ĐỚI TRƯỢT: KHÁI NIỆM, ĐẶC ĐIỂM HÌNH THÁI VÀ BẢN CHẤT

TRẦN THANH HẢI

Bộ môn Địa chất, Trường đại học Mỏ - Địa chất, Đông Ngạc, Từ Liêm, Hà Nội

Tóm tắt: Thuật ngữ đới trượt1(shear zone) được dùng để mô tả các cấu tạo địa chất là các mặt hoặc đới dạng tấm có ranh giới song song nhau tồn tại trong vỏ Trái đất, dọc theo đó tập trung các biến dạng trượt, làm cho đá ở hai bên cánh của chúng dịch chuyển tương đối theo phương ngược nhau và song song với ranh giới của đới trượt. đới trượt được thành tạo trong nhiều môi truờng biến dạng khác nhau và có thể được phân thành 3 loại chủ yếu. đới trượt dòn (hay thường được gọi là đứt gãy) là những cấu tạo phát triển ở phần trên cùng của vỏ Trái đất, trong môi trường biến dạng dòn, không biến chất hoặc biến chất yếu; đới trượt dòn-dẻo nằm ở bên dưới các đới trượt dòn, nơi nhiệt độ và áp suất tăng cao hơn, trong đó sự dập vỡ hoặc dịch chuyển làm mất đi tính liên tục của các thân đá trải qua chế độ biến dạng dẻo một phần; đới trượt dẻo xảy ra trong phần sâu của vỏ Trái đất, nơi nhiệt độ và áp suất tăng cao, trong đó đá bị biến dạng liên tục dạng chảy dẻo. Mỗi loại đới trượt được đặc trưng bởi một tổ hợp đá, cấu tạo và các đặc điểm động học có thể nhận dạng được ở các tỷ lệ quan sát khác nhau. Độ sâu của đới chuyển tiếp giữa trạng thái biến dạng dòn với dòn-dẻo và giữa dòn-dẻo và dẻo thay đổi phụ thuộc vào nhiều yếu tố hoá-lý khác nhau của môi trường biến dạng, vào thành phần, đặc tính cơ lý của đá và sự có mặt của các cấu tạo có trước trong thân đá.

¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯

1Thuật ngữ “đới trượt” sử dụng trong bài báo này bao hàm cả nghĩa “đới cắt trượt” vẫn được sử dụng trong Tạp chí Địa chất hiện nay (Tác giả).

 

I. GIỚI THIỆU

Trong thực tế, sự biến dạng của đá thường không có sự phân bố đồng nhất. Một trong những yếu tố phổ biến nhất của sự biến dạng không đồng nhất (heterogeneous) là sự tập trung biến dạng trong các đới có dạng tấm hoặc mặt. Sự biến dạng trong các đới biến dạng cao này thường bao gồm cả yếu tố trượt và xoay, phản ánh sự dịch chuyển tương đối của các bộ phận của đá vây quanh đới biến dạng. Trước đây, các nhà địa chất [8] phân biệt đứt gãy (fault) và đới trượt (shear zone) là 2 cấu tạo riêng rẽ để chỉ các đới biến dạng nói trên, trong đó đứt gãy là các mặt hoặc các đới cắt qua, phá huỷ tính liên tục của thân đá và làm cho các khối đá ở hai bên bị dịch chuyển, còn đới trượt chỉ đơn giản là những đới có sự biến dạng dẻo ở mức độ cao. Ngày nay, khái niệm về đứt gãy như là các mặt vỡ hay khe nứt cắt qua các thân đá không còn phù hợp. Rất nhiều nghiên cứu về sự biến dạng trượt của đá trong các đai tạo núi (xem [15]) cho thấy sự dịch chuyển thường xảy ra dọc theo ranh giới giữa các thân đá hoặc các tổ hợp thạch kiến tạo có thành phần và đặc tính cơ lý khác nhau hơn là cắt ngang qua thân đá. Hơn thế nữa, nhiều kết quả nghiên cứu gần đây cũng đã tập trung hơn vào các biến dạng dẻo trong vỏ Trái đất và từ đó đã xác lập được tính quy luật của biến dạng trượt ở dưới sâu. Do vậy, trong vài thập kỷ qua, thuật ngữ đới trượt được sử dụng phổ biến hơn để chỉ tất cả các đới tương đối hẹp với ranh giới gần song song nhau, trong đó tập trung chế độ biến dạng trượt nằm giữa các thân đá bị biến dạng kém hơn [18-21].

Các nhà địa chất cũng đã nhận ra vai trò quan trọng của các đới trượt do chúng là một bộ phận khăng khít của các yếu tố cấu trúc cơ bản của vỏ Trái đất ở mọi quy mô, từ đới tiếp xúc giữa các rìa mảng tới các ranh giới của các địa khối ngoại lai trong các đai tạo núi. Chúng có chiều dày từ vài cm tới hàng km, sâu hàng chục km và kéo dài tới hàng trăm km hoặc hơn trên mặt đất. Ngoài ra, các kết quả nghiên cứu về sinh khoáng cho đến nay cũng đã khẳng định vai trò đặc biệt của các đới trượt đối với sự lưu chuyển dung dịch và tích tụ khoáng sản: rất nhiều tụ khoáng liên quan tới sự hình thành hoặc được khống chế bởi các đới trượt, đặc biệt là các đới trượt hình thành ở chế độ biến dạng dòn dẻo [4, 5, 11].

