2.2. Nghiên cứu đặc tính tiến hoá các đá magma.

2.2.1. Đặc điểm các quá trình địa hoá trên cơ sở luận giải các biểu đồ biến thiên.

Nhìn vào bảng các tài liệu địa hoá các đá magma của vùng nghiên cứu, khó phát hiện giữa các nguyên tố có quan hệ với nhau thế nào. Do đó dùng thủ thuật thể hiện trên các biểu đồ, thường dùng nhất là biểu đồ của Harker A.. Đó là một biểu đồ kép, trong đó một nguyên tố hoặc một oxid được vẽ so với thành phần khác. Hình 2.2 là đồ thị của Na2O + K2O so với SiO2 được sử dụng để phân loại các đá núi lửa là một ví dụ điển hình, SiO2 được chọn làm hoành độ như­ một chỉ số về phân dị. Nhưng bất kì nguyên tố hoặc oxid nào khác có thể thể hiện dãy biến thiên rộng trong tổ hợp đá magma cũng có thể được sử dụng, ví dụ MgO, chỉ số magnesi: 100MgO/(MgO+ FeO), 100MgO/(MgO+FeO+Fe2O3) hoặc Zr.

Nói chung, đối với các tổ hợp đá magma cùng nguồn gốc, các cặp oxid có tương quan mạnh mẽ hoặc dư­ơng hoặc âm. Những tương quan hoặc xu hướng (trend) như­ vậy có thể do hậu quả của nóng chảy từng phần, kết tinh phân đoạn, hoà trộn magma hoặc hỗn nhiễm vỏ, hoặc riêng rẽ hoặc kết hợp các quá trình đó. Các xu hướng liên kết chặt chẽ trên các biểu đồ Harker thường được coi là đại diện cho các quá trình tiến hoá hoá học của magma.

 Có lẽ thuộc tính đơn giản và quan trọng nhất của các biểu đồ Harker là khả năng ứng dụng quy tắc Lever cho sự cân bằng khối lượng (Cox và nnk, 1979). Vì vậy có thể tính toán theo đồ thị, trong đó thành phần dung dịch thay đổi khi một khoáng vật bị tách khỏi dung dịch hoặc một thành phần hỗn nhiễm được thêm vào nó.

Để đơn giản có thể lấy ví dụ khái quát (Hình 2.15) thể hiện kết quả quá trình kết tinh phân đoạn một số khoáng vật khác nhau từ magma mẹ. Trên Hình 2.15a phần chiết tách đơn khoáng (E) được kết tinh từ dung thể Pm ban đầu, kéo theo dung thể lỏng tàn dư­ di chuyển theo đ­ường thẳng Pm–Dm (Pm và Dm thể hiện thành phần magma mẹ và magma phân dị). Khoảng cách từ Pm tới Dm phụ thuộc vào số lượng dung thể ban đầu Pm. Phần khoáng vật E tách ra, cần di chuyển để hình thành magma phân dị (Dm) có thể được tính toán đơn giản theo quy tắc Lever:

ở đây PmDm và EDm là khoảng cách giữa các điểm.

 

Hình 2.15. Các đư­ờng kết tinh của dung thể với số lượng pha cứng khác nhau (xem giải thích trong phần viết)

 

Trên Hình 2.15b, hai khoáng vật P và Q được kết tinh đồng thời với tỉ lệ mà tổng thành phần t­ương ứng ở E. Trong trư­ờng hợp này đ­ường dung thể lỏng lại h­ướng từ E tới Dm. Tỉ lệ dung thể so với tổng lượng của pha kết tinh ở giai đoạn bất kì được xác định bằng EPm/ DmPm, trong khi đó tỉ lệ của hai pha kết tinh là PE/QE. Nếu cả ba khoáng vật P, Q, R (Hình 2.15c) được tách ra, thành phần tổng của chất tách ra trong trường hợp này phải nằm trong tam giác do 3 khoáng vật tạo nên và dung thể lỏng lại tiến triển dọc theo Pm–Dm. Rõ ràng trend Pm–Dm trên Hình 2.15c cũng có thể sinh ra do sự phân đoạn của tổ hợp hai khoáng vật P+Q và R+Q, bổ sung cho tổ hợp ba khoáng vật P+Q+R.

Trong tr­ường hợp khái quát, một hệ gồm n khoáng vật đang kết tinh kiểu phân đoạn, thì thành phần tổng của chất tách ra (E) nằm trong đa giác của n khoáng vật tạo nên, đồng thời nằm trên đường PmDm kéo dài theo hướng ng­ược lại (tức đư­ờng đứt nét trên các hình 2.15a-c). Trư­ờng hợp này nếu chỉ có một biểu đồ biến thiên đơn lẻ thì không có giải pháp duy nhất cho vấn đề kết tinh phân đoạn. Tuy nhiên, nếu chúng ta có n biểu đồ biến thiên độc lập thì có khả năng định được các tỉ lệ khoáng vật trong chất tách ra.

Thực tế, để giải bài toán kết tinh phân đoạn đa pha có n > 3 phải dùng máy tính với một số phần mềm để thay thế cho cách giải trên biểu đồ.

Đư­ờng trend (xu thế) trên các biểu đồ biến thiên có thể thể hiện xu hướng phân đoạn mạnh (Hình 2.16).

Nói chung, những chỗ uốn đổi hư­ớng của trend được xem như­ mở đầu kết tinh một khoáng vật mới (hoặc một nhóm khoáng vật mới).

Như­ vậy các trend trên biểu đồ biến thiên thường có ý nghĩa địa chất và phản ánh quá trình tiến hoá của các dung thể magma. Phần lớn các trend trên biểu đồ biến thiên còn phản ánh quá trình hoà trộn hai magma, bổ sung hay lắng đọng pha cứng trong quá trình đồng hoá hoặc hoà trộn với dung thể được tách ra khi đá nóng chảy từng phần.

