DaoDThuc 2003 using geochemistry data

Mục lục

SỬ DỤNG TÀI LIỆU ĐỊA HOÁ TRONG
NGHIÊN CỨU ĐỊA CHẤT
LỜI GIỚI THIỆU ..................................................................................................iii
LỜI NÓI ĐẦU.......................................................................................................iv
CHƯƠNG 1: CÁC KHÁI NIỆM CƠ BẢN TRONG ĐỊA HOÁ ...............................1
1.1. Các nguyên tố chính ........................................................................................1
1.2. Nguyên tố vết...................................................................................................1
1.2.1. Nhóm lithophyl ion lớn (LIL – Large Ion Lithophyls). ............................3
1.2.2. Nhóm các nguyên tố trường lực mạnh (HFS-High Field Strength) ..........3
1.2.3. Nhóm các nguyên tố chuyển tiếp..............................................................6
1.2.4. Nhóm platinoid (PGE-Platinum Group Elements) ...................................7
1.3. Các đồng vị....................................................................................................11
1.4. Hệ số phân bố ................................................................................................11
1.5. Phương pháp phân tích và nguyên nhân không chuẩn xác của các tài liệu địa
hoá ........................................................................................................................18
1.5.1. Giới thiệu các phương pháp phân tích ....................................................18
1.5.2. Những nguyên nhân không chuẩn xác của các tài liệu địa hoá...............20
CHƯƠNG 2: SỬ DỤNG TÀI LIỆU ĐỊA HOÁ TRONG NGHIÊN CỨU CÁC ĐÁ
MAGMA ..................................................................................................................22
2.1. Các yếu tố ảnh hưởng tính chuyên hoá địa hoá magma............................................22
2.2. Sử dụng tài liệu địa hoá trong nghiên cứu đá magma...............................................23
2.2.1. Phân loại các đá magma..........................................................................23
2.2.2. Nghiên cứu đặc tính tiến hoá các đá magma...........................................41
2.2.3. Xác định bối cảnh địa động hình thành các thành tạo magma. ...............55
CHƯƠNG 3: SỬ DỤNG TÀI LIỆU ĐỊA HOÁ TRONG NGHIÊN CỨU CÁC ĐÁ
TRẦM TÍCH ............................................................................................................73
3.1. Các yếu tố ảnh hưởng đến đặc tính địa hoá của đá trầm tích.........................73
3.2. Phương pháp tính chuyển thành phần khoáng vật ...................................................74
3.3. Các modul và chỉ số thạch hoá dùng cho đá trầm tích .......................................77

i


3.4. Các biểu đồ phân loại đá trầm tích.................................................................81
3.5. Xác định bối cảnh địa động lực trầm tích ......................................................83
3.5.1. Các biểu đồ phân biệt trầm tích hạt vụn sử dụng nguyên tố chính .........83
3.5.2. Các biểu đồ phân biệt các trầm tích hạt vụn sử dụng nguyên tố vết .......86
CHƯƠNG 4: SỬ DỤNG TÀI LIỆU ĐỊA HOÁ TRONG NGHIÊN CỨU CÁC ĐÁ
BIẾN CHẤT .............................................................................................................90
4.1. Các yếu tố ảnh hưởng đến đặc tính địa hoá các đá biến chất...........................90
4.2. Sử dụng tài liệu địa hoá xác định thành phần nguyên thủy các đá biến chất .91
4.3. Sử dụng tài liệu địa hoá nghiên cứu các đá biến chất trao đổi .......................94
CHƯƠNG 5: SỬ DỤNG ĐỒNG VỊ PHÓNG XẠ ...................................................99
5.1. Một số khái niệm cơ bản................................................................................99
5.2. Sử dụng đồng vị phóng xạ trong địa thời học ..............................................102
5.2.1. Các phương pháp định tuổi dựa trên nguyên tắc thiết lập đường đẳng thời
(Rb-Sr, Sm-Nd, Re-Os) ..................................................................................102
5.2.2. Các phương pháp định tuổi dựa trên tích tụ phóng xạ chì (U-Pb. Th-Pb
và Pb-Pb) ........................................................................................................107
5.2.3. Tiến hoá thành phần đồng vị của Trái đất và tuổi mô hình...................111
5.2.4. Các phương pháp K-Ar và 39Ar/40Ar định tuổi .....................................116
5.2.5. Giới thiệu một số phương pháp định tuổi khác.....................................120
5.3. Địa hoá đồng vị............................................................................................122
5.3.1. Nhận biết các miền nguồn đồng vị........................................................123
5.3.2. Tiến hoá của các miền nguồn mantle theo thời gian.............................130
5.3.3. Biểu đồ tương quan đồng vị..................................................................132
5.3.4. Địa động lực mantle-vỏ (Mantle-crust geodynamic) ............................136
CHƯƠNG 6: SỬ DỤNG ĐỒNG VỊ BỀN .............................................................139
6.1. Khái niệm cơ bản.........................................................................................139
6.2. Sử dụng đồng vị oxy....................................................................................140

