2. Sử dụng tài liệu địa hoá trong nghiên cứu đá magma

Trong nghiên cứu đá magma, sử dụng các nguyên tố chính và nguyên tố vết để giải quyết 3 nhiệm vụ: 1) Phân loại đá magma;
2) Nghiên cứu quy luật tiến hoá magma và 3) Xác định bối cảnh địa động hình thành magma.

2.1. Phân loại các đá magma

Có nhiều cách để phân loại các đá magma, nhưng chủ yếu dựa trên:

- Thành phần khoáng vật của đá (thạch học),

- Thành phần hoá học.

Phân loại theo thạch học được trình bày trong các giáo trình thạch học. Các bạn có thể tự tìm hiểu.

2.1.1. Phân loại chung các đá magma.

a) Biểu đồ (Na₂O+K₂O) - SiO₂ (còn gọi là biểu đồ TAS) của Le Maitre (1989) (Hình 2.2), được xây dựng trên cơ sở 24.000 đá núi lửa tươi hoặc ít biến đổi (vì khi biến đổi tổng lượng kiềm thay đổi khá nhiều). Cần chú ý số liệu thạch hoá khi đưa lên biểu đồ TAS cần tính ra 100% sau khi loại bỏ hàm lượng nước và khí CO₂. Trên biểu đồ này chỉ ra các trường đá núi lửa khác nhau với các tên đá được thừa nhận phổ biến. Tuy vậy, một số trường, nếu không có các thông số bổ sung thì không thể định danh được tên đá. Ví dụ, trường bazanit và tefrit hoặc trachyt và trachydacit

b) Biểu đồ (Na₂O+K₂O)-SiO₂ của Cox và nnk (1979), Wilson (1989) (Hình 2.3) dùng cho đá xâm nhập. Biểu đồ này có ý nghĩa thực tiễn to lớn, bởi vì các biểu đồ khác không thể bao hàm toàn bộ các đá xâm nhập.

Hình 2.3. Biểu đồ (Na₂O+K₂O) - SiO₂ của Cox và nnk. (1979),
được Wilson bổ sung (1989) dành cho các đá xâm nhập. Đường cong đậm nét phân chia các đá kiềm ở trên và á kiềm ở dưới.

So sánh hai biểu đồ trên cho thấy ranh giới các trường đá xâm nhập và các đá núi lửa tương ứng không trùng nhau.

c) Biểu đồ SiO₂-MgO (Malyuk B.I., Sivoronov A.A., 1984) (Hình 2.4) dùng để phân chia các đá núi lửa. Đáng chú ý trên biểu đồ này định rõ hai trường komatit siêu mafic và komatit mafic cũng như các trường meimechit và boninit bên cạnh những đá núi lửa bình thường khác.

d) Phân loại các đá magma trên cơ sở sử dụng cation

* Biểu đồ R₁-R₂ của De la Roche ... (1980) dùng để phân loại các đá núi lửa (Hình 2.5a) và xâm nhập (Hình 2.5b) trên cơ sở tỉ lệ cation (được tính ra milication). Trên biểu đồ hai biến số:

R₁ = 4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) là hoành độ và R₂ = 6Ca+ 2Mg+Al là tung độ. Chú ý ở đây Fe là tổng lượng sắt

Hướng dẫn cách tính chuyển từ % trọng lượng các oxid sang millication xin xem ví dụ ở Bảng 2.1

Sơ đồ phân loại của De la Roche có nhiều ưu thế:

· Toàn bộ các nguyên tố chính của đá đều được sử dụng để phân loại;

· Sơ đồ chung để áp dụng cho tất cả các kiểu đá magma;

· Thành phần khoáng vật cũng có thể biểu diễn trên biểu đồ cho phép so sánh một cách rõ ràng giữa tài liệu khoáng vật và hoá học;

· Mức độ bão hoà silic và thay đổi thành phần felspat có thể được thể hiện trên biểu đồ này.