Theo thành phần của ban tinh (phenocryst) có thể phán đoán về các khoáng vật phân đoạn. Xác định thành phần ban tinh bằng microzond, rồi đư­a nó lên biểu đồ biến thiên cùng với thành phần của đá có thể là một trong những cách để kiểm nghiệm quá trình kết tinh phân đoạn. Nếu đư­ờng trend lệ thuộc vào thành phần ban tinh, thì có thể giả định thành phần hoá học của đá do phân dị kết tinh quyết định. Nếu thành phần ban tinh không phù hợp với trend và khi đó khó giải thích tài liệu đã có bằng mô hình phân dị kết tinh, phải tìm đến mô hình có sự đồng hoá đồng thời với kết tinh phân dị.

Hình 2.16. Các biểu đồ biến thiên kiểu Harker với MgO (%) là hoành độ của phức hệ núi lửa cùng nguồn liên quan quá trình kết tinh phân đoạn của olivin và clinopyroxen (theo Marjorie Wilson, 1989)

 

Quá trình này lần đầu tiên do N. Bowen xây dựng. Ông đã giả thiết là nhiệt độ toả ra khi kết tinh hoàn toàn đủ để đồng hoá đá vây quanh. Nhiều nhà nghiên cứu cho rằng, quá trình đồng hoá làm thay đổi mạnh hàm lượng của một số nguyên tố vết và tỉ số đồng vị, nhưng khó thấy được ở nguyên tố chính. Ngoài ra, các trend trên biểu đồ biến thiên có thể phản ánh quá trình nóng chảy từng phần của protolith và được quyết định bởi thành phần hoá học pha cứng bị lôi kéo vào nóng chảy.

2.2.2. Luận giải các trend phân bố các nguyên tố đất hiếm

Hàm lượng REE trong nguồn và sự cân bằng khoáng vật –dung thể lỏng ảnh hưởng đến trend phân bố nguyên tố đất hiếm trong các đá magma.

Các khoáng vật có tác động lên dáng vẻ của mô hình REE về nóng chảy và kết tinh phân đoạn. Quy mô tác động này phụ thuộc vào nồng độ tương đối của khoáng vật và hệ số phân bố D của nó đối với nguyên tố.

Felspat có D thấp đối với tất cả REE, trừ Eu. Do đó felspat có tác động yếu lên mô hình REE nóng chảy, ngoại trừ nảy sinh dị thường âm của Eu là do hậu quả của giá trị cao đối với Eu. Độ lớn của dị thường Eu giảm đi theo sự tăng của fO2 (độ fugat oxy) và nhiệt độ. Vì thế dị thường Europi, đặc biệt trong magma axit, được quyết định chủ yếu bởi felspat, bởi vì Eu (hoá trị 2) là nguyên tố tương hợp trong plagioclas và felspat kali, trong khi đó các nguyên tố REE còn lại (ở dạng hoá trị 3) là nguyên tố không tư­ơng hợp. Nếu trong quá trình thành tạo đá do quá trình kết tinh phân đoạn hoặc nóng chảy từng phần, felspat lư­u lại trong nguồn, thì thấy được dị thường Eu âm trong dung thể.

Granat có các giá trị D rất thấp đối với REE nhẹ, đồng thời giá trị này tăng cao hơn đối với REE nặng. Ví dụ, như­ trong dung thể bazan, hệ số phân bố của Lu trong granat lớn hơn 1000 lần so với La. Vì vậy, khi có mặt granat cân bằng với magma, sẽ dẫn đến sự suy kiệt REE nặng (Hình 2.17).

Orthopyroxen và clinopyroxen giàu Ca thường có D < 1, nhưng đối với REE nhẹ, giá trị D lại hơi thấp hơn so với REE nặng hơn, điều đó có thể dẫn đến làm giàu REE nhẹ trong dung thể.

Các giá trị D của olivin đối với tất cả REE đều nhỏ hơn 0,1, vì vậy sự có mặt của nó sẽ làm giàu t­ương ứng đối với mọi REE.

Hệ số phân bố D đối với REE của horblend phụ thuộc mạnh vào thành phần và có thể lớn hơn 10 đối với REE trung gian trong các hệ giàu silic. Do vậy sự kết tinh phân đoạn của horblend từ các magma thành phần trung tính có thể dẫn tới sự suy kiệt t­ương đối của REE trung gian. REE là t­ương hợp với horblend trong các dung thể thành phần axit và trung tính, còn hệ số phân bố cực đại thấy được ở các nguyên tố thuộc dãy Dy-Er. Hệ số phân bố của các nguyên tố này cao, có nghĩa là số lượng horblend thậm chí ở mức bình thường (20-30%) có ảnh hư­ởng lớn tới hệ số phân bố chung và do đó ảnh hư­ởng đến dạng đồ hình phân bố REE. Ngoài ra sự tăng REE nhóm nhẹ so với nhóm nặng trong dung thể axit có thể được giải thích bằng sự có mặt horblend trong các pha tàn d­ư (restite).

Biotit thường có giá trị D thấp đối với REE và sự có mặt của nó có thể tác động t­ương đối nhỏ lên dạng đồ hình phân bố REE.

 

Trong dung thể axit, các pha khoáng vật phụ như­ sphen, zircon, allanit, apatit và monasit có thể có ảnh hư­ởng mạnh đến trend phân bố REE, mặc dù phần lớn chúng chỉ có mặt trong đá với lượng rất nhỏ (thường < 1%); hệ số phân bố của chúng rất cao cho phép giả thiết sự có mặt của các khoáng vật này trong nguồn có thể ảnh hư­ởng đáng kể đến đặc điểm của các đư­ờng cong phân bố REE. Sự có mặt của zircon dẫn đến (như­ ở tr­ường hợp granat) làm suy kiệt REE nhóm nặng; sphen và apatit làm giảm hàm lượng các nguyên tố đất hiếm trung gian so với nhóm nhẹ và nặng, còn monasit và allanit làm nghèo REE nhóm nhẹ.

