Trong vài chục năm trở lại đây, rubi chất lượng cao đã phát hiện được ở Lục Yên, Tân Hương, Yên Bái và Quỳ Châu, Nghệ An cho phép xếp Việt Nam vào một trong những nước có tiềm năng nhất về rubi ở châu á. Nguồn gốc và cơ chế hình thành rubi ở vùng Lục Yên và dọc đới Dãy núi Con Voi đã được nhiều nhà nghiên cứu quan tâm. Nếu như hầu hết mọi người nhất trí về vai trò khử slic của đá carbonat trong quá trình hình thành rubi thì quan điểm lại rất khác nhau về vai trò trực tiếp của các tác nhân khác. Một số tác giả cho rằng rubi được hình thành liên quan với pegmatit [9], skarn [7] hoặc liên quan với nhiệt dịch hậu magma [8]. Khi xem xét chuyển dịch kiến tạo dọc đới Sông Hồng, có ý kiến cho rằng rubi cả dãy núi Con Voi đều liên quan tới pha chuyển dịch kiến tạo Kainozoi [10,11]. Vai trò kênh dẫn dung dịch sâu của đới trượt cắt được chú ý với vai trò làm tái nóng chảy cục bộ, tạo điều kiện biến chất trao đổi giữa đá giàu nhôm và đá mafic với sự hỗ trợ của dung dịch sâu và khử silic của đá carbonat [11]. Những nghiên cứu chuyên sâu gần đây về bao thể rắn trong rubi [3,13], bao thể lỏng [3,4], đồng vị carbon [2] tạo cơ sở quan trọng để hiểu rõ cơ chế hình thành rubi dọc đới đứt gãy Sông Hồng. Một hướng khác giúp tìm hiểu cơ chế hình thành rubi là xác định tuổi và giai đoạn thành tạo rubi, có đối sánh với các thành tạo địa chất xung quanh. Mặt khác, các cấu trúc kiến tạo hình thành trong giai đoạn đầu thường bị biến đổi bởi các quá trình biến dạng muộn hơn. Vì vậy, xác định tuổi rubi còn giúp tìm hiểu lịch sử phát triển các pha biến dạng kiến tạo.

Cho tới nay, duy nhất chỉ có một giá trị tuổi Ar⁴⁰/Ar³⁹ của phlogopit trong đá hoa chứa rubi đã được công bố là 33,5 ± 0,7 Tr. năm [10,11]. Tuổi của rubi dọc dãy núi Con Voi cũng chỉ được xác định gián tiếp dựa vào so sánh tuổi của thành tạo biến chất Kainozoi [11]. Trong bài viết này, chúng tôi công bố một cách hệ thống tuổi gián tiếp của rubi từ kết quả phân tích các mẫu lấy tại các vị trí quặng gốc ở các mỏ rubi thuộc vùng Lục Yên và đới biến chất dãy núi Con Voi. Kết quả phân tích được tiến hành tại phòng thí nghiệm Địa niên đại, Đại học Tổng hợp Montpellier và Trung tâm Khoa học quốc gia Pháp (CNRS₁).

Rubi chất lượng cao đã được tìm thấy đồng thời ở hai đới cấu trúc khác nhau: đới biến chất Sông Hồng và đới Lô Gâm.

Dọc đới biến chất Sông Hồng, một đới trượt cắt (shear zone) quy mô lớn đã gặp hàng loạt các mỏ chứa rubi như: mỏ Tân Hương, mỏ Trúc Lâu (cây số 51), mỏ Cây 31. Đây là đới biến chất cao gồm đá gneis silimanit - biotit - granat và đá phiến mica. Trong đá phiến mica có xen kẹp các mạch đá sáng màu và các thấu kính đá hoa và amphibolit. Biến dạng xảy ra trong điều kiện tướng amphibolit (p = 4-6,5Kb, T = 600-750⁰C, [11]). Phân tích tuổi các granit đồng sinh bằng các phương pháp Ar - Ar, felspat Kali cho tuổi biến dạng của đới Sông Hồng trong khoảng 40-23 triệu năm, [1, Leloup et al, 2001]. Corinđon có thể gặp trong đá phiến mica- silimanit có chứa các mạch đá sáng màu (Trúc Lâu, cây số 31) hoặc trong ranh giới biến chất tiếp xúc giữa đá amphibolit với đá phiến mica (cây số 10, cách mỏ Tân Hương 4km về phía Tây). Đặc biệt, tại mỏ Tân Hương, rubi có chất lượng cao, tinh thể lớn có thể gặp tại ranh giới các thấu kính đá hoa xen kẹp với đá phiến mica và amphibolit. Các khối nhỏ granit cùng các mạch pegmatit xen kẹp với các thấu kính amphibolit. Tuy nhiên chúng tôi chưa quan sát thấy mối quan hệ trực tiếp nào giữa đá magma với thành tạo corindon.

