ĐÁ PHUN TRÀO PALEOZOI SÔNG ĐÀ: NGUỒN GỐC VÀ ĐỘNG LỰC MANTI

 

NGUYỄN HOÀNG¹, NGUYỄN ĐẮC LƯ², NGUYỄN VĂN CAN²

¹Viện Địa chất, Viện KH & CN VN, Hoàng Quốc Việt, Cầu Giấy, Hà Nội
²Liên đoàn Bản đồ địa chất miền Bắc, Nguyễn Văn Cừ, Long Biên, Hà Nội

 

Tóm tắt: Đá phun trào Paleozoi cấu trúc Sông Đà (CTSĐ) chủ yếu bao gồm đá mafic (khoảng 80%) cùng với các biến loại axit và trung tính như ryolit, andesit, trachyt và các biến loại trung gian. Phân tích đồng vị Sr, Nd và Pb được thực hiện đối với một số mẫu đại diện. Số liệu đồng vị ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd và ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb nguyên thuỷ được tính toán trên cơ sở tuổi 283 Tr.n. cho giá trị tuần tự là 0,7036 – 0,7090, 0,5119 – 0,5124, và 18,32 – 23,50. Trừ một mẫu mafic với ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,7036 và ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,5124 tất cả mẫu còn lại có giá trị đồng vị Sr cao hơn và Nd thấp hơn manti nguyên thuỷ tại thời điểm cách đây 283 Tr.n., theo thứ tự, là 0,7041 và 0,5123. Đá phun trào CTSĐ có giá trị các đồng vị cao cùng với dị thường âm tại các nguyên tố trường lực mạnh như Nb, Ta và Zr được giải thích là sản phẩm sản sinh từ (các) nguồn manti nhiễm vật chất vỏ, được đưa vào manti do hoạt động hút chìm cổ. Điều kiện động lực xuất hiện phun trào CTSĐ có thể (1) tách giãn thạch quyển nội mảng, hệ quả của quá trình nén ép lâu dài, (2) tách giãn thạch quyển rìa mảng theo cơ chế cung sau (back-arc). Cả hai quá trình động lực có thể liên quan đến sự phát triển và khép lại của biển Paleo-Tethys bắt đầu cách đây khoảng 400 Tr.n.

 

I. MỞ ĐẦU

Cấu trúc Sông Đà (CTSĐ) đã có nhiều tên gọi và quan niệm về cơ chế động lực thành tạo khác nhau. Đovjikov A. và đồng nghiệp [5] gọi là võng Trias; tuy nhiên đa số cho rằng đây là một rift nội mảng [3, 4, 19, 20]. Ngoài ra Văn Đức Chương [21] và Lê Duy Bách [8] cho rằng có các dấu hiệu về sự tồn tại của các phức hệ ophiolit kiểu đại dương tại đây. Nếu điều này là đúng CTSĐ sẽ không còn được xem là một rift nội mảng vì ophiolit chỉ hình thành tại các sống đại dương và xuất hiện tại các miền mảng va chạm và trồi nguội (obduction zone).

Đây là bài báo thứ ba trong loạt bài nghiên cứu đá núi lửa CTSĐ của chúng tôi. Trong bài báo thứ nhất chúng tôi đã chứng minh rằng đá phun trào Paleozoi CTSĐ là sản phẩm nóng chảy của quyển mềm pha trộn với vật chất manti thạch quyển trong bối cảnh động lực tách giãn thạch quyển kéo theo sự nâng lên của quyển mềm [12]. Bài thứ hai thông báo tuổi của một tổ hợp đá phun trào khu vực Đồi Bù (Hoà Bình) [13]. Mục đích của bài thứ ba này là tìm hiểu đặc điểm địa hoá nguồn và chế độ động lực của đá phun trào CTSĐ. Để giải quyết các mục tiêu nêu trên, ngoài số liệu công bố dưới đây chúng tôi sẽ sử dụng các bằng chứng về địa chất, thạch học và hoá học đã thông báo trong 2 bài báo trước. Với loạt các bài báo này chúng tôi hy vọng các kết quả thu được sẽ giúp làm sáng tỏ hơn mối liên quan giữa đá núi lửa CTSĐ và khoáng hoá đồng, vàng.

