Lịch sử nghiên cứu
Giai đoạn trước năm 1954
Từ những năm đầu thế kỷ XX, các nhà địa chất Pháp đã sử dụng thuyết địa di và một phần thuyết trôi dạt lục địa để phân tích các vấn đề địa chất tại Đông Dương, đặc biệt là khu vực Tây Bắc Việt Nam.
Trong giai đoạn này, nghiên cứu địa chất tại Đông Dương, đặc biệt là ở Việt Nam, chủ yếu được thực hiện bởi người Pháp Ban đầu, các hoạt động nghiên cứu địa chất còn mang tính chất rời rạc và chưa có hệ thống.
Bản đồ địa chất Đông Dương tỷ lệ 1/4.000.000 do E Fuchs thực hiện vào năm 1882 chỉ cung cấp những nét phác thảo sơ lược về cấu trúc địa chất của khu vực này Deprat J đã tiến hành nhiều nghiên cứu chuyên đề và tổng hợp về địa tầng tại Đông Dương và Vân Nam vào năm 1913, góp phần làm rõ hơn về cấu trúc địa chất của khu vực.
Năm 1914 và 1915, nghiên cứu về cổ sinh vật trong phân chia địa tầng đã đạt được nhiều thành công, đặc biệt là công trình của Jacob C (1921), phản ánh rõ nét địa chất vùng Bắc Trung Bộ và hạ lưu Sông Đà Bản đồ địa chất 1:1.000.000 đầu tiên tại Vạn Yên, do L Dussault (1929) thực hiện, đã thể hiện một cách rõ ràng các yếu tố địa di, bao gồm các nếp vảy chờm nghịch.
Các quan điểm cơ bản về vị trí địa chất và sự phân chia theo tuổi các thành tạo magma tại Việt Nam và toàn Đông Dương chủ yếu được thể hiện trong các công trình nghiên cứu của J Fromaget (1933, 1937, 1952) Ông đã thực hiện các nghiên cứu sâu sắc về địa chất Tây Bắc Bắc Bộ và Thượng Lào, trong đó phân chia các thành hệ địa chất dựa trên “vật liệu” của chúng.
Trong công trình này, thuyết địa di được coi là quan niệm chủ đạo, với sự phân chia mới trong địa tầng khu vực và các yếu tố cấu trúc địa phương, liên quan đến "loạt nền móng" và "loạt Đông Dương – Himalaya".
Trong giai đoạn này, các nhà địa chất Pháp đã khởi xướng nghiên cứu về thạch luận magma kiềm (aegirin), được Idding mô tả lần đầu tiên trong các đá magma tại vùng Phong Thổ - Lai Châu vào năm 1913 Bouret cũng đã thực hiện những mô tả sơ lược về các đá xâm nhập và biến chất ở Bắc Bộ và Bắc Trung Bộ, bao gồm các syenitogneis nephelin – hastingsit, được ghi nhận tại khối Pia Ma (Tây Bắc Bắc Cạn) vào các năm 1922 và 1924.
Các đá "cocit" và "tinguait" được mô tả tại Cốc Pìa, Lai Châu bởi Lacroix (1928, 1933) dưới dạng các đai mạch cắt syenit kiềm và granit kiềm Tương tự, Fromaget (1933) cũng phát hiện các đai mạch kiềm ở Sin Cao, Đông Bắc Lai Châu, nơi chúng tiêm nhập vào các trầm tích Trias.
Lacroix (1933) và Fromaget (1933) đã nghiên cứu và mô tả các loại đá sonkinit và syenit nephelin tại khu vực Pin Chải, phía Nam chợ PuTo, Bắc Lai Châu Các phân tích hóa học về đá magma của các nhà địa chất Pháp này đóng vai trò quan trọng trong các nghiên cứu thạch luận tiếp theo.
Giai đoạn sau 1954
Trong giai đoạn 1960 – 1975, các nhà địa chất Xô Viết và Việt Nam đã tiến hành nghiên cứu magma gắn liền với việc đo vẽ bản đồ địa chất và điều tra khoáng sản Công trình "Bản đồ địa chất miền Bắc Việt Nam" tỷ lệ 1/500.000 (A E Dovjicov và nnk, 1965) đã nghiên cứu tương đối đầy đủ về địa tầng, magma và kiến tạo của vùng Tây Bắc Việt Nam Các đá magma kiềm được Izokh (1965) nghiên cứu và phân loại vào loạt Fansipan, bao gồm các phức hệ như Phu Sa Phin, Đèo Mây, Mường Hum – Pia Ma, Nậm Xe – Tam Đường, Yê Yên Sun và Sông Chu – Bản Chiềng.
Pu Sam Cap, Chợ Đồn, có niên đại từ kỷ Mesozoi muộn đến Cenozoi Các đá magma thuộc loạt Fansipan chủ yếu nằm trong các đới cấu trúc như Fansipan, Sông Hồng, Sông Đà, Võng Tú Lệ, Phu Hoạt và sông Lô.
Các công tác đo vẽ địa chất tỷ lệ 1/200.000 ở vùng Tây Bắc đã được thực hiện dưới sự chủ biên của các nhà địa chất như Nguyễn Xuân Bao (1969), Bùi Phú Mỹ (1971), và Nguyễn Vĩnh (1972), mang lại nhiều thành công trong việc phân chia chi tiết về địa tầng, magma và biến chất Nghiên cứu chuyên sâu về đá magma được thực hiện bởi Nguyễn Văn Chiển, Lê Đình Hữu, Phan Viết Kỷ và Nguyễn Xuân Tùng (1972), với việc phân chia theo các phức hệ Thời kỳ này cũng chứng kiến sự xuất hiện của một số bài báo về các thành tạo đá kiềm ở miền Bắc Việt Nam do Lê Đình Hữu và các cộng sự (1963), Bùi Phú Mỹ (1972), Nguyễn Xuân Tùng (1972), và Nguyễn Đức Hân (1973) thực hiện.
Sau khi đất nước thống nhất, công tác nghiên cứu địa chất, đặc biệt là magma, đã được thúc đẩy mạnh mẽ và đạt nhiều thành tựu nổi bật Năm 1977, công trình "Những vấn đề địa chất Tây Bắc Việt Nam" do Phan Cự Tiến chủ biên đã cung cấp cái nhìn tổng hợp, chi tiết về địa chất khu vực Tây Bắc Việt Nam Mặc dù chưa hoàn thiện như một chuyên khảo, nhưng với nội dung phong phú và số liệu thuyết phục, công trình này đã làm sáng tỏ và thu hút sự quan tâm về địa chất Tây Bắc.
Trần Văn Trị và nnk (1977) trong công trình “Địa chất Việt Nam phần miền Bắc” đã phân chia vùng Tây Bắc Việt Nam thành các đơn vị cấu trúc, bao gồm đới phức nếp lồi sông Hồng, máng chồng Tú Lệ, võng Sông Đà, phức nếp lồi Sông Mã, và hoạt động magma xâm nhập, tương ứng với các thời kỳ và giai đoạn cấu trúc mà chúng định vị.
Nhiều công trình nghiên cứu chuyên sâu về địa chất Tây Bắc đã làm rõ bản chất phức tạp của khu vực này, bao gồm các lĩnh vực địa tầng, magma, kiến tạo và sinh khoáng Các nghiên cứu tiêu biểu như của Vũ Khúc, Bùi Phú Mỹ (1985), Trần Đức Lương (1975 – 1977), Nguyễn Xuân Tùng và cộng sự (1977, 1982, 1986), Nguyễn Nghiêm Minh và Vũ Ngọc Hải (1987), cùng với Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị và cộng sự (1992) đã đóng góp quan trọng vào việc hiểu biết về địa chất Tây Bắc.
Trong giai đoạn này, công tác đo vẽ bản đồ địa chất và tìm kiếm khoáng sản tỷ lệ 1/50.000 đã được triển khai, đặc biệt ưu tiên các khu vực có triển vọng về khoáng sản và phức tạp về địa chất tại Tây Bắc Việt Nam Các nhóm tờ bản đồ như Thanh Sơn – Thanh Thủy, Thuận Châu, Hòa Bình – suối Rút đã được thực hiện trong giai đoạn này, cung cấp thông tin quan trọng về địa chất và tiềm năng khoáng sản của khu vực.
Từ những nghiên cứu bản đồ địa chất tỷ lệ lớn và thạch học cấu trúc chi tiết, nhiều phức hệ magma kiềm mới đã được xác lập, như phức hệ Phong Thổ và Dương Quỳ Các thành tạo komatit và carbonatit cũng được ghi nhận trong thời kỳ này Nhiều bài báo và báo cáo khoa học đã đề cập đến địa chất và khoáng sản Tây Bắc, với các tác giả như Phan Trường Thị, Trần Phú Thành, và Lê Thạc Xinh Đặc biệt, từ năm 1975, các quan điểm động của học thuyết kiến tạo toàn cầu đã dần được áp dụng và phát triển tại Việt Nam, thể hiện qua các công trình nghiên cứu của Lê Thạc Xinh, Lê Duy Bách, và Phan Văn Quýnh.
Lai (1993 – 1995) đã có những đóng góp quan trọng trong việc giải thích lịch sử tiến hóa địa chất của Việt Nam và Tây Bắc Việt Nam, tạo ra một bước ngoặt lớn trong nghiên cứu địa chất và sinh khoáng khu vực, thúc đẩy quá trình định lượng hóa và hiện đại hóa.
