Các đá magma ở cung thay đổi thành phần trong không gian và thời gian. Từ lâu người ta đã nhận thấy rằng một số đá núi lửa ở cung thể hiện sự tăng cao các nguyên tố LIL (các nguyên tố litophil ion lớn) và các tỉ số 87Sr/86Sr khi xuống càng
sâu đến đới chúc chìm. Sự thay đổi thành phần đó gọi là sự phân cực thành phần
(compositional polarity)và đã được khảo sát kĩ ở Nhật Bản. Bởi vì có nhiều hoặc có lẽ phần lớn cung không thể hiện được sự phân cực thành phần, nên mối quan hệ tuyến tính giữa hàm lượng nguyên tố LIL và chiều sâu đến đới chúc chìm được Dickinson đề ra đã không được dùng để xác định sự phân cực của các đới chúc chìm cổ, trừ khi có những dữ liệu khác chứng minh. Các đá núi lửa ở cung thể hiện các thay đổi thành phần theo chiều ngang, ví như đã được xác nhận bởi nghiên cứu tỉ số 87Sr/86Sr ở cung Sunda-Banda.Ở cung này tỉ số 87Sr/86Sr tăng dần về phía Đông, nhất là ở phia Đông Flores. Một số cung đại dương dường như thể hiện một sự tiến hóa địa hóa theo thời gian. Trường hợp được khảo sát tốt nhất là ở Fiji, nơi mà các đá núi lửa sớm nhất (30-25 triệu năm) tương đối nghèo các nguyên tố LIL trong khi các núi lửa muộn hơn lại giàu nguyên tố LIL, và thể hiện rõ thành tố địa hóa đới chúc chìm.
Cả hai dữ liệu thí nghiệm và thành tố địa hóa cho thấy rằng phần lớn basalt ở cung đều được sinh ra bởi sự nóng chảy cục bộ của nêm manti để đáp lại sự đưa vào các chất bốc (chủ yếu là nước) từ sự phá hủy các khoáng vật chứa nước ở tấm mảng chúc chìm. Tuy nhiên các quá trinh khác, như sự kết tinh phân đoạn (fractional crystallization), sự đồng hóa (assimilation) của vỏ và sự hỗn nhiễm
71
(contamination) bởi các trầm tích bị chúc chìm, cũng ảnh hưởng đến thành phần magma. Các sự phân bố nguyên tố vết và đồng vị không thể phân biệt được giữa sự đóng góp trầm tích bị chúc chìm vào magma ở cung và sự đồng hóa lục địa.Nếu các magma ở cung lưu trú ở vỏ lục địa khá lâu trong khi kết tinh phân đoạn thì chúng có thể trở nên bị hỗn nhiễm bởi các nguyên tố không tương thích từ vỏ vây quanh. Các tỉ số đòng vị Sr và Pb rất cao và tỉ số đồng vị Nd thấp ở một số đá núi lửa felsic và batholit granit ở các cung rìa lục địa, như ở cung Andes cho thấy các magma này đã được sinh ra hoặc bởi sự nóng chảy cục bộ của vỏ lục địa già hơn, hoặc bởi sự hỗn nhiễm đáng kể với vỏ đó.Các nguyên tố không tương hợp cũng khá giàu trong các đá đó và đặc tính này cũng phù hợp với một thành tố vỏ chính trong nguồn của chúng.
Một vấn đề chưa được giải quyết có liên quan đến sự sinh ra các magma ở cung là làm sao nêm manti lại có được thành tố địa hóa đới chúc chìm.Bất cứ quá trình nào chi phối thì cũng đòi hỏi có sự kết hợp Ta-Nb và ở một số trường hợp cả Ti từ các nguyên tố LIL và REE (các nguyên tố đất hiếm). Sự phóng thích các chất lưu nước muối từ vỏ đại dương có thể mang các nguyên tố LIL, mà có thể tan trong các chất lưu đó,vào trong nêm manti nằm trên, làm biến chất trao đổi nêm này và để lại Nb và Ta đằng sau. Kết quả ròng là sự giàu lên tương đối Nb-Ta ở tấm mảng chúc chìm và sự nghèo đi tương ứng ở nêm manti.Các magma sinh ra ở nêm manti do đó kế thừa dấu ấn đới chúc chìm này. Một vấn đề tiềm ẩn với mô hình này là khoáng vật chứa nước thứ sinh trong vỏ đại dương chúc chìm (như clorit, biotit, các amphibol, talc,…)bị phá hủy và giải phóng nước ở độ sâu 125km hoặc trên đó. Chỉ có phlogopit có thể bền vững ở độ sâu lớn hơn. Tuy nhiên tiền tuyến núi lửa xuất hiện ở các độ sâu đới chúc chìm 125-150km. Sự khử chất bốc (devonlatilization) của tấm chúc chìm ở 125km chỉ có thể bổ sung thành tố chúc chìm vào nêm manti nằm trên phần mảng này, mà ở đó nông hơn độ sâu nóng chảy cục bộ. Do đó có hai khả năng được đề ra để giải thích làm sao magma lại có thành tố đới chúc chìm ở nêm manti, nhưng chẳng có khả năng nào được đánh giá đầy đủ.