Trong đới Lô Gâm, rubi được thành tạo trong tầng đá hoa, từng được coi có tuổi Neoproterozoi muộn - Cambri sớm. Vị trí phân bố của các mỏ rubi nằm sát đới biến chất dãy núi Con Voi. Các mạch granit, pegmatit thâm nhập trong đá hoa. Khối đá hoa nằm chờm trên tầng đá phiến mica. Bản thân chúng cũng bị phân cắt bởi hệ thống đứt gãy trượt bằng, uốn cong, phương chung TB - ĐN. Nhiều nơi quan sát thấy các thấu kính amphibolit. Tại các mỏ Khoan Thống, Nước Ngập, Minh Tiến, An Phú, Bãi Đá Lăn, có thể quan sát thấy rubi phân bố trong các đới trượt cắt nhỏ (Hình 1).

Để xác định tuổi gián tiếp của rubi, chúng tôi đã lấy các mẫu có chứa rubi tại vùng quặng gốc ở các mỏ kể trên. Trên hình 2 thể hiện phân bố của phlogopit và rubi trong đá hoa ở Minh Tiến và An Phú. Rõ ràng phân bố của phlogopit và rubi có quan hệ chặt chẽ với nhau. Tại mỏ Minh Tiến cũng như Bãi Đá Lăn, rubi và phlogopit, graphit phân bố kéo dài thành dải dọc theo mặt phân phiến (đới trượt cắt nhỏ). Giả định về tính đồng sinh của phlogopit và rubi hoàn toàn có cơ sở vì chúng cùng là sản phẩm của biến chất trao đổi. Mặc dù phlogopit có phân bố phân tán trong đá hoa, nhưng mật độ của chúng tăng cao ở những nơi quan sát thấy rubi.

Để xác định tuổi gián tiếp của corinđon dọc đới biến chất Sông Hồng, chúng tôi đã phân tích tuổi các khoáng vật biotit bao quanh corinđon có kích thước vài cm thành nhiều lớp ở điểm cách mỏ Tân Hương 4km về phía Tây. Đồng thời chúng tôi cũng phân tích muscovit và phlogopit trong đá hoa chứa rubi ở mỏ Tân Hương.

Các khoáng vật phlogopit, biotit và muscovit được tuyển chọn từ đá hoa, đá phiến mica và pegmatit được phân tích bằng tán xạ roengen để chọn ra những mica không có dấu vết biến đổi thứ sinh. Chúng ta phân biệt các tuổi sau: tuổi mặt bằng (plateau) là tuổi được xác định khi giải phóng dần dần Ar³⁹ nhưng tuổi vẫn không đổi, tạo thành đường song song với trục hoành. Tuổi đẳng thời ( isochron ) và tuổi tổng là tuổi lấy trung bình cho giải phóng hoàn toàn Ar³⁹.

Mẫu BDL. 4 được lấy trong đá hoa chứa rubi ở Bãi Đá Lăn. Đá hoa có cấu tạo sọc dải thể hiện xen kẽ các lớp sáng, tối định hướng theo mặt phân phiến. Các lớp sáng thể hiện calcit và đolomit, các lớp tối thể hiện graphit, phlogopit, đravit, margarit, pyrit, rubi, calcit và đolomit. Tuổi mặt bằng là 30.9 ± 0.9 triệu năm tương ứng với giải phóng 90% Ar³⁹ tạo thành một đường bằng điển hình.

