CẤU TRÚC MẶT MOHO KHU VỰC BIỂN ĐÔNG THEO BÀI TOÁN NGƯỢC TRỌNG LỰC 3D: LUẬN GIẢI TRẠNG THÁI CÂN BẰNG ĐẲNG TĨNH VỎ

 NGUYỄN NHƯ TRUNG, NGUYỄN THỊ THU HƯƠNG

Phân viện Hải dương học tại Hà Nội, Hoàng Quốc Việt, Cầu Giấy, Hà Nội

Tóm tắt: Trong bài báo này, tài liệu trọng lực vệ tinh và địa chấn sâu đã được sử  dụng để nghiên cứu độ sâu mặt Moho khu vực biển Đông trên cơ sở  ba mô hình tính toán: mô hình đẳng tĩnh địa phương, tương quan - hồi quy và bài toán ngược trực tiếp 3D. Kết quả so sánh với các tài liệu địa chấn sâu cho thấy độ sâu mặt Moho tính được theo phương pháp giải bài toán ngược 3D cho kết quả tốt nhất. Bản đồ mặt Moho xây dựng bằng bài toán ngược 3D không chỉ cho độ sâu tuyệt đối mà còn có mối tương quan tốt nhất với các cấu trúc địa chất và yếu tố kiến tạo trong khu vực. Các uốn lượn của mặt Moho liên quan đến sự thành tạo và tiến hóa của biển Đông trong Kainozoi. So sánh mặt Moho 3D với mặt Moho đẳng tĩnh và dị thường trọng lực có thể chia tình trạng bù đẳng tĩnh trong khu vực làm: 1) trạng thái cân bằng đẳng tĩnh toàn phần ở phía bắc, tây và tây nam của rìa lục địa; 2) trạng thái bù đẳng tĩnh đạt  80-90% ở bồn Trung tâm biển Đông và rìa nam; 3) đới hút chìm Manila có lẽ là một đới đang hoạt động, trạng thái cân bằng đẳng tĩnh chưa được thiết lập.

MỞ ĐẦU

Bản đồ độ sâu mặt Moho khu vực Biển Đông đã được một số tác giả thành lập trên cơ sở các số liệu đo trọng lực thành tàu hiện có [4]. Một trong những nhược điểm lớn nhất của các bản đồ này là thành lập dựa trên các nguồn số liệu không đồng nhất, độ đo phủ không đồng đều, đồng thời mô hình tính toán cũng thô sơ dẫn đến mặt Moho bị làm trơn đi nhiều. Hơn nữa, độ sâu mặt Moho tính được có sự sai khác lớn so với số liệu địa chấn sâu [10]. Các bản đồ này chỉ có thể cung cấp cho chúng ta một bức tranh khái quát chung về mặt Moho khu vực biển Đông, khó có thể thiết lập được mối tương quan chi tiết và tin cậy giữa các yếu tố cấu trúc - kiến tạo trong khu vực với sự biến đổi của địa hình mặt Moho ở phía dưới [4]. Trên cơ sở nguồn số liệu trọng lực vệ tinh toàn cầu, có độ đồng nhất cao (2x2 phút), và 42 điểm độ sâu mặt Moho xác định theo địa chấn ở khu vực rìa bắc và trũng Trung tâm biển Đông, N.N. Trung [9] đã xây dựng phương trình hồi quy giữa mặt Moho và dị thường trọng lực manti Bouguer. Bản đồ độ sâu mặt Moho này có độ chi tiết và chính xác cao so với các số liệu địa chấn sâu hiện có tại rìa bắc và bồn trũng Trung tâm. Nó có thể cho phép thiết lập mối tương quan giữa các yếu tố cấu trúc - kiến tạo trong khu vực với sự biến đổi của địa hình mặt Moho phía dưới. Tuy nhiên, phương trình hồi quy này được xây dựng trên cơ sở mối tương quan giữa mặt Moho và dị thường manti Bouguer ở phần rìa bắc và bồn trũng Trung tâm, phần còn lại được coi như có cùng quy luật. Thực tế có như vậy không vẫn còn là câu hỏi để ngỏ cần được kiểm nghiệm.

Trong bài báo này các tác giả trình bày phương pháp tính độ sâu mặt Moho có tính ưu việt hơn so với các phương pháp đã được sử dụng trước đây, đó là phương pháp giải bài toán ngược trực tiếp ba chiều (3D).  Phương pháp này dựa trên thuật toán của Parker [12], cho phép tính trực tiếp độ sâu mặt Moho từ dị thường trọng lực qua miền tần số. Lời giải của bài toán ngược 3D được khống chế bởi số liệu địa chấn sâu có thể cho độ tin cậy cao. Các kết quả tính toán cho phép khảo sát trạng thái cân bằng đẳng tĩnh của vỏ, mối tương quan giữa địa hình mặt Moho, dị thường trọng lực và các yếu tố cấu trúc - kiến tạo trong vùng.