Hình 1.2: Sơ đồ những đơn vị cấu trúc chủ yếu liên quan các thành tạo granitoid vùng Tây Bắc Việt Nam
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
Đặc điểm các cấu trúc địa chất
Đới cấu trúc Fansipan
Fansipan, đỉnh núi cao nhất Việt Nam với độ cao 3.143m, nằm trong dãy Hoàng Liên Sơn kéo dài theo hướng Tây Bắc – Đông Nam, bên hữu ngạn sông Hồng, trải dài qua các tỉnh Lai Châu, Lào Cai và Yên Bái Cấu trúc của Fansipan được nghiên cứu và so sánh với tướng đá theo luận văn của Dovjicov (1965), cho thấy nó thuộc về "Đai vỏ lục địa Hoàng Liên Sơn" trong lĩnh vực Bắc Bộ - Dương.
Tử - Katazia” của Nguyễn Xuân Tùng và Trần Văn Trị (1992) có tuổi hình thành từ PaleoProterozoi đến Cambri sớm không phân chia Đai vỏ lục địa Hoàng Liên Sơn và đai vỏ lục địa sông Đà được coi là những “mảnh ngoại lai” đã di chuyển trong Paleozoi muộn – Mesozoi, từ Tây Bắc đến dọc theo đứt gãy sông Hồng Trước đó, Trần Văn Trị và các cộng sự (1977) đã kết hợp phần lớn đới Fansipan với đới sông Hồng thành “Đới phức nếp lồi sông Hồng” thuộc hệ uốn nếp Tây Bắc Lê Như Lai (1995) cũng có quan điểm tương tự nhưng gọi là “Khối cấu trúc Fansipan – sông Hồng”, cho rằng đứt gãy sông Hồng chỉ là những phá huỷ chia cắt khối cấu trúc này.
Ranh giới Đông Bắc của đới cấu trúc Fansipan được xác định bởi đứt gãy trượt bằng trái sông Hồng, trong khi ranh giới Tây Nam được giới hạn bởi đứt gãy phân chia với đới cấu trúc sông Đà, kéo dài từ Mai Châu qua Vạn Yên đến Nậm Xe và tiếp tục sang lãnh thổ Trung Quốc Đứt gãy này bị chồng phủ bởi các thành tạo Jura – Creta thuộc đới cấu trúc Tú Lệ, từ Mường Khoa đến Than Uyên.
Đới cấu trúc Fansipan bao gồm các thành tạo biến chất thuộc hệ tầng Proterozoi, cụ thể là Lũng Pô (PP lp), Sinh Quyền (MP sq), Sa Pa (NP – ε 1 sp) và Cam Đường (ε 1 cđ).
Bến Khế (ε– O1 bk), các trầm tích hệ tầng Sinh Vinh (O3–S sv), Bản Nguồn (D1 bn)
Các phức hệ magma tiêu biểu như Bảo Hà, Ca Vịnh, Bản Ngậm – Xóm Giấu, Po Sen và phức hệ đá kiềm Mường Hum được coi là chỉ thị quan trọng cho bối cảnh tái cải trước rift của vỏ lục địa Baicalit Hoàng Liên Sơn, đặc biệt dọc theo trục Mường Hum – Sa Pa.
Móng kết tinh bao gồm các loại đá biến chất như quarzit, amphibolit và đá phiến kết tinh, thuộc thời kỳ Proterozoi Những đá này bị phủ bởi các lớp đá uốn nếp Paleozoi, chủ yếu là trầm tích lục nguyên từ Cambri đến Devon Ngoài ra, một số khu vực còn có lớp phủ trầm tích phun trào từ thời Mesozoi và các thể granitoid nhiều thế hệ xuyên cắt Đới cấu trúc khối được hình thành bởi các hệ đứt gãy sụt bậc khác nhau.
Đới cấu trúc Tú Lệ
Đới cấu trúc Tú Lệ, hình thành trong giai đoạn Jura – Paleogen, nằm giữa đới cấu trúc Fansipan và sông Đà Ranh giới của nó hoàn toàn trùng khớp với “máng chồng Tú Lệ” theo Trần Văn Trị (1977) và “khối cấu trúc Tú Lệ” theo Lê Như Lai.
(1995) Có nghĩa là ngoài diện tích Dovjicov (1965) phân ra dọc Quang Huy, Nghĩa
Lộ, Than Uyên, có cấu trúc kéo dài về phía Tây Bắc theo trục của đới, giáp biên giới Trung Quốc và được giới hạn bởi các đứt gãy lớn giữa Sa Pa và thượng nguồn Nậm Mạ.
Võng Sa Pa có dạng bồn trũng được lấp đầy bởi các trầm tích phun trào tuổi Jura – Creta, với các dải trầm tích Trias hẹp lộ ở rìa Tây Bắc và dọc các đứt gãy ở trung tâm Đặc trưng của vùng này là sự phát triển phổ biến của các đới biến chất động lực thẳng đứng đi kèm theo các đứt gãy, trong đó đới biến chất lớn nhất chạy qua phần trục của võng Ngoài ra, biến chất động lực trẻ cũng phổ biến ở các đới Tú Lệ và Fansipan, có quan hệ chặt chẽ với phức hệ xâm nhập Fansipan.
Đới cấu trúc Tú Lệ có địa hình đặc trưng với độ cao khoảng 2000m, bị phân cách mạnh mẽ thành một gờ chia nước quan trọng của hai con sông lớn là sông Đà và sông Hồng Độ cao của đới này không chỉ liên quan đến sự nâng cao của "đới chờm mảng Hoàng Liên Sơn" mà còn chịu ảnh hưởng từ hoạt động vòm nhiệt và núi lửa, tạo nên các nón núi lửa vào cuối kỷ Mesozoi và đầu kỷ Cenozoi.
Nghiên cứu về thành phần vật chất của các magma trong đới cấu trúc Tú Lệ cho thấy hoạt động magma diễn ra qua nhiều giai đoạn liên tiếp Các tác giả như Nguyễn Trung Chí và đồng nghiệp (1996, 1997), Nguyễn Đình Hợp và đồng nghiệp (1997) đã chỉ ra rằng sự đồng magma giữa xâm nhập và phun trào thể hiện rõ nét tính tương phản, bao gồm các thành tạo phun trào mafic và axit á kiềm thuộc phức hệ Nậm Chiến và Phusaphin, có niên đại J3.
Các thành tạo phun trào mafic – axit kiềm thuộc hệ Ngòi Thia và đồng magma với các xâm nhập axit kiềm của hệ Dương Quỳ (K2 – E) đã được xác định Các thành tạo granitoid á kiềm quá bão hòa nhôm, không có phun trào đi kèm, thuộc phức hệ Yê Yên Sun, đã đánh dấu sự kết thúc của rift nội lục Tú Lệ vào đầu Paleogen (Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị, 1992).
Đới cấu trúc sông Đà
Đới cấu trúc sông Đà có diện tích trùng với “võng sông Đà” của Trần Văn Trị,
Vào năm 1977, nghiên cứu về địa máng sông Đà đã được thực hiện, bao gồm cả lớp phủ địa di của Fromaget (1941) và phần lớn đới sông Đà, Ninh Bình, Sơn La theo Dovjicov (1965) Nguyễn Xuân Tùng và Trần Văn Trị (1992) mô tả đới cấu trúc sông Đà như một “Đai vỏ lục địa sông Đà,” hình thành trên vỏ đại dương biển rìa Paleozoi sớm tại Tây Nam Bắc Bộ, thuộc lĩnh vực Bắc Bộ - Dương Tử - Katazia Đai vỏ lục địa này tồn tại vào thời kỳ Carbon muộn – Permi sớm (C3 – P1) và Permi muộn – Nori sớm (P3 – T3n) Đới cấu trúc sông Đà cũng tương thích với “Khối cấu trúc sông Đà” của Lê Như Lai (1995).
Đới cấu trúc sông Đà kéo dài từ Bắc Côn Minh (Trung Quốc) qua Sơn La, Ninh Bình và Thanh Hóa, được ngăn cách với đới phức nếp lồi sông Mã bởi đứt gãy Thuận Châu Phía Đông Bắc, đới này tiếp giáp với đới cấu trúc Fansipan thông qua các đứt gãy dọc sườn Đông Nam của Hoàng Liên Sơn Nhiều khu vực trong đới cấu trúc Tú Lệ đã bị vùi lấp hoặc ẩn dưới trũng địa hào Kainozoi.
Hà Nội dọc vùng Sơn Tây – Ninh Bình ở lưu vực sông Đáy
Đới cấu trúc sông Đà có đặc điểm sụt lún tạo thành các bồn trũng liên tục kiểu “võng trong võng”, được hình thành do tách giãn sau cung Mường Lát sông Mã vào thời kỳ Paleozoi sớm Những bồn trũng này phân cách với đai vỏ lục địa Hoàng Liên Sơn, và được coi là cấu trúc tích tụ sản phẩm trầm tích từ Paleozoi sớm đến Devon muộn Các trầm tích đặc trưng của khu vực bao gồm hệ tầng sông Mã, hệ tầng Bến Khế và hệ tầng Sinh Vinh, với sự hiện diện của trầm tích lục nguyên, silic, carbonat và các đặc điểm địa chất phong phú khác.
Đai vỏ lục địa sông Đà đã được kết nối với đai vỏ lục địa Hoàng Liên Sơn, cụ thể là đới Fansipan, vào khoảng thời gian Paleozoi giữa.
Chế độ tái cải trước rift nội lục diễn ra dọc tuyến sông Đà, được đặc trưng bởi tổ hợp tương phản gồm các tập phun trào basalt cao kali, trachibasalt và trachiliparit, xen kẹp với trầm tích lục nguyên – carbonat và carbonat hệ tầng Bản Diệt (C 2 – P 1 bd).
Trong thời kỳ Pecmi giữa đến Trias muộn, sự tách giãn theo các hệ đứt gãy dọc sông Đà đã dẫn đến sự hình thành các bồn trũng trước rift và rift nội lục.
