đặc điểm thạch địa hóa và tuổi u-pb zircon các đá granitoid khu vực đèo khế, yên bái

ĐẶC ĐIỂM THẠCH ĐỊA HÓA VÀ TUỔI U-PB ZIRCON CÁC ĐÁ
GRANITOID KHU VỰC ĐÈO KHẾ, YÊN BÁI
Hoàng Thị Hồng Anh, Phạm Trung Hiếu
Khoa Địa chất, Trường ĐH KHTN, ĐHQG-HCM
Email:

TÓM TẮT
Granitoid khu vực đèo khế phân bố dưới dạng các khối nhỏ phát triển trong diện lộ các đá trầm tích
biến chất phức hệ Sin Quyền (PP1sq) và trondhjemit - tonalit - granodiorit phức hệ Ca Vịnh thuộc phần đông
nam và nam á địa khu Phan Si Pan. Thành phần thạch học chủ yếu là granit và granit biotit. Về đặc điểm địa
hóa tương ứng với đá granit với SiO
2
cao (71.14 - 77.13%). Tổng lượng kiềm khá cao, trội kali (K
2
O = 4.16 -
8.22%; Na
2
O= 1.7 - 3.9%).Chỉ số ASI trong tất cả các mẫu từ 1.05-1.27, hầu hết rơi vào trường
peraluminous.Rất giàu các nguyên tố đất hiếm đặc biệt là chuỗi các nguyên tố đất hiếm nhẹ. Các nguyên tố
trường bền vững cao khá giàu như La, Ce, Zr. Sr trung bình 178ppm và Rb trung bình 153ppm, tương đối
nghèo Nb và Ta. Tỉ lệ 10
4
Ga/Al thấp (1.7-2.42), dị thường âm Eu (Eu/Eu*=0.47-1.2). Hai mẫu phân tích cho
các tuổi trùng hợp tập trung 1836 ± 9.5 Ma và 1835 ± 6,3 Ma. Các giá trị εHf(t) dao động từ -23.6 đến -17.5,
tuổi mô hình T
DM1
của granitoid khu vực Đèo Khế tập trung khoảng từ 2.9- 3.1Ga. Vậy quá trình thành tạo của
các thành tạo granitoid giai đoạn Paleoproterozoi khu vực Đèo Khế có thể là sản phẩm từ sự nóng chảy vỏ lục
địa cổ Archean ban đầu liên quan đến sự kiện hình thành và tan vỡ siêu lục địa Columbia.
Từ khóa: Plaeoproterozoi, Granitoid, zircon age, Hf isotope
MỞ ĐẦU

Granit khu vực Đèo Khế trước kia được xếp vào phức hệ Xóm Giấu trong công trình báo cáo lập bản đồ địa chất và
điều tra khoáng sản nhóm tờ Yên Bái tỉ lệ 1:50.000 [6]. Chúng chủ yếu là những khối nhỏ phân bố rải rác trong diện lộ
của các đá trầm tích biến chất hệ tầng Suối Chiềng (MA-NA sc) và Sin Quyền (PP
1
sq) (hình 1). Thành phần thạch học
các đá granitoid khu vực Đèo Khế chủ yếu gồm granit sáng màu ít hơn có granit biotit.
Lịch sử tiến hóa magma-kiến tạo khu vực Phan Si Pan tây bắc Việt Nam khá gần gũi với tiến hóa magma kiến tạo
mảng Dương Tử Nam Trung Hoa, các giai đoạn magma Paleoproterozoi khu vực mảng Dương Tử phân bố khá rộng rãi
cả về diện tích và quy mô phân bố [1, 13]. Nhưng tại tây bắc Việt Nam cho tới nay chưa nhiều công trình công bố các kết
quả hoạt động magma vào giai đoạn trên. Trong nghiên cứu này chúng tôi công bố những kết quả mới về thạch địa hóa
và tuổi U-Pb zircon granit khu vực Đèo Khế Phan Si Pan tây bắc Việt Nam, nhằm minh chứng sự tồn tại pha magma -
kiến tạo mạnh mẽ trong giai đoạn Paleoproterozoi giữa. Đây là một giai đoạn hoạt động magma khá quan trọng trong lịch
sử tiến hóa thành tạo vỏ Trái Đất ngày nay.
I. ĐẶC ĐIỂM THẠCH HỌC – KHOÁNG VẬT GRANITOID KHU VỰC ĐÈO KHẾ
Thành phần thạch học các khối granitoid khu vực Đèo Khế tương đối đơn giản, chủ yếu là granit sáng màu ít hơn có
granit biotit, phần lớn đá có kiến trúc hạt vừa và cấu tạo định hướng nhẹ. Thành phần khoáng vật chính gồm thạch anh
(30-45%), felspat kali (35-55%), plagioclas (10-25%), biotit (3-5%), muscovit (5-10%). Thạch anh phổ biến hiện tượng
tắt làn sóng mạnh, một số bị cà nát cùng với felspat kali hoặc dạng mạch xuyên cắt bên cạnh đó cũng phổ biến thạch anh
dạng hạt đẳng thước. Felspat kali gồm hai biến thể là orthoclas và microlin. Nhiều nơi microlin thay thế orthoclas và
plagioclas, hầu hết orthoclas và microlin đều thể hiện cấu tạo pertit nhiều nơi có dạng mạng mạch song song và bị biến
đổi thứ sinh (kaolin hóa). Một số microlin ít biến đổi hơn orthoclas có đặc điểm song tinh mạng lưới mờ nhạt, biểu hiện
của sự tái kết tinh ở trạng thái cứng của orthoclas. Plagioclas bị biến đổi thứ sinh khá nhiều chủ yếu là sericit hóa, muscovit
hóa và phần lớn bị thay thế bởi felspat kali ven rìa đến trung tâm. Bên cạnh đó phổ biến plagioclas, anbit song tinh treo
hiện diện cùng với thạch anh, đây là sự thành tạo trong giai đoạn biến chất trao đổi (kiềm muộn) về sau, nhiệt độ kết tinh
thấp (hình 2). Tất cả các mẫu đều có hiện tượng muscovit hóa từ ít đến nhiều. Biotit trong đá thường có màu xanh lục
sẫm đến lục tối, hầu hết bị chlorit hóa mạnh hay tập trung cùng với khoáng vật quặng và các hạt epidot màu vàng chanh
dưới 1 nicol, độ nổi cao. Muscovit hiện diện hầu hết các mẫu với hàm lượng thấp nhất khoảng 5% , phần lớn có kích thước
nhỏ phân bố rải rác gần plagioclas đôi nơi có cấu tạo dải, uốn nếp nhẹ với thạch anh bị cà nát. Khoáng vật phụ thường
thấy trong granit khu vực Đèo Khế là zircon, quặng, epidot…

Hình 1 – Sơ đồ địa chất khu vực nghiên cứu

Hình 2 – Một vài đặc điểm thạch học – khoáng vật của granit Đèo Khế
a) Microlin với kiến trúc pertit. b) Orthoclas bị xuyên cắt bởi các mạch thạch anh. c) Muscovit hóa trên plagioclas.
d) Felspat kali hóa trên plagioclas. e) Microlin với song tinh mạng lưới mờ. f) Mạch thạch anh – anbit xuyên cắt qua
orthoclas. Q=thạch anh; Fk=felspat kali; Pl=plagioclas; Ms=muscovit.