Như vậy, việc xác định sự tồn tại của các đới trượt, hình thái, bản chất và lịch sử phát triển của chúng có ý nghĩa đặc biệt quan trọng, không những trong việc luận giải cấu trúc địa chất và khôi phục lại lịch sử biến dạng khu vực, mà còn là cơ sở để xác lập các tiền đề và dấu hiệu tìm kiếm và dự báo tiềm năng khoáng sản. Ngày nay, đặc điểm hình thái và bản chất của các đới trượt cũng như các dấu hiệu chỉ sự dịch chuyển của chúng đã được nhiều nhà địa chất nghiên cứu, nhận dạng và tổng hợp trong nhiều sách giáo khoa hoặc chuyên khảo [ví dụ 1, 7, 8, 14, 21]. Thuật ngữ đới trượt cũng đã được sử dụng ở Việt Nam trong một số sách tham khảo [12] từ điển địa chất [chẳng hạn 19, 28] và các bài báo khoa học. Tuy nhiên, khái niệm đới trượt cũng như các đặc điểm của chúng vẫn là những khái niệm tương đối mới mẻ ở nước ta và việc gọi tên đới trượt còn thiếu sự thống nhất (chẳng hạn đới trượt, đới cắt [12, 19], đới trượt cắt [28], đới cắt trượt, đới xiết ép...) và chưa có văn liệu nào đưa ra một định nghĩa hay mô tả đặc điểm hình thái cũng như bản chất của đới trượt một cách đầy đủ. Bài báo này sẽ tóm tắt những khái niệm cơ bản về đới trượt và các yếu tố đặc điểm hình thái cũng như bản chất hoạt động của chúng, nhằm góp phần làm sáng tỏ bản chất của một loại hình cấu tạo cơ bản của vỏ Trái Đất, phục vụ việc nghiên cứu địa chất và luận giải cấu trúc - kiến tạo ở Việt Nam.

II. ĐẶC ĐIỂM HÌNH THÁI CỦA ĐỚI TRƯỢT

1. Khái niệm về đới trượt

Trong bài báo này, đới trượt (shear zone) được hiểu theo định nghĩa nêu trong các văn liệu chuyên khảo tiêu chuẩn được xuất bản gần đây như của Ramsay and Huber [21], Marshak and Mitra [14], Barker [1], Hanmer and Passchier [7], và Passchier and Trouw [18] để mô tả một dạng cấu tạo địa chất cơ bản của vỏ Trái đất. Theo những văn liệu này thì đới trượt được hiểu là một cấu tạo dạng tấm hình thành do sự biến dạng phát triển trong vỏ Trái đất ở những độ sâu khác nhau. Chế độ biến dạng ưu thế tạo nên các đới này là biến dạng trượt (shear strain), làm cho đá ở hai bên cánh của đới bị dịch chuyển tương đối với nhau theo 2 chiều ngược nhau theo phương song song với ranh giới của đới (Hình 1). Nhìn chung, các đới trượt thường là những đới tương đối hẹp, có ranh giới gần song song với nhau, nằm giữa các thân đá bị biến dạng kém hơn và có cấu trúc bên trong không đồng nhất. Các đới hoặc mặt trượt không liên tục có thể kết nối với nhau tạo ra các đới biến dạng cao vây quanh các khối đá có mức độ biến dạng thấp hơn. Mặc dù biến dạng kiểu trượt thuần tuý (pure shear; biến dạng không xoay) có thể đóng vai trò quan trọng trong đới trượt nhưng cơ chế biến dạng chủ đạo trong các đới trượt là kiểu trượt thường (simple shear): tức là yếu tố trượt và sự dịch chuyển song song với ranh giới của đới trượt đóng vai trò chủ đạo.

Sự dịch chuyển trong đới trượt có quy mô hết sức khác nhau, từ vi mô tới hàng chục, thậm chí hàng trăm km. Ở quy mô khu vực, các đới trượt thường có dạng tấm hoặc dạng mặt và thường có tỷ lệ chiều dài / chiều dày trên bình đồ lớn hơn 5/1, mặc dù có sự biến đổi cục bộ theo đường phương [21]. Biểu hiện hình thái và quy mô của đới trượt tại thực địa phụ thuộc vào mức độ xuất lộ của đá ở các độ sâu khác nhau. Các đới trượt được thành tạo ở những độ sâu lớn trong vỏ Trái đất, nơi đá có mức độ biến chất cao hơn, thường có quy mô lớn hơn nhiều so với các đới trượt hình thành trong chế độ biến chất thấp ở gần mặt đất [6, 23].

