1.2.1. Chì - kẽm
Hiện tại, chì - kẽm được xem là khoáng sản điển hình ở trũng núi lửa Tú Lệ
với kiểu quặng đặc trưng là galenit - sphalerit chứa bạc và cadimi. Vùng mỏ chì - kẽm Tú Lệ bao gồm nhiều khu quặng hóa: Huổi Pao, Co Gi San, Tu San, Bản Lìm, Nậm Chậu... Trong các khu quặng hóa kể trên, khu Huổi Pao và Co Gi San là quan trọng nhất.
Hệ thống các mỏ và điểm quặng Pb - Zn Co Gi San, Tu San, Bản Lìm, Huổi Pao, Nậm Chậu... đã tạo thành một đới quặng chì kẽm dài 60 km phương Tây Bắc -
Đông Nam kéo dài từ Nghĩa Lộ đến Co Gi San, trong đó mỏ Co Gi San đã được
đánh giá tỷ mỷ hơn cả. Cùng với quặng chì - kẽm thì Au và Ag cũng được khai thác tận thu. Ngoài ra, ở vùng Trạm Tấu cũng đã phát hiện được khá nhiều điểm quặng chì - kẽm như Cang Chi Khúa, Cam Đông, Bản Công; ở Văn Chấn là các điểm quặng Pin Pé, Bản Bó, ở vùng Văn Bàn có các điểm quặng chì - kẽm Nậm Kim, Nậm Có.
Quặng chì - kẽm Tú Lệ hình thành trong các đới đứt gãy, cà nát và phiến hoá của các phức hệ đá phun trào felsic thuộc các phức hệ Tú Lệ, phức hệ Ngòi Thia. Trong khu vực trũng Tú Lệđã khoanh định được một loạt các trường dị thường địa hóa chì-kẽm, đáng lưu ý nhất là trường dị thường Mù Cang Chải (bao gồm cảđiểm quặng Pb - Zn Coghisan và NảĐợ), trường dị thường Tú Lệ (có mỏ Huổi Pao, điểm quặng Thào Xá Chải), trường Nậm Khắt, Làng Ninh, Trạm Tấu, Bản Công, Lăng
biến đổi chứa Au ở Gia Hội) và nam Văn Chấn (có các điểm quặng Cu, Pb - Zn và Au ở Pín Pé) nơi có dị thường của Pb và Zn >1.000 ppm. Đặc điểm chung của các
điểm dị thường Pb, Zn của các đá phun trào felsic thường phân bố ở khu vực tiếp xúc giữa các thành tạo xâm nhập (Phu Sa Phìn, Nậm Chiến, Yê Yên Sun) và các đá phun trào này hoặc ít hơn giữa các đá phun trào với nhau.
1.2.2. Urani
Khoáng sản xạ hiếm trên diện tích vùng trũng Tú Lệ chủ yếu tập trung ở
vùng Trạm Tấu, ít hơn ở vùng Bắc Yên (Hình.1.3). Các biểu hiện khoáng hóa nằm trong đới dập vỡ phương Tây Bắc - Đông Nam, với bề rộng hàng trăm mét, chiều dài hàng ngàn mét. Ngoài ra còn có các đứt gãy theo phương khác cắt qua. Bên cạnh đó còn xuất hiện các cấu trúc vòng, dấu vết của hoạt động núi lửa trong khu vực.
Khoáng hóa urani vùng trũng Tú Lệ phân bố trong hai kiểu thành tạo địa chất gồm urani trong đá phiến đen chứa vật chất than, giàu vật chất hữu cơ (hệ tầng Trạm Tấu); và urani trong các đá phun trào axit (ryolit, ryotrachyt…). Hầu hết các
điểm khoáng đều nằm gần hoặc nằm trùng các vành phân tán của Pb, Zn, Cu, Be. - Trong vùng Trạm Tấu các điểm khoáng hóa urani đã được phát hiện khá lâu, đặc biệt là qua kết quả đo vẽ bản đồ địa chất tìm kiếm khoáng sản nhóm tờ
Tram Tấu của Liên đoàn Xạ hiếm tỷ lệ 1:50.000 (Nguyễn Đắc Đồng và nnk, 2000) [6]. Ở đây các dị thường phóng xạ cao tập trung ở Bản Hát, Ba Khe, Tăng Khờ - làng Lao…
+ Điểm quặng urani Bản Hát ở xã hát Lìu, huyện Trạm Tấu, tỉnh Yên Bái: Urani trong điểm quặng này tồn tại dưới dạng ổ, thấu kính có kích thước khác nhau, tập trung chủ yếu trong đá phiến sét than, đá phiến sét giàu vật chất hữu cơ và felsit.
