Mặc dù các chi tiết còn mâu thuẫn nhưng các cơ chế tổng quát thành tạo một chuỗi ophiolit đầy đủ đã đươc hiểu một cách hợp lý. Khi áp suất giảm ở quyển mềm dâng lên bên dưới các sống núi đại dương thì lerzolit granat nóng chảy cục bộ để sinh ra magma basalt. Các magma này tụ tập trong các buồng nông(sâu 3-6km) và trải qua sự kết tinh phân đoạn. Các đá siêu mafic và gabro phân lớp tích tụ ở buồng magma, tạo thành phần li tụ của các ophiolit. Các harzburgit bị cắt xẻ do kiến tạo là tàn dư còn lại sau khi nóng chảy, chúng bị biến dạng và cắt xẻ mạnh do chuyển động bình lưu (lateral advective motion) của quyển mềm và do sự biến dạng trong khi phân vị. Các dyke được ép trồi từ buồng magma tạo thành phức hệ dyke phân tấm và phần nhiều còn phun ra tạo thành dung nham cầu gối ở rift trục. Sự kết tinh phân đoạn trong buồng magma cũng tạo ra các xâm nhập diorit và plagiogranit cục bộ ở phần đỉnh loạt li tụ phân lớp
Các ophiolit Tiền Cambri.
Các ophiolit và các trầm tích biển sâu cộng sinh được nhận biết đầu tiên trong dữ liệu địa chất khoảng 2 tỷ năm. Một trong những ophiolit già nhất được nhận biết, trong đó có tất cả các thành tố thiết yếu sắp theo thứ tự địa tầng đúng đắn, là phức hệ Jormua ở Bắc Phần lan. Trong các báo cáo về các ophiolit cổ đều thiếu sự ghi nhận có phức hệ dyke phân tấm va harzburgit bị kiến tạo cắt xén. Mặc dù có ít ophiolit được ghi nhận và mô tả tốt có tuổi già hơn 1000 triệu năm, đông đảo các biểu hiện ophiolit khác có tuổi trong khoảng 1000-600 triệu năm được biết từ các miền tạo núi Pan-African ở Phi châu và Nam Mỹ và từ các vùng quanh Bắc Đại Tây Dương. Các chiều dày của phần lớn các ophiolit Proterozoi muộn được đánh giá khoảng 8km, nhưng phần lớn nhỏ hơn 5km. Ranh giới của chúng là các đứt gãy chồm nghịch và có vẻ được xâm vị do bổ chồm. Mặc dù mức độ biến chất khá đáng kể nhưng nhiều ophiolit Proterozoi vẫn giữ được các cấu tạo và kiến trúc nguyên sinh. Tuy nhiên, phần lớn chỉ là các chuỗi ophiolit từng phần.
Cũng như các ophiolit Phanerozoi, phần lớn ophiolit Proterozoi ít nhiều đều có mang dấu ấn địa hóa đới chúc chìm. Điều đó nói lên rằng chúng là các mẩu vỏ đại dương liên quan tới cung từ các bồn sau cung hoặc giữa cung.
40
Basalt cầu gối ở SanSan Luis Obispo
41
Vết lộ ophiolit ở Green Gardens Hike, Newfoundland, Canada: basalt cầu gối ở trên, dyke phân tấm ở dưới
42
3 cơ chế xâm vị ophiolit:
A. Bổ chồm ở rìa lục địa thụ động.
B. Bổ chồm ở cung.
C. chuyển vào một lăng trụ bồi kết
3.3 CÁC BỐI CẢNH KIẾN TẠO LIÊN QUAN ĐẾN CÁC PLUM (PLUMES) MANTI
3.3.1 Các cao nguyên ngầm dưới biển và các sống phi địa chấn (aseismic ridges) (aseismic ridges)
Các cao nguyên ngầm dưới biển, mà chủ yếu bao gồm các dòng basalt phun
lên dưới đại dương, là các dạng địa hình rộng nhất của đáy biển. Các sống phi địa
chấn là các sống(gờ) núi lửa đã tắt trên đáy biển. Khoảng 10% các đáy đại dương
được bao phủ bởi các cao nguyên ngầm dưới đáy biển và các sống phi địa chấn và hơn 100 đã được biết, phần lớn trong số đó nằm ở Tây Thái Bình Dương. Chúng nổi cao hơn đáy biển đến hàng nghìn mét và một vài sống còn nổi cao trên mực nước biển như gờ Seychelles Bank ở Ấn Độ Dương. Một số sống có móng granit, chứng tỏ chúng là các mẩu có nguồn gốc rift của vỏ lục địa. Số khác lại có nguồn gốc núi lửa, liên quan đến hoạt động điểm nóng. Một số sống phi địa chấn, như sống Palau- Kyushu ở Nam Nhật Bản, là các cung đại dương đã tắt. Số khác, như các sống Walvis và Rio Grande ở Nam Đại Tây Dương là các vệt điểm nóng.