Trong các đới trượt, cơ chế biến dạng tích cực phụ thuộc vào nhiều yếu tố hoá-lý khác nhau, bao gồm điều kiện nhiệt độ, áp suất thạch tĩnh (lithostatic pressure) và áp suất cục bộ tại vị trí biến dạng, thành phần và đặc tính chảy dẻo của đá (flow), thành phần và nhiệt độ của dung dịch biến chất, tốc độ của biến dạng tổng tác động lên đá, hướng dịch chuyển và lịch sử biến dạng của đới trượt. Tất cả những yếu tố đó thường thay đổi một cách có quy luật theo độ sâu của vỏ Trái đất. Sự biến dạng tích cực trong các đới trượt trong những điều kiện khác nhau sẽ tạo nên sự phát triển của các sản phẩm có đặc điểm và hình thái khác nhau, thể hiện bởi sự tồn tại các cấu tạo điển hình và các tổ hợp đá hoặc khoáng vật đặc trưng [6, 18, 20, 23]. Các sản phẩm cơ bản được thành tạo trong các đới trượt dưới các điều kiện khác nhau được tóm tắt ở Hình 2.

Đặc điểm hình thái của các cấu tạo trong đới trượt, hình thái của các hệ thống đới trượt, và sản phẩm biến dạng của chúng thường có biểu hiện giống nhau ở bất kỳ khu vực nào của vỏ Trái Đất có điều kiện biến dạng tương tự. Ở tất cả các quy mô, đặc điểm dễ nhận thấy nhất là các đới kế tiếp nhau có trình độ biến dạng rất cao phân chia các đới dạng thoi hoặc thấu kính có mức độ biến dạng thấp hơn nhiều [2]. Dựa trên việc nghiên cứu một cách có hệ thống cấu tạo đặc trưng và các sản phẩm có mặt trong các đới trượt, hiện nay các quy luật về sự hình thành của các đới trượt, các yếu tố động lực liên quan tới chúng, các sản phẩm điển hình cũng như các dấu hiệu xác định bản chất và hướng dịch chuyển của đới trượt đã được thiết lập. Do giới hạn của bài báo mà các đặc điểm cụ thể về tất cả các yếu tố nêu trên không cho phép tác giả trình bày sâu ở đây, người đọc có thể tham khảo các văn liệu của Sibson [23], Berthé et al. [3], Ramsay and Huber [20], Barker [1], Hanmer and Passchier [7], Passchier and Trouw (2096) [5] để biết chi tiết hơn.

2. Các đới trượt trong các điều kiện biến dạng và biến chất khác nhau

Các đới trượt phát triển trong lớp vỏ hoặc phần trên của manti của Trái đất, nơi tập trung cả các phần biến dạng dòn và biến dạng dẻo. Dựa vào đặc tính biến dạng của đá dọc theo chiều sâu của các đới trượt mà đới trượt có thể được phân thành các loại sau: đới trượt dòn (thường được gọi là đứt gãy hoặc đới đứt gãy), đới trượt dẻo, và trung gian giữa chúng là một đới chuyển tiếp, được gọi là đới trượt dòn-dẻo trong đó sự trượt diễn ra trong môi trường bán dòn (hay dòn-dẻo [18, 20], Hình 1).

2.1. Đới trượt dòn (brittle shear zone)

Đới trượt dòn là những đới dạng tấm gồm nhiều mặt vỡ không liên tục thành tạo ở bất cứ nơi nào mà đá bị biến dạng dòn, đi cùng là sự hình thành của các mặt vỡ hoặc khe nứt mà dọc theo chúng, đá ở một cánh bị dịch chuyển tương đối theo hướng ngược với cánh kia (Ảnh 1). Sự hình thành các đới trượt dòn thường đi cùng với sự dập vỡ và mất đi tính liên tục của thân đá tại vị trí biến dạng. Tuy nhiên các đá ở hai bên cánh của các đới trượt này thường không có sự thay đổi đáng kể nào về hình thái và hướng, hay nói cách khác, phục hồi được trạng thái trước biến dạng.

Các đới trượt dòn thường xuất hiện ở phần trên cùng của vỏ Trái Đất ở độ sâu thường nhỏ hơn 10 km (Hình 1), nơi mà nhiệt độ và áp suất thạch tĩnh tương đối nhỏ. Trong môi trường biến chất thấp hoặc không đáng kể, sự biến dạng của đá chủ yếu diễn ra dưới hình thức dập vỡ dòn (Ảnh 1A) ở nhiều quy mô khác nhau. Đây là đới biến dạng không ổn định, trượt dính sinh chấn [22, 25], trong đó sự dịch chuyển diễn ra dọc theo các mặt đứt gãy hoặc dập vỡ không liên tục (Ảnh  1A) với tốc độ biến dạng địa chấn tới vài milimét hoặc mét trên giây, xen kẽ là các giai đoạn ngưng nghỉ dài với sự tích luỹ ứng suất chậm chạp. Điều kiện biến dạng thường ở gần mặt đất trong điều kiện không biến chất hoặc biến chất ở mức độ rất thấp.

