Điều Kiện Thành Tạo Các Đá Bazan Tây Nguyên, Việt Nam Trên Cơ Sở Nghiên Cứu Đặc Thành Phần Khoáng Vật

Điều Kiện Thành Tạo Các Đá Bazan Tây Nguyên, Việt Nam Trên
Cơ Sở Nghiên Cứu Đặc Thành Phần Khoáng Vật

Nguyễn Viết Ý, Ngô Thị Phượng, Phạm Thị Dung, Trần Hồng Lam, Hoàng Việt Hằng
Viện địa chất, Viện KH&CNVN, 84,Phố Chùa Láng, Đống Đa, Hà Nội
Tóm tắt: Trên bán đảo Đông Dương, Việt Nam là lãnh thổ có lượng đá bazan
Kainozoi lớn hơn cả. Chúng tập trung chủ yếu ở khu vực Tây Nguyên.
Các khoáng vật tạo đá chính trong bazan Tây Nguyên gồm: olivin;
orthopyroxen, clinopyroxen, plagioclas, một lượng nhỏ amphibol và biotit.
Dựa vào dạng tồn tại và thành phần hóa học, olivin, trong các đá bazan
TNVN được phân ra làm 2 nhóm; orthopyroxen: 3 nhóm; clinopyroxen: 3 nhóm
và amphibol: 2 nhóm.
Olivin (Ol) thuộc nhóm 1 gồm Nod-Ol và Xeno-Ol có hàm lượng MgO dao
động trong khoảng hẹp (47-51 %), hàm lượng FeO khá ổn định (8-11%), đồng
thời có hàm lượng NiO cao (0,32- 0,44 %). Olivin thuộc nhóm 2 gồm các
Pheno-Ol, rất phổ biến trong các đá bazan kiềm và trong các thể tù gabronorit
olivin. Chúng khác biệt với nhóm thứ nhất ở chỗ hàm lượng MgO biến thiên
liên tục trong khoảng 27-44%, FeO giảm từ 25 đến 18%, trong khi đó NiO tăng
từ 0,01 đến 0,32%.
Orthopyroxen (Opx) thuộc nhóm 1 tồn tại trong các bao thể lerzolit có hàm
lượng MgO thay đổi trong khoảng hẹp (khoảng 26%), FeO khá cao (~14%),
Al
2
O
3
cao nhất (5-5,4%), Cr
2
O
3
(0,2%), NiO (0,02- 0,04%).
Opx nhóm 2 nằm trong các đá đolerit, có hàm lượng MgO cao hơn nhóm

thứ nhất (28-29%); FeO thấp hơn (12%); Cr
2
O
3
= 0,2-0,5%, Al
2
O
3
thấp nhất (1-
2%), hàm lượng NiO hoàn toàn tương đồng với nhóm thứ nhất.
Opx nhóm 3 phân bố trong các đá có thành phần tương đồng với gabronorit
trong tổ hợp cộng sinh với Cpx + Pl ± Ol . Các đá này tồn tại dưới dạng các thể
tù trong bazan kiềm. Hàm lượng MgO trong Opx nhóm 3 cao nhất so với các
nhóm trên (32-35%); sắt thấp nhất (5-7%); NiO cao nhất (0,07-0,15%), đồng
thời Cr
2
O
3
cũng có giá trị cao nhất.
Clinopyroxen (Cpx) trong các bao thể werlit spinel và lerzolit có hàm lượng
nhôm rất cao (5,58 - 8,73%), nghịch biến với nó là hàm lượng MgO thấp (14-
11,77%), hàm lượng các nguyên tố khác ít dao động (ví dụ FeO), hoặc dao
động trong khoảng rộng, chẳng hạn như TiO
2
và Cr
2
O
3
. Cpx trong các ban tinh
có hàm lượng nhôm thay đổi từ 3,70 đến 7,36% (do tính phân đới), trong khi đó

hàm lượng MgO thay đổi từ 12,8 đến 16,17%, Cpx trong phần nền của bazan
và trong các đá đolerit khác biệt với hai loại trên ở hàm lượng nhôm rất thấp
(1-1,45%), hàm lượng FeO thay đổi từ 13,92 đến 16,72, MgO dao động trong
khoảng hẹp, mối tương quan nghịch biến giữa MgO và Al
2
O
3
không rõ.
Amphibol (Am) có hai nguồn gốc: nguyên sinh và thứ sinh. Am nguyên sinh
(nhóm 1) tồn tại trong bazan TNVN dưới dạng các xenocrist. Chúng có hàm
lượng Al
2
O
3
cao (11,31 - 12,86%), TiO
2
= 2-8,11%, và hàm lượng SiO
2
dao
động trong khoảng 38-41%.
Am nhóm 2 phân bố trong phần nền của bazan hoặc trong một vài bao thể
lerzolit. Hình dạng tinh thể và tương quan với các khoáng vật cộng sinh cho
thấy chúng rất có thể hình thành do quá trình biến chất trao đổi xẩy ra vào giai
đoạn muộn hơn của hoạt động magma bazan. Thành phần hóa học của các Am
này khác biệt hẳn so với nhóm 1. Hàm lượng nhôm thấp (Al
2
O
3
= 5,51-8,76%),
TiO

2
thấp (0,6- 1%); SiO
2
=46-51%.
Điều kiện P-T thành tạo của các magma bazan kiềm được xác định là: P~
23 kbar, T~ 1100
o
C. Đối chiếu với một số kết quả nghiên cứu của các tác giả
khác [7, 9, 19], các tác giả bài báo cho rằng độ sâu thành tạo của magma
bazan có thể sâu hơn và không loại trừ khả năng mang kim cương của chúng.
Các tác giả cũng lưư ý rằng, các đá bazan TNVN, đặc biệt là bazan kiềm,
chứa khá nhiều thể tù thành phần rất đa dạng và chắc chắn có nguồn gốc khác
nhau. Sự có mặt của chúng ảnh hưởng rất lớn đến kết quả phân tích các mẫu đá
tổng, vì vậy cần phải thận trọng khi đưa ra các mô hình thạch luận dựa trên các
số liệu thạch địa hóa.
MỞ ĐẦU
Hoạt động magma Kainozoi phổ biến rất rộng rãi không chỉ trong phạm vi Đông
Dương, mà còn phát triển trên nhiều khu vực khác thuộc lục địa châu Á. Một khối
lượng khổng lồ các đá phun trào có thành phần chủ yếu là bazan đã hình thành trên các
lãnh thổ, kéo dài từ vùng Sikhote Alin (Đông Nga), Mông Cổ, bán đảo Triều Tiên qua
Đông Trung Quốc đến tận các bán đảo Đông Dương, Malaysia Tại khu vực Đông
Dương, Việt Nam là lãnh thổ có lượng đá bazan Kainozoi lớn hơn cả, tập trung chủ yếu
ở Tây Nguyên, vùng ven bờ biển Đông, ngoài ra còn một lượng nhỏ ở phía Bắc Bộ và
Trung Bộ, phân bố trên diện tích ~32000 km
2
.
Một đặc điểm rất quan trọng khiến bazan Kainozoi được nhiều nhà khoa học quan
tâm nghiên cứu là chúng mang các đá quý (saphir, rubi, zircon, spinel) rất có giá trị kinh
tế.
Kết quả xác định tuổi tuyệt đối của nhiều tác giả trong nước và nước ngoài cho thấy

