CHƯƠNG 6
đại dơng Cổ Và Sự BIếN ĐổI MựC NƯớC BIểN
Xét theo thời gian địa chất, các đại dơng đều là những đặc điểm địa hình có
thời gian tồn tại ngắn trên bề mặt trái đất vì chúng liên tục có sự thay đổi về
hình thái và kích thớc. Hệ thống các dòng hải lu chuyển động trong lòng đại
dơng lại càng bất ổn định hơn nữa, các mô hình dòng chảy hiện tại đều đợc
hình thành trong hoàn cảnh mới. Sự xuất hiện của dòng Gulf Stream không thể
trên 100 triệu năm vì khi đó vùng bắc Đại Tây Dơng cha đủ rộng để tạo ra
một hệ thống hoàn lu sinh ra nó.
Các thông tin về thời kỳ phát triển đại dơng cổ (lịch sử đại dơng thế giới)
chủ yếu đợc thu thập từ hai nguồn nghiên cứu chính, thứ nhất là những nghiên
cứu về hình thái của các bồn đại dơng dựa trên các kết qủa đo đạc từ trờng và
dữ liệu liên quan, thứ hai là các nghiên cứu về trầm tích đáy biển, nơi còn lu
giữ lại những sự kiện biến động của lớp nớc phủ nằm trên qua nhiều thời kỳ
khác nhau trong qúa khứ. Đây là một vấn đề nghiên cứu khá quan trọng vì nó
liên quan đến sự tồn tại của các quốc gia có đờng bờ biển thấp và đặc biệt có ý
nghĩa đối với các hoạt động khai thác dầu khí trên rìa lục địa.
6.1. Sự PHÂN Bố của các loại TRầM TíCH
Bề dày của các tập tầm tích hình thành nên tầng địa chấn 1 trong cấu trúc
lớp vỏ đại dơng có sự tăng dần theo khoảng cách so với trục tách dãn.
Có thể giải thích nh thế nào về điều này?
Đơn giản là vì càng xa trục sống núi lớp vỏ đại dơng càng già hơn và đo đó
thời gian để các trầm tích lắng đọng và tích tụ lại trên bề mặt lớp vỏ cũng lâu
hơn. Tại các vùng nằm gần trục sống núi kể cả những vết lõm trên bề mặt địa
hình đang bị chia cắt mạnh, các tầng trầm tích không bao giờ có bề dày quá một
vài mét. Nhng trái lại, tại các vùng đồng bằng biển thẳm, bề dày của lớp trầm
tích che phủ phía trên tăng lên đáng kể tới 1km hoặc hơn nữa là khá phổ biến
(hình 2.19). Riêng khu vực đới thềm - sờn - chân lục địa lớp phủ trầm tích có bề
dày lớn gấp nhiều lần, trung bình từ 10km trở lên.
Hình 6.1 là sơ đồ phân bố của các kiểu trầm tích chính trên đáy đại dơng

Sự phân bố các kiểu trầm tích khác nhau bị chi phối chủ yếu bởi 3 yếu tố
tơng quan: 1. mối qan hệ giữa khí hậu và dòng chảy; 2. sự phân bố của các chất
dinh dỡng và năng suất sinh học trên bề mặt nớc; 3. Khả năng hòa tan của
canxit và silic trong qúa trình lắng chìm của các mảnh vụn sinh vật xuống đáy
biển. Mức độ hòa tan của canxi cacbonat giảm theo độ sâu vì thế mà ở đáy các
vùng biển sâu hiếm khi tìm thấy loại trầm tích này, nhng tại các vùng sống núi
ngầm đại dơng chúng lại khá phổ biến. Ngoài ra sự hoà tan của canxi cacbonat
còn phụ thuộc vào nhiệt độ, đặc biệt nó rất dễ bị hoà tan trong nớc lạnh, điều
này dẫn đến sự thống trị của các trầm tích silic tại các vùng đáy đại dơng nằm
ở miền vĩ độ cao.
Trầm tích đáy biển sâu (hình 6.1) thờng nằm phủ bên trên lớp vỏ đá phun
trào và trong các tập trầm tích dới hầu nh đều có chứa thành phần kim loại.
Đó chính là sản phẩm kết tủa từ hoạt động của thủy nhiệt phun trào tại các
miệng khói đen và khói trắng nằm trên vùng đỉnh trục sống núi. Nh đã
trình bày trong chơng 5, bề dày tầng trầm tích biển sâu có xu hớng phát triển
theo khoảng cách xa dần đỉnh trục sống núi và bao phủ kín hệ thống các dòng
thủy nhiệt nằm bên dới. Tại các phần dới của lớp phủ trầm tích này, hoạt
động của dung dịch thủy nhiệt ấm có thể dẫn đến những qúa trình biến đổi và
tái kết tinh ngay trong trầm tích. Hình 6.1: Sự phân bố của các kiểu trầm tích chính trên đáy đại dơng ngày nay
Nh đã biết, hoạt động của các dòng thủy nhiệt gần nh bị chấm dứt hoàn
toàn trong lớp vỏ đại dơng có tuổi khoảng 70 triệu năm. Vì vậy, khả năng xuất
hiện các hoạt động nhiệt dịch trong vùng rìa lục địa là rất hữu hạn bởi lớp vỏ đại
dơng ở đây thờng có tuổi già 70 triệu năm (hình 3.6). Vào những năm 1980,
những phát hiện đầu tiên về một nhón sinh vật chỉ phát triển ở vùng trục sống
núi tại miền rìa lục địa đã gây ngạc nhiên lớn cho các nhà nghiên cứu biển.
Nhóm sinh vật này đợc nuôi dỡng bởi nguồn hydrosulfua và hydrocarbua đợc
sinh ra từ qúa trình phân hủy yếm khí các vật chất hữu cơ trong hệ tầng trầm