3.7 CÁC ĐAI TẠO NÚI (OROGENS)
3.7.1 Hai kiểu tạo núi
Có hai kiểu tạo núi đã được nhận biết: kiểu thứ nhất là tạo núi va chạm
(collisional orogens) liên quan đến va chạm của hai hoặc nhiều hơn miền lục địa, khi hướng mảng va chạm là thẳng góc, vỏ được làm dày lên nhiều và các miền vỏ già hơn bị cải tạo (reworked) mạnh bởi các hoạt động chồm vẩy,biến chất và nóng chảy vỏ cục bộ.Rất ít vỏ trẻ được tạo ra hoặc bị “bắt giữ” bởi kiến tạo trong tạo núi
72
va chạm. Trái lại,kiểu tạo núi bồi kết (accretionary orogens) thứ hai liên quan đến va chạm và khâu nối (suturing) nhiều khối vỏ trẻ (opliolite, các cung đảo, các cao nguyên ngầm dưới biển, v.v…) vào vỏ lục địa. Tạo núi bồi kết chứa rất ít các vỏ già hơn bị cải tạo.
3.7.1.1 Tạo núi va chạm
Trong các va chạm lục địa, các vảy chồm lớn và các lớp phủ địa di hướng tới mảng hội tụ khi vỏ ở đới va chạm dày lên bởi sự biến dạng dẻo và có thể bởi sự đùn lên các magma mafic. Ở một số trường hợp có các vảy dạng tấm (flakes) hay các thể ngoại lai (allochtons) có thể bị xén từ đỉnh mảng hội tụ và chồm lên mảng nằm trên. Thí dụ ở đông dãy Alps, các đá biến chât Paleozoi đã chồm xa hon 100km về phía bắc trên địa khối Bohem và một đới trầm tích biến chất Mesozoi bị cắt xén mạnh nằm giữa đới chồm vảy. Thể ngoại lai này non 12km và dường như là một bộ phận của mảng Carnics được bong tách ra trong Đệ tam giữa. Động đất xảy ra dọc theo các ranh giới va chạm lục địa – lục địa cho thấy có sự chúc chìm bộ phận của vỏ lục địa. Sự dày lên của vỏ lục địa ở các đới va chạm gây ra nóng chảy bộ phận vỏ dưới sinh ra các magma felsic mà chủ yếu xâm nhập thành các pluton với một số bề mặt phun trào. Sự kết tinh phân đoạn cùa các basalt có thể sinh ra các anorthosit ở vỏ dưới, và sự mất các chất lưu từ vỏ dưới dày lên có thể để lại đằng sau các tổ hợp khoáng vật tướng granulit. Đẳng tĩnh xuất hiện ở các tạo núi va chạm tạo ra cá rift lục địa với trầm tích sông và hoạt động núi lửa lưỡng thức (bimodal), như đã thấy ở Himalaya và Tây Tạng.
Ở một mức độ nào đó thì mỗi đai va chạm có tính chất riêng của nó. Ở một số trường hợp, các mảng kết vào nhau mà rất ít dịch chuyển ngang, ví như dọc theo đới khâu Caledon ở Scotland hoặc đới khâu Kohistan ở Pakistan. Ở các đai tạo núi khác như ở Alps và Himalaya, các thể ngoại lai chồm khá xa và dính chồng lên nhau. Sự co dồn hàng trăm kilomet có thể xuất hiện trong một va chạm như vậy. Ở một số ít đai va chạm, như đai đai Damara Proterozoi muôn ở Namibia, biến dạng và dồn dày vỏ đáng kể có thể xuất hiện ở mảng chồm lên. Ở đai Caledonides và nhiều phần của đai Himalaya, sự bổ chồm ophiolit xảy ra trước va chạm lục địa – lục địa và dường như không phải thuộc quá trình va chạm. Ở một số trường hợp, đới va chạm xiên góc với chuyển động xảy ra dọc theo một hoặc môt số đứt gãy chuyển dạng. Còn ở các thí dụ khác, một lục địa sẽ thúc lõm (indent) vào lục địa khác, bổ chồm vỏ được làm dày lên khối bị thúc lõm. Vỏ được dồn dày có xu hướng trải ra bởi trọng lực và các hướng trải ra không nhất thiết song song với chuyển động mảng khu vực. Khối nào chịu hiệu qủa lớn nhất về biến dạng và biến chất thỉ phụ thuộc và các nhân tố như tuổi vỏ, chế độ nhiệt của nó, tính dị hướng
73
của vỏ (crustal anisotrophy), và bản chất thạch quyển vỏ dưới. Các thạch quyển già hơn nói chung bền vững hơn thạch quyển trẻ hơn.