Hình 1. Sơ đồ mô phỏng sự phân bố các đới biến dạng trượt và các sản phẩm của chúng trong vỏ Trái đất. (A) Sự phân bố của đới trượt ở các độ sâu khác nhau, lấy ví dụ trong vùng vỏ Trái đất bị ép nén, trong đó (1) đới trượt dòn (đứt gãy), (2) đới trượt dòn-dẻo và (3) đới trượt dẻo. (B) Các sản phẩm cơ bản đi cùng với các đới trượt trong A. Các đới trượt nghiêng (thuận hoặc nghịch) thường có hình thái và sự phân bố các sản phẩm tương tự ở các độ sâu khác nhau. (C) Đặc điểm cấu tạo bên trong của các đới trượt ở các chế độ biến dạng khác nhau trong Hình A: (1) đới trượt dòn thường có sự phát triển của các cấu tạo mặt gồm mặt trượt kiểu Riedel (các mặt R1, R2) và mặt trượt đồng phương P có quan hệ góc chặt chẽ với hệ thống ứng suất cực đại (s1) và cực tiểu (s3); (2) đới trượt dòn-dẻo thể hiện sự phát triển của các khe nứt dạng bậc lấp đầy bởi các khoáng vật dạng kim-que, trong đó hướng của khe nứt trượt và sự định hướng của khoáng vật có quan hệ chặt chẽ với trường ứng suất; (3) đới trượt dẻo với sự phát triển của hệ thống phiến vuông góc với trục ứng suất cực đại s1 và sự xoay của phiến này vào trung tâm của đới cùng với sự phát triển của một cấu tạo mặt mới song song với ranh giới của đới (Mô phỏng theo [18, 20, 23]).

Trong đới trượt dòn, hàng loạt sản phẩm khác nhau có thể được thành tạo, trong đó có thể bao gồm 2 loại chính thuộc loạt dăm và loạt đá cà nát (cataclasite) [23] (Hình 2). Sản phẩm thuộc loạt dăm bao gồm dăm và mùn: những sản phẩm nghiền vụn không gắn kết, trong khi đó các sản phẩm thuộc loạt đá cà nát bao gồm các sản phẩm dăm hoặc mùn sắp xếp hỗn độn, nhưng được gắn kết chặt chẽ (Hình 2). Đá cà nát được thành tạo ở độ sâu lớn hơn nơi sự dập vỡ thường đi cùng với sự tiêm nhập của nhiều loại dung dịch, dẫn tới sự gắn kết của các mẢnh  dăm bởi các hệ thống mạch hoặc đám vật chất thứ sinh phân dị từ các dung dịch này (phổ biến là thạch anh và calcit).

2.2. Đới trượt dòn-dẻo (brittle-ductile shear zone)

Những đới trượt trong đó có xảy ra sự dập vỡ hoặc dịch chuyển làm mất đi tính liên tục của các thân đá bị biến dạng dẻo một phần được gọi là đới trượt dòn-dẻo (Ảnh 1B). Sự không liên tục này có thể là các đới khe nứt riêng rẽ dọc theo đó sự dịch chuyển xảy ra, hoặc có thể là một dãy của các khe nứt dạng cánh gà (en-echelon) do căng giãn (tension gashes). Đới truợt dòn-dẻo thường phát triển trong đá ở những độ sâu nhất định trong vỏ Trái đất, bên dưới các đới trượt dòn, nơi nhiệt độ biến dạng của đá có thể lên tới hơn 300OC và tương ứng với độ sâu tới 15 km tuỳ thuộc loại đá và các yếu tố hoá-lý khác [21] (Hình 1, 2).

Hình 2. Bảng thống kê các sản phẩm trong đới trượt. (A) Bảng phân loại các sản phẩm thành tạo trong đới trượt, lấy ví dụ đi qua thân đá giàu thạch anh và felspat (granit); (B) Đồ thị 3 trục độ hạt - mức độ biến chất - thành phần thạch học dùng để phân loại các “đá đứt gãy” hay sản phẩm biến dạng trong đới trượt; (c) Biểu đồ thể hiện các trường sản phẩm trong đá sét vôi cho thấy sự mở rộng của các trường mylonit và siêu mylonit so với các trường tương ứng ở hình (A) đối với đá granit (mô phỏng theo [14, 23]).

Ảnh 1. Một số ví dụ về đặc điểm hình thái và sản phẩm của các loại đới trượt khác nhau: (A) Một đới trượt dòn (ở vùng Huổi Sấy, Điện Biên) bao gồm một hệ thống nhiều mặt trượt cắt qua, làm mất đi tính liên tục và dịch chuyển đá ở hai bên cánh của chúng; (B) Đới biến dạng dòn-dẻo trong các đá trầm tích của hệ tầng Phú Ngữ vùng Na Rì, Bắc Kạn: đới trượt có ranh giới rõ ràng, nhưng đá bên trong đới đã bị biến dạng dẻo; (C) Sản phẩm giả tachylit dưới dạng các mạch tiêm nhập phát triển trong đá phun trào hệ tầng Viên Nam (vùng Trúc Sơn, Hà Tây); (D) Sản phẩm mylonit điển hình trong granit phức hệ Đại Lộc (hồ Đông Nghệ, Đà Nẵng).

Các nghiên cứu gần đây cho thấy rằng biến dạng trong các đới dòn-dẻo hình thành dưới mức độ biến dạng ổn định từ vài mm tới vài cm/năm trong môi trường biến dạng không tạo ra sự dập vỡ đáng kể, hay mất đi tính liên tục của thân đá. Trên thực tế, các sản phẩm đá cà nát và mylonit đều có thể thành tạo trong cùng một đới trượt dòn-dẻo ở quy mô lớn khi đới này cắt qua nhiều phần có độ sâu khác nhau của vỏ Trái đất, hoặc có sự thay đổi chế độ nhiệt động trong quá trình biến dạng của đá [20, 23] (Hình 1).