vậy nó còn có tên gọi là dòng chảy gió hớng tây. Độ sâu hoạt động của dòng
chảy là từ 3000-4000m và sự tồn tại của nó chính là nhờ vùng nớc sâu bao
quanh Nam cực. Nhng rất có thể hệ thống dòng hải lu này chỉ mới xuất hiện
sau khi các châu lục phía nam bị tách ra khỏi châu Nam cực. Hình 3.1 cho thấy,
các lục địa phía nam bị tách ra vào nhiều thời điểm khác nhau, nhng đều
muộn hơn 170 triệu năm. Trong khi Châu úc và Nam cực bị phân tách bởi một
đáy đại dơng có tuổi nhỏ nhất là 55 triệu năm thì tuổi của đáy đại dơng hình
thành giữa Châu Nam Mỹ và Nam cực mới chỉ có 20 triệu năm (hình 3.6). Tuy
nhiên, có bằng chứng cho thấy trớc đó xung quanh Nam cực đã có vùng nớc
nối thông với đại dơng. Đó là sự phát triển rộng rãi của một số loài sinh vật
biển trong vùng nớc này. Nhóm loài sinh vật đợc biết đến đầu tiên thuộc giống
foraminifera có tên khoa học là Guembelitria - một loài vi sinh vật phù du có
chiều dài cực đại là 0,15mm (hình 6.3). Lúc đầu, vị trí phân bố địa lý của nhóm
vi sinh vật này chỉ giới hạn ở một phần diện tích của vùng đại dơng cổ phía
nam. Nhng sau đó ngời ta đã tìm thấy những dấu vết hóa thạch của chúng
trong khắp các tầng trầm tích bao quanh Nam cực, đánh dấu cho một thời kỳ
phát triển mới của vùng Nam Đại Dơng khi bắt đầu có sự lu thông tự do với
các vùng đại dơng lớn.

Hình 6.3: Các mảnh vỏ cứng có cấu tạo bởi canxi cacbonat của
Guembelitria, một loài foraminifera phù du có chiều dài khoảng 0,15mm.
Foraminifera là một tổ chức sinh vật đơn bào có thể sống trôi nổi trong
các tầng nớc hoặc sống bám đáy
Vào Oligoxen sớm (cách đây khoảng 35 triệu năm) Guembelitria chỉ phát
triển trong một vùng giới hạn nằm giữa Nam cực và Châu úc đợc gọi là vịnh
Australia, ngoài ra chúng không xuất hiện ở các vùng Nam Đại Dơng khác, vì
vậy trong các trầm tích có tuổi Oligoxen sớm ở nam bán cầu không tìm thấy dấu
vết của loài sinh vật này. Nhng vào đến Oligoxen giữa, tức là cách đây khoảng
30 triệu năm, bức tranh phân bố của Guembelitria đã có nhiều thay đổi lớn nh
trên hình 6.4. Qua đó cho phép chúng ta có thể dự đoán sự ra đời của hệ thống

Hình 6.4: Hình thái vùng nam đại dơng cách đây khoảng 30 triệu năm,
hớng mũi tên màu đỏ chỉ sự phát triển của Guembelitria và hớng mũi
tên đầu trắng cho thấy sự hình thành của dòng hải lu Nam cực. Vị trí
các ký hiệu bằng chữ số là nơi tìm thấy các hóa thạch Guembelitria
trong trầm tích Oligoxen giữa
Hình 6.5 thể hiện những sự kiện biến đổi đợc ghi nhận qua việc nghiên cứu
trầm tích tại các vùng phụ cận Tasmania khi "vịnh Austral" đợc hình thành và
nớc biển từ hớng tây xâm nhập vào vùng biển Tasman. Trên hình vẽ là bốn
mẫu lõi khoan trầm tích có tuổi từ 40-60 triệu năm đợc lấy lên từ đáy biển tại
các vị trí nh trên sơ đồ hình vẽ ở góc bên phải. Các đờng thẳng kéo ngang giữa
các cột địa tầng là ranh giới tuổi tơng đối của các phần địa tầng nằm trong cột
đợc xác định qua việc phân tích tuổi hóa thạch trong trầm tích. Vị trí các đờng
zic- zac là những khoảng thời gian gián đoạn không thể xác định đợc (đợc gọi
là các bất chỉnh hợp) do sự vắng mặt của trầm tích hoặc có thể do chúng đã bị
bào mòn sau khi hình thành. Một điều đáng chú ý là bề dày lớp phủ trầm tích
tại 4 vị trí lấy mẫu hoàn toàn không giống nhau mặc dù khoảng cách giữa các vị
trí không qúa xa. Lớp vỏ dại dơng bazan ở phần phía đông Tasmania (vị trí
283) có tuổi Paleoxen (tức là khoảng 64 triệu năm) trong khi sự hình thành của
các vùng nớc sâu trong khu vực này lại vào Eoxen (tức là khoảng 50 triệu
năm).
Câu hỏi 6.1 (a) Dựa vào đâu để có thể cho phép đa ra những suy luận trên
từ hình 6.5.
(b) Sự khác nhau giữa cột địa tầng số 281 với ba cột còn lại nh thế nào?
(c) Xác định các tầng trầm tích hiện đại trong bốn cột địa tầng trên?

