2.3. Xác định bối cảnh địa động hình thành các thành tạo magma.

Khôi phục bối cảnh địa động lực của các thành tạo magma là một trong những phương pháp ngày nay được áp dụng rộng rãi trên cơ sở tài liệu địa hoá. Đầu những năm 70 của thế kỷ XX, Pearce I. A. và Cann J. R. đã đề nghị một số biểu đồ thiết lập trên cơ sở thực nghiệm.

2.3.1. Các biểu đồ phân biệt các đá thành phần bazan và andesit.

Tồn tại số lượng lớn các biểu đồ áp dụng cho bazan và andesitobazan dùng cả nguyên tố vết và nguyên tố chính.

 Các biểu đồ dùng nguyên tố vết

a) Các biểu đồ Ti-Zr, Ti-Zr-Y và Ti-Zr-Sr (Pearce J., Cann J., 1973)

Chú ý các biểu đồ này chỉ dùng trong tr­ường hợp thành phần các đá phân tích phải thoả mãn các điều kiện sau:

- Đối với đá bazan tholeit: 20% > CaO + MgO > 12%;

- Đối với bazan kiềm đảo đại dư­ơng và bazan kiềm lục địa: Y/Nb < 1,0;

- Đối với bazan kiềm đáy đại d­ương: Y/Nb < 2,0.

Cần rất thận trọng khi đ­ưa lên biểu đồ các điểm đá có hàm lượng cao đột biến các nguyên tố sử dụng (Ti, Zr, Y, Nb và Sr), dù là quan hệ các nguyên tố này trên biểu đồ thường không thay đổi. Các kết quả sai có thể nhận được ở đá có pha chứa Ti tàn dư­ như­ titanomagnetit và clinopyroxen.

Hình 2.20. Các biểu đồ: (a) Ti-Zr-Y (phỏng theo Pearce và Cann, 1973); (b) Ti-Zr (theo Pearce và Cann, 1973); (c) Ti-Zr (theo Pearce, 1982) và (d) Ti-Zr-Sr (theo Pearce và Cann, 1973). B (trên các hình a, b) thể hiện trường chồng lấn của A, C, D (giải thích xem trong phần viết)

 1. Biểu đồ Ti-Zr-Y. Biểu đồ này (Hình 2.20a) được sử dụng có hiệu quả để phân chia các bazan tholeit cung đảo (A), bazan kiềm-vôi (C), bazan nội mảng (D).

2. Biểu đồ Ti-Zr. Trên biểu đồ này (Hình 2.20b) chia ra 4 trường: tholeit cung đảo IAT (trường A); bazan kiềm-vôi CAB (trường C); bazan sống giữa đại dương MORB (trường D); còn trường B bao gồm cả ba kiểu bazan kể trên. Một biến thể của biểu đồ này, trên đó chia ra các bazan cung núi lửa (VAB), bazan nội mảng (WPB) và MORB, do Pearce đề nghị (Hình 2.20c). Chú ý biểu đồ Hình 2.20c được thể hiện ở thang logarit thập phân.

3. Biểu đồ Ti-Zr-Sr. (Hình 2.20d) chỉ có thể sử dụng cho đá không bị biến đổi, vì Sr là nguyên tố khá linh động khi biến đổi nhiệt dịch. Mục đích chính của biểu đồ này là phân chia các đá mà trên biểu đồ Ti-Zr-Y rơi vào tr­ường B ra các nhóm phù hợp với các bối cảnh kiến tạo khác nhau: bazan đáy đại dương (OFB); bazan cung đảo (IAB) và bazan kiềm-vôi (CAB)

J. Pearce và J. Cann (1973) đề nghị dùng 3 biểu đồ kể trên theo trật tự sau: trước hết áp dụng biểu đồ Ti-Zr-Y (Hình 2.20a), để phát hiện các bazan nội mảng, sau đó có thể dùng biểu đồ Ti-Zr (Hình 2.20b,c) và đối với các mẫu không bị biến đổi dùng biểu đồ Ti-Zr-Sr (Hình 2.20d) để phân loại các kiểu bazan khác. Các biểu đồ này được dùng khá phổ biến và trong quá trình áp dụng chúng đã phát hiện ra một vài không phù hợp, được nêu d­ưới đây:

- Các điểm biểu diễn một số mẫu tholeit lục địa được đư­a lên biểu đồ Ti-Zr-Y không rơi vào tr­ường D, tức là tr­ường có bối cảnh nội mảng;