Các loại sản phẩm cơ bản có thể được thành tạo trong môi trường của các đới trượt dòn-dẻo là đá cà nát và giả tachylit (pseudotachylite), và đôi nơi là các thể mylonit bán dẻo (Hình 1, 2). Đá giả tachylit (Ảnh  1C) hình thành từ sự nóng chảy cục bộ của đá dọc theo mặt đứt gãy dưới tác dụng của nhiệt độ cao hình thành bởi ma sát trượt [13, 23] hoặc trong một số trường hợp, bởi quá trình nghiền nát mạnh mẽ các vật liệu [29] với sự tăng cao của nhiệt độ có thể vượt quá 1000OC trong những đới dày khoảng vài mm. Đá giả tachylit thường không đi cùng các mạch thạch anh, nhưng lại tương đối phổ biến trong các đá có độ lỗ hổng thấp như gabro, gneis hoặc amphibolit... Các đá trầm tích có độ rỗng cao thường chứa nhiều dung dịch hơn và làm giảm đáng kể ứng suất nén (normal stress) lên các mặt bị cọ sát và do đó không tạo ra lượng nhiệt ma sát cần thiết để tạo ra sự nóng chảy cục bộ để hình thành giả tachylit  [17].

2.3. Đới trượt dẻo (ductile shear zone)

Đây là loại đới trượt trong đó sự biến dạng là liên tục và cường độ biến dạng trượt biến đổi một cách có hệ thống khi đi qua chiều rộng của đới. Những kết quả quan trọng trong nghiên cứu đới trượt gần đây dẫn tới sự thừa nhận cơ chế biến dạng dẻo trong sự thành tạo các đới trượt ở những độ sâu lớn trong vỏ Trái đất [20], khác với những quan niệm ra đời sớm hơn chỉ chú trọng tới việc phân tích các khe nứt (và do đó chỉ chú ý khía cạnh dòn của đới trượt). Biến dạng trong các đới này là biến dạng dẻo chứ không phải là các dập vỡ dạng dòn. Các đới trượt dẻo thường thành tạo ở những độ sâu có mức độ biến chất cao hơn hẳn (thường là lớn hơn 15 km đối với các loại đá có đặc tính cơ lý rắn chắc) so với các đới trượt dòn hoặc dòn-dẻo và đi cùng là quá trình biến chất trong điều kiện nhiệt độ biến chất cao (Hình 2).

Các đới trượt dẻo hình thành trong môi trường biến dạng ổn định và liên tục, đi kèm là sự biến chất tương đối cao trong đó tính liên tục của thân đá luôn được duy trì. Trong những điều kiện nhất định, sự biến dạng của đá trong các đới trượt dẻo thường dẫn tới sự giảm thể tích đáng kể (ép dẹt) theo phương vuông góc với ranh giới còn hướng dịch chuyển chung của các cánh có thể không song song mà tạo thành một góc nhỏ với ranh giới của đới trượt (Hình 1C). Đi cùng với sự biến dạng là sự thay đổi cấu trúc bên trong của thân đá: các khoáng vật tạo đá bị biến dạng mạnh mẽ bởi sự chảy dẻo của tinh thể khoáng vật (crystal plastic flow), trong đó các dòng chảy có xu hướng đồng nhất ở phạm vi nhỏ, dẫn tới sự thành tạo các sản phẩm điển hình của loạt mylonit [23, 30] (Hình 1, 2; Ảnh  1D) và tạo thành những đới có chiều dày lớn trong vỏ Trái đất. Các sản phẩm thuộc loạt mylonit nói chung có độ hạt nhỏ, phân phiến mạnh mẽ và bao gồm cả các cấu tạo tuyến kéo dài (stretching lineation) theo phương song song với trục X của elipsoiđ biến dạng. Các cấu tạo mặt bên ngoài đới tập trung biến dạng cao nhất có thể bị lôi cuốn vào trong đới trượt để tạo thành các cấu tạo mới (xem [20, 21]; Hình 1C). Nếu nhiệt độ tiếp tục tăng cao trong quá trình biến dạng hoặc sau khi biến dạng diễn ra, các sản phẩm mylonit mới được thành tạo có thể bị tái kết tinh. Ngược lại, nhiệt độ giảm xuống trong quá trình biến dạng có thể dẫn tới sự hình thành các sản phẩm có độ hạt nhỏ hơn và không bị biến dạng. Ngoài ra, sự biến dạng dẻo còn là sự mềm hoá biến dạng (strain softening), liên quan tới sự suy yếu của vật chất do hậu quả của sự giảm độ hạt trong quá trình biến dạng (mylonit hoá), sự thay đổi các pha khoáng vật, sự phát triển không đẳng hướng của các cấu tạo mặt và sự tập trung của dung dịch.

Mặc dù có nhiều thông số hoá-lý tác động tới cơ chế biến dạng trong đới trượt dẻo, song về cơ bản các đới trượt trong điều kiện biến dạng và biến chất cao thường có các đặc điểm chung là có quy mô lớn và lộ ra thành các đới có kích thước lớn trên bề mặt Trái Đất.