Hình 6.5: Bề dày và tuổi của các tầng trầm tích tại bốn địa điểm khoan
nằm trong dự án DSPS gần khu vực Tasmania (bản đồ góc hình vẽ). Vị
trí mực nớc biển ngày nay đợc ghi trên đầu mỗi cột địa tầng. Các
đờng thẳng là ranh giới tuổi tơng đối giữa các tầng trầm tích. Các
đờng zic-zac là ranh giới các bất chỉnh hợp xuất hiện trong địa tầng đã

4
năm. Vì vậy, chúng ta có thể giả thiết rằng hình
thái bề mặt biển gần nh không biến đổi, sự biến đổi đáng quan tâm nhất chính
là độ cao của mực nớc biển.
Mực nớc biển là mực nớc ở trạng thái cân bằng ổn định. Nói một cách đơn
giản, đó là mực nớc hình thành khi các bồn trũng đại dơng nằm giữa các khối
lục địa bị lấp đầy nớc mặn tại một thời điểm nhất định nào đó. Về mặt lý
thuyết, nếu giữa các đại dơng có sự lu thông với nhau thì sẽ tồn tại một mực
nớc biển trung bình chung. Do vậy, bất kỳ một sự thay đổi nào về khối lợng
nớc trong một đại dơng cũng sẽ ảnh hởng tới mực nớc biển trong các đại
dơng khác và những biến đổi mực nớc đó trên quy mô toàn cầu đợc gọi là sự
dao động mực nớc biển chân tĩnh.

Độ cao cân bằng ổn định của mực nớc biển đợc quyết định bởi:
1. Thể tích khối nớc trong các đại dơng và thể tích này phụ thuộc vào:
(a) Lợng nớc xâm nhập vào đại dơng từ các nguồn ma tuyết, sông ngòi,
nớc ngầm, băng tan và hoạt động phun trào núi lửa
(b) Lợng nớc thoát ra khỏi đại dơng do bay hơi và kết băng
(c) Nhiệt độ nớc biển và khối lợng các chất hòa tan, lơ lửng trong đại
dơng.
2. Hình dáng của bồn chứa (đợc thể hiện trên đờng cong độ cao-sâu hình
2.4) đợc xác định dựa vào:
(a) Bề dày và diện tích vỏ lục địa trên toàn cầu
(b) Trạng thái nhiệt tơng đối (hay tỉ trọng) của vỏ lục địa và vỏ đại dơng
(nhất là thể tích các sống núi ngầm còn đang tách dãn)
(c) Khối lợng nớc và trầm tích trong đại dơng, khối lợng của chúng phủ
lên vỏ đại dơng.

Hình 6.6: Sự biến đổi mực nớc biển trung bình ở Esbjerg (Đan Mạch),
1889 1962. (a) Xu hớng dâng liên tục (trong thời gian dài) của mực

những dao động của nó ở mức độ 1mm/năm.
Những dao động mực nớc xảy ra trong qúa khứ gần tại một đoạn đờng bờ
nhất định có thể đợc xác định dựa vào các phân tích dữ liệu đo đạc thủy triều.
Tuy nhiên đây là một nhiệm vụ phức tạp vì yêu cầu phải xét đến hàng loạt
những biến động mực nớc theo mùa và ngẫu nhiên cùng với những dao động
thủy triều mang tính đều đặn, trớc khi đa ra một giá trị biến đổi mực nớc
đáng tin cậy.
Hình 6.6 biểu diễn những dao động mực nớc thờng xuyên xảy ra và không
thể bỏ qua khi xét tới những đao động mực nớc dài hạn.
Những dao động gây ra bởi sự biến đổi của khí quyển hay còn gọi là "sự đóng
góp của không khí" trên hình 6.6(c)) là một kiểu dao động mang tính nhất thời
do sự hình thành nớc dâng sinh ra từ qúa trình biến đổi khí áp đột ngột nh
vừa nêu trên: áp suất khí quyển càng thấp, mực nớc biển trung bình hàng năm
càng cao. Những biến đổi của áp suất khí trên một đơn vị 1mbar có thể làm cho
mực nớc biển bị chênh lệch tới 1cm (10mm) trong khi khả năng biến đổi của khí
áp có thể dao động từ 930mbar hoặc thấp hơn khi xuất hiện các xoáy thuận
mạnh (áp thấp) tới 1080mbar hoặc cao hơn khi xuất hiện xoáy nghịch mạnh.
Trận lụt lớn xảy ra ở vùng Biển Bắc vào năm 1953 là do ảnh hởng cùng lúc của
thủy triều cao kết hợp với gió mạnh và áp thấp. Nói chung với sự biến đổi trung
bình năm của áp suất khí quyển ở mức 10mbar cũng đủ để chúng ta phải xem
xét khi tính toán những dao động mực nớc gây ra bởi yếu tố khí quyển nh thể
hiện trên hình 6.6.
Câu hỏi 6.3 Độ dâng cao trung bình hàng năm của mực nớc biển ở Esbjerg
trong quãng thời gian đợc xác định nh trên hình 6.6 là bao nhiêu?
Xu thế biến đổi của mực nớc thể hiện ở hình 6.6 một phần là do sự tan chảy
liên tục của các con sông băng và lớp băng phủ do ảnh hởng của sự nóng lên
toàn cầu, và một phần là do sự giãn nở nhiệt bởi sự tăng cao nhiệt độ của lớp
nớc biển bề mặt (xem câu hỏi 6.2(b)). Tính theo thời gian địa chất, những biến
thiên nhiệt độ toàn cầu vẫn liên tục diễn ra không ngừng ở các cấp độ và quy mô
khác nhau qua nhiều thời đại. Có thể nói rằng, ngày nay sự tăng cao nhiệt độ