Mẫu KT 3b ở mỏ Khoan Thống gồm đolomit (90%) Muscovit (3%), chlorit (4%) và granit (3%). Tuổi mặt bằng của muscosit xác định được là 30.8 ± 0.8 tr. năm. Tuổi tính cho giải phóng hoàn toàn Ar³⁹ là 30.6± 0.8 tr. năm.

Mẫu MTH 1 là đá hoa trắng ở Minh Tiến. Phân tích phlogopit cho tuổi mặt bằng 30.8 ± 1.0 tr. năm ứng với giải phóng 93% Ar³⁹. Tuổi ứng với giải phóng toàn bộ Ar³⁹ là 31.1± 1 tr. năm.

Mẫu MTH. 3 được lấy ở Minh Tiến là đá hoa chứa rubi. Các khoáng vật đi kèm gồm calcit, phlogopit, magarit. Dưới kính hiển vi, có thể quan sát thấy phlogopit đồng sinh với rubi vì phlogopit tập trung dọc theo đới phát triển của rubi. Tuổi mặt bằng là 32.2± 1 tr. năm ứng với giải phóng toàn bộ Ar³⁹.

Mẫu VNG 8-1 là đá hoa chứa graphit và phlogopit lấy ở mỏ Việt Nga. Đá hoa trắng hạt trung bình có chứa phlogopit và graphit nằm phân tán. Tuổi mặt bằng của phlogophit 33.8± 0.4 tr. năm ứng với giải phóng 98% Ar³⁹.

Mẫu TH.1-1A là corinđon chứa biotit và amphibolit. Mẫu này được lấy ở cây số 10, 4km phía Tây mỏ Tân Hương 4 km. Đây là kết quả biến chất trao đổi dưới tác động của nhiệt dịch. Các lớp biotit bao quanh corinđon và uốn theo đường sinh trưởng, minh chứng cho tính đồng sinh của biotit và corinđon. Tuổi mặt bằng của biotit là 24.2± 0.4 tr. năm ứng với giải phóng 100% Ar³⁰. Tuổi đẳng thời là 27.3± 0.4 tr. năm.

Bảng 1. Tuổi gián tiếp của rubi tại các mỏ dọc đới Dãy núi Con Voi và đới Lô Gâm.

Như vậy có thể xác lập được hai giai đoạn thành tạo rubi dọc đới biến chất Sông Hồng và lân cận. Giai đoạn đầu từ 35 - 31 tr. năm ứng với thành tạo rubi trong đới Lô Gâm. Giai đoạn hai từ 25 tới 21 triệu năm ứng với thành tạo rubi dọc đới biến chất Dãy Núi Con Voi. Trong giai đoạn Oligocen (35 - 30.8 triệu năm) ở phía Tây Nam của đới trựơt cắt Sông Hồng, người ta cũng ghi nhận được sự hình thành và biến dạng của granit Phan Si Pan. Tuổi 35.2± 0.4 triệu năm của titanit trong granit Phan Si Pan, xác định bằng phương pháp urani – chì được xem là tuổi kết tinh của magma (Zhang và Scharer, 1999). Khối Phan Si Pan bị nguội trong khoảng 35-31 tr. năm. Quan sát cho thấy xâm nhập magma kiềm và dịch trượt trái của granit Phan Si Pan là đồng sinh cho phép suy ra đới đứt gẫy Sông Hồng bắt đầu chuyển dịch trái từ 35 triệu năm. Các dấu hiệu trượt bằng trái quan sát thấy có hệ thống ở vùng Lục Yên cho thấy biến dạng trượt cắt xảy ra cả hai bên cánh của đứt gãy Sông Hồng và như vậy rubi được hình thành vào bắt đầu giai đoạn trượt trái của đới đứt gãy Sông Hồng.

Giai đoạn hai hình thành rubi cũng hoàn toàn phù hợp với giai đoạn dịch trượt dọc theo Dãy Núi Con Voi. Các phân tích K-Ar và Ar/ Ar cho thấy khối Dãy Núi Con Voi nguội từ 350^o xuống 150^o trong khoảng thời gian 28-21 triệu năm. Tuổi của thành tạo rubi là 24.4± 0.4 và 23.2± 0.6 triệu năm phù hợp các công bố về tuổi biến dạng của đới Dãy Núi Con Voi.