II. ĐẶC ĐIỂM THẠCH ĐỊA HÓA GRANITOID KHU VỰC ĐÈO KHẾ
Kết quả phân tích hàm lượng các nguyên tố chính và nguyên tố vết của granitoid khu vực Đèo Khế được trình bày
cụ thể trong bảng 1 và bảng 3. Từ kết quả đó cho thấy:
Hàm lượng SiO
2
cao và khoảng dao động khá hẹp 71,14 -77,13, trung bình 73,63. Hàm lượng K
2
O ~ 4,43-8,22 cao,
trung bình 5,67%, Na
2
O ~ 1,7-3,9, trung bình 3,03 tổng lượng kiềm cao (Na
2
O + K
2
O) 8,18 – 9,92, tỉ lệ K
2
O/Na
2
O trên
tất cả các mẫu đều lớn hơn 1. Điều này phù hợp với kết quả soi lát mỏng dưới kính hiển vi phân cực, hàm lượng nhóm
khoáng vật felspat K chiếm hàm lượng rất cao trong mẫu 35-55%, phổ biến là microlin, nhiều nơi quan sát thấy hiện tượng
microlin thay thế orthoclas và cả plagioclas. Nhìn chung hàm lượng Al

2
O
3
từ trung bình đến cao 12,42-15,11 và chỉ số
bão hòa nhôm A/CNK trong tất cả các mẫu đều lớn hơn 1 và dao động trong khoảng ~ 1–1,27 bên cạnh đó tỷ số
Al
2
O
3
/Na
2
O+K
2
O ở tất cả các mẫu đều lớn hơn 1. Hầu hết các mẫu đều có hàm lượng CaO thấp ~ 0,05-0,64, hàm lượng
các oxit khác nhìn chung thấp MgO ~ 0,07 – 0,09 %, FeO ~ 0,3 – 1,47 %, các oxit MnO ~ 0 – 0,02 % , P
2
O
5
~ 0,01 – 0,07
là rất thấp.
Qua các số liệu tính toán các khoáng vật định mức CIPW (bảng 2) cho thấy: thạch anh ~ 25,42 – 35,53%, orthoclas:
26,18 – 48,58%; anbit: 14,39 –27,75; anoctit: 0 – 2,72%; ilmenit: 0,02 – 0,28%; manhetit: 0,14 – 1,48%. Chỉ số Corindon
tiêu chuẩn (C) cao hầu hết lớn hơn 1 đến cao nhất là 3,34.
Tổng lượng đất hiếm thay đổi mạnh từ 88,9 – 567,49ppm, trong đó các nguyên tố đất hiếm nhẹ chiếm chủ yếu:
LREE = 85,71 – 556,71ppm. Biểu đồ chân nhện chuẩn hóa với chondrit theo Sun và M.Donough (1989) [15] (hình 9a)
với đồ hình có độ nghiêng âm cho thấy hàm lượng đất hiếm nặng (HREE) nghèo hơn so với đất hiếm nhẹ (LREE) từ La
đến Sm khá dốc, nhóm HREE (Er, Tm, Yb, Lu) khá tương đồng với đồ hình gần như nằm ngang.
Hàm lượng Eu dao động trong khoảng 0,4 – 2,94 ppm, phần lớn các mẫu cho dị thường âm Eu nhẹ (Eu/Eu
*
dao

động từ 0,47-0,8), mặt khác có hai mẫu khác biệt với dị thường dương nhẹ Eu (1,1-1,2) có thể do sự biến đổi về sau của
đá mà phổ biến nhất là hiện tượng felspat hóa mạnh mẽ trên các khoáng vật plagioclas mà Eu là nguyên tố tương hợp
trong felspat kali. Dị thường âm Eu thể hiện quá trình kết tinh phân dị của plagioclas. Các nguyên tố ion lớn (LIL) Ba, Pb
cao hơn chỉ số clack còn lại Sr, Cs Eu từ trung bình đến thấp .
Tỷ số (La/Yb)
N
dao động: 12,4 – 251, (Ce/Yb)
N
: 10,3 – 106, tỉ số 10
4
xGa/Al thấp: 1,7 – 2,42, Rb/Sr dao động
trong một khoảng khá rộng: 0,35 – 4,34, tỉ số K/Rb cao: 108 – 372 cùng với giá trị cao của Nb/Ta: 8,81 – 25,96 và Th/U:
2,12 – 26,91 phản ánh nguồn gốc vỏ của dung thể (nóng chảy vỏ).
Nhóm nguyên tố trường lực mạnh (HFS): cao Sc, Th, U, Hf, La, Ce; thấp Y, Zr, Ti, Nb, Ta. Hàm lượng các
nguyên tố kim loại chuyển tiếp như : V, Cr, Co, Ni, Co rất thấp, Cu và Zn có phần trội hơn các nguyên tố trên nhưng vẫn
thấp hơn giá trị clack.
Biểu đồ chân nhện chuẩn hóa theo manti nguyên thủy (hình 9b) cho dị thường âm: Zr, Eu, Nb, Ti, P. Dị thường
âm Zr, Eu cho thấy một phần felspat lưu lại trong nguồn trong quá trình nóng chảy từng phần, dị thường Ti, P phản ánh
sự có mặt apatit và ilmenit trong các pha tàn dư (restite). Những đặc điểm hành vi các nguyên tố nêu trên cùng với đặc
điểm thành phần hóa học có độ kiềm cao (loạt cao kiềm kali) và kết quả xử lý của các biểu đồ tương quan giữa 10
4
Ga/Al
với Ce, Nb, Zr và Zr+Nb+Ce+Y (hình 8) phần lớn các mẫu rơi vào kiểu I, S. Sử dụng biểu đồ phân định granit theo bối
cảnh kiến tạo của Pearce, 1984 (hình 10) tất cả các mẫu đều rơi vào trường granit đồng va chạm và granit cung núi lửa.
Bảng 1. - Hàm lượng các nguyên tố chính (%) granitoid Đèo Khế
Mẫu V0860 V0857 V0859 V0861 V0858
SiO
2
77,13 71,68 73,50 74,71 71,14
TiO