Hình. 1.3 Sơ đồ phân bố các cụm dị thường phóng xạ vùng Trũng Tú Lệ
(Theo Nguyễn Văn Hoai, (2001) và Mai Trọng Tú, (2007) trong Nguyễn Văn Niệm, 2013 [16]
+ Ở phía đông bắc khu Bản Hát phát triển khá mạnh hệ thống đứt gãy phương ĐB - TN và tạo nên đới dập vỡ cạnh các đứt gãy với quy mô khác nhau. Tại
đây có các vành dị thường xạ phổ biến ở bậc 30 - 73 μR/h , chúng phân bố tập trung gần các đứt gãy phương ĐB - TN. Thành phần thạch học các lớp đá chứa quặng urani chủ yếu của cụm dị thường này gồm: đá phiến chứa vật chất than màu đen,
tufogen, tuf ryolit, felsit, ít cuội, sạn kết tuf. Bốn lớp đá chứa urani có hàm lượng ≥0,01%, đây có thể xem là các lớp sản phẩm urani hay thân quặng urani
+ Trung tâm khu Bản Hát, các dị thường xạ phân bố tập trung tạo thành dải kéo dài theo phương ĐB - TN, chiều dài của tập đá chứa quặng urani là 2000 m, rộng trung bình 700 m, diện tích trên bình đồ khoảng 2,35 km2. Trong diện tích này có mặt các thành tạo của phức hệ Ngòi Thia và các thành tạo trầm tích phun trào thuộc tập 2,3 của hệ tầng Trạm Tấu. Tại đây xuất hiện hai lớp đá chứa quặng. Thành phần thạch học chủ yếu của các lớp đá này gồm: đá phiến chứa vật chất than màu đen, xám đen, đá phiến tufogen, xen các lớp mỏng cát bột kết tufogen, tuf ryolit, felsit. Hàm lượng U3O8 trung bình của hai lớp dao động từ 0,022% đến 0,033%. (xem bảng 1.1)
+ Phía tây nam và phía nam khu Bản Hát, các dị thường xạ phân bố tập trung tạo thành dải kéo dài theo phương ĐB - TN với chiều dài 2.200 m, rộng trung bình 625 m, diện tích 4,25 km2 với 1 lớp đá chứa quặng. Thành phần thạch học chủ yếu gồm: đá phiến chứa vật chất than màu đen, xám đen, đá phiến tufogen, xen các lớp mỏng cát bột kết tufogen. Chiều dài của lớp đá chứa quặng là 300 m, rộng 75 m, dày trung bình 0,6 m. Hàm lượng trung bình 0,014% U3O8. Nếu so với yêu cầu công nghiệp tối thiểu 0,05%U3O8, tức bằng 500 ppm, thì trừ Suối Triang (1.850 ppm), hầu như các điểm quặng còn lại đều thấp hơn, thậm chí rất thấp. (xem bảng 1.1)
Bảng.1.1 hàm lượng U308 khu Bản Hát [16]
STT Các khu vực Hàm lượng trung bình U3O8(%)
1 Phía đông bắc khu Bản Hát 0,02
2 Trung tâm khu Bản Hát 0,031
3 Phía tây nam và phía nam khu Bản Hát 0,006
Ngoài ra, điểm quặng Làng Mòn ở xã Tà Xùa, huyện Bắc Yên, tỉnh Sơn La đã
được Liên đoàn 10 (nay là Liên đoàn Xạ hiếm) tìm kiếm. Quặng hoá urani ởđây dưới dạng mạch dốc đứng xuyên lên trong đới dập vỡ của các đá phun trào ryolit, ryotrachyt
màu xám trắng thuộc phức hệ núi lửa Tú Lệ (?). Mạch có chiều dày nhỏ (1 - 2 cm) có nơi lớn hơn. Thành phần khoáng vật chủ yếu gồm pyrit, molipdenit, uraninit, nasuran.