Cùng với các basalt ở các lục địa, các cao nguyên ngầm dưới biển được cho là các sản phẩm magma do plum manti phun lên. Cao nguyên ngầm dưới biển lớn nhất, nằm trên xích đạo ở Tây Thái Bình Dương, là cao nguyên dung nham
43
Ontong, được phun ra từ một plum manti vào khoảng 120 triệu năm ở Nam Thái Bình Dương. Trên cao nguyên này có các núi biển(seamounts) với các chỏm bị phủ bởi các trầm tích biển khơi(đá vôi, đá phiến silic và radiolarit), có chỗ dày hơn 1 km. Bởi vì chỉ các đỉnh cao nguyên ngầm dưới đáy biển là có thể lấy mẫu, nên để tìm hiểu thêm về các tập hợp đá của chúng cần phải nghiên cứu các cao nguyên ngầm cổ mà nay được bảo lưu trên các lục địa như các teran. Việc nghiên cứu teran Wrangella, bao gồm trong đó có một cao nguyên ngầm dưới biển đã bồi kết vào Tây Bắc Mỹ trong Creta, cho thấy các basalt cầu gối và các dăm kết vụn thủy tinh là thành phần chủ yếu của chuỗi đá, với chỉ một tầng phủ mỏng đá vôi, đá phiến sét và đá phiến silic biển khơi. Một số cao nguyên ngầm dưới biển(như Kerguelen ở Nam Ấn Độ dương) nhô lên trên mực nước biển và bị phủ bởi các dòng basalt gần mặt đất và các vụn núi lửa đi cùng. Các basalt ở cao nguyên ngầm dưới biển chủ yếu là tholeit với chỉ một ít basalt kiềm, và phần lớn thể hiện các nguyên tố không tương hợp chỉ hơi được làm giàu so với NMORB
3.3.2 Các basalt lũ (flood basalt) lục địa
Các basalt lũ là các chuỗi dòng basalt được phun ra trên các lục địa trong những thời gian ngắn, như các basalt Sông Columbia ở Tây Bắc Hoa Kỳ và trap Deccan ở Ấn Độ. Chúng chủ yếu gồm có các dòng basalt tholeit, và cũng như các basalt cao nguyên ngầm dưới biển, chúng xem ra có nguồn gốc từ các plum manti hoặc, trong một số trường hợp, từ sự nóng chảy của thạch quyển á lục địa do các plum manti gây ra. Các chuỗi dày basalt lũ tạo nên các cao nguyên quan trọng ở các lục địa. Một trong những đặc tính của cả các basalt ngầm dưới biển lẫn basalt lũ là chúng được phun ra nhanh chóng với số lượng lớn. Các trap Deccan, phun ra vào ranh giới Creta-Paleogen(65 triệu năm), bao gồm một khối lượng còn được bảo quản basalt khoảng 1.5x106 km3 được phun ra chỉ trong khoảng ít hơn 1 triệu năm. Các basalt Sông Columbia được thành tạo vào khoảng 1.5- 6 triệu năm với 0.7x106 km3 magma được phun ra. Tốc độ phun trào basalt lũ và basalt cao nguyên
ngầm dưới biển đạt khoảng gần 0.5 đến >1 km3/năm, lớn hơn nhiều so với tốc độ
điển hình của basalt các sống đại dương và các đảo núi lửa như Hawaii (với tốc độ chỉ 0.02-0.05 km3/năm).
Các basalt lũ lục địa có xu hướng thấp Mn, Fe và các nguyên tố tương hợp khác so với MORB và các basalt đảo. Chúng điển hình thể hiện các hướng phân đoạn làm giàu Fe, nhưng một số trường hợp có Ti thấp so với các basalt đại dương khác. Các sự phân bố nguyên tố không tương hợp thay đổi rộng trong basalt lũ, thường ngay trong một trường núi lửa. Các basalt có hàm lượng các nguyên tố LIL (large Ion Lithophile Element) tương đối cao, như trap Deccan, là bị hỗn nhiễm bởi vỏ lục địa, hoặc đến từ các nguồn được làm giàu trong thạch quyên á lục địa.
44
Trong cả hai trường hợp một thành tố địa hóa chúc chìm có thể được chuyển sang các magma, hoặc bởi sự hổn nhiễm magma, hoặc trực tiếp từ nguồn trong trường hợp của thạch quyển.