Hình 1. Bản đồ vị trí vùng nghiên cứu và hệ thống đứt gãy chính trong vùng. Sono, ESP
và OBS kí hiệu vị trí các điểm đo sâu mặt Moho theo địa chấn [7, 11, 19, 23]. Thiết diện đường đồng mức địa hình đáy biển 1000 m

I. KHÁI QUÁT VỀ CẤU TRÚC ĐỊA CHẤT BIỂN ĐÔNG

Biển Đông được hình thành như là kết quả của quá trình căng giãn và gãy ra của lục địa Nam Trung Hoa trong khoảng 32-15.5 triệu năm [3, 19, 20] theo phương gần B-N và chuyển dần sang TB-ĐN (Hình 1). Kết quả của quá trình tách giãn đã hình thành nên bồn trũng Trung tâm và các bồn trũng Đệ tam trên các rìa lục địa. Rìa bắc và tây bắc có các bồn trũng Châu Giang, Nam Hải Nam (Hoàng Sa), bồn trũng Tây Nam Đài Loan và bồn trũng Lôi Châu. Rìa nam có các bồn và phụ bồn Reed Bank, Palawan, Châu Viên, Tiên Nữ, Tư Chính – Vũng Mây. Rìa tây và tây nam có các bồn trũng Sông Hồng, Phú Khánh, Cửu Long, Nam Côn Sơn và Natuna. Địa tầng khu vực được chia thành ba tầng chính [22, 23]: tầng cấu trúc dưới có tuổi Mesozoi – Paleozoi, tầng cấu trúc giữa có tuổi Paleocen – Eocen và tầng cấu trúc trên có tuổi từ Oligocen muộn đến hiện đại. Hai bất chỉnh hợp địa tầng khu vực phân chia ba tầng này thể hiện hai pha kiến tạo lớn trong khu vực là kéo tách tạo rift (pull-apart/rift) của lục địa Nam Trung Quốc và tách giãn đáy biển ở biển Đông [22, 23]. Về cấu trúc, xuất hiện các đứt gãy đơn nghiêng khống chế các cấu trúc rìa bắc và nam bồn trũng Trung tâm [5, 6, 14]. Các đứt gãy này chủ yếu kéo dài theo phương ĐB-TN và Đ-T. Tại rìa tây, các cấu trúc được đặc trưng bởi các đứt gãy dịch chuyển có phương chủ yếu là B-N, TB-ĐN và ĐB-TN [9, 10, 15].

Hình 2a. Dị thường trọng lực vệ tinh Fai. Thiết diện đường đồng mức 15 mGal

II. NGUỒN SỐ LIỆU SỬ DỤNG           

Trong bài viết này chúng tôi sử dụng nguồn số liệu dị thường trọng lực vệ tinh Fai và địa hình đáy biển từ cơ sở dữ liệu toàn cầu của Viện Nghiên cứu Hải dương học Scripps, phiên bản 9.2 [17] (xem hình 2a). Độ phân giải của nguồn số liệu là 2’x2’, sai số bình phương trung bình của nguồn số liệu này với số liệu đo trọng lực thành tàu khoảng 3.1-7 mGal [17]. Trên khu vực biển Đông, kết quả so sánh trong trường hợp các điểm đo của tàu Gagarinski trùng với lưới số liệu trên thì độ lệch bình phương trung bình là 4.0 mGal. Bề dày trầm tích Kainozoi được thu thập và số hoá từ một số nguồn số liệu hiện có, sau đó cộng với độ sâu địa hình đáy biển ta có độ sâu móng trước Kainozoi. 42 điểm độ sâu mặt Moho từ các số liệu đo địa chấn sâu tại khu vực thềm lục địa và sườn lục địa nam Trung Quốc và trũng sâu Biển Đông được thu thập từ các công trình của [7, 11, 19, 21].

Hình 2b. Dị thường trọng lực dư do mặt Moho gây ra được hiệu chỉnh từ dị thường Fai.
Thiết diện đường đồng mức 30 mGal

III. PHƯƠNG PHÁP XÁC ĐỊNH MẶT MOHO

1. Phương pháp bài toán ngược 3D

Mối quan hệ giữa địa hình mặt ranh giới mật độ và dị thường trọng lực được biểu diễn tốt nhất thông qua phép biến đổi Fourier hai chiều. Công thức biểu diễn mối quan hệ này như sau [12]:

                                                           (1)

trong đó: F[ ] là toán tử biến đổi Fourier hai chiều; Dg - dị thường trọng lực; G- là hằng số hấp dẫn; Dr - là độ tương phản mật độ qua ranh giới;  k- số sóng; d - chiều sâu trung bình của ranh giới; h (x,y)- độ cao của mặt ranh giới so với chiều sâu trung bình.

 

Hình 3. Bản đồ độ sâu mặt Moho  tính theo phương pháp bài toán ngược 3D.
 Sai số so với số liệu đo địa chấn 5.6%. Thiết diện đường đồng mức 2 km

Vế phải của công thức (1) chỉ ra rằng khi địa hình mặt ranh giới nằm dưới mặt quan sát, gốc toạ độ được chọn ở điểm trung bình của đường địa hình, thì chuỗi vô hạn trên hội tụ rất nhanh (n = 4-5) [13]; khi biên độ cực đại của địa hình nhỏ hơn nhiều so với độ sâu trung bình (d), thì giá trị của biểu thức (1) chủ yếu phụ thuộc vào số hạng đầu tiên của chuỗi (n = 1) [16, 18]. Với tính chất trên, người ta thường dùng số hạng đầu tiên của chuỗi (1) để biểu diễn mối quan hệ giữa giá trị trọng lực và địa hình mặt ranh giới, khi đó ta có [2, 16, 18]:

      (2)

Công thức (2) cho phép ta xác định trực tiếp địa hình mặt ranh giới phân chia mật độ thông qua giá trị dị thường trọng lực theo công thức biến đổi ngược sau:

   (3)

trong đó: F ^-1 là toán tử biến đổi Fourier ngược hai chiều.