Bảng 2.1. Cách tính chuyển % trọng lượng oxid sang millication

Oxid	Trọng lượng oxid (%)	Trọng lượng mol	Số cation	Tỉ lệ cation	Millication
SiO2	62,25	60,09	1,00	1,03594	1035,94
TiO2	0,80	79,90	1,00	0,01001	10,01
Al2O3	16,90	101,96	2,00	0,33150	331,50
Fe2O3	1,55	159,69	2,00	0,01941	19,41
FeO	3,69	71,85	1,00	0,05136	51,36
MnO	0,08	70,94	1,00	0,01007	10,07
MgO	2,67	40,30	1,00	0,06625	66,25
CaO	4,70	56,08	1,00	0,08381	83,81
Na2O	3,02	61,98	2,00	0,09745	97,45
K2O	2,66	94,20	2,00	0,05648	56,48
P2O5	0,25	141,95	2,00	0,00352

R₁= 4Si – 11(Na +K) – 2(Fe + Ti) = 2288,79 và R₂= 6Ca + 2Mg + Al = 966,86

Hình 2.5. Biểu đồ phân loai các đá núi lửa (a) và xâm nhập (b)
dựa trên thông số R1 và R2 (Roche và nnk., 1980) được tính theo millication.

R1 = 4Si - 11(Na+K) - 2(Fe+Ti); R2 = 6Ca + 2Mg + Al

*Biểu đồ cation của Jensen (1976). Biểu đồ này dùng để phân loại các đá núi lửa á kiềm và đặc biệt có ích cho komatit. Nó dựa trên tỉ lệ của các cation (Fe²⁺+Fe³⁺+Ti), Al và Mg được tính cho 100% và thể hiện trên biểu đồ tam giác. Các nguyên tố được lựa chọn cho biểu đồ nhìn chung bền vững khi bị biến chất. Do đó nó có thể sử dụng tốt cho các đá núi lửa bị biến chất trao đổi kiềm đây là một thế mạnh của biểu đồ. Biểu đồ nguyên bản của Jensen (1976) đã được Jensen và Pyke (1982) hiệu chỉnh đôi chút bằng cách dịch chuyển ranh giới trường bazan-komatit / komatit về phía giá trị Mg thấp hơn. Hình 2.6 là phiên bản cuối cùng kể trên.

Hình 2.6. Biểu đồ của Jensen (1976) có hiệu chỉnh của Jensen, Pyke (1982) và Rickwood (1989) để phân loại các đá núi lửa á kiềm, trong đó có komatit

e) Đối với các đá núi lửa bị biến chất hoặc bị biến đổi mạnh mẽ, J. A. Winchester và P. A. Floyd (1976) đề xướng các biểu đồ dùng các nguyên tố không linh động, như SiO₂-Zr/TiO₂ (Hình 2.7a), SiO₂-Nb/Y (Hình 2.7b) và Zr/TiO₂-Nb/Y (Hình 2.7c).

g) Phân loại đá trên cơ sở tài liệu khoáng vật chuẩn mức

* Phương pháp CIPW được đề nghị từ năm 1903 và các chữ đầu tiên họ của các tác giả Cross, Iddings, Pirson và Wasington phản ánh trong tên gọi tắt của nó. Thành phần khoáng vật của đá được tính chuyển ra các khoáng vật chuẩn mức mà có thể không tồn tại thật trong đá. Do đó khi tính toán phải thừa nhận một số giả thiết, ví dụ magma không có nước, và vì thế các khoáng vật như biotit và horblend không được tính. Các khoáng vật chuẩn mức hoàn toàn dựa trên công thức hoá học, nên tính toán thành phần khoáng vật chuẩn mức có thể tiến hành cho các đá magma bị biến chất.

Thủ tục và thứ tự tính toán chuẩn mức được trình bày trong nhiều sách giáo khoa, hơn nữa ngày nay, tính toán theo phương pháp CIPW được thực hiện nhanh chóng, dễ dàng trên máy tính với các phần mềm xử lí các số liệu thạch địa hoá thông dụng (IgPetwin, MinPet, Newpet,...). Vì thế ở đây chúng tôi không trình bày.

Trên cơ sở thành phần khoáng vật chuẩn mức CIPW, một số nhà thạch luận đã đề nghị phân loại các nhóm đá magma cụ thể, như phân loại bazan bằng biểu đồ Ne-Di-Ol-Hy-Q của Thomson R.N., phân loại granitoid trên biểu đồ Ab-An-Or của O’Connor sẽ được trình bày cụ thể sau.