Sự phân bố các cao nguyên ngầm dưới biển, các sống phi địa chấn và các trường basalt lũ trong Phanerozoi
3.3.3 Các đảo núi lửa
Các đảo núi lửa đại dương, như đảo Hawaii, là một số trong các núi lớn nhất trên Trái Đất, thường nổi cao trên nhiều km trên đáy đại dương. Trong các giai đoạn phun trào gần mặt đất, các núi lủa tiến hóa từ một giai đoạn xây khiên(shield- building stage) , qua giai đoạn lấp hồ miệng núi lửa (caldera-filling stage), kết thúc đến giai đoạn tạo thành một núi lửa dạng khiên bị xâm thực mạnh với các đợt phun magma nhỏ, thường kiềm tính. Các đảo núi lửa gồm chủ yếu là các basalt tholeit với một ít basalt kiềm và đá phái sinh của chúng được phun ra trong hoạt động núi
lửa kết thúc. Việc nạo vét lấy mẫu các núi biển(seamounts) và các sườn ngầm dưới
biển của các đảo cho thấy sự nổi trội của các đá vụn núi lửa, tương phản với sự nổi trội của các dòng dung nham ở dọc theo các sống đại dương . Sự khác nhau đó cho thấy các magma đảo-núi biển nhớt nhiều hơn đáng kể so với các magma MORB và dễ bị vỡ vụn khi phun vào nước biển. Tương phản rõ rệt với các basalt liên quan với chúc chìm , nhiều basalt đảo có hàm lượng Nb và Ta tương đối cao , phản ánh một nguồn phun manti đã được làm giàu các nguyên tố này .
Các dãy núi lửa trên đáy biển có thể được tạo ra do thạch quyển chuyển động trên các plum manti dâng lên . Nhiều sống phi địa chấn là các dãy núi lửa như vậy .
45
Nghiên cứu dãy đảo-núi biển Hawaii-Emperor cho thấy các dãy núi lửa có thể thể hiện một sự thay đổi có hệ thống về thành phần magma theo thời gian. Chẳng hạn, ở Hawaii các đá già hơn lấy từ một núi lửa nào đó là tholeit olivin , tiếp sau trở nên phong phú hơn nhiều các tholeit thạch anh giàu Fe và kết thúc với các khối lượng nhỏ basalt kiềm và các đá phân dị của nó . Các nguyên tố không tương hợp trở nên phong phú hơn trong khi thay đổi từ tholeit sang basalt kiềm . Một dãy sự kiện như vậy có thể được giải đoán theo mô hình điểm nóng, trong đó các pha đầu tiên của hoạt động magma phản ánh sự nóng chảy mãnh liệt trong hoặc trên một plum manti . Khi một mảng đại dương chuyển động trên một plum manti thì một khối lượng lớn basalt tholeit phun ra , tạo thành một hoặc nhiều hơn các đảo đại dương hoặc các núi biển . Khi đảo lại gần rìa plum thì địa nhiệt sụt xuống và mức độ nóng chảy giảm khiến cho chỉ sản xuất các khối lượng nhỏ basalt kiềm . Do đó phần lớn các đảo đại dương bao gồm các basalt tholeit (chủ yếu ngầm dưới biển), với chỉ một lớp phủ mỏng basalt kiềm được phun ra trước khi các núi lửa đi ra khỏi điểm nóng và tắt đi.
3.3.4 Các chùm (swarm) dyke mafic khồng lồ
Các chùm dyke mafic rộng lớn đã được xâm nhập vào các lục địa , bao phủ những vùng rộng đến hàng chục , hàng trăm ngàn km2 . Các chùm này rộng đến 500km và dài đến 3000 km, xuất hiện trên tất cả các khiên Tiền-Cambri và bao gồm nhiều ngàn dyke. Các dyke cá thể rộng 10-15m , có cái đến 200m . Phần lớn các dyke khá phù hợp với các đường phương và mặt dốc, và các dyke cá thể được theo dõi đến cả 1000km. Các chiều rộng của dyke có xu hướng lớn hơn ở nơi chiều sâu xâm thực ít nhất, cho thấy các dyke này rộng ra ở vỏ trên, và khoảng cách giữa các dyke nói chung từ 0.5-3km với các dyke phân nhánh cả chiều đứng lẫn dọc theo phương . Các chùm dyke chính dường như đã được xâm nhập từng hồi , với các tuổi xâm nhập chính vào 2500 ,2390,2150,2100,1100-1850,1270-1250 và 1150-1100 triệu năm . Các nghiên cứu về cấu tạo cho thấy phần lớn các chùm đã xâm nhập ở các góc thẳng với hướng ép cực tiểu và phần lớn xuyên ngang chứ không thẳng đứng , trừ ở gần nguồn . Một số chùm , như là chùm Mackenzie khổng lồ ở Canada dường như tỏa tia ra từ một điểm , được giải đoán phổ biến là magma có nguồn gốc plum . Chùm dyke Mackenzie còn là thí dụ của một chùm nằm cùng với các basalt lũ (basalt Coppermine River) và một xâm nhập phân lớp (xâm nhập Muskox) . Xác định tuổi baddeleyit(khoáng vật ZrO2) cho thấy phần lớn các chùm đá xâm vị trong các thời kỳ rất ngắn , thường ít hơn 2-3 triệu năm . Các chùm dyke khổng lồ điển hình bao gồm các tholeit , mặc dù các chùm norit cũng rất quan trọng trong Proterozoi.