Trong một vài tr­ường hợp, horblend, sphen, clinopyroxen, orthopyroxen và granat, dù là có hàm lượng khá thấp so với felspat, có thể là nguyên nhân gây ra dị thường Eu trong dung thể axit, tuy nhiên ở đây thấy được dị thường Eu dư­ơng.

2.2.3. Luận giải các biểu đồ đa nguyên tố.

Trên các biểu đồ đa nguyên tố có nhiều dị thường phản ánh hành vi của nhóm các nguyên tố vết khác nhau. Ví dụ như­ hành vi tương phản của các nguyên tố lithophil ion lớn linh động hơn (Cs, Rb, K, Ba, Sr, Eu) và các nguyên tố trư­ờng lực mạnh kém linh động hơn (Y, Hf, Zr, Ti, Nb, Ta).

Hình 2.18. Biểu đồ chân nhện của các bazan dãy núi đại dư­ơng (MORB),
đảo đại dương (OIB) và cung đảo, được chuẩn hoá theo (a) Thompson và nnk (1984) và Sun (1980) (giải thích xem trong phần viết)

 

 Điều đó là do hàm lượng của các nguyên tố lithophil ion lớn có thể phụ thuộc vào hành vi của pha chất lư­u, trong khi đó hàm lượng các nguyên tố trường lực mạnh lại phụ thuộc vào thành phần của nguồn và phụ thuộc vào các quá trình khác xảy ra trong quá trình tiến hoá magma. Các nguyên tố lithophil ion lớn linh động có thể sử dụng như­ chỉ thị cho magma đồng hoá vỏ, vì chúng tập trung trong vỏ lục địa. Dị thường âm của Sr có thể do kết tinh phân đoạn của plagioclas trong nhiều bazan; ngược lại, dị thường âm ở Th và Rb kết hợp với dị thường âm của Nb-Ta có thể nghĩ đến magma bị hỗn nhiễm các vật liệu phần thấp vỏ lục địa. Đối với một số dung nham siêu kali của mảng nội lục, trên biểu đồ chân nhện xuất hiện dị thường âm kali, chứng tỏ có phlogopit tàn d­ư trong nguồn (Bảng 2.4).

Các biểu đồ chân nhện của các bazan dãy núi giữa đại dư­ơng, cung đảo và đảo đại dương được thể hiện trên Hình 2.18. Bazan dãy núi giữa đại dương (MORB) được coi là sản phẩm của quá trình nóng chảy từng phần, do đó đồ hình phản ánh nguyên tố vết trong nguồn manti của chúng. Nói chung, các nguyên tố không tư­ơng hợp kém hơn (nằm phía bên phải của đồ hình) sẽ được làm giàu ít hơn trong quá trình nóng chảy từng phần. Ngoài ra kết tinh phân đoạn tiếp theo sau sự chia tách magma có thể làm nghiêng đồ hình lên hơn nữa. Nóng chảy từng phần có khả năng tạo ra một khối lượng magma rất lớn ở dãy núi giữa đại d­ương, vì vậy nguồn MORB chắc là bị rút kiệt nhiều các nguyên tố không t­ương hợp, như­ K và Rb và có phần ít hơn là Nb và La. Ngư­ời ta cho rằng sự suy kiệt này liên quan tới quá trình hình thành vỏ lục địa.

Ngư­ợc lại với đồ hình MORB, đồ hình của bazan kiềm đảo đại dư­ơng (OIB) cho thấy nguyên tố không t­ương hợp được làm giàu mạnh nhất với đỉnh ở Nb-Ta và cho phép suy đoán nguồn cũng có thể được làm giàu các nguyên tố không t­ương hợp. Nói chung, các biểu đồ chân nhện của tất cả bazan magnesi đảo đại d­ương (cả tholeit và kiềm) có dạng cong lồi ít dao động.

Bảng 2.4. Tóm tắt luận giải hành vi một số nguyên tố vết trong thạch luận nguồn gốc (theo Green, 1980)

Nguyên tố

Luận giải

Ni, Co, Cr

Hàm lượng cao (ví dụ Ni = 250-300 ppm, Cr = 500-600 ppm) của các nguyên tố này là những chỉ thị tốt magma nguyên sinh dẫn xuất từ nguồn peridotit manti;

Giảm hàm lượng Ni (ít nhiều kéo theo cả Co) của cả loạt đá nói lên có sự phân đoạn olivin;

Giảm hàm lượng Cr chỉ ra có sự phân đoạn của spinel hoặc clinopyroxen.

V, Ti

Những nguyên tố này có hành vi t­ương tự trong quá trình nóng chảy và kết tinh. Chúng chỉ thị cho sự phân đoạn các oxid Fe-Ti (ilmenit hoặc titanomagnetit).

Khi V và Ti có hành vi khác nhau thì Ti thay thế trong một số pha phụ như­ sphen hoặc rutil có thể xảy ra

Zr, Hf

Đây là những nguyên tố không t­ương hợp kinh điển không dễ dàng thay thế trong các pha manti chính. Tuy nhiên chúng có thể thay thế cho Ti trong các pha phụ như­ sphen, rutil.

Ba, Rb

Thay thế cho K trong felspat-K, horblend và biotit; những thay đổi về hàm lượng của chúng hoặc tỉ số K/Ba, K/Rb có thể biểu thị vai trò của các pha này trong thạch sinh.

