), bùn lục nguyên do gió hoặc các dòng biển đưa tới, hoặc một phần do sản phẩm của tro núi lửa ở đại dương. 2. Tướng lục địa Trầm tích lục đại được tích đọng ở những chỗ trũng như hồ, đầm, miền võng trước núi hay ven rìa, thung lũng sông Tùy theo yếu tố khí hậu cũng ảnh hưởng nhiều đến tính chất của trầm tích. + Khu vực khí hậu ẩm Trầm tích ở đây phổ biến là các loại bồi tích, sườn tích, tàn tích (phong hóa cơ học là chủ yếu), các loại trầm tích đầm hồ. Thực vật ở đây thường phát triển phong phú là cơ sở cho việ c hình thành khoáng sàng than sau này. Ở vùng khí hậu ẩm của ôn đới thực vật cũng khá phong phú nhưng không đa dạng, bề dày của trầm tích có thể dày tới hơn 1m.Thành phần củ a tàn tích chủ yếu là sản phẩm của phong hóa cơ học.Ở những vùng nhiệt đới, độ dày lớp vỏ phong hóa cao 100m có nhiều khoáng sản như bauxit, sắt, mangan + Khu vực khí hậu khô nóng Trầm tích do gió như hoàng thổ, tàn tích, rất nghèo di tích thực vật. Tàn tích và lũ tích do những dòng nước mạnh nhất thời sau các cơn mưa tạo thành. Thành phần thực vật nghèo, trong khi đó rất nhiều các loại muối do sự khô cạn các hồ tạo ra như muối mỏ, thạch cao, đ ôlomit và những trầm tích màu đỏ sặc sỡ do chứa nhiều oxit sắt.Các đụn cát có đặc trưng là độ chọn lọc khá và phân lớp xiên chéo. + Khu vực hàn đới Ở đây trầm tích phổ biến là trầm tích băng, đặc trưng nhất là tillit – đó là những tảng đá tròn hình thành do sông băng di chuyển trên mặt các tảng đá bị xúc cạp, chà xát mạnh, trên b ề mặt có nhiều vạch khía xước do cà xát với các vật thể cứng trên đường lăn. + Khu vực trước núi và thung lũng giữa núi Do tính chất địa hình mà ở khu vực trước núi và thung lũng giữa núi thường tích đọng lớp trầm tích ở đây bao gồm cuội, sỏi, lũ tích, bồi tích, ở những vùng núi cao có thể có cả trầm tích băng hà, những sản phẩm trầm tích này thường là sản phẩm phong hóa của nhưng vùng núi trực tiếp mang tới. Qui luật phân bố: càng gần chân núi hạt càng thô, sắp xếp lộn xộn, càng xa chân núi vật liệu càng nhỏ và mịn hơn. 1.2.2.2. Tướng đá của đá biến chất (tướng biến chất) 19
20. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Khái niệm tướng biến chất do Eskola (1915) đưa ra đầu tiên. Một tướng biến chất bao gồm nhiều loại đá có thành phần hóa học rất khác nhau, nhưng đều bị biến chất trong những điều kiện giống nhau về áp suất và nhiệt độ.Ngày nay dựa vào những thành tựu nghiên cứu thực nghiệm về sự thành tạo của các khoáng biến chất, có thể quan niệm mỗi tướng biến chất là s ự thế hiện một trình độ biến chất tương ứng với một giới hạn nhất định của điều kiện áp suất và nhiệt độ (trường P – T).Các đá thành tạo trong môi trường P – T xác định gọi là những đá của cùng một tướng. Biểu đồ P – T gồm những trường P – T, trường bền vững của những khoáng vật biến chất tiêu biểu nhất, đó là những khoáng vật phổ biến và nhạy cảm với sự thay đổi của áp suất và nhiệt độ. Tên khoáng vật dùng đặt tên cho tướng mà nó đặc trưng nh ư tướng zeolit, tướng prenit – pumpelyit, tướng phiến xanh với glaucophan và lausonit, tướ ng phiến lục, tướng amphibolit, tướng granulit, tướng eclogit, tướng sừng. Turner và Verhoogen (1955) chia ra hai nhóm tướng biến chất (trong mỗi nhóm, các tướng liệt kê theo trình tự từ thấp đến cao). Nhóm tướng biến chất tiếp xúc: tướng sừng epidot – albit, tướng sừng hornblend, tướng sừng pyroxen, tướng sanidin. Nhóm tướng biến chất khu vực: tướng zeolit, tướng đá phiến lục, tướng đá phiến glaucophan, tướng epidot – amphibolit, tướng almandin – amphibolit, tướng granulit, tướng eclogit. 20
21. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn BÀI 2: BIỂN TIẾN, BIỂN THOÁI VÀ MỰC NƯỚC BIỂN TOÀN CẦU 2.1. Sự dao động mực nước biển Mực nước biển và độ cao tương ứng của các lục địa, vị trí của bờ biển là các yếu tố khống chế quá trình xâm thực.Mực nước biển toàn cầu không cố định trong mọi thời gian mà nâng lên hạ xuống nhiều lần, đôi khi vỏ Trái Đất cũng nâng lên hạ xuống. Độ dao động lớn nhất c ủa mực nước biển trong lịch sử địa chất là khoảng 500m, mực nước biển cao nhất hiện nay là 350m, còn mực nước biển thấp nhất là kém hơn hiện nay khoảng 150m. Có nhiều nguyên nhân gây nên sự biến đổi mực nước biển toàn cầu, sự thay đổi hoạt động của sống núi đại dương và hoạt động của băng hà là những tác nhân quan trọng nhất. Mọi sự kiện gây nên sự nâng đáy biển sẽ kéo theo sự dâng mực nước biển. Sự tăng tốc độ tách dãn đáy biển hoặc sự tăng độ dài của sống núi đại dương sẽ làm tăng mực nước biển; ngược lại s ự giảm tốc độ tách dãn đại dương và giảm độ dài sống núi đại dương sẽ làm hạ mực nước bi ển.Một ví dụ điển hình là khi Pangea được hình thành vào cuối PZ nhiều bồn đại dương nhỏ với các sống núi của chúng bị biến mất. Những quá trình băng hà lớn cũng tác động lớn đến sự thay đổi mực nước biển. Nước trong các vỏ băng lục địa không thể tham gia vào chu kỳ nước bình thường nên sẽ di chuyển khỏi đại dương. Như vậy thời kỳ băng phổ biến rộng khắp cũng là thời kỳ mực nước biển t ương đối thấp. Mực nước biển Đệ Tứ dao động trong khoảng 220m, khi các mũi băng tan thì mực nước biển cao hơn hiện nay 70m, và thấp hơn hiện nay 150m trong thời kỳ băng cực đạ i. 2.2. Trầm tích biển tiến và biển thoái Khi mực nước biển nâng cao trong một thời gian dài, bờ biển di chuyển về phía đất liền và tạo thành môi trường biển phủ biển tiến trong chế độ trầm tích, còn ngược lại là chế độ phủ biển thoái.Trong quá trình biển tiến trầm tích hạt mịn xa bờ phủ chồng lên trầm tích hạt thô về phía đất liền và tạo nên loạt trầm tích biển tiến. Đặc điểm của trầm tích biển tiến là lớp đá bị vát mỏng về phía đất liền phản ánh chế độ lắng đọng của loạt trầm tích mới trong điều kiệ n biển tiến về phía đất liền và trên mặt cắt ta quan sát thấy hạt trầm tích mịn dần về phía trên của cột địa tầng. Ngược lại, trong quá trình biển lùi thì loạt trầm tích biển lùi được tạo nên, trong đó lớp đá bị vát mỏng về phía biển, trầm tích thô dần về phía trên của cột địa tầng, phả n ánh quá trình biển lùi hoặc sự gián đoạn của chế độ biển. Trong cả hai loạt trầm tích biển tiến và biển lùi, tướng trầm tích biến đổi theo chiều ngang với thời gian, bề mặt thời gian (mặt phân lớp) cắt ranh giới tướng. Mực nước biển là yếu tố lớn khống chế sự thay đổi vị trí đường bờ và ranh giới tướng, tốc độ lắng đọng trầm tích, tốc độ lún chìm bộ phận của vỏ có thể gây nên biển tiến và biển thoái. Ví dụ, biển thoái có thể xuất hiện khi tốc độ trầm tích khi bồn tăng, và dĩ nhiên xuất hi ện trong quá trình nâng mực nước biển nếu trầm tích được lắng đọng nhanh hơn tốc độ mực nước biển nâng. Trong trường hợp này biển thoái có thể phản ánh sự nâng kiến tạo trong vùng mà trầm tích lắng đọng nhiều hơn trong bồn. 21
22. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn BÀI 3: NHỮNG VẤN ĐỀ CƠ BẢN VỀ KIẾN TẠO MẢNG 3.1. Kiến tạo mảng và hoạt động tạo núi Từ lâu các nhà địa chất đã tìm cách giải thích nguyên nhân của quá trình tạo núi, J. Hall và D. Dana là những người đầu tiên giải thích quá trình tạo núi bằng lý thuyết địa máng. Theo đó trong những bồn gọi là địa máng được lấp đầy bằng một khối lượng trầm tích dày hàng nghìn m, bị biến dạng, biến chất và bị tác đông của hoạt động magma mạnh mẽ và sau cùng là nâng trồi tạo núi. Lý thuyết địa máng phát triển phát triển và phổ biến rộng rãi từ cuối thế kỉ 19 đến giữa thế kỉ 20 và các nhà địa chất đã đề ra nhiều kiểu tạo núi do hoạt động của các kiểu địa máng khác nhau. Nhưng khi càng có nhiều tư liệu địa chất ta càng thấy rõ lý thuyết địa máng đối v ới sự tạo núi là quá đơn giản và các dải núi đã trải qua những quá trình phức tạp hơn nhiều so với cách lý giải của lý thuyết địa máng. Quá trình tạo núi là một giai đoạn biến dạng đá mạnh mẽ, tạo công trình núi, là hệ quả của những lực ép nén liên quan với chuyển động máng. Lý thuyết kiến tạo mảng cho ta thấy các rặng núi đã được hình thành ở các đới hút chìm do sự xô húc của hai lục địa, hai cung hay gi ữa một lục địa và một cung. Phần lớn hoạt động tạo núi diễn ra dọc theo các ranh giới mảng đại dương – lục địa hoặc ranh giới mảng lục địa – lục địa. Khi một mảng bị hút chìm dưới m ảng khác, đá trầm tích và núi lửa bị uốn nếp và đứt gãy dọc theo rìa mảng còn những đá bị chìm sâu lại bị biến chất khu vực. Mảng chìm sẽ cưỡng lại sự hút chìm vì khả năng nổi trồi c ủa nó.Mặc dù chỉ một số ít vỏ lục địa có thể bị hút chìm, số lớn vỏ lục địa xô đẩy lên hoặc chui xuống mảng chờm trên.Phức hệ uốn nếp, đứt gãy xảy ra trong quá trình xô húc với nhữ ng cấu trúc lớn hướng về mảng chìm. Trong khi xô húc, một mảnh lớn của mảng chờm bị gãy vỡ và dịch chuyển hàng trăm kilomet trên đỉnh của mảng chìm. Phần vỏ gãy vỡ có đôi khi được coi là mảnh sót.Rất nhiều mảnh sót như vậy đã được phát hiện ở các dãy núi Alpes và Appalach.Trong và sau khi xô húc vỏ của cả hai mảnh được dày thêm và tiếp tục bị biến dạng. Kết quả cuối cùng của xô húc là một lục địa hoặc cung này bị bồi tụ vào lục địa hoặc cung kia bằng cách khâu nối vào dọc ranh giới. Cung khâu nối có đặc trưng là đá bị biến dạ ng mạnh mẽ, kể cả di chỉ của vỏ đại dương trước đây thuộc bồn giữa hai mảng lục địa.Sự xô húc cũng có thể dẫn đến làm mất đi một đới hút chìm vì bị lấp đầy bằng vật liệu từ lục địa đưa tới.Tuy vậy, một đới hút chìm mới có thể được hình thành liền kề rìa lục địa bồi t ụ.Magma từ manti hoặc xuyên lên bề mặt thành núi lửa andesit hoặc bị nguội và kết tinh d ưới bề mặt Trái Đất tạo thành các thể xâm nhập. 3.2. Vi mảng và địa khu Khoảng những năm 70 -80 của thế kỉ 20 đã phát hiện trong nhiều sơn hệ có những phần được cấu thành từ các khối thạch quyển nhỏ nguồn gốc ngoại lai. Những vi mảng này hoàn toàn khác nhau về thành phần hóa thạch, địa tầng và phương cấu trúc cũng như đặc tính cổ t ừ của các đá bao quanh và vỏ kế cận. Ngày nay, các nhà địa chất biết rõ là có rất nhiều mảng nhỏ kèm theo cung đảo đã xô húc với lục địa sinh ra trong quá trình tăng trưởng các lục địa. Trong PZ, vùng rìa tây bắc Mỹ, từ Oregon đến Alaska không phải thuộc Bắc Mĩ, chúng chỉ mới sát nhập vào lục địa này do xô húc ở MZ và KZ. Hoạt động tạo núi có thể bao gồm một loạt sự xô húc gây nên trong sự bồi tụ vào lục địa c ủa các cung đảo, đảo đại dương, bình nguyên đại dương và các mảnh nhỏ của các nền khác. Những mảnh bồi tụ này được gọi là địa khu rất quan trọng trong các đai tạo núi MZ và KZ xung quanh bồn Thái Bình Dương và ở đai Alpes – Hymalaya của Âu Á. Mỗi địa khu phân 22
23. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn biệt rõ nét với các địa khu hoặc lục địa lân cận bằng sự tương phản trong kiểu đá, lịch sử địa chất, tổ hợp hóa thạch, và khoáng sản. Ranh giới của chúng thường là đứt gãy hoặc đới khâu là nơi mà các đá bị biến dạng mạnh mẽ trong quá trình xô húc. Có thể đến 30% Âu Á và Bắc Mĩ được bồi tụ do xô húc địa khu trong MZ và KZ. Hình 3.1. Ba kiểu tạo núi xô húc 5 a. Xô húc của hai lục địa khâu nối với nhau b. Xô húc của hai lục địa dẫn đến đẩy các mảnh vỡ di chuyển hàng trăm km c. Xô húc cung lục địa, lúc này cung bồi tụ vào lục địa và một đới hút chìm mới được hình thành ngụp chìm theo hướng ngược lại với đới hút chìm cũ. Bồn rìa l ục địa nhận trầm tích từ các dải núi nâng trồi nhanh và bị bào mòn. 3.3. Chu kì siêu lục địa Trong khoảng 3 tỷ năm qua các lục địa đã tập hợp rồi phân tách một số lần, nguyên nhân gây nên hiện tượng tập hợp rồi phân tách nhau của các lục địa có liên quan tới sự dịch chuyể n nhiệt trong manti.Mỗi lần tập hợp các lục địa thành một lục địa thống nhất rồi tách ra như vậy người ta gọi là một chu kỳ siêu lục địa và mỗi chu kỳ kéo dài khoảng 500 triệu năm. Tuy chưa biết chắc có tất cả bao nhiêu chu kỳ siêu lục địa trong lịch sử địa chất, nhưng theo những tư liệu hiện biết có lẽ ít nhất có ba chu kỳ siêu lục địa trong lịch sử địa chất. ~ Proterozoi giữa cách đây 1,4 -1,5 tỉ năm siêu lục địa cổ nhất hiện biết bị phá vỡ ~ Cuối Proterozoi, cách đây 800 triệu năm siêu lục địa Rodina đã bị phá vỡ 5Coocdie K.C & Sloan E.S.1998 23
24. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn ~ Cuối PZ các lục địa từng hợp nhất thành một siêu lục địa gọi là Pangea, từ kỷ Trias lại bị phá vỡ và cuối cùng hình thành các lục địa và đại dương như hiện nay. Để gây nên sự trồi dâng manti thì một siêu lục địa phải đủ lớn để manti nằm dưới đó không bị nguội lạnh do sự hút chìm ở rìa quanh nó. Cách đây 2 tỷ năm toàn bộ khối vỏ lục địa có thể không đủ lớn để tạo nên một siêu lục địa rộng lớn. Giả thuyết về chu kỳ siêu lục địa do J. Tuzo Wínon đề xuất, vào những năm 1970 ông đề xuất một chu kỳ (nay gọi là chu kỳ Winson) bao gồm sự phá vỡ lục địa, mở và đóng một đại dương và cuối cùng là các lục địa lại được tập hợp trở lại. Winson cho rằng do đá của các lụ c địa là vật dẫn nhiệt kém nên nhiệt bị tích lại bên dưới, do đó siêu lục địa cong vổng lên và bị gãy vỡ. Magma basalt từ dưới dâng lên lấp đầy các khe gãy vỡ, khi các khe lấp đầy basalt được mở rộng thì nó sẽ bị hạ xuống tạo thành một biển dài hẹp như kiểu Hồng Hải hiện nay.Sự mở rộng được tiếp tục sẽ tạo ra một đại dương bành trướng như kiểu hình thành Đại Tây Dương. Một trong những số liệu có tính thuyết phục nhất là sự lặp lại khá đều đặn của các quá trình tạo núi do sự nén ép trong quá trình xô húc lục địa. Các hiện tượng tạo núi thường diễn ra sau khoảng 400 triệu đến 500 triệu năm, mỗi thời kỳ nén ép gây tạo núi lại kéo theo sau đ ó một thời kỳ trôi dạt lục địa khoảng 100 trẹu năm. Nói cách khác, một siêu lục địa bị gãy v ỡ, những mảng riêng biệt của nó phân tán theo một thời kỳ trôi dạt lục địa, một nội đại dươ ng được hình thành sau đó các