2.4. Sự chuyển tiếp biến dạng dòn-dẻo

Sự chuyển tiếp giữa đới có chế độ bán dòn (hay dòn-dẻo) và đới chế độ dòn sinh chấn nói trên thường rất rõ nét [22, 25] nhưng không hoàn toàn nằm dọc một ranh giới nhất định mà diễn ra dọc theo một đới tương đối hẹp trong vỏ Trái đất. Nhìn chung, trong bất cứ một phần nào của thạch quyển, sự chuyển tiếp chế độ biến dạng này diễn ra trong một đới có hình thái phức tạp. Độ sâu của đới chuyển tiếp phụ thuộc vào nhiều yếu tố hoá-lý như tốc độ biến dạng tổng, građien địa nhiệt, loại đá và độ hạt của chúng, dung dịch áp suất, sự định hướng của trường ứng suất, sự định hướng hay phân lớp của đá và các cấu tạo khác, thành phần và nhiệt độ của dụng dịch trong đá, và sự định hướng của trường ứng suất địa phương [26]. Sự khác nhau về thành phần khoáng vật hoặc sản phẩm biến dạng trong một lượng đá nhỏ có thể chỉ thị đồng thời cả sự biến dạng dòn hoặc dẻo [18, 20, 23] (Hình 1, 2).

Đới chuyển tiếp dòn-dẻo thường là một đới đặc biệt, nơi sự hình thành đứt gãy sinh chấn thường xen kẹp với các đới mylonit [16, 24] trong đó biến dạng dẻo thường xảy ra trong các đá trước đó bị dập vỡ từ biến dạng dòn, diễn tiến trong một điều kiện nhiệt độ và áp suất không đổi và trong một pha biến dạng đơn nhất. Sự xen kẽ giữa các yếu tố biến dạng dòn và biến dạng dẻo có lẽ bắt nguồn từ những nơi có mặt sản phẩm giả tachylit có độ hạt mịn mà các điều kiện biến chất và mức độ ứng suất tại chỗ đủ để làm chúng tạo ra các dòng chảy dẻo, từ đó lan dần vào trong phần đá vây quanh có độ hạt thô hơn và dẫn tới sự chảy dẻo trong những đới rộng hơn [17].

Với cùng một trường ứng suất nhất định thì trong các điều kiện biến chất ở mức độ trung bình các đới trượt thường có kích thước nhỏ hơn và có ranh giới với đá vây quanh rõ ràng hơn so với các đới trượt dẻo ở chế độ biến chất cao. Sự chảy trong các đới trượt này có thể là đồng nhất ở quy mô lớn và có sự gắn kết chặt chẽ tương tự như đối với đới trượt biến chất cao, nhưng có thể không đồng nhất ở quy mô nhỏ. Một số khoáng vật như thạch anh thường bị biến dạng tinh thể dẻo trong khi đó một số khoáng vật khác như felspat và horblenđ thường bị biến dạng chủ yếu dưới dạng vi khe nứt (microfracturing) (xem [17]). Chế độ biến dạng này do đó được gọi là chế độ bán dòn (semi-brittle [9, 22]) hay gần dẻo (quasiplastic [23]). Trong các đá có thành phần đa khoáng thường xuất hiện một sự chuyển tiếp rõ ràng giữa một bên là biến dạng tinh thể dẻo và một bên là biến dạng gần dẻo. Các sản phẩm mylonit phát triển trong chế độ dòn-dẻo có một cấu trúc đặc trưng gồm có 2 bộ phận chính là các ban vụn tinh (porphyroclast) và nền, trong đó phần nền bao gồm các vật chất phân phiến mỏng và hạt mịn, bị tái kết tinh do động lực, còn các ban vụn tinh là tàn dư chưa bị tái kết tinh của các phần hạt hoặc mảnh  vật chất có độ cứng cao hơn của đá vây quanh. Ngược lại, các sản phẩm mylonit phát triển trong các đới trượt dẻo thường có độ hạt mịn hơn, chủ yếu là phần nền vi hạt, còn các ban vụn tinh có thể không quan sát thấy và đi cùng là sự tạo phiến hoàn hảo.

4. Mối quan hệ giữa các đới trượt dòn và dẻo trong các vùng biến dạng cao

Như đã đề cập ở trên, các đới trượt có thể tác động vào nhiều loại đá khác nhau, phân bố trong vỏ Trái đất ở nhiều độ sâu khác nhau và phát triển trong những điều kiện hoá-lý khác nhau. Ngoài ra, tuỳ theo hoạt động kiến tạo khu vực mà quá trình biến dạng trong một đới trượt có thể diễn tiến trong một thời gian ngắn ngủi (biến dạng tức thì - instantaneous strain) dưới một điều kiện nhất định, hoặc liên tục trong một khoảng thời gian dài (biến dạng tiến triển - progressive strain) đi kèm là sự thay đổi điều kiện hoá-lý trong thân đá. Vì vậy, một đới truợt hình thành trong một pha kiến tạo nhất định có thể có những biểu hiện hình thái với sản phẩm ban đầu và cuối cùng hết sức khác nhau. Mặt khác, trong những khu vực có lịch sử địa chất phức tạp, đới trượt khi đã được thành tạo thường dễ tái hoạt động bởi các pha kiến tạo muộn hơn. Do đó, một đới trượt có thể có một lịch sử bao gồm nhiều giai đoạn hoạt động khác nhau, trong đó các vật chất có thể chuyển từ dạng này sang dạng khác và được vận chuyển lên trên hoặc xuống sâu trong vỏ Trái đất. Hậu quả là các đá trong các đới trượt chứa những bằng chứng của một hoặc nhiều giai đoạn phát triển mang tính chồng lấn (overprinting). Vì vậy, nhiều đới trượt lớn trong các vùng biến chất cao thường chứa các bằng chứng của một lịch sử phát triển lâu dài và lặp lại. Nếu vùng nghiên cứu bị nâng cao và bào mòn sau khi sự biến dạng dẻo diễn ra, thì hậu quả là các cấu tạo liên quan tới biến dạng dòn (giả tachylit hoặc đá cà nát) sẽ cắt qua các cấu tạo biến dạng dẻo (mylonit) trong cùng một đới trượt [30].