Rõ ràng các khoáng hóa urani thường liên quan tới các lớp phiến sét than, tuy nhiên nó chỉ là nơi tập trung urani (chứa), còn nguồn cung cấp urani là vấn đề chưa
Chương 2.
CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ CÁC PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU 2.1. Cơ sở lý thuyết
2.1.1. Địa hóa urani
Urani là kim loại có trọng lượng nguyên tử là 238,07, cấu hình điện tử [Rn] 5f3 6d1 7s2. U có thể có các mức hóa trị là 3, 4, 5, 6, trong đó hóa trị 6 là thường gặp nhất trong tự nhiên. Theo phân loại địa hóa của Goldshmidt thì U thuộc về nhóm các nguyên tố litophil (xem bảng 2.1)[28]. Urani là một nguyên tố phóng xạ mạnh, là nhiên liệu hạt nhân rất quan trọng. Urani-238 (238U) có thể chuyển hóa thành plutoni có khả năng phân hạch theo các phản ứng sau: 238U(n, gamma) --> 239U -- (beta) --> 239Np --(beta) --> 239Pu. Sự chuyển hóa hạt nhân này có thểđược diễn ra trong lò phản ứng tái sinh, nơi tạo ra nhiều vật liệu phân hạch hơn là vật liệu phân hạch dùng trong bảo dưỡng phản ứng chuỗi. Urani-235 lại còn quan trọng hơn bởi vì nó là chìa khóa cho việc sử dụng urani.
Hàm lượng trung bình của nguyên tố urani trong thạch quyển là 2,5.10-4%. Hàm lượng U trong thiên thạch: 1,5.10-6%, trong các đá siêu mafic: 3.10-7%, các đá mafic: 5.10-5%, các đá acid: 3,5.10-4% và đá trầm tích: 3,2.10-4%. Hàm lượng urani trung bình trong vỏ Trái Đất (tùy theo các tác giả) là từ 2 đến 4 ppm, gấp 40 lần so với nguyên tố phổ biến là bạc. Hàm lượng urani trong đất thay đổi từ 0,7 đến 11 ppm (đến 15 ppm trong đất trồng trọt do có phosphat từ phân bón), và hàm lượng của urani trong nước biển là 3 ppm.
Như vậy urani có rất ít trong đá siêu mafic và thể hiện rõ xu thế tích lũy hàm lượng từđá mafic đến đá acid. Theo giá trị hàm lượng trung bình của các nguyên tố
trong đá magma acid thì U đứng ở đầu dãy chỉ sau La, Tl. Be, Cl. Nó thuộc vào nhóm nguyên tố đặc trưng cho đá acid bao gồm Th, U, Rb, Be, Cs, Tl, Sn, Pb, F, Ra, Ba, Li. Vì vậy U tập trung nhiều trong lớp vỏ granit của vỏ trái đất, lớp này là nguồn cung cấp U cho các mỏ khoáng urani. (lithofil)
Urani trong tự nhiên tồn tại ở cả hai dạng: phân tán và tập trung. Dạng phân tán của urani biểu hiện rõ rệt trong đá magma acid, nơi urani có mặt trong khoáng vật của một số nguyên tố khác như Th, Zr, TR, Y, dưới dạng thay thế trong ô mạng. U và Th là những nguyên tố phóng xạ mạnh, chúng có những tính chất hóa tinh thể
giống nhau, vì vậy Th4+ dễ dàng thay thế cho U4+ trong các khoáng vật của urani. Dạng tập trung, tạo thành khoáng vật độc lập là nét đặc trưng nhất của địa hóa urani. Người ta đã phát hiện được khoảng 120 khoáng vật chứa urani, bao gồm các nhóm oxit, carbonat, silicat, tantalat-niobat, phosphat, arsenat, vanadat, uraniat, sulfat. Điển hình là: uranit (UO2), pichblen (U3O82)2(PO4)2 x 8-12 H2O), 2(UO2)2(VO4)2 x 1–3 H2O),..