các đá bazan Tây Nguyên Việt Nam (TNVN) có khoảng tuổi kéo dài từ ~17 Tr.n. đến
năm 1923 [1, 3, 10, 17].
Căn cứ vào thành phần các nguyên tố chính, hoạt động magma bazan khu vực nghiên
cứu được chia làm hai loạt: loạt sớm (khoảng 17 đến 6 Tr.n.) có thành phần chủ yếu là
tholeit thạch anh, lượng bazan kiềm không đáng kể; loạt muộn (khoảng 6 Tr.n. đến hiện
tại) có bazan kiềm chiếm đa số. Trong quá trình hoạt động có nhiều đợt ngưng nghỉ, có
những đợt ngưng nghỉ kéo dài trên 1 Tr.n.
Đặc điểm thành phần nguyên tố đồng vị cho thấy bazan TNVN mang dị thường
Dupal (
206
Pb/
204
Pb thấp,
208
Pb/
204
Pb cao). Đây là một trong những vấn đề được nhiều
nhà địa chất quan tâm giải thích, tuy vẫn còn nhiều điểm chưa thống nhất.
Điều kiện thành tạo các đá bazan đã và đang được các nhà địa chất xem xét theo ba
hướng:
1- Môi trường kiến tạo [1, 2, 10, 17, 18, 21-23, 26].
2- Bản chất của manti nguồn: dựa trên các số liệu về nguyên tố chính, nguyên tố vết
và đồng vị [11].
3- Điều kiện P-T thành tạo các magma bazan trên cơ sở nghiên cứu thành phần
khoáng vật [19], hoặc dựa vào thành phần nguyên tố chính quy về MgO-15 [9].
Trong bài báo này, chúng tôi chú ý đi sâu vào một số đặc điểm thành phần khoáng
vật tạo đá chính của các đá bazan TNVN, trên cơ sở đó tính toán điều kiện P-T thành
tạo và những đặc điểm tiến hóa khác của chúng. Mẫu phân tích được lựa chọn bao gồm
các khoáng vật trong những biến loại đá bazan, trong các bao thể và thể tù bị bắt giữ
trong bazan, đặc biệt là bazan kiềm. Thành phần các khoáng vật tạo đá được phân tích

bằng phương pháp vi dò trên máy CAMECA Kevex tại Trung tâm phân tích thuộc Viện
Khoáng vật và Thạch học, Viện Liên hợp địa chất địa vật lý, Phân viện Sibiri, Viện Hàn
lâm Khoa học Nga.
I. ĐẶC ĐIỂM THÀNH PHẦN KHOÁNG VẬT CỦA CÁC ĐÁ BAZAN TÂY NGUYÊN VIỆT
NAM
Khoáng vật tạo đá chính trong hầu hết các đá bazan TNVN bao gồm: olivin (Ol),
orthopyroxen (Opx), clinopyroxen (Cpx), plagioclas (Pl); khoáng vật thứ yếu: amphibol
(Am), biotit (Bi), felspat kali (Fsp); khoáng vật phụ: magnetit (Mt), ilmenit (Ilm), spinel
(Spl)
Các khoáng vật tạo đá chính cấu tạo nên hai nhóm đá, hình thành trong các môi
trường và thời đoạn khác nhau: a- nhóm các thể tù bị magma bazan bắt giữ trong quá
trình di chuyển lên bề mặt; b- nhóm các đá bazan thực thụ (kết tinh trực tiếp từ magma
bazan).
Tuy nhiên, trong thực tế nghiên cứu các đá magma bazan TNVN cần phải phân chia
các thể tù ra các loại khác nhau và mỗi loại rõ ràng có ý nghĩa khoa học và thực tiễn
khác nhau. Cho đến nay, nội dung của chuyên từ thể tù (xenolith) vẫn còn được hiểu
khác nhau. Một số tác giả xem chúng là những thể đá ngoại lai có kích thước khác nhau
từ một vài cm
3
(hoặc nhỏ hơn) đến hàng m
3
bị bắt giữ trong các đá phun trào hoặc xâm
nhập khác thành phần, đôi khi cùng thành phần, nhưng có thời gian thành tạo khác
nhau. Những khoáng vật riêng lẻ có nguồn gốc ngoại lai được bắt giữ theo cùng cơ chế
với thể tù, có kích thước lớn, đôi khi rất tự hình (ví dụ như các tinh thể augit trong
bazan TNVN có kích thước đến 10-15 cm theo chiều dài, anorthoclas có kích thước 2-5
cm, saphir, rubi và zircon có kích thước một vài mm đến 5-10 mm) không được coi là
thể tù mà là megacrist theo một số tác giả, hoặc macrocrist theo một số tác giả khác. Sự
hình thành các tinh thể gọi là megacrist (macrocrist) chưa rõ, một số người coi chúng là
sản phẩm kết tinh từ magma bazan, một số người khác xem đó như các khoáng vật có

nguồn gốc sâu và là hợp phần của manti nguồn. Ngoài ra, những phần khó nóng chảy
của manti (thành phần tương đồng với nhóm periđotit) còn sót lại và bị bắt giữ trong các
đá bazan, một số nguời gọi đó là bao thể (nodule), một số nguời khác vẫn gọi là thể tù.
Căn cứ vào thực tế nghiên cứu các thể tù trong bazan, đặc biệt là bazan kiềm TNVN,
chúng tôi phân biệt các loại sau đây:
- Thể tù, với nội dung nêu trên mang tính bao quát nhất, dùng để chỉ chung tất cả
những vật thể bị bắt tù trong các đá magma.
- Bao thể (nodule) là các thể tù đại diện cho phần còn sót lại của manti nguồn trong
quá trình nóng chảy từng phần để tạo nên magma bazan, hoặc bị bắt từ các đá tường
manti trong khi magma di chuyển lên bề mặt; chúng có thành phần tương đồng với các
đá nhóm periđotit (lerzolit, werlit, pyroxenit ).
- Xenolit* bao gồm các đá có nguồn gốc ngoại lai, thành phần khác biệt với bazan
hoặc tương tự bazan, nhưng có thời gian thành tạo sớm hơn (pha sớm) được magma
bazan (pha muộn) bắt giữ trong quá trình di chuyển lên bề mặt. Như vậy xenolit khác
với bao thể ở chỗ nó không đại diện cho manti. Tuy nhiên, thuật ngữ này được rất nhiều
nhà nghiên cứu coi là đồng nghĩa với bao thể.
¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯¯
* Theo các Từ điển Địa chất, xenolit có nghĩa là “thể tù” (BBT).
- Macrocrist là các thể tù tồn tại dưới dạng đơn tinh thể (augit, anorthoclas ) kích
thước lớn bị bắt tù trong các đá bazan. Một số tác giả xem rubi, saphir và zircon cũng là
các macrocrist. Một số tác giả khác cho rằng macrocrist là sản phẩm kết tinh trực tiếp từ
magma bazan.
- Xenocrist là những tinh thể có kích thuớc lớn so với các khoáng vật tạo nên phần
nền trong bazan (5-10 mm), có phần rìa bị gặm mòn mạnh, đôi khi vỡ vụn. Đa số các
nhà nghiên cứu xem xenocrist là các khoáng vật của manti. Trong các đá bazan vùng
nghiên cứu xenocrist thường là olivin và pyroxen thoi, hiếm khi gặp pyroxen xiên.
Trong trường hợp này xenocrist có nghĩa gần gũi với macrocrist, nhưng kích thước nhỏ
hơn.
Tuy nhiên, việc phân chia các thể tù theo cách nêu trên chỉ mang tính tương đối,
nhằm tạo nên sự thuận tiện trong khi mô tả. Thực chất vấn đề còn khá phức tạp, các

