CHƯƠNG III:

(Trace Elements)

Nguyên tố vết là những nguyên tố hóa học có mặt trong
đá với hàm lợng nhỏ hơn 1% trọng lợng - có nghĩa là nhỏ hơn
1000ppm. Đôi khi nguyên tố vết có thể tạo thành khoáng vật
riêng biệt, song nhìn chung chúng thay thế những nguyên tố
chính trong các khoáng vật tạo đá.
Việc nghiên cứu đặc điểm địa hóa nhóm nguyên tố vết
đà trở thành một phần thiết yếu trong nghiên cứu thạch luận
hiện đại và có khả năng phân biệt nhiều quá trình thạch địa
hóa tốt hơn so với nhóm nguyên tố chính. Điều đặc biệt quan
trọng là những mô hình toán học dựa trên hành vi địa hóa
nhóm nguyên tố vết cho phép đa ra những luận giải địa chất
đáng tin cậy về các quá trình bị khống chế bởi sự cân bằng
tinh thể - dung thể hoặc tinh thể - chất lỏng.
I- Sự PHÂN LOạI NGUYÊN Tố VếT THEO HàNH VI ĐịA
HóA CủA CHúNG.

Nguyên tố vết thờng đợc nghiên cứu theo từng nhóm, và
đặc điểm địa hóa của các nhóm hoặc sự thay đổi một cách
hệ thống trong từng nhóm nguyên tố đợc sử dụng nh là chỉ thị
(indicator) cho các quá trình thạch luận. Các nguyên tố vết thờng đợc phân loại hoặc là dựa vào vị trí của chúng trong bảng
tuần hoàn Mendeleep, hoặc là theo hành vi địa hóa của chúng
trong hệ thống magma.
1- Trong bảng tuần hoàn Mendeleep: có thể phân chia mét

sè nhãm nguyªn tè vÕt nh sau:

- 34 -

a- Nhóm Lantanit hoặc nhóm đất hiếm (Rare Earth Elements - REE):

bao gồm các nguyên tố có số nguyên tử tõ 57 ®Õn 71 (La, Ce,
Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu). Ngoµi ra, đợc
ghép vào nhóm này còn có nguyên tố Y với bán kính ion tơng tự
nh của nguyên tố Ho. Nguyên tố Pm trong thực tế không gặp.
Những nguyên tố đất hiếm có số nguyên tử thấp (La,
Ce, ..., Sm) đợc gọi là những nguyên tố đất hiếm nhẹ (LREE),
còn những nguyên tố có số nguyên tử cao hơn (Gd, Tb, ..., Lu)
đợc gọi là những nguyên tố đất hiếm nặng (HREE). Đôi khi
những nguyên tố trung gian (từ Sm tới Ho) còn đợc gọi là những
nguyên tố đất hiếm trung bình (MREE).
Nhìn chung, tất cả các nguyên tố trong nhóm đất hiếm
đều có đặc điểm hóa học và vật lý học giống nhau: chúng
đều tạo nên các ion hóa trị +3 vững bền với kích thớc ion (bán
kính ion) gần tơng tự nhau. Tuy nhiên giữa chúng vẫn có sự
khác biệt chút ít: kích thớc ion giảm dần theo sự tăng dần của
số nguyên tử (hay số thứ tự) đà dẫn tới sự khác nhau trong đặc
điểm địa hóa của chúng. Những khác nhau nhỏ về kích thớc
và hành vi địa hóa trong nhóm đất hiếm đợc sử dụng trong
nghiên cứu thạch luận để luận giải về nguồn gốc cũng nh các
quá trình địa hóa xảy ra trong thạch quyển và manti. Ngoài
ra, một vài nguyên tố đất hiếm ngoài hóa trị +3, còn xuất hiện
ở mức độ oxy hóa khác (nh Ce+4, Eu +2), điều này ý nghĩa đặc
biệt quan trọng trong địa chất học nói chung và thạch địa hóa
nói riêng.
b- Nhóm Platin (Platium group elements - PGE): bao gồm các


nguyên tố có số nguyên tử từ 44 ®Õn 46 (Ru, Rh, Pd) vµ tõ 76
®Õn 78 (Os, Ir, Pt), còn đợc gọi là nhóm kim loại quí, nếu nh
bao gồm cả nguyên tố Au.
c- Nhóm kim loại chuyển tiếp (Transition metals - TME): bao gồm

các nguyên tố có số nguyên tử từ 21 đến 30 (Sc, Ti, V, Cr, Mn,
Fe, Co, Ni, Cu, Zr). Tuy nhiªn, trong địa hóa học khái niệm

- 35 -


nhóm nguyên tố kim loại chuyển tiếp thờng chỉ áp dụng đối với
2 nguyên tố chính là Fe và Mn; Ngoài ra, nguyên tố Sc đôi khi
lại đợc xếp vào nhóm nguyên tố đất hiếm (REE) do đặc tính
hóa học khá gần gũi với Y và La (cùng nhóm hóa học III.B).
Nhìn chung, các nguyên tố trong mỗi một nhóm kể trên có
đặc điểm hóa học tơng tự, song những quá trình địa chất
có thể dẫn đến sự khác biệt về hành vi địa hóa giữa chúng.
Vì vậy, việc nghiên cứu đặc điểm địa hóa nhóm nguyên tố
vết có thể giúp các nhà địa chất hiểu rõ đợc nhiều quá trình
địa chất đà và đang xảy ra.