II. PHÂN TÍCH HOÁ HỌC

Mẫu được chọn lọc từ các mẫu sau khi đã có kết quả phân tích nguyên tố chính và phụ bằng XRF. Tiêu chí chọn lựa là mẫu tươi, hoặc tương đối ít bị biến đổi thứ sinh, đại diện từng khu vực trên và đa chủng loại. Đồng vị Sr, Nd và Pb được phân tích tại Sở Địa chất Nhật Bản. Quy trình hoá học và khối phổ được tóm tắt như sau. Khoảng 25 gram mẫu được dập vụn cho đến dưới 1 mm, sàng lọc và loại bỏ dạng bột, phần còn lại được rửa siêu âm trong nước sạch, sấy khô. Dưới kính phóng đại, nhặt ra khoảng 1 đến 2 gram mẫu dăm không mang ban tinh hoặc có dấu hiệu khoáng vật thứ sinh. Để loại trừ các vật chất ngoại sinh, mẫu sau khi nhặt được rửa siêu âm 30 phút trong axit HCl 2M, sau đó tráng nhiều lần với nước siêu sạch trước khi rửa tiếp siêu âm 30 phút trong axit HCl 3M. Mẫu lại được tráng nhiều lần với nước siêu sạch và sấy khô. Khoảng 100 mg mẫu được phá bằng hỗn hợp axit HF và HNO₃ đậm đặc theo tỉ lệ 2:1. Sau khi mẫu được phá và cho bay hơi hoàn toàn được hoà tan trong 2 ml axit HNO₃ 2M và sẵn sàng cho quá trình chiết Sr và Pb bằng phương pháp tương tác anion với keo là Sr-spec (EiChromÔ). Nguyên tố Sr được tách bằng axit HNO₃ yếu (0,05M) và Pb được tách bằng axit HCl 6M. Sau khi chiết Sr và Pb, mẫu dung dịch được sử dụng để tách Nd bằng trao đổi anion, trước tiên dùng keo AG50W-X8 và axit HCl 6M để tách các nguyên tố đất hiếm, sau đó dùng keo Ln-resin (EiChromÔ) để chiết Nd (và Sm) bằng axit HCl 0,2M.

Đồng vị Sr, Nd và Pb được đo bằng máy khối phổ VG Sector 54 trang bị 9 cốc Faraday. Số liệu được đối chiếu và tính toán theo các mẫu chuẩn Sr (NBS987), Nd (JNdi-1), và Pb (NBS981). Trong quá trình đo các mẫu chuẩn có các giá trị, tuần tự là ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,710262 ± 0,00001, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,512103 ± 0,000007, và ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 16,907 ± 0,009, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15,452 ± 0,011, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 36,354 ± 0,035, Kết quả phân tích được trình bày trên Bảng 1.

III. KẾT QUẢ PHÂN TÍCH

Số liệu đồng vị thu được từ phân tích này cho kết quả tại thời điểm hiện nay. Sử dụng tuổi 283 triệu năm đã thông báo đối với phun trào khu vực Đồi Bù (Nguyễn Hoàng và Nguyễn Đắc Lư, 2003) chúng tôi hiệu chỉnh giá trị các tỉ số đồng vị thu được về giá trị nguyên thuỷ tức là  giá trị thời điểm đá núi lửa hình thành.