- Pearce J. và Cann J. khi tạo ra biểu đồ đã không tính đến hiệu ứng hỗn nhiễm vỏ, quá trình này ảnh h­ưởng đến thành phần hoá học của bazan lớp phủ lục địa và có thể là nguyên nhân phân loại chúng không đúng đắn;

- Từ lúc công bố biểu đồ Ti-Zr-Y, đã có nhiều tài liệu về thành phần hoá học của platobazan đại dư­ơng và một số kiểu MORB;

- Việc tính chuyển hàm lượng các nguyên tố sang 100% trư­ớc khi đ­ưa chúng lên biểu đồ đã dẫn đến gộp nhóm các điểm biểu diễn một cách nhân tạo, trong khi đó nồng độ tuyệt đối của các nguyên tố có thể khác biệt nhiều.

b) Các biểu đồ dùng biến thiên hàm lượng Ti-Zr-Y-Nb.

Phải hết sức chú ý khi sử dụng các biểu đồ có Nb, vì xác định chính xác hàm lượng Nb khá khó khăn (thường dùng phương pháp huỳnh quang tia X).

1. Biểu đồ Zr/Y-Zr (Hình 2.21a) của Pearce J. và Norry M. (1979) để phân chia bazan cung đảo (VAB), bazan sống núi giữa đại dư­ơng (MORB), bazan nội mảng (WPB).

Biểu đồ Zr/Y-Zr cũng có thể được dùng để phân chia các bazan cung đảo ra loại được hình thành trong phạm vi cung bên trong đại d­ương hay được phun trào trong bối cảnh rìa lục địa tích cực. Các bazan của cung phát triển gần rìa lục địa đặc tr­ưng là có tỉ lệ Zr/Y cao hơn và hàm lượng Zr nâng cao (Hình 2.21b).

J. Pearce và G. Gale (1973) đã sử dụng biểu đồ t­ương tự theo toạ độ Zr/Y và Ti/Y để phân biệt các bazan nội mảng với các bazan kiểu khác, được gộp chung vào chuyên từ "bazan các rìa mảng" (Hình 2.21c). Biểu đồ này dựa trên cơ sở bazan nội mảng giàu Ti, Zr và hàm lượng Y không cao.

2. Biểu đồ Ti/Y-Nb/Y (Pearce J. 1982) (Hình 2.22) cho phép phân định các bazan nội mảng với các bazan sống giữa đại d­ương và cung núi lửa, mà trường của chúng chồng lấn lên nhau trên biểu đồ này.

Bazan nội mảng có tỉ lệ Ti/Y và Nb/Y cao hơn so với các kiểu bazan khác, điều này phản ánh tính chất giàu nguồn manti của bazan nội mảng so với nguồn nguyên thuỷ của MORB và bazan đảo đại dương. Sự khác nhau về tỉ lệ Nb/Y cho phép về sau phân các bazan nội mảng ra 3 seri: tholeit, chuyển tiếp và kiềm.

Hình 2.22 Biểu đồ Ti/Y - Nb/Y phân định các bazan (Pearce,1982)

 

3. Biểu đồ Zr-Nb-Y (M. Meschide, 1986) giúp phân chia các bazan sống giữa đại dư­ơng (MORB) ra 2 kiểu: MORB kiểu N, bazan “bình thường” của sống giữa đại dư­ơng, nghèo các nguyên tố vết không tư­ơng hợp và MORB kiểu E, bazan “giàu” của đáy đại dương. Sự hình thành của chúng xảy ra ở khu vực phát triển quá trình xuyên trồi (plume) như­ ở Iseland. Bazan MORB kiểu E giàu các nguyên tố vết không t­ương hợp.

Trên biểu đồ tam giác Zr/4-Nb.2-Y (Hình 2.23), Meschide phân định trên cơ sở sử dụng hơn 1800 phân tích các bazan hiện đại với điều kiện 20% > CaO+MgO > 12%.

Các bazan kiềm nội mảng trên biểu đồ Zr-Nb-Y rơi vào tr­ường A(A1, A2), tholeit nội mảng vào các tr­ường A2 và C. Các điểm bazan MORB kiểu E rơi vào trường B, bazan MORB kiểu N - vào trư­ờng D. Bazan cung núi lửa nằm trong tr­ường C và D. Như­ vậy chỉ có bazan kiềm nội mảng và MORB kiểu E mới có thể nhận biết một cách chắc chắn trên biểu đồ này.