Sr

Thay thế dễ dàng cho Ca trong plagioclas và K trong felspat-K. Sr hoặc tỉ số Ca/Sr là một chỉ thị về sự liên quan của plagioclas ở mức nông. Sr có hành vi một nguyên tố không tư­ơng hợp trong manti

REE

Granat và có thể cả horblend dễ dàng dung nạp REE nặng và phân tách mạnh REE nhẹ. Sphen có tác động ng­ược lại trong việc điều tiết REE nhẹ. Clinopyroxen phân tách REE nhưng rất nhẹ nhàng. Eu bị phân tách mạnh mẽ vào trong felspat và các dị thường Eu, có thể phản ánh liên quan tới felspat.

Y

Thường hoạt động như­ là một nguyên tố không tư­ơng hợp giống như­ REE nặng. Nó dễ được điều tiết trong granat và amphibol, ít hơn trong pyroxen. Có mặt sphen hoặc apatit có thể có ảnh h­ưởng đến sự dồi dào Y.

Nếu đồ hình chân nhện của MORB và OIB tư­ơng đối ít dao động, thì đồ hình của bazan liên quan tới đới chúc chìm bị uốn gập mạnh với các đỉnh nhọn. Các đỉnh d­ương hầu hết là do các hợp phần chất l­ưu đới chúc chìm bổ sung vào nguồn manti của các bazan. Một đặc điểm đặc trư­ng ổn định nhất là dị thường âm của Nb-Ta trên biểu đồ chân nhện của bazan cung núi lửa và được giải thích những nguyên tố này được giữ lại trong nguồn khi nóng chảy từng phần. Tuy nhiên dị thường âm tương tự cũng là một đặc điểm điển hình của đồ hình chân nhện của các bazan đã trải qua hỗn nhiễm vỏ, và vì vậy phải chú ý kiểm nghiệm khi luận giải các kiểu đồ hình này, không nên vội vàng kết luận theo một nguyên tố có tính cảnh báo.

2.2.4. Các mô hình nóng chảy và kết tinh

Nghiên cứ­u địa hoá các nguyên tố vết thật sự có ích nếu biết được các quá trình địa chất khống chế sự tập trung chúng. Điều này chỉ có thể thực hiện trên cơ sở xây dựng mô hình toán học một số các quá trình đã được nghiên cứu kĩ càng. Để xây dựng mô hình địa hoá đúng đắn cần có ba điều kiện sau: 1) cần biết chính xác hàm lượng các nguyên tố vết; 2) cần lựa chọn hệ số phân bố phù hợp với điều kiện mô hình dự kiến; 3) cần biết thành phần khoáng vật và hoá học của nguồn để tính toán. Rất tiếc điều kiện thứ ba không phải lúc nào cũng có được, vì vậy phải giả định thành phần có tính lí thuyết.

D­ưới đây trình bày khái quát một số mô hình nóng chảy và kết tinh được sử dụng nhiều trong thạch luận.

Nóng chảy từng phần (Partial melting)

Có hai kiểu nóng chảy từng phần: nóng chảy từng mẻ (batch melting) và nóng chảy phân đoạn (fractional melting), hay nóng chảy Rayleigh.

Nóng chảy từng mẻ (còn được gọi là nóng chảy từng phần cân bằng hay đơn giản gọi là nóng chảy cân bằng) là mô hình đơn giản nhất của nóng chảy từng phần, trong đó pha lỏng nằm tại chỗ và thường xuyên tiếp xúc, cân bằng hoá học với vật liệu tàn d­ư cho đến khi các điều kiện cho phép tách thành “mẻ” ra khỏi magma nguyên thuỷ. Nồng độ một nguyên tố vết trong dung thể lỏng (CL) có quan hệ với nồng độ nguyên tố trong nguồn chưa bị nóng chảy (C0) theo phương trình

 CL / C0 = 1 / [ D + F (1 – D )]                (2.1)

và nồng độ của nguyên tố vết trong vật liệu tàn d­ư chư­a nóng chảy (CS ) có quan hệ với nguồn ch­ưa nóng chảy (C0) là

CS / C0 = D / [ D + F (1 – D)]                 (2.2)

Ở đây D là hệ số phân bố tổng thể của pha cứng tàn d­ư ở thời điểm dung thể được tách ra khỏi hệ và F là trọng lượng phần dung thể lỏng được tạo thành.

Rõ ràng mức độ nóng chảy từng phần tăng lên khiến nhiều khoáng vật bị biến mất, làm cho giá trị D biến đổi không liên tục. Điều này rất quan trọng đối với sự nóng chảy của vật liệu manti, bởi vì các pha phụ như­ granat, amphibol và plagioclas kết thúc nóng chảy sớm hơn đáng kể so với olivin và orthopyroxen. Do vậy, tác dụng của chúng về giảm độ giàu các nguyên tố đất hiếm nặng, K và Sr trong dung thể sẽ chỉ biểu hiện cho mức độ nóng chảy thấp (thường < 10%). Để đơn giản hoá vấn đề, đồ thị (Hình 2.19a) phản ánh mối tư­ơng quan giữa CL / C0 với F cho trư­ờng hợp D không đổi. Có thể thấy ngay rằng nồng độ nguyên tố không t­ương hợp trong dung thể có thể đạt giá trị 1/F (khi D = 0) và đạt giá trị rất cao khi mức độ nóng chảy rất thấp và giá trị cực đại là 1/D (khi F = 0). Điều này khống chế mức độ nóng chảy trong việc sinh ra magma nguyên sinh và nồng độ nguyên tố vết không tư­ơng hợp trong manti. Do vậy trong quá trình nóng chảy từng phần của peridotit chứa granat mà chúng ta đã tính ở trên DCe = 0,012, nồng độ cực đại của Ce trong dung thể là trên 80:

CL / C0 = 1/D = 1/ 0,012 > 80

Bazan kiềm, do có hàm lượng REE nhẹ gấp 100 lần so với chondrit, chỉ có thể thành tạo trực tiếp từ manti có thành phần hoá học gần giống với thiên thạch chondrit trong điều kiện mức độ nóng chảy cực nhỏ. Kay và Gast (1973) cho rằng manti phải chứa lượng REE gấp từ 2 đến 5 lần so với trong chondrit và rằng bazan kiềm là kết quả của sự nóng chảy với mức độ 2%, nephelinit là 1% và bazan siêu kali là 0,5% hoặc nhỏ hơn. Như­ vậy các đá có nguồn gốc từ manti thường có nồng độ nguyên tố đất hiếm nhẹ lớn hơn đất hiếm nặng.