46
Giống như chùm Mackenzie, nhiều chùm dyke khổng lồ hình như cũng cộng sinh với các plum manti, và sự xâm nhập của chúng đi theo sự căng dãn lớn (hơn 30%) của vỏ lục địa . Trong các giai đoạn đầu của hoạt động plum và tạo rift , các dyke có thể phát triển tỏa tia từ một nguồn plum nằm dưới. Cũng như các rift Hồng Hải và Vịnh Aden cộng sinh với các điểm nóng Afar, một bồn đại dương có thể mở ra giữa hai chùm dyke tỏa tia, bỏ lại chùm thứ ba như là bộ phận của một aulacogen. Sau đó, trong khi đóng lại bồn đại dương và va chạm lục địa, các dyke bị tiêu thụ hoặc biến dạng mạnh. Tuy nhiên, các chùm xâm nhập trong aulacogen có khả năng được bảo tồn nếu chúng nằm trên mảng đi xuống. Do đó các chùm dyke chính tỏa tia từ một điểm, như là chùm Mackenzie, có thể chỉ ra sự có mặt của một bồn đại dương vốn có trước đây. Một số chùm dyke khổng lồ có thể được xâm vị trong khi tan vỡ siêu lục địa và do đó các tuổi và sự phân bố của chúng có thể bổ ích trong việc tái lập các siêu lục địa.
49
3.4 CÁC CRATON VÀ CÁC RÌA THỤ ĐỘNG
Các tổ hợp đá được tích đọng trong các bồn trên craton và rìa thụ động là các trầm tích vụn tinh mịn, chủ yếu là cát kết thạch anh và đá phiến sét, và đá vôi biển
nông. Ở các chuỗi trầm tích Archei muộn-Proterozoi sớm , thành hệ sắt phân dải
cũng quan trọng . Bởi vì các các rìa lục địa đã trải qua thuở ban đầu là các rift lục địa , nên các tổ hợp rift nói chung nằm dưới các chuỗi trầm tích rìa lục địa thụ động. Khi các bồn sau cung phát triển giữa các rìa lục địa thụ động và các cung , như biển Nhật Bản , các trầm tích craton có thể cài xen kẽ với các trầm tích cung trong các bồn đó. Các cát kết craton là thạch anh tương đôi sạch phản ánh sự phong hóa mãnh liệt , địa hình thấp ở các vùng nguồn và sự vận chuyển dài qua các diện tích lục địa đã bị bào mòn . Thường có các lớp phủ mỏng hay các ám tiêu đá carbonat biển trầm đọng quanh các rìa bồn. Các chuỗi biển tiến và biển thoái trong các bồn craton rộng lớn phản ánh tương ứng sự dâng và hạ mực nước biển .
Các hệ thống trầm tích ở các bồn craton và rìa thụ động thay đổi phụ thuộc vào các vai trò tương đối của các quá trình sông, gió, châu thổ, sóng, dông bão và thủy triều. Sự phân bố các trầm tích trong không gian và thời gian được khống chế bởi sự nâng lên khu vực , số lượng lục địa bị các biển nông phủ lên và khí hậu . Nếu sự nânglên kiến tạo là quan trọng trong khi trầm tích thì các thềm lục địa nông và sự trầm tích bị các hệ thống sóng và bão chi phối. Tuy nhiên nếu sự nâng lên hạn chế chủ yếu là ở các rìa craton thì lượng trầm tích tăng lên vào trong craton và các hệ thống sông và châu thổ trở nên chi phối . Đối với các chuỗi biển tiến thì các biển nông trải rộng và các môi trường á triều (subtidal), bão chi phối và sóng chi phối là quan trọng . Trong khi biển thoái , các hệ thống trầm tích sông và gió có vai trò chi phối.
Các tốc độ sụt và nâng ở các craton biến đổi theo cấp thời gian mà chúng được đo. Các tốc độ hiện nay vào khoảng mấy centimet một năm , trong khi các dữ liệu từ các chuỗi già hơn cho thấy các tôc độ chậm hơn một đến hai cấp . Nói chung các tốc độ nâng trong Phanerozoi có vẻ là 0,1-1 cm/năm trong các thời kỳ 104-105 năm và trên các diện tích 104 -106 km2 . Một trong những quan sát có ý nghĩa nhất ở các bồn craton là chúng cũng bị sụt lún rất nhanh , như các bồn đại dương . Sự sụt lún của chúng xảy ra trong hai giai đoạn : trong giai đoạn đầu tốc độ sụt lún