- 36 -


2- Hành vi địa hóa của các nguyên tố vết trong hệ thống
magma:

a- Khi manti của Trái đất bị nóng chảy, các nguyên tố vết
hoặc là sẽ đi vào trong pha lỏng (dung thể), hoặc là đi vào

trong pha rắn (khoáng vật). Nguyên tố vết nào a pha rắn hơn
đợc gọi là nguyên tố tơng hợp (compatible elements - CE), còn
nguyên tố nào a pha lỏng hơn đợc gọi là nguyên tố không tơng
hợp (incompatible - ICE) - có nghĩa là chúng không thích hợp với
cấu trúc khoáng vật và sẽ thoát đi cùng với pha lỏng ngay từ ban
đầu. Nguyên tố không tơng hợp cũng còn đợc gọi là nguyên tố a
magma ẩm (hygromagmatophile) theo Trenil và Varet (1973).
Về chi tiết, mức độ tơng hợp hoặc không tơng hợp và
hành vi địa hóa của các nguyên tố vết cũng thay đổi tùy thuộc
vào thành phần của dung thể. Thí dụ: nguyên tố P là không tơng hợp đối với các khoáng vật trong manti, nên trong quá trình
nóng chảy tõng phÇn (patial melting) nã sÏ tËp trung rÊt nhanh
trong dung thể; nhng trong các đá granit, P lại là nguyên tố tơng hợp nên thờng nằm trong cấu trúc tinh thể của apatit.
b- Các nguyên tố không tơng hợp đôi khi đợc phân chia
theo tỷ số điện tích / kích thớc của chúng. Tỷ số này thờng đợc
gọi là trờng vững bền (field strength) - là số đo điện tích
điện tử trên một đơn vị bề mặt cation. Nó cũng th ờng đợc
xem nh là thế năng ion của nguyên tố và đợc tính bằng tỷ số
giữa hóa trị với bán kính ion. Nh vậy:
Những cation nhỏ có điện tích cao đợc gọi là cation có trờng vững bền cao (high field strength - HFS) víi thÕ ion > 2.0;
Còn những cation lớn có điện tích nhỏ hơn đợc gọi là cation có
trờng vững bền thấp (low field strength - LFS) víi thÕ ion < 2.0.
Nh÷ng cation trêng v÷ng bền thấp cũng còn đợc gọi là những
nguyên tố a đá có ion lớn (large ion lithophile elements - LILE).
Thông thờng những nguyên tố với bán kính ion nhỏ và
điện tích tơng đối thấp có xu hớng tơng hợp. Đó lµ nhãm
- 37 -


nguyên tố chính và nhóm kim loại chuyển tiếp.
Các cation có trờng vững bền cao (HFS) bao gồm nhóm

nguyên tố ®Êt hiÕm (REE), Sc, Y, Pb, U, Th, Zr, Hf, Ta, Nb, Ti, P.
Trong đó cần lu ý là, những cặp nguyên tố Zr - Hf và Ta - Nb rất
tơng đồng nhau về kích thớc và điện tích ion, nên chúng có
hành vi địa hóa rất giống nhau.
Các cation có trờng vững bền thấp (LFS) hay các cation a
đá cã ion lín (LIL) bao gåm K, Rb, Cs vµ Ba, ngoài ra còn có Sr,
Eu+2 và Pb +2 (cả 3 nguyên tố này đều có bán kính ion và điện
tích nh nhau).
II- CáC QUá TRìNH ĐịA CHấT KIểM SOáT Sự PHÂN
Bố NGUYÊN Tố VếT.
a- Độ linh động (mobility) của các nguyên tố vết.

Độ linh động của nguyên tố vết đợc kiểm soát bởi sự thay
đổi thành phần khoáng vật xảy ra trong quá trình biến đổi
và phụ thuộc vào bản chất của pha lỏng. Về cơ bản, những
nguyên tố không tơng hợp thuộc nhóm có trờng vững bền thấp
(nh K, Rb, Cs, Ba và Sr) là những nguyên tố linh động (mobile ME). Còn những nguyên tố thuộc nhóm có trờng vững bền cao
bao gồm nhóm đất hiếm (REE), Sc, Y, U-Th, Zr-Hf, Ta-Nb, Ti, P là
những nguyên tố không linh động (immobile - IME).
Trong nhóm kim loại chuyển tiếp Mn, Zn và Cu là những
nguyên tố linh động, đặc biệt trong điều kiện nhiệt độ cao,
còn Co, Ni, V và Cr lại là những nguyên tố không linh động.
Tuy nhiên, Humphries (1984) đà chỉ mối quan hệ không
đơn giản giữa độ linh động của nhóm nguyên tố đất hiếm với
kiểu đá hoặc với mức độ biến chất. Thí dụ, trong quá trình
biến đổi các nguyên tố đất hiếm có thể di chuyêớn ra khỏi
basalt thủy tinh dễ dàng hơn là từ các đá cùng thành phần nhng có độ kết tinh tốt hơn (basalt thờng), các nguyên tố đất
hiếm cũng trở nên rất linh động bởi các dung dịch tạo khoáng

- 38 -



giàu carbonat hoặc giàu halogen. Trong quá trình khử nớc của
tấm vỏ đại dơng bị hút chìm dẫn tới sự sinh thành magma
kiềm-vôi (CA) các nguyên tố LILE, Th, P, Ce và Sm có thể trở nên
linh động hơn nhiều.
2- Những nguyên tố không linh động (ỳ).

Một bớc tiến quan trọng trong việc xây dựng các dạng biểu
đồ phân biệt trong nghiên cứu thạch luận nguồn gốc đó là sự
phát triển các phơng pháp phân tích nhanh chóng và chính
xác đối với những nguyên tố vết có hàm lợng rất thấp trong các
khoáng vật silicat. Các phơng pháp phân tích thờng đợc sử
dụng là huỳnh quang tia X (XRF) và kích hoạt neutron (NAA). Có
ý nghĩa đặc biệt quan trọng đó là những nguyên tố vết
không linh động (ỳ) trong điều kiện nhiệt dịch. Chính vì vậy
những biểu đồ đợc xây dựng theo các nguyên tố vết không
linh động (ỳ) có thể sử dụng rất hiệu quả đối với các đá đà bị
biến đổi hoặc bị biến chất.
Nhiều biểu đồ phân biệt đà sử dụng các nguyên tố có trờng v÷ng bỊn cao (nh Ti, Zr, Y, Nb, P) - đó là những nguyên tố
không linh động trong các dung dịch lỏng, có nghĩa là chúng
trở nên vững bền trong các điều kiện nhiệt dịch, phong hóa
đáy biển và thậm chí ở mức độ biến chất trung bình ( tớng
amphibolit).
Tóm lại, những biểu đồ phân chia các kiểu magma - kiến
tạo cần phải đợc xây dựng dựa trên những nguyên tố không
nhạy cảm đối với các quá trình biến đổi thứ sinh, chúng có thể
dễ dàng xác định với độ chính xác cao ở mức hàm lợng thấp
bằng các phơng pháp phân tích nhanh chóng và đơn giản.
3- Các bối cảnh kiến tạo.