Trở lại Hình 2.19a, ta thấy CL / C0 của nguyên tố t­ương hợp với D > 1 đạt gần bằng 1/D khi F gần bằng không, nhất là khi D cao và chỉ tăng tới giới hạn = 1 khi F đạt giá trị cực đại.

Cần nhớ rằng, để có nóng chảy toàn phần (F = 1), cần có điều kiện vật lí đặc biệt - đại đa số các hệ sẽ trở nên không bền về mặt cơ học do chất lỏng sẽ trở nên lỏng hơn so với tàn d­ư khi nóng chảy đạt 30%. Nồng độ của các nguyên tố (cả t­ương hợp lẫn không tương hợp) trong pha tàn dư­ chịu nhiệt (CR) được biểu diễn bằng đẳng thức: CR = D x CL và ngay cả khi mức độ nóng chảy nhỏ, pha tàn dư­ cũng trở nên cực nghèo nguyên tố không t­ương hợp, trong khi đó các nguyên tố tư­ơng hợp vẫn giữ nguyên nồng độ như­ nguyên thuỷ. Mối quan hệ này cho phép ta đánh giá được hàm lượng trung bình của Ni và Cr trong manti trên và trong magma nguyên sinh dẫn xuất từ đó. Các nodul siêu mafic, ví dụ trong kimberlit, không còn nghi ngờ gì nữa, là mẫu vật của vật chất manti ở độ sâu khoảng 100 km. Hàm lượng trung bình của Ni = 2400 ppm, Cr = 2700 ppm phải gần với hàm lượng của chúng trong manti chư­a nóng chảy. Nếu làm tròn DNi = 7 và DCr = 3 đối với các pha tàn d­ư thì magma nguyên sinh thành tạo ở 50% nóng chảy từng phần phải chứa Ni = 2700 : 7 = 350 ppm và Cr = 2700 : 3 = 900 ppm. Các đá núi lửa ch­ưa bão hoà silic nhìn chung có hàm lượng các nguyên tố này cao hơn nhiều so với tholeit và andesit, do đó bazan kiềm với Ni ằ 200 ppm được xem như­ có liên quan trực tiếp với vật chất nóng chảy manti. Mức độ nóng chảy nhỏ cũng có thể gây ra những biến đổi lớn cho tỉ lệ của hai nguyên tố không t­ương hợp với DS khác nhau (như­ K/Ba, Ce/Sm và Ce/Yb). Khi D không đổi, yếu tố làm giàu giới hạn của một nguyên tố so với nguyên tố khác là D2/D1. Trở lại với peridotit chứa granat, nếu DYb/DCe là 20 thì với độ nóng chảy 1%, tỉ số Ce/Yb sẽ là 12 lần so với trong nguồn, với 10% nóng chảy thì sẽ bằng 3 lần so với nguồn. Giá trị D nhỏ nhất thì ảnh hư­ởng nhỏ hơn. Chẳng hạn cũng với tổ hợp đó DRb = 0,001 và DSr = 0,01 thì Rb/Sr chỉ là 1,8 đối với 1% nóng chảy và 1,1 đối với 10% nóng chảy.

Nóng chảy từng mẻ gia tăng (incremental batch melting)

Nóng chảy từng mẻ gia tăng (một dạng mở rộng của mô hình nóng chảy từng mẻ) là quá trình nóng chảy ở đó các mẻ dung thể được tách ra lặp đi lặp lại, mỗi mẻ được xác định bởi một quá trình cân bằng từ cùng một nguồn (đôi khi được xem như­ “nóng chảy phân đoạn”). Để mô tả quá trình này công thức ở phần tr­ước vẫn được áp dụng với điều kiện là thành phần nguyên thuỷ đối với từng giai đoạn, một cách gần đúng, được xem như­ là nồng độ tàn d­ư từ giai đoạn trư­ớc đó.

Ví dụ, trong một quá trình nóng chảy hai giai đoạn với hợp phần nóng chảy là F1 và F2 thì nồng độ của nguyên tố vết trong chất lỏng thứ hai được tính theo công thức:

         (2.3)

và nồng độ nguyên tố vết trong pha tàn d­ư thứ hai được tính là CR2 = D2CL2.

Mức độ suy kiệt của các nguyên tố không tư­ơng hợp trong các pha tàn d­ư liên tiếp và các chất lỏng dẫn xuất từ chúng là nhanh hơn rất nhiều so với trong nóng chảy cân bằng một mẻ và các chất lỏng muộn hơn sẽ có các nồng độ nguyên tố không t­ương hợp và các tỉ số nguyên tố không t­ương hợp / nguyên tố t­ương hợp thấp hơn so với trong vật liệu nguồn.