biến đổi của mực nớc dâng toàn cầu theo bảng số liệu đã đợc xuất
bảng năm 1982 và kết qủa ngoại suy. Đờng (a) là công suất chứa của
các hồ lớn trên thế giới. Đờng (b) là khối lợng nớc theo ớc tính
trong các hồ chứa nhỏ và hệ thống thủy lợi. Đờng (d) là tổng của (a) +
(b) + (c) để cho thấy những biến đổi của mực nớc dâng khi không có
các hoạt động l giữ nớc
Câu hỏi 6.4 (a) Hãy đánh giá tốc độ dâng cao của mực nớc biển cho khoảng
thời gian từ 1932 - 1982 qua các đồ thị (c) và (d) trên hình 6.7 và so sánh với đáp
số trong phần trả lời câu hỏi 6.3.
(b) Khó khăn cho câu trả lời ở phần (a) là gì?
6.2.2. Sự dâng cao của mực nớc biển sau băng hà
Trong lịch sử Trái đất đã có một vài lần mũ băng ở hai cực phát triển rộng
tới các vùng vĩ độ cao. Lần gần đây là sự kiện băng hà xảy ra vào thời kỳ Đệ tứ
(cách đây khoảng 2 triệu) và hiện vẫn có thể cha kết thúc. Xuất hiện trong thời
kì này là một vài chu kỳ băng hà độc lập, mỗi chu kỳ bao gồm các đợt tạo băng
mở rộng sau đó lại tan băng và co về nh cũ của các mũ băng đỉnh cực. Chu kỳ
cuối cùng kéo dài trong quãng thời gian cách đây khoảng 120.000 năm đến
20.000 năm. ảnh hởng của những đợt tan băng trên lên mực nớc biển đã đợc
ghi nhận cụ thể tại nhiều nơi trên thế giới.
Khởi đầu của qúa trình dâng cao mực nớc liên quan tới giai đoạn đầu của
qúa trình tan băng lục địa diễn ra tơng đối nhanh trong quãng thời gian cách
đây khoảng 18.000 năm, sau đó chậm dần lại với tốc độ khoảng 0,2mm/năm vào
thời điểm cách đây khoảng 6000 năm và vẫn tiếp tục giảm dần cho tới ngày nay
(hình 6.8). Các hình 6.6 và 6.9 cho thấy những biến đổi của mực nớc dâng hiện
đại đã đợc ghi nhận tại các vùng bờ phía nam của Bắc Hải. Cùng với sự tăng
lên của thể tích nớc biển do băng tan, qúa trình lún chìm lâu dài của vùng đáy
biển phía nam của Bắc Hải cũng là một phần nguyên nhân gây ra sự dâng cao
không ngừng của mực nớc, đồng thời còn tạo ra lớp phủ trầm tích có bề dày đạt
tới 1000m/một triệu năm. Tuy nhiên, việc ghi nhận những biến đổi của mực
nớc sau băng hà xung quanh khu vực này thờng bị chi phối thêm bởi các yếu

6.2.3. Các dao động mực nớc trong Đệ tứ
Quay trở lại thời kỳ Đệ tứ, những dữ liệu thu thập đợc trong giai đoạn này
không đủ để xác định mức độ ảnh hởng của các hoạt động cân bằng đẳng tĩnh
tới sự biến đổi của mực nớc biển. Vì vậy, để đơn giản hóa các nghiên cứu về dao
dộng mực nớc chủ yếu chỉ bám những dấu vết biến đổi mực nớc "chân tĩnh"
(mực nớc trung bình trong các đại dơng thế giới) để giải quyết. Đó là những
biến đổi khí hậu xảy ra trong kỷ Đệ tứ có liên quan đến các giai đoạn đóng băng
và tan băng trong suốt hai triệu năm qua.
Dựa vào một phơng pháp phân tích ra đời từ những năm 1960, có khả năng
cho biết nhiệt độ nớc biển trong qúa khứ, ngời ta đã mở rộng việc ứng dụng nó
trong qúa trình nghiên cứu các dao động của mực nớc. Nguyên lý của phơng
pháp này là dựa vào sự kết hợp khác nhau giữa hai đồng vị ôxy
18
O

và
16
O trong
canxi cacbonat (CaCO
3
), một hợp chất mà rất nhiều các tổ chức sinh vật biển sử
dụng để tạo nên các cấu trúc phần cứng trong xơng và vỏ của chúng.