Số lợng các bối cảnh kiến tạo đợc ghi nhận tại thời điểm
hiện tại lớn hơn nhiều so với 20 năm trớc đây. Điều đó phản ánh
sự tiến bé vỵt bùc trong hiĨu biÕt cđa chóng ta vỊ tiến trình
phát triển của Trái đất nói chung, cũng nh về các quá trình
- 39 -


địa hóa học đá magma nói riêng. Pearce và Cann (1971, 1973)
lần đầu tiên đà xác định đặc điểm địa hóa học các đá
basalt từ các bối cảnh kiến tạo khác nhau: cung núi lửa (VAB),
đáy đại dơng (OFB) và nội mảng (WB). Ngày nay, việc phân
biệt về mặt hóa học các bối cảnh kiến tạo đà mở rộng ra cho
tất cả các đá magma và trầm tích.
Các kiểu khác nhau thuộc bối cảnh kiến tạo dÃy núi giữa
đại dơng (MOR) đợc phân biệt tốt nhất khi sử dụng đặc điểm
hóa học của các đá basalt, còn để phân biệt các kiểu khác
nhau trong bối cảnh kiến tạo đới va chạm mảng (COL) tốt nhất
nên sử dụng đặc điểm địa hóa các đá granite. Rìa lục địa
thụ động (PCM) đợc đặc trng bởi sự vắng mặt các hoạt động
magma và chỉ có thể nhận biết đợc khi sử dụng đăồc điểm
địa hóa các đá trầm tích. Những bối cảnh kiến tạo nội mảng
(WP) có thể xác định từ đặc điểm địa hóa của cả đá basalt
lẫn đá granite. Bối cảnh kiến tạo cung núi lửa (VA) hay hoạt
động magma cung đảo (IA) có thể phân biệt khi sử dụng toàn
bộ các đặc điểm thạch địa hóa nêu trên.
Tóm lại, những bối cảnh kiến tạo có thể phân biệt đợc khi
sử dụng các tiêu chuẩn thạch địa hóa (lithogeochemical) bao
gồm:
* DÃy núi giữa đại dơng:

+ DÃy núi giữa đại dơng kiểu bình thờng (đợc đặc trng bằng kiểu basalt dÃy núi giữa đại dơng bình thờng N-MORB).
+ DÃy núi giữa đại dơng dị thờng (đợc đặc trng bằng
kiểu basalt dÃy núi giữa đại dơng đợc làm giàu EMORB).
+ DÃy núi biển sau cung (BAB).
+ D·y nói biĨn tríc cung (FAB) n»m bên trên đới hút
chìm.

- 40 -


* Cung núi lửa:
+ Cung đại dơng chủ yếu là basalt tholeit (OAT).
+ Cung đại dơng chủ yếu là basalt kiềm-vôi (CAB).
+ Rìa lục địa tích cực (ACM).
* Đới va chạm mảng:
+ Va chạm lục địa - lục địa (Syn-COLG).
+ Va chạm cung đảo - lục địa (VAG).
* Các bối cảnh nội mảng:
+ Vỏ lục địa bình thờng (WPG).
+ Đảo đại dơng (OIB).
4- Các quá trình thạch luận.

a- Nóng chảy từng phần (Partial Melting - PM).
Có hai kiểu nóng chảy từng phần, đó là:
+ Kiểu nóng chảy nhóm hay mẻ(batch melting), còn đợc
gọi là kiểu nóng chảy từng phần cân bằng (equilibrium partial
melting), trong đó dung thể đợc tạo ra liên tục phản ứng và tái
cân bằng với pha rắn tàn d cho đến khi dung thể thoát ra nh
một mẻ magma riêng biệt.
+ Kiểu nóng chảy phân đoạn (fractional melting) trong

đó chỉ có một lợng rất nhỏ dung thể đợc hình thành và sau
đó tách ngay ra khỏi nguồn. Sự cân bằng chỉ xảy ra giữa dung
thể với bề mặt các khoáng vật trong miền nguồn. Kiểu nóng
chảy phân đoạn chỉ có thể thích hợp với sự thành tạo một số
dung thể magma basalt.
b- Kết tinh phân đoạn (Fractional Crystallization - FC).
Có 3 kiểu kết tinh phân đoạn: kết tinh cân bằng
(equibrium crystallization), kết tinh phân đoạn (fractional
crystallization) và kết tinh tại chỗ (in situ crystallization).

- 41 -


+ Kiểu kết tinh cân bằng là quá trình kết tinh của dung
thể magma mà trong đó sự cân bằng giữa các pha rắn
(khoáng vật) với dung thể luôn tồn tại trong suốt quá trình kết
tinh. Sự phân bố của các nguyên tố vết trong quá trình kết
tinh cân bằng hoàn toàn trái ngợc với quá trình nóng chảy cân
bằng đà trình bày ở trên. Sự giàu lên hoặc nghèo đi của các
nguyên tố vết so với dung thể ban đầu phụ thuộc vào hệ số
phân bố (D) và khối lợng dung thể (F).
+ Trong kiểu kết tinh phân đoạn những tinh thể khoáng
vật đợc tách ra khỏi vị trí thành tạo (dung thể) ngay sau khi
kết tinh. Sự cân bằng bề mặt có thể đạt đợc trong một số trờng hợp riêng biệt. Quá trình kết tinh phân đoạn đợc trình
bày tốt nhất bằng định luật Rayleigh.
+ Trong kiểu kết tinh tại chỗ, quá trình kết tinh xảy ra
phía ngoài rìa (tờng) của lò magma, ở đó dung thể tàn d đợc
tách ra khỏi đám tinh thể trong đới kết tinh ở phần rìa của lò
magma. Đới kết tinh chuyển động tịnh tiến dần dần qua lò
magma cho tới khi sự kết tinh hoàn tất.