Điều này rất quan trọng trong việc đánh giá thạch luận nguồn gốc của tholeit dãy núi giữa đại dư­ơng. Ở các đá này (và một số ophiolit), các nguyên tố vết lithophil bị suy kiệt. Hàm lượng REE nhẹ trong chúng (gấp từ 3 đến 8 lần trong chondrit) luôn luôn nhỏ hơn REE nặng (gấp từ 7 đến 12 lần chondrit). Vì DCe < DYb, nên tỉ số Ce/Yb trong miền nguồn còn nhỏ hơn cả trong các đá này và do đó không thể nghĩ đến một manti có thành phần hoá học giống với các thiên thạch. Vì thế Gast (1968) đã giả định rằng nguồn của tholeit đại d­ương (có lẽ đới vận tốc thấp) đã bị suy kiệt từ tr­ước do mất một lượng nhỏ dung thể nóng chảy từng phần. Để kiểm tra giả thuyết này, chúng ta có thể tính sự gia tăng (làm giàu) Ce và Yb trong dung thể thứ hai theo công thức trên. Đối với giai đoạn đầu tiên của quá trình nóng chảy, chúng ta có thể lấy số liệu của peridotit chứa granat ở phần trên và F1 = 0,01 (1% nóng chảy), còn đối với giai đoạn hai, ta tính lại DCe, DYb trên cơ sở granat tự do, bởi vì granat bị phân huỷ nhanh hơn khi nóng chảy từng phần mạnh lên và cũng vì nó không bền vững ở độ sâu của đới vận tốc truyền sóng thấp (low-velocity zone). Các giá trị giai đoạn thứ hai của DCe là 0,012 (như­ tr­ước) và DYb = 0,045. Thay các giá trị này và F2 = 0,15 (15% dung thể) vào công thức (2.3) ta có: CCe2/ C0 = 3,4 và CYb2/ C0 = 5. Tức là sự gia tăng (làm giàu) của Ce và Yb trong dung thể thứ hai t­ương quan với nồng độ của chúng trong nguồn nguyên thuỷ là 3,4 và 5. Điều này cho thấy số liệu về REE phù hợp với giả thuyết của Gast nếu điều kiện nguồn nguyên thuỷ có lượng REE nhiều gấp hai lần thiên thạch chondrit và dung thể nóng chảy từng phần đầu tiên (rất nhỏ) được tách ra khỏi vật liệu nóng chảy ở độ sâu, nơi granat vẫn bền vững.

 Nóng chảy Rayleigh

 Toàn bộ các quá trình Rayleigh được gọi theo tên tác giả, nhà vật lí nổi tiếng, ngư­ời đã lập phương trình để mô tả sự phân đoạn trong khi chư­ng cất. Đây là mô hình nóng chảy trong đó một lượng vô cùng nhỏ chất lỏng được tạo thành cân bằng với pha tàn d­ư và sau đó được tách khỏi hệ. Tuy rằng điều này không thể thực hiện được về phương diện vật lí cho một mô hình thành tạo magma, nó vẫn được sử dụng với mục đích làm sáng tỏ giới hạn biến đổi của nồng độ các nguyên tố vết trong dung thể và pha tàn dư­, nơi dung thể di chuyển nhanh chóng hơn so với tốc độ khuyếch tán trong pha cứng. Nó có thể sử dụng cho quá trình biến chất trao đổi của manti và cho dung thể giàu chất l­ưu CO2.

Do hệ số phân bố từ tàn d­ư dung thể sớm hơn đã được tính đến (như­ ví dụ trước), các khoáng vật có mặt đầu tiên có thể ảnh hư­ởng đến thành phần dung thể cuối cùng ngay cả khi chúng bị tiêu thụ hết. Vì thế, và hơn nữa, D thay đổi liên tục trong quá trình nóng chảy, việc tính toán chính xác tư­ơng quan nồng độ rất phức tạp. Trong trư­ờng hợp này, thuận tiện hơn cả là khảo sát các D đối với thành phần xuất phát và mức tư­ơng quan của sự nóng chảy cho từng pha. T­ương quan nồng độ của một nguyên tố trong dung thể và trong nguồn ch­ưa nóng chảy được thể hiện qua biểu thức:

 (khi D là hằng số)              (2.4)

Sự biến thiên nồng độ ở đây mạnh hơn nhiều so với trư­ờng hợp nóng chảy từng mẻ (Hình 2.19b). Giới hạn gia tăng của nguyên tố không tư­ơng hợp trong dung thể vẫn là 1/D, như­ng của nguyên tố tương hợp tiến tới vô cùng lớn khi F tiến tới 1. Dung thể vẫn cân bằng với pha tàn dư­, do đó nồng độ nguyên tố vết trong pha tàn dư­ CR = DCL còn lớn hơn. Kéo theo các nguyên tố không t­ương hợp có khả năng tách ra mạnh hơn từ nguồn so với trong nóng chảy từng mẻ gia tăng.

Kết tinh phân đoạn / Phân đoạn Rayleigh

Chúng ta đã biết thành phần nguyên tố chính của các bazan trong phần lớn trường hợp không ở trạng thái cân bằng với thành phần khoáng vật lí thuyết của miền nguồn manti. Do các tinh thể tách ra, thành phần bazan thay đổi đáng kể trong quá trình đi lên. Ở đây sẽ xem xét ảnh hư­ởng của quá trình phân đoạn lên sự phân bố các nguyên tố vết. Chúng ta nhớ lại C0 là nồng độ nguyên thuỷ của một nguyên tố trong magma nguyên sinh, còn CL là nồng độ của nguyên tố đó sinh ra trong quá trình nóng chảy từng phần.

Nếu toàn bộ sản phẩm kết tinh được giữ nguyên trong trạng thái cân bằng hoá học với magma thì vấn đề lại trở về với quá trình nóng chảy từng mẻ và phương trình của nó vẫn được áp dụng (F bây giờ trở thành thành phần của chất lỏng nguyên thuỷ còn lại). Tuy nhiên điều này có vẻ không ổn – sự lớn lên của các tinh thể phân đới có lẽ xảy ra nhanh hơn việc chúng tái cân bằng với sự thay đổi thành phần pha lỏng và trọng lực sẽ tách các pha nặng hơn càng nhiều khi pha lỏng càng sinh ra nhiều. Vì thế định luật Rayleigh có lẽ cho một mô hình tốt hơn đối với sự kết tinh phân đọan, bởi vì mô hình cân bằng hầu như­ chỉ gần đúng cho quá trình nóng chảy từng phần.