Trong thực tế, rất nhiều đới cà nát và các mạch giả tachylit được tìm thấy bên trong hoặc lân cận với các đới mylonit bị biến dạng cao hoặc trung bình, với hướng dịch chuyển tương tự của các đới trượt cổ hơn. Sự có mặt của chúng được giải thích là liên quan tới các giai đoạn biến dạng muộn trong hoặc sau quá trình nâng cao của vỏ Trái đất làm cho các đá bị biến dạng cao ở dưới sâu được đẩy lên các mức nông hơn. Trừ những đới trượt bằng (strike-slip), sự phân bố của đá biến dạng dòn và mylonit trong vết lộ của các đới trượt lớn thường là không đối xứng. Hiện tượng này diễn ra do sự nâng cao thụ động của mylonit từ những độ sâu lớn hơn do sự dịch chuyển liên tục dọc theo các đới này. Nếu cánh trụ của đới chủ yếu là mylonit thì chứng tỏ dấu hiệu của sự dịch chuyển thuận. Ngược lại, nếu cánh treo hiện diện các sản phẩm mylonit thì chuyển động muộn sẽ là nghịch. Trong trường hợp đơn giản, mối quan hệ này phải phù hợp với hướng dịch chuyển xác định từ các dấu hiệu động lực hoặc các tầng đánh dấu. Trong trường hợp quy luật này không rõ ràng, đới trượt có thể đã trải qua một lịch sử hoạt động phức tạp hơn.

Như vậy, việc xác định bản chất, cơ chế hoạt động và lịch sử của đới trượt phải dựa trên sự phân tích một cách kỹ lưỡng các yếu tố hình thái, sản phẩm và các chỉ thị động học (kinematic indicators) có mặt trong và hai bên đới trượt cũng như mối quan hệ không gian giữa tất cả các yếu tố cấu tạo có mặt trong đới trượt. Nhìn chung, cơ sở để nhận dạng và phân chia các đới trượt thường dựa trên các tiêu chí sau [10]:

1) Các cấu tạo bên trong của đới trượt, bao gồm các cấu tạo và kiến trúc có quy mô khác nhau phát triển bên trong các đới trượt và có thể quan sát được trên vết lộ hoặc dưới kính hiển vi.

2) Các đặc điểm hình thái bên ngoài của đới trượt, bao gồm các đới trượt và tổ hợp các các yếu tố cấu trúc hình thái và động học liên quan đến chúng tạo thành một đới trượt riêng rẽ có thể quan sát được bằng mắt thường, từ cỡ vết lộ tới quy mô khu vực.

3) Các đặc điểm hình thái bên ngoài của các đới trượt, bao gồm sự tồn tại của một tổ hợp các đới trượt riêng rẽ có mối liên hệ với nhau (nối tiếp hoặc cắt nhau), tạo thành một hệ thống có thể quan sát hoặc nhận dạng được trên các quy mô chi tiết hoặc khu vực.

IV. KẾT LUẬN

Đới trượt là thuật ngữ mô tả các cấu trúc cơ bản của vỏ Trái đất, dọc theo đó biến dạng truợt đóng vai trò chủ đạo và làm cho các khối đá ở hai bên cánh của chúng dịch chuyển tương đối với nhau theo hai chiều ngược nhau. Đới trượt bao hàm cả các đứt gãy theo quan niệm truyền thống trước đây.

Đới trượt có mặt ở nhiều độ sâu khác nhau của vỏ Trái đất. Hình thái của chúng, các biểu hiện thực địa cũng như các sản phẩm biến dạng trong các đới này phụ thuộc vào rất nhiều yếu tố hoá lý khác nhau. Dựa vào đặc tính biến dạng, các cấu tạo và các sản phẩm hình thành trong đới trượt, có thể chia chúng thành các loại chính, gồm đới trượt dòn, đới trượt dòn-dẻo và đới trượt dẻo. Mỗi loại đới trượt hình thành trong một khoảng độ sâu nhất định, được đặc trưng bởi các yếu tố cấu tạo và một tổ hợp các sản phẩm biến dạng đặc trưng. Sự chuyển tiếp từ một chế độ biến dạng sang chế độ biến dạng mới trong một đới trượt diễn ra một cách từ từ trong những đới tương đối mỏng của vỏ Trái đất theo những độ sâu khác nhau.