c- Hỗn nhiễm magma (AFC).
Đó là quá trình đồng hóa các đá vây quanh xảy ra đồng
thời với quá trình kết tinh phân đoạn. Thực tế, quá trình AFC
rất khó ghi nhận và có sự tơng phản rất rõ về hàm lợng nhóm
nguyên tố vết giữa magma và đá vây quanh.
III- CáC BIểU Đồ PHÂN LOạI Sử DụNG NGUYÊN Tố
VếT.
1- Phân loại và gọi tên các đá magma:

a- Biểu đồ Zr/TiO 2 - Nb/Y của Winchester và Floyd (1977)
để phân loại và gọi tên các đá núi lửa trong đó tỷ số Zr/TiO 2
đợc xem nh là chỉ số phân dị (differentiation index - DI) vµ tû
sè Nb/Y nh lµ chØ sè kiỊm (alkalinity index - DI) (hình III.1). Các
đá basalt á kiềm đợc đặc trng bằng các tỷ số Nb/Y và Zr/TiO 2 t-

- 42 -


ơng đối thấp, các đá dacit và ryolit có tỷ sè Zr/TiO 2 cao h®n
®ång thêi tû sè Nb/Y vÉn thấp; còn các đá bazic kiềm, cũng nh
các đá bazic khác, đợc đặc trng bởi tỷ số Zr/TiO 2 thấp và tỷ số
Nb/Y cao.
b- Biểu đồ Ce - Zr/TiO 2 của Winchester và Floyd (1977)
dùng để phân loại và gọi tên các đá núi lửa. Hàm lợng Ce trong
các dạng đá núi lửa phân dị của loạt magma kiềm-vôi (CA)
nhìn chung ít thay đổi, nhng trong các đá núi lửa kiềm (AL)
hàm lợng Ce lại tăng rõ rệt trong quá trình phân dị (hình III.2).
Chính vì vậy, trên biểu đồ Ce - Zr/TiO 2 có thể phân biệt đợc
các dạng đá núi lửa khác nhau thuộc các loạt magma khác nhau
(kiềm-vôi, kiềm).

c- Biểu đồ Ga - Zr/TiO 2 của Winchester và Floyd (1977)
dùng để phân loại và gọi tên các đá núi lửa (hình III.3). các đá
núi lửa kiềm (AL) thể hiện rõ sự tập trung của Ga trong quá
trình phân dị, có nghĩa là hàm lợng Ga tăng lên cùng với tiến
trình phân dị magma, trong khi đó các đá núi lửa á kiềm (loạt
CA và loạt TH) lại cã sù thay ®ỉi rÊt Ýt, thËm chÝ cã sù giảm
nhẹ hàm lợng Ga trong quá trình phân dị.
d- Biểu đồ Ga/Sc - Nb/Y của Winchester và Floyd (1977)
để phân loại các đá núi lửa là sản phẩm phân dị của loạt
magma á kiềm (TH và CA) và kiềm (AL) khi sử dụng các nguyên
tố không linh động (ỳ) trong các quá trình biến đổi sau kết
tinh và biến chất.
Hàm lợng Sc giảm rõ rệt trong quá trình phân dị của hai
loạt magma á kiềm và kiềm, vì vậy tỷ số Ga/Sc có thể sử dụng
nh là chỉ số phân dị (DI), còn tỷ số Nb/Y đợc xem nh là chỉ số
kiềm (AI). Biểu đồ này có thể phân chia các dạng đá núi lửa
khác nhau và đặc biệt phân biệt đợc rõ ràng các đá basalt
kiềm và á kiềm (hình III.4).
e- Biểu đồ Rb - Ba - Sr của Bouseily và Sokkary (1975) để
phân loại và gọi tên các đá granit. Rb, Ba, và Sr rất phổ biến
- 43 -


trong các đá magma acid, chúng thờng thay thế K hoặc Ca
trong felspat và có mức hàm lợng từ vài ppm đến hàng trăm
ppm.
Ba và Sr là những nguyên tố vết đặc biệt nhạy cảm đối
với quá trình kết tinh phân đoạn. Đá granit nào nghèo Ba thì sẽ
giàu hoăồc là Rb hoặc là Sr, nhng không thể giàu cả hai đợc.
Nh vậy hàm lợng Ba sẽ chi phối tỷ số Rb/Sr (hình III.5).

Trong tổ hợp phân dị: diorit diorit Q → granodiorit →
granit b×nh thêng, tû sè Ba/Sr là yếu tố không chế chủ yếu - tỷ
số này tăng theo tiến trình phân dị. Còn trong tổ hợp: granit
bình thờng granit phân dị cao, tỷ số Ba/Rb lại giảm đi
nhanh chóng.
Biểu đồ Rb - Ba - Sr không những dùng để phân loại các
đá magma acid thuộc các loạt phân dị, mà còn có thể sử dụng
nh tiêu chuẩn phân loại nguồn gốc granit - phân biệt các đá
granit nguồn magma (granit bình thờng) với các đá granit
nguồn gốc biến chất trao đổi hoặc granit hóa (granit dị thờng).
2- Phân chia các loạt magma:

a- Biểu đồ P 2O5 (%tr.l) - Zr (ppm) (Winchester và Floyd,
1975) dùng để phân biệt loạt magma basalt tholeit (TH) với loạt
basalt kiềm (AL). Các đá basalt kiềm thờng có hàm lợng P2O5
cao hơn basalt tholeit ở mức hàm lợng Zr tơng đơng. Tuy nhiên,
biểu đồ này không thể tách biệt đợc kiểu basalt lục địa với
kiểu basalt đại dơng (hình III.6).
b- Biểu đồ TiO 2 - Zr/P2O5 (Winchester và Floyd, 1975)
(hình III.7) dùng để phân biệt loạt basalt tholeit (TH) với loạt
basalt kiềm (AL) dựa trên cơ sở: basalt kiềm thờng có hàm lợng
TiO2 cao hơn nhng lại có tỷ số Zr/P 2O5 thấp hơn basalt tholeit.
Cần lu ý rằng, tỷ số Zr/P 2O5 có thể thay đổi trong những quá
trình biến đổi sau magma, vì vậy biểu đồ này hạn chế sử
dụng cho các đá bị biến đổi mạnh.
- 44 -


c- Biểu đồ Nb/Y - Zr/P 2O5 (Winchester và Floyd, 1975) sử
dụng rất hiêồu quả để phân biệt loạt magma basalt tholeit

(TH) và loạt basalt kiềm (AL), và đặc biệt có thể tách biệt đợc
các kiểu basalt đại dơng với kiểu basalt lục địa (hình III.8).
Ngoài ra, theo Smith (1976) biểu đồ này có thể phân loại rất
hiệu nghiệm đối với các đá basalt đà bị biến chất đêởn tớng
prenit - pumpelit.
3- Phân chia các kiểu magma theo bối cảnh kiến tạo (các kiểu
kiến tạo).
a- Đối với các đá có thành phần từ basalt tới andesit.