khái niệm vẫn chưa rõ ràng, nhiều nội dung trùng lặp.
Sự có mặt của các thể tù với thành phần đa dạng đã lưu ý các nhà khoa học rằng,
những kết quả phân tích hóa toàn phần các đá bazan trên vùng nghiên cứu rõ ràng
không phản ánh thực chất thành phần magma nguyên sinh, bởi vì khi thu thập mẫu cho
phân tích chúng ta không thể tách chúng ra khỏi bazan thực thụ.
Nhóm khoáng vật trực tiếp kết tinh từ magma bazan bao gồm các ban tinh và các
khoáng vật cấu tạo nên phần nền của các đá bazan.
Đặc biệt trong các đá bazan còn gặp các tập hợp khoáng vật cấu tạo từ một hoặc vài
loại khoáng vật có kích thước tương đối lớn, có ranh giới khá rõ nét so với phần nền,
nhưng không có hiện tượng bị hòa tan, gặm mòn như các bao thể hoặc thể tù. Chúng thể
hiện như các cụm khoáng vật, kết tinh hoàn hảo so với phần nền bao quanh. Để dễ phân
biệt, chúng tôi tạm gọi chúng là các multicrist (đa tinh). Nguyên nhân hình thành nên
các multicrist này không rõ, rất có thể chúng được hình thành trong điều kiện hóa lý cục
bộ thuận lợi cho sự kết tinh hoàn hảo của các khoáng vật tương đồng với thành phần
của bazan. Trong các đá bazan TNVN, các multicrist thường cấu tạo thuần khiết từ tập
hợp các tinh thể plagioclas hoặc Cpx, hoặc đôi khi Pl+Cpx.
Từ các khái niệm trên, các khoáng vật tạo đá được gọi tên theo dạng tồn tại và để
đơn giản hóa trong mô tả, chúng tôi ký hiệu bằng cách thêm các tiếp đầu ngữ, ví dụ:
olivin trong bao thể được ký hiệu: Nod-Ol; olivin dưới dạng xenocrist: Xeno-Ol;
orthopyroxen trong bao thể: Nod-Opx; ban tinh clinopyroxen: Pheno-Cpx; ban tinh
olivin: Pheno-Ol
Olivin là khoáng vật phổ biến nhất trong các đá bazan vùng nghiên cứu. Chúng tồn
tại dưới dạng các xenocrist, ban tinh trong đá bazan và là hợp phần quan trọng của các
bao thể. Về mặt thành phần có thể chia olivin ra hai nhóm có các đặc điểm khá khác
biệt: nhóm thứ nhất gồm Nod-Ol và Xeno-Ol; nhóm thứ hai gồm Pheno-Ol. Nhóm thứ
nhất có hàm lượng MgO dao động trong khoảng hẹp (47-51 %), hàm lượng FeO khá ổn
định (8-11%), đồng thời có hàm lượng NiO cao (0.32- 0,44 %). Trên các biểu đồ Hình
1, 2, ta thấy chúng tạo nên một nhóm riêng biệt.
20304050
60

0
10
20
30
40
MgO
F
e
O
2
1

Hình 1. Tương quan hàm lượng MgO-FeO của Ol trong bazan TNVN
20304050
60
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
MgO
N
i
O
1
2

Hình 2. Tương quan hàm lượng MgO-NiO của Ol trong bazan TNVN
Sự tương đồng về thành phần giữa Nod-Ol và Xeno-Ol cho thấy chúng có chung

nguồn gốc. Mặt khác Nod-Ol thường có mặt trong tổ hợp cùng với Opx+Cpx ± Spl là
những tổ hợp được nhiều nhà khoa học thừa nhận là đặc trưng cho thành phần của manti
trên.
Olivin thuộc nhóm thứ hai bao gồm các Pheno-Ol, rất phổ biến trong các đá bazan
kiềm và trong các thể tù gabronorit olivin ở TNVN. Chúng khác biệt với nhóm thứ nhất
ở chỗ hàm lượng MgO biến thiên liên tục trong khoảng 27-44%, FeO giảm từ 25 đến
18%, trong khi đó NiO tăng từ 0,01 đến 0,32% (xem Hình 1, 2). Điều này chứng tỏ
chúng kết tinh trong điều kiện hóa lý biến đổi không mang tính đột biến. Nhận xét này
dường như là nghịch lý đối với các magma bazan kiềm là các magma chứa nhiều chất
bốc, do đó chúng thường tạo nên dạng phun nổ, nghĩa là điều kiện hóa lý thay đổi đột
ngột. Để giải thích hiện tượng này chúng tôi cho rằng, có lẽ ở giai đoạn đầu, sau khi
magma nguyên sinh được hình thành, chúng vận chuyển lên bề mặt với một tốc độ
không quá lớn, nhưng luôn luôn ở trạng thái không cân bằng. Trong điều kiện như vậy,
các khoáng vật Ol thế hệ khác nhau lần lượt được hình thành phù hợp với thành phần
magma tàn dư và tới một lúc nào đó, khi các chất khí được giải phóng khỏi magma tạo
nên áp suất đủ lớn mới gây ra phun nổ. Nếu áp suất không đủ lớn thì magma phun trào
bình thường. Các magma phun lên trên bề mặt tồn tại dưới dạng "cháo đỗ". Chính vì
vậy hiện tượng phun nổ không phải lúc nào cũng quan sát thấy trong các trường phân
bố các đá magma bazan kiềm. Điều này còn được chứng minh bởi sự tồn tại các vành
phản ứng kế tiếp nhau bao quanh các bao thể hoặc các xenocrist có kích thước lớn, tạo
nên kiến trúc kiểu vành hoa.
Orthopyroxen là khoáng vật ít phổ biến hơn so với olivin, chúng có mặt trong các
bao thể, thể tù, xenocrist, ban tinh và cả trong phần nền. Để so sánh, chúng tôi lựa chọn
phân tích các khoáng vật Opx trong 3 dạng tồn tại: trong bao thể lerzolit; trong thể tù
gabronorit và trong đolerit. Về thành phần, chúng được chia thành ba nhóm rõ rệt, phụ
thuộc vào tổ hợp khoáng vật mà chúng cộng sinh, tương ứng với 3 dạng tồn tại.
Trên các biểu đồ Hình 3, 4, 5, 6, ta thấy các nhóm Opx nói trên khác biệt nhau ở hàm
lượng MgO, NiO, Cr
2
O