6.3. Sử dụng đồng vị hydro.................................................................................143
6.4. Sử dụng đồng vị carbon ...............................................................................144
6.5. Sử dụng đồng vị lưu huỳnh..........................................................................144

ii


LỜI GIỚI THIỆU
Tài liệu địa hoá là một trong những tài liệu quan trọng được sử dụng
để nghiên cứu, giải quyết nhiều vấn đề trong nhiều lĩnh vực của khoa học
Trái đất. Có nhiều phương pháp và công cụ để xử lí, khai thác sử dụng các
tài liệu địa hoá với những mục đích khác nhau, trong đó có nghiên cứu thạch
luận. Nguồn tài liệu tham khảo trong lĩnh vực này rất phong phú, đa dạng,
phát triển theo hướng hiện đại hoá, dễ cập nhật, song không phải ai cũng có
điều kiện tiếp cận để sử dụng có hiệu quả.
Theo kế hoạch Bộ Tài nguyên và Môi trường giao, Cục Địa chất và
Khoáng sản Việt Nam cho in quyển sách “Sử dụng tài liệu địa hóa trong
nghiên cứu thạch luận” do TS. Đào Đình Thục biên soạn làm tài liệu thông
tin khoa học kỹ thuật địa chất để các nhà địa chất tham khảo, sử dụng trong
công tác nghiên cứu, điều tra cơ bản địa chất và tài nguyên khoáng sản.
Cục Địa chất và Khoáng sản Việt Nam mong muốn được tiếp nhận
các tài liệu khác do các nhà khoa học địa chất Việt Nam biên soạn để đưa
vào xuất bản, phổ biến khoa học kỹ thuật địa chất hiện đại, góp phần nâng
cao năng lực khoa học - công nghệ của cán bộ địa chất Việt Nam
Cục Địa chất và Khoáng sản Việt Nam