+ Biểu đồ Ti - Zr - Y (Pearce và Cann, 1973) để phân
biệt giữa các kiểu basalt nội mảng (kiểu basalt đảo đại dơng OIB hoặc basalt lũ lục địa - CFB) với các kiểu basalt khác (hình
III.9).
+ Biểu đồ Ti - Zr (Pearce và Cann, 1973) phân biệt 3
kiểu basalt: IAT, CAB và MORB (hình III.10). Biểu đồ tơng tự
TiO2 - Zr (theo Winchester và Floyd, 1975) để phản ánh sự khác
nhau về thành phần giữa loạt basalt kiềm (AL) và basalt tholeit
(TH).
+ Biểu đồ Ti - Zr - Sr (Pearce và Cann, 1973) chỉ sử dụng
cho các đá basalt tơi vì Sr là nguyên tố tơng đối linh động
trong các dung dịch nhiệt dịch. Biểu đồ này dùng để phân
biệt các kiểu basalt: IAT, CAB, MORB (hình III.11).
+ Biểu đồ Zr/Y - Zr (Pearce và Norry, 1979) phân biệt các
kiểu basalt: IAB, MORB, WPB (hình III.12). Ngoài ra, biểu đồ
này cũng có thể sử dụng để phân chia chi tiết các basalt cung
đảo ra kiểu cung đảo đại dơng (OAB) và kiểu cung đảo lục
địa (CAB) theo Pearce (1983) với đặc trng là basalt cung đảo
lục địa cò hàm lợng Zr và tỷ số Zr/Y cao hơn (hình III.13).
+ Biểu đồ Zr/Y - Ti/Y (Pearce và Gale, 1977) phân biệt
kiểu basalt nội mảng (WPB) với các kiêớu basalt khác còn lại - th-


- 45 -


ờng đợc gọi chung là kiểu basalt rìa mảng, bởi tính chất giàu
Ti và Zr của basalt nội mảng (hình III.14).
+ Biểu đồ Ti/Y - Nb/Y (Pearce, 1982) để tách biƯt kiĨu
basalt néi m¶ng (WPB) víi basalt cung nói lưa (VAB) và MORB.
Thờng kiểu basalt nội mảng có các tỷ số Ti/Y và Nb/Y cao hơn
các kiểu basalt khác, phản ánh nguồn gốc của chúng từ kiểu
manti giàu (EM) (hình III.15).
+ BiĨu ®å Zr - Nb - Y (Meschede, 1986) sử dụng nguyên tố
vết không linh động Nb để phân biệt 2 kiểu khác nhau của
basalt đại dơng: kiểu basalt N-MORB từ bối cảnh kiến tạo dÃy
núi giữa đại dơng bình thờngvới đặc trng nghèo các nguyên
tố không tơng hợp và kiểu basalt E-MORB (hoặc P-MORB) bắt
nguồn từ plummanti đợc đặc trng bởi sự giàu các nguyên tố
vết không tơng hợp. Trên biểu đồ này có thể phân biệt rõ rệt
đợc các kiểu basalt: basalt kiềm nội mảng (WPA), basalt tholeit
nội mảng (WPT), E-MORB, N-MORB và basalt cung núi lửa (VAB)
(hình III.16).
+ Biểu đồ Th - Hf - Ta (Wood, 1980) đợc xây dựng theo
hàm lợng các nguyên tố có trờng vững bền cao (HFSE) không
linh động (hình III.17). Những nguyên tố này có hàm lợng rất
thấp trong basalt và chúng không thể xác định đợc bằng phơng pháp HQTX, mà cần phải phân tích bằng phơng pháp
KHNT. Ưu điểm nổi bật của biểu đồ này là có thể phân biệt
đợc các kiểu MORB, đồng thời cũng có thể áp dụng tốt cho tất
cả các đá núi lửa có thành phần từ bazơ đến acid và đặc biệt
hữu hiệu đối với các đá basalt cung núi lửa (VAB), trong đó
kiểu basalt tholeit cung đảo (IAT) thuộc bối cảnh cung đảo
phôi thai với giá trị Hf/Th > 3, còn kiểu basalt kiềm-vôi (CAB)

thuộc bối cảnh cung đảo trởng thành có giá trị Hf/Th < 3.
+ Biểu đồ Ti - V (Shervais, 1982) sử dụng để phân biệt
các kiểu tholeit cung núi lửa (VAT), MORB và basalt kiềm. Biểu
đồ đợc xây dựng trên cơ sở đặc điểm địa hóa đặc tr ng

- 46 -


của hai nguyên tố Ti và V thuộc nhóm kim loại chuyển tiếp trong
Bảng tuần hoàn Mendeleep và trong hệ thống silicat chúng có
hành vi địa hóa hoàn toàn khác nhau trong các quá trình
magma.
Trong dung thể magma tự nhiên, V xuất hiện dới nhiều
dạng khác nhau (từ V+3 tới V+4, V+5), còn Ti lại chỉ tồn tại ở dạng
Ti+4. Sự thay đổi về hàm lợng của V so với Ti nh là số đo về độ
hoạt động oxy của dung thể magma và của quá trình kết tinh
phân đoạn. Những tham số này, ngợc lại, có liên quan với môi trờng magma và đợc sử dụng nh là cơ sở của biểu đồ phân biệt
này. Ngoài ra, Ti và V là những nguyên tố không linh động ( ỳ)
trong các điều kiện biến đổi nhiệt dịch và cả trong biến chất
ở mức độ trung bình tới cao.
Trên biểu đồ, này theo tỷ lệ Ti/V có thể phân biệt đợc các
kiểu basalt khác nhau: MORB, BAB, OIT, IAT, CAB và CFB ( hình
III.18).
+ Biểu đồ Cr - Y (Pearce, 1982). Hàm lợng thấp của Cr
trong kiểu basalt cung núi lửa (VAB) so với các kiểu basalt khác
đợc sử dụng nh là cơ sở của biểu đồ phân biệt này. Cr là
nguyên tố tơng hợp trong các khoáng vật tạo đá (olivin,
orthopyroxen, clinopyroxen) và khoáng vật phụ spinel trong
dung thể basalt. Bởi vậy hàm lợng thấp của Cr trong các đá
basalt cung núi lửa hoặc là do mức độ nóng chảy từng phần