3
, Al
2
O
3
và FeO.
2030
40
0
10
20
MgO
F
e
O
Lesolit
Dolerit
Gabronorit


Hình 3. Tương quan hàm lượng MgO-FeO của Opx trong bazan TNVN
2030
40
0.0
0.1
0.2
MgO
N
i
O

Gabronorit
Lesolit
+
Dolerit

Hình 4. Tương quan hàm lượng MgO-NiO của Opx trong bazan TNVN
Nhóm thứ nhất bao gồm các khoáng vật Opx trong bao thể lerzolit. Ở đây, chúng có
hàm lượng MgO thay đổi trong khoảng hẹp (khoảng 26%), FeO khá cao (~14%%),
Al
2
O
3
cao nhất (5-5,4%), Cr
2
O
3
(0,2%), NiO (0,02- 0,04%). Trong bao thể lerzolit, Opx
tổ hợp cộng sinh với Ol+Cpx ±Am.
Nhóm thứ hai có hàm lượng MgO cao hơn nhóm thứ nhất (28-29%); FeO thấp hơn =
12%; Cr
2
O
3
= 0,2-0,5%, Al
2
O
3
thấp nhất (1-2%); hàm lượng NiO hoàn toàn tương đồng
với nhóm thứ nhất. Opx thuộc nhóm thứ hai nằm trong các đá đolerit, ở đây chúng thể
hiện như các ban tinh.

Opx phân bố trong các đá có thành phần tương đồng với gabronorit trong tổ hợp
cộng sinh với Cpx + Pl ± Ol tạo nên nhóm thứ ba. Các đá này tồn tại dưới dạng các thể
tù trong bazan kiềm. Rất có thể chúng là các thành tạo xâm nhập hoặc biến chất không
có liên quan gì với các đá bazan chứa chúng, và cũng có thể chúng là đại diện cho đới
bền vững plagioclas của manti trên. Phân tích thành phần Opx trong thể tù nói trên cho
thấy chúng tạo nên một nhóm riêng biệt với hàm lượng MgO cao nhất (32-35%) so với
Opx của các nhóm trên; sắt thấp nhất (5-7%); NiO cao nhất (0,07-0,15%), đồng thời
Cr
2
O
3
cũng có giá trị cao nhất
Kết quả nghiên cứu của nhiều nhà địa chất cho thấy, hàm lượng nhôm trong các
khoáng vật pyroxen nói chung và Opx nói riêng đồng biến với độ sâu thành tạo của
chúng. Theo kết luận này thì các đá chứa Opx nhóm 1 (lerzolit) có độ sâu thành tạo lớn
hơn cả, nhóm thứ hai (đolerit) độ sâu thành tạo thấp nhất, các đá gabronorit có độ sâu
thành tạo trung bình.
Tương tự như vậy đối với NiO và Cr
2
O
3
. Sắt có xu thế ngược lại so với MgO, nghĩa
là Opx sâu và nông đều chứa nhiều sắt, trong khi đó Opx độ sâu trung bình chứa ít sắt
hơn cả. Đáng tiếc là chúng ta chưa có nhiều số liệu phân tích để khẳng định kết luận
trên, nhưng đây là một vấn đề cần quan tâm, rất có thể giúp ta thực hiện bài toán ngược,
nghĩa là từ tương quan hàm lượng các nguyên tố tạo khoáng khác so với Al
2
O
3
trong

pyroxen suy ra độ sâu thành tạo của các đá.
Clinopyroxen là khoáng vật khá phổ biến trong các đá bazan TNTN, chúng có mặt
trong các bao thể, trong ban tinh, trong phần nền, trong các multicrist và, hiếm hơn,
trong các xenocrist. Một đặc điểm đáng chú ý là Cpx thường thể hiện tính phân đới khá
rõ rệt trong một số mẫu, đặc biệt trong các ban tinh hoặc trong các multicrist. Ví dụ
trong một multicrist (mẫu số DS2), Cpx thể hiện tính phân đới qua sự biến đổi hàm
lượng Al
2
O
3
và MgO như sau (Bảng 1):
Bảng 1. Tính phân đới của Cpx trong multicrist
Các đới

Hàm lượng
MgO (%)
Hàm lượng Al
2
O
3
(%)
1 14,67 5,17
2 15,17 4,42
3 16,17 3,44
4 15,98 3,70
5 14,58 3,72
6 14,92 3,91
7 12,58 7,36
Ghi chú: Thứ tự các đới tính từ rìa hạt bên này sang rìa hạt bên kia
Qua bảng trên ta thấy từ nhân ra rìa, hàm lượng MgO giảm dần, đồng thời hàm lượng

Al
2
O
3
tăng dần. Nếu thừa nhận rằng hàm lượng nhôm tham gia vào thành phần pyroxen
đồng biến với áp suất thành tạo thì ở đây dường như multicrist Cpx đang mô tả được
hình thành trong điều kiện áp suất tăng dần. Như vậy, nguyên nhân hình thành các
multicrist có lẽ là trong điều kiện áp suất cục bộ tăng dần. Nguyên nhân làm tăng áp
suất cục bộ có thể là do sự tập trung thể lỏng, điều này được minh chứng bởi sự có mặt
của các khoáng vật chứa thể lỏng như Bi trong một số multicrist, tuy nhiên không phải
bao giờ cũng gặp. Sở dĩ có hiện tượng khi có mặt, khi vắng mặt các khoáng vật chứa thể
lỏng trong các multicrist, theo suy nghĩ của chúng tôi, là do hai nguyên nhân sau: a)
trường hợp thể lỏng được bảo tồn cho đến khi kết thúc quá trình kết tinh multicrist (khi
nhiệt độ giảm xuống dưới nhiệt độ đông cứng), chính chúng sẽ gây ra biến chất trao đổi
làm biến đổi các khoáng vật kết tinh trước, tạo nên các khoáng vật thứ sinh chứa thể
lỏng; b) trường hợp thứ hai, áp suất tăng dần, tới một mức nào đó giảm đột ngột do thể
lỏng được giải phóng khỏi hệ, quá trình biến chất trao đổi không xẩy ra và như vậy sẽ
không có các khoáng vật chứa thể lỏng được hình thành. Cũng cần phải nhấn mạnh rằng
đây mới chỉ là những suy nghĩ mang tính suy đoán, vấn đề này phải được nghiên cứu
sâu hơn nhằm giải thích sự có mặt các cụm khoáng vật khá tự hình nằm trong bazan
TNVN.
2030
40
0
1
2
MgO
C
r
2