* Phương pháp Ritman được đề nghị vào năm 1973 và là thử nghiệm xác lập mối liên quan giữa thành phần hoá học và khoáng vật của các đá magma. Như trên đã nêu, giữa thành phần chuẩn mức theo CIPW và thành phần thực có mặt trong đá không có sự tương ứng. Phương pháp tính chuyển các phân tích hoá học sang “các chuẩn của Ritman” cho phép tính thành phần khoáng vật của đá do kết tinh hoàn toàn của magma trong các điều kiện núi lửa hoặc xâm nhập với sự xuất hiện của các tướng “khô” (được thành tạo khi nhiệt độ tương đối cao và áp suất của nước thấp) hoặc tướng “ướt” (được thành tạo khi nhiệt độ thấp và áp suất cao của nước) của các đá núi lửa và xâm nhập. Khác với chuẩn mức CIPW chỉ dựa trên hợp chất hoá học đơn giản (công thức thành phần khoáng vật lí thuyết), phương pháp Ritman mang tính thực nghiệm, sử dụng thành phần trung bình của các tổ hợp khoáng vật bền vững trong các đá.

Kết quả tính chuyển sẽ cho ra một tổ hợp khoáng vật bền vững của các tướng khác nhau và gần gũi với thành phần thật của đá. Thông qua biểu đồ hai tam giác Q–A–P–F của Streckeisen A. để xác định tên đá theo hệ thống tên gọi mà Ritman đề nghị.

2.1.2. Phân loại các đá thành phần siêu bazơ

a) Biểu đồ A-S (Dmitriev L., Uhanov A., Sharaxkin A., 1972) dùng tất cả các nguyên tố chính để phân chia các đá siêu mafic (kể cả đá xâm nhập lẫn đá núi lửa). Đại lượng S = SiO₂- (MgO+Fe₂O₃+FeO+TiO₂+MnO) được đưa lên trục hoành, còn đại lượng A = (Al₂O₃+CaO+Na₂O+K₂O) thể hiện trên trục tung (Hình 2.8). Ngoài ra trên biểu đồ còn cho phép thể hiện thành phần của các khoáng vật tạo đá tiêu hình. Điều này giúp ích trong việc tìm hiểu thành phần khoáng vật của các đá nghiên cứu bị biến đổi, vẫn thường gặp trong các thành tạo đá siêu mafic.

b) Các biểu đồ phân biệt các đá siêu mafic và mafic của Hallberg (1985) dùng các nguyên tố trơ (không linh động): biểu đồ Cr-TiO₂ (Hình 2.9a); Ni-Cr (Hình 2.9b). Những biểu đồ này rất có ích để nhận biết các đá bazan cao-Mg, komatit và bazan tholeit.

Các đá núi lửa cao-Mg và picrit được IUGS (Phân ban hệ thống hoá các đá magma Quốc tế) do Le Bas M.J. làm chủ tịch (2000) đã chỉnh lí và phân loại lại. Tiêu chuẩn chính cho cả hai loại đá cao Mg và picrit là MgO > 18% trọng lượng trong phân loại năm 1989 (Le Maitre and others, 1989) được hiệu chỉnh lại như sau: MgO > 18% chỉ áp dụng cho komatit và meimechit, và MgO tối thiểu đối với picrit hạ xuống 12% (Hình 2.10). Do đó khiến thuật ngữ picrit được xác định thích hợp hơn cho cách dùng hiện hành. Giới hạn trên của SiO₂ cho các đá này được giảm từ 53 xuống 52% trọng lượng, và vì lẽ đó giới hạn dưới của boninit cũng giảm từ 53 xuống 52% (Hình 2.11a). Tổng lượng kiềm đối với các đá komatit và meimechit được tăng từ 1 lên 2%, và picrit tăng từ 2 lên 3% (Hình 2.11b).

Hình 2.9. Biểu đồ Cr-TiO2 (a) và Ni-Cr (b) của Hallberg (1985) phân chia các đá: CK- komatit tích đọng (cumulative komattites); K- komatit; LMS- thể vỉa (sills) thấp Mg; HMB- bazan cao Mg và T- bazan tholeit

2.1.3. Phân loại các đá thành phần bazơ

Để phân loại các đá thành phần bazơ, dùng các biểu đồ chung phân loại các đá magma và thường phân ra các seri có đặc điểm thạch địa hoá riêng, nhất là các đá núi lửa.