Nhiệt độ thành tạo của rubi trong đới Lô - Gâm chưa được đề cập trong các văn liệu trước đây. Nghiên cứu bao thể lỏng trong rubi cho thấy chất lỏng nguyên sinh chủ yếu là CO₂ và H₂S [ 3,4]. Sự có mặt của diaspor (AlOOH) trong nhiều bao thể rubi cho thấy nước tồn tại trong dung dịch nguyên sinh nhưng không nhiều. Điaspor có thể tạo thành corindon theo cân bằng hoá học sau:

2 AlOOH « Al₂O₃ + H₂O
(Perkins và nnk, 1979)

Mối cân bằng đó xảy ra trong khoảng 394⁰C với áp suất 1Kb tới 500⁰C với áp suất 8Kb. Mặt khác xét tới nhiệt độ đóng của phlogopit (415⁰C ± 40⁰C) thì có thể thấy nhiệt độ thành tạo của rubi ở đới Lô Gâm khoảng 400-450⁰C.

Trong khoảng thời gian 32-30 triệu năm, có sự khác biệt lớn về nhiệt độ giữa Dãy Núi Con Voi với đới Lô Gâm. Trong khi nhiệt độ ở đới biến chất Dãy Núi Con Voi ở khoảng 600-750⁰C [11] thì ở đới Lô Gâm nhiệt độ trong khoảng 400 – 450⁰C. Điều đó có thể giải thích là phần đá lộ trên bề mặt hiện nay của Dãy Núi Con Voi ở sâu hơn so với đới Lô Gâm hoặc có khả năng tập trung nhiệt độ cục bộ ở đới trượt cắt này.

Hình 3. Biểu đồ đẳng thời xác định tuổi rubi của vùng Lục Yên

Trên đây, chúng tôi mới chỉ đề cập tới tuổi gián tiếp của rubi. Nhiều độc giả sẽ chưa thoả mãn và cho rằng phlogopit hoặc muscovit chỉ là những sản phẩm được thành tạo muộn hơn rubi và chỉ phản ánh pha kiến tạo cuối cùng. Tuy nhiên từ những quan sát của chúng tôi về mối quan hệ phân bố của phlogopit và biotit quanh rubi và corinđon như ở hình 2, chúng tôi có cơ sở để tin rằng các tuổi của khoáng vật trên phản ánh tuổi thành tạo của rubi. Hiện nay, trong bao thể rubi chúng tôi đã tìm thấy zircon. Mặc dù với kích thước rất nhỏ, nhưng có thể xác định được bằng phương pháp phân tích U-P nhờ máy phân tích phổ khối neutron. Đây là đề tài hợp tác giữa Viện Địa chất, TTKHTN&CNQG với Trung tâm Thạch học và địa hoá Nancy và Viện Nghiên cứu Phát triển, Cộng hoà Pháp.

Từ phân tích có hệ thống các mẫu lấy trên đá gốc chứa rubi tại các mỏ rubi, có thể xác lập được hai giai đoạn thành tạo rubi dọc đới đứt gãy Sông Hồng. Giai đoạn đầu ứng với thành tạo rubi ở Lục Yên thuộc đới Lô Gâm trong Oligocen. Giai đoạn thứ hai ứng với thành tạo rubi dọc đới biến chất Dãy Núi Con Voi. Tuổi của phlogopit hoàn toàn tương đồng với tuổi nguội dần của đới trượt cắt khi nó trồi lên trong khoảng thời gian 25 – 21 tr. năm. Tuổi của rubi đồng thời với tuổi biến dạng kiến tạo của đới đứt gãy Sông Hồng và vùng lân cận càng khẳng định vai trò của quá trình địa động lực trong việc hình thành rubi.