O
3
Gabronorit
Dolerit
Lesolir

Hình 5. Tương quan hàm lượng MgO-Cr
2
O
3
của Opx trong bazan TNVN
2030
40
1
2
3
4
5
6
MgO
A
l
2
O
3
Lesolit
Gabronorit
Dolerit

Hình 6. Tương quan hàm lượng

MgO-Al2O3 của Opx trong bazan TNVN
Clinopyroxen có thành phần thay đổi từ điopsiđ đến augit (Hình 7). Thành phần hóa
học của Cpx phụ thuộc nhiều vào điều kiện thành tạo của chúng. Ở đây có thể phân chia
Cpx ra các nhóm sau:
- Cpx trong các bao thể werlit spinel và lerzolit có hàm lượng nhôm rất cao (5,58 -
8,73%), nghịch biến với nó là hàm lượng MgO thấp (14% - 11,77%) hàm lượng các
nguyên tố khác ít dao động (ví dụ FeO), hoặc dao động trong khoảng rộng, chẳng hạn
như TiO
2
và Cr
2
O
3

- Cpx trong các ban tinh có hàm lượng nhôm thay đổi từ 3,70 đến 7,36% (do tính
phân đới), trong khi đó hàm lượng MgO thay đổi từ 16,17% đến 12,8%.
- Cpx trong phần nền của bazan và trong các đá đolerit, khác biệt với hai loại trên ở
hàm lượng nhôm rất thấp (1-1,45%), đồng biến với nó là hàm lượng FeO thay đổi từ
13,92 đến 16,72, MgO dao động trong khoảng hẹp, mối tương quan nghịch biến giữa
MgO và Al
2
O
3
không rõ.
Qua đây ta thấy sự phân bố có tính quy luật của các nguyên tố hóa học trong Cpx
phụ thuộc vào áp suất thành tạo, một lần nữa được thể hiện khá rõ rệt.
Amphibol là khoáng vật hiếm gặp trong bazan TNVN. Chúng chỉ gặp trong một số
mẫu bazan kiềm và một vài bao thể. Sự có mặt của Am trong bazan chứng tỏ magma
chứa nhiều chất bốc. Kết quả nghiên cứu lát mỏng cho thấy Am có thể có hai nguồn
gốc: nguyên sinh và thứ sinh. Amphibol nguyên sinh (nhóm 1) là các khoáng vật tồn tại

trong bazan TNVN dưới dạng các xenocrist, hình dạng tinh thể kéo dài, thường bị vát
nhọn, kích thước 3-5 mm, nổi trội trong phần nền vi hạt, dưới một nicol có mầu vàng,
đa sắc rõ (mẫu DL-025, DL-031). Đặc biệt là các khoáng vật này luôn luôn ngăn cách
với phần nền bởi một riềm khá dầy vật chất không thấu quang mầu đen; rất có thể đây là
sản phẩm tái nóng chảy khi Am rơi vào môi trường magma bazan. Những dấu hiệu
thạch học vừa nêu cho thấy Am ở đây thể hiện như các xenocrist. Phân tích thành phần
hóa học của các xenocrist này cho thấy chúng có hàm lượng Al
2
O
3
cao (11,31 -
12,86%), TiO
2
= 2 - 8,11%, trong khi đó hàm lượng SiO
2
thấp hơn so với Am nhóm 2
mô tả ở dưới (dao động trong khoảng 38 đến 41%).
ClinoenstatiteClinoferrosillite
Pigeonite
Augite
DiopsideHedenbergite
EnFs
Wo


Hình 7. Biểu đồ phân loại pyroxen trong bazan TNVN
TiO2
Al2O3
SiO2
1

Hình 8. Tương quan TiO
2
-Al
2
O
3
-SiO
2
của Am trong bazan TNVN
Ghi chú: Chữ số tương ứng với các nhóm Am mô tả trong bài
Am thuộc nhóm thứ hai phân bố trong phần nền của bazan hoặc trong một vài bao
thể lerzolit. Hình dạng tinh thể và tương quan với các khoáng vật cộng sinh cho thấy
chúng rất có thể được hình thành do quá trình biến chất trao đổi xẩy ra vào giai đoạn
muộn hơn của quá trình hoạt động magma bazan. Thành phần hóa học của các Am này
khác biệt hẳn so với nhóm mô tả trên. Hàm lượng nhôm thấp hơn (Al
2
O
3
= 5,51-
8,76%), TiO
2
thấp (0,6- 1%); SiO
2
= 46-51%. Sự có mặt của các biến loại Am cao
nhôm cho thấy chúng có nguồn gốc sâu và rất có thể là hợp phần của manti nguồn giầu.
Sự khác biệt giữa hai nhóm Am trong bazan thể hiện trên biểu đồ Hình 8, 9, 10, 11, 12.
0
10
20

40
50
60
MgO
SiO2
1
2

Hình 9. Tương quan hàm lượng SiO
2
-MgO của Am trong bazan kiềm TNVN (ghi chú
như hình 8)
0
10
20
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
MgO
Cr2O3
2
1

Hình 10. Tương quan hàm lượng
Cr
2
O
3

- MgO của Am trong bazan kiềm TNVN (ghi chú như hình 8)
Biotit là khoáng vật khá phổ biến trong các đá bazan vùng nghiên cứu, đặc biệt trong
các bazan kiềm ở mỏ đá Núi Boong gần miệng núi lửa cổ Hàm Rồng (Pleiku). Chúng
có mặt trong các bazan đặc sít, bazan bọt và trong một số multicrist. Tinh thể Bi trong
đá có dạng tấm kéo dài, đa sắc mạnh: theo Ng có mầu nâu, Np mầu nâu nhạt. Một đặc
điểm đáng chú ý là trong bazan bọt Bi thường phân bố cạnh các bọt khí, chứng tỏ sự
hình thành chúng gắn liền với sự có mặt của các thể lỏng. Ở hầu hết các mẫu lát mỏng,
Bi còn rất tươi, hầu như không bị biến đổi, điều này
0
10
20
0
10
20
MgO
FeO
2
1

Hình 11. Tương quan hàm lượng MgO-FeO của Am trong bazan kiềm TNVN
(Ghi chú như Hình 8)
10111213141516171819
20
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
MgO