iii


LỜI NÓI ĐẦU

Trước đây, nghiên cứu thạch luận ở nước ta chủ yếu là mô tả đặc điểm
thạch địa hoá các nguyên tố tạo đá chính và đặc điểm các nguyên tố phụ,
được phân tích bằng phương pháp quang phổ định lượng gần đúng.
Ngày nay, với sự tiến bộ của khoa học - công nghệ, hàng loạt các
phương tiện tiên tiến về phân tích thành phần vật chất của thạch quyển ra
đời, đã khiến việc nghiên cứu thạch luận phải đụng chạm gần như đầy đủ các
nguyên tố của Bảng tuần hoàn Mendeleev. Nhiều kiến thức, khái niệm mới
và hiện đại về địa hoá (trong đó có địa hoá đồng vị) ngày càng được bổ sung,
hoàn thiện.
Mặt khác, ngày nay các tài liệu địa hoá của các thành tạo địa chất luôn
luôn được luận giải, gắn kết với luận thuyết kiến tạo mảng toàn cầu, với các
cấu trúc sâu của Trái đất…. Những kiến thức đó gần như còn mới mẻ, nếu
không muốn nói là xa lạ, đối với nhiều người chúng ta. Trong nghiên cứu
thạch luận các đá magma, trầm tích và biến chất, việc sử dụng các tài liệu địa
hoá để đánh giá, thể hiện và luận giải có tầm quan trọng đặc biệt.
Nhưng rất tiếc, việc cập nhật những hiểu biết này cho các nhà địa
chất tham gia trực tiếp nghiên cứu và điều tra địa chất - khoáng sản cho đến
nay còn bị hạn chế; nếu có tiếp cận với các khái niệm mới lại thiếu hệ thống,
thiếu chuẩn xác.
Vì thế, tài liệu này được biên soạn với hi vọng mang lại cho các nhà
địa chất những hiểu biết tối thiểu, cần thiết khi sử dụng các tài liệu địa hoá.
Khi biên soạn tài liệu, chúng tôi đã sử dụng một số văn liệu đã xuất
bản và đang được sử dụng rộng rãi trong lĩnh vực này, trong đó đáng chú ý
nhất là các cuốn sách “Using geochemical data: evaluation, presentation,
interpretation” của Rollinson H. R. (1994), “The Interpretation of igneous
rocks” của Cox K. G, Bell J. D., Pankhurst R. J. (1979), “Luận giải các tài
liệu địa hoá” (Interpretasiya geokhimitrexkikh dannưkh) của Skliarov E. V.
và nnk (2001, tiếng Nga), "Radiogenic Isotope Geology" của Alan P. Dickin
(1995), Principles of Isotope Geology của Faure G. (1986), “Các phương
pháp thạch hoá nghiên cứu các đá” (Petrokhimitrexkiye metođư

ixleđovaniya gornưkh porođ) của Efremova C. V., Xtafeev (1985) …
Tài liệu gồm 6 chương: Chương I nêu một số khái niệm cơ bản trong
địa hoá; các Chương II, III và IV hướng dẫn sử dụng tài liệu địa hoá trong
nghiên cứu các đá magma, trầm tích và biến chất; Chương V trình bày sâu
hơn một số vấn đề địa chất đồng vị phóng xạ và cuối cùng là Chương VI- Sử
dụng đồng vị bền. Trong sách, chúng tôi cố gắng giới thiệu nhiều dạng biểu
đồ, hiện đang được sử dụng trên văn đàn địa chất thế giới.

iv


Trong quá trình biên soạn, chúng tôi nhận được sự động viên, khuyến
khích của lãnh đạo Cục Địa chất và Khoáng sản Việt Nam và các đồng
nghiệp gần xa. Xin bày tỏ lòng biết ơn tới tất cả họ. Do trình độ có hạn, chắc
chắn tài liệu này còn có thiếu sót, rất mong các bạn đồng nghiệp góp ý để tài
liệu được hoàn chỉnh sau này.
Người biên soạn

v


CHƯƠNG 1: CÁC KHÁI NIỆM CƠ BẢN
TRONG ĐỊA HOÁ
Trong nghiên cứu địa hoá thường sử dụng 4 nhóm nguyên tố: các
nguyên tố chính, nguyên tố vết, đồng vị phóng xạ và đồng vị bền.