Ưu điểm nổi bật của thuật toán này là chúng ta có thể xác định nhanh và chính xác địa hình mặt ranh giới khi biết được độ tương phản mật độ và độ sâu trung bình của mặt ranh giới. Phương pháp trên đã được Sandwell và Smith áp dụng đặc biệt có hiệu quả trong việc xác định địa hình đáy biển toàn cầu từ số liệu trọng lực vệ tinh [16, 18].

Hình 4a. Bản đồ độ sâu mặt Moho tính theo phương trình hồi quy (4).
Thiết diện đường đồng mức 2 km

Để tính độ sâu mặt Moho chúng tôi giả thiết vỏ Trái đất gồm 4 lớp: lớp nước biển, lớp trầm tích, lớp đá móng và manti và tiến hành viết chương trình GRA3Dinv trên ngôn ngữ Fortran và GMT theo lược đồ tính toán sau:

a) Tính hiệu ứng trọng lực của lớp nước biển và địa hình mặt móng gây ra theo công thức (1);

b) Tính dị thường dư do mặt Moho gây ra, hay dị thường manti Bouguer, bằng cách lấy dị thường Fai trừ đi hiệu ứng trọng lực của lớp nước biển và địa hình mặt móng (xem hình 2b). 

c) Tính địa hình mặt Moho từ các dị thường dư theo công thức (3).

Hình 4b. Bản đồ độ lệch giữa mặt Moho tính theo phương pháp bài toán ngược 3D
và phương pháp tương quan hồi quy (theo %). Thiết diện đường đồng mức 5%

Giá trị độ sâu mặt Moho tính được theo thuật toán nêu trên có độ chính xác phụ thuộc rất nhiều vào việc chọn giá trị độ sâu trung bình (d) của mặt Moho [12, 16]. Bằng cách lấy độ sâu mặt Moho xác định theo địa chấn làm điểm khống chế nghiệm và chọn (d₀) ban đầu theo [11], sau một số lần tính lặp chúng ta xác định được giá trị độ sâu trung bình mặt Moho tốt nhất (d).  Hình 3 là bản đồ độ sâu mặt Moho được tính toán và vẽ bằng chương trình GRA3Dinv.bat 

2. Phương pháp tương quan hồi quy

Độ sâu mặt Moho được xác định trên cơ sở mối quan hệ tương quan giữa 42 điểm độ sâu mặt Moho xác định bằng địa chấn sâu với dị thường trọng lực manti Bouguer [10]. Mối tương quan (R2) này đạt đến –0.97,  phương trình hồi quy tuyến tính biểu diễn mối quan hệ giữa dị thường manti Bouguer và độ sâu mặt Moho như sau [9]:       
      

Y = -0.0576 * X + 28.4776           (4)

trong đó: Y là độ sâu mặt Moho (Km); X là giá trị dị thường manti Bouguer (mGal).

Hình 4a và 4b là bản đồ độ sâu mặt Moho hồi quy xác định theo phương trình hồi quy (4) và bản đồ độ lệch so với bản đồ mặt Moho 3D.

Hình 5a. Bản đồ độ sâu mặt Moho tính theo phương pháp mô hình bù đẳng tĩnh.
Thiết diện đường đồng mức 5 km

3. Phương pháp mô hình bù đẳng tĩnh Airy

Độ sâu mặt Moho có thể được xác định trên cơ sở mô hình bù đẳng tĩnh của Airy [1]. Theo mô hình này, vỏ Trái đất được giả thiết là nhẹ và nổi lên trên phần đá lỏng manti. Khi đó những vùng vỏ Trái đất có địa hình phía trên nhô cao hoặc hạ thấp thì địa hình mặt Moho phía dưới sẽ hạ thấp hoặc nhô cao theo nguyên lý sao cho tổng khối lượng đất đá từ trên mặt địa hình đến một độ sâu nhất định là một giá trị không đổi [1]. Phương trình xác định độ sâu mặt Moho đẳng tĩnh theo mô hình vỏ 4 lớp nêu ở phần trên có dạng sau [10]:       

(5)

trong đó: Hm, Hw và Hz là độ sâu mặt Moho cần tính, độ sâu đã biết của địa hình đáy biển và địa hình mặt móng tại điểm cần  tính. Hw₀, Hz₀ và Hm₀ là độ sâu đã biết của địa hình đáy biển, móng trầm tích và mặt Moho tại điểm tựa. Dr_m, Dr_bz, Dr_zw là độ tương phản mật độ giữa manti và đá móng, đá móng và đá trầm tích, và giữa đá trầm tích và nước biển. Hình 5a và 5b là bản đồ mặt Moho đẳng tĩnh tính được theo phương trình đẳng tĩnh (5) với các tham số mật độ Dr_m, Dr_bz, Dr_zw là 0,4, 0,24 và 1,64 g/cm³ [11] và bản đồ độ lệch so với mặt Moho 3D.

