ĐỊA HÓA BAZAN KAINOZOI MUỘN VIỆT NAM
VÀ Ý NGHĨA KIẾN TẠO CỦA NÓ

PHẠM TÍCH XUÂN¹ , NGUYỄN HOÀNG^1,2, LEE HYUN KOO³

¹Viện Địa chất, Viện KH&CN VN, Hoàng Quốc Việt, Cầu Giấy, Hà Nội
²Institute of Geosciences, Geological Survey of Japan, Tsukuba, Japan
 ³ Chungnam National University, Republic of Korea

Tóm tắt: Bazan Kainozoi muộn Việt Nam gồm hai nhóm chính tương ứng với hai pha phun trào. Pha sớm (bN₁-N₂¹) chủ yếu là tholeiit và tholeiit olivin, đặc trưng bởi hàm lượng SiO₂ cao và hàm lượng TiO₂, FeO*, Na₂O + K₂O thấp, đã phun tràn theo các khe nứt tách; pha muộn (bN₂²-Q) chủ yếu là bazan kiềm, đặc trưng bởi hàm lượng SiO₂ thấp, nhưng hàm lượng MgO, FeO*, TiO₂, P₂O₅ cao, họat động theo kiểu phun nổ. Bazan pha muộn thường có hàm lượng các nguyên tố không tương thích cao hơn so với pha sớm. Sự đa dạng về thành phần chủ yếu là do sự khác biệt về điều kiện hóa lý (P-T, chất bốc), mức nóng chẩy từng phần hoặc tính không đồng nhất của chất nền. Magma bazan pha sớm hình thành trong điều kiện tách giãn mạnh mẽ (mức nóng chẩy từng phần cao), ở độ sâu nhỏ (áp suất thấp); ngược lại bazan pha muộn hình thành trong điều kiện tách giãn hạn chế hơn (mức nóng chảy từng phần thấp), ở độ sâu lớn hơn (áp suất lớn). Sự phân dị về thời gian xuất hiện cũng như cường độ của chế độ tách giãn là nguyên nhân của đặc điểm phân bố của hoạt động bazan Kainozoi muộn Việt Nam: các hoạt động phun trào rầm rộ ở phần phía nam, càng lên phía bắc mức độ hoạt động phun trào càng giảm và chủ yếu là các vùng phun trào đơn lẻ.

MỞ ĐẦU

Hoạt động phun trào bazan Kainozoi ở Việt Nam phổ biến khá rộng và là một bộ phận của các hoạt động núi lửa khu vực theo sau va chạm giữa các mảng Ấn Độ và Âu-Á. Phần lớn các kiến giải về địa động lực Đông Nam Á trong tân kiến tạo thường dựa vào mô hình kiến tạo nguội trồi do Tapponnier đề xuất [15, 16] và các giả thuyết khác dựa trên cơ sở của mô hình nói trên. Theo mô hình này, bán đảo Đông Dương được ép trồi lên và trượt dọc theo đứt gẫy trượt bằng Sông Hồng về phía đông nam. Các nghiên cứu trước đây [13, 14] đều đã ghi nhận hai pha hoạt động kiến tạo trên lãnh thổ Việt Nam từ Paleogen đến nay. Pha sớm đặc trưng bởi các dịch trượt trái dọc các đứt gẫy tây bắc - đông nam song song với đứt gẫy Sông Hồng, trong trường ứng suất nén ép á vĩ tuyến. Ngược lại pha muộn đặc trưng bởi các dịch trượt phải dọc theo các đứt gẫy nói trên và chế độ tách giãn đông - tây trên các đứt gẫy á kinh tuyến. Bazan Kainozoi Việt Nam phun trào chủ yếu dọc các đứt gẫy tách giãn á kinh tuyến hoặc các đứt gẫy thuận đông bắc - tây nam và được coi là gắn liền với chế độ tách giãn ở pha muộn. Trong công trình này chúng tôi trình bày các đặc điểm địa hóa của bazan nhằm làm sáng tỏ nguồn gốc và điều kiện thành tạo của chúng, góp phần nghiên cứu bối cảnh địa động lực trong Tân kiến tạo ở Việt Nam.

