TỔNG HỢP ĐẶC ĐIỂM THẠCH HỌC VÀ ĐỊA HÓA ĐÁ NÚI LỬA NEOGEN - ĐỆ TỨ VÀ ĐỘNG LỰC MANTI KHU VỰC BIỂN ĐÔNG VÀ CÁC VÙNG LÂN CẬN

NGUYỄN HOÀNG, PHAN TRỌNG TRỊNH

Viện Địa chất, Ngõ 84 Phố Chùa Láng, Đống Đa, Hà Nội

Tóm tắt: Hoạt động phun trào bazan xuất hiện khá phổ biến tiếp theo sự ngưng nghỉ của quá trình mở Biển Đông (BĐ) (từ 32 đến 17 Tr.n. trước) tại Nam Trung Hoa, Đông Dương và trũng BĐ. Tuổi của các hoạt động núi lửa được xác định dao động từ khoảng 15 Tr.n. cho đến hiện nay, tuy nhiên chủ yếu tập trung vào thời kỳ trẻ hơn 6 Tr.n.. Các tập hợp đá bao gồm tholeiit thạch anh, tholeiit olivin, bazan olivin kiềm và nephelinit. Bazan càng trẻ thì càng nghèo thành phần SiO₂ và giàu thành phần kiềm và FeO; tuy nhiên tất cả chúng mang đặc điểm địa hóa giống bazan đảo đại dương (OIB: oceanic island basalt). Đồng vị stronti (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) và neodi (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd) tương đối nghèo hơn manti nguyên thủy và khá gần với số liệu của bazan OIB và bazan sống Ấn Độ Dương. Thành phần đồng vị chì (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb) thay đổi khá rộng và giá trị rất cao so với bazan sống Thái Bình dương, tuy nhiên phủ trùng trường đồng vị chì cao của I-MORB. Tính chất đồng vị và nguyên tố vết của các sản phẩm núi lửa sau tách giãn BĐ chứng tỏ bản chất dị nguồn manti và có lịch sử phát triển phức tạp. Thành phần đồng vị và địa hóa bazan BĐ và các vùng lân cận cần sự pha trộn của ít nhất là hai thành phần nguồn: 1) kiểu manti Ấn Độ Dương (I-MORB và EM1), và 2) hợp phần thạch quyển (EM2). Sự xuất hiện hợp phần giống manti I-MORB tại khu vực BĐ được giải thích là vật chất đáy của các địa khối cổ (thí dụ khối Sino-Korea) bị bào mòn dưới tác động của dòng manti đâm chồi, xuất phát sau va chạm giữa Ấn Độ và mảng Âu-Á. Áp suất nỏng chảy tính toán dựa trên thành phần dung thể nguyên thủy cho thấy bazan trẻ Hải Nam và trũng BĐ khoảng 30 kbar (90 km); bazan thềm lục địa Việt Nam dao động từ 30 đến 80 km. Ngoài ra, bazan càng trẻ thì áp suất nóng chảy càng lớn, nghĩa là quá trình nóng chảy xảy ra sâu hơn.

I. GIỚI THIỆU

Trũng Biển Đông (BĐ) hình thành từ các quá trình sụt lún, căng vỏ và tách giãn kiểu đáy đại dương nối tiếp nhau [2, 26, 28], và là phòng thí nghiệm tự nhiên cho việc nghiên cứu mối tương quan giữa magma, tách giãn thạch quyển và động lực manti [21].

Những số liệu địa hóa và đồng vị đầu tiên chỉ ra rằng bazan BĐ mang hợp phần Dupal [5] phổ biến đối với manti nam bán cầu (thí dụ manti Ấn Độ Dương). Có hai mô hình trái ngược nhau đã đưa ra để giải thích sự xuất hiện của hợp phần Dupal tại khu vực BĐ là: 1) nguồn manti sâu có chứa trầm tích cổ do các đới hút chìm mang xuống [6], và 2) xuất phát từ manti thạch quyển (lithosphere mantle) bị bào mòn dưới tác động nhiệt. Mô hình thứ nhất mang tính toàn cầu và mô hình thứ hai là khu vực.

Trong bài báo này, chúng tôi tổng hợp số liệu tuổi tuyệt đối, thành phần địa hóa và đồng vị (Sr, Nd và Pb) đối với bazan ở đảo Hải Nam, trũng BĐ (vùng núi ngầm Scarborough, Reed Bank, quần đảo Hoàng Sa), thềm lục địa Tây Nam (đảo Cồn Cỏ, Lý Sơn - cù lao Ré, đảo Phú Quý, cụm đảo Tro) và một vài điểm ven bờ biển như Quảng Ngãi, Sông Cầu (H. 1). Ngoài ra, số liệu địa hóa bazan Tây Nguyên của 2 chu kỳ phun trào (trẻ hơn 6 Tr.n. và cổ hơn 7 Tr.n.) [10] cũng được sử dụng để so sánh. Mục tiêu của bài báo này là tìm hiểu tương quan giữa kiến tạo BĐ và hoạt động magma, qua đó để thử xác định động lực và nguồn manti khu vực trũng BĐ và các vùng lân cận.

Hình 1. Sơ đồ phân bố các điểm lộ bazan Neogen - Đệ tứ và tuổi tuyệt đối (in nghiêng) khu vực BĐ (ngôi sao) và các vùng lân cận (màu đen). Nguồn tài liệu trình bày trong Bảng 1,

II. TIẾN HÓA KIẾN TẠO KHU VỰC BIỂN ĐÔNG

Biển Đông hình thành sau sự va chạm giữa các mảng Ấn Độ và Âu-Á. Các pha mở chính có vẻ trùng hợp với quá trình xoay của tiểu lục địa Đông Dương theo chiều kim đồng hồ so với Nam Trung Hoa, được cho là do động lựccắt trượt trái dọc theo đứt gãy Sông Hồng gây ra [2, 27]. Một số bồn trũng được mở theo kiểu kéo tách (pull-apart) dẫn đến hiện tượng căng vỏ thạch quyển đồng thời chia cắt các mảnh tiểu lục địa như Hoàng Sa, Đông Sa, Trường Sa, v.v. Quá trình mở BĐ dần dần dẫn đến kiểu tách giãn đại dương hình thành các bồn trũng phân bố theo hướng ĐB-TN. Tách giãn chấm dứt vào cuối Miocen sau sự va chạm giữa các thành tạo vùng bắc Palawan với cung đảo tây Philippines và giữa đảo Đài Loan với lục địa Trung Hoa [20, 24].

Nhiều mô hình kiến tạo được đưa ra để giải thích sự hình thành BĐ. Thí dụ, Taylor và Hayes [29] cho rằng pha mở đầu tiên của trũng phía đông có phương B-N. Ngược lại, các tác giả khác [2, 22] lại chứng minh rằng tách giãn xảy ra dọc theo trục ĐB-TN với các mức độ nhanh chậm khác nhau. Điều này giải thích nguyên nhân dị thường từ hướng Đ-T (theo số liệu của [29]) là do hiệu ứng đứt gãy chuyển dịch TB-ĐN. Cả hai mô hình kiến tạo nói trên đều xuất phát từ giả thuyết cho rằng Đông Dương và Borneo đã đâm chồi về phía ĐN do sự va chạm giữa các mảng Ấn Độ và Âu-Á [27]. Mô hình thứ ba giải thích rằng quá trình tách giãn vỏ đại dương trải qua nhiều chu kỳ, mỗi chu kỳ dẫn đến hiện tượng căng vỏ và tăng nhiệt. Có bằng chứng cho rằng hệ hút chìm Borneo-Palawan ngưng nghỉ là do va chạm với các mảnh tiểu lục địa (như Dangerous, Lucomia…) từ giữa đến cuối Miocen [26], chứng tỏ vỏ đại dương hình thành trong các giai đoạn đầu thành tạo BĐ có thể đã bị hút chìm hoặc đẩy chồi [22].