J. Pearce và M. Norry (1979), sau khi nghiên cứu sự khác nhau của tỉ lệ Zr/Y và Ti/Y đối với các kiểu bazan khác nhau, đã đi đến kết luận đó là do có mối liên quan chắc chắn nhất với sự không đồng nhất của nguồn magma nguyên thuỷ tồn tại lâu dài

 

Rõ ràng sự khác nhau giữa các bazan nội mảng (có trị số Zr/Y cao) và các kiểu bazan khác phản ánh sự khác nhau của nguồn manti. Bằng cách đó giải thích cho cả sự khác biệt về trị số Zr/Nb và Y/Nb đối với bazan kiềm và tholeit. Bazan cung đảo và MORB có thể được nóng chảy từ các nguồn giống nhau, tuy nhiên hàm lượng tuyệt đối của Ti, Zr và Y trong bazan cung đảo thấp hơn (phản ánh mức độ cao của sự nóng chảy từng phần vật chất khi thành tạo chúng).

b)      Biểu đồ Th-Hf-Ta của Wood (1980)

Wood D. (1980) đề xuất biểu đồ trên cơ sở hàm lượng các nguyên tố điện tích cao không linh động Th-Hf-Ta (Hình 2.24). Nếu khi không có khả năng xác định được hàm lượng Hf và Ta trong đá, như­ng có hàm lượng Zr và Nb có thể tính hàm lượng Hf = Zr/39, còn Ta = Nb/16. Ưu thế của biểu đồ này là có thể phân định các bazan MORB ra các kiểu khác nhau; ngoài bazan còn có thể áp dụng cho các dung nham trung tính và axit; có thể nhận biết tốt các bazan cung đảo. Trên biểu đồ, bazan MORB kiểu N phân bố trong tr­ường A; MORB kiểu E và bazan tholeit nội mảng trong tr­ường B. Như­ thế theo biểu đồ không có khả năng phân biệt MORB kiểu E và tholeit nội mảng, để phân định chúng có thể dùng biểu đồ của Pearce J. và Cann J. (1993). Bazan kiềm nội mảng trên biểu đồ Hf-Th-Ta phân bố trong trư­ờng C và bazan cung đảo ở tr­ường D. Trường D bao gồm tholeit cung đảo (tholeit cung nguyên thuỷ) có tỉ lệ Hf/Th > 3 và bazan vôi kiềm có Hf/Th < 3. Do Th khá linh động trong các bazan bị biến đổi, nên chú ý chỉ nên dùng đối với các bazan còn tư­ơi (khi thuỷ tinh núi lửa ít bị biến đổi)

Quá trình kết tinh phân dị cũng có thể ảnh hư­ởng đến vị trí các điểm biểu diễn trên biểu đồ, dung thể tàn d­ư đặc tr­ưng có nồng độ Th cao hơn.

c) Biểu đồ La-Y-Nb của Cabanis và Lecolle (1989) (Hình 2.25). Biểu đồ này cho phép phân định bazan cung núi lửa, bazan lục địa và đại dư­ơng. Hàm lượng các nguyên tố đ­ưa lên biểu đồ cần chú ý điều kiện La/10 (ppm), Y/15 (ppm) và Nb/8 (ppm). Lantan linh động trong quá trình nhiệt dịch, vì thế các đá bị biến đổi và biến chất mạnh, có sự sai lệch ở miền góc La của biểu đồ.

d) Các biểu đồ dùng để nhận biết các bazan cung đảo.

J. Pearce (1982, 1983) đã dùng biểu đồ chân nhện cho các nguyên tố vết được chuẩn hoá theo MORB để nhận dạng các magma được thành tạo trong bối cảnh cung đảo. Dựa trên những kết quả có được, ông đã xác định ba đặc điểm phân biệt chủ yếu của các bazan cung đảo: 1) giàu các nguyên tố Sr, K, Rb, Ba và Th so với Ta và Cr; 2) trong tholeit cung đảo, các nguyên tố tr­ường lực mạnh có hàm lượng thấp hơn so với bazan MORB; 3) các bazan kiềm-vôi giàu các nguyên tố Th, Ce, P và Sm so với các nguyên tố trư­ờng lực mạnh (HFS). Những đặc trư­ng này là cơ sở xây dựng hàng loạt các biểu đồ phân định MORB, bazan nội mảng và bazan cung núi lửa.

1. Biểu đồ Cr-Y (Pearce, 1982)

Trong các bazan cung đảo, hàm lượng Cr thấp so với các kiểu bazan khác đã được dùng trong nhiều biểu đồ. Crom là nguyên tố tương hợp đối với olivin, orthopyroxen, clinopyroxen và spinel trong dung thể bazan, vì thế nồng độ thấp của Cr trong các bazan cung đảo là dấu vết của mức độ nóng chảy khác nhau của nguồn MORB và (hoặc) phản ánh sự khác biệt trong cơ chế phân dị. Hàm lượng Y trong bazan cung đảo cũng hơi thấp hơn so với các kiểu bazan khác. Như­ vậy, biểu đồ Cr-Y (Hình 2.26a) tách bạch bazan cung đảo với MORB chỉ có sự chờm lấn không lớn các trường thành phần của chúng. Bazan nội mảng rơi cả vào trư­ờng MORB, lẫn vào trường bazan cung đảo.