I. ĐẶC ĐIỂM HOẠT ĐỘNG NÚI LỬA BAZAN KAINOZOI MUỘN VIỆT NAM

Hoạt động núi lửa Kainozoi muộn Việt Nam để lại các lớp phủ bazan phân bố rải rác từ bắc đến nam và nhiều vùng thuộc biển Đông nhưng tập trung chủ yếu ở phần cao nguyên Nam Trung Bộ. Các lớp phủ bazan có diện tích rất khác nhau từ một vài km²  như ở Lũng Pô Hồ, Điện Biên Phủ đến hàng nghìn km² ở Phước Long, Pleiku, Buôn Ma Thuột, v.v... (Hình 1). Tổng diện tích lớp phủ bazan ước tính trên 25.000 km² với chiều dày thay đổi từ 1-2 m đến ~500 m. Thời gian xuất hiện núi lửa bazan Kainozoi muộn Việt Nam sớm nhất, cho đến nay, đã ghi nhận được ở vùng Đà Lạt vào cuối Miocen sớm (17,6 tr.n). Các núi lửa trẻ hơn cả ghi nhận được ở các vùng Xuân Lộc, Cồn Cỏ và Đức Trọng có tuổi tương ứng là 0,44; 0,4 và 0,37 tr.n. Có thể nói rằng các hoạt động núi lửa trẻ Việt Nam phần lớn đã kết thúc vào nửa đầu Pleistocen giữa, ngoại trừ phun trào ở đảo Tro vào năm 1923. Một số đặc điểm của các lớp phủ bazan được trình bày trong bảng 1. Theo nghiên cứu mới đây [5,10], hoạt động núi lửa Kainozoi muộn Việt Nam được chia thành 2 pha chính: pha sớm Miocen - Pliocen sớm (bN₁-N₂¹) và pha muộn Pliocen muộn - Đệ tứ (bN₂²-Q). Tương ứng với hai pha phun trào là hai nhóm bazan pha sớm và bazan pha muộn. Pha sớm được đặc trưng bởi kiểu phun tràn theo khe nứt tạo các cao nguyên bazan rộng lớn, các dòng bazan và chiếm phần lớn khối lượng  phun trào. Pha này có thành phần chủ yếu là tholeiit thạch anh và tholeiit olivin. Pha muộn hoạt động theo kiểu phun trung tâm để lại nhiều cấu trúc núi lửa (chóp, maar...) và thường mang tính phun nổ với các sản phẩm như bom núi lửa, tro, tuf, vật liệu vụn núi lửa. Pha này được đặc trưng bởi ưu thế của thành phần bazan kiềm cao. Đặc biệt  trong bazan kiềm cao pha muộn thường gặp các thể tù manti như lerzolit-spinel, harzburgit, werlit, pyroxenit... và các tinh thể lớn augit, olivin và plagioclas.

 

Bảng 1.  Đặc điểm các lớp phủ bazan Kainozoi muộn

II. PHƯƠNG PHÁP PHÂN TÍCH

Mẫu dùng cho phân tích là các mẫu tươi được lựa chọn từ các mẫu lõi khoan và mẫu trên bề mặt lấy từ hầu hết các nhóm bazan mô tả trong [4,8,9,10]. Thành phần nguyên tố chính được phân tích bằng phương pháp XRF trên máy đo Rikagu RIX 2100 (Nhật) với độ chính xác đạt ±5%. Thành phần nguyên tố vết được phân tích bằng phương pháp phổ khối plasma (ICP-MS) trên máy đo ELAN 6000 của hãng Perkin Elmer với độ chính xác đạt ±2% đối với các nguyên tố đất hiếm và ±3% đối với các nguyên tố khác. Các phân tích được thực hiện tại Trung tâm phân tích thuộc Trường đại học Tổng hợp Chungnam (Hàn Quốc). Kết quả phân tích thành phần bazan Kainozoi muộn Việt Nam được trình bày trong bảng 2.

III. KẾT QUẢ PHÂN TÍCH

1. Thành phần nguyên tố chính

Hàm lượng MgO dao động khá lớn từ ~4,98% (bazan Phước Long) đến 12,96% (bazan Xuân Lộc). Trên biểu đồ phân loại CIPW (Hình 2), phần lớn bazan rơi vào trường tholeiit thạch anh (QT) (với thành phần có chứa thạch anh quy đổi) và tholeiit olivin (OT) (với thành phần quy đổi có olivin và hypersthen), ít hơn có bazan kiềm (AB) (chứa dưới 5% nephelin quy đổi) và hiếm hơn có bazanit (chứa trên 5% nephelin quy đổi).