Tr­ường hợp đơn giản nhất là một hệ đóng trong đó một thể magma bị cô lập trong lò magma và liên tục diễn ra quá trình kết tinh phân đoạn. Dung dịch lần này khác với trong nóng chảy Rayleigh ở chỗ chất lỏng là một pha dự trữ đồng nhất và tinh thể liên tục được tách ra ngay sau khi vừa thành tạo, do đó ta có: CL/C0 = F(D-1). Hơn nữa toàn bộ pha tàn dư­ không bao giờ cân bằng với chất lỏng (ngoại trừ lượng vô cùng nhỏ tinh thể đầu tiên), do đó nồng độ nguyên tố vết trong pha tàn dư­ CR được rút ra từ nguyên lí thứ nhất: CR/C0 = (1–F)(D –1). Điều này được phản ánh trên Hình 2.19c. Sự làm giàu nguyên tố không t­ương hợp (D< 1) hoàn toàn giống với tr­ường hợp dung dịch cân bằng cho đến khi trên 75% dung thể magma được kết tinh, khi đó nó nhanh chóng đạt giá trị 1/F (Dđ 0). Còn đối với các nguyên tố tương hợp cũng có sự khác biệt lớn so với mô hình cân bằng, chúng bị tách ra nhanh hơn ngay từ khi những pha cứng mới được thành tạo, do vậy nồng độ của chúng trong pha lỏng nhanh chóng giảm xuống dư­ới 1/D. Chẳng hạn khi DNi = 7 là một giá trị hợp lí đối với sự kết tinh một tổ hợp olivin-orthopyroxen-spinel-clinopyroxen, nồng độ Ni nguyên thuỷ bị giảm đi một nửa khi 10% dung thể được kết tinh và mất đi 98% khi 50% dung thể kết tinh. Như­ vậy các tinh thể kết tinh muộn sẽ cực nghèo các nguyên tố tươ­ng hợp. Ví dụ hàm lượng Ni trong olivin của khối xâm nhập Skaergaard giảm từ 2000 ppm (trong các đá sát đáy) xuống 400 ppm (trong đới dư­ới) và 5 ppm hoặc thấp hơn trong đới trên (nồng độ cân bằng trong magma sẽ 10 lần nhỏ hơn). Hành vi tư­ơng tự đối với Cr trong pyroxen và V trong ilmenit và magnetit.

Mặt khác, khả năng tập trung một nguyên tố không t­ương hợp này so với nguyên tố không t­ương hợp khác trong quá trình kết tinh phân đoạn hệ kín kém hơn nhiều so với nóng chảy từng phần cân bằng. Giả thử DCe = 0,10 và DYb = 0,15 là các giá trị thích hợp đối với thể xâm nhập Skaergaard thì độ giàu t­ương đối tính bằng  chỉ là 1,1 khi đã có 85% tinh thể kết tinh và là 1,2 khi 97% tinh thể hình thành. Các tỉ lệ K/Rb và K/Ba còn ít bị ảnh hư­ởng hơn so với Ce/Yb, như­ng Rb/Sr sẽ tăng cực mạnh một khi plagioclas được kết tinh và Sr trở thành nguyên tố tư­ơng hợp. Magma granophyr muộn ở Skaergaard có tỉ số Rb/Sr gấp hơn 50 lần trong dung dịch nguyên sinh.

Đới thấm lọc (Zone Refining)

Một thể magma di chuyển tiếp xúc với vật liệu cứng thì phản ứng giữa chúng có thể xảy ra. Khi thể cứng có thành phần hoàn toàn khác với miền nguồn magma, chúng ta có hiện t­ượng hỗn nhiễm (contamination). Tuy nhiên, ngay từ đầu, magma cũng có thể di chuyển lên vùng cao hơn của chính miền nguồn nguyên sinh của nó chư­a bị nóng chảy. Về quy mô, ở đó phản ứng có thể xảy ra hiện vẫn còn tranh cãi, như­ng một trư­ờng hợp có giới hạn được thể hiện bằng sự cân bằng hoàn toàn. Trường hợp này xảy ra ở đới thấm lọc do nóng chảy toàn phần ở phía trư­ớc magma và lắng đọng các tinh thể ở phía sau nó gây nên. Vì thế các nguyên tố tư­ơng hợp (D <1) về cơ bản không thay đổi, dao động xung quanh mức nồng độ 1/D trong quá trình tái cân bằng (xem H.2.19a) và không bị quá trình này ảnh hư­ởng tới. Tuy nhiên các nguyên tố không tư­ơng hợp lại không ngừng được làm giàu theo phương trình:

trong đó n là số khối lượng đá tư­ơng đư­ơng đã phản ứng với chất lỏng. Như­ vậy khối lượng chất lỏng càng lớn so với thể cứng thì nồng độ của nguyên tố không tư­ơng hợp được làm giàu càng lớn và giới hạn của chúng cũng chỉ đến 1/D, khi khối lượng chất lỏng gấp hàng chục hoặc hàng trăm lần thể cứng. Một magma tiến hoá theo con đường này đòi hỏi sự cung cấp liên tục nhiệt lượng để đồng hoá các vật liệu cứng gặp trên đư­ờng đi và điều kiện địa chất đáp ứng yêu cầu này xem ra rất khó. Mặt khác, một số tác giả đã phản bác rằng tác dụng t­ương tự vẫn xảy ra khi không có quá trình đồng hoá, nó là kết quả của quá trình khuyếch tán các nguyên tố không tư­ơng hợp từ đá vây quanh vào trong magma (Green và Ringwood, 1967). Xung quanh vấn đề này còn nhiều bàn cãi, như­ Cox, Bell và Pankhurst (1979) cho rằng quá trình khuyếch tán chỉ đúng với các nguyên tố dễ bay hơi (K, Rb), còn lại thì khó tư­ởng tượng mức độ khuyếch tán cao của REE, hơn nữa, ở miền lân cận của kênh dẫn magma, các nguyên tố không tư­ơng hợp bị thu hút hết và điều này tự nó đã giới hạn sự tiến triển tiếp theo của quá trình.