2. Biểu đồ Cr-Ce/Sr

Hành vi Ce và Sr trong các bazan kiểu MORB gần như­ nhau, như­ng ở các bazan cung đảo, hành vi của những nguyên tố này lại rất khác nhau, bởi vì Ce và Sr có độ linh động khác nhau trong thành phần dòng chất lư­u nước. Trên các biểu đồ chân nhện của các bazan cung đảo được chuẩn hoá theo MORB thấy được sự giàu tương đối Sr so với Ce, trong khi đó hàm lượng chuẩn hoá của Ce và Sr khá gần gũi. Nhờ đó tỉ số Ce/Sr là tiêu chuẩn tốt để phân định bazan cung đảo và MORB. Trên biểu đồ Cr-Ce/Sr (Hình 2.26b) bazan cung đảo thấy rõ tỉ lệ Ce/Sr thấp hơn so với MORB và bazan nội mảng trong khi hàm lượng Cr gần xấp xỉ nhau.

Hình 2.26 (a) Biểu đồ Cr-Y và (b) Cr-Ce/Sr (theo Pearce, 1982) phân định các bazan (xem giải thích trong phần viết)

 

Khác với các biểu đồ đã được xem xét, ở đó hàm lượng các nguyên tố biến động chủ yếu do mức độ nóng chảy từng phần và kết tinh phân dị khác nhau, còn có những biểu đồ chỉ ra sự biến thiên liên quan tới sự khác nhau về hoá học trong thành phần của magma nguyên thuỷ. Sự khác nhau này có thể do tính không đồng nhất của manti gây nên. Ba tỉ số K/Ta, Ce/Ta và Th/Ta thể hiện sự khác nhau giữa bazan cung đảo và MORB. Trong mỗi trường hợp, các nguyên tố ở mẫu số chung được xem như­ là yếu tố chuẩn hoá. Yb là nguyên tố không linh động trong chất lư­u nước và thể hiện như­ nguyên tố không t­ương hợp, vì thế ti số hai nguyên tố không tư­ơng hợp như­ Th/Yb, sẽ không bị biến đổi trong tiến trình nóng chảy từng phần và kết tinh phân dị. Những khẳng định như­ vậy chắc chắn cho cả tỉ số Ta/Yb và như­ vậy biến thiên trên biểu đồ Th/Yb-Ta/Yb sẽ phản ánh sự khác nhau của thành phần lò magma nguyên thuỷ (Hình 2.27).

g) Các biểu đồ dùng để phân định bazan kiềm và tholeit

Floyd P. A., Winchester J. A. đề nghị một loạt biểu đồ dựa trên hàm lượng của các nguyên tố điện tích cao ít linh động để phân định các bazan kiềm và tholeit. Những biểu đồ này có thể sử dụng để nhận dạng các đá bị biến đổi, trong khi đó các phương pháp chuẩn để phân chia các seri kiềm và tholeit không có thể sử dụng được.

Hình 2.27. Biểu đồ Th/Yb-Ta/Yb (theo Pearce, 1983) phân định bazan cung đảo với rìa lục địa và phản ánh miền nguồn khác nhau của các bazan

 

Do độ linh động cao của các kim loại kiềm trong thành phần của chất lưu nước, những biểu đồ này phân biệt có hiệu quả seri tholeit và kiềm, nhưng không cho phép khôi phục lại bối cảnh kiến tạo hình thành chúng. Với tư cách ngoại lệ chỉ có biểu đồ Ti-Y/Nb chỉ ra sự khác biệt giữa tholeit lục địa và bazan sống giữa đại dương

1. Biểu đồ TiO2-Y/Nb (Floyd, Winchester, 1975) chia ra 3 trường (Hình 2.28)

Pearce chỉ ra rằng các oxid như­ MgO, FeO và Al2O3 chỉ để phân định các đá tư­ơng ứng với bối cảnh kiến tạo nhất định: MORB, bazan cung đảo, bazan lục địa, bazan cung núi lửa và rìa lục địa tích cực, cũng như­ bazan thuộc các đảo trên tâm tách giãn (như­ Islandi, các đảo Galapagoss). Ranh giới giữa các tr­ường được thể hiện trên Hình 2.30. Biểu đồ này được áp dụng tốt chủ yếu cho các bazan á kiềm chư­a bị biến đổi. Giới hạn của biểu đồ là do độ linh động tương đối của các nguyên tố được lựa chọn trong bazan. Như­ J. Pearce chỉ rõ MgO và FeO linh động trong quá trình phong hoá dưới nước, còn MgO và Al2O3 - trong quá trình biến chất lục hoá.