mảnh phân tán lại tập hợp để tạo một siêu lục địa khác. Khi các mảng lục địa nằm biệt lập trên manti thì sẽ hướng về nơi mà dưới lục địa có nhiệt manti cao hơn.Nếu manti nóng lên, nó sẽ nở ra và máng lục địa nằm phía trên sẽ bị tách dãn nên các lục địa bắt đầu phân tán. Mô hình tính toàn cho thấy sự phá vỡ và phân tán này diễn ra có chu kỳ từ vài trăm triệu năm đến hai tỉ năm, trùng hợp với những thời kỳ tạo núi trong lịch sử địa chất. Mô hình cũng cho thấy khi siêu lục địa bị phá vỡ, tốc độ di chuyển lục địa là 4cm/năm nhanh hơn khi siêu lục địa được hình thành 1-2cm/năm. Khi siêu lục địa tập hợp mực nước biển cao hơn, mực nước biển hạ khi siêu lục địa bị phá vỡ. Ngoài việc giải thích sự phân tán và tái hợp của những siêu lục địa, giả thuyết về chu kỳ siêu lục địa còn giải thích hai kiểu tạo núi khác nhau. Kiểu thứ nhất là nội tạo núi do sự nén ép khi lục địa xô húc; kiểu thứ hai là tạo núi rìa xảy ra ở rìa lục địa ứng với quá trình hút chìm và chuyển động magma. Kéo theo sự phá vỡ của một siêu lục địa là một nội đại dương được hình thành rồi mở rộng và và vậy là các mảng tách giãn. Tuy nhiên, sau đó khoảng 200 triệu năm sự tách giãn mảng sẽ ngừng lại, khi đó vỏ đại dương trở nên nguội lại, đặc hơn và bắt đầu bị hút chìm dưới các rìa của bồn đại dương, như vậy đã xảy ra sự chuyển dạng nội tạ i từ các rìa lục địa thụ động thành các rìa lục địa hoạt động. Do hút chìm tạo nên sự xâm nhậ p magma núi lửa dọc theo các rìa lục địa này và một quá trình tạo núi nội địa phát triển khi các mảng hội tụ, gây nên sự phá hủy nén ép, làm dày vỏ và biến chất. Chính dãy Appalache ở phía đông Hoa Kỳ và Canada đã được tạo thành bởi nội tạo núi. 24
25. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Bài 4: CỘT ĐỊA TẦNG VÀ THANG NIÊN BIỂU ĐỊA CHẤT 4.1. Cột địa tầng Các nhà địa chất đã sắp xếp niên đại cho các đá trầm tích trên khắp thế giới bằng cách sử d ụng quy luật về tính kế tục và khái niệm hóa thạch là chỉ số thời gian.Họ đã vẽ một cột đá v ới những lớp già nhất ở đáy và những lớp trẻ nhất nằm trên nóc.Những công trình tiên phong trong việc phát triển cột địa tầng được tiến hành ở các đảo thuộc Anh và Tây Âu, nơi phát sinh ngành địa chất hiện đại.Tại đó, các nhà địa chất nhận định rằng sự thay đổi hóa thạ ch giữa lớp này và lớp kế cận thường không từ từ mà đột ngột.Trong đá không ghi lại được s ự thay đổi từ từ của thực vật và cả động vật. Những gián đoạn về di tích hóa thạch được sử d ụng như những ranh giới giữa các địa tầng kế cận. Các tên chỉ định cho các nhóm đá trầm tích khác nhau được ghi trong cột địa tầng Hình 4.1. Cột địa tầng giản lược của trầm tích PZ vùng Lô - Gâm6 Trên các bản đồ địa chất tỉ lệ lớn, cột địa tầng và mặt cắt địa chất thường được thành lập kèm theo, nhằm thể hiện những thông tin ngắn gọn về bản đồ. Cột địa tầng là một cột có bề rộng từ 2-4cm. Trong cột này ta dùng các dấu hiệu quy ước đường vạch để biểu diễn thành phần của các đá trầm tích, phun trào, biến chất phát triển trong vùng lập bản đồ.Trong cột đị a tầng các thể địa chất được phản ảnh tương ứng với các thể đó đã được thể hiện trên bản đồ địa chất.Bên trái cột địa tầng thể hiện các phân vị thời địa tầng (giới, hệ, thống, bậc, hệ tầ ng ) và các kí hiệu của chúng; bên phải cột ta ghi bề dày, mô tả đặc điểm thạch học và hóa thạch tìm thấy.Tỉ lệ của cột địa tầng có thể khác nhau và phụ thuộc vào bề dày tổng hợp của các thể địa chất được trình bày trên bản đồ. 6 Trang 139, hình 4.28, Giáo trình địa chất cơ sở, Tống Duy Thanh 2008 25
26. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Ranh giới chỉnh hợp được biểu diễn bằng một đường thẳng, còn ranh giới bất chỉnh hợp được biểu diễn bằng một đường lượn sóng. Chú ý rằng, các đá già nhất được gọi là Tiền Cambri, một thuật ngữ chung chỉ các đá nằm dưới các đá tuổi Cambri. Mặc dù các đá Tiền Cambri đại diện cho một khoảng thời gian địa chất rất dài, chúng ta vẫn chưa phân chia chúng dựa trên các hóa thạch vì đá Tiền Cambri không chứa các dạng sinh vật để có thể sử dụng chúng trong việc liên hệ, so sánh trên các vùng khác nhau.Sự đối sánh chủ yếu dựa vào các đặc điểm vật lý và định tuổi bằng các khoáng vật phóng xạ.Các đặc điểm vật lý phục vụ cho việc thành lập tuổi các dãy đá Tiền Cambri mang tính địa phương, không thể áp dụng cho sự phân chia toàn thế giới.Mặt khác, tuổi phóng xạ không đủ để phân chia các đá Tiền Cambri, mặc dù tuổi này rất quan trọng. Từ Tiền Cambri trở về sau được gọi là thời kỳ Hiển Sinh (từ tiếng Hy Lạp phaneros: có th ể thấy được và zoic: sự sống). Đây là thời kỳ có nhiều dạng hóa thạch được tìm thấy trong s ưu tập đá. Khởi đầu, thang địa tầng được phân chia thành nhiều nhóm đá trên cơ sở các gián đoạn rõ ràng trong các di tích hóa thạch. Nhưng khi các nghiên cứu địa chất phát triển và khi vùng nghiên cứu trải rộng từ Châu Âu sang các lục địa khác, các phát hiện mới thu hẹp dần các gián đoạn trong di chỉ hóa thạch. Ngày nay, người ta thấy các dạng hóa thạch biến đổi liên t ục và các hóa thạch được phát hiện đầu tiên ngày nay được lấp dần bằng các số liệu từ các đị a phương khác.Sự gia tăng thông tin này làm cho việc vạch những ranh giới giữa các nhóm đá trở nên khó khăn hơn. Mặc dù vấn đề ranh giới ngày càng phức tạp nhưng khung cơ bản của thang địa tầng vẫn có hiệu lực. 4.2. Thang niên biểu địa chất Hội nghị địa chất quốc tế lần thứ VIII đã họp ở Paris vào năm 1900 đã dựa trên cơ sở quyế t định của Hội nghị địa chất lần II (1981) ở Bôlônhơ (Italia) thông qua một hệ thống cập bậc phân chia địa tầng và tuổi địa chất tương ứng gồm các hàng phân vị sau đây Phân vị địa tầng (Địa tầng) Phân vị tuổi địa chất (Địa thời) Liên giới Liên đại Giới Đại Hệ Kỷ Thống Thế Bậc Kỳ Đới Thời 26
27. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn THANG NIÊN ĐẠI ĐỊA CHẤT THỜI ĐẠI, GIỚI TỪ ĐẦU ĐẾN GIAN KỈ, HỆ THẾ, THỐNG NAY (106NĂM) (106NĂM) Holoxen Q4 0,01 1,5 - 2 ĐỆ TỨ Pleistoxen muộn, thượng Q3 (Q) Pleistoxen giữa, trung Q2 1,5 ± 0,5 Pleistoxen sớm, hạ Q1 NEOGE Plioxen N 2 2,6 ± 2 SINH) N (N) Mioxen N1 Oligoxen P 65 PALEO 3 KAINOZOI (TÂN Eoxen P 67 ± 3 GEN (P) 2 Paleoxen P1 KRETA Kreta muộn, thượng K 100 ± 5 2 70 (K) Kreta sớm, hạ K1 137 ±5 Jura muộn, thượng J3 162 ±5 JURA (J) Jura giữa, trung J2 172 ±5 58 Jura sớm, hạ J1 195 ±5 MEZOZOI Triat muộn, thượng T 205 ±5 TRIAT 3 (TRUNG SINH) Triat giữa, trung T 215 ±5 35 (T) 2 Triat sớm, hạ T1 230 ±5 PECMI Pecmi muộn, thượng P 240 ± 10 2 55 (P) Pecmi sớm, hạ P1 285 ± 10 Cacbon muộn, thượng C 295 ± 10 CACBO 3 Cacbon giữa, trung C 350 ± 10 65 N (C) 2 Cacbon sớm, hạ C1 355 ± 10 Devon muộn, thượng D 360 ± 10 DEVON 3 Devon giữa, trung D 370 ± 10 55 (D) 2 Devon sớm, hạ D1 405± 10 SILUA Silua muộn, thượng S 2 440 ± 10 35 (S) Silua sớm, hạ S1 Ocdovic muộn, thượng O OCDOVI 3 Ocdovic giữa, trung O 550 ± 10 70 C (O) 2 Ocdovic sớm, hạ O1 PALEOZOI (CỔ SINH) CAMBR I (ϵ) Cambri muộn, thượng ϵ3 515 ± 10 Cambri giữa, trung ϵ2 540 ± 10 70 Cambri sớm, hạ ϵ1 570 ± 10 PROT EOZOI 2000 ± 50 1400 (PR) ACKE TIỀN CAMBRI OZOI 4500 ± 50 2500 (AR) 27
28. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn 4.2.1. Các đơn vị thời địa tầng và thời gian địa chất Bằng kết quả nghiên cứu tổng hợp của các khoa học địa chất như cổ sinh học, địa tầng học, kiến tạo học, thạch học, kết hợp với các phương pháp xác định tuổi địa chất, ngày nay địa chất học phân chia địa tầng trên toàn bộ vỏ Trái Đất theo các cấp đơn vị địa tầng thống nhất. Mỗi cấp đơn vị địa tầng này được tạo thành trong một đơn vị thời gian nhất định. Như vậy mỗi một đơn vị thời gian địa chất hay đơn vị địa niên biểu sẽ ứng với một đơn vị của các th ể địa chất, tức là phân vị địa tầng, được tạo thành trong đơn vị thời gian địa chất đó. Những phân vị địa tầng này gọi là phân vị thời địa tầng, đơn vị thời gian để thành tạo phân vị thời địa tầng gọi là phân vị tuổi địa chất hay phân vị địa niên biểu. Tuổi của Trái Đất có khoảng 4,6 tỉ năm. Trong suốt 200 năm qua, kiến thức của chúng ta v ề Trái Đất gia tăng nhanh chóng. Nhờ sự phát triển thông tin, các nhà địa chất có khả năng phân chia thời gian địa chất, đặc biệt cho nửa triệu năm cuối thành những đơn vị nhỏ hơn, chính xác hơn. Các nhà địa chất trên khắp thế giới đều hiểu rõ thang tuổi địa chất.Tuy nhiên một sinh viên, người mới biết thang tuổi địa chất lần đầu tiên sẽ thấy nhiều đơn vị khác nhau của thời gian địa chất hầu hết là những thuật ngữ lộn xộn, vô nghĩa và khó mà hiểu được trật tự niên đại c ủa chúng. Thực tế, lịch sử địa chất tiêu biểu cho một sự thêm vào các tên và các thuật ngữ hơn hai th ế kỉ qua.Những thuật ngữ mới thay thế những cái cũ, những thuật ngữ có những ý nghĩa mới và chính cơ sở cho sự lựa chọn các thuật ngữ cũng đã thay đổi.Những thuật ngữ trong lịch s ử địa chất phát triển tương tự như sự phát triển các thuật ngữ trong lịch sử hiện đại. Như là March xuất phát từ Mars, thần chiến tranh của La Mã, August là tên của Đại đế La Mã và tên của tháng thứ 12, December xuất phát từ tiếng La Tinh decem là 10, bởi vì ngày xưa nă m mới bắt đầu từ March và December mới là tháng thứ 10. ~ Liên đại: Cấp lớn nhất của đơn vị thời gian địa chất là liên đại, các thể địa chất được hình thành trong một liên đại được gọi là liên giới. Các nhà địa chất dựa vào lịch sử phát triể n của sinh giới đã chia lịch sử Trái Đất làm hai liên đại là Ẩn sinh và liên đại Hiển sinh.Tươ ng ứng với hai liên đại này là các thể đá được tạo thành trong mỗi liên đại là liên giới Ẩn sinh và liên giới Hiển sinh. ~ Nguyên đại:Cấp thứ hai của đơn vị thời gian địa chất là nguyên đại, gọi tắt là Đại. Tập h ợp các đá được tạo thành trong một đại được gọi là giới. Trong liên đại Ẩn sinh có hai đại là Thái Cổ có tuổi từ 2600 triệu năm trở về trước và Nguyên sinh có tuổi cách đây 450 triệu nă m đến 2600 triệu năm. Trong liên đại Hiển sinh từ cổ đến trẻ có các đại Cổ Sinh cách đây 540 triệu năm đến 250 triệu năm, đại Trung sinh cách đây từ 250 triệu năm đến 65 triệu năm, đại Tân sinh cách đây 65 triệu năm và kéo dài cho đến ngày nay. Đá được thành tạo trong các đại gọi là giới. Tên g ọi các nguyên đại dựa theo đặc điểm sinh giới phát triển trong các nguyên đại. Trong mỗi nguyên đại trên Trái Đất đã diễn ra những biến cố có tính chất hành tinh về các vận động củ a vỏ Trái Đất và sự biến đổi của thế giới sinh vật. Do mức độ nghiên cứu chưa đầy đủ, Thái Cổ chưa được phân ra các hệ (kỷ). Đối với Nguyên sinh tuy cũng đã có đề nghị phân chia chi tiết hơn nhưng cho đến nay chưa có sự nh ất trí giữa các nhà địa chất, trừ kỷ Venda đã được thừa nhận rộng rãi từ cuối thế kỉ XX. 28
29. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Khởi đầu, các tên trong lịch sử địa chất được gọi theo các nhóm đá, chúng là những chỉ số cho thời gian. Đá magma như đá granit và basalt được xem là đá già nhất và được gọi là Đệ Nhất (Primary) theo tuổi. Các lớp đá trầm tích là đá vôi, cát kết, phiến sét được nghĩ là trẻ h ơn đá Magma vì thế gọi là Đệ Nhị (Secondary). Cuối cùng trầm tích gắn kết được gọi là Đệ Tam và trầm tích bở rời được gọi là Đệ Tứ. Khi các di tích hóa thạch và các qui luật về tính kế tục và quan hệ lát cắt được biết đến và đánh giá cao, thì các loại đá trước đây được xem như cơ sở để xác định tuổi đá bị loại bỏ, thay vào đó là sự hiện diện của sự sống trong quá khứ như hóa thạch được sử dụng để biểu thị tuổi tương đối. Cổ sinh (Paleozoic – đời sống c ổ thay thế cho Đệ Nhất (Primary); Trung Sinh (Mesozoic – đời sống ở giai đoạn giữa thay th ế cho Secondary và Tertiary và Quanternary trở thành Tân Sinh (Cenozoic – đời sống hiện đại).Hiện nay các thuật ngữ này vẫn còn được sử dụng. ~ Kỷ (hệ):Cấp thứ ba của đơn vị thời gian địa chất là kỷ, các thể đá được thành tạo trong k ỷ gọi là hệ. Trong mỗi kỷ trên Trái Đất đã diễn ra những biến cố lịch sử có tính chất khu vực, đôi khi có tính chất hành tinh về các vận động của vỏ Trái Đất. Sự biến đổi về sinh giới cũ ng lớn nhưng ở mức độ thấp hơn so với sự biến đổi sinh vật giữa các nguyên đại. Nếu như gi ữa các nguyên đại sự biến đổi của sinh giới diễn ra ở cấp ngành thì ở giữa các kỷ, sự biến đổ i của sinh giới diễn ra ở cấp lớp, bộ và họ. Ngày nay chúng ta chia các niên đại của thời gian địa chất thành các đơn vị càng nhỏ hơn. Theo thời gian, tên các đơn vị này được chọn lựa dựa theo vị trí hoặc thành phần đá, trong vài trường hợp dựa vào tên các bộ lạc cổ. Bắt đầu với Cổ Sinh (PZ), phân vị thời gian cổ nhất của nó là Cambri (C), xuất phát từ tên La Mã của xứ Wales, nơi mà đá được mô tả lần đầu tiên. Sau đó là Ordovic (0) và Silur (S), từ tên của các bộ lạc ở phía bắc xứ Wales và phía Tây Welch. Devon (D) theo tên địa lí của quận Devonshire phía Nam nước Anh, nơi mà lần đầu tiên phân vị này được mô tả. Đến Missisippian theo tên của thung lũng thượng lưu sông Mississippi và Pensylvanian theo tên của phía tây đảo Pensylvania. Các đá của nước Anh ở hai thời kì này được gọi là Carbon (C) bởi vì có sự hiện diện của các vỉa than trong gian đoạn này.Permi (P) kết thúc Paleozoi và tên của nó được gọi theo tên của một vùng trong dãy núi Ural của Nga. Nguyên đại Trung sinh – Mesozoi (MZ) là nguyên đại của khủng long bắt đầu với kỷ Trias (T) tên của Kỷ được gọi theo đặc điểm của một khu vực đá gồm ba lớp uốn nếp rõ rệt gồm 3 lớp ở Đức, nơi mà cát kết thường tiếp theo bởi đá vôi và tiếp theo bởi đá phiến sét. Kỷ Jura được gọi theo tên của đá trong dãy núi Jura của phía Tây nước Pháp và Tây Bắc Thụy Sĩ. K ỷ Kreta chấm dứt nguyên đại Trung sinh và sự tồn tại của khủng long, tên của nó được gọi theo tiếng La tinh, có nghĩa là đá phấn, được tìm thấy ở White Cliffs ở Dover và các đá tươ ng tự dọc theo English Channel ở nước Anh. Các thuật ngữ cũ Tertiary và Quaternary vẫn còn được sử dụng nhưng là các phân vị nhỏ c ủa đại Tân sinh – Cenosoic (KZ). Tên gọi hệ Đệ Tứ mang tính chất lịch sử, đá của các hệ này ứng với thành hệ đá thứ tư do Arduno mô tả lần đầu ở Italia vào thế kỷ 16, cũng như đá của hệ Paleogen và Neogen trước đây thuộc Đệ Tam vì ứng với phức hệ thứ ba do Arduno mô tả lần đầu. ~ Thế:Dưới cấp kỷ là cấp thế và tương ứng với nó là cấp thống của địa tầng, mỗi hệ thườ ng có ba thống, đôi khi là hai thống. Thế được gọi tên theo tên của hệ kèm theo các tiếp đầu 29
30. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn ngữ sớm, giữa và muộn để chỉ vị trí các thế trong kỷ, cũng vậy ta dùng tiếp đầu ngữ hạ, trung, thượng để chỉ tương quan vị trí địa tầng của thống trong hệ. ~ Kỳ:Cấp kỳ là hàng phân vị nhỏ của thang địa niên biểu, tương ứng với nó là bậc của thang địa tầng. Tên của kỳ được gọi theo địa danh, nơi có mặt cắt điển hình của bậc. Số lượ ng của kỳ tùy thuộc mức độ nghiên cứu chi tiết của mỗi hệ, mỗi thống.Kỳ được coi như cấp cơ sở. Trường hợp phân chia địa tầng người ta còn dùng cấp đới và ứng với nó là thời của niên bi ểu địa chất. 30
31. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn 31
32. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn CHƯƠNG 3: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT BÀI 1: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT THỜI KÌ TIỀN CAMBRI 1.1. Đặc điểm chung của vỏ Trái Đất trong thời kì Tiền Cambri Thời kỳ Tiền Cambri xuất hiện cách chúng ta khoảng 3,6 tỷ năm. Nó kéo dài khoảng hơn 3 tỷ năm, bao gồm 2 đại: Thái cổ (AR) kéo dài 1 tỷ năm và Nguyên sinh (PR) kéo dài trên 2 tỷ năm. Đây là thời kỳ xa xưa và dài nhất trong lịch sử phát triển Vỏ Trái Đất. Những đá được hình thành trong giai đoạn Tiền Cambri bị biến chất mạnh mẽ, hầu như không có hóa thạch để lại. Vì vậy sự phân hệ địa tầng trong các giới Thái Cổ và Nguyên Sinh và kết hợp địa tầng của chúng ở những khu vực khác nhau trên Trái Đất rất khó khăn. Hiện nay, phân chia địa tầng Tiền Cambri chủ yếu dựa vào so sánh mức độ biến chất, biến vị của đá.Phần lớn các nhà địa chất chia Thái Cổ làm 2 phức hệ, còn Nguyên Sinh làm 3 phứ c hệ. Đá Tiền Cambri là đá cổ nhất, chúng đã bị các đá trẻ hơn phủ lên.Vì thế, chỉ trong những c ấu trúc nổi cao của vỏ Trái Đất như nhân các nếp vòng lớn, các địa khối giữa và các khiên c ủa các nền cổ mới có thể lộ ra đá Tiền Cambri. Qua nghiên cứu những khu vực có đá Tiền Cambri lộ ra trên địa cầu, như khiên Baltic (nề n Đông Âu), khiên Canada (nền Bắc Mĩ), khiên Sơn Đông (nền Trung Quốc) và nhiều khu vực khác, người ta tổng kết những đặc điểm cơ bản của đá Tiền Cambri như sau: + Đá Tiền Cambri có trình độ biến chất cao Hầu như tất cả các nơi trong vỏ Trái Đất đều có đá Tiền Cambri, đa số đá Tiền Cambri đều bị chìm sâu trong vỏ Trái Đất, bị các trầm tích trẻ hơn phủ lên. Hiện nay có một số vùng có đ á Tiề n Cambri lộ ra ngoài là khiên Baltic – Ucraina, khiên Canada, khiên Brazil – Guyan.Những nơi đá Tiền Cambri lộ ra đều có biểu hiện biến chất cao. Những đá thường là gơnai, đá phiến mica, đá amfibol, đá quaczit, đá hoa Ở những phức hệ trẻ của đá Nguyên sinh thường gặp những loại đá kém biến chất hơn như phiến clorit, đá phiến tan, filit + Đá Tiền Cambri có nhiều đá magma Trong thời gian này, vỏ Trái Đất hoạt động phun trào dung nham rất mạnh với các hoạt độ ng xâm nhập đã tạo nên đá granit, granodiorit với dạng thể nằm, thể nền diện tích hàng vạn km2. Hoạt động phun trào cũng xảy ra mạnh làm cho đá Tiền Cambri bị biến chất cao. + Đá Tiền Cambri bị biến vị mạnh mẽ Do ảnh hưởng mạnh của vận động kiến tạo thời Tiền Cambri và cả sau này, đá Tiền Cambri bị biến chất rất mạnh và phức tạp. Ở đó có đủ các loại uốn nếp lớn nhỏ, vi uốn nế p Sự uốn nếp và đứt gãy đã làm đảo lộn cấu trúc của các thành hệ đá. + Đá Tiền Cambri rất nghèo di tích sinh vật Trong đá Tiền Cambri hầu như vắng bóng các di tích sinh vật.Ngay những lớp trầm tích Nguyên sinh nằm dưới đá Tiền Cambri cũng rất ít gặp di tích sinh vật.Sự nghèo nàn của thế giới sinh vật trong Tiền Cambri còn thể hiện ở chỗ rất ít gặp các loại đá có nguồn gốc hữu c 32
33. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn ơ, than đá, dầu mỏ hoàn toàn vắng mặt, chỉ có một ít đá vôi có nguồn gốc tảo, còn loại đá hữ u cơ như Sungit ở Caleri chỉ là trường hợp đơn độc. + Trong các trầm tích Tiền Cambri có chứa nhiều loại đá không gặp hoặc rất ít gặp trong các trầm tích trẻ hơn. Đặc trưng nhất trong các loại đá này là jaspilit và quarzit sắt, chúng hầ u như chỉ gặp trong các đá Tiền Cambri, tuy một só nơi cũng gặp trong trầm tích Paleozoi h ạ.Sự khác biệt của các loại đá trầm tích Tiền Cambri và các loại đá trẻ được thể hiện trong hình. 1.2. Lịch sử phát triển vỏ Trái Đất 1.2.1. Đại Thái Cổ (AR) Nguyên đại Thái Cổ bắt đầu cùng với sự hình thành các khu vực biển đầu tiên để từ đó hình thành lần đầu các đá trầm tích, chủ yếu là sản phẩm phá hủy của các đá phun trào, độ pH có thể lên tới 1-2. Nửa sau của Thái Cổ, cách đây khoảng 3 tỷ năm, trên mặt đất có nhiều biến đổi, thành phần khí quyển và thủy quyển cũng tiếp tục thay đổi, thành phần nitơ, oxi tă ng thêm nhiều. Trong biển đọng nhiều sản phẩm trầm tích hóa học, phổ biến là trầm tích silic sắt mà từ đó hình thành trữ lượng khổng lồ quặng sắt hiện nay.Đây cũng là thời gian hình thành các nguyên địa máng7. Đến cuối AR (trên 2600 triệu năm) đã xảy ra hoạt động uốn nếp, kèm theo hoạt động biến chất mạnh mẽ và granit hóa trên những phạm vi rộng lớn. Kết quả tạo những cấu trúc cổ ổn định kiểu nền đầu tiên làm khung nhân cho sự hình thành các nền cổ ở đại PR. Đó là những nếp vồng khối nâng tròn trịa dạng vòm rộng như nền Siberia, nền Đông Âu, nền Nam Mỹ 1.2.2. Đại Nguyên Sinh (PR) Giai đoạn đại Nguyên Sinh là thời gian xuất hiện hoạt động những địa máng để hình thành các hệ thống uốn nếp kiểu chính thức như các hệ thống uốn nếp Careli (Châu Âu), Wutai (S ơn Đông Trung Quốc) trong thời gian này cũng xuất hiện các đai địa máng Nội Phi và Brasil. Cuối đại PR, các địa máng (trừ Nội Phi và Brasil) đã kết thúc chế độ hoạt động địa máng tạo uốn nếp, xâm nhập và biến chất, tạo thành những khu vực cứng rắn hóa gắn liền những khối nguyên thủy và hình thành những móng uốn nếp ở các nền cổ. Cũng trong giai đ oạn này trên những khối uốn nếp AR đã hình thành tầng phủ bao gồm đá trầm tích và đá magma.Trong nhiều nơi cũng đã thành tạo các cấu trúc kiểu máng nền. Vào PR muộn, giai đoạn Sini, là giai đoạn hình thành lớp phủ nền ở các nền cổ thế giới sau khi đã hoàn thành hệ uốn nếp Carelit. Đây cũng là giai đoạn hình thành và phát triển các đai địa máng Thái Bình Dương, Địa Trung Hải, Đại Tây Dương và Ural – Mông Cổ. Trong các khu vực địa máng, hoạt động nghịch đảo kiến tạo trước kia hình thành những địa khối trung tâm - nguồn cung cấp vật liệu trầm tích cho các địa máng. Trong các miền võng địa máng, được hình thành trên lớp vỏ đại dương mỏng đã tạo thành những hệ trầm tích rất dày thuộc các thành hệ đặc trưng cho địa máng như hệ trầm tích phun trào. Các nền đã thành tạo phần đầu tiên của tầng phủ.Thành phần axit carbonic cũng giảm dần. Như vậy, trong đại PR hình thành hai chế độ hoạt động đầu tiên khác nhau trong lịch sử phát triển vỏ Trái Đất là chế độ địa máng và nền. 7Nguyên địa máng: địa máng nguyên hóa đá, hình thành trên lớp vỏ bazan anđezit chưa bình ổn. 33
34. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Cùng với hoạt động đá phun trào, ở dưới biển cũng hình thành cát kết, đá phiến sét và các loại cacbonat mà chủ yêu slà đôlomit và cả đá silic. Hình 1.1. Sơ đồ các yếu tố cấu trúc chính của Châu Á8 1.3. Hoàn cảnh cổ địa lí Trong giai đoạn này, các sản phẩm của hoạt động phun trào đã làm cho biển AR giàu axit clohydric, axit fluoric, H2S, CO2, CH4 và các loại cacbuahydro khác.Độ axit trong nước rất cao (pH có thể tới 1-2) vì thiếu oxi tự do nên trong nước biển chưa thấy thành phần sunfat. Trong khí quyển khí CO2 đóng vai trò chủ yếu, dần dần xuất hiện oxi tự do. Đến giữa đại AR thành phần nước biển có nhiều thay đổi, độ axit giảm dần do các kim loại kiềm từ lục địa bị phá hủy ra biển. Sinh vật đơn bào bắt đầu xuất hiện được tìm thấy như đá vôi tìm thấy ở Châu Phi, đó là nh ững tế bào có khả năng tự dưỡng, sau đó tảo lam xuất hiện. Cuối sini, bên cạnh thực vật cấp thấp đã xuất hiện những động vật không xương sống, ngành ruột khoang nguyên thủy, giun và những dạng giáp xác nguyên thủy.Các tập đoàn tảo vôi phát triển để lại di tích là các ám tiêu ở Montana (Mỹ), Siberia và Trung Quốc. 8Đơn giản hóa từ Wang và nnk, 2005 34
35. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn 1.4. Sự thành tạo khoáng sản trong thời Tiền Cambri 1.4.1. Đặc điểm Các khoáng sản thành tạo trong thời kì Tiền Cambri có các đặc điểm chủ yếu sau đây: 1. Có hàm lượng quặng cao, phân bố tập trung ở các khu vực nền cổ 2. Thành tạo một số khoáng sản quí hiếm, trữ lượng lớn như Uran, platin, mica mà không gề gặp ở các đại địa chất sau này 3. Không có các khoáng sản có liên quan đến nguồn gốc sinh vật mà chủ yếu là các khoáng sản kim loại 1.4.2. Các khoáng sản chính ~ Uran: có khoảng 90% quặng uran có liên quan tới đá cát kết, cuội kết, chỉ có 10% là uran tự do, đa số đều có trữ lượng lớn, phân bố ở Canada, Tanzania, Đông Nam Úc, khu vực Hồ Lớn (Mỹ). ~ Sắt: có liên quan tới đá quaczit với các loại quặng manhetit (hàm lượng sắt từ 60 -70%), quặng mactit (hàm lượng sắt 55%), quặng titanomanhetit (hàm lượng sắt từ 50-60%). Ngoài ra còn thành tạo một số quặng sắt nằm trong lớp vỏ phong hóa đá quaczit như quặng limonit, quặng gotit các quặng mỏ có trữ lượng lớn phân bố ở bán đảo Labrador, khu vực Hồ Lớn, vùng Bạch Hải, Canma, Ural, Ucraina, Ấn Độ, Mozambique, Mãn Châu. ~ Mangan: chủ yếu là quặng manganrit, phân bố ở Nam Phi. ~ Titan: chủ yếu là quặng titanit, phân bố ở bán đảo Labrador, Thụy Điển, Cusa (Nga). ~ Niken: phân bố vùng Tôn Sơn (Canada), vùng Bạch Hải (Nga) ~ Coban: phân bố ở Marốc, Dămbia ~ Crôm: phân bố ở Nam Phi, Tanzania, Mozambique. ~ Đồng: phân bố ở vùng Tôn Sơn (Canada) ~ Thiếc: phân bố ở Tanzania, Kenya ~ Liti: phân bố ở Mozambique ~ Vàng: phân bố ở vùng Hồ Lớn, Canada, Brasil Sudan, Nam Phi, Úc, Côtđiva ~ Plantin: phân bố ở Mozambique, Nam Phi ~ Berin: phân bố ở Nam Phi ~ Albet: phân bố ở nam và bắc Triều Tiên ~ Mica: phân bố ở Siberia, Ấn Độ ~ Kim cương: phân bố ở Brasil, Ấn Độ ~ Khoáng sản đa kim loại: gồm nhiều kim loại cộng sinh với nhau như đồng, chì, thiếc tạ o thành khoáng vật sunfua. Các mỏ có trữ lượng lớn phân bố ở phía tây Canada, Tanzania, Đông Úc, Brasil. 35
36. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn 36
37. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn BÀI 2: LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN VỎ TRÁI ĐẤT TRONG NGUYÊN ĐẠI CỔ SINH 2.1. Những biến đổi của cấu trúc vỏ Trái Đất trong đại Cổ Sinh Nguyên đại Cổ sinh kéo dài từ kỉ Cambri đến kỉ Pecmi trải qua thời gian 350 triệu năm trên vỏ Trái Đất. Thời gian bắt đầu của đại cách đây 570 triệu năm. Nguyên đại này diễn ra những quá trình biến đổi rất lớn làm cho bộ mặt vỏ Trái Đất vào cuối Pecmi đã thay đổi rất nhiều so với giai đoạn Tiền Cambri. Trong đại Cổ Sinh, hoạt động của Trái Đất đã diễn biến phức tạp để hình thành những cấu trúc uốn nếp rộng lớn ở nhiều khu vực địa máng, đồng thời là các hoạt động nâng, hạ diễn ra trên một diện tích rộng lớn. Có thể chia lịch sử phát triển vỏ Trái Đất trong đại này làm hai giai đoạn lớn: Giai đoạn thứ nhất: ứng với chu kì Calêđôni diễn ra trong các kỉ Cambri, Ocdovic, Silua và thành thạo cấu trúc Caleđonit Giai đoạn thứ hai ứng với chu kì Hecxini diễn ra từ kỉ Devon, Cacbon, Pecmi (hay còn gọi là PZ muộn). Trong mỗi chu kỳ kiến tạo, lịch sử phát triển kết thúc bằng sự hình thành cấu trúc uốn nếp ở địa máng và nâng cao ở nền kế cận, nhưng sự hình thành cấu trúc ấy không phải là tức khắ c mà đã trải qua những thời kỳ (pha) uốn nếp tạo núi. 2.1.1. Kỷ Cambri (kí hiệu ϵ) 2.1.1.1. Lịch sử phát triển của vỏ Trái Đất Từ Cambri có 6 lục địa lớn hình thành từ sự phá vỡ siêu lục địa Rodinia, còn có nhiều tiểu lục địa, nhiều dãy cung đảo đi kèm các vi mảng trong PZ, bao gồm: Laurentia (phần lớn vùng đất của Bắc Mỹ, Greenland, Tây Bắc Ireland, Scotland) Baltica hay Đông Âu (gồm lãnh thổ Nga phía tây dãy Ural, phần lớn lãnh thổ Bắc Âu) Siberia (phần phía đông dãy Ural của Nga, lãnh thổ Châu Á thuộc Nga, bắc Kazakhstan và Nam Mông Cổ). Kazakhstan (một lục địa hình tam giác với hạt nhân là Kazakhstan nhưng trong PZ có thể bao gồm cả một phần của lục địa Siberia). Cũng có thể coi đại bộ phận Mông Cổ và một bộ phận của Siberia thuộc một lục địa riêng – lục địa Mông Cổ, trong PZ nằm giữa hai lục địa Kazakhstan và Siberia. Trung Quốc (bao gồm hai lục địa Hoa Bắc và Hoa Nam) Gondwana gồm Châu Phi, Madagasca, Ấn Độ, Nam Cực, Australia, Nam Mỹ, Florida của Mỹ và Mexico, một phần của Nam Âu và Trung Đông, Gondwana cũng bao gồm nhiều lục địa hiện nay thuộc Châu Á như Đông Nam Á (Đông Dương, Malaysia), Tây Tạng, Arabia và các vùng khác của Cận Đông. 37
38. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Bồn đại dương thứ nhất là Iapetus hay Đại Tây Dương nguyên thủy ngăn cách giữa Bắc M ỹ, Greenland (Laurentia) với nền Nga (Baltica). Rìa đông của Laurentia bao gồm cả Chucotca, Spitsberg, còn rìa đông nam – bao gồm cả Scotland của nước Anh hiện nay. Bồn đại dương thứ hai là Paleoasia (Cổ Á Châu) phân cách Baltica và Đông Siberia với các lục địa Tarim và Trung – Triều Bồn đại dương thứ ba là Paleotethys (Cổ Địa Trung Hải) ngăn cách Gondwana với Bắc M ỹ (Laurentia), khối Tarim, Trung Triều.Bồn đại dương này nối liền với Paleopacific (Cổ Thái Bình Dương). Tất cả những lục địa vừa nêu cùng với Gondwana trong Cambri nằm ở v ĩ độ thấp hoặc vùng khí hậu ấm. Trong suốt thời gian kéo dài 70 triệu năm của kỉ ϵ, hoạt động địa máng diễn ra mạnh mẽ. Đầu kỉ ϵ biển lấn ở nhiều khu vực của các địa máng và nền, các nền Siberia và Trung Quốc có diện tích ngập rất lớn, các nền Đông Âu, Bắc Mỹ, Gondwana biển ngập ở phần rìa địa máng. Biển càng rộng hơn ở ϵ2, sang ϵ3 chỉ ở nền Bắc Mỹ là biển lan rộng hơn, trong khi các nền khác như Đông Âu(bề dày trầm tích là 100 – 200m), Siberia (trầm tích dày 2.000m), Trung Quốc (bề dày trầm tích chỉ 500m) diện tích biển lại thu hẹp. Đặc biệt riêng khối nền Gondwana rộng lớn ngay từ đầu kỉ ϵ nó đã thể hiện tính chất của một lục địa nâng cao vững chắc, diện tích bị biển ngập chỉ ở phần rìa nền tiếp giáp với địa máng Đông Úc, khu vực Amazon ở Nam Mỹ, Bắc Phi. Các địa máng bước vào giai đoạn đầu của chu kì địa máng. Tốc độ sụt võng của các địa máng tuy có khác nhau nhưng nó đều hình thành những hệ tầng trầm tích lục nguyên dày.Đị a máng Đại Tây Dương có nơi đạt 3-4km; địa máng Địa Trung Hải từ 1,2 – 1,5km, hệ địa máng Uran dày 1,5km; địa máng Catazia dày 2km, có chỗ dày 8km, địa máng Đông Úc dày 7,5km. Trừ khu vực Antai – Saianở các địa máng khác nhau hầu như không có thành phần đ á phun trào trong các thành hệ trầm tích.Hoạt động địa máng ở khu vực Antai – Saian diễn ra sớm hơn các khu vực địa máng khác. Trong ϵ1 và ϵ2, ở khu vực này có chế độ sụp võng lớ n, bề dày trầm tích lớn tới 7km, hoạt động phun trào mạnh mẽ. Cuối ϵ2 bắt đầu có chuyển độ ng nâng và xâm nhập bazic. Đến ϵ3 thì có hoạt động kiến tạo kèm theo xâm nhập axit. Cuối kỉ Cambri có pha uốn nếp Salair 9, pha sớm nhất của chu kỳ tạo núi Calêđôni. Pha này cơ bản đã kết thúc chế độ địa máng ở Antai – Saian, hình thành cấu trúc Salairid. Hoạt động tạo núi này kéo kèm theo biển lùi ở nền Siberia. Ở các khu vực khác hoạt động tạo núi mang tính khu vực và yếu hơn như tạo núi Quinghai (Thanh Hải) ở Hoa Bắc, tạo núi Benambri ở Đông nam Úc. 2.1.1.2. Điều kiện cổ địa lí Kỉ ϵ có điều kiện khí hậu khô nóng trong suốt 70 triệu năm. Người ta tìm thấy trầm tích muối màu đỏ: thạch cao, đôlomit ở dải vĩ độ trung bình từ bán đảo Ả Rập đến Iran qua đông Siberia và Canada. Ở phía Bắc và Nam của dải, khí hậu mang tính ấm ẩm.Riêng Nam Mĩ có trầm tích Titit10, chứng tỏ nơi đây có khí hậu lạnh vùng ôn đới. Tóm lại điều kiện khí hậu nóng ẩm chung tạo điều kiện thuận lợi cho sinh vật sống trong môi trường biển. Ở đây ngoài Tảo lam còn có Tảo lục và Tảo hồng. Đây là nơi sinh sống cho động vật không xương sống bò dưới đáy biển. Trong đó, các nhóm chiếm ưu thế gồm có: 9Tạo núi Salair: do sự xô húc của các mảng Siberia và Mông Cổ 10Trầm tích Titit: trầm tích sông băng 38
39. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn + Bọ ba thùy với những đại biểu rất đa dạng và để lại rất nhiều hóa thạch nhiều nơi trên Trái Đất, chiếm vai trò ưu trội nhất (60%) trong động vật biển của ϵ. Là một lớp lớn của ngành Chân khớp, hóa thạch của lớp này có mặt trong các đá trầm tích Paleozoi từ Cambri đến Permi với những đặc điểm tiêu biểu: phần lớn có khiên đầu to, khiên đuôi bé, thân gồm nhiều đốt, mắt hoặc tiêu hoặc giảm bé đi. Hiện tượng tiêu giảm mắt là do môi trường sống chui rúc dưới vùng nước đục hoặc trong bùn. Chưa có khả năng cuộn tròn để tự vệ. + Dạng chén cổ: các đại biểu của ngành này khá phong phú trong các trầm tích của Cambri hạ và trung, đến Cambri thượng hóa thạch của chúng hiếm gặp. Chúng là những sinh vật biển đơn thể hoặc quần thể, bộ xương bằng đá vôi có hình dạng như một cái chén hoặc cái cốc. Thường thấy hóa thạch trong các đá trầm tích carbonat tướng biển nông và di tích của tảo đi cùng, sống trên biển cạn có đáy biển đá. Dạng Chén cổ đã trở thành loại tạo đ á ở Úc với những lớp đá vôi chỉ do xương của Dạng Chén cổ tạo thành. Hình 2.1. Hóa thạ ch Chén cổ trong Cambri 1. Cắ t ngang mộ t dạ ng quầ n thể Saianocyathus 2. Dạng đơn thể Kotuyicyathus 3. Dạng quần thể Paranacyathus. + Tay cuộn: ngành Tay cuộn gồm lớp không khớp (vỏ bằng kitin) và lớp có khớp (vỏ bằng chất vôi). Các đại biểu của hóa thạch Tay Cuộn gặp trong đá trầm tích sét lẫn trầm tích carbonat. Chúng đứng hàng thứ hai trong giới sinh vật ở Cambri, chiếm 30% tổng số hóa thạ ch biết trong đá, phân bố ở vùng thềm lục địa. + Bút đá: thuộc động vật nửa dây sống, ở trong môi trường nước sâu. Một số rất ít Bút đá có thể gặp trong tướng đá thô.Sống trôi nổi nên chúng phân bố địa lý rộng rãi và trở thành hóa thạch chỉ đạo địa tầng rất tốt. Ngoài ra còn có các đại biểu của Chân dài, San hô vách đáy, Da gai cố định, Ruột khoang, Chân Rìu 39
40. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Hình 2.2. Một số bọ ba thùy của PZ sớm 2.1.2. Kỷ Ocdovic (kí hiệu O) 2.1.2.1. Lịch sử phát triển vỏ Trái Đất Kỉ này kéo dài khoảng 60 -70 triệu năm.Sang kỉ O, các hoạt động địa chất ngày càng tăng dần. Hoạt động sụt võng diễn ra mạnh mẽ trên phạm vi toàn cầu. Biển tràn ngập hầu hết bán cầu Bắc, kể các nền Siberia, Bắc Mỹ, Trung Quốc, Đông Âu. Và ngay ở bán cầu Nam, đại lụ c Gondwana ở kỉ trước vốn là đại lục được nâng cao vững chắc thì bước sang kỉ O cũng bị biển lấn ở vùng rìa như Bắc Phi, Bắc Ấn, Đông Úc. Cùng với hiện tượng biển tiến rộng rãi quá trình sụp võng cũng gây hoạt động mạnh mẽ, bước vào chế độ địa máng thực thụ,ở các địa máng như ở Anh, Nauy, Iran, Kazakstania, Thiên Sơn, Côn Luân, Tần Lĩnh, Đông Úc. Cuối kỉ O, trong nhiều địa máng, vào những thời điểm khác nhau đã diễn ra quá trình chuy ển động nghịch đảo kiến tạo. Hoạt động nghịch đảo kiến tạo không đưa đến kết thúc chế độ địa máng, do đó được gọi là nghịch đảo bộ phận, thể hiện rõ nhất ở hệ địa máng Appalachian, Grampian Tây Âu (núi Acđen, Balan), ở Úc. Ở nhiều nơi vào cuối kỉ O biển lùi dần trên phạm vi rộng lớn như Siberia, Bắc Mĩ, Trung Quốc, Đông Âu Ở khu vực địa máng Tây Âu, trầm tích O phân bố rộng rãi hơn so với trầ m tích ϵ.Trầm tích dày, bao phủ trên diện rộng, điển hình: Grampian dày 5km, Antai – 40
41. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Tuva11 dày 8km trên một diện hẹp, Côn Luân - Tần Lĩnh có bề dày trầm tích 8km, phía tây của địa máng Đông Úc dày 7km, địa máng đông bắc Á dày 6km, Coocđie dày hàng ngàn m, địa tào Katazia dày 3-5km. 2.1.2.2. Điều kiện cổ địa lí Đến kỉ O không có sự phân khu vực rõ rệt về các loại trầm tích đặc trưng cho chế độ khí h ậu khác nhau, điều đó chứng tỏ rằng trong thời gian này về cơ bản chế độ khí hậu trên Trái Đất có sự thống nhất.Kết luận này cũng được xác nhận bởi tính chất của sinh giới là đặc trư ng cho khí hậu biển ấm, không có sự phân dị về địa lý động vật. Cuối kỉ O liên quan với hoạ t động nâng cao làm cho lục địa mở rộng, thềm lục địa tăng lên, ít nhiều cũng có thay đổi ch ế độ khí hậu, các vùng khô ấm nhiều hơn. Hiện tượng này thấy rõ trong các trầm tích O thườ ng với thành phần trầm tích màu sặc sỡ kiểu lục địa và các loại đá vôi ám tiêu có nguồn gốc Tảo và San hô. Ở kỉ O Chén cổ bị tiêu diệt hàng loạt nhưng Bọ ba thùy lại sinh sống khắp Trái Đất, thị giác của chúng phát triển tột độ. Nếu như những Bọ ba thùy đầu tiên của lớp này chỉ có vỏ giáp cứng trên thân thì con cháu chúng ở kỉ S lại biết bơi rất thành thạo và có khả năng cuộn mình lại khi gặp nguy hiểm. Trong kỉ O người ta bắt đầu chú ý tới nhóm đang tiến hóa mạnh đó là nhóm Bút đá, chúng để lại nhiều hóa đá rất có giá trị và được nhà cổ sinh người Ba Lan Kozlovsky công bố vào những năm 50 xếp loại thuộc động vật nửa dây sống. Các nhóm khác cũng phát triển tuy ch ưa bước vào thời phồn thịnh như Chân Đầu với những loại khổng lồ thuộc thượng bộ sừng trong, San hô vách đáy với những địa biểu của rất nhiều bộ Tay cuộn với nhiều đại biểu thuộ c nhiều bộ Tay cuộn hình tăng.Đặc biệt trong vùng nước ngọt đã thấy xuất hiện lần đầu tiên các đại biểu nguyên thủy của động vật có xương sống thuộc nhóm không hàm. Hình 2.3. Bút đá trong PZ sớm Nhìn chung thế giới sinh vật trong kỉ O so với kỉ ϵ đã có một sự thay đổi mới rõ rệt. Hàng loạt những dạng mới đã xuất hiện và phát triển như Tay cuộn có khớp: Bút đá Đặc biệt có sự xuất hiện của loại ốc Tiễn thạch có cái vỏ như mũi tên, được các nhà địa chất chọn làm hóa đá chỉ thị cho kỉ O. Loài ốc này bị hủy diệt phần lớn vào kỉ K của đại MZ, nhưng một số ít vẫn tồn tại đến ngày nay. 11Antai – Tuva: phần tây nam của Antai - Saian 41
42. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Hình 2.4. Một số hóa thạch Tay cuộn của PZ sớm Thực vật trong kỉ O chưa có gì thay đổi lớn, chúng vẫn là những thực vật cấp thấp sống ở môi trường nước như Tảo lam, Tảo lục, Tảo hồng và vi khuẩn. Đồng thời tại những miền đầ m lầy lục địa cũng vẫn tiếp tục xuất hiện và tồn tại các dạng thực vật chuyển sang đời sống ở cạn đã xuất hiện từ kỉ ϵ trước đây. 2.1.3. Kỷ Silua (kí hiệu S) 2.1.3.1. Lịch sử phát triển vỏ Trái Đất Kỉ S kéo dài khoảng 30 -35 triệu năm. Được coi là giai đoạn cuối của hoạt động địa máng trong chu kì kiến tạo Calêđoni. Trong địa máng từ đầu kỉ S, tuy chế độ địa máng chưa kết thúc nhưng đã hình thành những cấu trúc dương trên những diện tích rộng lớn của địa máng. Hoạt động sụt võng của địa máng ở kỉ S so với kỉ O yếu hơn nhiều. Cuối kỉ S là thời kì nghị ch đảo Calêđôni chính thức, biển rút cực đại, chế độ lục địa được thiết lập trên những lãnh th ổ rộng lớn với sự trồi lên của những nền cổ. Đến đây, cấu trúc uốn nếp Calêđôni được hình thành trên vỏ Trái Đất thể hiện rõ ở Đông Bắc Mỹ, Greenland, Tây bán đảo Scanđinavi, Anh, Ireland, vùng Kiecghi, Saian, Katazia, đông nam Trung Quốc. Nền Bắc Mĩ trong kỉ S cũng là một lục địa lớn nhưng bằng phẳng.Biển chỉ ngập một số vùng ở phía đông của nền, tiếp giáp với địa máng Tây Appalachian. Nền Gondwana khổng lồ ở bán cầu Nam trong kỉ S cũng chỉ sụt chìm ở những miền rìa nh ư các kỉ trước. Do chịu ảnh hưởng của địa máng kế cận, Đông Úc bị uốn nếp nâng cao nên phần phía Đông của nền Úc đã bị nâng cao từ cuối kỉ O. Nhìn chung, trong khoảng thời gian 160 triệu năm từ kỉ ϵ đến kỉ S (PZ sớm), vỏ Trái Đất đ ã trải qua những chuyển động phức tạp trong những khu vực địa máng và nền khác nhau. Chu kì Caleđôni bắt đầu sụp võng từ kỉ ϵ, sang giai đoạn địa máng sụp võng mạnh ở kỉ O, từ cuối kỉ O quá trình nghịch đảo kiến tạo nâng cao chiếm ưu thế. Đến cuối kỉ S chế độ địa máng kết thúc, hình thành cấu trúc Calêđônit nổi cao ở nhiều khu vực. 42
43. Địa chất lịch sử GV: Hoàng Thị Kiều Oanh – Đại học Sài Gòn Trầm tích trong S chủ yếu là đá phiến và đá vôi.Đến cuối S, trầm tích mang tính chất thô v ụn liên quan tới những khu vực đã chịu ảnh hưởng của nghịch đảo kiến tạo Calêđôni. Theo thuyết lục địa trôi, vào PZ sớm có sự dịch chuyển của các mảng lục địa theo hướng g ắn liền với nhau để tạo nên khối lục địa khổng lồ Pangea. 2.1.3.2. Điều kiện cổ địa lí Sang kỉ S khí hậu khá đồng nhất trên vỏ Trái Đất. Có sự đồng nhất của thành phần, tướng đá và hóa đá của S ở nhiều nơi khác nhau trên Trái Đất. Đáng chú ý là đá vôi ám tiêu (san hô, ruột khoang lỗ tầng) thấy phân bố rộng rãi cũng đã khẳng định tính chất khí hậu ấm đồ ng nhất trên Trái Đất. Theo Xinhixưn (1962), trong kỉ S khí hậu biến đổi theo hướng khô dầ n. Đầu kỉ còn ít đá vôi nhưng lại phong phú đá phiến graptalit (Bút đá).Đến cuối kỉ S khí hậ u khô thể hiện rõ nét nhất. Bằng chúng là người ta thấy bắt đầu phổ biến rộng rãi các thành h ệ lục địa màu đỏ và các loại thạch cao, đôlomit như ở Fungut, Thiên Sơn, Tuva, Zabaican, Côn Luân và vùng Hồ Lớn. Điều kiện khí hậu khô hạn ở cuối S đã bắt đầu cho một thời kì dài có khí hậu khô nóng ở kỉ D sau này. Sinh vật kỉ S mang tính chất kế thừa rõ rệt của sinh vật kỉ O. Hầu hết các nhóm có mặt trong kỉ O vẫn tiếp tục phát triển trong kỉ S. Bọ Ba Thùy tuy còn để lại nhiều hóa đá có ý nghĩa nhưng chúng đã suy kém vì phải rút lui trước sự tấn công của loại Chân đầu. Nhóm Bút đá tuy phong phú những cũng chóng giảm thoái cuối kỉ để sắp sửa bước sang thời kỳ lụi tàn dần. Trong kỉ này bắt đầu thấy những nhóm như Tay cuộn dần dần lan tràn rộng rãi và chiếm ưu thế rõ rệt với những bộ quan trọng, trong đó có bộ Tay cuộn hình trăng và Tay cuộ n không cửa. Một sự kiện trong kỉ S là sự xuất hiện lần đầu tiên của những động vật có xươ ng sống xương hàm dưới mang răng. Điều này đánh dấu một bước nhảy vọt trong các động vật đẳng cao và với sự có răng ở hàm. Các động vật có răng trên hàm đều có khả năng tự bả o vệ tốt và có công cụ tấn công có hiệu lực để chống lấn các động vật khác. Đó là sự xuất hi ện của loài cá Giáp, thủy tổ loài cá trong kỉ S. Bên ngoài của chúng có một lớp vỏ cứng bảo vệ, chưa có xương, mới có sụn, chưa có hàm và một số còn chưa có vây chân để bơi lội. Phầ n lớn loài cá Giáp chỉ dài vài cm, nhưng cũng có đến vài loại dài đến 2m.Cho đến cuối kỉ S, Tảo và vi khuẩn vẫn thống trị thế giới thực vật. Ngoài các loại tảo tìm thấy ở các kỉ trước, còn xuất hiện thêm loại Tảo vòng, Tảo nâu, Tảo hồng.Di tích của chúng được tìm thấy ở Bắ c Mĩ và Baltic. Tảo lam phát triển cực thịnh, di tích của chúng tạo nên tầng đá phiến dầu gọi là Kukecxit prebaltic nổi tiếng. Những biến cố địa chất vào cuối kỉ S đã tạo điều kiện cho sự ra đời của loài thực vật đầu tiên sống trong môi trường nước ngọt là loài Quyết trần chưa có lá, còn thân, rễ thô sơ và loài Rêu. Nhờ sự tập trung nhiều xác sinh vật hữu cơ sống trên cạn làm môi trường phát sinh loài Nấm. 43