Tỉ số ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i (i: initial: nguyên thuỷ) của các đá felsic thay đổi từ 0,7055 đến 0,7065, tỉ số ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_i tương ứng là 0,5124 đến 0,5123, và các tỉ số đồng vị chì là ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb_i = 18,91 – 23,57, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15,66 – 15,92, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 39,43 – 46,91, Đồng vị chì và ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i của đá mafic có giá trị thấp, và ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_i thì cao hơn (Bảng 2). Cá biệt một mẫu mafic thấp Ti (Bản Tăng) có giá trị ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i là 0,7036 và ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_i là 0,51236 phân bố trong trường manti nghèo (thời điểm 283 Tr.n.). Nhìn chung, giá trị các tỉ số đồng vị của đá mafic thay đổi trong khoảng hẹp hơn so với đá felsic. Thí dụ, giá trị ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i dao động trong khoảng 0,704 đến 0,708 (phần lớn có giá trị gần 0,706). Tương tự, giá trị ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb_i thay đổi từ 18,48 đến 19,75, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb_i dao động trong khoảng 15,56 đến 15,77 và ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb_i tương ứng có giá trị từ 38,66 đến 40,21 (Bảng 1). Hình 1 biểu diễn quan hệ giữa các đồng vị. Biến thiên giữa tỉ số đồng vị Sr và Nd phát triển theo hai hướng, một là biến thiên nghịch nối hai trường manti nghèo và vỏ lục địa giàu. Hướng thứ hai phát triển gần như theo một đường thẳng nằm ngang do đồng vị Sr tăng nhanh so với đồng vị Nd thay đổi trong một khoảng giá trị rất nhỏ (H. 1a). Tỉ số ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb biến thiên thuận với ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb và với ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb (H. 1b và c) phản ánh quá trình tiến hoá đồng bộ của các nguyên tố mẹ là U và Th trong tương quan ²³⁸U/²⁰⁴Pb, ²³⁵U/²⁰⁴Pb và ²³²Th/²⁰⁴Pb.  Ngoại trừ một mẫu đá felsic có giá trị đồng vị chì rất cao và phân bố riêng biệt, phần lớn các mẫu có ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb nhỏ hơn 20 và ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb nhỏ hơn 15,7 phân bố chụm thành một trường riêng.

 

 

Hình 1. Biểu đồ biến thiên đồng vị đá phun trào CTSĐ: a) ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (nguyên thuỷ) đối với eNd, b) ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pbi đối với ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pbi và, c) đối với ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pbi. Giá trị nguyên thuỷ tính theo tuổi 283 triệu năm [12]. Phân bố các CTSĐ t­ơng đối với vị trí các tr­ờng phân bố nguồn manti nghèo (DM), giá trị đồng vị tổng silicat quả đất (BSE) giả thiết tiến hoá từ chondrit vào thời điểm 283 Ma.

IV. LUẬN GIẢI VÀ BÀN BẠC

1. Nhiễm vật chất vỏ

Sự vận chuyển hoặc lưu lại trong vỏ của dung thể mafic có thể dễ dàng tương tác với vật chất vỏ quanh các thân magma. Tương tác giữa magma mafic với vật chất vỏ thông thường được thể hiện bởi Nb, Ta và các tỉ số như Nb/Y, Ta/Y thấp, ngược lại, các nguyên tố có tính không tương thích mạnh như Rb, Ba, K, v.v. có hàm lượng cao, tương đối với các nguyên tố phụ khác [7]. Biểu đồ biểu diễn tương quan các nguyên tố phụ xuất hiện dị thường âm khá mạnh tại Nb đối với tất cả đá núi lửa đang nghiên cứu và tại Zr đối với các đá mafic (H. 4 của bài báo 1 [12]). Điều này chứng tỏ tất cả các đá đang nghiên cứu đều bị ảnh hưởng vật chất vỏ.

Quá trình nhiễm vỏ cũng bộc lộ thông qua các đồng vị Sr cao và Nd thấp và có xu hướng tiến về trường phân bố vỏ lục địa (H. 1). Ngoại trừ mẫu mafic thấp Ti (Bản Tăng) có các tỉ số đồng vị Sr cao và Nd thấp hơn so với giá trị trung bình của manti nguyên thuỷ thời điểm cách đây 283 triệu năm (CHUR _{283 tr. năm} ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,7041; ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,5123) tất cả các mẫu còn lại đều có giá trị Sr cao và Nd thấp hơn (Bảng 1). Nói cách khác, hầu hết các mẫu nghiên cứu ở đây có thể bị nhiễm vật chất vỏ sau nóng chảy hoặc là sản phẩm của nguồn nhiễm vật chất vỏ.

Hình 2.  a) Quan hệ giữa ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Ndi và Ce/Pb chỉ ra khả năng nhiễm vật chất vỏ của một số đá phun trào CT SĐ. Để ý một mẫu mafic thấp Ti có ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Ndi cao và Ce/Pb thấp, t­ơng tự một mẫu felsic có ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Ndi cao và Ce/Pb cao, khả năng nói lên bản chất nguồn hơn là tác động của các quá trình ngoại sinh, b) quan hệ thuận giữa ⁸⁷Sr/⁸⁶Sri và Nb/Y đối với phần lớn mẫu phun trào CTSĐ chứng tỏ hàm l­ợng Nb thấp t­ơng đối với các nguyên tố phụ lân cận (H. 4, [12]) có thể là đặc điểm nguồn.