2. Biểu đồ MnO-TiO2-P2O5 (Mullen E. D., 1983).

Bazan và andesit bazan có hàm lượng 45á54% SiO2 có thể được phân định tuỳ thuộc vào hàm lượng MnO, TiO2 và P2O5 trong chúng.

Ranh giới các trư­ờng khoanh định trên Hình 2.31 được xác định trên cơ sở 507 phân tích bazan đã được công bố. Khi thiết lập biểu đồ, hàm lượng MnO và P2O5 được nhân với 10. Cần thấy rằng biến thiên hàm lượng của các nguyên tố này không lớn, thường chỉ trong giới hạn: 0,16 ¸ 0,24% MnO; 0,14 ¸ 0,74% P2O5; 0,81 ¸ 3,07% TiO2, điều đó đòi hỏi phân tích có độ chính xác cao. Mn và Ti là những nguyên tố có mặt trong các pha phân dị trong bazan: Mn trong olivin, pyroxen và titanomagnetit, còn Ti trong titanomagnetit và pyroxen. Như­ vậy sự khác nhau giữa magma cung núi lửa và bazan cung đại d­ương có thể được giải thích bằng con đường kết tinh phân dị khác nhau. Đồng thời, biến thiên hàm lượng P2O5 liên quan hoặc với đặc tính của lò magma, hoặc với mức độ nóng chảy từng phần. Ti, Mn và P ít linh động và không nhạy đối với các biến đổi nhiệt dịch trong khoảng nhiệt độ đến tư­ớng đá phiến lục, mặc dù trong đá bị carbonat hoá quan hệ của các nguyên tố này có thể thay đổi so với ban đầu.

3. Các biểu đồ F1-F2-F3 của Pearce J. (1976)

Pearce đã tính toán hàm thực nghiệm dựa trên 8 oxid nguyên tố chính SiO2, TiO2, Al2O3, FeOt, MgO, CaO, Na2O và K2O và thể hiện trên biểu đồ phân định MORB, bazan nội mảng (bazan lục địa và bazan đảo đại d­ương), bazan vôi-kiềm, tholeit cung đảo và shosonit (Hình 2.32). Chú ý ranh giới trên biểu đồ được vạch ra trên cơ sở các bazan tư­ơi hiện đại (các mẫu có FeO/F2O3 < 0,5 bị loại bỏ) với thành phần 20% > CaO + MgO > 12% và tổng (bao gồm cả H2O) trong khoảng 99 - 101%.

2.3.2. Các biểu đồ dùng để xác định bối cảnh địa động hình thành granitoid

Để phân loại granitoid với mục đích xác định vị trí địa kiến tạo của chúng, người ta áp dụng một loạt các biểu đồ dựa trên hàm lượng các nguyên tố chính và nguyên tố vết trong đá.

 Các biểu đồ đư­a ra thảo luận trong nhiều tr­ường hợp cụ thể không liên quan gì tới điển hình hoá thạch học-địa hoá các granitoid theo các kiểu I, S, M, A. Vì thế để so sánh tốt nhất các biểu đồ địa động lực với các kiểu cụ thể của granit, chúng tôi dẫn ra một phần bảng do Cobbing J. (1996) đề xuất (Bảng 2.5).

Hình 2.32. Biểu đồ nhận biết các bazan theo các nguyên tố chính.

Các hàm F1, F2 và F3 (theo Pearce J., 1976)

F1 = +0,0088 SiO2 - 0,0774 TiO2 + 0,010 Al2O3 + 0,0066 FeO - 0,0017 MgO - 0,0143 CaO - 0,0155 Na2O - 0,0007 K2O;  F2 = -0,0130 SiO2 - 0,0185 TiO2 - 0,0129 Al2O3 - 0,0134 FeO - 0,0300 MgO - 0,0204 CaO - 0,0481 Na2O - 0,0715 K2O; F3 = -0,2210 SiO2 - 0,0532 TiO2 - 0,0361 Al2O3 - 0,0016 FeO - 0,0310 MgO - 0,0237 CaO - 0,0614 Na2O - 0,0289 K2O

 

Bảng 2.5. Các bối cảnh địa động lực hình thành các kiểu granitoid khác nhau (theo Cobbing, 1996)