Tương quan giữa các oxyt tạo đá của bazan được thể hiện trên biểu đồ hình 3 (Hình 3). SiO₂ và MgO có tương quan âm khá rõ, phản ánh hai nhóm thành phần chính: cao và thấp SiO₂ tương ứng với các bazan của pha sớm và pha muộn (Hình 3a). Hàm lượng TiO₂ trong bazan Kainozoi muộn Việt Nam dao động trong khoảng 1,5 đến 3,2% và có tương quan âm đối với SiO₂. Hàm lượng TiO₂ cao (trên 2,7%) đặc trưng cho bazan kiềm thấp SiO₂ pha muộn. Sự biến đổi tương tự theo mặt cắt từ thấp TiO₂ đến cao TiO₂ thường thấy trong bazan lục địa như Parana, Decan và trap Sibiri [2]. Nhiều tác giả cho rằng đặc điểm biến đổi hàm lượng TiO₂ liên quan tới chính bản thân nguồn magma hơn là quá trình kết tinh phân đoạn

Bảng 2. Thành phần nguyên tố chính và nguyên tố vết của bazan Việt Nam

 

Bảng 2 (tiếp theo)

Chú giải: DL-I, DL-II: Đà Lạt (pha sớm và pha muộn);  Plog: Phước Long; XL-I, XL-II: Xuân Lộc (pha sớm và pha muộn); BMT-I, BMT-II: Buôn Ma Thuột (pha sớm và pha muộn); PL-I, PL-II: Pleiku (pha sớm và pha muộn); PQ: Phú Quý; QN: Quảng Ngãi, Re: Cù Lao Ré;  QT, KS: Quảng Trị; CC-1: Cồn Cỏ;  DBP: Điện Biên Phủ; KPLg: Kong Plong; LPH: Lũng Pô Hồ (xem phân bố trên hình 1)

hay nhiễm bẩn. Tương tự các bazan sống đại dương (MORB), bazan lục địa (CFB) và bazan đảo đại dương (OIB), bazan Kainozoi muộn Việt Nam cũng có tương quan âm rõ giữa SiO₂ và FeO* (Hình 3f). Nhìn chung bazan kiềm cao chứa hàm lượng TiO₂ và FeO* cao hơn tholeiit thạch anh và tholeiit olivin có hàm lượng MgO tương đương.

MgO có tương quan dương với P₂O₅ và bazan pha muộn có hàm lượng P₂O₅ giầu hơn hẳn so với pha sớm (Hình 3d). Một điều đáng chú ý là bazan Việt Nam chứa hàm lượng cao bất thường H₂O, đạt tới 5% [7], điều đó một lần nữa chứng tỏ vai trò to lớn của H₂O nói riêng và thể lỏng nói chung trong quá trình hình thành magma bazan, đặc biệt là trong pha muộn. Hơn thế, sự giầu thể lỏng của bazan kiềm cao còn được thể hiện qua tính chất phun nổ và cấu tạo lỗ hổng dạng bọt của bazan pha muộn.

MgO và CaO có tương quan dương rõ chứng tỏ pha kết tinh phân đoạn chủ yếu là plagioclas và clinopyroxen và rất phù hợp với đặc điểm thạch học của bazan [4, 11].