Các đới trượt có cùng bản chất thường có biểu hiện hình thái và sản phẩm biến dạng tương tự nhau ở các vùng khác nhau trong vỏ Trái đất, nếu các điều kiện biến dạng giống nhau và có thể dễ dàng nhận dạng và phân biệt dựa trên một tổ hợp các dấu hiệu về sản phẩm biến dạng và các cấu tạo đặc trưng. Việc nhận dạng đúng đắn bản chất các đới trượt không những góp phần quan trọng vào việc luận giải một cách đúng đắn bản chất và lịch sử biến dạng của vỏ Trái đất, mà còn có ý nghĩa quyết định tới việc tìm kiếm và dự báo quy mô của nhiều loại khoáng sản nội sinh.

VĂN LIỆU

1. Barker A. J., 1990. Metamorphic Textures and Microstructures. Blackie.

2. Bell T. H., 1985. Deformation partitioning and porphyroblast rotation in metamorphic rocks: A radical interpretation. J. Metamorphic Geol., 3: 109-118.

3. Berthé D., Choukroune P. and Jegouzo P., 1979. Orthogneiss, mylonite and non-coaxial deformation of granites: The example of the South Armorican Shear Zone. J. of Structural Geology 1: 31-42.

4. Bursnall J. T. (Editor), 1989. Mineralization and Shear Zones. Geol. Assoc. Canada, Short course Notes, vol. 6.

5. Grove D. I, Goldfarb R. J., Robert F., Hart C. J. R, 2003. Gold deposits in metamorphic belts: Overview of current understanding, outstanding problems, future research, and exploration significance. Economic Geol., 95: 1-29.

6. Hanmer S. and Connelly J. N., 1986. Mechanical role of the syntectonic Laloche Batholith in the Great Slave Lake Shear Zone, District of Mackenzie. N.W.T. Current Research, Part B, Geol. Surv. Canada, Paper 86-1B: 811-827.

7. Hanmer S. and Passchier C., 1991. Shear-sense indicators: A review. Geol. Surv. Can. Paper 90-17.

8. Hobbs B. E., Means  W. D., Williams  P. F., 1976. An Outline of Structural Geology. John Wiley & Sons.

9. Hobbs B.E., Ord A. and Teyssier, 1986. Earthquakes in the ductile regimes? Pure Appl. Geophys., 125: 309-336.

10. Hodgson C. J., 1989. The structure of shear-related, vein-type gold deposits: A review. Ore Geology Rev.

11. Kirkham R. V, Sinclair W. D., Thorpe R. I. and Duke J. M., 1993. Mineral Deposit Modeling. GAC Special Paper 40. Geol. Assoc. Canada.

12. Lê Như Lai, 2001. Giáo trình Địa chất cấu tạo. Nxb Xây dựng, Hà Nội.

13. Maddock R. H., Grocott J., van Nes M., 1987. Vesicles, amydales and similar structures in fault-generated pseudo-tachylites. Lithos, 21: 420-432.

14. Marshak S. and Mitra G., 1988. Basic methods of Structural Geology. Prentice Hall.

15. McClay  K. R. (Editor), 1992. Thrust Tectonics. Chapman & Hall.

16. Passchier C. W., 1986. Flow in natural shear zones: The consequences of spinning flow regimes. Earth and Planetary Sci. Letters, 77: 70-80.

17. Passchier C. W., Myers J. S., Kroner A., 1990. Field Geology of High-grade Gneiss Terrains. Springer-Verlag.

18. Passchier C.W. and Trouw R. A. J., 1996. Microtectonics. Springer.

19. Phan Cự Tiến, 2006. Từ điển giải thích Khoa học Địa chất Anh - Việt và Việt-Anh. Nxb Văn hoá Thông tin. Hà Nội.

20. Ramsay J. G., 1980. Shear zone geometry: A review. J. Struc. Geol.,  2: 83-89.

21. Ramsay J. G. and Huber M., 1987. The Techniques of Modern Structural Geology. Volume 2: Folds and Fractures. Academic Press, London.

22. Scholz C. H., 1988. The brittle-plastic transition and the depth of seismic faulting. Geol. Rundschau, 77: 320-330.

23. Sibson R. H., 1977. Fault rocks and fault mechanisms. J. Geol. Soc., London, 133: 201-223.

24. Sibson R. H., 1980. Transient discontinuities in ductile shear zones. J. Struc. Geol., 2: 165-171.

25. Sibson R. H., 1982. Fault zone models heat flow and the depth distribution of earthquakes in the continental crust of the United States. Seismol. Soc. Am. Bull., 72: 151-163.

26. Sibson R.  H., 1983. Continental fault structure and the shallow earthquake source. J. Geol. Soc., London, 140: 741-769.

27. Simpson C., 1986. Determination of movement sense in mylonites. J. Geol. Ed., 34: 256-271.

28. Vũ Khúc, 2005. Từ điển Địa chất Anh - Việt. Nxb Khoa học và Kỹ thuật. Hà Nội.

29. Wenk H. R., 1978. Are pseudotachylites products of facture or fusion? Geology, 6: 507-511.

30. White S. H., Burrows S. E, Carreras J., Shaw N. D. and Humphreys F. J., 1980. On mylonite in ductile shear zones. J. Struc. Geol., 2: 175-187.