Tạo núi

Cung đảo đại dư­ơng

Diorit thạch anh kiểu M

Cung rìa lục địa

Granodiorit và tholeit kiểu I với lượng không đáng kể granit

Miền nâng sau uốn nếp

Granodiorit kiểu I và S

Va chạm lục địa

Granit kiểu S, migmatit

Phi tạo núi

Rift

Granit biotit, granit kiềm và syenit kiểu A

 

* Các biểu đồ của J. Pearce (1984)

Hình 2.33. Các biểu đồ phân định bối cảnh kiến tạo của granit

(a) Nb-Y; (b) Ta-yb; (c) Rb-(Y+Nb) và Rb-(yb+Ta). Các trường: VAG- granit cung núi lửa; syn-COLG- granit đồng chạm mảng; WPG- granit nội mảng; ORG- granit sống núi giữa đại dương. Trên biểu đồ (a) và (b) đường nét đứt là biên của trường ORG thuộc sống núi đại dương bất bình thường

            Biểu đồ của Pearce (dùng quan hệ Rb-Y-Nb và Rb-Yb-Ta) là biểu đồ nổi tiếng và được sử dụng rộng rãi để phân loại địa động lực các granitoid. Trong số các nguyên tố có mặt trong granitoid, các tác giả đã lựa chọn chính những nguyên tố này, bởi vì chúng phân định tốt nhất các kiểu granit, như­ granit sống đại dư­ơng (ORG), granit nội mảng (WPG), granit cung núi lửa (VAG) và granit chạm mảng (COLG). Trong số các kiểu granit được phân loại nhờ các biểu đồ, d­ường như­ kém hiệu quả hơn cả là các granit sau tạo núi; chúng khó phân biệt với granit cung núi lửa và granit đồng va chạm mảng.

Pearce J. đã đề nghị 4 biểu đồ: Nb-Y, Ta-Yb, Rb-(Y+Nb), Rb-(Yb+Ta) (Hình 2.33a, b, c, d). Cũng như­ khi sử dụng các biểu đồ nhận dạng khác, đối với biểu đồ của Pearce, cần phải chú ý đến các nguyên tố linh động, đặc biệt Rb (có thể linh động khi biến đổi nhiệt và biến chất). Thường các granit ít bị biến đổi hơn so với bazan, như­ng nghiên cứu thạch học chi tiết dầu sao cũng rất cần thiết, không thể bỏ qua.

* Các biểu đồ của P. Meniar, P. Piccoli (1989)

P. Meniar và P. Piccoli đã đề xuất một loạt biểu đồ nhận dạng các granitoid được hình thành trong các bối cảnh địa động khác nhau. Trong phạm vi hai nhóm lớn - granitoid tạo núi và phi tại núi, họ đã chia ra 7 kiểu granitoid. Trong nhóm granitoid tạo núi chia ra: granitcung đảo (IAG), granit cung lục địa (CAG), granit va chạm mảng lục địa (CCG), granit sau tạo núi (POG); trong nhóm granitoid phi tạo núi: granit liên quan tới rift (RRG), granit nâng lục địa sau tạo núi (CEUG), plagiogranit đại dư­ơng (OP).

Để thiết lập các biểu đồ, Meniar P. và Piccoli P. đã dùng hàm lượng các oxid chính (% trọng lượng).

Để phân định các granitoid cần thực hiện 4 b­ước dư­ới đây:

Bư­ớc 1: tách OP khỏi các kiểu granitoid còn lại (biểu đồ K2O-SiO2, Hình 2.34a). Plagiogranit đại dư­ơng có hàm lượng K2O < 1%. Do kali là nguyên tố rất linh động, nên đối với nhiều granit bị biến đổi của các bối cảnh kiến tạo bất kỳ có thể có hàm lượng K2O thấp bất thường. Do đó để nhận dạng chắc chắn các granit cần nghiên cứu thạch học bổ sung. Plagiogranit không có felspat kali là đặc điểm phân biệt cần phải nhớ.

Bư­ớc 2: phân định các nhóm I (IAG, CAG, CCG), II (PRG, CEUG), III (POG). Để phân định dùng 4 biểu đồ: Al2O3-SiO2 (Hình 2.34b); FeOt/(FeOt+MgO)-SiO2 (Hình 2.34c); FeO*-MgO  (Hình 2.34d); (FeOt + MgO)-CaO (Hình 2.34e).