1.1. Các nguyên tố chính
Nguyên tố chính là những nguyên tố chiếm chủ yếu trong tất cả các
phân tích đá: Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, P. Hàm lượng của các
nguyên tố này thường được thể hiện ở dạng phần trăm khối lượng oxid. Tổng

hàm lượng các nguyên tố chính khoảng 100%, có nghĩa tổng lượng các
nguyên tố chính có thể sử dụng như là chỉ số chất lượng phân tích. Sắt có thể
được xác định dưới dạng FeO, Fe2O3, đôi khi được thể hiện dưới dạng tổng
sắt (FeOtotal).
Thành phần bay hơi như H2O, CO2, S thường được gộp vào thành
phần nhóm các nguyên tố chính trong phân tích đá. Nước, tham gia vào
mạng tinh thể khoáng vật và được thoát ra khi nhiệt độ >110oC, được kí hiệu
H2O+. Nước lỗ rỗng bị đào thải ra khi nhiệt độ <110oC được kí hiệu H2O- và
không được gộp vào phân tích. Đôi khi tổng lượng nước được xác định khi
nung đến 1000oC và được ký hiệu như “mất khi nung’’ (mkn = LOI). Chú ý
trong các báo cáo, khi lập bảng thành phần đá hoặc khoáng vật, cần viết các
nguyên tố chính theo trật tự dưới đây:
SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, P2O5,
H2O+, H2O, CO2, mkn, tổng.

1.2. Nguyên tố vết
Nguyên tố vết là nguyên tố có trong đá với hàm lượng nhỏ hơn 0,1%
trọng lượng, có nghĩa là nhỏ hơn 1 phần triệu (ppm) đơn vị trọng lượng.
Một số nguyên tố có thể xem như nguyên tố chính đối với một số kiểu
đá và là nguyên tố vết đối với đá khác. Ví dụ kali là nguyên tố chính trong
rhyolit (hàm lượng đạt hơn 4%) và tạo nên các khoáng vật tạo đá như
orthoclas, biotit, muscovit; nhưng trong basalt, hàm lượng kali lại rất thấp,
không có khoáng vật chứa kali và là nguyên tố vết.
Số lượng nguyên tố vết khá nhiều, nhưng trong nghiên cứu thạch luận
thường quan tâm đến các nguyên tố vết sau: Rb, Ba, Sr, Zr, Y, Nb, Th, nhóm
đất hiếm – REE (từ La đến Lu), Ni, V và Cr. Người ta chia các nguyên tố vết
ra các nhóm bao gồm các nguyên tố có tính chất hoặc hành vi giống nhau
trong quá trình địa chất. Các nguyên tố có bán kính ion và điện tích xấp xỉ
nhau thường thấy hành vi giống nhau. Trên cơ sở đó phân biệt các nguyên tố
vết thành 3 nhóm chính: nguyên tố lithophil ion lớn (LIL), nguyên tố trường

lực mạnh (HFS) và nguyên tố chuyển tiếp.
1


Trace Element Classification:
Rb, Ba, Light REE, Th, Nb, U and Ta are typical incompatible
elements;
Ni, Cr, V, Sc and Co are typical compatible elements;
LILE - Large Ion Lithophile Elements: Mainly large +1 and +2 ions
(K, Cs, Rb, Ba, Sr)
HFSE - High Field Strength Elements: Small highly charged (+3, +4
& +5) cations (Zr, Y, Th, U, Nb, Ta, REE). Note that the HFSE contain the
incompatible elements Th, U, Nb and Ta.
Incompatible elements: chemical elements that because of either ionic
size or charge are not easily accommodated in mantle minerals. Incompatible
element is a term used in petrology and geochemistry. During the fractional
crystallization of magma, and magma generation by the partial melting of the
Earth's mantle and crust, elements that have difficulty in entering cation sites
of the minerals are concentrated in the melt phase of magma (liquid phase).
An incompatible element is an element that is unsuitable in size and/or
charge to the cation sites of the minerals, and is defined by the partition
coefficient between rock-forming minerals and melt being much smaller than
1.
Two groups of incompatible elements that have difficulty entering the
solid phase are known by acronyms. One group includes elements having
large ionic radius, such as potassium, rubidium, caesium, strontium, barium
(K, Rb, Cs, K, Ba called LILE, or large-ion lithophile elements), and the
other group includes elements of large ionic valences (or high charges), such
as zirconium-Zr, niobium-Nb, hafnium-Hf, rare earth elements (REE),
thorium-Th, uranium-U and tantalum-Ta (called HFSE, or high field strength

elements).
Another way to classify incompatible elements is by mass: light rare
earth elements are La - Sm, and heavy rare earth elements (HREE) are Eu Lu. Rocks or magmas rich or only slightly depleted in light rare earth
elements (LREE) are referred to as fertile, and those with strong depletions
in LREE are referred to as depleted.