2
0,11 0,15 0,24 0,44 0,18
Al
2
O
3
12,42 15,11 14,81 12,54 14,90
Fe
2
O
3
0,33 1,00 1,63 1,48 1,40
FeO 0,30 0,90 1,47 1,33 1,26
MnO 0,01 0,01 0,02 0,02 0,01
MgO 0,07 0,27 0,70 0,90 0,75
CaO 0,08 0,05 0,22 0,41 0,64
Na
2
O 1,70 2,45 3,90 3,47 3,63
K
2
O 8,22 7,84 4,43 4,71 5,83
P
2
O
5
0,01 0,06 0,06 0,04 0,07
LOI 0,30 1,02 1,18 0,78 0,80
Tổng 100,38 99,62 100,68 99,50 99,35
A/CNK 1,05 1,20 1,27 1,08 1,11

A/NK 1,06 1,21 1,32 1,16 1,21
Fe* = FeO/(FeO + MgO), FeO = 0.8998 × Fe
2
O
3
t
LOI: loss of ignition – mất khi nung

Bảng 2- Thành phần khoáng vật định mức (CIPW) (%) của granitoid Đèo Khế
TPKV
Số hiệu mẫu
V0860 V0857 V0859 V0861 V0858
Q 35,53 26,48 32,51 34,39 25,42
or 48,58 46,33 26,18 27,84 34,45
ab 14,39 20,73 33 29,36 30,72
an 0,33 0 0,7 1,77 2,72
C 0,6 2,65 3,34 1,08 1,62
hy 0,17 1,99 1,74 2,24 1,87
il 0,02 0,28 0,04 0,04 0,02
mt 0,33 0,14 1,63 1,48 1,4
ap 0,02 0,14 0,14 0,09 0,16








Hình 4

- Biểu đồ tương quan giữa A/NK và A/CNK cho
granitoid Đèo Khế( Manniar và Piccolli, 1984).
(A/NK=Al
2
O
3
/(Na
2
O+K
2
O);A/CNK=Al
2
O
3
/(CaO+Na
2
O+
K
2
O; Metaluminous=nhôm trung bình; Peraluminous = bão
hòa nhôm; Peralkaline= bão hòa kiềm).
Hình 3.22- Biểu đồ phân loại granit
Hình 3
- Biểu đồ phân loại granit theo An-Ab-Or
(Connor J.T, 1965)
Hình 5
- Biểu đồ tương giữa các nguyên tố chính thể hiện nguồn vật liệu nóng chảy từng phần tạo nên granit Đèo
Khế. (Patiño Douce,1999).
Hình 6
- Biểu đồ ACF (white và chappel, 1977)cho

granitoid Đèo Khế. C=CaO; A=Al
2
O
3
- Na
2
O-
K
2
O; F=Total Fe +MgO. (in molar ratio).
Hình 7
- Biểu đồ Rb-Hf-Ta phân loại granitoid Đèo Khế theo
bối cảnh kiến tạo (Harris et al., 1986). VAG-granit cung núi
lửa; syn-COLG- granit đồng chạm mảng; WPG- granit nội
mảng; Post-COLG-granit sau va chạm.


Hình 8- Biểu đồ tương quan giữa Zr và 10000xGa/Al, Ce và 10000xGa/Al, Nb và 10000xGa/Al, chỉ số kiềm và
Zr+Nb+Ce+Y (theo Whalen et al., 1987 và Eby, 1990) cho granitoid khu vực Đèo Khế.




Hình 9a
- Sơ đồ phân bố đất hiếm chuẩn hóa theo
Chondrite các đá granitoid khu vực Đèo Khế (theo
Sun và M.Donough, 1989)
Hình 9b-
Sơ đồ nhện chuẩn hóa theo thành phần
Manti nguyên thủy các đá granitoid khu vực Đèo

Khế (theo Sun và M.Donough, 1989.)
10000*Ga/Al 10000*Ga/Al
10000*Ga/Al


Hình 10
- Các biểu đồ phân định bối cảnh kiến tạo của granit phức hệ granitoid khu vực Đèo Khế (theo J.Pearce,
1984) (a) Nb-Y; (b) Ta-yb; (c) Rb-(Y+Nb) và Rb-(yb+Ta). Các trường: VAG-granit cung núi lửa; syn-COLG- granit
đồng chạm mảng; WPG- granit nội mảng; ORG-granit sống núi giữa đại dương.
Bảng 3 - Thành phần nguyên tố vi lượng (ppm) của granitoid khu vực Đèo Khế. Hệ số Clack cho các đá granodiorit và granit theo Vinogradov 1962. N=giá trị
được chuẩn hóa theo chondrite, Sun and McDonough (1989)


Clack
Số hiệu mẫu

Clack
Số hiệu mẫu
V0860 V0857 V0859 V0861 V0858 V0860 V0857 V0859 V0861 V0858
Li 40,0
0,51 1,65 8,23 7,77 7,17
Eu 1,5
0,4 0,95 0,57 1 1,11
Be 5,5
1,82 1,46 1,54 1,11 1,08
Gd 9,0
2,63 5,81 1,33 3,43 2,72
Sc 3,0
1,93 2,32 3,79 8,59 2,39
Tb 2,5

0,37 0,48 0,15 0,42 0,32
V 40,0
0,52 0,29 5,16 0,54 4,17
Dy 6,7
2,36 2,17 0,77 2,18 1,61
Cr 25,0
0,16 0,33 3,99 0,03 3,16
Ho 2,0
0,5 0,34 0,14 0,39 0,28
Co 5,0
0,29 0,15 0,71 1,44 2,24
Er 4,0
1,41 0,92 0,37 1 0,7
Ni 8,0
0,33 0,9 2,26 3,89 6,21
Tm
0,22 0,11 0,05 0,13 0,09
Cu 20,0
0,73 3,58 5,74 10,2 14,7
Yb 4,0
1,44 0,62 0,33 0,8 0,58
Zn 60,0
6,89 12,2 56,9 17,1 45
Lu 1,0
0,23 0,09 0,05 0,1 0,09
Ga 20,0
11,2 16 19 14,4 16,1
Hf 1,0
6,15 0,58 3,56 0,38 2,24
Rb 200,0