2. Thành phần nguyên tố vết

Trên biểu đồ Hình 4, đường biểu diễn thành phần nguyên tố không tương thích quy chuẩn theo manti nguyên thủy có dạng cong lồi về phía trên và tương tự với kiểu bazan đảo đại dương phản ánh sự làm giầu các nguyên tố không tương thích. Các mẫu bazan Việt Nam phần lớn có dị thường dương Ta và Nb. Khi hàm lượng MgO trong đá tăng (giảm SiO₂), hàm lượng các nguyên tố không tương thích cũng tăng, hơn nữa bazan pha muộn lại thường có hàm lượng các nguyên tố không tương thích cao hơn so với pha sớm (chẳng hạn Sr, Zr, Nb, Ba, Rb...) (Hình 5). Các ion ưa đá kích thước lớn (LILE) thường có hàm lượng cao hơn và dao động mạnh hơn trong bazan pha muộn (ví dụ Ba = 100 – 2000 ppm). Tương tự như vậy bazan pha muộn có hàm lượng các nguyên tố trường lực mạnh (HFSE) cao hơn (chẳng hạn Nb trung bình thường lớn hơn 60 ppm), nhưng bazan ở cả hai pha đều được đặc trưng bởi tỷ lệ LILE/HFSE thấp (Hình 6). Sự làm giầu các nguyên tố đất hiếm nhẹ và tỷ lệ LREE/HREE cao trong bazan pha muộn có thể phản ánh sự khác biệt hoặc tính không đồng nhất của nguồn. Tholeiit thạch anh Phước Long thể hiện sự thiếu hụt Ba so với Rb và Th (Hình 6), ngược lại bazan Xuân Lộc và Đà Lạt lại giầu Rb, K và Ba so với các nhóm khác. Trong khi bazan của phần lớn các nhóm có sự chồng chập các tỷ số Rb/Sr (0,02 - 0,11) và Zr/Ba (0,2 - 0,6) thì bazan Phước Long có tỷ lệ Zr/Ba tới trên 2,8 và bazan Xuân Lộc và Đà Lạt có tỷ lệ Rb/Sr cao hơn 0,18 (Hình 6).

IV. THẢO LUẬN

Sự ổn định hàm lượng MgO trong bazan pha sớm chứng tỏ chúng ít chịu ảnh hưởng của quá trình kết tinh phân đoạn. Ngược lại bazan pha muộn có hàm lượng MgO dao động khá lớn chứng tỏ độ kết tinh phân đoạn cao hơn. Tương quan dương giữa MgO và CaO (Hình 3) cho thấy pha tách ra chủ yếu là plagioclas và clinopyroxen. Tuy nhiên sự kết tinh phân đoạn là không đáng kể. Theo các nghiên cứu trước đây [4, 5, 12], sự nhiễm bẩn vật chất vỏ đáng kể quan sát được trong các mẫu ở các khu vực phun trào đơn lẻ phía bắc như Phủ Quỳ, Điện Biên Phủ và Lũng Pô Hồ. Tuy nhiên, hiệu ứng nhiễm bẩn vỏ trong bazan nhìn chung không lớn. Có thể nói rằng sự làm giầu các nguyên tố không tương thích trong bazan phản ánh đặc tính nguồn hay mức nóng chẩy từng phần hơn là hiệu ứng kết tinh phân đoạn. Trên hình 6d phần lớn bazan rơi vào trường E-MORB, phản ánh đặc tính nguồn được làm giàu của bazan.

Các nghiên cứu thực nghiệm cho thấy thành phần của magma nguyên thủy phụ thuộc vào thành phần của nguồn, áp suất, nhiệt độ nóng chẩy và mức độ nóng chẩy từng phần. Trong quá trình hình thành magma bazan từ manti periđotit, hàm lượng SiO₂ trong dung thể phụ thuộc tỷ lệ nghịch vào áp suất. Khi áp suất giảm, hàm lượng SiO₂ tăng và ngược lại, đồng thời với sự gia tăng của quá trình giảm áp thì mức độ nóng chẩy từng phần cũng tăng [3, 6, 7]. Rõ ràng là, mức độ nóng chẩy từng phần thấp hơn ở những độ sâu lớn hơn sẽ dẫn đến sự làm giầu các hợp phần kiềm và các nguyên tố không tương thích nhưng lại thiếu hụt SiO₂ (thấp SiO₂). Trái lại mức độ nóng chẩy từng phần lớn ở những độ sâu nhỏ hơn lại cho dung thể có hàm lượng SiO₂ cao hơn nhưng  hàm lượng kiềm và các nguyên tố không tương thích lại thấp hơn. Như vậy, bazan pha sớm (cao SiO­₂, thấp MgO và FeO) được hình thành trong điều kiện áp suất nóng chẩy thấp tương đối (độ sâu nhỏ), nhưng mức độ nóng chẩy từng phần lớn. Ngược lại bazan pha muộn (thấp SiO₂, cao MgO và FeO) có áp suất nóng chẩy cao hơn (độ sâu lớn hơn) và mức độ nóng chẩy từng phần hạn chế hơn. Theo các tính toán trước đây magma bazan pha sớm được hình thành ở độ sâu khoảng 30 - 40 km, còn pha muộn có độ sâu thành tạo có thể tới 60 - 70 km [5, 9]. Có thể nói rằng magma bazan pha sớm được hình thành trong điều kiện tách giãn mạnh mẽ với sự nâng cao của quyển mềm, còn pha muộn lại được hình thành trong điều kiện tách giãn hạn chế hơn. Các đặc điểm thành phần nguyên tố chính và nguyên tố vết của bazan pha sớm và pha muộn phản ánh khá rõ nét các điều kiện hình thành magma đã trình bày ở trên.