Bài viết này là kết quả hợp tác giữa Trung tâm Khoa học tự nhiên và Công nghệ quốc gia và Trung tâm nghiên cứu Khoa học quốc gia Pháp. Phan Trọng Trịnh và Hoàng Quang Vinh cám ơn sự hợp tác, giúp đỡ của Nguyễn Văn Chế, Công ty Đá quí và vàng Yên Bái, Nguyễn Văn Thế, Nguyễn Đěnh Xin, Liên đoŕn Bản đồ địa chất miền bắc, Trần Ngọc Quân, Viện Địa chất và khoáng sản, Nguyễn Đěnh Thọ, Viện Thông tin lưu trữ bảo tàng địa chất cũng như sự tài trợ của nhóm đề tài trọng điểm, khối các Khoa học về Trái đất thuộc chương trình nghiên cứu cơ bản.

1. Harrison, T. M., P. H. Leloup, F. J. Ryerson, P. Tapponnier, R. Lacassin, and Chen Wenji, 1996. Diachronous initiation of transtension along the Ailao Shan-Red River Shear zone, Yunnan and Vietnam. In Tectonic evolution of Asia, edited by An Yin, and T. M. Harrison, p 208-226, Cambridge University Press, New York.

2. Giuliani G., Hoang Quang Vinh, Phan Trong Trinh, Ch. France-Lanord, P. Coget, 1999. Carbon isotope study on graphite and coexisting calcite-graphite pairs in marbles from the Luc Yen and Yen Bai rubies districts, North of Viet Nam. Paper at the International Seminar on Fluid/Rock Intercalations, Paris.

3. Hoàng Quang Vinh, G. Giuliani, Phan Trọng Trịnh, 1999. Origin of ruby formation in Yên Bái area. J. Geology, B.

4. Hoàng Quang Vinh, 2000. Bao thể trong rubi dọc đới đứt gãy Sông Hồng và lân cận. TC Các KH về TĐ, 22/4, 420-428.

5. Leloup P. H., N. Arnaud, R. Lacassin, P. Tapponnier, T. Phan Trong, and T. Y. Nguyen, 1997. ³⁹Ar/⁴⁰Ar results from the Fansipang granite and Sapa area (North Vietnam): New constraints on the Ailao Shan - Red River shear zone kinematics. (Abstract), EUG9, Terra nova, Abstract supplement to 1 : 491.

6. Leloup P. H., R. Lacassin, P. Tapponnier, U. Scharer, Zhong Dalai , Liu Xiaohan, Zhang Liangshang, Ji Shaocheng, and Phan Trong Trinh, 1995. The Ailao Shan-Red River shear zone (Yunnan, China): Tertiary transform boundary of Indochina. Tectonophysics, 251, 3-84.

7. Nguỵ Tuyết Nhung, Nguyễn Ngọc Khôi, Phan Văn Quýnh , Nguyễn Ngọc Trường, Hoàng Thị Tuyết, 1994. Đặc điểm tinh thể và điều kiện thành tạo crindon ở Việt Nam. TC Địa chất A/222, 6-16. Hà Nội.

8. Nguỵ Tuyết Nhung, 1998. Rubi, saphir và đá bán quí vùng Yên Bái. TC Địa chất, A/245 : 62-68.

9. Nguyễn Kinh Quốc, Trần Xuân Toản, 1996. Main genetic types of ruby , saphire deposits of Vietnam. Abst. 30th Geol. Cong.,2:692, Beijing.

10. Phan Trọng Trịnh, H. Ph. Leloup, N. Arnaud, R. Lacassin, 1997. Formation of rubies along the Red River metamorphic zone. Spring school and Wokshop on gemmology and technology, Hà Nội.

11. Phan Trọng Trịnh, H. Ph. Leloup, N. Arnaud, R. Lacassin, 1998, Formation of rubies along the Red River metamorphic zone, Proc. of NCNST.10/1 :143-148. Hà Nội.

12. Phạm Văn Long, 1996. Kết quả nghiên cứu bước đầu về điều kiện thành tạo và nguồn gốc rubi, saphir mỏ Lục Yên. TC Địa chất A/237,71-74. Hà Nội.

13. Phạm Văn Long, 1999. Đặc điểm bao thể, saphir Lục Yên. TC Địa chất, A/252: 21-28. Hà Nội.