187 214 108 105 136
Ta 3,5
1,5 0,13 0,26 1,02 0,37
Sr 300,0
43,1 95,4 214 220 393
Pb 20,0
34,2 17,4 15,4 21,1 49
Y 34,0
14,7 10,9 3,81 11,8 8,14
Th 18,0
66,1 48,7 10,5 3,84 22,7
Zr 200,0
161 22,8 133 8,6 78,2
U 3,5
6,47 1,81 1,09 1,81 4,76
Nb 20,0
17,3 2,59 6,75 9,88 3,26
Eu/Eu*
0,48 0,47 1,2 0,8 1,1
Cs 5,0
0,29 0,79 0,56 0,44 0,72
10
4
xGa/Al
1,7 2 2,42 2,17 2,02
Ba 830,0
708 1641 2548 1567 3248
(La/Yb)
N

12,4 251 48,5 40 45,39

Bảng 4 - Kết quả phân tích tuổi zircon U-Pb bằng phương pháp LA – ICPMS
Mẫu Th/U
Tỷ số đồng vị

Tuổi (triệu năm)
207
Pb/
206
Pb 1σ
207
Pb/
235
U 1σ
206
Pb/
238
U 1σ
207
Pb/
1σ
207
Pb/
1σ
206
Pb/
1σ
206
Pb

235
U
238
U
V0860

1 0.31 0.11161 0.00113 4.67541 0.07382 0.30384 0.00479 1826 13 1763 13 1710 24
2 0.29 0.11113 0.00112 4.61474 0.07287 0.30118 0.00474 1818 13 1752 13 1697 23
3 0.31 0.11119 0.00113 4.7849 0.07616 0.31212 0.00492 1819 13 1782 13 1751 24
4 0.65 0.11243 0.00113 4.91427 0.07701 0.31701 0.00497 1839 13 1805 13 1775 24
5 0.75 0.11256 0.00116 4.80967 0.07688 0.3099 0.00488 1841 13 1787 13 1740 24
6 1.16 0.11446 0.00123 4.70208 0.07796 0.29793 0.00471 1871 13 1768 14 1681 23
7 0.7 0.11309 0.00114 4.81878 0.07568 0.30902 0.00485 1850 13 1788 13 1736 24
8 0.87 0.11234 0.00114 4.69608 0.07404 0.30316 0.00476 1838 13 1767 13 1707 24
9 0.15 0.11133 0.00113 4.69447 0.07431 0.30581 0.00479 1821 13 1766 13 1720 24
10 0.99 0.11337 0.00114 4.71678 0.07413 0.30173 0.00473 1854 13 1770 13 1700 23
La 60,0
24,9 217 22,3 40,1 36,7
(Ce/Yb)
N

10,3 106 38,8 24,6 31,6
Ce 100,0
53,2 237 46,1 71,3 66
Rb/Sr
4,34 2,24 0,5 0,48 0,35
Pr 12,0
5 25,8 3,56 7,22 6,5
K/Rb 167,0
365 214 108 372 356

Nd 46,0
16,9 69,6 11,6 25,1 21,6
Nb/Ta 6,0
11,53 19,92 25,96 9,69 8,81
Sm 9,0
3,1 6,6 1,58 4,26 3,42
Th/U 5,1
10,22 26,91 9,63 2,12 4,77
11 1.71 0.11338 0.00117 4.73439 0.07574 0.30282 0.00476 1854 13 1773 13 1705 24
12 0.47 0.1159 0.00119 4.94286 0.07892 0.30928 0.00485 1894 13 1810 13 1737 24
13 0.25 0.11191 0.00276 4.76911 0.09064 0.30909 0.00487 1831 46 1779 16 1736 24
14 0.35 0.11177 0.00115 4.9702 0.08208 0.32247 0.00524 1828 14 1814 14 1802 26
15 0.03 0.11536 0.00256 5.17988 0.08079 0.32565 0.00514 1886 41 1849 13 1817 25
16 0.48 0.11041 0.00112 4.17279 0.06845 0.27413 0.00447 1806 14 1669 13 1562 23
17 0.86 0.11098 0.00112 4.66767 0.07611 0.30509 0.00498 1816 14 1761 14 1716 25
18 1.12 0.11254 0.00114 4.92036 0.08072 0.31716 0.00519 1841 14 1806 14 1776 25
19 0.24 0.11153 0.00283 4.44338 0.08589 0.28895 0.00474 1824 47 1720 16 1636 24
20 0.25 0.11013 0.0011 4.59837 0.07502 0.30292 0.00497 1802 14 1749 14 1706 25
21 1.43 0.11487 0.00174 5.08491 0.11499 0.32109 0.00543 1878 19 1834 19 1795 26
22 0.51 0.11035 0.00331 4.82103 0.12031 0.31687 0.00525 1805 56 1789 21 1774 26
(tiếp theo)
Mẫu Th/U
Tỷ số đồng vị

Tuổi (triệu năm)
207
Pb/
206
Pb 1σ
207

Pb/
235
U 1σ
206
Pb/
238
U 1σ
207
Pb/
1σ
207
Pb/
1σ
206
Pb/
1σ
206
Pb
235
U
238
U
V0857

1 0.2 0.11593 0.00205 5.03697 0.07058 0.31511 0.00341 1894 33 1826 12 1766 17
2 0.18 0.11288 0.00114 4.84057 0.05043 0.31101 0.00323 1846 9 1792 9 1746 16
3 0.15 0.11007 0.00171 4.75764 0.05529 0.31349 0.00321 1801 29 1777 10 1758 16
4 0.13 0.1124 0.00175 4.83337 0.0565 0.31187 0.0032 1839 29 1791 10 1750 16
5 0.15 0.11166 0.00109 4.83795 0.04989 0.31423 0.00333 1827 9 1792 9 1761 16
6 0.17 0.11148 0.0011 4.73335 0.04881 0.3079 0.00324 1824 9 1773 9 1730 16

7 0.24 0.11267 0.00187 5.08238 0.06492 0.32717 0.00347 1843 31 1833 11 1825 17
8 0.15 0.11206 0.00171 4.98705 0.05597 0.32277 0.00335 1833 28 1817 9 1803 16
9 0.14 0.11214 0.00114 4.68181 0.04918 0.30274 0.00316 1834 9 1764 9 1705 16
10 0.14 0.11079 0.0017 4.78464 0.05423 0.31323 0.00323 1812 28 1782 10 1757 16
11 0.15 0.11081 0.00171 4.80475 0.05523 0.31447 0.00324 1813 29 1786 10 1763 16
12 0.13 0.1126 0.00113 4.73793 0.04917 0.30513 0.00316 1842 9 1774 9 1717 16
13 0.22 0.11217 0.00118 4.96005 0.05326 0.32071 0.00333 1835 9 1813 9 1793 16
14 0.19 0.11383 0.00177 4.98851 0.05817 0.31784 0.00327 1861 29 1817 10 1779 16
15 0.14 0.11237 0.00114 4.61776 0.0482 0.29805 0.00308 1838 9 1752 9 1682 15