Hình 5b. Bản đồ độ lệch giữa mặt Moho tính theo phương pháp bài toán ngược 3D
và phương pháp mô hình đẳng tĩnh (%). Thiết diện đường đồng mức là 5%

IV. ĐỐI SÁNH CÁC KẾT QUẢ TÍNH TOÁN

1. So sánh kết quả tính toán với số liệu địa chấn: Các giá trị độ sâu mặt Moho tính được theo ba phương pháp trên đem so sánh với giá trị độ sâu xác định bằng địa chấn tại các điểm OBS, ESP và Sonobuoy [7, 11, 20, 21].  Kết quả cho thấy độ sâu mặt Moho tính được theo ba cách trên đều có độ chính xác cao, trong đó kết quả tính theo phương pháp bài toán ngược 3D và phương pháp tương quan hồi quy cho độ chính xác cao nhất (5,5-5,9%) và kết quả tính theo phương pháp mô hình bù đẳng tĩnh đạt 9,4 % (xem hình 6). Nếu xét độ chính xác của các kết quả tính theo các khu vực thềm lục địa, sườn lục địa và bồn trũng Trung tâm chúng ta thấy (xem bảng 1): đối với phương pháp tính giải bài toán ngược 3D và phương pháp tương quan hồi quy thì ở khu vực thềm lục địa và trũng sâu biển Đông kết quả tính có độ chính xác cao nhất (4,7-5,2%). Tại khu vực sườn lục địa độ chính xác thấp hơn, đạt 7,1 - 7,4%; đối với phương pháp tính theo mô hình đẳng tĩnh Airy thì ở khu vực trũng sâu biển Đông kết quả tính có độ chính xác thấp nhất (13,4%). Tại khu vực thềm và sườn lục địa kết quả tính có độ chính xác cao hơn (7,1 - 7,4 %).

Bảng 1. Độ chính xác của các kết quả tính toán theo các vùng khác nhau trên biển Đông

 

2. So sánh mặt Moho hồi quy với mặt Moho 3D (xem hình 4b): Kết quả so sánh các mặt Moho 3D với mặt Moho hồi quy trên toàn bộ vùng nghiên cứu cho thấy mặt Moho tính theo hai phương pháp này có độ phù hợp rất cao. Độ sai lệch giữa hai kết quả tính này chỉ biến đổi trong khoảng 0-2 %, trừ một số ít điểm tại các nơi như rìa trục tách giãn, rìa trũng sâu biển Đông, quần đảo Trường Sa có độ lệch lên đến 4%.           

3. So sánh mặt Moho đẳng tĩnh với mặt Moho 3D (xem hình 5b): So sánh mặt Moho đẳng tĩnh với mặt Moho 3D cho thấy ở hầu hết phần thềm lục địa và rìa lục địa Việt Nam và Trung Quốc, độ sâu mặt Moho đẳng tĩnh thường sai lệch với mặt Moho 3D nhỏ, khoảng 0-5%. Phần bồn trũng Trung tâm và khu vực quần đảo Trường Sa và nam Hoàng Sa, mặt Moho đẳng tĩnh sâu hơn mặt Moho 3D đến 10-15%, khu vực phía đông của bồn trũng Trung tâm, Maclessfield, Reed Bank lên đến 20-25%. Ở phần trũng sâu Manila, mặt Moho đẳng tĩnh lại nông hơn rất nhiều so với mặt Moho 3D khoảng 20-50%, khu vực trũng Palawan và thung lũng trục giãn đáy khoảng 10-15%. 

V. ĐẶC ĐIỂM ĐỊA HÌNH MẶT MOHO

Phần thềm lục địa và sườn lục địa, độ sâu mặt Moho thay đổi từ 31 km đến 16 km,  càng về phía trũng sâu biển Đông địa hình mặt Moho càng nâng cao. Mặt Moho nâng cao nhất ở phần bồn trũng Trung tâm với chiều sâu thay đổi trung bình từ 10 đến 12 km. Hình dạng các đường đẳng sâu, các vùng građien địa hình cao đặc biệt phù hợp với các ranh giới vỏ đại dương – vỏ lục địa, các đới cấu trúc phá huỷ, cấu trúc chạc ba Nam vịnh Bắc Bộ, các bồn trũng Kainozoi, các khối nâng Hoàng Sa, Trường Sa... Đặc điểm cấu trúc của mặt Moho tại từng khu vực như sau (xem hình 3).

1. Khu vực vịnh Bắc Bộ: Ở khu vực bồn trũng Sông Hồng, độ sâu mặt Moho thay đổi từ 30 km dọc theo đường bờ đến 24 km ở phần trung tâm bồn trũng. Các đường đồng mức địa hình có dạng kéo dài theo hướng TB-ĐN, hẹp và dốc theo hướng ĐB-TN. Ở phần trung tâm bồn trũng Sông Hồng, địa hình mặt Moho nâng cao tạo thành cấu trúc dương chạy dọc theo hướng TB-ĐN. Khu vực bồn trũng Lôi Châu nằm ngay phía đông bắc của bồn trũng Sông Hồng, địa hình mặt Moho tương đối bằng phẳng, hơi nâng cao ở phần trung tâm, chiều sâu thay đổi trong khoảng 28-30 km.