khác nhau từ manti hoặc là do sự khác nhau trong quá trình
kết tinh phân đoạn.
Nguyên tố Y cũng nghÌo trong kiĨu basalt cung nói lưa so
víi c¸c kiĨu basalt khác. Do đó biểu đồ Cr - Y dùng để phân
biệt các kiểu basalt MORB, WPB, VAB và đặc biệt hiệu quả
giữa MORB và VAB (hình III.19).
+ Biểu đồ Cr - Ce/Sr (Pearce, 1982) (hình III.20) dựa trên
quan niệm rằng nguyên tố Ce và Sr có hành vi địa hóa hoàn
toàn tơng tự nhau trong kiểu basalt MORB, nhng vì có độ linh
- 47 -


động khác nhau trong dung dịch nên chúng có hành vi địa hóa
khác nhau trong kiểu basalt cung núi lửa (VAB). Trong kiểu VAB
Sr khá giàu so với Ce, còn trong kiểu MORB Ce và Sr có hàm l ợng
tơng ®ång. Bëi vËy, tû sè Ce/Sr ®ỵc sư dơng ®Ĩ phân biệt
giữa MORB và VAB. Trên biểu đồ này, kiểu basalt cung núi lửa
có giá trị Ce/Sr thấp hơn MORB và WPB.
b- Các biểu đồ phân biệt đối với các đá có thành phần granitoid.

Trớc hết cần thống nhất quan niệm granitlà đá xâm
nhập có chứa hơn 5% thạch anh thật (modal). Theo Pearce
(1984) các đá granit đợc phân chia ra các kiểu: dÃy núi đại dơng (ORG), cung núi lửa (VAG), va chạm mảng (COLG) và nội
mảng (WPG). Các biểu đồ phân biệt các kiểu kiến tạo granit
bao gồm:
+ Biểu đồ Rb - (Y + Nb) và Rb - (Ta + Yb) (Pearce, 1984)
dùng để phân biệt các kiểu granit ORG, VAG, COLG và WPG
(hình III.21).
+ Biểu đồ Y - Nb và Ta - Yb (Pearce, 1984) dùng để phân
biệt 3 kiểu granit: ORG, WPG và ORG trên biểu đồ Y - Nb (hình

III.22), nhng trên biểu đồ Ta - Yb 2 kiĨu granit VAG vµ SynCOLG cã thĨ tách biệt đợc (hình III.23).
+ Biểu đồ Hf - Rb/10 - Ta*3 (Harris, 1986) có thể phân
biệt đợc các kiểu granit ORG, VAG và WPG, còn kiểu granit
thuộc bối cảnh kiến tạo va chạm mảng (COLG) nằm trên miền
ranh giới giữa kiểu VAG và WPG (hình III.24).
Một dạng khác của biểu đồ này, với sự thay đổi chút ít,
đó là biểu đồ Hf - Rb/30 - Ta*3 (hình III.25) cho phép tách biệt
2 kiểu granit va chạm mảng: đồng va chạm mảng (Syn-COLG)
và sau va chạm mảng (post-COLG hoặc late-COLG).
4- Biểu đồ đa nguyên tố hay biểu đồ chân nhện (spider
diagram).

Biểu đồ đa nguyên tố đợc xây dựng theo hàm lợng đà đ- 48 -


ợc đối sánh (chuẩn hóa) của các nhóm nguyên tố không tơng hợp
có liên quan với thành phần khoáng vật manti điển hình. Chúng
đợc phát triển từ các biểu đồ nhóm nguyên tố đất hiếm đối
sánh với chondrit trên đó các nguyên tố vết khác thay thế cho
các nguyên tố đất hiếm truyền thống. Dạng biểu đồ này đợc sử
dụng để nghiên cứu đặc điểm địa hóa của các đá basalt,
tuy nhiên chúng cũng có thể áp dụng cho tất cả các đá magma
và một vài dạng đá trầm tích khác.
Các giá trị của manti hoặc của thiên thạch chondrit đà đợc
sử dụng để đối sánh (chuẩn hóa) và đo mức độ sai lệch về
hàm lợng trong mẫu so với thành phần nguyên thủy. Thành phần
manti nguyên thủy và thiên thạch chondrit đợc xem nh là thành
phần của Trái đất nguyên thủy không bị phân dị. Các giá trị
để đối sánh khác nữa đó là thành phần của basalt dÃy núi
giữa đại dơng (MORB) và granit dÃy núi đại dơng (ORG). Các

dạng biểu đồ chân nhện thờng đợc sử dụng bao gồm:
a- Biểu đồ nhóm nguyên tố đất hiếm (REE) đối sánh với Chondrit.

Nhóm nguyên tố đất hiếm đợc sử dụng rộng rÃi trong
nghiên cứu thạch luận nguồn gốc các đá magma, bởi lẽ, một mặt
chúng là những nguyên tố không tơng hợp (ICE) với hệ số phân
bố KD rất thấp, mặt khác đó cũng là những nguyên tố không
linh động (IME). Hành vi địa hóa của những nguyên tố đất
hiếm có thể chỉ thị cho các miền nguồn manti (hoặc là manti
nghèo - DM, hoặc là manti giàu - EM), đồng thời có khả năng
chỉ ra đợc những biểu hiện của quá trình đồng hóa - hỗn
nhiễm các đá vây quanh, cũng nh các giai đoạn của quá trình
kết tinh phân đoạn hay nóng chảy từng phần.
Những bối cảnh địa động lực khác nhau gây nên những
quá trình thạch luận khác nhau. vì vậy đặc trng đất hiếm
của một số dạng đá magma điển hình (basalt, andesit,
granit, ...) có thể sử dụng để luận giải các bối cảnh kiến tạo địa động lực đà xảy ra trong quá khứ (Hawkesworth, 1987;