III. KẾT QUẢ PHÂN TÍCH LA-ICP MS U-PB
Mẫu nghiên cứu mang số hiệu V0857 và V0860 được lấy tại tọa độ địa lý 21
0
24′52″ vĩ độ Bắc; 104
0
48′18″ kinh
độ Đông (V0857) và 21
0
22′29″vĩ độ Bắc; 104
0
50′55″ kinh độ Đông (V0860), dọc quốc lộ 32 đoạn qua Đèo Khế (hình
1). Hai mẫu trên đều là granit sáng màu, kiến trúc hạt vừa, có cấu tạo định hướng nhẹ.
Các mẫu lựa chọn zircon có đặc điểm còn tươi và đều chưa bị biến đổi, chi tiết của quy trình tuyển và phân tích
tuổi U-Pb zircon bằng phương pháp LA-ICP-Ms có thể tham khảo [7,10,11]. Tổng số điểm phân tích là 37 điểm được
thực hiện trên 37 hạt zircon, các tỷ số đồng vị nhận được gồm

207
Pb/
206
Pb,
207
Pb/
235
U ,
206
Pb/
238
U . Kết quả phân tích
có thể tham khảo bảng 4 và các số liệu trong bảng được xử lý bằng phần mềm Isoplot để tính ra các giá trị tuổi và thể
hiện chúng trên biểu đồ đẳng thời kiểu Wetherill (Wetherill Concordia diagram). Những hạt zircon được tuyển chọn
từ mẫu V0857 hầu hết có dạng lăng trụ dài, khá tự hình, từ trong suốt không màu đến vàng nhạt. Kiến trúc phân đới
rõ, không có nhân kế thừa (hình 11), đây là dạng hình thái zircon phổ biến trong magma axit. Qua 15 điểm phân tích,
kết quả tuổi đồng vị U-Pb zircon của các điểm phân tích ở bảng 4 được trình bày trên hình 12a cho thấy các điểm
phân tích có tuổi phù hợp có giá trị trung bình (trung bình trọng lượng: weighted mean) tại 1835±6,3 triệu năm (MSWD
= 0.8), tuổi này được cho là tuổi kết tinh của granitoid khu vực Đèo Khế.
Zircon được tuyển chọn từ mẫu V0860 cũng có hình thái tương tự như mẫu V0857 với lăng trụ dài, tự hình, từ
trong suốt không màu đến vàng nhạt. Hầu hết các hạt zircon đều có kiến trúc phân đới tăng trưởng rõ thể hiện nguồn
gốc magma (hình 11). 22 điểm phân tích trên các hạt zircon cho kết quả tuổi đồng vị U – Pb zircon được trình bày trên
hình 12b. Tuổi phù hợp có giá trị trung bình tại 1836±9,5 triệu năm (MSWD = 1.5), tuổi này là tuổi kết tinh của
granitoid khu vực Đèo Khế. Như vậy hai mẫu phân tích cho hai độ tuổi phù hợp tương tự như nhau 1835±6,3 và
1836±9, qua đây có thể khẳng định tuổi thành tạo của granitoid khu vực Đèo Khế khoảng 1836 triệu năm ứng với giai
đoạn giữa Paleoproterozoi.

Hình 11. Ảnh CL của các tinh thể zircon từ mẫu V0857 và V0860 đại diện cho các đá granit Đèo Khế. Các vòng tròn
nhỏ (đường kính 40 m) là vị trí phân tích LA ICPMS U-Pb và chữ số trong vòng tròn là các điểm phân tích mẫu.

Hình 12. Biểu đồ concordia thể hiện kết quả phân tích đồng vị U-Pb trong zircon của mẫu V0857 (a) và V0860 (b)
granit khu vực Đèo Khế bằng phương pháp LA-ICP-MS.
IV. THẢO LUẬN
1. Luận giải nguồn gốc granit khu vực Đèo Khế
Hàm lượng SiO
2
granit khu vực Đèo Khế cao và khoảng dao động hẹp, tương ứng với đặc trưng của S-granit trong
khi đặc trưng về hàm lượng SiO
2
của I granit dao động trong khoảng rộng thể hiện rõ quá trình kết tinh phân đoạn [27].
Về tổng thể granit Đèo Khế cao K, thấp đến trung bình Na và nghèo Ca, Sr. Nguyên nhân nghèo Na, Ca, Sr có thể
được giải thích bởi vì ba nguyên tố trên bị thất thoát trong dung dịch khi felspat bị phong hóa trở thành khoáng vật sét
mà đây là vật liệu nguồn của S granit. Bên cạnh đó thì granit Đèo Khế lại giàu K, Rb và Pb cũng phù hợp với S granit
về đặc trưng địa hóa vì những nguyên tố này được sét hấp thụ mạnh mẽ trong quá trình phong hóa hoặc phản ứng của
sét với nước biển. Do có hàm lượng Na và Ca thấp, các đá granit khu vực Đèo Khế cũng tương đồng với S granit là
quá bão hòa nhôm, điều này cũng đúng với loại I-granit có mức độ felsic cao nhưng cũng là một trong những tiêu
chuẩn để phân loại S-granit, chỉ số bão hòa nhôm của granit Đèo Khế cao ASI = (1,05-1,27), sử dụng biểu đồ 4 chủ
yếu rơi vào trường peraluminous, chỉ số Corindon ở tất cả các mẫu đều lớn hơn 1 như vậy so với tiêu chuẩn S-granit
theo Chappel, 1999 [4] thì S-granit có ASI~ 1,01 -1,25 và chỉ số Corindon >1% granit Đèo Khế hoàn toàn phù hợp
với S-granit. Hàm lượng TiO
2
trong granit Đèo Khế thấp (trung bình 0,2%) tương ứng với những khoáng vật chứa Ti
thấp, chỉ chủ yếu gồm biotit, đáng lưu ý là không thấy hiện diện amphibol đây cũng là một trong những khoáng vật
chỉ thị cho I-granit. Hàm lượng MgO thấp (trung bình 0,53%) phù hợp với kết quả phân tích lát mỏng, vắng mặt các
khoáng vật Mg-Fe điển hình trong granit như amphibol. P
2
O
5
thấp trong hầu hết trong tất cả các mẫu phân tích tương
đồng với sự có mặt của apatit rất ít, bên cạnh đó chúng có tương quan nghịch với hàm lượng SiO