 

Hàm lượng Pb trong vỏ thì cao và đồng vị Nd thì thấp, tương tác giữa vật chất manti và vỏ sẽ được thể hiện bằng quan hệ thuận giữa đồng vị Nd và tỉ số Ce/Pb như được minh họa trên Hình 2a. Tương tự, ảnh hưởng vật chất vỏ thông thường được thể hiện bởi quan hệ nghịch giữa đồng vị Sr và tỉ số Nb/Y, tuy nhiên, quan hệ này lại là thuận đối với đa số mẫu mafic CTSĐ (H. 2b). Từ quan sát này, chúng tôi chưa thể khẳng định quá trình nhiễm vật chất vỏ xảy ra trước hay sau nóng chảy. Quan hệ nghịch giữa các đồng vị Sr và Nd (H. 1a) và quan hệ thuận giữa đồng vị Nd với tỉ số Ce/Pb còn có thể phản ánh quá trình pha trộn giữa các nguồn giàu và nghèo. Minh hoạ cho điều này, quan sát trên Hình 2 đối với mẫu ryolit kiềm (VĐ502, Đồi Bù), là loại đá thông thường được cho là sản phẩm nóng chảy vỏ do đó có đồng vị Nd và Ce/Pb thấp (hoặc Sr cao Nb/Y thấp), nhưng trong trường hợp này các tỉ số trên của mẫu đều cao, gần với trường manti nghèo. Hoặc mẫu VĐ3094 (bazan thấp Ti, Bản Tăng) giá trị các đồng vị Sr thấp và Nd cao phân bố trong trường manti nghèo, tỉ số Ce/Pb tương ứng lại mang đặc điểm vỏ. Tổng hợp các bằng chứng trên, chúng tôi cho rằng các dị thường địa hoá nguyên tố phụ và đồng vị đá phun trào CTSĐ nói lên bản chất phức tạp, dị phần của (các) nguồn tham gia nóng chảy gây ra do sự pha trộn giữa nguồn nghèo và giàu.

2. Đặc điểm nguồn và điều kiện địa động lực của phun trào CTSĐ

Trong bài báo thứ nhất [12] chúng tôi đã chứng minh rằng đá mafic cao Ti CTSĐ có thể được thành tạo từ nóng chảy peridotit quyển mềm pha trộn với các hợp phần mafic giàu Ti trong manti thạch quyển (lithospheric mantle) như clinopyroxenit, werlit và amphibolit; và mafic thấp Ti có thể là sản phẩm nóng chảy từng phần của vật chất quyển mềm pha trộn với peridotit trong manti thạch quyển, trong đó manti thạch quyển đóng vai trò chủ đạo.