Các giai đoạn đầu của quá trình tách giãn thạch quyển thường kèm theo hoạt động magma (phun trào lẫn xâm nhập), nhưng tại BĐ hoạt động magma lại không đáng kể. Tuy nhiên, điểm khác biệt giữa động lực BĐ với các biển rìa khác là, hoạt động núi lửa khá rầm rộ sau tách giãn và phun trào xuất hiện không chỉ trong khu vực BĐ mà còn nhiều nơi khác ở ĐN Á [1]. Hoạt động núi lửa xuyên cắt thềm đại dương và các tiểu lục địa như Hoàng Sa, Reed Back, và sản sinh các tầng bazan nội mảng (intraplate) tại đảo Hải Nam, nhiều nơi trên bán đảo Đông Dương và Thái Lan.

Nhiều ý kiến cho rằng quá trình mở BĐ phức tạp hơn nhiều so với các tài liệu hiện có. Kết quả địa nhiệt và trọng lực cho rằng, hoặc mức độ sụt lún vô cùng chậm hoặc các dòng nhiệt xâm nhập từ dưới lên rất cao [3, 26]. Quan hệ thời gian và không gian của hoạt động magma sau tách giãn không rõ ràng, số liệu địa vật lý thì không thống nhất [7] dẫn đến câu hỏi động lực nào là chủ đạo cho hoạt động phun trào: sự nâng lên của manti [5] hay là tách giãn thạch quyển [21]. Giải thích được các động lực kể trên là rất quan trọng cho việc giải thích sự xuất hiện hợp phần Dupal (nam bán cầu) tại khu vực BĐ.

III. HOẠT ĐỘNG NÚI LỬA KAINOZOI KHU VỰC BIỂN ĐÔNG VÀ CÁC VÙNG LÂN CẬN

1. Các vùng phân bố

1.1. Bắc Biển Đông: Theo số liệu lỗ khoan và địa chấn, hoạt động magma tại phía bắc BĐ có thể chia làm 3 giai đoạn: Paleogen-Eocen, Oligocen - Miocen giữa, Miocen muộn - Đệ tứ. Giai đoạn 1 có tuổi K-Ar trong khoảng 57-49 Tr.n. mà sản phẩm phun trào chủ yếu có thành phần từ trung tính đến axit [19]. Giai đoạn 2 chủ yếu là phun trào bazan và andesit. Cả 2 giai đoạn đều hoạt động phân tán sản sinh một lượng tương đối nhỏ magma. Tại một lỗ khoan tầng phun trào bazan - tuf - dăm núi lửa dầy đến 400 m được phát hiện có tuổi K-Ar khỏang 17 Tr.n. (H. 1, Bảng 1) (theo Yan et al., 2006). Phun trào magma giai đoạn Neogen - Đệ tứ tại khu vực này chủ yếu được phát hiện từ các mặt cắt địa chấn hoặc bằng gàu kéo.

1.2. Trũng Biển Đông: Trũng BĐ được giới hạn bởi đường đồng mức 3000 m (theo [29]). Bazan có tuổi dao động khoảng từ 14 đến 3,5 Tr.n., phân bố rải rác ở độ sâu khoảng 4000 m trên nền tương đối phẳng kiểu đại dương. Tuy nhiên hoạt động phun trào bazan chủ yếu tập trung tại khu vực núi ngầm Scarborough (H. 1, Bảng 1), là một dãy núi có ngọn cao gần đến 4000 m so với nền bồn trũng (H. 1) [15, 29]. Thành phần đá chủ yếu là bazan tholeiit, bazan olivin. Mẫu thu được tại đảo Hoàng Sa là nephelinit chứa ban tinh olivin.

Bảng 1. Vị trí và tuổi tuyệt đối các điểm phun trào Kainozoi khu vực Biển Đông

Địa điểm	Kinh độ	Vĩ độ	Độ sâu (m)	Loại đá	Tuổi (Tr.n.)	Nguồn
Bắc Biển Đông	114	19,65	2429	Bazan	17,1 ±2,5	[19]
	114	19,65	2752	Tuf	17,6 ±1,8	- nt -
	114,3	21,1	4880	Bazan	24,3 ±1,3	- nt -
	115,8	20,77	1800	Dacit	27,2 ±0,6	- nt -
	116,05	21,9	3324-3455	Tuf ryolit	32 ±1,4	- nt -
	116,05	21,9	3324-3455	Tuf ryolit	33,6 ±0,7	- nt -
	116,57	18,84	3294	Tuf dacit	<1 Tr.n.	[34]
Trũng Biển Đông	115,6	14	1580-1800	Bazan kiềm	3,49	[29]
	116,18	15,75		Bazan kiềm	11-6	[23]
	115,96	15,3		Bazan kiềm	11-6	- nt -
	116,21	14,95		Trachybazan	8-6	- nt -
	116,98	17,75	3000	Bazan tholeiit	13,95	[26]
	116,52	15		Bazan tholeiit	9,7	- nt -
	113,28	9,36	2772	Tuf dacit, ryolit	<2 Tr.n.	[34]
	111,97	13,37		Bazan kiềm	(?)	[2]
	111,17	9,95		Bazan kiềm	4,3	- nt -
	116,62	12,08	3227-3043	Bazan lỗ hổng	0,4	[15]
	118,3	11,73	1610-1356	Bazan olivin	0,5	- nt -
	118,82	12,35	1050-765	Bazan lỗ hổng	2,7	- nt -
	115,83	9,88	2100	Tuf ryolit	?	- nt -
TN Biển Đông	119,37	8,17	3312	Andesit	14,7	- nt -
Đảo Tro	109,05	9,50	800	Bazan kiềm	1,27±0,06 Hiện đại	[11]
Đ. Phú Quý	109,10	10,33	0	Bazan tholeiit	5,5 ±?	- nt -
Đ. Lý Sơn	109,10	15,29	0	Bazan kiềm	12, 1,2-0,4	- nt -
Đ. Cồn Cỏ	106,30	17,15	0	Bazan tholeiit	0,35 ±0,03	- nt -

1.3. Nam Biển Đông: Nam Biển Đông bao gồm các vùng Trường Sa, Reed Bank và Đất Hiểm (Dangerous Grounds). Khu vực có ranh giới ĐN với Palawan và Borneo và thềm lục địa phía đông Việt Nam (H. 1). Đến nay magma tuổi Paleogen còn chưa phát hiện được. Ryolit tuổi 22 Tr.n. được phát hiện tại đông nam BĐ (tức TB Palawan). Granit cao kali, kiềm-vôi có tuổi 13,4 Tr.n. được phát hiện tại bắc Palawan là không phải khu vực liên quan đến hút chìm, chứng tỏ dung thể bazan vùng BĐ có thể là nguồn nhiệt gây nóng chảy vỏ tạo thành các đá ryolit và granit. Một số điểm phun trào bazan được phát hiện tại Trường Sa (trẻ hơn 2 Tr.n.) và vùng Reed Bank có tuổi dao động từ 2,7 đến 0,4 Tr.n. [15, 32]. Tại khu vực này (H. 1) sản phẩm bazan olivin và bazan kiềm chiếm đa số.