2
, P
2
O
5
xu hướng
giảm khi SiO
2
tăng phần nào cho biết quá trình kết tinh liên quan đến dung thể magma ở nhiệt độ thấp [4]. Sử dụng
biểu đồ để phân loại granit Đèo Khế cho kết quả granit kiểu S (hình 6).
Thành phần thạch học đơn giản chỉ gồm chủ yếu granit sáng màu, ít hơn có granit biotit. Thành phần khoáng vật
chủ yếu là thạch anh và felspat kali (microlin), khoáng vật mafic chủ yếu là biotit. Đáng chú ý là không hề hiện diện
amphibol và sphen hiện diện như là sản phẩm biến đổi thứ sinh từ biotit cùng với chlorit. Nhiều nơi là muscovit thứ
sinh có thể đây là kết quả do phản ứng giữa cordierit và dung thể magma. Quá trình biến đổi thứ sinh này có lẽ phổ
biến trong vùng do kết quả của quá trình biến dạng mạnh mẽ hoặc các đá granit trải qua quá trình kết tinh phân dị làm
tăng H
2
O gây nên phản ứng giữa dung thể và cordierit để tạo ra muscovit [3]. Hiện tượng felspat kali hóa (chủ yếu là
microlin) phổ biến trên các đá granitoid khu vực Đèo Khế.
Granitoid khu vực Đèo Khế đặc trưng với sự làm giàu của các nguyên tố LIL như: Ba, Pb. Hàm lượng các LREE
gấp hàng chục đến vài trăm lần hàm lượng HREE. Các giá trị Rb/Sr, K/Rb, Nb/Ta, Th/U cao nhưng thấp đối với tỷ lệ
10
4
xGa/Al. Trong nhóm HFS xuất hiện dị thường âm Eu, Nb, Zr và đồ hình các nguyên tố đất hiếm nặng: Ho, Er, Tm,
Yb, Lu dốc rất thoải gần như nằm ngang. Những đặc điểm hành vi các nguyên tố nêu trên cùng với đặc điểm thành
phần hóa học có độ kiềm cao (loạt cao kiềm kali) và kết quả xử lý của các biểu đồ bên trên (hình 8) chủ yếu rơi vào
kiểu I, S. Biểu đồ phân định theo bối cảnh kiến tạo của Pearce, 1984, Harris (hình 7,10) hầu hết rơi vào trường granit
đồng va chạm và granit cung núi lửa phù hợp với bối cảnh thành tạo granit kiểu I và S. Bên cạnh đó, các giá âm ε
Hf
(t)

từ granit Đèo Khế (-23,6 đến -17,5) [5] cho thấy rằng nguồn gốc granit Đèo Khế không thể liên quan đến sự phân dị
từ manti nguyên thủy (juvenile mantle-derived). Trên cơ sở đó và kết quả phân tích các nguyên tố chính, nguyên tố
vết có thể kết luận granit Đèo Khế tương đồng với kiểu S – granit bão hòa nhôm có nguồn gốc vỏ. Granit kiểu S thường
được thành tạo trong bối cảnh kiến tạo đồng va chạm. Khi lớp vỏ dày lên, gradient địa nhiệt của lớp vỏ dưới có thể
được tăng lên là kết quả của phương thức dẫn truyền nhiệt (advection/conduction) từ manti [28]. Sau đó lượng nhiệt
sẵn có này sẽ gây ra hiện tượng nóng chảy từng phần dưới sâu của lớp vỏ dày [9]. Với khối lượng ngày càng tăng của
dung thể dọc các đới trượt của vỏ, S – granit được sinh thành
2. Tuổi thành tạo granit khu vực Đèo Khế
Đã có một số kết quả nghiên cứu về tuổi thành tạo của granitoid phức hệ Xóm Giấu [8, 16], đáng tin cậy nhất phải
kể đến kết quả phân tích tuổi đồng vị U-Pb zircon (SHRIMP) trong granit Xóm Giấu với tuổi thành tạo 2264±8 triệu
năm (Trần Ngọc Nam, 2001) [16], dựa vào đó phức hệ Xóm Giấu được xếp vào Proterozoi sớm trong khi tuổi thành
tạo granit khu vực Đèo Khế vào khoảng 1,85 tỷ năm. Kết quả trong nghiên cứu này trẻ hơn nhiều so với nghiên cứu
trước và đây cũng là kết quả đầu tiên đề cập đến một giai đoạn magma 1.85 tỷ năm khu vực Tây Bắc, cũng như lãnh
thổ Việt Nam nói chung. Việc xếp các thành tạo granit khu vực Đèo Khế vào phức hệ Xóm Giấu có phù hợp hay
không, điều này cần tiếp tục nghiên cứu. 1,85 tỷ năm granit khu vực Đèo Khế có thể đại diện cho giai đoạn
Paleoproterozoi giữa trên lãnh thổ Việt Nam, vốn vắng bóng trên các văn liệu địa chất trước đây.
3. Hoạt động magma - kiến tạo giai đoạn Paleoproterozoi và ý nghĩa
Trên mảng Dương Tử, sự kiện biến chất giai đoạn 1.9 – 2.0 tỷ năm được ghi nhận rộng rãi trên những phân tích
U-Pb zircon [1, 13, 22, 23, 26] theo sau đó là những hoạt động magma giai đoạn 1.85 tỷ năm chỉ ra bối cảnh kiến tạo
cụ thể là sự chuyển tiếp giữa đồng va chạm và tạo núi muộn để thành tạo siêu lục địa Columbia [11, 21].
Các nghiên cứu trước kia với các thành tạo gneis biotit, paragneis và migmatit Sin Quyền khu vực Tây Bắc Việt
Nam, cho thấy chúng ghi nhận giai đoạn tuổi 1,9~1.8 tỷ năm [7, 11, 12]. Các tác giả: Trị, 1977; Nam et al., 1998; Nam
et al., 2002; Nam et al., 2003 [20, 17, 18, 19] đã xác định tuổi bằng phương pháp K-Ar, Ar-Ar cho các thành tạo gneiss
và trầm tích biến chất khu vực phía nam dãy núi Con Voi, đại bộ phận tuổi tập trung trong phạm vi 1,7~2,0 tỷ năm.
Những số liệu này phản ánh khu vực Phan Si Pan tồn tại một giai đoạn hoạt động magma - biến chất (nhiệt kiến sinh)
mãnh liệt xảy ra trong giai đoạn Paleoproterozoi.
Giai đoạn Paleoproterozoi trong lịch sử tiến hóa địa chất toàn cầu có vị trí hết sức quan trọng. Nghiên cứu cho
rằng giai đoạn tăng trưởng vỏ lục địa Trái đất tập trung chủ yếu trong giai đoạn 1,8-2,0 tỷ năm [2]. Ngoài ra, cũng
không ít các tác giả đề cập tới siêu lục địa Columbia hội tụ vào giai đoạn 1,8 - 2,1, thông qua thời gian dài của quá
trình tăng trưởng (1,3-1,8 tỷ năm), giai đoạn tách ra 1.2-1.6 tỷ năm và hoàn tách ra khỏi siêu lục địa Columbia vào giai