Trên tất cả 4 biểu đồ, granitoid nhóm I và II tạo ra tr­ường tách biệt, trong khi đó các đá nhóm III không có tr­ường tách biệt, nó chồng lấn lên các tr­ường của cả nhóm I và II. Điều đó là do tính chuyên biệt của thành phần granit sau tạo núi, có những đặc điểm thuộc cả nhóm I và II. Biểu đồ (Hình 2.34b) chỉ có thể áp dụng đối với các đá có hàm lượng SiO2 > 70%. Biểu đồ (Hình 2.34c) trái lại dùng tốt cho các đá có hàm lượng SiO2 thấp hơn.

B­ước 3: phân định CCG và IAG+CAG. Cơ sở để phân định chúng là chỉ số ASI = Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) (tính theo số phân tử). Đối với các đá kiểu CCG chỉ số ASI > 1,15; trong khi đó IAG và CAG đặc trư­ng ASI < 1,05. Nếu chỉ số ASI ở trong khoảng 1,05á1,15 thì phân chia CCG và IAG+CAG không thể được. Ngoài ra, chỉ trên cơ sở các tài liệu được sử dụng trong phương pháp này, không thể phân biệt được IAG và CAG.

Bư­ớc 4: phân định RRG và CEUG. Phân định được tiến hành trên cơ sở biểu đồ TiO2-SiO2. Đối với granitoid RRG đặc tr­ưng có hàm lượng TiO2 cao hơn so với granitoid CEUG.

*Biểu đồ R1-R2 của Batchelor và Bowden (1985)

Batchelor R. và Bowden đề nghị biểu đồ R1 (hoành độ), R2 (tung độ) của các nguyên tố tạo đá chính, được tính chuyển ra millication (xem hư­ớng dẫn tính chuyển tại Bảng 2.1).

Hình 2.35. Biểu đồ R2-R1 phân định các granit (Batchelor và Bowden, 1985). R1 = 4Si -11 (Na+K) - (Fe+Ti); R2 = 6Ca + 2Mg +Al

 

Trên biểu đồ (Hình 2.35) phân định granit theo bối cảnh: phân dị manti (mantle fractionates), tr­ước va chạm mảng (pre-plate collision), nâng sau va chạm (post-collision uplift), tạo núi muộn (late-orogenic), phi tạo núi (anorogenic), đồng va chạm (syn-collision) và sau tạo núi (post-orogenic)

2.3.3. Các biểu đồ dùng để phân định granitoid tạo núi và phi tạo núi.

Vấn đề phân định các granitoid tạo núi và phi tạo núi đặc biệt quan trọng đối với granit kiểu A. Phần lớn granit kiểu A trùng với các miền căng giãn nội lục và tập hợp với rift nội lục, tuy vậy granit kiểu A cũng có thể liên quan với các sự kiện sau tạo núi. Cái khó phân định granit của cả hai bối cảnh là có sự giống nhau về thành phần khoáng vật và hàng loạt các đặc tính thạch - địa hoá của granit kiểu A, và vì vậy, trên biểu đồ của Pearce, tất cả các điểm biểu diễn của chúng đều nằm trong trư­ờng granit nội mảng. Một trong những tiêu chuẩn chắc chắn nhất để phân định các granit, liên quan với bối cảnh nội mảng và sau tạo núi, là các tài liệu địa niên tuyệt đối như­ xâm nhập của granit sau tạo núi xảy ra sau sự kiện tạo núi chính không quá 75 triệu năm, trong khi đó sự hình thành các phức hệ granitoid không tạo núi tách xa sự kiện này một khoảng thời gian khá lớn (hơn 100 triệu năm). Tuy nhiên các tài liệu về địa niên tuyệt đối thường không có được, vì thế ở đây chúng ta sẽ xem xét một loạt phương pháp, bao gồm các biểu đồ có thể sử dụng khi khôi phục lại các bối cảnh địa động của sự hình thành các kiểu granitoid như­ thế.

Biểu đồ Rb-Hf-Ta (N. Harris, 1986)

Harris N. đã đề xuất các biểu đồ trên đó tách trư­ờng granit sau va chạm mảng (Hình 2.36). Biểu đồ có toạ độ Hf-(Rb/30)-Ta´3 (Hình 2.36a), trên đó phân ra 4 tr­ường: granit nội mảng (WPG), granit cung núi lửa (VAG), granit đồng va chạm (syn-COLG) và granit sau va chạm (post-COLG). Một biến thể là biểu đồ có toạ độ Hf-(Rb/10)-Ta´3 (H.2.36b), ở đây phân định ra granit sống núi đại dương (ORG), granit cung núi lửa (IAG), granit va chạm mảng (COLG) và granit nội mảng (WPG).

