Chương 2. CƠ SỞ TÀI LIỆU VÀ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU
2.2. Phương pháp nghiên cứu
2.2.4. Phương pháp địa tầng phân tập
Địa tầng phân tập là phương pháp phân tích địa tầng mới cả về khoa học lẫn thực tiễn. Ba yếu tố: nâng hạ kiến tạo, thay đổi mực nước biển chân tĩnh và quá trình trầm tích xảy ra như thế nào, ở đâu, tốc độ của chúng và tác động lẫn nhau như thế nào là nguyên tắc cơ bản của trầm tích học và địa tầng. Đặc điểm trầm tích lắng đọng trong các môi trường thay đổi từ sông và đồng bằng ngập lụt tới bờ biển, thềm lục địa và thậm chí là biển sâu là do tác động của ba yếu tố này. Nghiên cứu các mối quan hệ giữa sự thay đổi mực nước biển và trầm tích thường được gọi là “địa tầng phân tập”.
Các lợi thế của phương pháp địa tầng phân tập trở nên rất rõ ràng khi sử dụng chúng để liên kết các mặt cắt xác định trên các vết lộ, mặt cắt địa chấn hay trong các lỗ khoan sâu từ km đến hàng chục km. Những hạn chế của phân tích thạch địa tầng là không cung cấp được một khung thời địa tầng và do đó bị hạn chế về giá trị. Kỹ thuật sinh địa tầng cung cấp những thông tin cần thiết cho việc liên kết địa tầng trên cơ sở tuổi của chúng, nhưng có thể đến hàng trăm mét địa tầng đều rơi vào cùng một đới cổ sinh và sự liên kết giữa các môi trường lục địa, biển nông và biển sâu không phải lúc nào cũng dễ dàng bởi vì các hóa thạch khác nhau được tìm thấy trong các lớp trầm
tích lắng đọng trong các môi trường khác nhau này. Tuổi đồng vị phóng xạ thậm chí còn có giá trị liên kết địa tầng hạn chế hơn bởi vì khó khăn trong việc tìm kiếm vật liệu có thể sử dụng để phân tích tuổi. Bằng cách sử dụng sự thay đổi của mực biển tương đối như là tiêu chẩn để phân tích địa tầng, phương pháp địa tầng phân tập có thể khắc phục được một số nhược điểm của các phương pháp khác nêu trên.
Hình 2.4. Thay đổi mực nước biển hình thành các đơn vị địa tầng phân tập (theo Nichols Gary, 2009) [18]
Sự thay đổi mực nước biển tương đối thường xảy ra trên các khu vực tương đối rộng, thậm chí trên toàn cầu: chúng ảnh hưởng đến trầm tích trong các môi trường từ các con sông trên các đồng bằng ven biển, tới bờ biển, các thềm lục địa và các vùng biển sâu lân cận mép thềm lục địa. Nếu có các bằng chứng của sự dâng lên hoặc hạ xuống của mực nước biển ở một môi trường này thì cũng có thể có dấu hiệu trong các môi trường khác. Việc liên kết đối sánh có thể được thực hiện trên cơ sở so sánh các mô hình trong các mặt cắt khác nhau: một mô hình phủ chồng tiến ở các tướng đới bờ cũng sẽ được phát hiện ở các đới biển xa bờ, do đó chúng có thể được liên kết với nhau, thậm chí thành phần thạch học có thể hoàn toàn khác nhau và chúng có thể không chứa cùng một loại hóa thạch. Các ranh giới tập là các bất chỉnh hợp bào mòn trên thềm hoặc các chỉnh hợp tương đương trong vùng nước sâu hơn có thể được phát hiện trên các vùng rộng lớn. Các bề mặt ngập lụt cực đại có thể được phát hiện nhờ các bằng chứng về sự thiếu hụt trầm tích ở phần thềm ngoài và sự thay đổi từ mô hình phủ chồng lùi đến phủ chồng tiến trong các nhóm phân tập gần bờ.