1.4. Đảo Hải Nam: Đảo Hải Nam nằm phía bắc BĐ, gần với hệ thống đứt gãy Sông Hồng (H. 1). Tại phía bắc đảo Hải Nam và vùng lân cận, phun trào bazan Kainozoi chiếm đến gần 7,000 km^2, Bazan phân bố theo đứt gãy khu vực hướng ĐĐB-TTN, phun trào kiểu dòng chảy theo các khe nứt do tách giãn tạo thành các tầng có độ sâu đến 225 m xen kẹp với các lớp trầm tích có tuổi từ Miocen giữa (15 Tr.n.) đến Pliocen muộn (2 Tr.n.) [4, 32]. Tuy nhiên, theo số liệu tuổi tuyệt đối K-Ar và Ar-Ar mới nhất thì hoạt động phần lớn tại khu vực này xuất hiện từ cuối Pliocen sớm đến Đệ tứ (4-0,1 Tr.n.) [9]. Thành phần đá phun trào là tholeiit thạch anh, bazan olivin, bazan olivin kiềm, và một ít bazanit; trong đó tholeiit thạch anh chỉ xuất hiện trong các pha phun trào sớm, các đá nghèo silic giàu kiềm thì xuất hiện vào các pha muộn.

1.5. T-TN Biển Đông - Đông Dương và thềm lục địa: Hai giai đoạn magma chính xảy ra trong đới đứt gãy Sông Hồng. Giai đoạn sớm trong khoảng 42-24 Tr.n. (trước đây) và giai đoạn muộn, tích cực hơn, kéo dài từ 16 Tr.n. cho đến Đệ tứ. Magma bao gồm syenit, trachyt, shoshonit-lamprophyr, bazan, bazan-andesit [34]. Mẫu granit tại một điểm lộ dọc Sông Hồng cho tuổi trong khoảng 35-27 Tr.n. [18] có quan hệ với các thành tạo đá biến chất. Bazan tholeiit gần Điện Biên Phủ có tuổi là 4,8±0,1 Tr.n. [11]. Chưa có phát hiện nào về phun trào trẻ tại vịnh Bắc Bộ. Ngoài các vùng bazan Neogen - Đệ tứ (15-0,2 Tr.n.) rộng, có thể tích rất lớn tại Tây Nguyên, Nam Lào và nhiều nơi tại Campuchia (nằm ngoài phạm vi của bài báo này), theo Hoang, Flower và Lee et al. [11, 17] bazan trẻ có diện phân bố vừa và nhỏ xuất hiên rải rác tại các vùng miền Trung Việt Nam như tại bazan á kiềm tại Nghĩa Đàn (4,5±0,2 Tr.n.), Hồ Xá (1,3±0,2 Tr.n.), bazan kiềm tại Gio Linh (1,3±0,2 Tr.n.), bazan olivin tại đảo Cồn Cỏ (0,35±0,04). Vùng ven biển và thềm lục địa từ Bắc Trung Bộ đến Nam Trung Bộ, bazan kiềm có diện phân bố tương đối nhỏ xuất hiện tại Quảng Ngãi (7,1±0,1 đến 1,5±0,04 Tr.n.), phun trào bazan tholeiit và bazan olivin tại đảo Lý Sơn (còn gọi là Cù lao Ré) xảy ra tại 2 giai đoạn 12 Tr.n. và 1,2 đến 0,4 ±0,01 Tr.n.. Bazan tholeiit xuất hiện tại Sông Cầu (9,3±0,1) và một vài điểm thuộc tỉnh Bình Thuận. Tại vùng thềm lục địa phía ĐN bazan xuất hiện khá phổ biến tại đảo Phú Quý (còn gọi là Cù lao Thu) và cụm đảo Tro và núi ngầm lân cận (H. 1). Bazan tại đảo Phú Quý chủ yếu là tholeiit, có tuổi khoảng 5,5 Tr.n.. Pha phun trào mới nhất được ghi nhân tại đảo Tro vào năm 1923, Mẫu bazan á kiềm thu thập tại phần nền đảo Tro (tàu Vulcanolog, 1983) có tuổi là 1,27±0,06 Tr.n. [11] (H. 1, Bảng 1).

Chú ý là, tại khu vực này phun trào bazan chủ yếu tập trung dọc theo và/hoặc tại các điểm giao nhau của các hệ đứt gãy khu vực có hai hướng chính là á kinh tuyến và ĐB-TN.

Bảng 2. Thành phần hóa học và đồng vị Sr, Nd và Pb của bazan đại diện trũng Biển Đông
và các vùng lân cận

Mẫu	HN34	HN6	HN13	HN41	HN83	HN90	HN28	HN12
Địa điểm	Hải Nam (tholeiit thạch anh)			Hải Nam (tholeiit olivin)				Hải Nam
Tuổi (Tr.n.)	4 đến 0,1			4 đến 0,1				<1,5-0,1
Nguồn	Taylor and Hayers [29]; Tu et al. [31, 32]; Flower et al. [4]; Ho et al. [9]
SiO2	51,72	53,11	52,08	52,11	51,51	52,39	51,1	46,76
TiO2	1,75	1,8	1,75	1,99	2,16	1,89	2,54	2,47
Al2O3	14,52	14,15	14,22	14,5	14,51	14,31	14,38	14,38
FeO*	11,23	10,88	11,15	10,07	10,72	10,29	10,58	12,13
MnO	0,15	0,17	0,16	0,14	0,14	0,14	0,15	0,17
MgO	7,04	8	7,26	7,09	7,23	7,32	7,34	7,55
CaO	8,51	8,51	8,61	8,54	8,44	8,28	9,32	9,05
Na2O	2,86	2,98	2,99	3,07	3,35	3	3,38	2,4
K2O	0,82	0,77	0,7	1,5	1,4	1,15	2,04	1,77
P2O5	0,23	0,25	0,24	0,38	0,42	0,29	0,53	0,73
Mg#	52,78	56,73	53,72	55,66	54,60	55,91	55,30	52,60
Rb	16	17,4	14,7	30,7	28	19,4	42,9	38,8
Sr	305,8	329	318,7	446,2	497,6	366,6	613	761,5
Y	21,2	21,5	21,6	22,7	23,9	21,3	22,6	30,6
Zr	121	120,2	111,7	160,1	181,7	142,5	221,5	250,2
Nb	16,9	21,1	18,7	28,4	31,2	20,4	44,2	69,6
Ba	126,8	186,1	167,7	295,7	271,9	127,3	456,8	765,3
La	11,80	13,50	13,00	20,50	22,20	15,10	31,50	50,10
Ce	25,30	26,90	27,30	40,50	42,90	32,30	67,30	101,50
Nd	14,10	14,40	13,50	20,70	20,80	18,20	30,80	39,20
Sm	3,83	4,15	3,79	5,54	5,99	4,77	6,64	7,92
Eu	1,39	1,51	1,53	1,92	2,04	1,78	2,43	2,78
Tb	0,85	0,79	0,62	0,66	0,79	0,67	0,79	0,77
Dy
Yb	1,50	1,38	1,75	1,56	1,23	1,41	1,59	1,82
Lu	0,22	0,19	0,19	0,21	0,18	0,22	0,23	0,23
Hf	2,67	2,71	3,17	3,88	4,13	3,62	5,74	6,01
Ta	0,85	1,42	1,03	1,55	1,91	1,35	3,19	4,89
Th	1,73	1,90	1,75	2,95	2,65	2,18	4,23	6,18
U	0,40	0,35	0,59	0,85	0,90	0,68	0,66	0,95
^87Sr/^86Sr	0,704028	0,704308	0,704474	0,703985	0,703893	0,704149	0,703824	0,704178
^143Nd/^144Nd	0,512907	0,512881	0,512859	0,512819	0,512925	0,512908	0,512866	0,512866
eNd	5,25	4,74	4,31	3,53	5,60	5,27	4,45	4,45
^206Pb/^204Pb	18,682	18,738	18,622	18,720	18,593	18,679	18,464	18,667
^207Pb/^204Pb	15,619	15,611	15,597	15,649	15,542	15,568	15,614	15,619
^208Pb/^204Pb	38,910	38,900	38,820	38,980	38,690	38,780	38,880	38,990