Các thành tạo rift nội lục sớm nhất bao gồm basalt olivin – trachibasalt thuộc hệ tầng Cẩm Thủy (P 2 ct) (Đào Đình Thục và nnk, 1995) Trong phần cao của mặt cắt trũng sông Đà, có các tầng lục nguyên – mảnh vụn, carbonat và carbonat – lục nguyên từ hệ tầng Viên Nam (P 3 – T 1 vn), Cò Nòi (T 1 cn), Đồng Giao (T 2 a đg), Nậm Thẳm (T 2 l nt), Mường Trai (T 2-3 mt), và Nậm Mu (T 3 c mn) Phần trên cùng chứa các trầm tích lục địa màu đỏ, đặc trưng cho suối Bàng (T 3 n-r sb).
Sự khép lại của rift sông Đà đã dẫn đến sự hình thành của rift lục địa Tú Lệ, phát triển trên nền tảng các thành tạo cổ hơn của cấu trúc sông Đà và cấu trúc Fansipan (Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị, 1992).
Bối cảnh địa chất, địa động lực của khu vực nghiên cứu
Rìa lục địa tích cực kiểu Ande (J - K 1 ) do sự hút chìm của vỏ đại dương Pacific xuống dưới vỏ lục địa Âu – Á
Theo Phan Trường Thị (1996), trong giai đoạn từ Jura sớm đến Creta sớm, các đai vỏ lục địa như Fansipan, Sông Đà và Tú Lệ đã được kết nối vào cuối Paleozoi, trở thành một phần của bán đảo Đông Dương thuộc mảng Âu – Á Ở phía Đông lục địa Âu – Á, khu vực Đông Bắc và Đông Nam bán đảo Đông Dương đã chứng kiến sự va chạm giữa các lục địa bền vững và mảng Thái Bình Dương Di chỉ của đới hút chìm hiện nay đã bị che khuất bởi các cung đảo Điều quan trọng là, vị trí của các đối tượng liên quan trong lịch sử phát triển địa chất rất khác so với hiện tại.
Sự xuất hiện của các đai xâm nhập và phun trào kiềm – vôi dọc bờ biển từ Đông Bắc đến Đông Nam Trung Quốc và Đông – Đông Nam bán đảo Đông Dương, từ Nha Trang đến Nam Côn Sơn, đã hình thành đai ngoài của núi lửa Thái Bình Dương rất mạnh mẽ vào thời kỳ Jura muộn và Creta sớm (J 3 – K 1) Xu hướng tiến hóa magma từ kiềm – vôi thuần túy chuyển sang ưu thế acid (như dacit và ignimbrit), sau đó là kiểu á kiềm cao kali, và cuối cùng kết thúc đột ngột với các pha mafic rời rạc (như diaba, dolerit).
Các tài liệu nguyên tố vết chuẩn hóa với MORB cho thấy tỷ lệ đồng vị Sr 87/Sr 86 dao động từ 0,704 đến 0,708, đồng thời xác nhận xu hướng đã nêu.
Hình 1.3: Sơ đồ địa cơ động Đông Nam Á trong Jura
(Mô phỏng theo Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị, 1992;
1 - Vỏ lục địa thực thụ; 2 - Vỏ lục địa chuyển tiếp sinh dọc Đông Đài Loan, Philippin,
Nam Côn Sơn – Natura và Java; 3 - Vỏ đại dương; 4a – Andesit;
4b: Dacit – Liparit; 5a – Granit; 5b: Granit – Granosyenit;
Đới hút chìm vỏ đại dương là khu vực nơi magma từ vỏ chuyển tiếp được sinh ra liên quan đến quá trình hút chìm Quá trình này bắt đầu bằng phun trào và phun nổ, sau đó kết thúc bằng hoạt động xâm nhập, tạo ra các đai núi lửa và pluton có hình dạng tuyến đặc trưng.
(Trần Khắc Tường và nnk, 1990; Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị, 1992; Phan Trường Thị, 1996)
Theo các tài liệu uy tín, ở phía Tây Nam Đông Nam Á có một đới hút chìm của vỏ đại dương Tethys đang bị thu hẹp, nhường chỗ cho vỏ đại dương Ấn Độ Dương đang mở rộng Đới này nghiêng về lục địa Đông Nam Á và ảnh hưởng đến sự hình thành của đai granit chứa thiếc nổi tiếng, kéo dài từ Đông Miến Điện, Tây Thái Lan, Tây bán đảo Malay đến các Đảo Thiếc (N X Tùng, T V Trị, 1992).
CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU
Cơ sở lý thuyết
Theo từ điển phân loại đá magma (R W Le Maitre, 2002), "granitoid" là thuật ngữ chỉ các đá xâm nhập nhóm acid với thành phần đa dạng, thường được coi là đồng nghĩa với đá granit Granitoid chủ yếu bao gồm thạch anh, feldspat kiềm và plagioclase Hiện nay, các đá granitoid được phân loại theo biểu đồ QAPF (Streckeisen, 1976), với các loại chính là granit, granodiorit và tonalit.
2.1.2 Phân loại granitoid của IUGS
Theo IUGS, phân loại đá magma cơ bản dựa vào số lượng và thành phần khoáng vật định mức (modal minerals), hay còn gọi là phân loại modal Điều này có nghĩa là tỷ lệ tương quan của các nhóm khoáng vật trong đá được xác định qua lát mỏng thạch học, trong đó các khoáng vật định mức được xác định theo số lượng cụ thể.
A = felspat kiềm bao gồm orthoclas, microclin, perthit, anorthoclas, sanidin và plagioclas anbit (An 0 đến An 5 )
P = plagioclase (An 5 đến An 100 )và scapolit
F = các felspathoid hay foid bao gồm nephelin, leucit, kalsilit, analcim, sodalit, nosean, hauyn, cancrinit và giả leucit
M là tập hợp các khoáng vật mafic, bao gồm mica, amphibol, pyroxen, và olivin, cùng với các khoáng vật không thấu quang và khoáng vật phụ như zircon, apatit, và titanit Ngoài ra, còn có các khoáng vật như epidot, allanit, granat, melilit, monticelit, và carbonat nguyên sinh.
Các khoáng vật felsic bao gồm các nhóm Q, A, P và F, trong khi nhóm M được phân loại là khoáng vật mafic theo hệ thống phân loại modal.
Granitoid giàu thạ ch anh
Grano- diorit To na lit
Monzodiorit thạ ch anh Monzogabro thạ ch anh
Diorit thạ ch anh Gabro thạ ch anh Anorthosit thạ ch anh
Diorit chứa foid Gabro chứa foid Anorthosit chứa foid
Monzodiori chứa foid Monzogabro chứa foid
D io ri t f oi d & G ab ro f oi d
Syenit feldspar kiÒm chứa foid
Syenit feldspar kiÒm thạ ch anh
G ra ni t f el d sp ar k iÒ m
Hình 2.1:Biểu đồ phân loại QAPF (modal) cho các đá xâm nhập
( theo Streckeisen, 1976) Các góc của tam giác kép là Q= thạch anh, A= felspat kiềm, P= plagioclas và F= foid
Tổng của các thông số Q, A, P, F và M luôn đạt 100%, nhưng cần lưu ý rằng không bao giờ có quá 4 thông số cùng tồn tại Điều này là do các khoáng vật trong nhóm Q và F loại trừ lẫn nhau; tức là nếu có Q thì sẽ không có F và ngược lại.
Granitoid chủ yếu được cấu tạo từ các khoáng vật như thạch anh, feldspat kiềm và/hoặc plagioclase Các khoáng vật màu như biotit, muscovit, amphibol, và pyroxen chiếm tỷ lệ không vượt quá 5-10% trong granit và không quá 15% trong granodiorit.
Khoáng vật phụ: zircon, titanit (sphen), apatit, orthit (allanit), granat, cordierit, turmalin
- Địa hóa nguyên tố chính (major elements):
Các đá granitoid thuộc nhóm đá acid (felsic) có hàm lượng SiO2 > 63% Trong nhóm này, bao gồm cả đá núi lửa như rhyolit và đá nông như pegmatit, alaskit Đá granit và granit feldspar kiềm thường có hàm lượng K2O cao và Na2O thấp hơn so với granodiorit và tonalit, và ngược lại.
Dựa vào mối tương quan giữa SiO2 – (Na2O + K2O), Cox và nnk (1979) đã xây dựng biểu đồ phân loại cho các đá magma xâm nhập và phun trào, nhấn mạnh rằng các nhóm đá này có cùng thành phần nhưng khác tướng M Wilson (1989) đã bổ sung đường cong phân chia hai loạt kiềm (AL) và á kiềm (SA) theo Miyashiro (1968) vào biểu đồ này.
Dựa vào tương quan của ∑(Na 2 O + K 2 O) – FeO – MgO để phân biệt các đá granitoid loạt kiềm – vôi (CA) và loạt tholeit (TH) trong loạt á kiềm (SA)
Trên cơ sở tương quan giữa chỉ số kiềm – Alkaline Index (AI) = Al 2 O 3 /(Na 2 O +
K 2 O) và chỉ số Shand (1943) hay còn gọi là chỉ số bão hòa nhôm (ASI) (mol) Al 2 O 3 /(CaO + Na 2 O + K 2 O) để phân chia ra: Các đá granitoid quá bão hoà kiềm -
“Peralkaline” khi Al 2 O 3 /(Na 2 O + K 2 O) < 1; Các đá granitoid quá bão hoà nhôm -
“Peraluminous” khi Al 2 O 3 /(CaO + Na 2 O + K 2 O) > 1; và granitoid bão hòa nhôm -
"Metaluminous" được định nghĩa khi tỷ lệ Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) nhỏ hơn 1, nhằm phân biệt nguồn gốc của granitoid được hình thành từ manti, lớp vỏ lục địa, và nguồn gốc hỗn hợp giữa vỏ và manti.