2. Khu vực Bắc Trung Bộ và quần đảo Hoàng Sa: Độ sâu mặt Moho thay đổi trong khoảng rộng 16-30 km. Dọc theo bờ biển và phần ngoài khơi, các đường đồng mức địa hình định hướng dọc theo phương B-N, tại địa hào Quảng Ngãi, địa hình mặt Moho nâng lên (26-27 km) và hạ thấp dọc theo đường bờ và địa luỹ Tri Tôn (28-30 km). Khu vực quần đảo Hoàng Sa các đường đồng mức địa hình có cấu tạo dạng vòm âm (lòng chảo). Ở phần trung tâm khối nâng Hoàng Sa, mặt Moho hạ thấp (28 km), và nâng cao dần về các phía. Phần phía bắc của quần đảo Hoàng Sa ngăn cách với phần thềm lục địa nam Trung Quốc bởi một dải các đường đồng mức (24-26 km) định hướng theo phương ĐB. Phía nam quần đảo Hoàng Sa cũng được giới hạn bởi các đường đồng mức 16-20 km định hướng theo phương ĐB-TN.

3. Khu vực bồn trũng Phú Khánh: Độ sâu mặt Moho thay đổi mạnh từ 31-16 km. Phần phía tây của bồn trũng, dọc theo thềm lục địa, mặt Moho chìm sâu xuống 31-26 km. Phần ngoài khơi địa hình mặt Moho tương đối phẳng và nâng lên rất cao (18-16 km), tạo thành một địa hình dạng bậc chạy theo hướng B-N và ĐB-TN.

4. Phần thềm lục địa Nam Việt Nam: Địa hình mặt Moho tương đối bằng phẳng (trừ bồn trũng Nam Côn Sơn và Tư Chính – Vũng Mây). Độ sâu mặt Moho thay đổi từ 30 km ở khu vực nam và tây nam đến 28 km ở khu vực bồn trũng Cửu Long và đới nâng Côn Sơn. Khu vực bồn trũng Nam Côn Sơn và Tư Chính - Vũng Mây, địa hình mặt Moho thay đổi mạnh từ 18 đến 28 km. Rìa tây bắc của bồn trũng Nam Côn Sơn, các đường đồng mức định hướng theo phương gần đông bắc, rìa tây nam các đường đồng mức, địa hình định hướng theo phương gần TB-ĐN. Phần trung tâm của khu vực này xuất hiện các khối địa hình âm (22-24 km) ở phía bắc và địa hình dương ở phía nam (18-20 km).

5. Rìa bắc biển Đông (Nam Trung Quốc): Giống như thềm lục địa Nam Việt Nam, thềm lục địa Nam Trung quốc có địa hình mặt Moho tương đối thoải, nâng cao dần về phía biển. Chiều sâu mặt Moho thay đổi từ 30 đến 22 km. Phần sườn và chân lục địa, địa hình mặt Moho nâng cao (22-16 km). Các đường đồng mức địa hình có dạng dải theo phương ĐB-TN, phần građien địa hình cao chủ yếu chạy dọc theo sườn lục địa. 

6. Khu vực bồn trũng Trung tâm: Địa hình mặt Moho phản ánh rõ hình dạng của bồn trũng Trung tâm. Tại đây, mặt Moho trồi hẳn lên so với xung quanh, hình thành một bình diện tương đối phẳng cho toàn khu vực bồn trũng. Độ sâu đến mặt Moho trung bình khoảng 10-11 km. Dọc theo trục giãn đáy địa hình mặt Moho hạ thấp tạo thành một dải trũng có độ sâu khoảng 12-13 km. Phía bắc của bồn trũng, tính từ trục giãn đáy, mặt Moho chìm sâu hơn phần phía nam. Dọc theo đới hút chìm Manila, mặt Moho hạ thấp rất đột ngột, hình thành một dải građien địa hình cao. Độ sâu đạt đến 24 km.   

7. Rìa nam biển Đông (quần đảo Trường Sa và lân cận): Địa hình mặt Moho biến đổi gồ ghề phức tạp, tạo ra các đới nâng trồi hoặc sụt võng xen kẽ nhau. Tại các khu vực khối nâng Đá Lát – Chữ Thập, Hoa Lau- Thám Hiểm, cụm đảo Trường Sa, Bãi Sinh Tồn - Nam Yết và Cỏ Rong, mặt Moho chìm sâu đến 24-28 km. Khu vực trũng Nam Yết, Tiên Nữ, Châu Viên và Palawan, mặt Moho nâng cao đến 18-20 km. Phần nam Trường Sa và trũng Tư Chính – Vũng Mây, địa hình mặt Moho tương đối bằng phẳng, độ sâu trung bình khoảng 20 km.

VI. TUỔI CỦA ĐỊA HÌNH MẶT MOHO

Có hai cách có thể sử dụng để đánh giá nguồn gốc và tuổi của sự biến đổi địa hình mặt Moho: 1) so sánh sự biến đổi của địa hình mặt Moho với địa hình trên mặt để kiểm tra xem những biến đổi này có liên quan đến các chu kỳ nén ép hay tách giãn không; và 2) kiểm tra xem những biến đổi của địa hình mặt Moho có phù hợp với các cấu trúc địa chất đã biết tuổi. Sự so sánh giữa các đơn vị cấu trúc - kiến tạo với các đặc điểm biến đổi địa hình mặt Moho cho thấy, hầu hết các biến đổi về địa hình mặt Moho đều có dấu hiệu liên quan đến quá trình hình thành và tiến hoá của các đơn vị cấu trúc kiến tạo trong Kainozoi:

-             Dọc theo đới trượt bằng đứt gãy Sông Hồng và đứt gãy 110⁰: địa hình mặt Moho có dạng dải nhô, chạy dọc theo đới này.