Mẫu	HN99	HN27	D8-2	D8-4	D9-1	D9-2	D10	S023-40
Địa điểm	Hải Nam (bazan kiềm)		Núi ngầm Scarborough (bazan olivin, bazan á kiềm)
Tuổi (Tr.n.)	< 1,5 đến 0,1		3,5					2,7 - 0,5
Nguồn	Tu et al. [31]; Flower et al. [4]
SiO2	46,85	46,95	50,48	50,78	50,39	50,21	49,00	49,31
TiO2	2,78	2,59	2,20	2,13	2,25	3,77	3,34	2,70
Al2O3	13,73	13,62	16,23	16,31	16,49	16,19	16,42	16,24
FeO*	11,87	11,71	9,31	8,89	9,28	9,55	8,52	9,74
MnO	0,17	0,18	0,19	0,13	0,14	0,14	0,20	0,19
MgO	7,99	8,96	5,80	6,23	5,64	3,47	6,28	7,06
CaO	7,44	10	11,32	11,00	11,28	9,23	9,31	9,31
Na2O	3,36	2,85	3,17	3,57	3,10	3,60	3,40	3,73
K2O	1,8	1,71	0,76	0,60	0,79	2,48	2,65	1,09
P2O5	0,67	0,63	0,55	0,35	0,63	1,37	0,88	0,65
Mg#	54,55	57,70	52,62	55,53	52,00	39,32	56,80	56,37
Rb	62,4	37	19	13	34	54	61	14
Sr	772,4	685	321	314	301	749	819	481
Y	28,6		34	30	39	45	43	30
Zr	287,6	277,3	157	150	156	344	349	180
Nb	61,5	63,9	23	21	22	53	84	29
Ba	573	488	32	15		441	854	140
La	41,00	47,80	17,47	17,53	16,20	51,21	51,29	19,45
Ce	41,00	103,30	34,10	40,54	33,23	106,44	109,01	41,35
Nd	39,80	43,40	15,56	20,06	23,42	54,89	57,74	22,82
Sm	8,52	7,89	5,12	5,12	4,80	11,24	11,56	6,00
Eu	2,90	2,78	1,61	1,78	1,74	3,76	3,81	2,16
Tb	0,73	0,88	0,81	0,75	0,88	1,47	1,86	1,09
Dy
Yb	1,45	1,80	2,33	1,91	1,96	2,64	2,46	1,71
Lu	0,20	0,29	0,38	0,37	0,36	0,43	0,43	0,27
Hf	6,56	6,75	3,20	3,70	3,30	7,40	8,10	4,70
Ta	4,61	4,98	1,40	1,20	1,40	3,70	4,00	1,70
Th	5,44	5,81	1,60	2,20	2,20	4,40	5,40	2,50
U	1,30	1,47
^87Sr/^86Sr	0,703571	0,704170	0,703594	0,703561	0,704433	0,703967	0,704007	0,703814
^143Nd/^144Nd	0,512881	0,512874	0,512929	0,512916	0,512922	0,512813	0,512805	0,512952
eNd	4,74	4,60	5,68	5,42	5,54	3,41	3,26	6,13
^206Pb/^204Pb	18,615	18,661	18,704	18,600	18,667	18,954	18,875	18,601
^207Pb/^204Pb	15,505	15,610	15,609	15,632	15,535	15,588	15,593	15,557
^208Pb/^204Pb	38,640	38,870	38,330	38,850	38,680	38,990	38,930	38,630

Mẫu	S023377	S023356	75-31-1	M32283	Palawan	CC-1	CC-2	OS-3
Địa điểm	Núi ngầm Reed Bank		Hoàng Sa	Mindoro	Palawan	Cồn Cỏ (bazan olivin)		Lý Sơn
Tuổi (Tr.n.)	2,7 - 0,5			Paleogen	Paleogen	0,35		0,4
Nguồn	Tu et al. [32]; Flower et al. [4]					Hoang et al. [10]
SiO2	49,48	48,55	41,83	53,10	54,84	51,11	53,22	46,95
TiO2	2,78	2,65	3,98	1,41	1,45	1,73	1,80	2,36
Al2O3	15,30	14,28	11,48	16,50	15,92	16,01	16,67	15,87
FeO*	8,14	8,38	10,32	8,06	8,16	9,92	9,30	11,09
MnO	0,16	0,16	0,02	0,24	0,21	0,12	0,12	0,15
MgO	6,22	8,66	14,18	6,72	5,82	4,05	4,22	7,00
CaO	11,42	10,37	11,72	9,29	9,45	5,50	5,73	7,05
Na2O	3,83	3,95	2,84	4,14	3,43	4,77	4,97	2,64
K2O	1,96	2,20	1,82	0,46	0,57	3,12	3,25	2,66
P2O5	0,70	0,81	1,80	0,08	0,14	0,70	0,73	0,61
Mg#	57,66	64,81	71,02	59,78	55,97	42,13	44,71	52,95
Rb	48	50	30	7	9	74	74	67
Sr	651	774	891	535	155	883	883	463
Y	34	31	49	33	30	25	25	31
Zr	225	253	543	81	76	270	270	235
Nb	55	66	103	4	5	66	66	64
Ba	427	600	504	24	23	904	904	1068
La	36,00	48,04	81,13	2,86	3,21	49,00	49,78	63,50
Ce	73,01	94,41	157,26	9,51	10,32	83,50	88,90	87,50
Nd	35,17	43,32	72,17	9,40	7,88	38,70	41,55	45,80
Sm	7,33	8,21	14,85	2,74	2,95	8,60	9,85	9,00
Eu	2,68	2,82	4,84	1,14	1,13	2,90	2,87	1,10
Tb	1,54	1,33	1,20	0,77	0,82	1,60	1,22
Dy						4,90	5,71
Yb	1,77	1,46	2,28	2,57	2,56	1,00	1,11	2,20
Lu	0,34	0,29	0,34	0,48	0,49	0,10	0,13	0,20
Hf	5,10	5,80	9,60	2,30	2,40	7,20	6,90	6,00
Ta	3,70	4,30	6,80	0,10	0,30	4,30	4,49	1,90
Th	5,30	6,60	10,70	0,20	0,20	7,20	7,49	11,70
U						1,60	2,06
^87Sr/^86Sr	0,703936	0,704355	0,703689	0,704222	0,704453	0,703564	0,703432	0,706085
^143Nd/^144Nd	0,512894	0,512913	0,513035	0,513184	0,513129	0,513026	0,512991	0,512625
eNd	4,99	5,36	7,74	10,65	9,58	7,57	6,88	-0,25
^206Pb/^204Pb	18,481	18,411	18,521	17,864	17,886	18,482	18,464	18,682
^207Pb/^204Pb	15,567	15,575	15,520	15,447	15,449	15,533	15,531	15,668
^208Pb/^204Pb	38,620	38,550	38,400	37,610	37,650	38,366	38,362	39,231

