4.1.1Đặc điểm thạch học – địa hoá khoáng vật
Trên cơ sở nghiên cứu đặc điểm thạch học – khoáng vật cho thấy các đá harzburgit trong khối Núi Nưa có thành phần gồm các khống vật pyroxen xiên chiếm khối lượng rất thấp (dưới 5%) và chúng có cấu tạo gặm mịn rất điển hình cho đá bị làm nghèo từ manti. Khoáng vật pyroxen thoi và olivin có dạng hạt lớn kiểu cấu tạo porphyr và có ranh giới là những đới myolonit biến dạng mạnh.
Hình 4.1Đới hút chìm và đường biến đổi nhiệt độ của chúng theo chiều sâu
(theo Tsujimori và nnk., 2006).
Chỉ số Mg# trong các khoáng vật olivin và pyroxen cao là những bằng chứng cho thấy các đá nghiên cứu là phần manti trên trong thạch quyển đại dương (hình 4.1) (Kamenetsky et al., 2001 [32]). Đặc biệt sự có mặt của khống
vật antigorit trong các đá nghiên cứu cho thấy q trình sepentin hóa đã xảy ra ở điều kiện nhiệt độ cao (>450oC) (Schwartz và nnk, 2012 [40]).
Sự biến dạng dẻo của các khoáng vật pyroxen trong các đá peridotit l à bằng chứng cho thấy đá đ ược hình thành trong điều kiện nhiệt độ và áp suất cao (nhiệt độ trên 700oC và áp suất 20-30kbar) (Nicolas 1 989 [35]). So sánh với mơ hình thay đổi nhiệt độ theo chiều sâu trong đới hút chìm thấy rằng các đá trong khu vực nghiên cứu là những thể peridotit thuộc phần manti trên của thạch quyển đại dương trong đới hút chìm (Hình 4.1).
Chỉ số Mg# cao trong olivin và pyroxen là do q trình nóng chảy từng phần của đá bị đẩy cao làm cho có sự thay thế Mg2+ cho Fe2+ của cấu trúc khoáng vật. Tuy nhiên, trong nhiều trường hợp q trình nóng chảy cao nếu có sự tác động của các dịng dung dịch ngồi (nhiệt dịch hoặc các dòng chảy từ dưới sâu) thì sẽ làm cho hàm lượng FeO tăng và chỉ số Mg# giảm do dòng nhiệt dịch thường có FeO cao. Trường hợp nóng chảy cao đồng thời với gia tăng chỉ số Mg# trong olivin và pyroxen là do q trình nóng chảy từng phần cao nhưng khơng hoặc rất ít có sự tác động của các dịng vật chất vỏ.
Arai (1994) [23] giải thích hiện tượng này là do các đá manti b ị tái nóng chảy liên quan đến các giai đoạn sớm của đới hút chìm khi vật chất dưới sâu nóng chảy ít có sự tác động của các dịng vật chất vỏ từ mảng hút chìm. Đây là kiểu điển hình của ophiolit thấy trong các đới hình thành liên quanđến hút chìm (SSZ).
Trên biểu đồ thể hiện quan hệ giữa NiO - Mg# trong olivin (Hình 4.2) cho thấy tất cả số liệu nghiên cứu đều rơi vào trường peridotit manti, đây là trường thể hiện các đá chứa các khoáng vật này là những thể đá thuộc hợp phần manti. Hàm lượng NiO trong khoảng 0,22 – 0,33 tương ứng với trường manti nguyên thủy được làm giàu Mg# của olivin.