Cấu trúc Sông Đà được đa số các nhà địa chất cho là một rift nội lục. Tuy nhiên nếu cụm từ “nội lục” có nghĩa là “trong lục địa” thì nó có thể dẫn tới nhầm lẫn, vì vào thời kỳ Permi phần lãnh thổ này còn chìm sâu dưới biển [3, 6, 15, 16, 17]. Phun trào CTSĐ không thể thuộc đới hút chìm do tỉ lệ đá mafic rất cao (80%) so với các biến loại giàu axit. Chúng cũng không thể là magma kiểu sống đại dương (SĐD) vì môi trường này không có đá phun trào felsic. Do vậy môi trường xuất hiện phun trào CTSĐ phải là nội mảng (intraplate) hoặc rìa mảng có vỏ kiểu đại dương (khác với kiểu lục địa) với cấu trúc chủ yếu là các lớp mafic và siêu mafic. Nếu điều này là đúng thì hiện tượng nhiễm vật chất vỏ mô tả phần trên không thể xảy ra trong vỏ trên đường đi lên của dung thể magma, chứng tỏ nguồn đã bị nhiễm vật chất vỏ trước khi xảy ra nóng chảy. Vật chất vỏ, đặc biệt là các khoáng vật chứa nước trong các lớp trầm tích đại dương, được đưa vào manti tại các đới hút chìm sẽ giải phóng nước dưới dạng chất bốc trong điều kiện áp suất và nhiệt độ cao. Chất bốc chứa nước thoát lên vùng manti nông hơn mang theo các nguyên tố dễ hoà tan như Ba, Rb, K, Th, v.v. và để lại phía sau các nguyên tố có trường lực mạnh như Ti, Nb, Ta, Zr và Y. Nóng chảy manti pha trộn với một lượng nhỏ (<1%) vật chất vỏ có thể dẫn tới dị thường trong các hệ đồng vị như Sr, Nd và Pb, và các nguyên tố như Rb, Th, Nb và Ta (H. 4, [12]; xem thí dụ tính toán trong [11]). Manti có thể bị nhiễm vật chất vỏ ở quy mô rộng lớn, thí dụ manti bên dưới Ấn Độ Dương [9], hoặc chỉ hạn chế trong phạm vi gần với các đới hút chìm, thí dụ manti dọc cung đảo tây Thái Bình Dương. Các đới hút chìm cổ đã phát triển rất rộng rãi ở phía nam các lục địa Âu - Á song song với sự phát triển và biến mất của biển Paleo-Tethys (khoảng 400 Ma đến 200 Ma) [17]. Tóm lại, quá trình nhiễm vật chất vỏ trong manti nguồn của đá phun trào CTSĐ có thể mang tính khu vực và có quá trình phát triển lâu dài, hoặc có thể mang tính cục bộ do phân bố gần kề với các đới hút chìm.

Từ những lý giải ở trên có thể đưa ra 2 mô hình động lực về phun trào CTSĐ, (1) căng giãn (extension) thạch quyển nội mảng và (2) căng giãn theo cơ chế cung sau (back-arc spreading) hệ quả của các hoạt động hút chìm mảng Paleo-Tethys. Cơ chế căng giãn trong trường hợp thứ nhất được coi là hệ quả của các hoạt động nén ép lâu dài và có liên quan đến các đứt gãy sâu (xem các văn liệu trích dẫn trên). Cơ chế tương tự cũng được lý giải đối với phun trào Paleozoi trũng Oslo (Na Uy) [10]. Cơ chế động lực đối với trường hợp thứ hai là tách giãn do thạch quyển bị bào mòn dưới tác động của manti đối lưu do mảng hút chìm gây ra. Tuy nhiên, trường hợp thứ hai đòi hỏi vị trí CTSĐ phải là rìa mảng va chạm (và hút chìm).

V. KẾT LUẬN

Từ số liệu đồng vị kết hợp với thành phần nguyên tố chính và phụ chúng tôi đưa ra các kết luận dưới đây.

1. Các tỉ số đồng vị Sr, Nd và Pb nguyên thuỷ theo tuổi 283 triệu năm của phun trào Paleozoi Sông Đà cao hơn các giá trị của manti nguyên thuỷ vào thời điểm đó chứng tỏ nguồn manti của chúng trải qua quá trình nhiễm vật chất vỏ, được đưa vào manti thông qua hoạt động của các đới hút chìm cổ.

2. Hoạt động phun trào Paleozoi CTSĐ là (1) kết quả của hoạt động tách giãn vỏ nội mảng liên quan đến các cơ chế động lực thạch quyển có quan hệ sâu xa với quá trình nén ép lâu dài dẫn tới căng giãn vỏ và sụt lún. Hoặc, (2) liên quan đến tách giãn thạch quyển (kiểu mở cung sau), hệ quả của động lực manti đối lưu do mảng hút chìm gây ra.

3. Hai cơ chế động lực trên không mâu thuẫn với các bằng chứng thạch học (bài báo1) vì cả hai đều dẫn đến sự bào mòn vỏ và nâng lên của đáy manti thạch quyển, tất yếu dẫn đến sự dâng cao của quyển mềm và nóng chảy giảm áp.

VĂN LIỆU

1. Balykin P.A., Poliakov G.V., Petrova T.E., Hoang Huu Thanh, Tran Trong Hoa, Ngo Thi Phuong, Tran Quoc Hung, 1996. Petrology and evolution of the formation of Permian-Triassic mafic-ultramafic associations in North Vietnam. Geology, B/7-8 : 59-64, Hà Nội.