Hình 2.2: Phân loại granitoid theo chỉ số bão hoà nhôm (dựa trên tỷ lệ giữa Al 2 O 3 /(CaO + Na 2 O + K 2 O) - (A/CNK)) (theo Shand, 1927)
Based on the ratio of Fe +2 and Fe +3 oxides, Ishihara (1977) and Czemanske (1981) identified a series of ilmenite and magnetite granites, highlighting the origin of both the crust and subcrust of granitoids.
Địa hóa nguyên tố vết (trace elements) cung cấp thông tin quan trọng về nguồn gốc magma và bối cảnh địa động lực hình thành đá magma Sự phân bố của các nguyên tố vết, bao gồm các nguyên tố đất hiếm (REE) và nguyên tố có trường lực mạnh (HFSE) như Ti, Ta, Nb, Zr, Hf, Y, khác nhau tùy thuộc vào loại đá granit (peralkaline, peraluminous, metaluminous) Thông thường, sự phân bố này được biểu diễn bằng cách chuẩn hóa với hàm lượng nguyên tố vết của các mẫu thiên thạch, basalt sống núi đại dương (MORB), manti nguyên thủy (PM) hoặc granit sống núi đại dương (ORG) Đặc biệt, trong các đá granitoid, dị thường âm/dương của Eu trên biểu đồ nhện REE thường chỉ ra số lượng feldspat kiềm và plagioclase.
- Địa hóa nguyên tố đồng vị (isotopic elements):
Tỷ lệ đồng vị δ 18 O của hầu hết các đá granitoid nói chung dao động từ 5,5 - 6 đến >10 0 / 00 và tỷ lệ 87 Sr/ 86 Sr dao động từ 0,7050 ÷ 0,7070
Thành phần khoáng vật normative của granit là Q, Ab, Or đƣợc tính toán từ thành phần hóa học nguyên tố chính theo phương pháp CIPW
Or xác định nhiệt độ kết tinh ở P H2O = 5kb (Winkler,
Biểu đồ pha P – T đơn giản hóa khối lƣợng nóng chảy đƣợc sinh ra trong quá trình nóng chảy các đá nguồn vỏ chứa biotit – muscovit (Clarke, 1992)
Các đá granitoid có nguồn gốc từ manti và vỏ, được hình thành từ các dung thể magma acid Nhiệt độ và tính chất của quá trình nóng chảy phụ thuộc vào thành phần đá, hàm lượng nước, và đặc biệt là vào đường cong P – T – t nóng chảy từng phần của vỏ Chẳng hạn, với thành phần vỏ là đá phiến hoặc gneis, đường cong nóng chảy bão hòa H2O bắt đầu ở áp suất 0,45 GPa và nhiệt độ 640 °C, nếu theo đường cong địa nhiệt.
40 o C/km và P = 0,7GPa thì điểm nóng chảy ở 620 o C (Clarke, 1992) Ở vào khoảng 680 o C và 0,5 GPa muscovit bắt đầu bị dập vỡ và nước thoát ra
Do phản ứng khử nước, đường cong nóng chảy bão hòa H2O xuất hiện, khiến nước làm gia tăng quá trình nóng chảy Phản ứng này có thể diễn ra với các thành phần như Mu, Plag, Qtz, Kfs, Sil và Melt Chỉ khi biotit bắt đầu dập vỡ ở 760 °C, thể nóng chảy granit mới trở nên linh động và có khả năng dâng lên như magma thực thụ.
Hầu hết các đá granitoid thường xuất hiện gần rìa của các mảng hút chìm, cả cổ và hiện đại Các magma acid, đặc trưng bởi độ nhớt cao, thường dâng lên rất chậm và nguội lạnh ở độ sâu Tuy nhiên, khi các magma này dâng lên đến bề mặt với lượng nước cao, chúng có thể phun trào thành rhyolit.
Có các loại magma acid nhƣ sau:
+ Do phân dị từ magma basalt
Magma axit kiểu độc lập không chứa silic, với sản phẩm chủ yếu là rhyolit và dacit Trong khi đó, magma axit chuyển tiếp có hàm lượng CaO và Al2O3 cao, với thành phần từ trung tính đến axit, thường tạo ra các đá vụn núi lửa phổ biến.
+ Magma acid kiểu ignimbrit (giàu chất lưu – dạng phun nổ)
2.1.5 Bối cảnh kiến tạo hình thành granitoid
Phương pháp nghiên cứu
2.3.1 Phương pháp thu thập, tổng hợp tài liệu
Tổng hợp và thu thập tài liệu về địa chất, thạch học, địa hóa và khoáng vật của các thành tạo magma, cùng với cấu trúc kiến tạo và các vấn đề liên quan trong vùng nghiên cứu.
2.3.2 Phương pháp do vẽ bản đồ địa chất
Phương pháp đo vẽ bản đồ địa chất được sử dụng để khảo sát và phân tích cấu trúc địa chất, mối quan hệ giữa các thành tạo magma và đá xung quanh, cũng như quặng hoá Quá trình này bao gồm việc lấy mẫu nhằm phục vụ cho các nghiên cứu khoa học.
2.3.3 Phương pháp phân tích thạch học dưới kính
Nghiên cứu bằng kính hiển vi phân cực giúp xác định đặc điểm hình thái và kích thước hạt của đá, bề mặt tinh thể, kiến trúc đá, cũng như thành phần khoáng vật chính và phụ Phương pháp này còn cho phép phân tích kiểu biến đổi thứ sinh của từng loại đá.
Phương pháp này liên quan đến việc mài mỏng đối tượng nghiên cứu thành các lát thạch học, sau đó sử dụng kính hiển vi phân cực để phân tích thành phần khoáng vật của đá và xác định các tính chất quang học của chúng.
2.3.4 Phương pháp phân tích hoá silicat
Phân tích các đá magma tươi để xác định các nguyên tố tạo đá chính dưới dạng các oxyt: SiO 2 , Al 2 O 3 , TiO 2 , FeO, Fe 2 O 3 , MgO, CaO, Na 2 O, K 2 O, MnO, P 2 O 5 , H 2 O,
CO 2 , mKn để phân loại gọi tên đá magma, phân chia kiểu kiềm, loạt magma, phân loại thành phần địa hoá các đá magma
Mẫu đá được nghiền mịn dưới cối Agat đến kích thước hạt nhỏ hơn 0,074mm, sau đó hòa tan một lượng nhất định vào các dung dịch để xác định nồng độ của các nguyên tố chính.
Hình 3.1: Sơ đồ phân bố các thành tạo granitoid vùng Tây Bắc Việt Nam
(Thành lập dựa theo bản đồ địa chất và khoáng sản tỷ lệ 1: 500.000, các tờ Lào Cai và Điện Biên
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
ĐẶC ĐIỂM THÀNH PHẦN VẬT CHẤT CÁC ĐÁ GRANITOID
Phức hệ Mường Hum (εγξ K 2 mh)
Phức hệ Mường Hum chỉ xuất hiện trong các đới cấu trúc Fansipan, bao gồm các khối như Mường Hum, Đèo Mây, Hồ Ngài Hùng, Ngài Chồ, A Mù, Apuluma, Tchouva cùng với các khối vệ tinh nhỏ Khối Mường Hum được xác định là khối chuẩn của phức hệ này.
E P Izokh (1965) quan niệm chúng là phức hệ magma kiềm với tên gọi là phức hệ Mường Hum – Pia Ma và ghép vào “loạt Fansipan” Phan Viết Kỷ và Bùi Phú Mỹ (1971) lại ghép phức hệ Mường Hum cũ của Izokh (1965) với một phần phức hệ Đèo Mây cũng theo Izokh (1965), thành phức hệ Mường Hum – Đèo Mây với thành phần chủ yếu là các đá granit kiềm và granosyenit kiềm, có dạng gneis với amphybol kiềm 5 – 6% Theo phân loại của Lameyre và Bowden các đá granit Mường Hum thuộc loạt kiềm – vôi cao kali (loạt monozit), hoặc thuộc loạt granit á kiềm Theo Đào Đình Thục và Huỳnh Trung (1995) các đá granitoid Mường Hum thuộc cả kiểu I và S – granit và đƣợc thành tạo từ hai nguồn khác nhau (nguồn magma mafic ban đầu và nguồn trầm tích ban đầu tái nóng chảy sâu trong điều kiện siêu biến chất)
Về tuổi của phức hệ Mường Hum có nhiều ý kiến khác nhau: các thành tạo này lần đầu tiên đƣợc A Laroix (1933), J Fromaget (1941 – 1952) xếp vào
“Orthogneis Fansipan” thuộc Arkei và đã trải qua biến chất trong thời kỳ Huron Các nhà nghiên cứu như Izokh (1965) xếp chúng vào tuổi Paleogen, trong khi Bùi Phú Mỹ và Phan Viết Kỷ (1971) lại phân loại vào tuổi Proterozoi Nguyễn Xuân Tùng (1977) cho rằng chúng thuộc tuổi Paleozoi (sau Devon sớm), và Đào Đình Thục cùng Huỳnh Trung (1995) khẳng định phức hệ này có tuổi Proterozoi Đặc biệt, nghiên cứu của Nguyễn Trung Chí và các cộng sự vào năm 2003 xác định phức hệ có tuổi 75 triệu năm thông qua phương pháp đồng vị Rb/Sr, tương ứng với giai đoạn Creta muộn.