Hình 4.2 Biểu đồ thể hiện quan hệ giữa NiO - Mg# trong Olivin
(Trường Peridotit manti của Ishii [30] và Hirose & Kawamoto 1995)
Trên đồ thị biểu hiện sự tương quan giữa Mg# (Mg/(Mg+Fe2+)) và hàm lượng Al2O3, Cr2O3, TiO2trong khống vật pyroxen thoi (hình 4.3) và pyroxen xiên (hình 4.4), quan hệ này cho thấy đá nghiên cứu có chỉ số Mg# cao v à hàm lượng Al2O3 khá thấp, phù hợp với kiểu khoáng vật pyroxen đ ược thành tạo liên quan đến đá manti đã trải qua q trình nóng chảy từng phần khá cao trong điều kiện ít có sự tác động của các dịng vật chất vỏ.
Hình 4.3:Đồ thị biểu diễn sự tương quan
giữa Mg# và Al2O3 , Cr2O3, TiO2trong khoáng vật pyroxen thoi (Ortho- pyroxen). Trường peridotit của Johnson et al., 1990 và Ishii et al., 1992.
Hình 4.4:Đồ thị biểu diễn sự tương quan giữa Mg# và Al2O3 , Cr2O3 , TiO2 trong khoáng vật pyroxen xiên (Clino-pyroxen). Trường peridotit của Johnson et
al., 1990 và Ishii et al, 1992.
Các khoáng vật cromit di sót đều tồn tại trong các đá harzburgit và pyroxenit trong khu vực nghiên cứu. Thành phần khoáng vật của chúng rất quan trọng và phản ánh q trình magma cũng như mơi trường kiến tạo của đá chứa nó (Arai, 1994 [23]; Dick, 1984 [25]). Các đá harzburgit trong nghiên c ứu này có chỉ số chromian spinel Cr# (0.45–0.61) và chỉsốMg# (0.4 -0.6), điển hình cho khống vật này trong các đá peridotit bịtái nóng chảyở mơi trường ít bị tác động của thành phần vật chất vỏ.
4.1.2.Đặc điểm địa hố tổng
Hình 4.5.Đường chuẩn so sánh mẫu với giá trị Chondrite (a) và manti nguyên thủy (b).Các trường harzburgit trước cung “Leg 125” theo Ishii et al.
(1992), harzburgit trư ớc cung Sandwich theo Pearce et al. (2000) ...
Trên biểu đồ so sánh chondrit cho thấy các nguyên tố đất hiếm nhẹ được làm giàu tương đối so với nhóm đất hiếm nặng (Hình 4.5a). Đặc trưng phân bốnày hồn tồn khác biệt với kiểu manti sống Núi giữa đại dương (nhóm nguyên tố đất hiếm nhẹ được làm nghèo tương đối so với nhóm đất hiếm nặng). Sựphân bốcủa nhóm nguyên tố đất hiếm so với chondrit có sự tương đồng với kiểu phân bốcủa các đá manti ở các ophiolit trước cung trên thế giới (Hình 4.5a). Sựlàm giàu nguyên tố đất hiếm nhẹ so
với nhóm đất hiếm nặng được giải thích là do do q trình nóng chảy từng phầnở đới trước cung có sự tham gia của các dòng nhiệt dịch từ mảng hút chìm và dịng nóng chảy từ dưới sâu đưa lên tác động vào (Parkinson and Pearce, 1998 [37]).
Trên biểu đồ so sánh với manti nguyên thủy cũng cho thấy đặc trưng phân bố nguyên tố có sự khác biệt hẳn với đường phânbố manti bị làm nghèo kiểu MOR (Hình. 4.5b).
Các nguyên tố hiếm, vết khi so sánh với manti nguyên thủy cũng như chondrit đều cho giá trị thấp hơn giá trị tương ứng của chúng trong các peridotit hình thành ở đới MOR. Trên thếgiới hiện nay cũng gặp khá nhiều các đá peridotit manti của đới ophiolit có đặc điểm giống với các đá trong nghiên c ứu này (Izu- Bonin-Mariana arc (Đông Nh ật Bản) (Parkinson and Pearce, 1998 [37]) và Thetford Mines Ophiolit (Nam Quebec Appalachians, Canada).