MnO
1
2

Hình 12. Tương quan hàm lượng MgO-MnO của Am trong bazan kiềm TNVN
(ghi chú như Hình 8)
cho thấy chúng được hình thành trong giai đoạn muộn của quá trình kết tinh magma
bazan hoặc thay thế các khoáng vật kết tinh trước như Cpx trong quá trình biến chất trao
đổi. Thành phần hóa học của Bi tương đối đồng nhất trong tất cả các biến loại đá nghiên
cứu, hàm lượng nhôm thay đổi trong khoảng hẹp (~13%); MgO = 16-17%; FeO = 9-
10%; đặc biệt TiO
2
rất cao (6-8%). Hàm lượng TiO
2
cao có lẽ là do Bi hình thành trong
điều kiện áp suất thấp.
Tóm lại, sự có mặt của Bi trong thành phần các đá bazan cho thấy magma ban đầu
giầu kiềm. Cho đến nay, có nhiều quan điểm về nguồn gốc magma bazan kiềm. Đa số
các nhà nghiên cứu thừa nhận sự hình thành magma này xẩy ra trong điều kiện mức
nóng chảy từng phần vật chất manti thấp (5-10%), áp suất cao. Tuy nhiên, vai trò của
manti nguồn đã được làm giầu và các quá trình khác như hỗn nhiễm vỏ, trộn lẫn magma
chắc chắn cũng đóng vai trò không nhỏ trong sự hình thành các magma này.
II. NHIỆT ĐỘ VÀ ÁP SUẤT THÀNH TẠO MAGMA BAZAN KIỀM TNVN
Lượng hóa các điều kiện nhiệt độ và áp suất hình thành của dãy các đá magma trong
một môi trường địa chất nhất định là một vấn đề rất có ý nghĩa không chỉ về khía cạnh
khoa học, mà cả về thực tiễn, nhưng đồng thời cũng là một vấn đề hết sức nan giải, bởi
lẽ chúng ta không thể trực tiếp đo đếm được trong tự nhiên. Mọi cố gắng của các nhà
khoa học không thể giúp họ tiếp cận một cách chính xác những gì đã xẩy ra trong quá
khứ, hoặc ở sâu dưới lòng đất, song ở chừng mực nào đó nó phản ánh một cách tương
đối các điều kiện hóa lý đã khống chế sự hình thành các tổ hợp đá magma này hay khác,

đặc biệt là tạo ra những cơ sở để so sánh giữa các tổ hợp đá với nhau.
Đối với các đá bazan, vấn đề quan trọng nhất là xác định được độ sâu và nhiệt độ
hình thành các magma ban đầu. Thông tin chủ yếu về điều kiện hình thành magma ban
đầu chứa đựng trong các bao thể, đây là những vật thể được xem như phần còn sót lại
của manti nguyên thủy mà độ sâu và nhiệt độ tồn tại của nó chính là điều kiện P-T hình
thành magma ban đầu. Chính vì vậy, ở đây chúng tôi quan tâm đặc biệt đến các tổ hợp
khoáng vật trong các bao thể có thành phần tương ứng với werlit và lerzolit.
Kết quả tính toán nhiệt độ hình thành magma bazan kiềm ở TNVN dựa vào thành
phần hóa học của Opx trong bao thể lerzolit được thể hiện ở Bảng 2.
Bảng 2. Nhiệt độ thành tạo magma
bazan kiềm TNVN
Số hiệu

P T
1
o
C T
2
o
C
mẫu phân
tích
DL2020-5-
06
10 1048,30 990,63

20 1100,45 990,63

30 1152,61 990,63

40 1204,76 990,63
DL2020-5-
10
10 1048,3 845,36

20 1100,45 845,36
30 1152,61 845,36

40 1204,76 845,36
DL2020-5-
15
10 1048,30 887,36

20 1100 887,13

30 1152,61 887,13

40 1204,76 887,13
Ghi chú: Nhiệt độ được tính toán dựa trên phần mềm PT- MAFIC; T
1
- nhiệt độ tính theo
Brey & Kohler (1990): Ca-in-Opx (±26
o
); T
2
- nhiệt độ tính theo Witt - Eickschen & Seck
(1991): Al/Cr -in - Opx.
Qua bảng này, ta thấy kết quả tính theo hai tác giả chênh lệch nhau khá rõ rệt, do đó
để xác định được số liệu nào tiếp cận với thực tế hơn phải có sự kết hợp với các phương
pháp khác. Từ cách tính nhiệt độ như trên, ta thấy T

2
không

phụ thuộc vào áp suất, trong
khi đó T
1
phụ thuộc vào áp suất rất rõ rệt. Vấn đề đặt ra là phải cố định được một trong
hai đại lượng trên. Để giải quyết vấn đề này, chúng tôi đã sử dụng biểu đồ tương quan
giữa P-T và hàm lượng nhôm trong Spl và Opx để xác định áp suất thành tạo của chúng.
Các khoáng vật Spl (thường là chromspinel) ở các bao thể được giữ lại trong bazan
kiềm TNVN, theo kết quả phân tích của chúng tôi, có hàm lượng Al
2
O
3
~ 47%, trong
khi đó Opx có lượng Al
2
O
3
trung bình khoảng 5% (xem Bảng 2, 3). Biểu đồ vừa nêu
trên cho thấy các bao thể tồn tại ở độ sâu khoảng 23 kbar. Kết quả này nhỏ hơn so với
kết quả xác định áp suất theo tổ hợp khoáng vật Pl+Cpx+Qz (cho giá trị khoảng 27,84
kbar). Như vậy khi so sánh có thể nhận thấy rằng, nhiệt độ có thể chấp nhận được ở
bảng trên là 1100
o
C.
Tóm lại, bằng cách tính toán nhiệt độ và áp suất trên cơ sở phần mềm P-T-MAFIC
và đối sánh với các phương pháp khác, có thể kết luận rằng các magma bazan kiềm ở
TNVN hình thành ở độ sâu ~ 80 km, nhiệt độ ~1100
o

C.
Bảng 3. Thành phần hóa học của Nod-Opx trong bao thể
Mẫu FeO MnO

Cr
2
O
3

Na
2
O

MgO

SiO
2

Al
2
O
3

K
2
O CaO

TiO
2

NiO

Tổng

2020/5/06

13,69

0,221

0,17 0,168

26,84

52,82

5,04 0 0,974

0,116

0,053

100,09

2020/5/10

14,04

0,223

0,116

0,167

26,58

52,58

5,13 0,013

0,982

0,108

0,037

99,97

2020/5/15

13,72

0,192

0,145

0,172

26,29

52,51

5,46 0 0,916

0,099

0,027

99,53

Kết quả thu được của chúng tôi rất gần gũi với kết quả xác định của Phạm Tích Xuân
và Nguyễn Xuân Hãn [19].
Bằng phương pháp so sánh thành phần bazan quy về Mg-15 với các dung thể thực
nghiệm, Nguyễn Hoàng và M. Flower [12] kết luận: a) ở điều kiện khô P-T hình thành
các magma kiềm là P< 4 GPa (40 kbar) T~ 1470
o
C (Xuân Lộc) đến P< 0,5 GPa (5
kbar), T~ 1400
o
C đối với các đá tholeiit thạch anh; b) ở điều kiện gần bão hòa nước P<
3,5 GPa (35 kbar), T~ 1400
o
C đối với các đá bazan kiềm và P~ 1,5 GPa (15 kbar) và T
= 1350-1400
o
C đối với các đá tholeiit thạch anh (Đà Lạt, Phước Long). Theo các tác giả
này, điều kiện gần bão hòa nước thích hợp hơn đối với các đá bazan TNVN vì: - các
bazan này có hàm lượng nước cao; - áp suất nóng chảy tối thiểu phù hợp với điều kiện
nóng chảy dưới lớp ranh giới cơ (MBL) đã được làm dầy; - các đường đẳng nhiệt 2-
3

o
C/km (so với <1
o
C/km trong điều kiện khô) phù hợp với mô hình động lực thể lỏng.
Cũng theo các tác giả này, nhiệt độ tiềm năng cao là do sự trồi lên của quyển mềm do
va chạm (collision-extrusion) hơn là do thể magma trồi ở dưới sâu.
Bảng 4. Thành phần hóa học của spinel trong bao thể
Mẫu FeO