Hình 6.10: Thành phần đồng vị ôxy (so mẫu chuẩn) của loài foraminifera
phù du có tên khoa học là Globigerinoides sacculifera trong mẫu lõi
khoan có chiều dài 1600cm tơng ứng với bề dày thời gian khoảng gần 1
triệu năm. Kết qủa biểu diễn ở đây không phải là các giá trị tỉ số đơn
giản mà đợc tính theo đơn vị
18
O (xem bài viết). Đồ thị đợc xây dựng

hãy tìm hiểu các qúa trình tự nhiên đã dẫn đến các tỉ số đồng vị ôxy khác nhau.
Đó chính là qúa trình tổng hợp ôxy từ nớc biển của một số tổ chức sinh vật để
tạo thành phần xơng cứng canxi cabonat. Tùy thuộc vào điều kiện nhiệt độ của
nớc, lợng
18
O

và
16
O mà các sinh vật hấp thụ có tỉ lệ khác nhau: nhiệt độ càng
thấp, tỉ số
18
O/
16
O trong lớp vỏ canxi cacbonat càng cao.
Nh vậy, phơng pháp phân tích khối phổ cũng là phơng pháp có khả năng
xác định đợc nhiệt độ của nớc biển trong qúa khứ và nó đặc biệt thích hợp khi
áp dụng phân tích các loài sinh vật có sự phân bố rộng rãi. Chẳng hạn nh đối
với Foraminifera, một loài sinh vật phù du phát triển khá phong phú và rộng
rãi, có cấu tạo các phần cứng là canxi cacbonat, trong đó chủ yếu là các loại
canxit khác nhau.
Dựa vào việc xác định thành phần đồng vị ôxy trong khung xơng canxit của
các loài foraminifera đợc bảo tồn trong tầng trầm tích Đệ tứ trên đáy đại dơng
(tại những khu vực mà xác của chúng bị chìm xuống và lắng đọng lại sau khi
chết) ta có thể biết đợc những dao động về nhiệt độ của bề mặt nớc biển. Từ đó
suy ra các giai đoạn băng hà và qúa trình biến đổi chân tĩnh của mực nớc biển
(hình 6.10). Kết qủa thu đợc thể hiện trên hình 6.10 thực tế không đơn giản
nh vậy, để bức tranh minh họa ở đây dễ hiểu hơn, các nhà nghiên cứu đã dùng
phơng pháp loại bỏ những suy luận thiếu tính logíc dựa trên các cơ sở khoa học
khác nhau.

O) và nghèo các phân tử chứa đồng vị ôxy
nặng (H
2
18
O) so với nớc cha bị bốc hơi (ví dụ ở đại dơng). Khi hơi nớc ngng
tụ lại thành giọt đã xảy ra qúa trình phân chia đồng vị ở mức độ nhỏ theo chiều
ngợc lại, tức là trong hơi nớc ngng tụ thành hạt ma sẽ chứa nhiều phân tử
có đồng vị nặng (H
2
18
O) hơn so với hơi nớc cha ngng tụ. Nhng do nhiệt độ
trong qúa trình bốc hơi khác với nhiệt độ ngng tụ nên khối lợng các đồng vị bị
phân chia tham gia vào qúa trình bốc hơi thờng lớn hơn. Tóm lại nhờ chu trình
bốc hơi ngng tụ xảy ra trong khí quyển đã dẫn đến hệ thống phân chia các
đồng vị ôxy và nớc ngng tụ thành nớc ma giàu H
2
16
O hơn so với nớc biển,
nguồn gốc ban đầu của chúng.
Xét trên quy mô toàn cầu, khi hơi nớc giàu
16
O kết tụ thành tuyết và hình
thành các con sông băng và mũ băng thì nớc trong băng sẽ nghèo O
18
(tỉ số
18
O/
16
O thấp), trong khi nớc trong đại dơng vẫn giàu
18

hơn khi chúng sống trong môi trờng nớc ấm. Tuy nhiên, mỗi loài vẫn có một
giá trị tỉ số
18
O/
16
O riêng kể cả khi sống chung trong môi trờng nớc có cùng
nhiệt độ. Điều đó có nghĩa là giá trị tỉ số
18
O/
16
O của hai loài khác nhau sống
trong cùng một điều kiện môi trờng sẽ khác nhau và các tỉ số này đạt giá trị
cao khi gặp môi trờng nớc lạnh và có giá trị thấp khi gặp môi trờng nớc ấm.
Tất cả những vấn đề vừa nêu trên nhìn qua có vẻ phức tạp, nhng thực ra
đều tuân theo một logic rất đơn giản có thể trình bày ngắn gọn nh sau:
1. Các mũ băng càng mở rộng thì tỉ số
18
O/
16
O trong nớc biển càng lớn.
2. Tỉ số
18
O/
16
O trong nớc biển càng lớn thì giá trị tỉ số
18
O/
16
O trong các
mảnh vụn xơng sinh vật có cấu tạo canxi cacbonat sẽ càng cao và ngợc lại.