Hiện nay các kiểu peridotit như vậy được giải thích là những bộ phận peridotit (MOR) bịtrải qua q trình tái nóng chảyở các đới liên quan đến hút chìm (trước cung hoặc sau cung hình thành trên thạch quyển đại dương (Kay and Senechal, 1976 [33]; Pearce et al., 2000 [38]; N.X. Thanh & M.T. Tu, 2013 [34]). Sự làm giàu nguyên tố LREE trong các mẫu nghiên cứu tạo nên sựkhác biệt mạnh mẽso với kiểu phân bố trong các đá manti th ạch quyển đại dương thực thụ(MOR). Nhóm nguyên tố LREE trong đá manti đư ợc làm giàu được cho là do sự tương tác (reaction) của các dịng nóng chảy dưới sâu đưa lên tác động lên các đá peridotit ở phần manti trên (De Hoog et al. 2008 [24]; Uysal et al. 2012 [45]).
Trên biểu đồ so sánh với manti nguyên thủy cũng cho thấy đặc tr ưng phân bố nguyên tố có sự khác biệt hẳn với đường phân bố manti bị làm nghèo kiểu MOR (Hình. 4.5). Các nguyên tố Cs, Th, U and Pb được làm giàu mạnh mẽ so với đặc trưng của chúng trong manti MOR, trong khi đó nguyên tố Nb và Ti lại được làm nghèo kiệt mạnh mẽ. Sự phân bố nguyên tố như trên đặc trưng cho kiểu harzburgit hình thành trong đới trước cung, chúng bị tái nóng chảy mạnh mẽ so với q trình nóng chảy trong sống Núi giữa đại dương (MOR), và có đặc trưng tương tự như đá manti ophiolit khu vực trước cung Izu–Bonin–Mariana (Parkinson and Pearce, 1998 [37]) và ophiolit ở Thetford Mines (Pagé et al., 2009 [36]).
Các đặc điểm thạch học, khống vật và địa hóa của các đá siêu mafic ph ức hệ Núi Nưa khu vực Thanh Hóa cho phép kết luận rằng các đá harzburgit, dunit là những di sót của thạch quyểnđại dương, chúng thuộc những hợp phần trong tổhợp ophiolit dọc đới khâu Sông Mã.
4.1.3 Mức độnóng chảy của nguồn manti
Như đã nói trên, các đặc điểm thạch học quan sát được dưới kính cho thấy các đá peridotit trong khu v ực nghiên cứu thuộc hợp phần manti trên của tổ hợp thạch quyển đại dương. Trên biểu đồ hình 4.6 (a và b), tất cảcác thành phần khoáng vật chromspinel và olivine đ ều nằm trong trường manti nguồn (mantle-array) chứng tỏ chúng đều thuộc tổ hợp khoáng vật thuộc phần manti trên. Hơn nữa, thành phần khống vật sót và thành phần địa hóa cũng cho thấy các đá manti ở đây bị làm nghèo mạnh mẽqua q trình nóng chảy từng phần.
Để tính tốn mức độ nóng chảy từng phần của các thể manti nguồn, thành phần khống vật sót và thành phần địa hóa của các đá peridotit hiện tại là rất quan trọng. Chromspinel và olivine dạng hạt lớn được coi là những khoáng vật thành tạo trong peridotit nguyên thủy của manti, trong q trình nóng chảy từng phần xảy ra, các khoáng vật này sẽ bịtái cân bằng thay thế pha giữa các hợp phần, ví dụ như sự thay thếMg2+và Fe2+trong olivine, Mg2+, Fe2+, Cr3+và Al3+trong chromspinel. Tùy mức độnóng chảy từng phần và nguồn vật chất vỏvào manti mà tỷlệthay thế đó sẽ thay đổi.