3.2.2 Đặc điểm thạch học – khoáng vật
Các đá granitoid phức hệ Mường Hum bao gồm các loại đá sau:
Granit kiềm là loại đá kết tinh với hạt nhỏ, có màu sắc từ xám sẫm đến sáng và có dạng gneis Thành phần khoáng vật chính bao gồm felspat kali, plagioclaz và thạch anh kéo dài Ngoài ra, đá còn chứa khoáng vật màu như amphibol kiềm (arfvedsonit) và đôi khi có aegirin – augit dạng lăng trụ ngắn được sắp xếp theo hướng nhất định Biotit xuất hiện với số lượng ít dưới dạng các vảy nhỏ Các khoáng vật phụ bao gồm sphen, apatit, monazite, orthit và pyrochlo, với tỷ lệ từ ít đến 0,5%.
Granitosyenit kiềm là một dạng đá gneis với thành phần khoáng vật chủ yếu bao gồm felspat kali, plagioclaz, thạch anh, amphibol và đặc biệt giàu aegirin – augit và augit Ngoài ra, đá granitosyenit kiềm còn chứa một lượng nhỏ biotit và các khoáng vật phụ khác như sphen, apatit, zircon, epidot, orthit và đôi khi là pyrochlo, chiếm khoảng 1% tổng thành phần.
Syenit và monzosyenit là những loại đá ít phổ biến, thường xuất hiện ở rìa khối và các khối vệ tinh Chúng có độ hạt nhỏ vừa và cấu trúc phân dị, với khoáng vật chủ yếu là feldspat kali, cùng với các khoáng vật màu cao như amphibol (đặc biệt là actinolit) và pyroxene (augit), bên cạnh plagioclaz thấp và thạch anh.
Granit á kiềm là loại đá granit có thành phần chủ yếu bao gồm thạch anh, felspat kali, plagioclaz và amphibol Đá này thường đi kèm với các granit kiềm khác và chứa nhiều khoáng vật phụ như sphen, apatit, monazite và orthit Các khoáng vật tạo đá trong phức hệ Mường Hum có đặc điểm tương đồng với nhau, tạo nên sự nhất quán trong cấu trúc địa chất của khu vực.
- Felspat kali: thường là microcline perthit, ít gặp orthoclase perthit, cỡ hạt vừa, đôi khi có dang ban biến tinh
- Plagioclaz: dạng năng trụ , thường là albit hoặc oligoclaz, song tinh luật albit, ít bị biến đổi (sericit hoá)
- Amphibol: hay gặp là hornblend và arfvedsonit Ảnh 3.3: Granit kiềm hạt nhỏ dạng gneis khối Mường Hum, Lào Cai
(Nguyễn Trung Chí, 1999) Ảnh 3.4: Granit kiềm hạt vừa dạng gneis (chứa afdvetsonit) khối Mường
Hum, Lào Cai (Nguyễn Trung Chí, 1999)
Pyroxen bao gồm hai loại chính: pyroxene kiềm và pyroxene á kiềm Trong các đá khối Mường Hum, loại pyroxen kiềm phổ biến nhất là aegirin, thường xuất hiện dưới dạng tấm và kim que nhỏ.
3.2.3 Đặc điểm địa hóa a Địa hoá nguyên tố chính Đặc điểm địa hoá nguyên tố chính cho thấy granitoid Mường Hum thuộc 2 loạt: pha đầu thuộc loạt á kiềm quá bão hoà nhôm, các đá pha sau thuộc loạt kiềm quá bão hoà silic (chiếm chủ yếu trong phức hệ) Tổng lƣợng kiềm khá cao với ƣu thế trội kali, mang đặc tính của magma salic kiềm trong lục địa b Địa hoá nguyên tố vết – đồng vị Đặc điểm địa hoá các nguyên tố vết, đặc biệt đất hiếm của phức hệ đƣợc chuẩn hoá với chondrit cũng xác nhận rằng phức hệ Mường Hum mang tính kiềm kali (giàu nguyên tố lithophil nhẹ, REE, có dị thường âm Eu, tỷ lệ Zr/Hf và Nb/Ta đều cao) Trên biểu đồ nguyên tố vết của granitoid kiềm Mường Hum chuẩn hoá với granit sống núi đại dương (ORG) cho thấy các đường biểu diễn của chúng tương ứng với phụ kiểu granit được hình thành trong mảng lục địa có thạch quyển bị làm mỏng do tách giãn liên quan với va chạm
Biểu đồ Q – Ab – Or và H2O (Winkler, 1979) cho thấy rằng phức hệ granitoid Mường Hum được hình thành qua quá trình kết tinh phân dị trong khoảng nhiệt độ từ 655 đến 700 °C, với áp suất hơi nước dao động từ 1,5 đến 7 kb, tương ứng với độ sâu lớp vỏ từ 5 đến 25 km.
3.3 Phức hệ Dương Quỳ (εγξK 2 – E dq)
Phức hệ Dương Quỳ được xác lập lần đầu tiên dựa trên các lộ trình địa chất và các mặt cắt điển hình tại khu vực Dương Quỳ - Văn Bàn, theo nghiên cứu của Nguyễn Trung Chí và các cộng sự.
Năm 1996, tài liệu đo vẽ bản đồ địa chất tỷ lệ 1/50.000 của nhóm tờ Bắc Tú Lệ - Văn Bàn đã được kết hợp và tổng hợp từ các công trình nghiên cứu trước đây.
Thành phần vật chất của các loại đá này bao gồm syenit kiềm, granosyenit kiềm và granit kiềm thực thụ, thuộc loạt kiềm quá bão hoà, kiểu kiềm natri Trong phức hệ đá này, luôn có sự hiện diện của các khoáng vật màu kiềm như amphybol kiềm và pyroxen kiềm.
Về khối lƣợng, phức hệ bao gồm các đá granit kiềm thực thụ của phức hệ
Yê Yên Sun (Izokh, 1965; Nguyễn Vĩnh, 1972) và các đá granitoid kiềm thuộc phức hệ Phusaphin có ranh giới cắt xuyên qua các thành tạo phun trào của phức hệ Văn Chấn (J3 – K1 vc) và phức hệ Ngòi Thia (K2 – E nt) Các granitoid này cũng bị cắt xuyên bởi các granitoid thuộc phức hệ Yê Yên Sun, cho thấy thời gian hình thành của chúng có thể là vào cuối kỷ Creta đến kỷ Paleogen (K2 – E) Phân tích tuổi tuyệt đối được thực hiện bằng phương pháp.
Đơn khoáng zircon từ các granit kiềm cho giá trị tuổi U-Th-Pb là 47,1 và 48,3 triệu năm, trong khi đồng vị Rb/Sr xác định tuổi là 63 triệu năm (Nguyễn Trung Chí và nnk, 1996).
Phức hệ Yê Yên Sun (γ E 1 ys)
Phức hệ Yê Yên Sun, thuộc loạt Fansipan, được E P Izokh xác lập vào năm 1965 Sau đó, khối lượng của hệ thống này đã có những thay đổi nhỏ, theo Bùi Phú Mỹ (1971), với sự bổ sung các đá granit amphybol á kiềm từ phức hệ Đèo Mây ở phần trung tâm và rìa Nam của khối Fansipan Nhiều nghiên cứu địa chất sau đó, như của Trần Văn Trị (1977, 1979), Trần Xuyên (1988), Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị (1992), và Đào Đình Thục, Huỳnh Trung (1995), đã phân chia phức hệ Yê Yên Sun dựa trên quan điểm của Nguyễn Vĩnh (1972).
Phức hệ núi Fansipan chủ yếu bao gồm granit biotit và granosyenit, nổi bật với sự không có hoạt động phun trào đi kèm Phức hệ này đã được chia thành 6 pha xâm nhập, có khả năng xuyên cắt và gây sừng hoá các trầm tích phun trào thuộc hệ tầng Nậm Qua (J 3 – K1 nq) (Trần Văn Trị, 1979).
Các đá của phức hệ xuyên cắt granodiorit của phức hệ Po Sen (Trần Xuyên,
Vào năm 1988, các phức hệ Dương Quỳ và Ngòi Thia đã có mối quan hệ xuyên cắt với nhau (Nguyễn Trung Chí, 1996) Những phức hệ này cũng bị xuyên cắt bởi các loại đá syenit và granosyenit thuộc phức hệ Nậm Xe – Tam Đường (Izokh, 1965 và Bùi Phú Mỹ).
Nghiên cứu của Dovjicov (1971) và Trần Văn Trị (1979) cho thấy thời gian hình thành của phức hệ tương ứng với tuổi tuyệt đối 41, 45, 58 và 72 triệu năm, được xác định bằng phương pháp K – Ar từ hornblend và biotit.
Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị (1992), Nguyễn Thứ Giáo và nnk (1994) cho rằng phức hệ Yê Yên Sun có 3 pha xâm nhập thuộc loạt kiềm – vôi, kiểu
S-granit có tiềm năng khoáng hóa Mo, Cu, Au, Ag, Pb, Zn và xạ hiếm Theo Đào Đình Thục và Huỳnh Trung (1995), loại granit này thuộc loạt kiềm – vôi trung bình kali, có nguồn gốc hỗn hợp giữa hai kiểu I và S-granit Bùi Minh Tâm và các tác giả khác cũng đã nghiên cứu về vấn đề này.
(1995) xếp chúng vào loạt á kiềm quá bão hoà nhôm kiểu A – granit tương ứng với kiểu granit hình thành trong mảng (WPG) Nguyễn Trung Chí, Nguyễn Đình Hợp
Phức hệ Yê Yên Sun, theo nghiên cứu năm 1997, bao gồm các granitoid phân dị cao, thuộc loạt á kiềm, quá bão hoà nhôm, kiểu A – granit Các thành phần này được phân bố chủ yếu trong đới cấu trúc Tú Lệ và đới Fansipan, như đã chỉ ra bởi Nguyễn Trung Chí và các cộng sự vào năm 2003.