Theo [4, 5], bazan Việt Nam, theo thành phần đồng vị mang tính dị thường Dupal, đặc trưng bởi tỷ lệ ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb thấp và tỷ lệ ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb cao (Hình 7). Để giải thích cho dị thường này các tác giả đã đưa ra mô hình pha trộn đồng vị. Theo mô hình đó, magma bazan pha sớm là sự pha trộn giữa manti được làm giầu kiểu 2 (EM2) giầu ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb với nguồn bazan sống đại dương thường (N-MORB) có tỷ lệ K₂O/P₂O₅ cao và các tỷ lệ Rb/Sr, Ba/Nb thấp tương ứng với manti thạch quyển. Ngược lại, pha muộn có tỷ lệ K₂O/P₂O₅ thấp và các tỷ lệ Rb/Sr, Ba/Nb cao hơn là sự pha trộn giữa manti được làm giầu kiểu 1 (EM1) nghèo ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb với N-MORB tương ứng với quyển mềm dị thường (A-MORB) đặc trưng cho Đông Nam Á và các bồn rìa tây Thái Bình dương. Các tác giả giả định rằng dị thường Dupal trong bazan Việt Nam và các nơi khác trong khu vực có nguồn nội sinh được hình thành bởi sự bào mòn thạch quyển của các craton cổ bởi quyển mềm bị ép trồi do sự va chạm giữa các mảng Ấn Độ và Âu-Á [1, 4, 5]. Trong khi đó, EM2 có thể được thêm vào do tương tác với chất nền Phanerozoi và/hoặc với các trầm tích ở độ sâu nhỏ. So sánh với bazan biển Đông, tuy có một số mẫu bazan Việt Nam rơi vào trường thành phần của bazan biển Đông, nhưng có thể thấy rõ sự khác biệt giữa chúng. Bazan biển Đông gần gũi với kiểu N-MORB, trong khi đó bazan Việt Nam phản ánh nguồn làm giầu rõ rệt.

Mặc dù bazan Việt Nam tạo thành hai nhóm với những đặc điểm đặc trưng, nhưng các nghiên cứu gần đây [12] đã chỉ ra rằng các nhóm bazan này có thể được hình thành từ một nguồn chung. Sự đa dạng trong thành phần bazan là kết quả của sự khác biệt điều kiện hóa lý hình thành magma, mức nóng chẩy từng phần hoặc tính không đồng nhất của chất nền. Chúng tôi cho rằng cả hai pha phun trào là kết quả của một quá trình tách giãn thạch quyển và sự nâng lên của quyển mềm và thuộc pha muộn (16-0 tr.n) của các hoạt động magma Kainozoi ở đông đới va chạm Ấn - Âu Á do Wang và các đồng tác giả nêu ra [17]. Bazan pha sớm được hình thành trong điều kiện tác giãn mạnh mẽ với sự nâng lên của thạch quyển gây ra sự nóng chẩy giảm áp quy mô lớn ở độ sâu nhỏ. Ngược lại bazan pha muộn được hình thành trong điều kiện tách giãn yếu hơn, với độ thẩm thấu của thạch quyển hạn chế tạo các lò magma ở độ sâu lớn hơn, có thời gian tồn tại lâu hơn cho ta các sản phẩm có độ phân dị cao hơn.