Liên kết đối sánh các mặt cắt bằng cách sử dụng các dấu hiệu của các mô hình và các bề mặt then chốt có thể được thực hiện chỉ khi có một số thông tin bổ sung. Các thông tin sinh địa tầng là cần thiết trong nhiều trường hợp để cung cấp một khung thời địa tầng tổng quát. Liên kết giữa các giếng khoan có thể được thực hiện bởi vị trí của chúng trong các mặt cắt địa chấn và sau đó vạch ra bề mặt liên kết giữa chúng.
Dưới đây sẽ trình bày các khái niệm cơ bản về địa tầng phân tập được sử dụng trong luận văn.
a. Phân tập
Mỗi một hệ thống trầm tích bao gồm vài nhóm lớp riêng biệt. Trong mỗi nhóm đó là một chu kỳ gồm các lớp kiểu phủ chồng tiến và các chu kỳ trầm tích này được hiểu là các phân tập (parasequence) trong hệ thống thuật ngữ địa tầng phân tập. Chúng được hình thành do sự dao động thực tế của mực nước biển không phải là một đường hình sin trơn tức là mực nước biển không dâng lên hay hạ xuống với một tốc độ thay đổi đều đặn như thể hiện trên đường cong trơn mà xảy ra theo một loạt các giai đoạn ngắn (hình 2.4). Mỗi một giai đọan ngắn có thể tạo ra sự thay đổi không gian tích tụ hình thành các phân tập (hình 2.4).
Ranh giới phân tập
Các phân tập là các nhóm lớp được tích tụ như một hệ quả của sự tạo ra một không gian tích tụ nhỏ sau đó được lấp đầy bởi trầm tích. Trong một mặt cắt, ranh giới phân tập được xác định bởi sự chuyển tướng từ trầm tích nông hơn sang sâu hơn, dấu hiệu là sự tăng đột ngột của mực nước biển tương đối. Bề mặt này đánh dấu ranh giới phân tập được gọi là bề mặt ngập lụt (khác với bề mặt ngập lụt cực đại).
Phủ chồng tiến, phủ chồng đứng và phủ chồng lùi
Các thuật ngữ biển tiến, biển thoái và biển thoái cưỡng bức là chỉ sự thay đổi vị trí của đường bờ. Một cách khác để xem xét sự thay đổi đường bờ đó là xem xét sự xắp xếp của các tầng trầm tích trong các giai đoạn dâng cao, đứng yên và hạ thấp mực nước biển và xem xét vị trí tương đối của các tướng trầm tích theo không gian và thời gian trong địa tầng. Nếu tốc độ tạo không gian tích tụ cân bằng với tốc độ cung cấp trầm tích (hình 2.5, III) thì đặc điểm trầm tích trong tất cả các môi trường
dọc mặt cắt sẽ không có gì thay đổi: trầm tích bãi triều sẽ bị phủ bởi trầm tích bãi triều mới, trầm tích biển nông bị phủ bởi trầm tích biển nông mới... Hiện tượng này được gọi là phủ chồng đứng (aggradation) của các tập trầm tích. Nếu tốc độ cung cấp trầm tích cao hơn tốc độ tạo không gian tích tụ, trầm tích bãi triều phủ lên trầm tích biển nông ven bờ, trầm tích biển nông ven bờ phủ lên trầm tích biển nông xa bờ..., mô hình này được gọi là phủ chồng tiến (progradation).Tại nơi có tốc độ tạo không gian tích tụ lớn hơn tốc độ cung cấp trầm thì tướng trầm tích bãi triều sẽ bị phủ bởi trầm tích biển nông ven bờ... mô hình này được gọi là phủ chồng lùi (retrogradation) đặc trưng cho biển tiến.
Phương pháp cơ bản để xem xét tính liên tục của địa tầng bằng cách sử dụng cách tiếp cận địa tầng phân tập là để tìm ra các mô hình này trong các lớp trầm tích.
Mô hình phủ chồng lùi cho biết không gian tích tụ được mở rộng do biển tiến. Mô hình phủ chồng tiến cho biết tốc độ tạo không gian tích tụ giảm tương đối so với tốc độ cung cấp trầm tích và có thể được giải thích là xảy ra trong suốt quá trình hạ thấp mực nước biển, mực nước biển đứng yên hoặc tăng tương đối chậm.