MnO

Na
2
O

MgO

SiO
2

Al
2
O
3

Cr
2
O
3

NiO

K
2
O

CaO

TiO
2

Tổng
DL031/23 11,16

0,147

0 19,97

0,023

56,6

10,29

0,356

0 0 0,092

98,64
DL031/24 11,04

0,124

0,002

20,43

0,035

55,51

10,34

0,374

0 0 0,077

97,93
DL031/25 11,58

0,122

0,006

20,1

0,037

55,83

10,68

0,42

0 0 0,083

98,86
DL1613/1a 13,78

0,158

0,039

17,14

0 36,02

32,96

0 0 0,033

100,15
DL1613/3a 16,01

0,225

0,037

16,6

0 36,08

30,95

0 0 0,217

100,13
DL1613/3b 11,14

0,125

0,032

20,78

0 50,81

15,67

0 0 0,061

98,61
DL1613/3c 11,1

0,118

0,05

20,21

0 51,72

15,97

0,004

0 0,085

99,26
DLN1613/2a

10,84

0,109

0,036

20,66

0 52,92

14,69

0,006

0 0,067

99,32
DLN1613/2b10,72

0,165

0,032

20,32

0 49,99

18,2 0 0,002

0,133

99,56
DLN1613a 12,63

0,188

0,039

18,21

0 43,77

26,37

0,004

0 0,128

101,34

DLN1613b 12,79

0,142

0,045

18,42

0 41,28

26,93

0,003

0 0,096

99,71
DLN1613c 15,53

0,234

0,018

16,17

0 28,09

39,33

0,006

0 0,131

99,5
Qua đây ta thấy các kết quả tính toán điều kiện P-T mà ở đó đã diễn ra quá trình
nóng chảy từng phần manti để tạo nên các magma bazan TNVN tuy vẫn còn những
chênh lệch khá lớn, nhưng dù sao vẫn không loại trừ khả năng mang kim cương của
chúng nếu áp suất 35 kbar là chính xác. Khả năng này rất có thể, bởi vì trong các sa
khoáng phân bố trên diện lộ của các đá bazan kiềm vùng Pleiku, đã phát hiện thấy các
hạt granat có thành phần tương đồng với pyrop-almanđin (Pyr 55-63; Alm 22-28) tổ
hợp với ilmenit và chromđioxit [7]. Các khoáng vật này rất có thể là hợp phần của các
bao thể siêu mafic granat đã được mô tả ở một số công trình trước đây [13].
Đáng tiếc là trong tập hợp mẫu của chúng tôi chưa bắt gặp được các bao thể kiểu
này. Tuy nhiên, sự có mặt của granat và macrocrist clinopyroxen cho phép suy nghĩ
rằng độ sâu thành tạo của các magma bazan kiềm rất có thể sâu hơn so với tính toán của
chúng tôi. Theo kết quả nghiên cứu của Wilshire và nnk [25] thì trong các thể tù
periđotit đôi khi tìm thấy các mạch clinopyroxen có chiều dầy vài cm, kết quả đo áp
suất cho thấy chúng hình thành dưới độ sâu ít nhất là 170 km trong manti. Đây cũng là
một bằng chứng cho thấy độ sâu thành tạo các magma ban đầu có thể lớn hơn.
Tính toán áp suất thành tạo của amphibol có mặt trong thành phần bao thể lerzolit
cho các kết quả ở Bảng 5.
Bảng 5. Điều kiện P-T thành tạo của Am trong bao thể
P
3
Số hiệu mẫu phân tích P
1
P
2
a b c
DL2020/5/03 3,75 3,64 3,28 2,84 2,41

DL2020/5/04 2,97 2,97 2,75 2,34 1,92
DL2020/5/24 3,73 3,82 3,41 2,97 2,53
Ghi chú: Áp suất được tính toán dựa trên phần mềm PT-MAFIC(Al-in Am); P
1
- áp suất tính
theo Hammarstrom & Zen (1986) (P±3 kbar);P
2
- áp suất tính theo Hollister và nnk (1987) (P±1
kbar); P
3
-áp suất tính theo Johnson & Rutherford (1989), trong đó: a- P tối đa, b- P trung bình,
c- P tối thiểu.
Qua bảng trên có thể rút ra một nhận xét rất thú vị là: mặc dù nằm trong bao thể với
áp suất tồn tại ~23 kbar, nhưng áp suất thành tạo của Am chỉ có ~ 4 kbar; điều này
chứng tỏ Am hình thành muộn hơn trong điều kiện áp suất nhỏ hơn và một lần nữa cho
thấy Am ở đây là sản phẩm của quá trình biến chất trao đổi, như chúng tôi đã nêu ở
phần trên.
KẾT LUẬN
1- Các đá bazan TNVN, đặc biệt là bazan kiềm, chứa khá nhiều các thể tù thành phần
rất đa dạng và chắc chắn có nguồn gốc khác nhau. Sự có mặt của chúng ảnh hưởng rất
lớn đến kết quả phân tích các mẫu đá, vì vậy cần phải thận trọng khi đưa ra các mô hình
thạch luận dựa trên các số liệu thạch địa hóa.
2- Mặc dù các số liệu thu thập được chưa phản ánh đầy đủ đặc điểm thành phần
khoáng vật của các thành tạo bazan KZ TNVN, song kết quả bước đầu cho thấy, các
khoáng vật tạo đá chính trong các đá bazan kiềm TNVN phân bố trong các dạng tồn tại
khác nhau (trong các thể tù và trong bazan thực thụ) và được phân chia ra các nhóm
riêng biệt, phản ánh khá rõ nét điều kiện thành tạo và quá trình tiến hóa các magma
bazan vùng nghiên cứu. Olivin được phân ra làm 2 nhóm; orthopyroxen: 3 nhóm;
clinopyroxen: 3 nhóm và amphibol: 2 nhóm. Đặc điểm của mỗi nhóm được mô tả trong
bài.