3.4.2 Đặc điểm thạch học – khoáng vật
Các dạng đá chủ yếu gồm:
Các đá syenit và granosyenit biotit có amphibol có diện phân bố hẹp, thường nằm ở rìa khối, với độ hạt vừa và nhỏ, màu xám sẫm hoặc sáng xám, đôi khi có kiến trúc dạng porphyr Thành phần khoáng vật chủ yếu bao gồm fenspat kali, plagioclase và thạch anh, cùng với các khoáng vật phụ như sphen, orthit, zircon, và các khoáng vật quặng như magnetit, ilmenit.
Granit amphibol có biotit là loại đá phổ biến trong vùng nghiên cứu, thường có màu sắc từ sẫm đến sáng xám Đá này có cấu trúc khối với kích thước hạt vừa và nhỏ, đôi khi xuất hiện các dải định hướng yếu Thành phần khoáng vật chính bao gồm felspat kali, plagioclase, thạch anh, biotit và amphibol, trong khi các khoáng vật phụ như magnetit và cassiterit cũng được tìm thấy.
Grantit biotit là loại đá phổ biến nhất, thường đi kèm với amphibol có độ hạt vừa phải Thành phần khoáng vật chủ yếu bao gồm felspat kali, plagioclase, thạch anh, biotit và một lượng nhỏ muscovit ( 3,31).
Nhiệt độ kết tinh của các granitoid kiềm phức hệ Yê Yên Sun trong khoảng
690 – 640 o C tương ứng với áp lực 6 ÷ 1 kb và độ sâu tương ứng giảm dần từ 20 – 3,3 km.
Phức hệ Pu Sam Cap (εγξ E 2-3 psc)
Phức hệ Pusamcap, lần đầu tiên được xác lập bởi E P Izokh trong loạt Fansipan (A E Dovjicov, 1965), bao gồm các loại đá phun trào như trachyt, leucitophyr, và các thể xâm nhập granitoid kiềm, syenitoid kiềm Năm 1977, Phan Cự Tiến và các đồng nghiệp đã tách các đá phun trào kiềm ra khỏi phức hệ Pusamcap, gọi là “hệ Paleogen không phân chia”, nhưng vẫn giữ quan điểm của Izokh về phạm vi phân bố, tuổi và thành phần thạch học.
Phan Cự Tiến and colleagues (1989) classified the Nậm Xe – Tam Đường complex as part of the alkaline granite group, alongside the Pusamcap complex and the Putra volcanic eruptions They dated this geological formation to the Late Cretaceous – Paleogene period, identifying it as a leucitophyre – nepheline syenite – leucitic assemblage.
Đào Đình Thục và Huỳnh Trung (1995) đã tiến hành ghép hai phức hệ Nậm Xe – Tam Đường và Pusamcap do Izokh thành lập năm 1965 Họ loại bỏ các thành tạo phun trào thuộc hệ tầng Putra, từ đó xác lập một phức hệ kiềm mới mang tên Pusamcap.
“kiến tạo và sinh khoáng Tây Bắc Việt Nam theo các học thuyết mới” Lê Nhƣ Lai
(1995) ghép nguyên xi cả hai phức hệ Nậm Xe – Tam Đường và Pusamcap của Izokh (1965) và gọi tên phức hệ Pusamcap – Putra (ε7 pc) và xếp vào thời đoạn
Tuổi tuyệt đối của các xâm nhập thuộc phức hệ được xác định là 50, 54, 55, 53, 40 và 37 triệu năm, tương ứng với thời kỳ Paleogen giữa (Eocen) Về mặt thạch luận, Đào Đình Thục và Huỳnh Trung (1995) đã áp dụng phân loại của Lameyre và Bowden để đưa ra những quan điểm đáng chú ý.
(1984) xếp các đá phức hệ chủ yếu vào loạt kiềm, một số ít vào kiềm – vôi cao kali
(loạt monozit), tương tự phức hệ Chợ Đồn Về nguồn gốc các tác giả đó cho rằng
“đa phần các đá granitoid Pusamcap thuộc kiểu I – granit” Bùi Minh Tâm và nnk
Năm 1996, các đá phức hệ Pusamcap được phân loại vào loạt á kiềm, chia thành hai nhóm chính là natri và kali Những đá này thuộc kiểu A-granit, vừa là sản phẩm của rìa hội tụ sau va chạm, vừa liên quan đến hoạt động magma nội mảng.
3.5.2 Đặc điểm thạch học – khoáng vật
Gồm các dạng đá chủ yếu sau:
Syenit và syenit felspat kiềm giàu granat là loại đá thường có dạng trachyt, có màu sắc sẫm vừa và kết tinh hạt lớn Loại đá này giàu khoáng vật màu kiềm, trong đó chứa ít amphibol kiềm và chủ yếu là pyroxen kiềm.
- Syenit felspat kiềm: có thành phần felspat kali, plagioclase, amphibol kiềm, pyroxen kiềm Khoáng vật phụ điển hình gồm có sphen, apatit, fluorit
- Granosyenit kiềm: có các đặc điểm về độ hạt, màu sắc, thành phần giống với các đá syenit nêu trên
Granit kiềm và granit á kiềm là các thể tường và mạch dạng aplit, thường xuyên cắt qua các loại đá khác Đặc điểm nổi bật của chúng là màu xám trắng, với felspat kali có màu hồng nhạt hoặc lục nhạt, kích thước hạt từ lớn đến vừa Thành phần chính bao gồm felspat kali, thạch anh và palagioclase, trong khi khoáng vật phụ như apatit, zircon, và sphen xuất hiện với số lượng rất ít.
Khoáng vật tạo đá có đặc điểm nhƣ sau:
- Thạch anh: gặp ở dạng hạt nhỏ dạng bất kỳ, trong granit kiềm thạch anh khá tự hình, đôi nơi bị dập vỡ nhẹ
- Felspat kali: chủ yếu là octhoclase đôi khi là microclin Octhoclase thường song tinh theo luật carbat, mặt ghép song tinh thẳng Microclin song tinh mạng không điển hình
- Plagioclase: ít phổ biến so với felspat kali, thường có dạng tấm ngắn hoặc đẳng thước, phần lớn là albit và số ít là albit – ocligoclase
- Pyroxen: phổ biến trong các đá của phức hệ, thuộc loại aegirin và augit
Thường gặp hiện tượng pyroxen bị ribeckit hoá Ảnh 3.9: Syenit kiềm thành tạo Pu Sam Cap (Nguyễn Trung Chí, 1999)
Aegirin, aegirin-augit, felspat kali bị perthit hoá, granat và thạch anh là những khoáng vật quan trọng trong nghiên cứu địa chất Hình ảnh 3.10 minh họa ban tinh thô plagioclaz mọc ghép với đới trạng khảm apatit trong syenit kiềm khối Tam Đường, xâm nhập Pu Sam Cap, cho thấy sự đa dạng và phong phú của các khoáng sản trong khu vực này (Nguyễn Trung Chí, 1999).
Amphibol là khoáng vật ít phổ biến hơn so với pyroxen kiềm, có hình dạng kim và tấm ngắn, thường bị thay thế bởi biotit màu nâu Thành phần của amphibol bao gồm ba loại chính: hornblend, hastingxit và arfvedsonit, cùng với một lượng nhỏ riberkit.
Granat là một khoáng vật đặc trưng cho tất cả các loại đá trong phức hệ Hạt granat có hình dạng góc cạnh đẹp, thường có màu hồng xẫm hoặc màu xám đen, dễ dàng nhận thấy trên nền đá hoặc trong các tập hợp hạt nhỏ tụ thành từng đám.
3.5.3 Đặc điểm địa hóa a Địa hoá nguyên tố chính Đặc điểm địa hoá nguyên tố chính xác nhận phức hệ thuộc loạt kiềm quá bão hoà silic, trội kali hơn natri và đặc biệt giàu kali nhất so với các granitoid kiềm TBVN b Địa hoá nguyên tố vết – đồng vị Đặc điểm địa hoá nguyên tố vết và đất hiếm của phức hệ cho thấy buồng magma của phức hệ đƣợc tạo ra ở độ sâu lớn hơn so với các phức hệ đƣợc nghiên cứu do tỷ lệ K/Rb nhỏ nhất Các nguyên tố đất hiếm đƣợc chuẩn hoá với chondrit cho thấy phức hệ đặc trưng có tính kiềm kali của felspat kiềm (dị thường âm Eu) và giàu nhóm nguyên tố REE nhẹ hơn REE nặng nhiều lần điển hình cho kiểu magma kiềm nguồn gốc sâu Tỷ lệ đồng vị Sr 87 /Sr 86 (ban đầu) = 0,7072 tương ứng với magma basalt bắt nguồn từ manti thạch quyển lục địa đƣợc làm giàu
Các đá granitoid kiềm Pu Sam Cap hình thành trong mảng lục địa với thạch quyển bị làm mỏng do quá trình tách giãn sau va chạm Nhiệt độ kết tinh của chúng dao động từ 630 đến 670 độ C, tương ứng với áp lực từ 10 đến 3 kb.
PHÂN LOẠI ĐỊA HOÁ CÁC GRANITOID MESOZOI MUỘN –
Phức hệ Phusaphin (εγξ J 3 – K 1 pp)
Bảng 4.1 trình bày hàm lƣợng các oxyt tạo đá và các tham số cần thiết dùng để phân loại địa hoá cho các đá granitoid phức hệ Phusaphin
Hàm lượng trung bình của SiO2 trong đá syenitoid là 63,78%, trong khi ở granitoid là 72,81% Đồng thời, hàm lượng Al2O3 có xu hướng giảm khi hàm lượng SiO2 tăng Tổng lượng kiềm (Na2O + K2O) ở mức tương đối cao, cho thấy cả phức hệ thuộc kiểu kiềm kali Ngoài ra, khi tính acid của đá tăng, hàm lượng FeO* cũng giảm dần.