Theo Arai (1994) [23], Dick (1994) [25] nghiên cứu vềkhoáng vật chromspinel và olivine trong các đá peridotit trong các môi trư ờng kiến tạo khác nhau trên thế giới đã kết luận rằng khi q trình nóng chảy từng phần tăng (do tăng nhiệt độ, áp suất hoặc có sựtham gia của dịng nhiệt dịch) khống vật chromspinel sẽ tăng chỉ số Cr# (thay thếCr3+vào Al3+) và khoáng vật olivine sẽ tăng chỉsốfosterit (Fo) (thay thếMg2+vào Fe2+) [32]. Vì vậy, khoáng vật chromspinel và khoáng vật olivine trong đá thuộc manti thường được sửdụng đểtái lập lịch sửnóng chảy của manti nguồn.
Chỉsố Cr# trong khoáng vật chromspinel phản ánh rõ mức độnóng chảy của manti. Hirose và Kawamoto (1995) [ 29] đã tính tốn q trình nóng chảy manti thơng
qua sốliệu địa hóa của đá, trên cơ sở đó so sánh chỉ sốCr# trong khống vật cromit. Trên hình 4.6 thể hiện mức độ nóng chảy liên quan đến chỉ sốCr# trong khống vật chromspinel. Trên cơ sở mơ hình này, tiến hành so sánh với số liệu của các thành phần cromit trong đá peridotit vùng Núi Nưa cho thấy các đá peridotit ở đây đã trải qua q trình nóng chảy rất cao, đạt đến 25 - khoảng 40 %.
Hình 4.6: Biểu đồ tương quan giữa Mg# và Cr# trong khoáng vật
chromspinel (a) và Fo olivine và Cr# chromspinel (b)so sánh với các trường kiến
tạo, mức độnóng chảy trải qua của manti.
Arai (1994) [23] cũng đãđưa ra sựliên hệgiữa chỉsốCr# trong chromspinel và Fo của olivine cùng tồn tại trong một đá nhóm peridotit v ới sự liên quan đến mức độ nóng chảy của manti cũng như môi trường kiến tạo thành tạo chúng. Trên sơ đồquan hệgiữa Cr# (cromspinel) và Fo (olivine) (Hình 4.6 b) các kết quả trong nghiên cứu này so sánh với mức độ nóng chảy của nguồn manti cho thấy nóng chảy từng phần của nguồn manti trên đá nghiên c ứu đạt tới 25- trên 40%, so sánh này cho kết quảgần trùng khớp với tính tốn trên khống vật đơn chromspinel.
Hình 4.7 Biểu đồ so sánh nguyên tố hiếm vết với chondrite (giá trị theo Sun
và McDonough, 1989). Các đư ờng nóng chảy từng phần (theo Piccardo, nnk, 2007)
Mức độnóng chảy của manti nguồn có thể được tính tốn và nhận biết trên cơ sở hàm lượng các nguyên tố hiếm nặng (HREE) trong phần đá tàn dư manti, bởi vì nhóm ngun tố này được cho là chỉ bị tác động nhẹ trong quá trình biến chất trao đổiởmanti và mức độ bịlàm nghèo của chúng liên quan chặt chẽvới mức độ nóng chảy nguồn manti đã trải qua [28].
Dựa trên cơ sở tính tốn thực nghiệm và cơng thức tính tốn nóng chảy từng phần của manti dựa vào nhóm nguyên tố hiếm nặng, Shaw (1970) [40] và Ewart, nnk (1994) [27] đã đưa ra mơ hình đểtính tốn mức độnóng chảy từng phần thơng qua sốliệu nguyên tốhiếm trong peridotit.
Trên hình 4.7 là mơ hình được tính tốn dựa trên tỷ số với chondrite nguyên thủy của peridotit, các đường cong tương ứng mức độnóng chảy từng phần tính cho nóng chảy nguồn manti spinel [42, 28]. So sánh với số liệu địa hóa của đá nghiên cứu cho thấy các nguyên tố hiếm nặng đều nằm trong trường manti bị làm nghèo thông qua q trình nóng chảy từng phần trong khoảng hơn 20 đến hơn 40%.