2


1.2.1. Nhóm lithophyl ion lớn (LIL – Large Ion Lithophile
Elements).
Nhóm lithophyl ion lớn gồm: Cs, Rb, K, Ba, có thêm Sr, Eu và Pb hoá
trị hai. Những nguyên tố này đặc trưng có bán kính ion lớn, điện tích thấp
(hoá trị 1, hiếm hơn là 2) và linh động nhất trong các quá trình địa chất khác
nhau.

1.2.2. Nhóm các nguyên tố trường lực mạnh (HFS-High Field
Strength Elements)
Nhóm này có nhiều nguyên tố nhất, bao gồm các nguyên tố Sc, Y, Th,
U, Pb, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta và các nguyên tố đất hiếm (REE): La, Ce, Pr, Nd,
Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu. Đôi khi gộp vào nhóm này cả
Y (ytri), bán kính nguyên tử của nó gần gũi với REE. Các nguyên tố trường
lực mạnh kém linh động hơn trong các quá trình địa chất khác nhau, sự phân
bố chúng cho phép phán đoán bản chất các đá magma khác nhau.
Phụ nhóm nguyên tố đất hiếm (REE-Rare Earth Elements) rất có
ích để nghiên cứu các quá trình địa hoá trong thạch luận magma, trầm tích và
biến chất. Thường người ta chia ra đất hiếm nhẹ (Light REE) có số nguyên
tử thấp (La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu) và đất hiếm nặng (Heavy REE) có số
nguyên tử cao (Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu), đôi khi tách ra đất hiếm
trung gian (Mid-REE): Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho.

Tất cả các nguyên tố đất hiếm có đặc tính hoá học, vật lý tương tự
nhau và bền vững ở trạng thái hoá trị 3, còn bán kính ion của chúng xấp xỉ
3


nhau. Vài nguyên tố có hoá trị khác 3 như Ce4+ và Eu2+ cần phải chú ý khi
luận giải.
Một đặc điểm quan trọng của REE là các nguyên tố có số hiệu chẵn
bền vững hơn các nguyên tố số lẻ và trong tự nhiên có hàm lượng cao hơn.
Vì thế đường cong phân bố các nguyên tố có dạng ziczac (Hình 1.1a). Điều
đó dẫn đến khi lập đồ thị phân bố các nguyên tố đất hiếm phải dùng thủ tục
chuẩn hoá theo mẫu chuẩn, tức là lấy hàm lượng các nguyên tố trong đá chia
cho hàm lượng các nguyên tố tương ứng của mẫu chuẩn. Ngoài ra, trên đồ
thị cần biểu diễn các nguyên tố có hàm lượng khác nhau (tới nhiều bậc). Nếu
với thước tỉ lệ chi tiết, đồ thị trở nên khó đọc, với thước tỉ lệ thô có thể không
thấy sự khác biệt về hàm lượng nhỏ mà đôi khi lại có ý nghĩa quan trọng. Để
xoá đi những quá khác biệt về hàm lượng, thường sử dụng tỉ lệ logarit; tức là
trên một trục của đồ thị (thường là trục tung) đặt không phải trị số tuyệt đối
của hàm lượng mà đặt giá trị logarit thập phân của chúng, điều đó cho phép
trên một hình vẽ với mức độ chi tiết đủ để thể hiện các nguyên tố cách biệt
đến 3-4 bậc hàm lượng. Khi nghiên cứu một vài đối tượng tự nhiên, sự khác
biệt về hàm lượng của các nguyên tố chỉ thị có thể đạt 5-6 bậc (khác biệt một
triệu lần).