Các mô hình phủ chồng đứng ít gặp vì chúng đòi hỏi điều kiện đặc biệt của sự cân bằng giữa tốc độ tạo không gian tích tụ và cung cấp trầm tích. Sự nhận ra các mô hình này trong cột địa tầng tiên tục cho phép chia ra được các nhóm lớp trên cơ sở sự thay đổi mực nước biển tương đối.
b. Các miền hệ thống trầm tích và tập
Theo mô hình địa tầng phân tập của Angela L. Coe và Kevin D. Church (2003), một tập (sequence) bao gồm 4 miền hệ thống trầm tích (hình 2.6). Bắt đầu một tập là miền hệ thống trầm tích biển hạ và kết thúc là miền hệ thống trầm tích biển cao.
Miền hệ thống trầm tích biển cao (Highstand systems tract - HST)
Miền hệ thống trầm tích biển cao hình thành trong suốt giai đoạn mực nước biển cao trong một chu kỳ khi tốc độ dâng cao mực nước biển giảm dần đến không và bắt đầu chuyển sang giai đoạn hạ thấp. Các lớp thể hiện chúng thuộc kiểu phủ thẳng đứng hoặc phủ chồng tiến khi đường bờ di chuyển về phía biển trên thềm lục địa. Trầm tích được cung cấp từ lục địa bởi các con sông và phần lớn tích tụ trên thềm lục địa, chỉ có một ít đạt tới vùng nước sâu hơn.
Ranh giới tập (Sequence Boundary - SB)
Trong khi mực nước biển hạ, quá trình bào mòn thềm lục địa xảy ra do các con sông đào khoét các thành tạo trầm tích lắng đọng trong chu kỳ trước. Quá trình bào mòn này tạo nên một bất chỉnh hợp, trong trường hợp này được gọi là một ranh giới tập. Nó đánh dấu sự kết thúc một tập trầm tích và bắt đầu một tập trầm tích mới: các tập trầm tích được định nghĩa là một tập hợp các lớp nằm giữa 2 ranh giới tập kế tiếp. Nếu mực nước biển hạ tới mép thềm thì cả các vật liệu vụn từ lục địa được mang ra bởi các con sông và cả các vật liệu bị bào mòn từ thềm lục địa cũng được mang tới mép thềm. Trầm tích này hình thành nên một phức hệ turbidit trên đáy bồn được lắng đọng trong suốt giai đoạn hạ thấp mực nước biển, hình thành một quạt ngầm đáy bồn. Không có bất chỉnh hợp trong phức hệ đáy bồn để xác định ranh giới tập, song sự bắt đầu cho một tập tiếp theo được đánh dấu bởi một chỉnh hợp tương đương, một bề mặt tương đương về thời gian với bất chỉnh hợp tạo thành một ranh giới tập trên thềm lục địa.
Miền hệ thống trầm tích biển hạ (Falling stage systems tract - FSST)
Miền hệ thống trầm tích biển hạ hình thành trong suốt giai đoạn mức nước biển hạ từ mức cực đại đến cực tiểu. Trong giai đoạn mực biển tương đối hạ sẽ dẫn đến: (i) tăng khối lượng trầm tích vụn hoặc tái vận chuyển trầm tích carbonat ra biển và (ii) di chuyển toàn bộ các đai tướng về phía biển (phủ chồng tiến) và đường bờ hạ thấp hơn các giai đoạn trước đó. Vật liệu chủ yếu có nguồn gốc từ các con sông đã đào khoét và vận chuyển trầm tích ra biển trong giai đoạn hạ thấp mực nước biển.