- 49 -


Spell và Norrell, 1990).
Nhóm nguyên tố đất hiếm thờng đợc thể hiện trên biểu
đồ hai chiều: hàm lợng / số nguyên tử, trên đó hàm lợng của
chúng đợc đối sánh (chuẩn hóa) với các giá trị của chondrit và
biểu diễn bằng thang logarit. Hàm lợng tại các điểm riêng lẻ đợc
nối với nhau bằng các đờng thẳng (hình III.26). dạng biểu đồ
này đôi khi đợc gọi là biểu đồ Masuda - Coryell. Hình dạng của
đờng biểu diễn và đặc biệt dị thờng (âm hoặc dơng) của Eu
có nhiều ý nghĩa trong nghiên cứu thạch luận nguồn gốc các đá

magma.
Ngoài ra, để nghiên cứu mức độ phân dị của nhóm
nguyên tố ®Êt hiÕm ®· x©y dùng nhiỊu biĨu ®å tû lƯ các
nguyên

tố

đất

hiếm.

Thí

dụ,

biểu

đồ

biểu

diễn tỷ số hàm lợng của nhóm đất hiếm nhẹ (La hoặc Ce) với
nhóm đất hiếm nặng (Yb hoặc Y). hàm lợng của các nguyên tố
này đều đợc đôởi sánh với chondrit, và tỷ số (La/Yb) N đợc biểu
diễn trên trục tung (y) - còn Ce N hoặc Yb N trên trục hoành (x)
để đó mức độ phân dị của REE theo sự thay đổi hàm lợng
của chúng. Các biểu đồ tơng tự cũng đợc xây dựng để đo
mức độ phân dị trong nhóm đất hiếm nhẹ [(La/Sm) N - SmN]
hoặc trong nhóm đất hiếm nặng [(Gd/Yb) N - YbN], và dị thờng
của Eu [(La/Sm) N - (Eu/Eu*)] v.v... (hình III.27).

Hình dạng các đờng phân bố hàm lợng nhóm nguyên tố
đất hiếm của basalt đối sánh với chondrit có thể chỉ ra các bối
cảnh kiến tạo - địa động lực khác nhau (Philpotts, 1990):
- Kiểu basalt cung đảo (IAB) thể hiện rõ sự giàu nhóm
nguyên tố đất hiếm (khoảng 10 lần) so với chondrit. Phụ thuộc
vào tính giai đoạn trong quá trình thành tạo magma basalt
cung đảo có thể chỉ ra một số dạng đờng phân bố đất hiếm
khác nhau: basalt cung đảo đại dơng giai đoạm sớm (OAB)
nghèo nhóm ®Êt hiÕm nhĐ gièng nh kiĨu basalt N-MORB
(Hawkesworth, 1987), basalt cung đảo lục địa giai đoạn muộn

- 50 -


(CAB) lại giàu nhóm đất hiếm nhẹ so với nhóm đất hiếm nặng
(Murphy, 1988).
- Kiểu basalt lục địa (CFB) rất giàu nhóm đất hiếm nhẹ
so với nhóm đất hiếm nặng, song điểm cơ bản là có dị th ờng
âm Eu, do khối lợng dung thể đợc thành tạo rất hạn chế trong
quá trình nóng chảy từng phần xảy ra trong quyển mềm
(asthenosphera) bên dới tấm vỏ lục địa dày, hoặc đợc bắt
nguồn từ quá trình nóng chảy từng phần của manti giàu (EM)
xảy ra ở dới sâu.
Tuy nhiên, trong trờng hợp sau khi một lợng lớn dung thể
magma basalt đà đợc thành tạo và di chuyển đi, tấm lục địa
trở nên mỏng hơn (bị làm mỏng) trong giai đoạn rift muộn hơn,
thì đặc điểm nghèo nhóm đất hiếm nhẹ tơng tù nh kiĨu
MORB cịng cã thĨ xt hiƯn.
- KiĨu basalt olivin kiềm cũng thể hiện dạng đ ờng phân
bố đơn giản với sự giàu rõ rệt nhóm đất hiếm nhẹ, do mức độ

nóng chảy từng phần thấp từ các miền nguồn manti khác nhau
(DM, EM), hoặc là từ phần sâu hơn dới vỏ Trái đất.
- Kiểu basalt dÃy núi giữa đại dơng điển hình (MORB) thờng thể hiện sự nghèo râ rƯt nhãm ®Êt hiÕm nhĐ so víi nhãm
®Êt hiÕm nặng, đặc trng cho sản phẩm nóng chảy từng phần
từ nguồn manti nghèo (DM).
- Các đá basalt đợc thành tạo trong những trung tâm tách
giÃn sau cung (BAB) xảy ra nhanh và tuổi cổ thờng rất nghèo
nhóm đất hiếm nhẹ tơng tự nh kiểu MORB, ngợc lại các đá
basalt có liên quan với các trung tâm tách giÃn sau cung xảy ra
chậm và có tuổi trẻ lại khá giàu nhóm đất hiếm nhẹ (Price,
1990).
Tuy nhiên, dạng phân bố nguyên tố đất hiếm chỉ có ý
nghĩa chẩn đoán trong trờng hợp khi các bối cảnh kiến tạo chỉ
liên quan với một quá trình thạch luận chủ yếu. Một số quá
trình thạch luận (mức độ khác nhau của quá trình nóng chảy
- 51 -


từng phần từ đá nguồn, sự tham gia của đá vây quanh, sự
thay đổi đặc điểm địa hóa của đá nguồn và sự thay đổi
độ sâu nóng chảy v.v...) có thể xảy ra ở các giai đoạn tiến hóa
khác nhau của các bối cảnh kiến tạo. Trong trờng hợp này những
mẫu đá thu thập từ các phần khác nhau của cùng một tổ hợp đá
có thể có đặc điểm phân bố đất hiếm khác nhau.
b- Biểu đồ chân nhện đối sánh với manti nguyên thủy.