-             Dọc theo ranh giới vỏ đại dương – vỏ lục địa: các đường địa hình dạng dải khép kín bao lấy khối vỏ đại dương.  

-             Khối cấu trúc Maclesfield và Reed Bank: các đường địa hình dạng dải bao quanh lấy hai đảo nổi này.

-             Khối cấu trúc Trường Sa và Hoàng Sa: các đường địa hình dạng khối, bao quanh lấy các đảo nổi, khối nhô.

-             Các bồn trũng Cửu Long, Nam Côn Sơn, Phú Khánh, Vịnh Bắc Bộ, bồn trũng Lôi Châu: các đường địa hình là các khối nhô.

-             Dọc theo thung lũng trục tách giãn: các đường địa hình dạng dải chạy dọc theo thung lũng tách giãn.

-             Dọc theo đới hút chìm Manila: các đường đồng mức địa hình mặt Moho thấp, dạng dải chạy dọc theo đới này.

Trong đó, biến đổi địa hình mặt Moho có tuổi trẻ nhất nằm dọc theo đới hút chìm Manila.

VII. TRẠNG THÁI CÂN BẰNG ĐẲNG TĨNH VỎ

Để xác định trạng thái bù đẳng tĩnh của vỏ Trái đất, chúng ta xét mức độ võng xuống của vỏ Trái đất do tải trọng của địa hình có bước sóng (l). Công thức xác định biên độ võng của vỏ được viết như sau [21]:

              (6)

trong đó: w₀ là độ võng xuống của vỏ Trái đất; h₀ - chiều cao của địa hình; r_s – mật độ của vỏ; r_m – mật độ manti; D - độ cứng đàn hồi của vỏ; g – hằng số trọng lực.

Công thức trên cho thấy vỏ Trái đất đạt trạng thái bù toàn phần (100%) khi tỷ số D/l đủ bé (khi địa hình có bước sóng đủ lớn hoặc độ cứng đàn hồi của vỏ đủ nhỏ), nghĩa là công thức (6) trở về dạng công thức bù đẳng tĩnh Airy:

w_max = hr_s /(r_m- r_s)              (7)

Công thức xác định trạng thái bù đẳng tĩnh của vỏ Trái đất (C) được tính bằng công thức sau [25]: 

C = (w₀/w_max )100%                          (8)

Theo cách đánh giá trên, ta có thể giả thiết giá trị mặt Moho 3D là mặt võng thực của vỏ Trái đất (w₀) và mặt Moho đẳng tĩnh là mặt Moho ở trạng thái bù 100% (w_max), dựa vào kết quả này cho phép ta đánh giá được trạng thái bù đẳng tĩnh của vỏ theo công thức (8). Trạng thái bù đẳng tĩnh của vỏ cũng được thể hiện qua giá trị dị thường trọng lực. Tại những vùng vỏ có trạng thái bù đẳng tĩnh toàn phần (C = 100%) thì giá trị dị thường trọng lực Fai dao động ở mức gần không, còn những nơi trạng thái bù đẳng tĩnh càng thấp (C càng nhỏ) thì giá trị dị thường trọng lực Fai càng cao [13]. Theo cách tính toán trên, trạng thái cân bằng đẳng tĩnh vỏ tại khu vực biển Đông có thể được đánh giá như sau:

1. Rìa bắc, tây và tây nam biển Đông: Kết quả so sánh giữa mặt Moho 3D và mặt Moho đẳng tĩnh ở phần trên cho thấy chúng có sự phù hợp rất cao ở phần rìa lục địa Việt Nam, quần đảo Hoàng Sa và Nam Trung Quốc. Chiều sâu mặt Moho tính theo hai phương pháp này chỉ sai khác nhau khoảng 0-5%, tương ứng với trạng thái bù 95~100%. Trạng thái bù này được thể hiện khá rõ trên dị thường trọng lực Fai, tại đây dị thường trọng lực Fai thấp, dao động xung quanh giá trị không (620 mGal). Trạng thái cân bằng đẳng tĩnh Airy đạt được tại những khu vực này có thể do cả hai nguyên nhân là: địa hình ở những khu vực này chủ yếu có bước sóng dài (l lớn) và bề dầy trầm tích lớn (D nhỏ).

2. Rìa nam biển Đông: Ở khu vực quần đảo Trường Sa, đảo nổi Maclesfield và Reed Bank, mặt Moho đẳng tĩnh thường nông hơn mặt Moho 3D từ –10 đến -20%, tương ứng với trạng thái bù 80-90%. Sự sai khác này chủ yếu tập trung dọc theo các khối nhô, đảo nổi. Như chúng ta biết, tại đây vỏ lục địa đã bị biến dạng mạnh mẽ qua nhiều thời kỳ địa chất khác nhau, các hoạt động núi lửa từ cổ đến trẻ xảy ra nhiều [8, 9, 21], đã tạo ra địa hình đáy biển rất gồ ghề, nhấp nhô. Chúng tôi cho rằng trạng thái bù đẳng tĩnh tại khu vực này đạt 80-90% chủ yếu là do yếu tố địa hình gây ra (địa hình có bước sóng ngắn). Điều này cũng được thể hiện khá rõ trên dị thường trọng lực Fai, tại đây giá trị dị thường Fai rất lớn, chúng hình thành nhiều khối dị thường dương rất cao nằm trên nền dị thường khu vực cao. Tại khu vực trũng Palawan, nằm phía nam quần đảo Trường Sa, mặt Moho đẳng tĩnh nông hơn mặt Moho 3D không nhiều (0 đến 10%), dị thường trọng lực Fai thay đổi trong khoảng +20 đến –40 mGal, có thể cho rằng trạng thái bù đẳng tĩnh đã được thiết lập ~100%.  Trạng thái đẳng tĩnh này có thể phù hợp với giả thiết đới hút chìm này đã ngừng hoạt động vào trước Miocen. Khi đó mảng đại dương cắm xuống, dần dần dựng đứng và tiêu biến đi [9, 19] và môi trường dần dần trở về trạng thái cân bằng đẳng tĩnh hoàn toàn.