Trong quá trình magma urani thể hiện 2 xu thế ngược nhau: phân tán trong các khoáng vật tạo đá và tập trung lại trong dung dịch sau magma. Khi magma granit kết tinh, phần lớn urani dưới dạng U4+ tham gia vào thành phần các khoáng vật phụ của Th, Zr, Nb.... bằng cách thay thế trong ô mạng. Hàm lượng U trong các khoáng vật phụ cao hơn một bậc so với trong đá. Hàm lượng U4+ trong granit có tương quan chặt chẽ với tỷ số Fe2+/Fe3+. Ở giai đoạn cuối của quá trình magma khi hoạt tính của Th và Zr thấp, thế oxy hóa tăng cao, độ kiềm tăng, tỷ số Fe2+/Fe3+ giảm mạnh thì có thể gặp khoáng vật độc lập của urani.
Trong giai đoạn pegmatit có sự tập trung đáng kể của U và đôi khi tạo thành những mỏ có giá trị công nghiệp trong các thân pegmatit trong đá granit, gneis. Trong pegmatit, khoáng vật uraninit tập trung ở những khu vực nhất định, tạo thành
ổ, đám, mạch quặng . Uraninit ở đây chứa đến 11-13% Th và TR, thường gặp cùng với các khoáng vật phụ khác như torit, monazit, zircon.... chứng tỏ quá trình trao đổi sau pegmatit.
Trong quá trình nhiệt dịch, urani thể hiện ở mức hóa trị U4+ và U6+ trong khoáng vật uraninit và pichblen. Sự oxy hóa U4+ lên U6+ tạo thuận lợi cho việc di chuyển U trong quá trình nhiệt dịch. Trong khi đó Zr và Th khó bị oxy hóa hơn nên nó không tham gia vào dung dịch nhiệt dịch. Các nghiên cứu thực nghiệm cho thấy
urani có thể di chuyển trong dung dịch nhiệt dịch dưới dạng hợp chất phức carbonat kiềm kiểu Na4UO2(CO3)3.
Hình 2.1. Các điều kiện lý hóa môi trường quyết định trạng thái của urani [29] Trong quá trình ngoại sinh, mặc dù urani là nguyên tố có hàm lượng trung bình trong thạch quyển thấp nhưng lại tạo nên rất nhiều khoáng vật thứ sinh thuộc nhóm phosphat, arsenat, vanadat, sulfat, carbonat....Số lượng khoáng vật thứ sinh của urani vượt quá số lượng khoáng vật nguyên sinh của nó. Ở đây urani dưới dạng U6+cóbán kính lớn (0,83Å) nên nó không thay thếđồng hình trong khoáng vật của các nguyên tố khác mà tạo khoáng độc lập. U6+ có thể gặp ở dạng U2O5, UF5. Hợp chất U4+ (UO2), UO2 mang tính khử mạnh. Hợp chất U3+ có tính khử mạnh hơn, những hợp chất này hiếm gặp trong tự nhiên. Đầu tiên các khoáng vật này có nguồn gốc là UO2 có chứa Th, sau đó nhanh chóng oxy hóa một phần U4+ thành U6+để có dạng hỗn hợp U4+ và U6+.
Từ những cứ liệu trên cho thấy biến đổi nhiệt dịch và ngoại sinh là những quá trình tập trung urani nhiều nhất, tạo nên những mỏ khoáng urani có giá trị công nghiệp.