Bảng 4.1: Kết quả phân tích hoá nguyên tố chính của các đá phức hệ Phusaphin.
Các đá syenit và granosyenit Các đá granit, granophyr
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
(3) - Nguyễn Vĩnh và nnk, 1994; (4) - Nguyễn Thứ Giáo và nnk, 1994; (5) - Nguyễn Trung Chí, 1996.
Ghi chú: (1) - "Địa chất miền Bắc Việt Nam" (A E Dovjicov, 1965); (2) - Bùi Phú Mỹ, Phan Viết Kỷ (1965 - 1971);
(3) - Nguyễn Vĩnh và nnk, 1994; (4) - Nguyễn Thứ Giáo và nnk, 1994; (5) - Nguyễn Trung Chí, 1996.
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
Biểu đồ tương quan hàm lượng giữa FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO2 cho thấy các granitoid của phức hệ Phusaphin rơi vào trường giàu sắt (ferroan) (hình 4.1)
Hình 4.1: Biểu đồ tương quan giữa
FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO 2 của đá granitoid phức hệ Phusaphin
Hình 4.2: Biểu đồ tương quan giữa
FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO 2 của đá A – granitoid (theo Frost B R và nnk 2001)
Biểu đồ tương quan hàm lượng giữa FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO2 của kiểu A – granit cho thấy chúng nằm hoàn toàn trong trường giàu sắt, phù hợp với phân loại của Frost B R và cộng sự (2001) dựa trên 486 mẫu granit kiểu A từ các nguồn tài liệu uy tín như Eggler (1968), Barker và cộng sự (1975), Anderson & Cullers.
(1978), Collins và nnk (1982), Cullers và nnk (1981, 1992), Anderson & Bender
(1989), Salonsaari & Haapala (1994), Landenberger & Collins (1996), Duchesne & Wilmart (1997), King và nnk (1997), Ferré và nnk (1998), Smith và nnk (1999), Frost và nnk (1999)
Từ đó ta có thể kết luận các granitoid của phức hệ Phusaphin thuộc kiểu A – granit
Biểu đồ tương quan giữa (Na2O + K2O – CaO) và SiO2 của phức hệ Phusaphin (hình 4.3) cho thấy sự phân loại các loại đá Cụ thể, các đá syenit và granosyenit thuộc loạt kiềm (alkalic), trong khi đó, các đá granit và granophyr thuộc loạt kiềm – vôi và vôi – kiềm.
Chỉ số bão hoà nhôm của phức hệ ASI > 1 (tb = 1.1) nên đá thuộc loại quá bão hoà nhôm (peraluminous)
Hình 4.3: Biểu đồ tương quan giữa (Na 2 O + K 2 O – CaO) và SiO 2 các đá granitoid Phusaphin
Biến thiên hàm lượng nguyên tố chính và tương quan của chúng trên các biểu đồ cho thấy đá granitoid phức hệ Phusaphin thuộc kiểu A-granit Loạt đá này có đặc điểm kiềm, kiềm – vôi quá bão hoà nhôm, với ưu thế là kiểu kiềm kali.
Phức hệ Mường Hum (εγξ K 2 mh)
Trên bảng 4.2 trình bày kết quả phân tích silicat và các tham số cần thiết dùng để phân loại địa hoá cho các đá granitoid phức hệ Mường Hum
Thành phần hoá học của granitoid kiềm Mường Hum chủ yếu chứa SiO2 với tỷ lệ từ 71,51% đến 76,14% Đá này có hàm lượng nhôm thấp và tổng lượng kiềm (Na2O + K2O) cao Hàm lượng Na2O trong các mẫu đá tương đối ổn định nhưng thường thấp hơn K2O, cho thấy đá có đặc trưng trội kali hơn natri Một số mẫu có thể có hàm lượng natri gần bằng hoặc nhỉnh hơn kali Ngoài ra, hàm lượng sắt tổng (FeO*) giảm dần từ đá syenit, granosyenit đến granit kiềm và granit á kiềm.
Biểu đồ tương quan giữa hàm lượng FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO2 cho thấy các đá granitoid Mường Hum thuộc loại giàu sắt (ferroan), xác định chúng là kiểu A-granit.
Dựa vào biểu đồ tương quan giữa (Na 2 O + K2O – CaO) và SiO2 nhận thấy các đá granitoid phức hệ Mường Hum thuộc loạt kiềm (alkalic)
Chỉ số bão hoà nhôm của các đá granitoid Mường Hum ASI < 1.0 (tb = 0.80) và Na + K (2.05) > Al (1.94) nên đá thuộc loại quá bão hoà kiềm (peralkaline)
Ghi chú: (1) - "Địa chất miền Bắc Việt Nam" (A E Dovjicov, 1965); (2) - Bùi Phú Mỹ, Phan Viết Kỷ (1965 - 1971); (3) - Nguyễn Vĩnh và nnk, 1994.
Granit á kiềm Granit kiềm Granosyenit kiềm
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
Hình 4.4: Biểu đồ tương quan hàm lượng giữa FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Mường Hum
Hình 4.5: Biểu đồ tương quan giữa (Na 2 O + K 2 O – CaO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Mường Hum
Dựa vào hàm lƣợng các nguyên tố chính cũng nhƣ 3 tham số của Frost B R và nnk
(2001), ta thấy các granitoid phức hệ Mường Hum thuộc kiểu A – granit, thuộc loạt kiềm quá bão hoà và ƣu thế là kiểu kiềm kali.
Phức hệ Dương Qùy (εγξ K 2 – E dq)
Bảng 4.3 trình bày kết quả phân tích silicat của đá phức hệ Dương Quỳ, cho thấy đặc trưng địa hoá khác biệt so với các phức hệ khác Khi hàm lượng SiO2 tăng, các nguyên tố chính khác giảm theo tỷ lệ nghịch Tổng lượng kiềm (Na2O + K2O) cũng giảm dần theo sự gia tăng của oxyt silic, với natri luôn chiếm ưu thế hơn kali (Na2O/K2O > 1) Ngoài ra, FeO* giảm dần khi tính acid của phức hệ tăng lên.
Biểu đồ tương quan giữa hàm lượng FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO2 cho thấy các đá granitoid phức hệ Dương Quỳ hoàn toàn nằm trong trường giàu sắt, thuộc kiểu A – granit.
Trên biểu đồ tương quan (Na2O + K2O – CaO) và SiO2 đa số các đá granitoid Dương Quỳ thuộc loạt kiềm và kiềm – vôi
Ta thấy chỉ số bão hoà nhôm của các đá granitoid Dương Quỳ ASI < 1.0 (tb 0.78) và
Na + K (4.10) > Al (3.63) nên đá thuộc loại quá bão hoà kiềm (peralkaline)
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
(6) - Nguyễn Đình Hợp và nnk, 1996; (7) - Lưu Hữu Hùng và nnk, 1994; (8) - Trần Xuyên và nnk, 1988.
Ghi chú: (2) - Bùi Phú Mỹ, Phan Viết Kỷ (1965 - 1971); (4) - Nguyễn Thứ Giáo và nnk, 1994; (5) - Nguyễn Trung Chí, 1996;
(6) - Nguyễn Đình Hợp và nnk, 1996; (7) - Lưu Hữu Hùng và nnk, 1994; (8) - Trần Xuyên và nnk, 1988.
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
So với phức hệ Mường Hum, các đá phức hệ Dương Quỳ có tính kiềm cao hơn và thuộc loạt kiềm quá bão hoà, kiểu kiềm natri
Hình 4.6: Biểu đồ tương quan hàm lượng giữa FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Dương Quỳ
Hình 4.7: Biểu đồ tương quan giữa
(Na 2 O + K 2 O – CaO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Dương Quỳ.
Phức hệ Yê Yên Sun (γ E 1 ys)
Bảng 4.4 là kết quả phân tích hàm lƣợng các oxyt tạo đá chính và các tham số cần thiết để phân loại granitoid của phức hệ
Thành phần hóa học của granitoid Yên Yên Sun thể hiện sự đa dạng đáng kể, với hàm lượng SiO2 cao dao động từ 70 - 78% Tổng lượng kiềm (Na2O + K2O) trung bình đến cao, trong đó lượng kali luôn chiếm ưu thế hơn natri Ngoài ra, hàm lượng FeO giảm dần từ đá granitoid đến các đá syenitoid.
Biểu đồ tương quan giữa hàm lượng FeO tot / (FeO tot + MgO) và SiO2 cho thấy phần lớn các đá granitoid Yê Yên Sun thuộc kiểu A – granit, với sự phân bố chủ yếu trong vùng giàu sắt Một số mẫu đá cũng rơi vào trường giàu magiê.
Magiê oxit (MgO) và silic điôxít (SiO2) đặc trưng cho granit kiểu S, với các điểm thành phần nằm trong trường giàu magiê của phức hệ Yê Yên Sun Biểu đồ của Frost minh họa rõ ràng sự phân bố này.
B R và nnk (2001) xây dựng dựa vào 100 mẫu leucogranit quá bão hoà nhôm và từ các nguồn tài liệu: Le Fort (1981), Strong & Hamner (1981), Le Fort và nnk (1987), Holtz & Barbey (1991), Nabelek và nnk (1992), Inger & Harris (1993) và Searle và nnk (1997)
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
(4) - Nguyễn Thứ Giáo và nnk, 1994; (5) - Nguyễn Trung Chí, 1996; (6) - Nguyễn Đình Hợp và nnk, 1996;
(7) - Lưu Hữu Hùng và nnk, 1994; (8) - Trần Xuyên và nnk, 1988.