Mẫu	OS-11	LS1-B16	QN-3B	QN3-B16	SC5C41	SC-5C	R-2	PQ-1a
Địa điểm	Lý Sơn (bazan olivin)		Q. Ngãi (bazan kiềm)		Sông Cầu (tholeiit)		Đảo Tro	Phú Quý
Tuổi (Tr.n.)	12		1,5		9,3		1,27	5,5
Nguồn	Hoang et al. [10]; Hoang and Flower [11]
SiO2	52,91	51,04	44,28	46,32	49,16	46,48	50,00	52,56
TiO2	1,40	2,10	2,23	2,33	3,26	3,08	2,43	2,12
Al2O3	15,10	15,36	13,17	13,78	16,66	15,75	13,98	14,05
FeO*	8,21	9,41	10,37	9,76	10,93	11,48	10,78	9,92
MnO	0,14	0,14	0,16	0,17	0,18	0,17	0,13	0,17
MgO	6,97	7,49	11,52	12,05	5,42	5,12	5,60	7,20
CaO	9,00	8,99	10,02	10,48	7,92	7,49	8,42	8,74
Na2O	3,12	3,06	2,22	2,32	3,56	3,37	3,38	3,47
K2O	0,72	1,87	1,96	2,05	2,18	2,06	2,01	1,37
P2O5	0,24	0,55	0,70	0,73	0,74	0,70	0,75	0,40
Mg#	60,22	58,66	66,45	68,76	46,91	44,29	48,08	56,41
Rb	14	43	41	41	41	41	40	25
Sr	391	536	620	620	691	691	627	478
Y	19	23	23	23	30	30	29	26
Zr	95	195	176	176	251	251	205	140
Nb	13	54	66	66	63	63	41	25
Ba	200	479	548	548	620	620	491	438
La	13,40	28,62	38,50	24,70	24,81	38,70	33,60	8,39
Ce	25,00	59,37	74,50	53,51	53,75	83,90	61,40	17,26
Nd	13,90	28,02	34,80	26,92	25,95	39,50	32,10	9,95
Sm	3,60	5,91	6,90	6,07	5,70	8,30	7,30	2,75
Eu	1,50	2,01	2,20	1,99	2,32	1,50	2,40	1,70
Tb	0,30	0,80	1,50	0,80	0,84		1,10	0,52
Dy	3,20	4,14	6,20	3,93	4,24		6,90	2,95
Yb	1,30	1,38	1,50	1,36	1,88	3,10	1,70	1,27
Lu	0,10	0,19	0,10	0,19	0,27	0,30	0,20	0,19
Hf	2,90	4,50	4,90	4,65	6,21	5,90	5,70	3,78
Ta	1,20	3,52	3,80	4,18	4,50	3,00	2,50	2,05
Th	2,40	5,81	5,60	4,39	3,36	6,70	5,00	1,86
U	1,00	1,23	1,00	0,87	0,89		0,90	0,44
^87Sr/^86Sr	0,704019	0,705980	0,704028	0,704002	0,704652	0,704957	0,705318	0,704795
^143Nd/^144Nd	0,512870	0,512609	0,512831	0,512850	0,512823	0,512853	0,512708	0,512750
eNd	4,53	-0,56	3,76	4,13	3,62	4,19	1,37	2,18
^206Pb/^204Pb	18,569	18,667	18,471	18,440	18,607	18,650	18,196	18,216
^207Pb/^204Pb	15,662	15,628	15,611	15,589	15,583	15,623	15,541	15,556
^208Pb/^204Pb	38,777	39,154	38,739	38,714	38,649	38,776	38,297	38,324

2. Thu thập số liệu

Nguồn số liệu địa hóa (nguyên tố chính và phụ, thành phần đồng vị stronsi, neodi và chì, và tuổi tuyệt đối) được liệt kê trong trong Bảng 2, Ngoài các nguồn số liệu kể trên, đối với phun trào trũng BĐ nhóm tác giả còn tham khảo các tài liệu của [15, 29]. Thành phần hóa học và đồng vị các mẫu núi lửa thu thập trong đới ophiolit tuổi Paleogen tại Palawan và Mindoro được xử lý như đại diện manti khu vực trước khi mở BĐ. Tài liệu tuổi tuyệt đối vùng phun trào Hải Nam trích từ [9]. Tuổi tuyệt đối của phun trào vùng thềm lục địa và ven biển Việt Nam được trích từ nguồn [10, 11, 17] và có tham khảo tài liệu của [25]. Ngoài ra, đối với khu vực này có nhiều số liệu chưa công bố cũng được trình bày trong bài báo này.

IV. ĐẶC ĐIỂM ĐỊA HÓA

1. Thành phần nguyên tố chính

Tương quan giữa SiO₂ (wt%) với MgO và K₂O (wt%) được biểu diễn trên Hình 2a và 2b. Hàm lượng MgO cao tương ứng với SiO₂ thấp thông thường phản ánh dung thể hình thành trong điều kiện áp suất và nhiệt độ cao, hoặc độ nóng chảy cao [8, 16]. K₂O cao cùng với SiO₂ thấp phản ánh áp suât nóng chảy cao và độ nóng chảy thấp. Ngoài ra, hàm lượng K₂O trong dung thể có quan hệ chặt chẽ với bản chất nguồn. Nguồn càng nguyên thủy (ít trải qua nóng chảy) hoặc có liên quan đến vật chất thạch quyển thì hàm lượng K₂O trong dung thể càng cao [16, 28]. Trên Hình 2a, b, số liệu hóa học của các sản phẩm phun trào bazan Tây Nguyên trẻ hơn 6 Tr.n. và cổ hơn 7 Tr.n. được sử dụng để đối chiếu [10-12]. Ngoại trừ bazan trẻ Cồn Cỏ (0,35 Tr.n.) phân bố trong trường cao SiO₂, cao K₂O và thấp MgO phần lớn bazan trẻ Hải Nam, thềm lục địa Việt Nam và khu vực trũng BĐ (trẻ hơn 6 Tr.n.) phân bố trong trường SiO₂ thấp, MgO và K₂O cao, tương tự trường phân bố của chu kỳ phun trào của bazan Tây Nguyên chu kỳ trẻ. Các mẫu bazan Palawan, đại diện cho manti trước tách giãn BĐ có SiO₂ cao (đến 55 wt%) và K₂O thấp (khoảng 0,5 wt%), là đặc điểm bazan cung đảo.

Hình 2. Tương quan SiO₂ với MgO và K₂O (wt%) trong bazan Neogen - Đệ tứ trũng Biển Đông và các vùng lân cận. Nguồn số liệu: trũng BĐ: Tu et al., Flower et al. [4, 31]; Hải Nam: Tu et al., Ho et al., Yan et al. [9, 31, 35]; Đông Dương và thềm lục địa Việt Nam: Hoang et al., Hoang and Flower, Hoang [10-12] và số liệu chưa công bố.

Hình 3. Biểu đồ chân nhện quy chuẩn chondrit (a, b, c) và manti nguyên thủy (d, e, f) đối với Hải Nam (a và d), trũng BĐ (b và e), thềm lục địa VN (c và f). Trong khi bazan trũng BĐ phân tán rộng, phun trào Hải Nam và thềm lục địa VN phân bố chụm hơn và nghèo đất hiếm nặng hơn. Số liệu quy chuẩn chondrit dựa theo Nakamura (1979), manti nguyên thủy dựa theo Hofmann (1988).

2. Thành phần nguyên tố vết

Nếu thành phần nguyên tố chính phản ánh điều kiện nóng chảy thì nguyên tố vết nói lên bản chất nguồn của dung thể [14]. Đặc điểm nguyên tố vết của bazan BĐ và các vùng lân cận được thể hiện qua phép quy chuẩn chondrit (các nguyên tố đất hiếm) và nguồn manti nguyên thủy (primitive mantle) được biểu diễn trên Hình 3. Số liệu quy chuẩn chondrit của Hải Nam (H. 3a), trũng BĐ (H. 3b) và thềm lục địa Việt Nam (H. 3c) cho thấy hình thể phân bố từ đất hiếm nhẹ (La đến Nd) đến đất hiếm nặng (Ho đến Lu) khá dốc, chứng tỏ nguồn giàu và khá nguyên thủy. Đáng chú ý, các mẫu bazan Palawan (H. 3b) rất nghèo đất hiếm nhẹ, chứng tỏ nguồn đã từng trải qua nóng chảy. Ta thấy sự khác nhau về đặc điểm phân bố các nguyên tố đất hiếm nặng. Bazan Hải Nam (4-0 Tr.n.) và thềm lục địa hoặc ven biển Việt Nam có hàm lượng đất hiếm nặng thấp hơn nhiều so bazan trũng BĐ. Điều này có nghĩa là nguồn bazan Hải Nam và Việt Nam có thể là peridotit granat có xu hướng giữ lại đất hiếm nặng trong thể sót (residue) và nguồn của bazan trũng BĐ có thể là peridotit spinel (nông hơn nguồn có granat), không có xu hướng lưu giữ các nguyên tố đất hiếm nặng.