Các đá núi lửa seri tholeit đặc trưng chủ yếu là bazan, nhưng cũng có cả andesit và axit hơn. Seri này có đặc điểm:

- Các đá bão hoà silic;

- Trong thành phần luôn có hypersthen (khoáng vật chuẩn mức);

Hình 2.10. Biểu đồ (Na₂O+K₂O) - MgO của Le Bas M.J. (2000) phân loại các đá núi lửa cao Mg: picrobazan, picrit, komatit và meimechit

a) Bazan giữa đại dương của các phức hệ ophiolit (thường gọi là bazan nguyên thuỷ) có đặc điểm:

- Hàm lượng K₂O thấp (0,1 ¸ 0,5%);

- Các nguyên tố litophil ion lớn có hàm lượng thấp;

- Hàm lượng các nguyên tố nhóm sắt cao (xem Bảng 2.2).

b) Bazan tholeit nội mảng so với bazan nguyên thuỷ có:

- Hàm lượng cao các nguyên tố litophil và lantanoid nhẹ (2 ¸ 3 lần cao hơn);

- Trong số các bazan nội mảng lại phân ra các bazan đảo đại dương, rift lục địa và trap. Bazan lục địa khác với đại dương cũng có hàm lượng các nguyên tố lithophil và lantanoid nhẹ cao hơn (Bảng 2.2).

- Bazan seri tholeit phân bố ở sống núi giữa đại dương (bazan nguyên thuỷ), trên đáy đại dương, trong ophiolit cổ, ở phần trước của cung đảo, ở rift lục địa và nội mảng.

Hình 2.11. Biểu đồ (Na₂O+K₂O) - SiO₂ phân loại và gọi tên các đá núi lửa

cao Mg: komatit và meimechit (a) và picrit (b), theo Le Bas M.J. (2000)

c) Bazan tholeit phần trước của các cung đảo khác với các kiểu bazan kể trên là hàm lượng các nguyên tố nhóm sắt và phần lớn các nguyên tố lithophil cực kỳ thấp. Có thể xem hàm lượng thấp của các nguyên tố nhóm sắt là dấu hiệu nổi trội của nhóm đá này, gặp không chỉ ở các cung đảo hiện đại, mà còn ở các bazan của các đới ophiolit. Vì thế có người gọi nó là bazan tholeit thấp crom-nickel.

Các đá núi lửa seri kiềm vôi phổ biến rộng ở cung đảo, rìa lục địa tích cực của các kiểu Andes và California và các tương đồng cổ của chúng. Các đá của seri này chủ yếu là andesit và andesitobazan (có cả bazan và ryolit) đặc trưng:

- Khoáng vật tiêu hình của các đá seri này gồm có pyroxen, horblend và plagioclas;

Trong andesit rìa lục địa tích cực (so với cung đảo) thường gặp ban tinh horblend, xuất hiện felspat kali và thạch anh; chúng thường cao kali hơn, trong khi đó trong đá núi lửa cung đảo chủ yếu là natri.

- Về thạch hoá, đặc trưng cao nhôm (Al₂O₃ đến 16¸18%), chưa bão hoà sắt (f = 0,8÷1,6), so với tholeit thì tổng lượng kiềm cao hơn;

- Trong andesit và andesitobazan thuộc rìa lục địa tích cực, tất cả các nguyên tố lithophil (ngoại trừ lantanoid nặng), crom và nickel có hàm lượng cao.

Bảng 2.2. Thành phần các đá núi lửa bazơ - trung tính thuộc các seri (%) (theo Skliarov E.V., 2001)