Manti nguyên thủy là thành phần của manti trớc khi vỏ lục
địa đợc thành tạo. Một trong những số liệu về manti nguyên
thủy đợc sử dụng nhiều nhất để đối sánh đó là số liệu của
Wood (1979). 19 nguyên tố đợc sắp xếp từ trái sang phải theo

trật tự tăng dần của mức độ tơng hợp (compatibility) có liên
quan với lợng nóng chảy nhỏ của manti. Trong biểu đồ này hàm
lợng các nguyên tố đợc biểu diễn trên thang logarit (hình III.28).
Có sự thay đổi chút ít về số lợng các nguyên tố đợc biểu
diễn trên biểu đồ. Phổ biến hơn cả là biểu đồ chân nhện 13
nguyên tố có hàm lợng tơng đối cao trong đá magma bazic
đồng thời chúng dễ xác định bằng phơng pháp phân tích
HQTX.
c- Biểu đồ chân nhện đối sánh với chondrit.

Thompson (1982) quan niệm rằng việc đối sánh với các giá
trị của chondrit có thể thích hợp hơn so với thành phần manti
nguyên thủy, bởi lẽ các giá trị của chondrit có thể đo đ ợc trực
tiếp chứ không phải ớc lợng. Trật tự sắp xếp các nguyên tố
(hình III.29) có khác đôi chút so với biểu đồ của Wood (1979),
song vẫn đảm bảo nguyên tắc có sự tăng dần về độ t ơng hợp
của các nguyên tố từ trái qua phải. Thompson (1983) cũng nhấn
mạnh rằng, khi các đá basalt có hàm lợng MgO thay đổi do quá
trình kết tinh phân đoạn thì hình dạng của đờng biểu diễn
trên biểu đồ chân nhện cũng thay đổi rõ rệt.
d- Biểu đồ chân nhện đối sánh với basalt sống núi giữa đại dơng.

- 52 -


Biểu đồ chân nhện đối sánh với MORB thích hợp hơn cả
đối với các đá basalt, andesit phân dị hoặc các đá magma
nguồn vỏ lục địa - đó là các đá đợc bắt nguồn từ basalt dÃy
núi giữa đại dơng (MORB) mà không thể từ manti nguyên thủy.
Dạng biểu đồ chân nhện này do Pearce (1983) đa ra và đợc

xây dựng dựa trên hai tham số địa hóa:
* Thế ion (điện tích ion của nguyên tố trong trạng thái oxy
hóa bình thờng chia cho bán kính ion - tỷ số giữa điện tích /
bán kính ion) đợc sử dụng nh số đo độ linh động (mobility)
của nguyên tố trong dung dịch. Những nguyên tố với thế ion
thấp (< 3) và cao (> 12) là các nguyên tố linh động. Còn các
nguyên tố với giá trị trung bình (3 ữ 12) về cơ bản là các
nguyên tố không linh động (ỳ).
* Hệ số phân bố chung của nguyên tố giữa leczolit granat
và dung thể đợc sử dụng nh số đo mức độ không tơng hợp của
nguyên tố (incompatibility) trong mức độ nóng chảy từng phần
nhỏ.
Trong nghiên cứu các đá granit, giá trị đối sánh MORB đợc
thay thế bằng các giá trị của granit dÃy núi đại dơng (ORG) để
nhận dạng các kiểu granit khác nhau trong mối liên quan với các
bối cảnh kiến tạo - địa động lực khác nhau (Pearce, 1984).
Những nguyên tố đợc sắp xếp sao cho các nguyên tố linh
động nhất (Sr, K, Rb, Ba) nằm phía trái của biểu đồ theo trật
tự mức độ không tơng hợp tăng dần, còn những nguyên tố
không linh động (ỳ) đợc sắp xếp bên phải biểu đồ theo trật tự
ngợc lại: từ phải sang trái mức độ không tơng hợp tăng dần
(hình III.30).
Samders và Tarney (1984) có thay đổi chút ít trên biểu
đồ này. Các nguyên tố đợc sắp xếp theo trật tự từ trái qua phải
nh sau: thoạt đầu là nhóm nguyên tố a đá ion lớn - LILE (Rb, Ba,
Th, Sr, La, Ce), tiếp sau là nhóm nguyên tố cã trêng bỊn v÷ng
cao - HFSE (Nb, Ta, Nd, P, Hf, Zr, Eu, Ti, Tb, Y, Yb) vµ cuèi cïng lµ
- 53 -



các kim loại chuyển tiêởp - TME (Ni, Cr).
Nhìn chung các biểu đồ chân nhện (đa nguyên tố) chứa
đựng nhiều nội dung về tính không đồng nhất của nhóm
nguyên tố vết hơn các biểu đồ nhóm nguyên tố đất hiếm. Trên
biểu đồ chân nhện thờng xuất hiện nhiều cực đại và cực tiểu
(các peak) phản ánh hành vi địa hóa khác nhau của các nhóm
nguyên tố vết khác nhau. Thí dụ: sự tơng phản về hành vi địa
hóa của nhóm nguyên tố LILE linh động hơn (Cs, Rb, K, Ba,
Sr, ...) so với nhóm nguyên tố HFSE kém linh động hơn ( Nb, Ta,
Hf, Zr, Ti, Y). Một mặt, hàm lợng của nhóm LILE phụ thuộc vào
bản chất và hành vi của các pha lỏng, còn hàm lợng của nhóm
HFSE lại bị khống chế bởi đặc điểm hóa học của miền nguồn
và của các quá trình cân bằng tinh thể / dung thể xảy ra trong
tiến trình magma. Những nguyên tố vết khác th ờng bị khống
chế rõ rệt bởi các khoáng vật riêng lẻ (thí dụ, hàm lợng Zr cã thĨ
bÞ khèng chÕ bëi zircon, P bëi apatit, Sr bëi plagioclas: Ti, Nb vµ
Ta bëi ilmenit, rutin vµ sphen). Ngoài ra, dị thờng âm của Nd
rất đặc trng cho vỏ lục địa và có thể là chỉ thị (indicator)
cho sự tiến hóa vỏ trong các quá trình magma.
Hàm lợng của nhóm nguyên tố LILE có thể bị khống chế rõ
rệt bởi dung dịch, nhng các nguyên tố này thờng tập trung
trong vỏ lục địa và nó cũng có thể đợc sử dụng để chỉ thị
cho quá trình hỗn nhiễm vá cña magma (AFC).

- 54 -