Hình 4. Đồ thị biểu diễn tương quan đồng vị Sr và Nd. Phần lớn bazan BĐ và các vùng lân cận phân bố trong trường manti nghèo. Bazan Tây Nguyên chu kỳ cổ và một số mẫu thềm lục địa phân bố trong trường giàu (thành phần thạch quyển). Đánh giá các miền hợp phần đồng vị đại diện EM1, EM2 (manti giàu kiểu 1 và kiểu 2) và DM (manti nghèo) dựa theo Zindler and Hart (1986). Đối với đồng vị Sr và Nd của bazan khu vực nhìn chung có thành phần phân bố theo trường pha trộn giữa DM và EM2.

Trên đồ thị quy chuẩn về manti nguyên thủy, đường nét phân bố của bazan Hải Nam (H. 3d) và thềm lục địa Việt Nam (H. 3f) rất giống nhau, trong đó các nguyên tố không tương thích mạnh (Ba, Rb, Th, v.v.) giảm dần qua nhóm nguyên tố có độ tương thích cao hơn (Sr) đến các nguyên tố đất hiếm. Đây là hình dạng điển hình của bazan đảo đại dương (ocean island basalt), thường được xem là sản phẩm của quyển mềm, là nguồn giàu nguyên tố vết và nguyên tố chính (giàu Fe, Ca và tổng kiềm). Bazan trũng BĐ (H. 3e) khá dị nguồn, thể hiện bởi nhiều đường phân bố giàu nghèo khác nhau. Nhóm bazan Palawan có thành phần Rb, Ba, Th, Nb và K rất nghèo, chắc chắn phản ánh nguồn là thể sót của quá trình nóng chảy trước. Cần chú ý là bazan BĐ và các khu vực lân cận không có dị thường âm tại các nguyên tố trường lực mạnh (Nb, Ta, Ti, Zr và Y), là một trong những tiêu chuẩn xác định sự liên quan đến nguồn magma tương tác với vật chất mảng hút chìm.

Một cách tổng quát, đá phun trào trẻ tại Hải Nam và khu vực BĐ địa phận Việt Nam có đặc điểm thạch học và địa hóa khá giống nhau. Nguồn manti của chúng có thể là peridotit-granat khá giàu thành phần nguyên tố vết. Nguồn bazan trũng BĐ có thể là peridotit-spinel và dị nguồn về thành phần địa hóa.

3. Thành phần đồng vị

3.1. Đồng vị Sr và Nd: Quan hệ giữa đồng vị ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr và ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd cho thấy các vùng bazan phân bố chủ yếu trong trường nghèo (phần tư trên, trái, H. 4), một ít rơi vào trường giàu như một số bazan trẻ Tây Nguyên, bazan cổ (12 Tr.n.) đảo Lý Sơn, đảo Tro và Phú Quý. Nhìn chung, bazan phân bố chủ yếu trong trường pha trộn giữa manti nghèo (DM) và thạch quyển giàu (EM2). Nhóm bazan Palawan phân bố riêng biệt do có đồng vị Nd rất cao. Đáng chú ý là, tất cả bazan cổ hơn 7 Tr.n. ở Tây Nguyên phân bố trong trường nghèo, trong khi một vài bazan trẻ (<6 Tr.n.) phân bố trong trường giàu. Trong trường hợp nguồn phát triển theo hệ thống kín, tức không có trao đổi với các nguồn khác, đồng vị Sr thấp kèm theo Nd cao phản ánh nguồn đã trải qua nóng chảy. Đối với bazan Tây Nguyên chu kỳ cổ hơn nhiều khả năng là sản phẩm nóng chảy manti thạch quyển (lithospheric mantle), khác với vật chất quyển mềm có đồng vị gần nguyên thủy hơn (giàu hơn) [10].

3.2. Đồng vị Pb: Nhìn chung, đồng vị chì ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb với ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb của bazan BĐ và các vùng lân cận, tương tự như đối với đồng vị Sr và Nd, có xu hướng phân bố trong trường pha trộn giữa manti nghèo (DM) với vật chất thạch quyển (EM2). Tuy nhiên, phần lớn bazan phân bố gần với trường sống núi Ấn Độ Dương (I-MORB) hơn là sống núi Thái Bình Dương (N-MORB) (H. 5). Bazan I-MORB do có ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb tương đối cao so với các vùng bazan Bắc bán cầu tại cùng giá trị ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. Đặc điểm đồng vị này gọi là dị thường Dupal (ghép tên của hai nhà khoa học Dupré và Allègre đã phát hiện ra dị thường này) [6]. Hiện tượng giàu ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb tại cùng một giá trị ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb do nguồn có Th/U cao trong khoảng thời gian dài đủ để ²³²Th phân rã thành ²⁰⁸Pb cao hơn nhiều so với ²³⁸U phân rã thành ²⁰⁶Pb. Hiện tượng này có thể do liên quan đến các trầm tích cổ (Permi) được đưa vào manti tại các đới hút chìm trước và trong khi tách giãn và trôi dạt lên phía bắc của siêu lục địa Gondwana. Dị thường Dupal (giàu hợp phần EM1) được biểu diễn bằng D8/4Pb có giá trị cao hơn 75 và chỉ tồn tại trong manti nam bán cầu. Tương quan D8/4Pb với D7/4Pb [6] (H. 6) cho thấy bazan sau tách giãn BĐ và các vùng lân cận phân bố trong tam giác xác định bởi 3 hợp phần là thạch quyển (EM2), Dupal (IMORB giàu EM1) và N-MORB (tức nguồn manti nghèo). Dễ thấy đa phần bazan hướng về phía trường Dupal, một ít hướng về phía EM2 [10].

Hình 5. Tương quan đồng vị chì ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb với ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb lại trải theo hướng pha trộn giữa EM1 và EM2, phủ lên một phần bazan sống núi Ấn Độ Dương, cách xa trường phân bố manti nghèo (manti Thái Bình Dương). Nguồn số liệu như Hình 2.

Hình 6. Đồ thị tương quan D8/4Pb và D7/4Pb (tính theo [6]) thể hiện đồng vị chì bazan BĐ và các khu vực lân cận phân bố trong tam giác có các đỉnh là EM1, EM2 và DM. Đa số trải theo hướng pha trộn giữa DM và EM1 gần với thành phần bazan sống núi Ấn Độ Dương (là hợp phần Dupal), một ít hướng về phía nhiễm vỏ (EM2). Bazan càng trẻ (thí dụ, Hải Nam) mang nhiều dấu ấn Dupal hơn.

V. BÀN LUẬN

Tại trũng BĐ, đá phun trào xuất hiện đồng thời và sau tách giãn BĐ rất hạn chế (H. 1). Phun trào chủ yếu xuất hiện tại vùng vỏ thuần lục địa như Hải Nam và các khu vực tại Đông Dương. Cần chú ý là, bazan càng trẻ (Hải Nam) càng mang dị thường Dupal mạnh hơn.