2. Dickins J.M., 1996. Permian and Triassic events in Vietnam and implications for economic geology. Geology, B/7-8 : 35-39, Hà Nội.

3. Đào Đình Thục, 1981. Phức hệ đá núi lửa Pecmi muộn – Trias sớm đới địa vực cổ Sông Đà. Địa chất, 152 : 18-22. Hà Nội.

4. Đào Đình Thục, 1981. Quá trình hình thành, phát triển và bản chất kiến tạo đới Sông Đà. Bản đồ địa chất, 49 : 12-20. Hà Nội.

5. Đovjikov A. (chủ biên), 1965. Địa chất miền Bắc Việt Nam. Nxb KHKT, Hà Nội.

6. Fontaine, H., 2002. Permian of Southeast Asia: an overview. J. Asian Earth Sciences, 20 : 567-588.

7. Hofmann A.W., 1988. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth Planet. Sci. Lett., 90 : 297-314.

8. Lê Duy Bách, 1985. Cấu trúc Việt Nam và các giai đọan hình thành. Tóm tắt luận án TS. MGU, Moskva (tiếng Nga).

9. Mahoney, J.J., 1988. Deccan Traps. In: J.D. Macdougall (Editor). Continental flood basalts. Kluwer Academic Publication, pp. 151-194.

10. Neumann E.-R., Dunworth E.A., Sundvoll B.A., Tollefsrund J.I., 2002. B1 basaltic lavas in Vestfold-Jeloya area, central Oslo rift: derivation from initial melts formed by progressive partial melting of an enriched mantle source. Lithos, 61 : 21-53.

11. Nguyen Hoang, Flower M.F.J., 1998. Petrogenesis of Cenozoic basalts from Vietnam: implications for origins of a “diffuse igneous province”. J. Petrology, 39 : 369-395.

12. Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004. Đá phun trào Paleozoi Sông Đà: tuổi Rb-Sr vùng Đồi Bù. Địa chất A/281 : 11-17, Hà Nội.

13. Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004. Đá phun trào Paleozoi Sông Đà: thạch luận và địa hoá. Địa chất A/282 : 19-32, Hà Nội.

14. Phan Cự Tiến, Trần Quốc Hải, Lê Đình Hữu, Phan Viết Kỷ, Bùi Phú Mỹ, Nguyễn Vĩnh, 1977. Chú giải bản đồ địa chất Tây Bắc Việt Nam tỷ lệ 1: 200.000 Trong “Những vấn đề địa chất Tây Bắc Việt Nam”. Nxb KHKT, Hà Nội.

15. Phan Cu Tien, Dickins, J.M., 1995. Subdivision and correlation of the Permian stratigraphy of Vietnam and adjacent regions in Southeast Asia and Eastern Asia. Journal of Geology, B/5-6 : 37-47. Hà Nội.

16. Phan Trường Thị, Lê Văn Cự, Đỗ Đình Toát, Phan Văn Quýnh, 1974. Địa tầng và thạch học các đá núi lửa vùng Hòa Bình – Suối Rút. Địa chất, 113 : 1-15. Hà Nội.

17. Stampfli, G.M., Borel, G.D., 2002. A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth Planet. Sci. Lett. 196 : 17-33.

18. Trần Trọng Hòa, 2001. Phân chia và đối sánh các tổ hợp đá bazantoid Permi – Trias đới Sông Đà. Địa chất, A/265 : 12-19, Hà Nội.

19. Trần Trọng Hoà, Hoàng Hữu Thành, Trần Tuấn Anh, Ngô Thị Phượng, Hoàng Việt Hằng, 1998. Các tổ hợp đá bazantoid cao titan Permi – Trias rift Sông Đà. Thành phần vật chất và điều kiện địa động lực hình thành. Địa chất, 244 : 7-15. Hà Nội.

20. Trần Văn Trị (chủ biên), 1979. Geology of Viet Nam. The North part. Viện Địa chất và khoáng sản, Hà Nội.

21. Văn Đức Chương, 1995. Ophiolite zones of Viet Nam. J. Geology, B/5-6 : 323. Hà Nội.