	Seri tholeit				Seri kiềm-vôi		Seri bazan		Seri latit
	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
SiO2	50,14	48,81	51,57	49,45	59,50	57,20	47,56	53,74	58,20	59,27
TiO2	1,40	1,65	0,80	2,42	0,70	0,90	2,71	1,05	1,20	0,56
Al2O3	15,65	15,14	15,91	13,40	17,20	16,80	14,07	15,84	15,30	15,90
FeO t	9,84	11,30	9,52	9,41	6,10	6,70	11,90	7,79	6,80	5,20
MgO	7,87	7,80	6,73	9,19	3,42	4,20	7,31	6,36	3,10	5,45
CaO	11,66	11,89	11,74	11,48	7,03	6,70	9,71	7,90	5,20	5,90
Na2O	2,61	2,16	2,41	3,00	3,68	3,80	3,44	2,38	4,00	2,67
K2O	0,17	0,19	0,44	0,24	1,60	2,10	1,30	2,57	3,10	2,68
Rb	1,5	2,9	5,0	2,9	31	56	26	75	80	100
Ba	22	60	75	-	270	643	380	1000	1575	850
Sr	129	90	200	-	385	600	580	700	1190	850
Zr	95	99	70	139	110	225	295	50	330	150
Hf	-	4,9	1,0	2	2,3	4,9	-	-	5,5	3,2
La	3,5	6,3	1,1	-	11,9	35	34	14	74	18
Ce	11,1	17,2	2,6	-	24	58	92	28	136	35
Yb	3,3	3,6	1.4	-	1,9	1,9	2,7	2,1	2,7	1,2
Y	33	22	-	20	21	20	31	-	29	-
Cr	302	224	50	623	56	100	200	30	93	-
Ni	113	104	30	153	18	38	127	20	55	7,2
Co	41	45	30	42	25	20	48	32	19	11,2
V	312	314	270	243	175	131	-	-	-	-
K/Rb	940	544	731	687	428	322	415	284	320	222
Rb/Sr	0.01	0,06	0,01	-	0,08	0,09	0,04	0,10	0,07	0,12
Ni/Co	2.7	2,3	1,0	3,6	0,7	1,9	2,6	0,6	2,9	0,6

Ghi chú: 1- Bazan tholeit nguyên thuỷ (các đới rift đại dương); 2- Bazan tholeit (magma nội mảng); 3- Bazan tholeit thấp Cr-Ni (phần trước cung đảo); 4- Bazan ophiolit; 5- Andesit kiềm-vôi natri; 6- Thành phần trung bình của andesit rìa lục địa; 7- Bazan của kiểu bazan kiềm; 8- Andezitobazan của kiểu shosonit; 9- Latit của kiểu latit; 10- Latit của kiểu shosonit.

Các đá của seri bazan kiềm đặc trưng hàm lượng kiềm cao hơn (chủ yếu tập trung trong nền), trong ban tinh thường gặp olivin, titan-augit, plagioclas, đặc biệt gặp tinh thể lớn khoáng vật áp suất cao như pyrop, sanidin, titan-phlogopit. Về mặt địa hoá, seri được chia ra hai kiểu: bazan kiềm thực sự và shosonit.

a) Kiểu bazan kiềm thực sự đặc trưng:

- Magma nội mảng, rift lục địa và rìa mảng kiểu California;

- Tất cả các nguyên tố lithophil và nhóm sắt có hàm lượng cao (trên mức các bazan đại dương) (xem Bảng 2.2);

- Trong các biến thể cao kali thấy hàm lượng của Rb, Ba, Zr và đất hiếm cao.

b) Kiểu shosonit đặc trưng:

- Được hình thành ở phần sau cung đảo;

- Trong các đá kiểu shosonit, cũng như nói chung đối với tất cả các đá của cung đảo đặc trưng các nguyên tố trường lực mạnh (Zr, Hf, đất hiếm, Ti), các nguyên tố nhóm sắt, Ni và Cr có hàm lượng thấp (Bảng 2.2).

Các đá núi lửa seri kiềm

- Có mặt trong đới rift lục địa, trong các miền biểu hiện magma nội mảng, cũng như ở cung đảo phát triển và trưởng thành (chín muồi);

- Bao gồm các đá có tổng lượng kiềm ³ 6¸7%;

- Chứa các khoáng vật màu kiềm và felspathoid;

- Các đá núi lửa seri kiềm khá giàu các nguyên tố không tương hợp Rb, Ba, Sr, Zr, Nb, REE,...

Các đá núi lửa seri latit

- Bao gồm chủ yếu các đá núi lửa trung tính hình thành nên dãy phân dị từ shosonit đến ryolit có độ kiềm nâng cao, chúng được hình thành trong bối cảnh địa động kiểu California và rìa lục địa tích cực (Tauxon, 1977);

- Trong latit đặc trưng có các ban tinh augit, hypersthen, plagioclas, khoáng vật quặng (ilmenit, titanomagnetit) và apatit; trong nền - biotit và felspat kali;

- Về địa hoá, seri latit đặc trưng Ba, Sr, đất hiếm có hàm lượng cao. Phân biệt với các đá tương tự thuộc seri khác nhờ hàm lượng cao các nguyên tố nhóm sắt.