1. Manti đâm chồi và nguồn gốc dị thường Dupal

Dị thường (đồng vị) Dupal có mặt trong hầu hết quyển mềm nam bán cầu (Hart, 1984), đặc biệt dưới Ấn Độ Dương (ÂĐD), là hợp phần đồng vị khác hẳn thành phần đồng vị thuộc manti Thái Bình Dương (TBD). Tuy nhiên, gần đây xuất hiện nhiều bài báo về sự có mặt dị thường này tại bắc bán cầu. Thí dụ, vùng BĐ và các khu vực lân cận [10, 31, 32]; biển Nhật Bản [30], v.v.. Câu hỏi đặt ra là, liệu dị thường này có phải do các dòng chảy manti từ ÂĐD đưa lên (ngoại nhập). Nếu là đúng thì các dòng chảy này vượt qua “lá chắn” là mảng hút chìm ÂĐD bên dưới Sundaland như thế nào? Hay dị thường Dupal là sản phẩm “địa phương” do nấm manti đưa lên [30], hoặc manti nhiễm vật chất nền cổ Sino-Korea [10]? Mô hình “địa phương” được chọn nhiều hơn do các điểm sau: 1) phân bố dị thường nhiệt bên dưới các biển rìa tây (TBD) khá nông, do vậy không có khả năng tồn tại nấm manti [36, 37]; 2) Bazan Neogen phun trào lên nền cổ Sino-Korea có Dupal cao nhất, biển Nhật Bản gần nền cổ hơn có dị thường Dupal cao hơn bazan các khu vực quanh Đài Loan, BĐ, Hải Nam và Đông Dương [13, 30]. Sự phân bố này phủ nhận sự tồn tại dòng chảy manti hướng N-B; và 3) Bằng chứng địa hóa và địa vật lý cho thấy, nền Archei đã bị bóc khỏi đáy nền Sino-Korea [37]. Do vậy, quyển mềm giàu hợp phần Dupal có thể bị cuốn theo dòng manti đẩy về phía đông. Dòng manti đâm chồi được lý giải là động lực phát sinh khi biển Tethys khép lại mà nguyên nhân do va chạm giữa mảng Ấn Độ và Âu-Á [10].

2. Điều kiện nóng chảy đá bazan

Áp suất nóng chảy tạo thành dung thể tính toán trên cơ sở quy về thành phần nguyên thủy dựa trên nguyên lý bù olivin vào thành phần bazan cho đến khi thể sót (residue) có Mg# bằng 90 trong đó Mg# = [100xMg/(Mg+Fe2⁺)] [12]. Sử dụng biểu đồ quan hệ pha plagioclas -thạch anh - olivin của Walker (1979) và các đường đẳng áp từ thực nghiệm của Kushiro [16] cho kết quả trên Hình 7. Bazan thềm lục địa và ven biển Việt Nam rơi vào khoảng 10 kbar đến gần 30 kbar, nhưng chủ yếu tập trung quanh đường 25 kbar (khoảng 75 km). Bazan trũng BĐ phân bố tập trung giữa đường 20 đến 30 kbar; bazan trẻ Hải Nam rời chủ yếu vào trường từ trên 25 kbar đến hơn 30 kbar (khoảng 90 km). Đối với bazan Tây Nguyên, nóng chảy của pha sản phẩm pha phun trào cổ (>7 Tr.n.) xảy ra trong khoảng áp suất 10 đến 15 kbar, ngược lại, pha trẻ (<6 Tr.n.) chủ yếu nóng chảy xảy ra với áp suất khoảng 25 kbar. Kết quả này cho thấy, tại BĐ và các khu vực lân cận dung thể bazan càng trẻ thì áp suất (và nhiệt độ) nóng chảy càng tăng. Nói cách khác, độ sâu nóng chảy và tính nguyên thủy của nguồn tăng theo thời gian.

Các phép toán về pha trộn đồng vị [10, 13] cho thấy thành phần đồng vị của bazan phía đông Trung Quốc có thể là sản phẩm pha trộn giữa vật chất quyển mềm và đáy nền cổ Sino-Korea. Dị thường Dupal thể hiện mạnh trong các pha phun trào trẻ, có áp suất nóng chảy cao (đến 30 kbar, H. 7) như bazan Hải Nam (H. 6 và H. 7) và một số bazan vùng trũng BĐ [4]. Có thể kết luận rằng, khác với bazan khu vực đông Trung Quốc và Đông Á, dị thường Dupal vùng BĐ và các khu vực lân cận bắt nguồn từ quyển mềm. Dù rằng bằng chứng về các dòng chảy manti, xuất phát từ sự khép lại của biển Tethys, thì chưa rõ ràng. Tuy nhiên, số liệu địa chấn sâu cho thấy dị thường nhiệt khá nông và phân bố theo hướng tây đông, từ đông Ấn Độ cho đến đới hút chìm tây TBD, đặc biệt tập trung dưới các vùng phun trào Neogen - Đệ tứ (H. 8) [33, 36], nhiều khả năng phản ánh động lực manti đâm chồi tiếp theo va chạm của hai mảng trên.

Hình 7. Biểu diễn thành phần hóa học quy về dung thể nguyên thủy [12] trên tam giác plagioclas-olivin - thạch anh. Đường đẳng áp tính từ kết quả thực nghiệm của Kushiro [16]. Bazan trẻ (Hải Nam, trũng BĐ) tập trung quanh đường 30 kbar, các vùng còn lại từ 10 kbar đến khoảng 25 kbar. Chú ý, sự nóng chảy của đa số bazan Tây Nguyên chu kỳ cổ (trên 7 Tr.n.) xảy ra quanh giá trị 10 đến 15 kbar, chu kỳ trẻ hơn có áp suất khoảng 25 kbar.

Hình 8, Biểu diễn dị thường nhiệt manti theo vĩ tuyến 18 (Tamaki K., tài liệu không công bố, xây dựng trên số liệu địa chấn sâu của [36]. Chú ý, dị thường nhiệt (1) tập trung bên dưới các vùng bazan Neogen - Đệ tứ, (2) nông (<400 km), (3) có hướng T-Đ, phù hợp hướng manti đâm chồi và phủ định giả thuyết nấm manti.

VI. KẾT LUẬN

1. Bazan Neogen - Đệ tứ vùng BĐ và các vùng lân cận có phân bố tập trung dọc theo các đứt gãy khu vực, xuất hiện sau tách giãn BĐ và chủ yếu có tuổi trẻ hơn 6 Tr.n., là tập hợp đá bao gồm bazan tholeiit, bazan olivin, bazan á kiềm và kiềm, kèm một ít bazan-andesit và bazan cao kiềm (nephelinit).

2. Áp suất nóng chảy bazan từ 10 đến hơn 30 kbar (từ độ sâu 30 đến 90 km) trong điều kiện tách giãn thạch quyển, dưới ảnh hưởng của dị thường nhiệt manti. Sản phẩm phun trào càng trẻ thì áp suất nóng chảy càng cao, nghĩa là, độ sâu nóng chảy và tính nguyên thủy của nguồn tăng theo thời gian.

3. Phần lớn bazan có đặc điểm địa hóa gần với bazan đảo đại dương (OIB), có hàm lượng nguyên tố vết (Rb, Ba, Nb, Ta và các nguyên tố đất hiếm) và nguyên tố chính (Fe, Ca và tổng kiềm) cao. Đa số phun trào trẻ mang dị thường đồng vị Dupal, là hợp phần đồng vị chì (Pb) đặc trưng của manti nam bán cầu

4. Sự phân bố của dị thường Dupal tại khu vực Đông và Đông Nam Á là bằng chứng về quá trình pha trộn giữa vật chất nền cổ (thí dụ, Sino-Korea) với manti nghèo dưới tác động của các dòng manti đâm chồi phát sinh do sự khép lại của biển Tethys là kết quả va chạm giữa Ấn Độ và Âu-Á.

Lời cám ơn: Chúng tôi chân thành cám ơn Ban chủ nhiệm Đề tài trọng điểm cấp nhà nước KT.09,11/06-10 của Bộ Khoa học và Công nghệ đã tài trợ cho công trình này.

VĂN LIỆU

1. Barr S.M., McDonald A.S., 1981. Geochemistry and geochronology of late Cenozoic basalts of SE Asia; summary. Geol. Soc. of Amer. Bull., 92 : 508-512.