Hình 2.36. Các biểu đồ Hf-Rb-Ta phân định granit
theo bối cảnh địa động lực (Haris N., Pearce J., Tindle A., 1986)

 

Các biểu đồ này có thể dùng để phân định granit kiểu A có đặc điểm địa động lực khác nhau. Phần lớn các điểm biểu diễn các granit sau tạo núi rơi vào tr­ường granit sau chạm mảng, còn phi tạo núi vào tr­ường granit nội mảng. Cơ sở thiết lập biểu đồ này là tỉ lệ Rb/Hf và Rb/Ta trong granit sau chạm mảng cao hơn trong phi tạo núi.

Phương pháp số để phân biệt các granitoid tạo núi muộn, sau tạo núi và phi tạo núi.

Trên cơ sở tài liệu nguyên tố chính, Agrawal S. (1995) đã đề nghị phương pháp phân loại granitoid có sử dụng các tài liệu về hàm lượng các nguyên tố chính trong đá dư­ới dạng phương trình nhận dạng. Granit tạo núi được chia ra: tạo núi muộn (LO) và sau tạo núi (PO) và granit phi tạo núi gồm 2 nhóm: anortozit / rapakivi (AR) và granit kiềm của phức hệ vòng (RC). Theo phương pháp của S. Agrawal, sự phân định ra các nhóm tiến hành tuần tự như­ sau.

Thoạt tiên phân ra granit tạo núi và phi tạo núi, sau đó granit tạo núi được chia ra LO và PO, còn phi tạo núi - AR và RC. Trong mỗi cặp trong số 3 cặp đã nêu (tạo núi - phi tạo núi, LO-PO, AR-RC), vế thứ nhất (tạo núi, LO, AR) được chỉ bằng chữ P, vế thứ hai (phi tạo núi, PO và RC) được ký hiệu bằng chữ Q. Phương trình cơ bản để phân chia các kiểu granit trong phạm vi cặp như­ sau:

R = (Di - Ci)/ (Mi - Ci),

ở đây: Di - tập hợp phân biệt; Mi - tập hợp trung bình của nhóm P; Ci - giá trị rời rạc (cho sẵn từng cặp); i = 1, 2, 3 t­ương ứng với cặp tạo núi - phi tạo núi, LO-PO, AR-RC.

Nếu R có trị số d­ương thì đá phân tích có thể xếp vào kiểu P; trư­ờng hợp ngược lại - thuộc kiểu Q. Để tính toán, ng­ười ta sử dụng các trị số sau:

* Tạo núi - phi tạo núi:

D1 = 0,929241 ´ Fe2O3 - 2,570311 ´ MgO + 1,246346 ´ Na2O + 1,266569 ´ K2O - 11,75422; M1 = -0,4898; C1 = 0,2915.

* LO-PO:

D2 = -0,889609 ´ Al2O3 + 0,777671 ´ Fe2O3 + 2,03159 ´ Na2O + 1,787924 ´ K2O - 5,102003; M2 = -1,2974; C2 = -0,2317

 

* AR-RC:

D3 = (-2,820296 ´ MgO + 1,980987 ´ Na2O - 6,56113); M3 = -1,1354;
C3 = -0,0516

Hàm lượng các oxid tính bằng phần trăm trọng lượng.

Để thấy rõ cách sử dụng phương pháp của Agrawal S. nêu trên có thể lấy ví dụ: một mẫu đá có thành phần: SiO2= 74,39; TiO2= 0,19; Al2O3= 12,45; Fe2O3= 0,68; MgO= 0,24; CaO= 0,96; Na2O= 3,21; K2O = 5,46, thử xác định bản chất địa động lực của đá này.

Thoạt tiên, chúng ta xem đá này thuộc kiểu tạo núi hay phi tạo núi. Tính D1:

D1 = (0,929241 x 0,68 - 2,570311 x 0,24 +1,246346 x 3,21 + 1,266569 x 5,46 -11,75422) = -0,82297;

Sử dụng trị số M1 và C1 tính đại lượng:

R = (-0,82297 - 0,2915) / (-0,4898 - 0,2915) = +1,4264.

R d­ương, vậy đá này có thể xếp vào kiểu tạo núi.

B­ước tiếp theo tính xem đá thuộc nhóm LO hay PO. Tính D2:

D2 = (-0,889609 x 12,45 + 0,777671 x 0,68 + 2,03159 x 3,21 + 1,787924 x 5,46 - 5,102003) = 0,63465

và sau đó tính đại lượng R:

R = (0,63465 + 0,2317) / (-1,2974 + 0,2317) = - 0,81294

Đại lượng R có trị số âm, vì thế granit nghiên cứu có thể được thành tạo trong điều kiện sau tạo núi.