Các hoạt động phun trào bazan Kainozoi Việt Nam được coi là gắn liền với chế độ tách giãn ở pha muộn của các hoạt động Tân kiến tạo khu vực. Tuy nhiên bazan chỉ có thể cho ta tuổi tối thiểu của chế độ tách giãn. Chế độ nén ép bắc - nam có thể bắt đầu sớm hơn (vào Paleogen-Miocen) gây ra tách giãn đông - tây dọc các đứt gẫy á kinh tuyến trước hết  ở phần phía nam Việt Nam và đạt cực đại vào Pliocen (khoảng 5 - 6 tr.n). Chế độ tách giãn đông - tây ở phần miền bắc có thể xuất hiện muộn hơn nhiều với cường độ nhỏ hơn so với phần phía nam. Tương ứng với sự tách giãn này là các hoạt động phun trào bazan như ở Nghĩa Đàn, Điện Biên Phủ, Lũng Pô Hồ v.v... nhưng cũng với quy mô nhỏ hơn nhiều. Sự phân dị về thời gian xuất hiện cũng như cường độ của chế độ tách giãn là nguyên nhân của đặc điểm phân bố của hoạt động bazan Kainozoi muộn Việt Nam: các hoạt động phun trào rầm rộ ở phần phía nam, càng lên phía bắc mức độ hoạt động phun trào càng giảm dần và chủ yếu là các vùng phun trào đơn lẻ.

V. KẾT LUẬN

Bazan Kainozoi muộn Việt Nam gồm hai nhóm chính tương ứng với hai pha phun trào: pha sớm và pha muộn. Bazan pha sớm tạo các cao nguyên rộng lớn gồm tholeiit và tholeiit olivin, phun tràn theo các khe nứt, còn pha muộn chủ yếu là kiểu phun trung tâm với bazan kiềm cao và tholeiit olivin chiếm ưu thế. Bazan pha sớm đặc trưng bởi hàm lượng SiO₂ cao, và hàm lượng TiO₂, FeO*, Na₂O + K₂O thấp. Ngược lại, bazan pha muộn đặc trưng bởi hàm lượng SiO₂ thấp, nhưng hàm lượng MgO, FeO*, TiO₂, P₂O₅ cao và đặc biệt là sự cao trội của hàm lượng các nguyên tố kiềm. Trong bazan Kainozoi Việt Nam có sự làm giầu các nguyên tố vết không tương thích, trong đó bazan pha muộn thường có hàm lượng các nguyên tố không tương thích cao hơn so với pha sớm. Bazan pha sớm và pha muộn có sự gần gũi về nguồn, sự đa dạng về thành phần, chủ yếu là do có sự khác biệt về điều kiện hóa lý (P-T, chất bốc), mức nóng chẩy từng phần hoặc tính không đồng nhất của chất nền. Magma bazan pha sớm được hình thành trong điều kiện tách giãn mạnh mẽ gây ra nóng chẩy giảm áp quy mô lớn (mức nóng chẩy từng phần cao) ở độ sâu nhỏ (áp suất thấp). Ngược lại bazan pha muộn hình thành trong điều kiện tách giãn hạn chế hơn và do vậy thạch quyển có độ thẩm thấu thấp hơn, tạo các lò magma ở độ sâu lớn hơn (áp suất cao hơn). Quá trình phát sinh và phát triển magma bazan Kainozoi Việt Nam gắn liền với chế độ tách giãn đông - tây của lãnh thổ. Quá trình tách giãn của lãnh thổ có thể được bắt đầu sớm hơn ở phần phía nam và muộn dần ra phía bắc, đồng thời quy mô tách giãn cũng nhỏ dần. Đặc điểm phân bố của hoạt động núi lửa theo thời gian và không gian phản ánh đặc điểm chế độ tách giãn nói trên.

Các tác giả cám ơn Viện Địa chất (Viện Khoa học và Công nghệ Việt Nam) đã tạo điều kiện trong việc khảo sát và thu thập mẫu. Phạm Tích Xuân cám ơn Quỹ Khoa học và kỹ thuật Hàn Quốc (KOSEF), GS.TS Lee Hyun Koo đã tài trợ khoá thực tập sau tiến sĩ và thực hiện các phân tích tại trường Đại học Tổng hợp quốc gia Chungnam (Hàn Quốc).

Công trình được hoàn thành với sự hỗ trợ kinh phí của Chương trình nghiên cứu cơ bản, đề tài số 710602, năm 2002 - 2004.