Phân loại bazan trên cơ sở khoáng vật chuẩn mức CIPW

Thompson R. N. (1984) đã đề nghị hệ thống phân loại bazan trên cơ sở các khoáng vật chuẩn mức (CIPW) nephelin (hoặc felspatoid khác), diopsid, olivin, hypersthen và thạch anh. Ba tam giác đều trên biểu đồ Ne–Ol–Di, Ol– Di–Hy và Di–Hy–Q đại diện cho bazan (và các đá liên quan) chưa bão hoà, bão hoà và quá bão hoà silic. Như vậy các bazan chưa bão hoà silic (bazan kiềm) chứa olivin và nephelin chuẩn mức; các bazan bão hoà silic (tholeit olivin) – hypersthen và olivin chuẩn mức và các bazan quá bão hoà silic (tholeit thạch anh) – thạch anh và hypersthen chuẩn mức. Trạng thái bão hoà silic đặc biệt quan trọng trong các magma bazan, bởi vì trong magma khô thông số này quyết định thứ tự kết tinh của các khoáng vật và hướng tiến hoá trong khi kết tinh phân đoạn.

Thành phần chuẩn mức (được tính với giả thiết FeO/(FeO+ Fe₂O₃) = 0,85, hoặc Fe₂O₃/FeO = 0,18) được chiếu lên một trong ba tam giác. Biểu đồ này sử dụng tốt nhất cho các bazan có MgO lớn hơn 6% và không nên dùng cho các magma tiến hoá cao. Một nhược điểm của phân loại này là chỉ dùng khoảng một nửa các chuẩn mức đã được tính toán, do đó không đại diện đầy đủ cho đá. Nó cũng rất dễ bị ảnh hưởng do những sai lệch về Na₂O gây nên và vì thế không thích hợp cho những đá bị biến đổi.

2.1.4. Phân loại các đá granitoid.

Phân loại granitoid ra các kiểu I, S, M và A.

Các kiểu này thoạt tiên được các nhà địa chất người Australia B. Chappel và A. White (1974) phân chia kiểu S và I granit; năm 1979, White A. chia ra kiểu thứ ba – granit kiểu M; kiểu thứ tư - granit kiểu A lần đầu được Loiselle M. và Wones D. (1979) mô tả.

Bốn kiểu granitoid nêu trên thường được sử dụng rộng rãi để phân loại các đá xâm nhập thành phần axit. Ngoài ra còn phân ra các kiểu khác, như kiểu H (lai tính Hybrid), kiểu C (Charnokite).

a) Granit kiểu I:

Đặc điểm địa chất thạch học:

- Các đá có khuynh hướng đều hạt hoặc không đều hạt, có bao thể (đá tù) chứa amphibol;

- Felspat kali màu hồng, thường kiến trúc perthit, rất ít khi có microclin; biotit luôn có mặt với màu nâu sẫm hoặc xanh dưới lát mỏng; horblend màu xanh - phớt lơ hoặc xanh oliu (lục vàng) dưới lát mỏng;

- Sphen, magnetit gặp với hàm lượng cao, nghèo ilmenit;

- Không có khoáng vật silicat alumin.

Đặc điểm địa hoá:

- Nói chung là dãy thành phần kéo dài (SiO₂ từ 53 đến 72%, đôi khi 76%);

- Nghèo nhôm (Al^*= ASI thay đổi từ 0,69á1,10 cá biệt đến 1,20), chỉ số nhôm bão hoà ASI (tính bằng số phân tử):

- Giàu CaO (ví dụ > 3,7% ở 66% SiO₂) (xem Bảng 2.3);

- Giàu Na₂O (tức là 2,2% ở đá mafic, tới 3,2% trong đá felsic);

- Nhìn chung Sr cao, thấp hoặc trung bình Rb, Rb/Sr bao giờ cũng thấp hơn so với kiểu-S ở cùng mức phân dị; tỉ lệ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nguyên thuỷ = 0,705 á 0,709 (cá biệt tới 0,714).

b) Granit kiểu S:

Đặc điểm địa chất thạch học:

- Felspat kali có khuynh hướng tạo tinh thể lớn, màu xám trắng, perthit, chủ yếu microclin; luôn có biotit màu đỏ nâu (nhưng cũng có màu xanh hoặc nâu), hiếm khi có actinolit màu xanh nhạt; thực tế không khi nào thấy sphen

- Thường gặp bao thể (đá tù) đá trầm tích biến chất; thực tế không bao giờ gặp bao thể mafic

- Không có sphen, giàu ilmenit, nghèo magnetit;

- Có silicat alumin (cordierit, granat, silimanit,...).