)/(
)/()/(
1618
16181618
18




mẫuchuẩn
mẫuchuẩnmẫu

(6.1)
Câu hỏi 6.6 (a) Giá trị dơng

18
O tính đợc sẽ cho biết hàm lợng
18
O trong
mẫu phân tích lớn hơn hay thấp hơn so với mẫu chuẩn, nếu mẫu chuẩn là
SMOW
(b) Giá trị âm


18
O (so với mẫu SMOW) cho ta biết điều gì?
(c) Theo bạn các mảnh vụn canxi của tổ chức sinh vật đang sống trong nớc
lạnh có giá trị



18
O. Theo đó, dựa vào
tỉ số
18
O/
16
O của các loài foraminifera, nhất là các loài sống bám đáy trong vùng
nớc nhiệt độ thấp có thể dự đoán đợc khối lợng nớc đại dơng hiện đang bị
giam giữ trong các tảng băng thời kỳ đó để suy ra tốc độ biến đổi mực nớc trên
toàn cầu.
Thông qua việc so sánh thành phần đồng vị ôxy của các loài foraminifera
sống trong thời kỳ băng hà cuối cùng vào giai đoạn mực nớc biển bị hạ thấp cực
đại với các loài foraminifera ngày nay, ngời ta có thể xác lập đợc mối tơng
quan trực tiếp giữa thành phần đồng vị ôxy với sự dao động mực nớc giữa hai
thời kỳ. Chẳng hạn, với các giá trị
18
O chênh nhau 0,1 phần nghìn sẽ tơng
đơng với mực nớc dao động ở mức 10m. Nh vây, xét mối tơng quan này ta có
thể biết những biến đổi của mực nớc biển toàn cầu gây ra bởi sự thay đổi thể
tích lớp băng phủ vùng cực kéo dài trong suốt hai triệu năm qua.
Mặc dù các số liệu phân tích mẫu hóa thạch foraminifera sống bám đáy là cơ
sở đáng tin cậy cho việc việc suy đoán dao động mực nớc trong qúa khứ, nhng
các thông tin bổ trợ từ việc phân tích các hóa thạch foraminifera phù du vẫn rất
có giá trị bởi đây là loài có sự phát triển khá phong phú và đa dạng (hình 6.10).
Câu hỏi 6.7 (a) Tại sao đối với các nghiên cứu xác định dao động mực nớc
trong quá khứ, việc sử dụng các giá trị

18
O của loài foraminifera sống bám đáy
có ý nghĩa hơn so với các loài phù du ?

chứng xác thực tốt nhất vì mấy đặc trng sau :
1. Chứa đựng các mảnh vụn đá gốc có nguồn gốc từ lục địa Nam cực do các
tảng băng trôi mang ra biển và đợc trầm đọng lại khi băng tan.
2. Có độ chọn lọc kém (đa dạng về kích thớc hạt) khác hẳn với các trầm tích
vùng rìa lục địa tại những khu vực không có băng.
3. Các hạt thạch anh trong trầm tích có đặc điểm bề mặt khác biệt mang đặc
trng riêng của vùng có băng phủ (điều này có thể nhận quan sát thấy qua kính
hiển vi điện tử quét).
Dấu vết còn lại của các mảnh vụn bị cuốn theo băng đợc tìm thấy trong
trầm tích tuổi Eocen muộn (khoảng 40 triệu năm) ở vùng biển ngoài khơi phía
tây của Nam cực đã nói lên rằng khu vực này đã từng bị đóng băng một phần
vào thời kỳ đó, cho dù các dữ liệu phân tích đồng vị ôxy không cho thấy những
biểu hiệu tích đọng băng lớn ở đây. Biểu hiện xác thực đầu tiên về sự hiện diện
của các mảnh vụn do băng di chuyển là trong tầng trầm tích Oligocen muộn
(khoảng 25 triệu năm) vùng ngoài khơi phía đông Nam cực. Tỉ lệ vật liệu do
băng hà đa đến tăng dần trong các trầm tích trẻ và trở nên khá phổ biến trong
kỷ Đệ tứ. Nh vậy, lớp băng phủ vùng Nam cực đã tồn tại ít nhất là 25 triệu
năm và có thể sớm hơn. Các dấu hiệu trầm tích về sự phát triển của lớp băng
phủ vùng Nam cực càng đợc làm sáng tỏ thêm nhờ kết qủa phân tích đồng vị
ôxy hóa thạch và qua đó cũng cho biết sự suy giảm nhiệt độ nớc đại dơng tại
khu vực cực nam của Trái đất.