3. Khu vực trũng Trung tâm và đới hút chìm Manila: Tại khu vực bồn trũng Trung tâm,  giá trị

độ sâu mặt Moho 3D nhỏ hơn giá trị độ sâu Moho đẳng tĩnh 10-20%, khu vực phụ bồn trũng Đông và Đông Bắc lên đến 30%. Điều này cho thấy trạng thái bù đẳng tĩnh ở khu vực này trung bình 80-90%, khu vực phụ bồn trũng Đông thấp hơn 70%. Như chúng ta biết, bồn trũng Trung tâm là một bồn trũng đại dương trẻ 32-15,5 tr.n. [3, 22]. Vỏ Trái đất ở khu vực này đang chìm dần xuống dưới mảng Philippine, phần vỏ đại dương phía trước đới hút chìm sẽ bị uốn cong lên do hiệu ứng đàn hồi của vỏ [22].  Hai dấu hiệu trên có thể thấy được qua dị thường trọng lực Fai tại khu vực này: các dị thường trọng lực Fai lớn nằm trên một phông chung khoảng 25-30 mGal, trong khi đó độ sâu của địa hình đáy biển > 4 km. Khu vực đới hút chìm Manila, mặt Moho 3D sâu hơn nhiều so với mặt Moho đẳng tĩnh, sự sai khác này lên đến 50%. Sự sai khác này có thể giải thích như sau: tại đây mảng vỏ đại dương đang cắm chìm dần dưới quần đảo Philippine, do mảng đại dương đang trong quá trình cắm sâu xuống manti nên trạng thái bù đẳng tĩnh chưa được thiết lập. Dấu hiệu này được thể hiện khá rõ trên dị thường Fai. Tại đây giá trị dị thường âm rất nhỏ từ –100 đến -120 mGal. Hiệu ứng âm này chính là do mặt Moho bị chìm sâu xuống gây ra, mà không được bù lại bằng sự nâng lên của địa hình đáy biển (tại đây địa hình đáy biển rất sâu). Do đó, có thể nói rằng trạng thái mất cân bằng đẳng tĩnh đang diễn ra tại đây. 

KẾT LUẬN

Từ các kết quả phân tích trên, chúng tôi  có một số kết luận sau:

Phương pháp giải ngược trực tiếp 3D số liệu dị thường trọng lực để xác định độ sâu mặt Moho, với nghiệm được khống chế bởi số liệu địa chấn sâu, đã cho kết quả có độ chính xác cao. Sai số giữa kết quả tính toán so với số liệu địa chấn sâu đạt đến 5,6%, trong đó ở khu vực thềm lục địa và trũng sâu biển Đông, kết quả tính có độ sai số nhỏ nhất. Mặt Moho đẳng tĩnh có sai số lớn nhất so với mặt Moho địa chấn, đặc biệt tại khu vực trũng sâu biển Đông lên đến 13,4%. Mặt Moho 3D, Moho hồi quy có sự phù hợp cao cả về hình dạng và độ sâu trên cả ba vùng vỏ lục địa, vỏ đại dương và vỏ chuyển tiếp. Dị thường trọng lực manti Bouguer và mặt Moho tại các khu vực khác nhau trong vùng nghiên cứu đều có mối tương quan cao và có thể thoả mãn phương trình (4).

Trạng thái cân bằng đẳng tĩnh toàn phần phân bố chủ yếu trên phần rìa lục địa phía bắc, tây và tây nam biển Đông. Phần rìa nam biển Đông và bồn trũng Trung tâm trạng thái bù đẳng tĩnh đạt 80-90%. Trạng thái mất cân bằng đẳng tĩnh lớn nhất tập trung tại khu vực đới hút chìm Manila và phần rìa nam Biển Đông.

Địa hình mặt Moho có mối tương quan chặt chẽ với các đơn vị kiến tạo trong khu vực như bồn trũng Trung tâm, đới hút chìm, đới đứt gãy trượt bằng, các bồn trũng Đệ tam...  Sự uốn lượn, biển đổi  của địa hình mặt Moho hình thành chủ yếu trong thời kỳ hoạt động của hệ thống đứt gãy Sông Hồng, đứt gãy kinh tuyến 110⁰, quá trình tách giãn mở biển Đông hình thành nên bồn trũng Trung tâm và các bồn trũng Đệ tam và quá trình hút chìm của vùng vỏ đại dương xuống dưới mảng Philippine. 

Lời cám ơn: Công trình này được hoàn thành với sự trợ giúp của Chương trình Nghiên cứu cơ bản giai đoạn 2004-2005.