Ghi chú: (1) - "Địa chất miền Bắc Việt Nam" (A E Dovjicov, 1965); (2) - Bùi Phú Mỹ, Phan Viết Kỷ (1965 - 1971);
(4) - Nguyễn Thứ Giáo và nnk, 1994; (5) - Nguyễn Trung Chí, 1996; (6) - Nguyễn Đình Hợp và nnk, 1996;
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
Hình 4.8: Biểu đồ tương quan hàm lượng giữa FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Yê Yên Sun
Hình 4.9: Biểu đồ tương quan giữa
(Na 2 O + K 2 O – CaO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Yê Yên Sun
Biểu đồ tương quan giữa hàm lượng (Na2O + K2O – CaO) và SiO2 cho thấy các đá syenitoid Yê Yên Sun thuộc loạt kiềm (akalic) cùng với một số đá granitoid thuộc loạt kiềm – vôi.
Chỉ số bão hoà nhôm của các đá granitoid phức hệ Yê Yên Sun ASI > 1.0 (tb = 1.05) nên các đá thuộc loại quá bão hoà nhôm “peraluminous”
Biến thiên hàm lượng nguyên tố chính và tương quan của chúng cho thấy đá granitoid Yê Yên Sun không chỉ có kiểu A – granit mà còn bao gồm cả granit kiểu S Granit kiểu A thuộc loạt kiềm, trong khi granit kiểu S thuộc loạt kiềm – vôi, với đặc điểm quá bão hoà nhôm Kiểu kiềm kali là ưu thế nổi bật, phân biệt rõ ràng với kiểu kiềm quá bão hoà và kiểu kiềm natri của phức hệ Dương Quỳ.
Phức hệ Pu Sam Cap (εγξ E 2-3 psc)
Bảng 4.5 thể hiện kết quả phân tích hàm lƣợng các oxyt tạo đá và một vài tham số của các đá thuộc phức hệ Pu Sam Cap
Theo chiều tăng của SiO2, hàm lượng Al2O3 giảm nhanh từ syenit kiềm đến granit kiềm Hàm lượng Na2O tương đối ổn định, trong khi K2O cao và có xu hướng giảm dần khi độ axit của đá tăng lên Tổng hàm lượng kiềm (Na2O + K2O) giảm dần theo chiều tăng của SiO2, với kali chiếm ưu thế hơn natri trong tất cả các loại đá (Na2O/K2O < 1).
TL.3135/4k TL.3135/4H TL.3135/4c TH.56/2(2) TH.53/4(2) TH.53/5(2) TH.6651/2(2) L.8556/1 54+(Lacroix) L.8570/5a
TIEU LUAN MOI download : skknchat@gmail.com
Ghi chú: (1) - "Địa chất miền Bắc Việt Nam" (A E Dovjicov, 1965); (2) - Bùi Phú Mỹ, Phan Viết Kỷ (1965 - 1971);
(4) - Nguyễn Thứ Giáo và nnk, 1994; (5) - Nguyễn Trung Chí, 1996; (9) Tô Văn Thụ và nnk (1996).
TIEU LUAN MOI có thể tải về qua địa chỉ skknchat@gmail.com, thuộc loại kiềm kali Hàm lượng K2O trong granitoid Pusamcap vượt trội so với các phức hệ kiềm kali khác trong vùng Đông Bắc Việt Nam Đặc điểm hàm lượng FeO* tương đồng với đá của các phức hệ granitoid khác.
Hình 4.10: Biểu đồ tương quan hàm lượng giữa FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ
Hình 4.11: Biểu đồ tương quan giữa
(Na 2 O + K 2 O – CaO) và SiO 2 của các đá granitoid phức hệ Pu Sam Cap
Biểu đồ tương quan giữa hàm lượng FeO tot /(FeO tot + MgO) và SiO2 cho thấy rằng hầu hết các đá granitoid trong phức hệ Pu Sam Cap thuộc loại A-granit, đặc trưng cho vùng giàu sắt.
Trên biểu đồ tương quan giữa hàm lượng (Na 2 O + K 2 O – CaO) và SiO 2 các đá granitoid Pu Sam Cap thuộc loạt kiềm, một số ít rơi vào loạt kiềm – vôi
Ta thấy chỉ số bão hoà nhôm của các đá granitoid Pu Sam Cap ASI < 1.0 (tb 0.78) và Na + K (3.94) > Al (3.61) nên đá thuộc loạt quá bão hoà kiềm (peralkaline)
Hệ thống phân loại granitoid trước đây yêu cầu nhiều chỉ số và biểu đồ để xác định loại kiềm và loạt của chúng Để phân tích, cần xem xét hàm lượng các nguyên tố vết, đồng vị, nguyên tố không tương hợp, nguyên tố linh động, nguyên tố đất hiếm (TR) và nguyên tố có trường lực mạnh (HFSE) nhằm phân loại các đá granitoid thành kiểu A – granit hoặc kiểu S, I, M – granit, cũng như hiểu rõ nguồn gốc và bối cảnh địa động lực của chúng Điều này làm cho hệ thống phân loại trở nên phức tạp, tốn kém và gây khó khăn cho việc nghiên cứu tổng hợp tài liệu.
Hệ thống phân loại địa hoá của Frost B R và các cộng sự (2001) đã đơn giản hóa quy trình phân loại bằng cách sử dụng chỉ ba tham số hóa học cơ bản, đồng thời vẫn đảm bảo độ tin cậy cao trong kết quả phân loại.
Hệ thống phân loại địa hoá granitoid trước đây
Hệ thống phân loại địa hoá granitoid theo Frost B.R và nnk, 2001
- Biểu đồ tương quan giữa (Na2O + K2O) và SiO2 (theo Miyashiro, 1978)
- Biểu đồ tương quan giữa (Na2O + K2O – CaO) và SiO2
“peralkaline”, quá bão hoà nhôm
“peraluminous” và bão hoà nhôm
- Biểu đồ tương quan giữa
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) (theo Shand, 1943)
- Chỉ số bão hoà nhôm – Alumina Saturate Index (ASI)
Kiểu thạch luận granitoid (Kiểu I,
- Dựa vào tỷ số 10 4 *Ga/Al (> 2.6)
Granit kiểu A được phân biệt với ba kiểu granit khác (M, I, S) thông qua các biểu đồ tương quan 2 chiều giữa FeO tot/MgO và SiO2 (Collins và nnk, 1982), cũng như giữa giá trị 10^4 *Ga/Al với Zr (AI, Ce ) theo Whalen (1987).
- Biểu đồ tương quan hàm lƣợng giữa FeO tot / (FeO tot
+ MgO) và SiO2 (với đặc trưng rơi vào trường làm giàu Fe)
Cơ chế nóng chảy và bối cảnh kiến tạo: nóng chảy từng phần của lớp
- Tỷ lệ K/Rb, Rb/Sr cao;
- Tỷ lệ Sr 87 /Sr 86 ban đầu và hiện tại
- Biểu đồ tương quan giữa Rb
Dựa vào kết quả từ các công trình nghiên cứu trước đây (theo Loiselle & Wones, 1979; Collins, 1982), việc phân tích nguồn manti thạch quyển dưới vỏ trong các khu vực lục địa bị làm mỏng cho thấy có mối liên hệ rõ rệt với quá trình tách giãn do va chạm.
– (Y + Nb), Rb – (Ta + Nb) để phân chia kiến tạo hình thành granit (theo Pearce, 1984)
& Thomas, 1985 và Whalen & Currie, 1987) về
A – granit, cũng nhƣ bối cảnh kiến tạo – địa động lực khu vực nghiên cứu
Bảng 4.6: So sánh kết quả phân tích theo phương pháp trước đây và phương pháp mới của Frost B R và nnk, 2001
Hệ thống phân loại của Frost B R và nnk (2001) chủ yếu dựa vào thành phần hoá học của đá, nhưng vẫn có ý nghĩa kiến tạo Các đá granitoid giàu sắt thường liên quan đến magma bị suy kiệt và khử nước, phổ biến trong các môi trường tách giãn như điểm nóng và rift lục địa Ngược lại, granitoid giàu magiê liên quan đến magma bị oxy hóa và chứa nước, thường xuất hiện trong các đới hút chìm.
Dựa vào ba tham số hoá học đơn giản: chỉ số Fe (Fe*), chỉ số kiềm – vôi giản lƣợc (MALI) và chỉ số bão hoà nhôm (ASI), chúng ta có thể xác định các granitoid TBVN thuộc kiểu A – granit, bao gồm phức hệ Yê Yên Sun và kiểu S – granit Granitoid TBVN chủ yếu thuộc loạt kiềm, trong đó một số thuộc loạt kiềm – vôi theo chỉ số MALI Hầu hết các granitoid kiềm TBVN là loại quá bão hoà kiềm (peralkaline), trong khi một số khác thuộc loại quá bão hoà nhôm (peraluminous).
Việc phân chia các đá magma thành các loạt và kiểu giúp làm rõ nguồn gốc cũng như điều kiện hình thành các dung thể magma và đá magma Mỗi bối cảnh địa động lực cụ thể sẽ tạo ra một loạt magma nhất định Đặc biệt, hầu hết các granitoid ở Tây Bắc Việt Nam thuộc kiểu A – granit, vốn giàu sắt, dựa trên các nghiên cứu trước đây của Loiselle & Wones (1979), Collins (1982), Anderson (1983), Anderson & Thomas (1985), và Whalen & Currie.
Granitoid kiềm tại Trung Bộ Việt Nam được hình thành từ magma nóng chảy từng phần của lớp dưới vỏ, liên quan đến bối cảnh kiến tạo và địa động lực khu vực nghiên cứu Quá trình này xảy ra trong mảng lục địa bị làm mỏng do tác động của va chạm và tách giãn.
Kết quả phân loại địa hoá các granitoid cho vùng TBVN (theo Frost B R và nnk,
2001) cho kết quả hoàn toàn thống nhất với những hệ thống phân loại trước đó (đối chiếu kết quả tại mục 3.3).