Hình 6.11: Tơng quan giữa thành phần đồng vị ôxy và nhiệt độ nớc
biển bề mặt vùng Nam cực dựa theo kết qủa nghiên cứu hóa thạch
foraminifera phù du đợc tìm thấy trong các mẫu lõi khoan sâu đại
dơng (dự án DSDP). Các mẫu lựa chọn đợc đặt ở những vị trí cách đều
nhau để khoảng thời gian giữa các thời kỳ thể hiện trên trục đứng phía
bên phải không trùng với bề dày của trầm tích hay độ tuổi chênh lệch
giữa chúng (xem bảng thang tuổi địa chất, phần phụ lục). Ghi chú: Mẫu
chuẩn đợc sử dụng để tính tỉ số đồng vị ở đây không giống với mẫu

6.2.5. Khủng hoảng độ muối trong biển Địa Trung Hải
Sự va chạm giữa mảng Arập với mảng á-Âu xảy ra vào Miocen sớm (khoảng
20 triệu năm) đã chia tách một phần đại dơng cổ Tethys và phần phía đông
TBD thành biển Địa Trung Hải (hình 3.1) và biến nó thành biển nội lục khi chỉ
giao lu với đại dơng qua những nhánh eo biển nông kéo dài về phía tây (bản
thân các eo biển này có xu hớng ngày càng khép lại khi mảng lục địa Châu Phi
không ngừng di chuyển về phía bắc ngang qua mảng Châu Âu) và còn tồn tại tới
ngày nay. Sự biến mất của một số eo biển phía đông làm cho khí hậu vùng Địa
Trung Hải trở nên khô hạn hơn và dẫn chứng cho điều này là sự xuất hiện của
lớp trầm tích muối dày Miocen trên đáy biển Đỏ, nơi có sự lu thông với Địa
Trung Hải trong gần suốt Miocen (mục 3.2.1). Đến cuối Miocen (cách đây khoảng
5 - 6 triệu năm), sự kết nối này bị phá vỡ bởi một eo biển mới đợc mở ra giữa
biển Đỏ và ấn Độ Dơng kéo dài về phía nam. Vào khoảng thời gian đó, sự phát
triển của các trầm tích muối trong biển Đỏ cũng bắt đầu dừng lại và chuyển
sang Địa Trung Hải tạo lên lớp trầm tích có bề dày khá lớn, bao phủ khắp vùng
đáy biển rộng lớn Địa Trung Hải và kéo dài trong suốt quãng thời gian khoảng 1
triệu năm. Biến cố này đã dẫn đến tình trạng khí hậu hoàn toàn khô hạn tại
vùng biển Địa Trung Hải và các trầm tích muối tại đây đợc hình thành trong
điều kiện môi trờng có nồng độ muối cao vì vậy xuất hiện danh từ chuyên
môn khủng hoảng độ muối.
Cho tới bây giờ, chúng ta cũng không thể hình dung ra đợc, đã có lúc biển
Địa Trung Hải bị khô hạn hoàn toàn, nhất là khi độ sâu đáy biển lớn nhất ngày
nay đo đợc là 3 km, còn trung bình là khoảng 1,5 km.
Hãy thử làm phép tính để xem phải mất bao lâu Địa Trung Hải mới bị khô
hạn hoàn toàn nếu nó lại bị cách ly khỏi Đại Tây Dơng.
Với diện tích mặt nớc khoảng 2,510
6
km
2
và độ sâu trung bình là 1,5 km,

nớc từ các con sông và biển
Đen đổ vào Địa Trung Hải, khiến lợng nớc thực tế bị mất đi giảm xuống chỉ
còn khoảng 3,2510
3
km
3
. Ngày nay lợng nớc thực bị mất do bốc hơi đợc đền
bù bằng khối lợng nớc chảy vào qua eo biển Gibraltar.
Câu hỏi 6.9 Giả sử eo biển Gibraltar bị khép lại, không còn có sự liên lạc với
nguồn nớc biển Đại Tây Dơng, thì phải mất bao lâu Địa Trung Hải mới bị khô
cạn hoàn toàn?
Qua câu trả lời trên cho thấy, có những biến động lớn xảy ra trên bề mặt
Trái đất không phải lúc nào cũng đòi hỏi thời gian dài - đôi khi chúng có thể diễn
ra ngay trong thời kỳ tồn tại của loài ngời. Chẳng hạn nh sự khô cạn của Địa
Trung Hải chỉ mất một đến hai nghìn năm. Ngời ta đã tìm thấy nhiều bằng
chứng cho thấy Địa Trung Hải đã từng có thời kỳ bị khô cạn hoàn toàn. Đó là vết
tích của các cửa sông bị chôn vùi tới 1km, hoặc nằm bên dới những thung lũng
sông lớn ngày nay nh sông Nile, sông Rhône và lớp trầm tích muối Miocen
muộn dày hơn 1 km trong mẫu trầm tích đợc khoan lên từ nhiều vùng đáy sâu
của Địa Trung Hải, nhiều nơi trong số này đã hình thành các vòm muối (hình
6.2).
Nhng tới đây, một câu hỏi nữa lại nảy sinh là với khối lợng nuớc biển
khoảng 3,7510
6
km
3
(khối lợng nớc ngày nay trong Địa Trung Hải) khi bốc
hơi có thể để lại lớp muối dày trên 1km trên đáy Địa Trung Hải không?
Dựa vào cơ sở nào để có thể xác định đợc điều này?
Trong mỗi một lít nớc biển, trung bình có khoảng 35g chất rắn hòa tan và