Đặc điểm địa hoá:

- Dãy thành phần thường ngắn (SiO₂ từ 65 đến 77%);

- Quá hoặc bão hoà nhôm Al^*> 1,01¸1,99;

- Thấp CaO, Na₂O;

- Nhìn chung thấp Sr, cao Rb, Rb/Sr luôn cao hơn so với kiểu I-granit ở cùng mức phân dị, tỉ lệ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nguyên thuỷ > 0,710 (nguồn gốc nguyên thuỷ vỏ lục địa).

c) Granit kiểu M:

- Đặc trưng chủ yếu bởi diorit thạch anh và tonalit;

- So với granitoid các kiểu khác, granit kiểu M nghèo SiO₂, K₂O, Rb, Nb giàu MgO, CaO (xem Bảng 2.3);

- Điển hình tỉ lệ K₂O/Na₂O <1;

- So với granit kiểu S, A chúng chứa nhiều các khoáng vật sắt-magnesi.

d) Granit kiểu A:

Đặc điểm địa chất thạch học:

- Granit kiểu A có nhiều nét tương tự với kiểu I, nhiều trường hợp có horblend kiềm, đôi khi pyroxen natri, chủ yếu felspat kiềm perthit, đặc trưng biotit giàu Fe (giàu minal annit);

Đặc điểm địa hoá:

- Đặc trưng tổng hàm lượng kiềm (Na₂O + K₂O) cao;

- Tỉ lệ FeO^*/MgO cao, ở đây FeO^* = 0,9Fe₂O₃ + FeO;

- Thấp Al₂O₃, CaO, MgO;

- Giàu Ga, Zr, Nb, Y, Zn (xem Bảng 2.3), đất hiếm (trừ Eu); nghèo Sr, Sc, V, Eu; tỉ lệ Ga/Al cao;

- Đặc trưng hàm lượng halogen cao, nhất là F;

- ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nguyên thuỷ thay đổi mạnh từ rất thấp đến cao vừa.

Để nhận biết các kiểu granit mô tả ở trên (theo tiêu chuẩn địa hoá) nhiều nhà thạch luận đã xây dựng các biểu đồ (Hình 2.12).

Phân loại granit của Ishihara (1977)

Ishihara, trên cơ sở các khoáng vật không trong suốt, đã chia granit ra hai seri: magnetit và ilmenit. Trong granit seri magnetit gồm tổ hợp magnetit, ilmenit, hematit và pyrit; còn granit seri ilmenit– ilmenit, pyrotit và graphit. Các tổ hợp khoáng vật này mang đặc điểm từ tính tương phản có thể đo được hoặc ở ngoài thực địa hoặc trong phòng.

Phân loại này, về đại thể, tương ứng với các kiểu IS-granit của Chappell và While (1974). Seri ilmenit tương đồng với granit kiểu S và seri magnetit với kiểu I. Tuy nhiên sự tương đồng này chỉ mang tính cục bộ, trong khi toàn bộ kiểu S là seri ilmenit, thì kiểu I có thể hoặc là seri ilmenit, hoặc là seri magnetit.