H3.22. Các mặt cắt và bình đồ của một ranh giới va chạm đang tiến triển (theo Dickinson và Suczek, 1979). Các mũi tên đứt đoạn chỉ hướng vận chuyển trầm tích
3.7.1.2 Tạo núi bồi kết
Các tạo núi bồi kết, thí dụ như Tây Codillera ở Alaska và Tây Canada, phát triển khi các teran đại dương như là các cung đảo, các cao nguyên ngầm dưới biển và các ophiolit va chạm với một rìa lục địa. Các va chạm có thể xuất hiện giữa các teran đại dương, tạo ra một siêu teran (super – terrane) , trước khi va chạm với một lục địa. Ở một số trường hợp, các khối lục địa cổ hơn cũng có thể bị cuốn vào trong các va chạm kiểu này, ví như va chạm Tacon vào Ordovic ở Đông Hoa Kỳ. Các mặt cắt phản xạ địa chấn ở Tây Canada thể hiện các mặt phản xạ địa chấn cắm về tây, mà có lẽ là các đứt gãy chồm chính, cho thấy các va chạm bồi kết bao gồm
74
những chồng teran chồm lên nhau. Bởi vì các va chạm bồi kết chủ yếu gồm những vỏ trẻ nên chúng là vỏ mới bổ sung vào các lục địa trong khi va chạm và đó là một quá trình của tăng trưởng lục địa. Trong Proterozoi sớm, một vùng tập kết vỏ mới rộng đến 1500km và dài hơn 5000km được thêm vào rìa nam của siêu lục địa Baltica-Laurentia.
3.7.2 Các tổ hợp đá tạo núi
Thật khó qui xếp một tổ hợp đá nào vào bối cảnh tạo núi va chạm và tạo núi bồi kết bởi vì các tổ hợp đá thay đổi cả về thời gian lẫn không gian khi các quá trình va chạm xảy ra. Hơn nữa, cần phải tách ra vô số các tổ hợp đá già hơn nằm trong các khối va chạm và đại diện cho mỗi bối cảnh kiến tạo có thể mường tượng được. Các trầm tích tích tụ ở các bồn tiền xứ ngoại vi (peripheral foreland basins), và các bồn nội xứ (hinterland basins). Các bồn này phát triển nhằm đáp ứng sự nâng lên va xâm thực của đới va chạm. Các bồn ấy và các trầm tích chứa trong đó có cung cách giống như các bồn tiền xứ sau xung. Các thí dụ điển hình về bồn tiền xứ ngoại vi phát triển lân cận dãy Alps và Himalaya trong các va chạm Alpin – Himalaya vào Đệ Tam. Trong khi va chạm Alpin có đến 6km trầm tích quạt bồi tích được gọi là molas đá trầm tích trong các bồn tiền xứ. Các quạt bồi tích riêng rẽ dày đến 1km và rộng đến 40km cũng được mô tả ở Alps. Các chu kỳ trầm tích thô dần lên và các bất chỉnh hợp giữa tầng đặc trưng cho các trầm tích molas va chạm, cả hai đều phản ánh sự nâng lên của một tạo núi và sự lan truyền (propagation) các vảy và lớp phủ địa di vào trong các bồn tiền xứ. Trầm tích bắt nguồn từ va chạm cũng có thể được đổ vào theo chiều dọc từ một đai tạo núi đến các bồn đại dương sót như những quạt turbidit. Các trầm tích và đá núi lửa có thể tích tụ trong các bồn có ranh giới là đứt gãy ở mảng lục địa chồm lên được làm dày trong một va chạm lục địa. Nói chung chúng tương tự như các tổ hợp rift giàu các tuf dòng và tro felsic.