3- Điều kiện P-T thành tạo của các magma bazan kiềm được xác định là: P~ 23 kbar,
T ~ 1100
o
C. Tuy nhiên, độ sâu và nhiệt độ thành tạo của các magma này rất có thể lớn
hơn các giá trị trên, bởi hai lý do: a- đã phát hiện granat có hàm lượng pyrop khá cao, tổ
hợp với ilmenit và chromđioxit trong sa khoáng nằm trong diện lộ của các đá bazan
kiềm; b- các thể tù siêu mafic, mà thành phần khoáng vật của nó được dùng làm căn cứ
để xác định điều kiện nảy sinh magma bazan kiềm, rất có thể chỉ là những đại diện của
các đá vách của manti bị cuốn hút vào magma trong khi di chuyển lên trên. Do đó,
không loại trừ khả năng mang kim cương của các thành tạo magma KZ ở TNVN.
4- Trong quá trình tiến hóa các hoạt động magma TNVN, biến chất trao đổi có lẽ
đóng vai trò rất đáng kể, vì vậy cần phải tiếp tục nghiên cứu làm rõ ảnh hưởng của nó
đến quá trình làm biến dạng thành phần các magma nguyên sinh.
Công trình này là kết quả của Đề tài độc lập cấp nhà nước ĐTĐL-2003/07 và Đề tài
NCCB mã số 70.79.06 do Bộ Khoa học và Công nghệ tài trợ.
VĂN LIỆU
1. Barr S. M., MacDonald A. S., 1981. Geochemistry and geology of Late Cenozoic
basalts of Southeast Asia. Geol. Soc. of America Bull., 93/11: 1069-1142.
2. Briais A., Patriat P. et al., 1993. Updated interpretation of magnetic anomalies
and seafloor spreading stages in the South China Sea: Implications for Tertiary tectonics
of SE Asia. J. Geophys. Res., 98: 6299-6328.
3. Carbonnel J. P. and Poupeu, 1973. Fission-track ages of the gem deposit of
Pailin, Cambodia and the recent tectonics in the Indochina. Modern Geology, 14: 61-64.
4. Flower M. F. J., Nguyen Hoang, Nguyen Trong Yem et al, 1995. Cenozoic
magmatism in Indochina: Lithosphere extension and mantle potential temperature. Soc.
Malaysia, Bull., 33: 211-222.
5. Flower M., Nguyen Hoang et al., 1996. Implications of basalt major element
compositions for melting beneath Indochina: Response to reorganised spreading and
thermally-anomalous asthenosphere. Bull. Soc. geol. France, 167/6: 773-784. Paris.
6. Kan Tu, M. F. J. Flower et al, 1989. Magmatism in the south China Basin:

Isotopic and trace element evidence for thermal erosion of the subcontinental
lithosphere. Submitted to Earth and Planetary Science Letters, July 1989.
7. Ngô Thị Phượng, Trần Trọng Hòa và nnk, 2001. Về khoáng vật chỉ thị của
kimberlit và lamproit ở Việt Nam. TC Các khoa học về Trái đất, 23/4: 300-310. Hà Nội.
8. Nguyễn Hoàng, M. J. Flower, Phạm Tích Xuân, 1996. Vấn đề động lực hình
thành magma bazan Kainozoi muộn qua kết quả nghiên cứu thành phần nguyên tố vết
và đồng vị. ĐC tài nguyên (Công trình kỷ niệm 20 năm thành lập Viện Địa chất), I:
156-166. Viện Địa chất, Hà Nội.
9. Nguyễn Hoàng, M. J. Flower, Phạm Tích Xuân, 1996. Thạch luận bazan
Kainozoi muộn Việt Nam. ĐC tài nguyên (Công trình kỷ niệm 20 năm thành lập Viên
Địa chất). I: 156-155. Viện Địa chất, Hà Nội.
10. Nguyễn Hoàng, M. Flower et al., 1996. Trace elements and isotopic
composition of Vietnamese basalts: Implications for mantle dynamics in the southeast
Asian region. Bull. Soc. geol. France, 167/6: 785-795. Paris.
11. Nguyễn Hoàng, M. Flower et al., 1996. Major, trace elements, and isotopic
compositions of Vietnamese basalts: Interaction of hydrous EM1-rich asthenosphere
with thinned Eurasian lithosphere. Geochimica et cosmochimica Acta, 60/22: 4329-
4351.
12. Nguyễn Hoàng and M. Flower, 1998. Petrogenesis of Cenozoic basalts from
Vietnam: Implication for origins of a "Diffuse Igneous Province". Geology, 39/3: 369-
395.
13. Nguyễn Kinh Quốc, 1985. Hoạt động núi lửa Mezozoi sớm ở miền Nam Việt
Nam. TT báo cáo Hội nghị KHKT ĐCVN lần 2, 3: 183-200. Hà Nội.
14. Nguyễn Kinh Quốc, 1985. Về những bao thể đá siêu mafic và tinh thể lớn trong
bazantoit kiềm ở Việt Nam. Bản đồ địa chất, 53: 15-21. Hà Nội.
15. Nguyễn Kinh Quốc, 1995. Cenozoic basalts of Indochina and adjacent areas.
Abstr. Symp. Cenozoic evol. Indochina pen., p. 71. Hà Nội.
16. Nguyễn Viết Ý, Trần Trọng Hòa et al., 2004. On the forming origin of sapphire
and ruby in Việt Nam. J. of Geology, B/23: 110-115. Hà Nội.
17. Nguyễn Xuân Bao, Tạ Hoàng Tinh và nnk, 1978. Địa chất miền Nam Việt

Nam. Bản đồ địa chất, 3: 3-15. Liên đoàn Bản đồ địa chất. Hà Nội.
18. Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị, 1986. Magmatism and plate tectonics of
Indochina and neighbouring regions. Proc. Int. Conf. Geol. Indochina, 3: 1145-1165,
Hồ Chí Minh City.
19. Phạm Tích Xuân, Nguyễn Xuân Hãn, 1996. Thạch luận các nodul siêu mafic
và vấn đề nguồn gốc các khoáng vật đá quý trong bazan ở Nam Trung Bộ Việt Nam.
Địa chất, A/236: 14-23. Hà Nội.
20. Phạm Tích Xuân, Nguyễn Hoàng, Lee Hyun Koo, 2004. Geochemistry of late
Cenozoic basalts in Việt Nam and its tectonic significances. J. of Geology, B/24: 65-76.
21. Phan Truong Thi, 2004. Cenozoic magmatism of Vietnam eastern sea. Proc.
Vietnam-Taiwan workshop on marine geology, pp 10-22.
22. Tapponnier P., Peltzer G. et al., 1982. Propagating extrusion tectonics in Asia:
New sight from single experiments with plasticine. Geology, 7: 611- 616.
23. Tapponnier P., Peltzer G. et al., 1986. On the mechanics of the collision
between India and Asia. In: Collision tectonics, Geol. Soc. London, Spec. Publ. 19: 115-
157.
24. Taylor B. and Haeys D. E., 1983. Origin and history of the South China Basin.
In Tectonic and Geologic Evolution of Southeast Asian Seas and Islands (ed. D.E.
Hayes); Amer. Geophys. Union, Geophys. monogr, 27: 25-56.
25. Wilshire H. G., Meyer C. E. et al, 1988. Mafic and ultramafic xenoliths from
volcanic rocks of western United States. US Geol. Surv. Prof. Pap. 1443 pp.
26. Witford-Stark J. L., 1987. A survey of Cenozoic volcanism on mainland Asia.
Geol. Society of Amer., Special papers, 213, 74 pp.