VĂN LIỆU

1. Airy G. B., 1855. On the computation of the effect of the attraction of the mountain-masses, as disturbing the apparent astronomical latitude of stations in geodetic surveys. Philos. Trans. R. Soc., 145 : 101-104. London.

2. Blakely R. J., 1995. Potential theory in gravity and Magnetic application. Cambridge University Press.

3. Briais A., Patrat P. & Tapponnier P., 1993. Updated interpretation of magnetic anomalies and reconstruction of the SCS basin: implications for the Tertiary evolution of Southeast Asia. Geophysic Res., 98 : 6299-6328.

4. Chen B. and Lei S., 1987. Free air anomalies. In Atlas of geology and geophysics of the South China Sea, 1:2.000.000. Ministry of Geol. and  Min. Res., QuangDong.

5. Feng Z., Miao W., Zheng W., Chen W., 1992. Structure and hydrocarbon potential of the para-passive continental margin of the Northern South China Sea. Geol. and Geophysics of Continental Margins, AAPG Mem. 53 : 27-41. USA.

6. Hayes D.E., Nissen S.S., Buhl P., Diebold J., 1995. Throughgoing crustal faults along the northern margin of the South China Sea and their role in crust extension. J. Geophys. Res., 100/B11 : 22435-22446.

7. Ludwig W.J., Kumar N., and Houtz R.E., 1979. Profiler-sonobuoy measurement in the South China Sea Basin. J. of Geophys. Res. 84/B7 : 3505-3518.

8. Nguyễn Như Trung, Nguyễn Huy Hoàng, Nguyễn Thị Thu Hương và Phạm Hồng Hải, 2002. Đặc trưng cấu trúc vùng quần đảo Trường Sa theo số liệu trọng lực vệ tinh. TC Các Khoa học về Trái đất, 3.

9. Nguyễn Như Trung, Nguyễn Thi Thu Hương, 2003. Cấu trúc vỏ Trái đất khu vực Biển Đông theo số liệu trọng lực vệ tinh và địa chấn sâu. Hội nghị KHCN Viện Dầu khí 25 năm xây dựng và trưởng thành, tr. 336 – 356. Hà Nội. 

10. Nguyễn Nhu Trung, Sang-Mook Lee, Bui Cong Que, 2004. Satellite gravity anomalies and their correlation with the major tectonic features in the South China Sea. Gondwana Res., 7/2 : 407-424.

11. Nissen S. S & Hayes D. E., 1995. Gravity, heat flow, and seismic constraints on the processes of crustal extension: North margin of the South China Sea. J. of Geophys. Res., 100/B11 : 22407-22433.

12. Parker R.L., 1972. The repeat calculation of potential anomalies. Geophys. J. Royal Astr. Soc., 31 : 447-455.

13. Philip K. and Frederick J.V., 1996. Global Tectonics. Blackwell Sci., UK, p.333.

14. Pigott J.D., Ru Ke, 1994. Basin superposition on the the northern margin of the South China Sea. Tectonophysics, 235 :  27-50.

15. Roques D., Cl. Rangin and Ph. Huchon, 1997. Geometry and sense of motion along the Vietnam continental margin: Onshore/offshore Danang area. Bull. Soc.  Geol.  France,  168/4 : 413-422.

16. Sandwell D. T., Smith W. H.F., 1999. Bathymetric estimation, appear in satellite altrimetry and earth science. Acad. Press.

17. Sandwell D. T. and Smith W. H. F., 1997. Marine gravity anomaly from Geosat and ERS 1 satellite altimetry. J. Geophys. Res., 102 : 10039-10054.

18. Smith W. H.F. and D. T. Sandwell, 1994. Bathymetric prediction from dense satellite altimetry and sparse shipboard bathymetry. J. of Geophys. Res., 99/B11 : 21803-21824.

19. Taylor B. & Hayes D. E., 1983. Origin and history of the South China Basin. Part 2. Geophys. Mon. AGU, 27 : 23-56. Washington.

20. Taylor B. & Hayes D. E., 1980. The tectonic evolution of the South China Basin. Geophys. Mon. AGU, 23 : 89-104. Washington.

21. Trần Lê Đông, Trần Văn Hồi, Phạm Tất Đắc, Phạm Đình Hiếu. 2000. Cơ chế hình thành kiểu bẫy chứa dầu trong các đá macma ở mỏ Bạch Hổ và Rồng. Hội nghị KHCN “Ngành Dầu khí trước thềm thế kỷ 21”, 1 : 81-91. Hà Nội.

22. Turcotte  L. and G. Shubert, 1982. Geodynamics Application of Continuum Physics to Geological Problem. John Wily and Sons, p. 450.

23. Yan Pin, Zhou Di, Lui Zhaoshu, 2001. A crustal structure  profile across the northern continental margin of the South China Sea. Tectonophysics, 338 : 1-21.

24. Yao B., Zeng W., Hayes D.E., Spanger S.,  1994. The geological memoir of South China Sea surveyed jointly by China and the USA. The Press of Chinese Geol. Univ., Wuhan.

25. Zhou Siaozhong, Jang Shaoren, 1994. Tectonostratigraphic interpretation and comparison of Reed Bank – Pearl River Mouth. Transct. Anthology of geol. and geophys. study of Nansha islands and neighboring area, II. Science Press, pp 9-15. Beijing.