2.1.2. Tính chuyên hóa địa hóa
Trạng thái tồn tại hiện nay của các nguyên tố trong vỏ Trái Đất được xem là giai đoạn tạm thời của quá trình phân bố lại của chúng đang diễn ra lâu dài và liên tục thông qua quá trình vận động vật chất. Kết quả của sự di chuyển, vận động vật chất đã dẫn đến sự trộn lẫn các nguyên tố hóa học trong không gian, làm thay đổi hàm lượng của chúng trong những bồn chứa cụ thể. Nói cách khác, quá trình vận
động của vật chất chính là nguyên nhân của sự phân bố lại các nguyên tố hóa học (các đồng vị) trong không gian, theo thời gian tạo nên sự khác biệt về mặt thành phần định lượng ở những phần khác nhau của địa quyển, dẫn tới hai dạng phân bố
chủ yếu của các nguyên tố là phân tán và tập trung. Phân tán địa hóa là dạng phân bố của các nguyên tố trong tự nhiên mà hàm lượng của nó không vượt quá trị số
hàm lượng trung bình của vỏ Trái Đất, đây là dạng phân bố phổ biến thường gặp. Tập trung địa hóa là dạng phân bố của các nguyên tố trong các khu vực nhất định thuộc phạm vi Trái Đất, ngược lại với phân tán, mà hàm lượng của nó có xu thế
vượt quá hàm lượng trung bình của vỏ Trái Đất, tạo nên các dị thường và có thể dẫn tới hình thành các mỏ khoáng sản.
Như vậy, hệ quả của quá trình phân bố lại các nguyên tố là tạo ra sự khác biệt về thành phần hóa học trong địa quyển biểu thị ở các trường địa hóa khác biệt về hàm lượng các nguyên tố, tạo ra các trường địa hóa bình thường và dị thường.
Trường địa hóa bình thường là phần địa quyển có hàm lượng các nguyên tố
hóa học gần với hàm lượng nền trung bình của chúng. Nền địa hóa phụ thuộc vào thành phần thạch học của các đá trong vùng nghiên cứu và do đó có thể thay đổi theo từng khu vực. Trường địa hóa dị thường được phân biệt bởi hàm lượng các nguyên tố cao hơn (hoặc thấp hơn) so với hàm lượng nền hay hàm lượng trung bình; trong các trường này có xuất hiện các dị thường. Nói cách khác, dị thường địa
hóa là một phần của trường địa hóa, trong đó hàm lượng các nguyên tố cao hơn (hoặc thấp hơn) so với nền địa hóa. Như vậy, theo quan điểm địa hóa thì mỏ khoáng sản hay thân quặng chính là dị thường địa hóa đặc biệt có hàm lượng đạt và vượt quá ngưỡng giá trị hàm lượng kinh tế - công nghiệp tại thời điểm đánh giá.
Nền tảng của định luật phân tán và di chuyển các nguyên tố do F. Clarke và V. I. Vernatski (1924) [31] khởi xướng: "Mỗi hạt bụi, mỗi hạt nước được coi như
một vũ trụ thu nhỏ, chúng phản ánh thành phần của vũ trụ". Nói cách khác là có thể
phát hiện tất cả các nguyên tố trong bảng tuàn hoàn nếu các phương pháp phân tích
đủ nhạy. Định luật này các nhà nghiên cứu phát triển lên và gắn cho nó ý nghĩa thiết thực hơn.
Solovov A. P (1985)[30] phát biểu như sau: "Tại mỗi điểm của trường địa hóa có hàm lượng của các nguyên tố lớn hơn 0, tức là Cx = f(x, y, z) > 0 đều phụ
thuộc vào vị trí không gian và thay đổi theo thời gian". Trong đại đa số các điểm của trường địa hóa, hàm lượng các nguyên tố quặng gần với hàm lượng trung bình (Ck), trường hợp hàm lượng vượt khỏi mức này thường hiếm gặp hơn nhiều.
N. I. Safronov (1978)[31] đã khẳng định rằng bảng hàm lượng trung bình theo địa quyển chứng minh sự tồn tại đồng thời của tất cả các nguyên tố của hệ
thống tuần hoàn trong tự nhiên, tức là chúng có những đặc điểm địa hóa nằm trong khuôn khổ của định luật cơ bản do Clarke và Vernatski đề xướng.
Định luật chỉ ra sự phân tán tổng thể của các nguyên tố hóa học nhưng không
đề cập đến tính không đồng đều của các quá trình phân tán. Hiện có các số liệu về