2. Briais A., Tapponnier P., Pautot G., 1989. Constraints of sea-beam data on crustal fabrics and seafloor spreading in the South China Sea. Earth and Planetary Sci. Lett., 95 : 307-320.

3. Clift P., Lin J., Barkhausen U., 2002. Evidence of low flexural rigidity and low viscosity lower continental crust during continental break-up in the South China Sea. Marine and Petrol. Geo., 19 : 951-970.

4. Flower M.F.J., Zhang M., Chen C-Y., Tu K., Xie G., 1992, Magmatism in the South China Basin, 2. Post-spreading Quaternary basalts from Hainan Island, south China. Chem. Geol., 97 : 65-87.

5. Flower M., Tamaki K., Hoang N., 1998. Mantle extrusion: A model for dispersed volcanism and DUPAL-like asthenosphere in East Asia and the Western Pacific. In: M. Flower et al. (Eds.). Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. Geodynamics Series, 27 : 67-88. Amer. Geoph. Union.

6. Hart S.R., 1984. A large-scale isotopic anomaly in the Southern Hemisphere. Nature, 309 : 753- 757.

7. Hayes D.E., Nissen S.S., 2005. The South China sea margins: Implications for rifting constracts. Earth and Planetary Sci. Lett., 237 : 601-616.

8. Hirose K., Kushiro I., 1993. Partial melting of dry peridotites at high pressures: Determination of composition of melts segregated from peridotite using aggregate of diamond. Earth and Planetary Sci. Lett., 114 : 477-489.

9. Ho K-S., Chen J-C., Juang W-S., 2000. Geochronology and geochemistry of late Cenozoic basalts from the Leiqiong area, southern China. J. of Asian Earth Sci., 18 : 307-324.

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

11. Hoang N., Flower M.F.J., 1998. Petrogenesis of Cenozoic basalts from Vietnam: implication for origins of a diffuse igneous province. J. of Petrology, 30 : 569-595.

12. Hoàng N., 2005. Đặc điểm nguồn và điều kiện nóng chảy bazan Kainozoi Pleiku. Địa chất, A/286 : 15-22. Hà Nội.

13. Hoang N., Uto K., 2006. Upper mantle isotopic components beneath the Ryukyu arc system: Evidence for 'back-arc' entrapment of Pacific MORB mantle. Earth and Planetary Sci. Lett., 249 : 229-240.

14. Hofmann A.W., 1997. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism. Nature, 385 : 219-229.

15. Kudrass H.R., Wiedicke M., Cepek P., Kreuzer H., Muller P., 1986. Mesozoic and Cenozoic rocks dredged from the South China Sea (Reed Bank area) and Sulu Sea, and their significance for plate tectonic reconstruction. Marine and Petrol. Geol., 3 : 19-30.

16. Kushiro I., 1996. Partial melting of a fertile mantle peridotite at high pressure: An experimental study using aggregates of diamond. In: Basu A., Hart S.R. (Editors). Earth Processes: Reading the Isotopic Code. Geoph. Monogr., 95 : 109-122. Amer. Geoph. Union.

17. Lee T.-Y., Lo C.-H., Chung S.-L., Chen C.-Y., Wang P.-L., Lin W.-P., Hoang N., Cung T.C., Nguyen T.Y., 1998. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating result of Neogene basalts in Vietnam and its tectonic implication. In: M.F.J. Flower et al (Eds.). Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. Geodynamics Ser., 27: 317-330. Amer. Geol. Union.

18. Leloup P., Arnaud H.N., Lacassin R., Kienast J.R., Harrison T.M., Trinh P.T. Replumaz A., Tapponnier P., 2001. New constraints on the structure, thermochronology and timing of the Ailao Shan-Red River shear zone SE Asia. J. of Geoph. Res., 106 : 6683- 6732.

19. Li P., Liang H., 1994. Cenozoic magmatism in the Pearl river Mouth basin and its relationship to the basin evolution and petroleum accumulation. Guangdong Geol., 9 : 23-34 (in Chinese with English abstract).

20. McCabe R., Almasco J.N., Yumul G., 1985. Terranes of the Central Philippines. In: D. Howell (Ed.). Terranes of the Circum-Pacific Region. Amer. Ass. of Petrol. Geologists, Earth Sci. Ser., 1 : 421-435.

21. McKenzie D., Bickle M.J., 1988. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. J. of Petrology, 29 : 625-679.

22. Pautot G., Rangin C., 1989. Subduction of the South China Sea axial ridge below Luzon (Philippines). Earth and Planetary Sci. Lett., 92 : 57-69.

23. Pautot G., Rangin C., Briais A., Wu J., Han S., Li H., Lu Y., Zhao J., 1990. The axial ridge of the South China Sea: A seabeam and geophysical survey. Oceanologica Acta, 13 : 129-143.

24. Rangin C., Stephan J.F., Mueller C., 1985. Middle Oligocene oceanic crust of the South China Sea jammed into Mindoro collision zone (Philippines). Geology, 13 : 425-428.

25. Rangin C., Huchon P., Le Pichon X., Bellon H., Lepvrier C., Roques D., Nguyen D.H., Phan V.Q., 1995. Cenozoic deformation of central and south Vietnam. Tectonophysics, 251 : 179-196.

26. Ru K., Piggott J.D., 1986. Episodic rifting and subsidence of the South China Sea. Amer. Ass. of Petrol. Geologists Bull., 70 :1136-1155.

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

28. Taylor B., Hayes D.E., 1983. Origin and history of the South China sea basin. In: D.E. Hayes Ed., The Tectonic and Geologic Evolution of SE Asian Seas and Islands. Geoph. Mon. Ser., 27 : 23-56. Amer. Geoph. Union.

29. Taylor S.R., McLennan S.M., 1981. The composition and evolution of the continental crust: rare earth element evidence from sedimentary rocks. Philos. Trans. of the Royal Soc. of London, 301 : 381-399.

30. Tatsumoto M., Nakamura Y., 1991. DUPAL anomaly in the Sea of Japan: Pb, Nd, and Sr isotopic variations at the eastern Eurasian continental margin. Geochim. et Cosmochim. Acta, 55 : 3697-3708.

31. Tu K., Flower M.F.J., Carlson R.W., Zhang M., Xie G.-H., 1991. Sr, Nd, and Pb isotopic compositions of Hainan basalts (south China): Implications for a subcontinental lithosphere Dupal source. Geology, 19 : 567-569.

32. Tu K., Flower M.F.J., Carlson R.W., Xie G., Chen C-Y., Zhang M., 1992. Magmatism in the South China Basin. 1. Isotopic and trace-element evidence for an endogenous Dupal mantle component. Chem. Geology, 97 : 47-63.

33. van der Hilst R., Seno T., 1993. Effects of relative plate motion on the deep structure and penetration depth of slabs below the Izu-Bonin and Mariana island arcs. Earth and Planetary Sci. Lett., 120 : 395-407.

34. Wang J., Yin A., Harrison T.M., Grove M., Zhang Y., Xie G., 2001. A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone. Earth and Planetary Sci. Lett., 188 : 13-133.

35. Yan P., Deng H., Liu H., Zhang Z., Jiang Y., 2006. The temporal and spatial distribution of volcanism in the South China Sea region. J. of Asian Earth Sci., 27 : 647-659.

36. Zhang Y-S., Tanimoto T., 1991. Global Love wave phase velocity variation and its significance to plate tectonics. Physics of Earth and Planetary Interiors, 66 : 160-202.

37. Zhang Y.-S., 1998. Three-dimensional upper mantle structure and plate tectonics under east Asia. In: Flower M.F.J. et al. (Eds.). Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. Geodyn. Ser., 27 : 11-23. Amer. Geoph. Union.