Bảng 2.3. Thành phần trung bình (%, ppm) của các kiểu granit
(theo Whalen J.B, Currie K.L., Chappen B.W., 1987)

Thành phần	Kiểu M (n= 17)	Kiểu I (n= 991)	Kiểu S (n= 578)	Kiểu A (n= 148)
1	2	3	4	5
SiO2	67,24	69,17	70,27	73,81
TiO2	0,49	0,43	0,48	0,26
Al2O3	15,18	14,33	14,10	12,40
Fe2O3	1,94	1,04	0,56	1,24
FeO	2,35	2,29	2,87	1,58
MnO	0,11	0,07	0,06	0,06
MgO	1,73	1,42	1,42	0,20
CaO	4,27	3,20	2,03	0,75
Na2O	3,97	3,13	2,41	4,07
K2O	1,26	3,40	3,96	4,65
P2O5	0,09	0,11	0,15	0,04
Ba	263	538	468	352
Rb	17,5	151	217	169
Sr	282	247	120	48
Pb	5	19	27	24
Th	1,0	18	18	23
U	0,4	4	4	5
Zr	108	151	165	528
Nb	1,3	11	12	37
Y	22	28	32	75
Ce	16	64	64	137
Sc	15	13	12	4
v	72	60	56	6
Ni	2	7	13	<1
Cu	42	9	11	2
Zn	56	49	62	120
Ga	15	16	17	24,6
K/Rb	598	187	151	229
Rb/Sr	0,06	0,61	1,81	3,52
Rb/Ba	0,07	0,28	0,46	0,48

Phân loại granit của Frost B.R. và nnk (2000)

Năm 2000, Frost, Barnes, Collins, Arculus và Ellis đề nghị một phân loại mới – phân loại ba cấp cho các đá granit dựa trên ba biến số: chỉ số sắt (Fe-number hoặc Fe*), chỉ số kiềm vôi biến đổi (MALI) và chỉ số bão hoà nhôm (ASI):

Fe-no = FeO/(FeO+MgO)

Fe* = FeO^tot/(FeO^tot + MgO);

MALI = (Na₂O + K₂O – CaO);

ASI = Al/(Ca –1,67P + Na + K).

Cấp thứ nhất phân loại dựa trên tỉ số FeO/(FeO+MgO) của đá (Hình 2.13a). Biến số này chuyển tải thông tin về lịch sử phân dị của magma granit.

Hình 2.13 (a) Biểu đồ Fe* - SiO₂ vạch định ranh giới giữa granit sắt và magnesi, trên biểu đồ này cũng thể hiện cả Fe-no; (b) Biểu đồ (Na₂O+ K₂O-CaO)-SiO₂ phân định ra các seri kiềm, kiềm-vôi, vôi-kiềm và vôi.

Cấp phân loại thứ hai dùng chỉ số kiềm vôi của đá (Na₂O+ K₂O+CaO) (Hình 2.13b), chỉ số này thể hiện thành phần và sự phong phú của felspat trong đá và có liên quan tới nguồn magma.

Cấp thứ ba là chỉ số bão hoà nhôm ASI (alumium saturation index) do Shand đề nghị từ năm 1943, là tỉ số phân tử Al/(Ca-1,67P+Na+K). Nếu đá có ASI > 1,0 được gọi quá bão hoà nhôm (peralumious), thường chứa corindon (chuẩn mức), muscovit, cordierit, granat. Nếu quá bão hoà nhôm yếu hơn trong đá xuất hiện biotit. Trường hợp ASI < 1 nhưng tổng phân tử Na+K < số phân tử Al thì đá bão hoà nhôm (metaluminous); trong các đá này chứa horblend, augit, nhưng không có muscovit cũng như các khoáng vật feromagnesi natri. Nếu ASI < 1,0 và Na+K > Al đá thuộc loại quá bão hoà kiềm (peralkaline). Trong chúng kiềm dư thừa (sau khi thành tạo felspat) đi vào silicat feromagnesi. Trong các đá quá bão hoà kiềm yếu, các nguyên tố kiềm có thể tạo horblend, nhưng khoáng vật chỉ thị cho đá quá bão hoà kiềm mạnh là amphibol và pyroxen natri.

Phân loại granit theo biểu đồ Ab–An–Or của Connor J.T. (1965)

Biểu đồ Ab–An–Or do Connor J. T. đề nghị và được Barker F. hiệu chỉnh (1979), có thể dùng cho các đá axit có chứa > 10% thạch anh chuẩn mức (CIPW). Biểu đồ này chủ yếu sử dụng để phân loại các đá pluton, mặc dù Connor cho rằng nó có thể áp dụng cho cả các đá núi lửa cũng như các đá pluton thành phần axit. Các trường trên biểu đồ (Hình 2.14) được Connor xác định bằng thực nghiệm trên cơ sở 125 mẫu có cả thành phần chuẩn mức lẫn thành phần thật.