VĂN LIỆU

 1. Flower M.F.J., Tamaki K., Hoang N., 1998. Mantle extrusion: A model for dispersed volcanism and DUPAL-like asthenosphere in east Asia and western Pacific. In: M.F.J. Flower, S.L. Chung, C.H. Lo (eds.), Mantle Dynamics and Plate Interactions in east Asia, Geodyn., 27: 67-88. AGU, Washington, DC.

2. Gibson S.A., Thompson R.N., Dickin A.P., Leonardos O.H. 1996. High-Ti and low-Ti mafic potassic magmas: Key to plume-lithosphere interaction and continental flood-basalt genesis. Earth Planet. Sci. Lett., 141: 325-341.

3. Hirose K., Kushiro I., 1993. Partial melting of dray peridotites at high pressures: determination of compositions of melts segregated from peridotite using aggregates of diamond. Earth Planet. Sci. Lett., 114: 477-489.

4. Hoang N., Flower M.F.J., Carlson R.W., 1996.  Major, trace element, and isotopic compositions of Vietnamese basalts: interaction of hydrous EM1-rich asthenosphere with thinned Eurasian lithosphere. Geochim. Cosmochim. Acta, 60/22: 4329-4351.

5. Hoang N., Flower M.F.J., 1998. Petrogenesis of Cenozoic basalts from Vietnam: implications for origins of a 'diffuse igneous province'. J. Petrol., 39/3: 369-395.

6. Jaques A. L., Green D. H., 1980. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts. Contrib. Mineral. Petrol., 73/3: 287-310.

7. Latin D., and White N., 1990. Generating melt during lithospheric extension: Pure shear vs. simple shear. Geology, 18: 327-331.

8. Nguyễn Kinh Quốc, Lê Ngọc Thước, 1979. Phun trào bazan Kainozoi muộn Nam Trung Bộ. Địa chất và khoáng sản, 1: 137-158. Liên đoàn Bản đồ địa chất, Hà Nội.

9. Nguyễn Xuân Hãn, Nguyễn Trọng Yêm, Nguyễn Hoàng, Cung Thượng Chí, Phạm Tích Xuân., 1991. Hoạt động núi lửa Kainozoi muộn Nam Trung Bộ. Địa chất, 202-203: 33-41, Hà Nội.

10. Phạm Tích Xuân, Nguyễn Trọng Yêm, 1999. Đặc điểm hoạt động núi lửa Kainozoi muộn Việt Nam. TC Các Khoa học về Trái đất, 21/2: 128-135. Hà Nội.

11. Phạm Tích Xuân, Nguyễn Hoàng, 2002. Đặc điểm thành phần thạch học và nguyên tố chính trong bazan Kainozoi muộn tại Việt Nam. TC Các Khoa học về Trái đất, 24/1: 33-42. Hà Nội.

12. Phạm Tích Xuân, Nguyễn Hoàng, Lee Hyun Koo, 2003. Đặc điểm thành phần nguyên tố vết và đồng vị trong bazan Kainozoi muộn tại Việt Nam và ý nghĩa kiến tạo của chúng. TC Các Khoa học về Trái đất, 25/4: 449-510. Hà Nội.

13. Phùng Văn Phách, Nguyễn Trọng Yêm, Vũ Văn Chinh, 1996. Hoàn cảnh địa động lực tân kiến tạo - hiện đại lãnh thổ Việt Nam. Địa chất - tài nguyên, 1: 101-111. Nxb. KHKT, Hà Nội.

14. Rangin C., Huchon P., Le Pichon X., Bellon H., Lepvrier C., Roques D., Nguyen Dinh Hoe and Phan Van Quynh, 1995a. Cenozoic deformation of central and southern Vietnam. Tectonophysics, 251: 179-196.

15. Tapponnier P., Peltzer G. and A.Y., Armijio R., 1986. On the mechanics of the collision between India and Asia. In: Collision Tectonics, Geol. Soc. Lond. Spec. Publ., Coward, M.P. and Ries A.C. (eds.), 19: 115-157.

16. Tapponnier P., Peltzer G., Le Dain A.Y., Armijio R. and Cobbold P. 1982. Propagating extrusion tectonics in Asia: New sight from single experiments with plasticine. Geology, 10: 611-616.

17. Wang J.H., An Yin, Harrison T.M., Grove M., Zhang Y.Q., Xie G.H., 2001. A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone. Earth Planet. Sci. Lett., 188: 123-133.