đoạn ~1.2 tỷ năm [14, 24, 25]. Từ khi đề cập tới siêu lục địa Columbia trên bình đồ cấu trúc địa chất toàn cầu ta không
thấy xuất hiện các vị trí của Tây Bắc Việt Nam, mảng Đông Dương hay mảng Nam Trung Hoa. Nhưng việc Tây Bắc
Việt Nam và Nam Trung Hoa phân bố khá rộng rãi các sự kiện địa chất trong giai đoạn 1.8-2.0 tỷ năm có thể cung cấp
một bằng chứng cho thấy có thể khu vực Phan Si Pan tây bắc Việt Nam, Nam Trung Hoa có mối quan hệ với siêu lục
địa Columbia.
Kết quả phân tích LA-ICPMS U-Pb zircon granit Đèo Khế Tây Bắc Việt Nam cho khoảng tuổi 1,85 tỷ năm trong
bài báo này đã cung cấp bằng chứng mới về khoảng thời gian hoạt động của một giai đoạn magma ở đới Phan Si Pan
trong Paleoproterozoi muộn, mà các giai đoạn này trước kia chỉ được tìm thầy trong các nghiên cứu bằng các phương
pháp K-Ar, Ar-Ar hay giai đoạn nhiệt kiến sinh ở riềm tăng trưởng của zircon sinh sau, chúng thường được coi là giai
đoạn nhiệt kiến sinh xảy ra mãnh liệt tại khu vực Phan Si Pan. Nghiên cứu này cung cấp những thông tin quan trọng
cho phép chúng ta suy nghĩ về một giai đoạn hoạt động magma thực thụ Paleoproterozoi ~1,85 tỷ năm trên lãnh thổ
Việt Nam mà nhiều công trình nghiên cứu trước kia chưa đề cập tới. Tuy nhiên để có thể khẳng định có sự tồn tại một
giai đoạn magma này cần có những nghiên cứu định lượng mở rộng hơn nữa cho các thành tạo magma khu vực Phan
Si Pan Tây Bắc Việt Nam.
Kết luận
1. Các thành tạo granit khu vực Đèo Khế có nguồn gốc vỏ, gần gũi với kiểu S granit như là kết quả của quá trình nóng
chảy từng phần dưới sâu của vỏ từ các đá Arkei.
2. Tuổi thành tạo các đá granit khu vực Đèo Khế là ~ 1,85 tỷ năm triệu năm minh chứng sự tồn tại pha magma - kiến
tạo hoạt động mạnh mẽ trong giai đoạn giữa Paleoproterozoi khu vực Phan Si Pan tây bắc Việt Nam.
3. Sự tương đồng về các sự kiện hoạt động magma – kiến tạo khu vực tây bắc Việt Nam và mảng Dương Tử là bằng
chứng tin cậy cho thấy chúng có nguồn gốc từ một lục địa cổ.
GEOCHEMISTRY AND ZIRCON U-PB AGES FROM THE GRANITOID
OF DEO KHE AREA, YEN BAI
Hoang Thi Hong Anh, Pham Trung Hieu
Department of Geolog , University of Science , VNU - HCM
ABSTRACT
The granitoid of Deo Khe area mainly consists of small granitoid massifs in exposures of Sin Quyen
(PP1sq) metasedimentary rocks and trondhjemite - tonalite - granodiorite of Ca Vinh complex that belongs
to southeast and south of Phan Si Pan zone. Petrographical composition is composed mainly of granite and
biotite granite correspond to acid igneous with high SiO2 (71.14 - 77.13%), hightotal alkali (K2O= 4.16 -

8.22%; Na2O= 1.7 - 3.9%). ASI index of all collected samples ranges from 1.05 to 1.27 that indicates
peraluminous rocks. They are very rich in rare earth elements especially light rare earth elements and rather
high HFS such as La, Ce, Zr. Sr content is with a average value of 178 ppm and Rb content is medium with
a average value of 153ppm. They are poor in Nb and Ta and have low 104ÍGa/Al ratio (1.7-2.42), negative
Eu - anomalies (Eu/Eu*= 0.47-1.2). Zircon U-Pb dating yields 207Pb/206Pb 1836 ± 9.5 Ma and 1835 ± 6,3
Ma, which represents its intrusion age. Zircons from granitoid have negative εHf(t) values ranging from -
23.6 to -17.5 and show Archean Hf model ages (TDM ) of 2.9 3.1 Ga. The Paleoproterozoi Granitoid of
Deo Khe area can be product of reworking of Archean crustal rock. This process may link to a stage of the
assembly and breakup of the Columbia supercontinent.
Key words: Plaeoproterozoic, Granitoid, zircon age, Hf isotope
TÀI LIỆU THAM KHẢO
[1] CAWOOD, P.A., WANG, Y., XU, Y., ZHAO, G., 2013. Locating South China in Rodinia and Gondwana: A
fragment of greater India lithosphere? Geology 41(8), 903-906.
[2] CONDIE K.C., 1998. Episodic continental growth and supercontinents: a mantle avalanche connection?. Earth
Planet. Sci. Lett. 163, 97-108.
[3] CHAPPELL B. W., WHITE A. J. R., 1974. Two contrasting granite types. Pacific Geology 8, 173–174.
[4] CHAPPELL B. W., WHITE A. J. R., WILLIAMS I. S., WYBORN D., HERGT J. M. & WOODHEAD J. D. 1999.
Discussion Evaluation of petrogenetic models for Lachlan Fold Belt granitoids: implications for crustal architecture
and tectonic models. Australian Journal of Earth Sciences 46, 827–831.
[5] HOÀNG THỊ HỒNG ANH, 2014. Đặc điểm địa hóa và cơ chế thành tạo granitoid khu vực Đèo Khế, huyện Văn
Chấn, Yên Bái. Luận văn thạc sĩ, Đại học Khoa học Tự nhiên Tp. HCM
[6] LA MAI SƠN và nnk, 2012. Bản đồ Địa chất và Khoáng sản tỷ lệ 1/50.000 tờ Văn Chấn, Yên Bái. Liên đoàn Bản
đồ Miền Bắc, Hà Nội.
[7] LA MAI SƠN, LÊ TIẾN DŨNG, PHẠM TRUNG HIẾU. 2014. Các kết quả phân tích đồng vị U-Pb zircon từ gneis
phức hệ Sin Quyền bằng phương pháp LA-ICP-MS chứng cứ về sự kiện biến chất, kiến tạo giai đoạn Paleoproterozoi
khu vực Phan Si Pan. Tạp chí Địa chất loạt A, đang in
[8] PHAN CỰ TIẾN, LÊ ĐÌNH HỮU và nnk, 1977. Những vấn đề địa chất về Tây Bắc. NXB Khoa học Kỹ thuật Hà
Nội.
[9] LE FORT, P., CUNEY, M., DENIEL, C., FRANCE-LANORD, C., SHEPPARD, S.M.F., UPRETI, B.N.and
VIDAL, P., 1987. Crustal generation of the Himalayan leucogranites.Tectonophys. 134, 39-57.