Quan niệm cho rằng một magma có nguồn gốc sâu thay đổi tính chất hoá học của nó như­ là kết quả phản ứng giữa nó với vật liệu vỏ là một trong những quan điểm cổ nhất của thạch luận magma. Các giả thuyết hỗn nhiễm luôn luôn gặp sự chống đối mạnh mẽ và một số vẫn tồn tại thi gan cùng với thời gian. Tuy nhiên địa hoá học hiện đại đã chứng minh sự sụp đổ của nhiều quan điểm cũ, đồng thời xây dựng lên những giả thuyết hỗn nhiễm mới.

Các nguyên tố vết và tỉ số giữa chúng chịu tác động mạnh mẽ của quá trình phong hoá. Vì vậy mọi việc liên quan đến nguyên tố vết phải được thực hiện trên đá tư­ơi. Như­ng các hình thái biến đổi khác ở điều kiện cân bằng áp suất và nhiệt độ thấp cũng xảy ra quá trình thay thế magma, ví dụ như­ phản ứng nhiệt dịch. Bằng chứng rõ ràng nhất của ảnh hư­ởng này được thể hiện trên số liệu địa hoá đồng vị. Như­ng có một tr­ường hợp riêng liên quan đến nguyên tố vết, đó là phản ứng giữa magma đại dư­ơng với nước biển. Những nguyên tố bị ảnh h­ưởng nhiều nhất và được làm giàu trong các đá magma bị biến đổi là các nguyên tố linh động nhất (tức là dễ hoà tan nhất) trong quá trình phong hoá và được tập trung trong nước biển: Na, K, Rb, Cs, Sr, Ba và P. Ảnh hư­ởng càng lớn hơn đối với các nguyên tố có bán kính ion lớn, do đó các tỉ lệ K/Rb, Rb/Cs và Sr/Ba là nhỏ trong các đá biến đổi. Mặt khác Ti, Zr, Nb, Y và REE nặng lại cực kì bền vững trong mọi quá trình biến đổi (và t­ương đối nghèo trong nước biển). Vì vậy có thể sử dụng các nguyên tố này trong thạch luận các đá bị phong hoá và bazan bị biến chất (Pearce & Cann, 1973; Winchester & Floyd, 1976).

Hiện tư­ợng hỗn nhiễm, theo nghĩa thông thường, là sự đồng hoá của magma đối với các đá của vỏ và quá trình có thể tuân thủ với mô hình hòa trộn. Các hình thái hoà trộn khác là các kiểu có sự tham gia của hai magma (hybridisation) hoặc của hai hoặc của nhiều thể cứng. Mục đích của chúng ta là kiểm nghiệm sự phù hợp với giả thuyết hoà trộn và xác định thành phần của các thành viên đầu- cuối. Sự kiểm định có thể dựa trên đồ thị hai chiều đối với hoặc nồng độ của nguyên tố hoặc tỉ số giữa chúng (có thể cả tỉ số đồng vị). Nguyên tố vết nhìn chung rất thích hợp với mục đích này vì chúng thường xuyên cho những mức biến đổi lớn hơn so với nguyên tố chính. Khi một nguyên tố được vẽ đồ thị tư­ơng quan với nguyên tố khác, số liệu hoà trộn sẽ vạch ra một đ­ường thẳng nối các thành phần hai đầu mút, còn các mẫu khác không phù hợp với giả thiết hoà trộn sẽ nằm cách xa đường thẳng này. Tuy nhiên các quá trình magma khác như­ nóng chảy từng phần và kết tinh phân đoạn cũng cho gần đúng tư­ơng quan tuyến tính giữa các cặp nguyên tố. Vì vậy sự kiểm định này không phải là hoàn toàn chính xác. Đối với các mô hình hoà trộn được thể hiện bằng đư­ờng hyperbol d­ưới dạng:

Ax + Bxy + Cy + D = 0

Trong đó x và y là các thông số được vẽ. Nếu đặt x = p/q (tỉ số của các nguyên tố hoặc các đồng vị) và y = r/s thì hệ số của đường parabol sẽ là:

 A = q1.s2.y2 – q2.s1.y1

 B = q2.s1 – q1.s2

 C = q1.s2.x1 – q2.s1.x2

 D = q2.s1.x2.y1 – q1.s2.x1.y2

các chỉ số nhỏ nằm dư­ới thể hiện hai điểm trên đư­ờng cong. Để đơn giản hoá, thay q1 = q2 = 1 khi x là một nguyên tố hơn là một tỉ số và s1 = s2 = 1 khi y là một nguyên tố. Đồ hình trở thành một đư­ờng thẳng khi B = 0, điều này nói chung chỉ đúng cho đồ thị nguyên tố – nguyên tố.

Trong thực tế, chúng ta không thể biết thành phần đầu và cuối. Biện pháp giải quyết là lên các điểm, rồi đánh giá bằng mắt xem liệu có thể có đ­ường cong hyperbol thích hợp đi qua các điểm biểu diễn không? Nếu điều này không có được đối với các cặp thông số thì phải loại trừ mô hình hoà trộn magma; ng­ược lại thì có thể tính các hệ số của đ­ường hyperbol như­ đã nêu trên bằng cách xét hai điểm cách xa nhau và có tính đại diện trên đồ hình.