Câu hỏi 6.10 Giả sử rằng lớp trầm tích muối đợc hình thành bao phủ 4/5
diện tích đáy Địa Trung Hải, tức là khoảng 2

10
6
km
2
. Hỏi bề dày của lớp muối
này sẽ là bao nhiêu?
Kết qủa tính từ phần trả lời câu hỏi 6.10 cho thấy rằng để tạo ra một lớp
trầm tích muối dày 1km thì cần phải cho bốc hơi một lợng nớc gấp khoảng 30 -
35 lần thể tích nớc có trong Địa Trung Hải ngày nay. Điều này chứng tỏ rằng
Địa Trung Hải không thể hoàn toàn bị chia cắt khỏi Đại Tây Dơng trong suốt
thời kỳ "khủng hoảng độ muối" kéo dài khoảng từ 5-6 triệu năm. Chắc chắn đã
có những dòng chảy xâm nhập từ ĐTD cung cấp thêm lợng muối lắng đọng
trong trầm tích và rất có thể chính các nguồn bổ sung đó đã có lúc thiết lập lại
điều kiện môi trờng biển ban đầu trong một thời gian ngắn. Khả năng này là
hoàn toàn có thể, bởi một khi qúa trình thông lu giữa hai khu vực lại bị phá vỡ
thì Địa Trung Hải sẽ nhanh chóng bị khô cạn dần trong khoảng thời gian ngắn,
dới một nghìn năm. Khi đó lợng nớc biển khổng lồ đợc cung cấp một cách
không liên tục sẽ giúp đảm bảo cho qúa trình lắng đọng trầm tích muối đạt đợc
tổng bề dày nêu trên. Mỗi lần nguồn cung cấp đợc mở ra, bồn trũng Địa Trung
Hải lại nhanh chóng tiếp nhận đầy nớc; sự hùng vĩ của "thác nớc" Gibraltar
uớc tính phải lớn gấp 100 lần thác Victoria trên sông Zambesi (hình 6.13). Tuy
nhiên, tốc độ trung bình của nguồn nớc biển đổ vào Địa Trung Hải vẫn nhỏ hơn
tốc độ bốc hơi trung bình trong qúa trình thành tạo các trầm tích muối kéo dài

18
O và xu thế này gần giống với sự xuất hiện của
các chu kỳ gian băng và đóng băng. Hai giai đoạn thành tạo trầm tích
muối chính ở Địa Trung Hải đợc đa vào để tiện so sánh
Trầm tích muối, các giá trị

18
O, khối lợng băng và mực nớc biển: các kết
qủa phân tích đồng vị ôxy đã đợc sử dụng trong việc nghiên cứu những dao
động của mực nớc biển dới tác động thay đổi của các con sông băng và lớp
băng phủ vùng cực. Cũng nhờ phơng pháp này, ngời ta đã biết đến sự khủng
hoảng độ muối vùng Messini (vì nó xảy ra trong một khoảng thời gian nằm trong
Miocen muộn và đợc gọi là bậc Messini).
Qúa trình hình thành các trầm tích muối thực tế xảy ra thành hai giai đoạn
khác nhau. Dựa vào các nghiên cứu trầm tích học, đã phát hiện thấy những
bằng chứng phong phú về sự lặp lại của các pha biển tiến, biển thoái và xói mòn
bề mặt xảy ra trong mỗi thời kỳ.
Càng về cuối giai đoạn thành tạo trầm tích muối yếu, nguồn cung cấp nớc
từ ĐTD gần nh bị cắt đứt hoàn toàn. Sự suy thoái biển đến mức khô cạn vào
thời điểm đó đợc đánh dấu bởi một bất chỉnh hợp trầm tích (khoảng thời gian
gián đoạn trầm tích và xói lở) phát triển trên diện rộng. Chuyển sang thời kỳ
biến tiến (biển xâm nhập) kế tiếp, Địa Trung Hải đợc phục hồi đầy nớc và các
qúa trình thành tạo trầm tích nớc sâu có cơ hội phát triển trong một thời gian
ngắn. Một thời kỳ biển thoái nữa đợc lặp lại và tạo ra lớp trầm tích muối mới
nằm phía trên. Giai đoạn thành tạo trầm tích muối cuối cùng kết thúc vào
Pliocen sớm khi nớc biển đổ đầy Địa Trung Hải và khôi phục lại các điều kiện
môi trờng trầm tích biển khơi (trầm tích nớc sâu).
Qúa trình thành tạo các trầm tích muối bắt đầu xuất hiện khi Địa Trung
Hải bị cô lập với đại dơng thế giới do tác động kết hợp của hai qúa trình dâng
trồi kiến tạo xảy ra lâu dài ở phía tây (liên quan đến qúa trình trôi dạt về phía