[10] PHẠM TRUNG HIẾU, FUKUN CHEN, LÊ THANH MẼ và nnk, 2009. Tuổi đồng vị U-Pb zircon trong granit
phức hệ Yê Yên Sun tây bắc Việt Nam và ý nghĩa của nó. Tạp chí các Khoa học về Trái đất, T. 31, 1: 23-29.
[11] PHAM TRUNG HIEU, FUKUN CHEN, LE THANH ME, NGUYEN THI BICH THUY, WOLFGANG SIEBEL

AND TING-GUANG LAN, 2012. Zircon U-Pb ages and Hf isotopic compositions from the Sin Quyen Formation: the
Precambrian crustal evolution of northwest Vietnam. International Geology Review, Vol. 54, No. 13: 1548-1561.
[12] PHAM TRUNG HIEU, CHEN F., 2011. Evidence from zircon ages and Hf isotopic composition for
Paleoproterozoic crustal evolution in Northwestern Vietnam. Mineralogical Magazine, 75(P): 1637.
[13] QIU, Y.M., GAO, S., MCNAUGHTON, N.J., GROVES, D.I., LING, W., 2000. First evidence of >3.2 Ga
continental crust in the Yangtze craton of South China and its implications for Archaean crustal evolution and
Phanerozoic tectonics. Geology 28, 11-14.
[14] ROGERS, J.J.W., SANTOSH, M., 2002. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic Supercontinent.
Gondwana Res. 5.
[15] SUN, S.S., MCDONOUGH, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for
mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins:
Geological Society, London, Special Publications, 42, pp. 313–345.
[16] TRẦN NGỌC NAM, 2001. Tuổi của các phức hệ Ca Vịnh và Xóm Giấu: chứng liệu tin cậy đầu tiên từ phân tích
SHRIMP U-Pb zircon. TC Địa Chất, A, 262: 1-11. Hà Nội.
[17] TRAN NGOC NAM, 1998. Thermotectonic events from early Proterozoic to Miocene in the Indochina craton:
Implication of K-Ar ages in Vietnam. J. Asian Earth Sci., 16: 475-484.
[18] TRAN NGOC NAM, HYODO H., ITAYA T., 2002.
40
Ar/
39
Ar single grain dating and mineral chemisty of
hornblendes south of the Red River Shear Zone (Vietnam): New evidence for Ealy Proterozoic tectonothermel event.
Gondwana Res., 5/4: 801-811.
[19] TRAN NGOC NAM, TORIUMI, M., SANO, Y., TERADA, K., and THANG, T.T., 2003, 2.9, 2.36, and 1.96 Ga
zircons in orthogneiss south of the Red River shear zone in Viet Nam: Evidence from SHRIMP U–Pb dating and
tectonothermal implications: Journal of Asian Earth Sciences, v. 21, p. 743–753.

[20] TRẦN VĂN TRỊ và nnk., 1977. Địa chất Việt Nam - Phần miền Bắc, Nxb Khoa học và Kỹ thuật, Hà Nội.
[21] XIONG, Q., ZHENG, J.P., YU, C.M., SUN, Y.P., TANG, H.Y., ZHANG, Z.H., 2009. Zircon U-Pb age and Hf
isotope of Quanyishang A-type granite in Yichang: signification for the Yangtze continental cratonization in
Paleoproterozoic. Chin. Sci. Bull. 54, 436-446.
[22] YU J.H., O’REILLY Y.S., WANG L.J., GRIFFIN W.L., JIANG S.Y., WANG R.C., XU X.S., 2007. Finding of
ancient materials in Cathaysia and implication for the formation of Precambrian crust. Chinese Science Bulletin, 52:
13-22.
[23] ZHANG S.B., ZHENG Y.F., WU Y.B., ZHAO Z.F., GAO S., WU F.Y., 2006. Zircon U-Pb age and Hf-O isotope
evidence for Paleoprotezoic metamorphic event in South China. Precambrian Res. 15:, 265-288.
[24] ZHAO, G.C., CAWOOD, P.A., WILDE, S.A., SUN, M., 2002. Review of global 2.1 – 1.8 Ga orogens:
implications for a pre-Rodinia supercontinent. Earth-Sci. Rev. 59, 125– 162.
[25] ZHAO, G.C., SUN, M., WILDE, S.A., LI, S.Z., 2004. A Paleo-Mesoproterozoic supercontinent: assembly, growth
and breakup. Earth-Science Reviews 67, 91–123.
[26] ZHENG J.P., GRIFFIN W.L., O’REILLY S.Y., ZHANG M., PEARSON N., PAN Y.M., 2006. Widespread
Archean basement beneath the Yangtze craton. Geology, 34: 417-420.Acta Geologica Sinica-English Edition 80 (6):
790-806.
[27] WHITE A. J. R. & CHAPPEL B. W, 1988. Some supracrustal (S-type) granites of the Lachlan Fold Belt.
Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 79, 169–181.
[28] WICKHAM, S.M., OXBURGH, E.R., 1987. Low-pressure regional metamorphism in the Pyrenees and its
implications for the thermal evolution of rifted continental crust. Philos. Trans. Roy. Soc. London A321, 219-242