Mức độ bảo tồn, hình thái và vị trí tương đối của hệ thống trầm tích này là khác nhau, phụ thuộc vào hình dạng của mặt cắt trầm tích, quy mô và tốc độ của quá trình hạ thấp mực nước biển, tốc độ cung cấp trầm tích và sự thay đổi của các quá trình trầm tích diễn ra khi mực nước biển tương đối hạ. Trong trường hợp trong suốt giai đoạn biển thoái cưỡng bức, nguồn cung cấp trầm tích ở mức độ thấp đến trung bình, hoặc tốc độ hạ thấp mực nước biển cao đặc biệt, một FSST sẽ không được bảo tồn. Sự thiếu vắng một FSST là hoàn toàn bình thường trong mặt cắt địa tầng.
Miền hệ thống trầm tích biển thấp (Lowstand systems tract - LST)
Các trầm tích hình thành trong giai đoạn biển thấp được gọi là miền hệ thống trầm tích biển thấp (LST). Mực nước biển tương đối đang dâng chậm nhưng tốc độ trầm tích lại tương đối cao. Các con sông dừng quá trình bào mòn trên thềm lục địa. quá trình trầm tích tiếp tục xảy ra trên quạt đáy bồn dạng turbidit (hay trầm tích quạt biển thấp). Các trầm tích cũng bắt đầu hình thành trên quạt chân sườn để hình thành nêm biển thấp. Mô hình các lớp trong các trầm tích này ban đầu là kiểu phủ chồng tiến, sau đó là phủ thẳng đứng trong nêm biển thấp vì tốc độ dâng mực nước biển tăng.
Bề mặt biển tiến (Transgresive surface - TS)
Tập hợp các điểm mà tại đó tốc độ tạo không gian tích tụ vượt quá tốc độ cung cấp trầm tích được gọi là bề mặt biển tiến (TS). Nó đánh dấu sự bắt đầu của các mô hình phủ chống lùi trong phức hệ trầm tích (sedimentary succession) do tốc độ tạo không gian tích tụ lớn hơn tốc độ cung cấp trầm tích. Nếu tốc độ trầm tích tương đối thấp thì bề mặt biển tiến có thể bị bào mòn: bề mặt bào mòn hình thành trong suốt giai đoạn biển tiến được gọi là bề mặt bào mòn biển tiến (ravinement surface) và chúng hình thành do năng lượng sóng cao trong đới nước nông làm ngập lụt bề mặt lục địa.
Miền hệ thống trầm tích biển tiến (Transgresive Systems Tract - TST)
Các trầm tích trên thềm lục địa hình thành trong suốt giai đoạn mực nước biển tương đối dâng nhanh hơn tốc độ cung cấp trầm tích được gọi là hệ thống trầm tích biển tiến (TST). Chúng biểu hiện một mô hình phủ chồng lùi trong các lớp khi đường bờ dịch chuyển về phía lục địa. Trầm tích không được cung cấp xa hơn nữa tới đáy bồn do có đủ không gian tích tụ trên thềm. Mực nước biển tương đối tăng tạo nên thành tạo estuary vì các thung lũng bị ngập lụt do nước biển: trầm tích estuary là đặc trưng của hệ thống trầm tích biển tiến. Sự tăng mực cơ sở về phía thượng nguồn tạo không gian tích tụ các trầm tích sông (aluvi) trong các thung lũng.
Bề mặt ngập lụt cực đại (Maximum flooding surface - MFS)
Khi tốc độ dâng cao mực nước biển giảm xuống, hệ thống trầm tích đạt tới điểm mà ở đó không gian tích tụ cân bằng với cung cấp trầm tích: khi đó quá trình biển tiến dừng lại và đường bờ thoạt đầu vẫn đứng yên rồi sau đó bắt đầu di chuyển
về phía biển. Bề mặt kết thúc quá trình biển tiến khi đường bờ tiến xa nhất về phía lục địa trong giai đoạn này được gọi là bề mặt ngập lụt cực đại. Các điểm của bề mặt ngập lụt cực đại nằm trên phần ngoài của thềm lục địa rất nghèo trầm tích do khi đó ở gần bờ có không gian tích tụ rất lớn. Tốc độ trầm tích rất thấp trên thềm lục địa có thể nhận diện bởi một số đặc trưng bao gồm sự tập trung của glauconit và photphorit tại sinh, các lớp trầm tích giàu hóa thạch.