Ở các mức sâu hơn (10–20km) trồi lộ ở các đai tạo núi, các granitoid phổ biến và dường như được tạo ra bởi nóng chảy bộ phận vỏ dưới trong khi va chạm. Sự dồn dày vỏ lục địa, cả ở hai mảng chúc chìm và cưỡi lên, dẫn tới sự sản xuất các granulit ở các độ sâu hơn 20km trong khi các chất lưu thoát lên trên. Các anortosit có thể tạo thành như là các thể ly tụ (cumulates) từ sự kết tinh phân đoạn của balsalt ở vỏ dưới và giữa. Magma basalt cũng có thể đùn lên vỏ và xuất hiện như gabro hoặc granulit mafic ở những phần vỏ được nâng lên. Các granit va chạm bao gồm các kiểu đồng và sau va chạm. Các granitoid trước và sau va chạm chủ yếu là các granit kiểu I, trong khi các granit đồng va chạm phổ biến là granit sáng màu (ở các đai va chạm) và phần lớn là các granit kiểu S. Chúng phổ biến quá bão hòa nhôm và thường chứa muscovit, có hoặc không có biotit và cũng có thể có
75
tourmalin. Hàm lượng silic của các granit sáng màu vượt quá 70% và phần lớn có mang thành tố địa hóa đới chúc chìm thừa kế từ nguồn vỏ dưới. Chứng tỏ nguồn gốc vỏ cho nhiều grantoid va chạm là chúng có các tỉ số 87Sr/86Sr cao (>0,725) và các giá trị 18O cao. Các granit sau va chạm. thường sinh sau va chạm 40 – 50 triệu năm, có tiếp xúc xuyên cắt rõ rệt và có thanh phần củ yếu là tonalit đến granodiorit.
3.7.3 Các yếu tô kiến tạo của một đai tạo núi va chạm
Va chạm lục địa bao hàm sự ép nén dần các teran trồi nổi ở trong các đới chúc chìm. Các teran này có thể thay đổi kích thước từ các núi biển hoặc các cung đảo đến các lục địa rộng lớn. quy mô của các teran va chạm quyết định phong cách, khoảng thời gian cường độ và trình tự của các hệ thống biến dạng. Nếu các rìa lục địa va chạm không đều, các trình tự biến dạng thay đổi dọc theo các chiều dài đường phương lớn. Trước khi va chạm kết thúc , một hoặc hai rìa lục địa có thể đã trải qua một lịch sử phức tạp lâu dài của sự hội tụ teran bồi kết.Các ranh giới va chạm lục địa là các đới phức tạp rộng, nơi mà các dịch chuyển chỗ được đổi thành các biến dạng phức tạp và thay đổi. Nhưng sự chuyển đổi đúng ra đã hoàn thành như thế nào thì vẫn còn là một vấn đề cơ bản của kiến tạo mảng. Chỉ riêng biến dạng nằm ngang không thể giải thích viê ̣̣c vỏ dày lên ở cao nguyên Tây Tạng, nơi mà sự căng dãn thẳng đứng có thể đóng vai trò quan trọng.
Các tạo núi va chạm có thể được xem xét theo ngôn từ của năm thành tố kiến tạo: các đai chồm vảy, các nếp oằn tiến xứ, các cao nguyên, các đới biến dạng tiền xứ/nội xứ trải rộng và các đới sụp đổ tạo núi (zones of orogenic collapse). Tiền xứ
(foreland) và nội xứ (hinterland) là nói về các khu vực nằm trong các đai chồm vẩy chính tương ứng theo hướng và ngược hướng đổ tạo núi chính (the direction of principal orogenic vergence). Các đai chồm vẩy (thrust belts) phát triển ở nơi bị chồng dày dần lên về phía tiền xứ. Nếu sự bong tách (detachment) xuất hiện dọc theo một đứt gãy chồm tiền xứ thì các đá ở thể ngoại lai có thể co lại đáng kể mà không phụ thuộc sự co lại ở móng. Các tầng phủ địa di ở trong cùng (the innermost nappes) và đới khâu (suture zone) thường cắm dốc và bị lật úp trong những giai đoạn tiến tới của va chạm.
76
H3.23. Sơ đồ kiến tạo va chạm Alpi-
Himalaya (theo Dewey et. al, 1986).
Cao trình các cao nguyên va chạm: cao nguyên Anatolia- 1km, cao nguyên Tây Tạng- 5km
H3.24. Các mặt cắt sơ lược của tạo núi va chạm (theo Dewey et. al, 1986) a-Alpi và b- Himalaya. M- Moho H3.25. 3 mô hình kiến tạo về sự nâng lên của cao nguyên Tây tạng:
a. Thạch quyển lục địa chúi xuống b. Thạch quyển dày lên do nén ép c. Thạch quyển bong tách
77
H3.26. Mặt cắt sơ lược qua dãy Himalaya ở Nepal và Tây Tạng (theo Windley, 1983). MBT- Đứt gãy chồm Ranh giới chính; MFT- Đứt gãy chồm Rùa trước chính,: MCT- Đứt gãy chồm Tung tâm chính
Vỏ trên ở các tạo núi là lớp rất bền vững có thể chồm xa hàng kilomet trong khi các tấm mỏng chồng chất lên nhau và nhập lại dọc theo mặt bong tách. Chẳng hạn, ở Nam Appalach một mặt bong tách đã di chuyển về phía tây qua tiền xứ ít ra
đến 300km. Các nếp oằn tiền xứ là các chỗ vồng lên ở thạch quyển tiền xứ do sự
võng xuống của thạch quyển bởi các tấm vảy chồm tiến tới. Bước sóng