Hình 1.1. Biểu đồ hàm lượng nguyên tố đất hiếm chưa chuẩn hoá (a) có dạng
ziczac; khi được chuẩn hoá theo chondrit (b) đồ hình có dạng mềm mại
Thủ tục chuẩn hoá được sử dụng rất rộng rãi không chỉ đối với các
nguyên tố đất hiếm, vì thế ở đây sẽ dừng lại mô tả chi tiết hơn.
Trên một trục tọa độ của biểu đồ (trục hoành) thể hiện các nguyên tố,
thí dụ như tất cả các nguyên tố đất hiếm. Theo trục khác (trục tung), biểu

diễn không phải hàm lượng tuyệt đối của các nguyên tố, mà tỉ lệ của hàm
lượng các nguyên tố trong mẫu nghiên cứu so với các hàm lượng trong mẫu
chuẩn nào đó, được gọi là trị số chuẩn hoá và được ký hiệu bằng chữ N, ví
dụ CeN. Đối với các nguyên tố đất hiếm, người ta dùng thiên thạch chondrit
hoặc basalt nguyên thuỷ của sống núi giữa đại dương (MORB) làm vật chuẩn
cho các đá magma và biến chất (theo magma). Chuẩn chondrit được sử dụng
nhiều hơn vì theo quan niệm hiện nay, nó là vật chất hành tinh nguyên thuỷ
4


không phân dị sau khi xuất hiện hệ Mặt trời. Chuẩn MORB được sử dụng
hiếm hơn và là basalt nguyên thuỷ không phân dị.
Các biểu đồ số nguyên tử - hàm lượng chuẩn hoá của nguyên tố có tỉ
lệ logarit. Các điểm thể hiện các nguyên tố trên biểu đồ được nối với nhau
bằng các đường (Hình 1.1b). Dễ dàng thấy được đường cong hàm lượng
được chuẩn hoá có dạng mềm hơn so với các đường hàm lượng tuyệt đối có
dạng ziczac.
Đối với các đá magma, điểm Europi thường nhảy ra khỏi đường cong
chung và được gọi là dị thường Europi. Nếu điểm nằm cao hơn đường cong
(xem Hình 1.2, đường 2) đó là dị thường dương. Còn nếu thấp hơn – dị
thường âm (xem Hình 1.2, đường 3). Các dị thường Europi có thể xác định
bằng cách so sánh hàm lượng đo được (Eu) với hàm lượng mong đợi (Eu*)
đạt được bằng cách nội suy các giá trị đã được chuẩn hoá của Sm và Gd. Do
đó tỉ số Eu/Eu* là số đo của dị thường Europi. Taylor và McLennan (1985)
đề nghị lấy giá trị trung bình hình học của hàm lượng Sm và Gd (là hai
nguyên tố đứng kề cận với Eu) đã được chuẩn hoá như là tiêu chuẩn đánh giá
dị thường Europi.
Eu/Eu* = [(SmN).(GdN)]1/2
Tỉ số này lớn hơn 1,0 chỉ thị cho dị thường dương, trong khi đó trị số
nhỏ hơn 1,0 là dị thường âm.

Khi luận giải các tài liệu địa hoá, hàm lượng tuyệt đối của REE cũng
như dạng đồ hình các hàm lượng đã được chuẩn hoá đều rất quan trọng. Đồ
hình có thể gần song song với trục X (Hình 1.2, đường 1 - Unfractionated or
chondritic), độ nghiêng dương (Hình 1.2, đường 2 – LREE-depleted, đất
hiếm nhẹ nghèo hơn đất hiếm nặng), độ nghiêng âm (Hình 1.2, đường 3 –
LREE-enriched or HREE-depleted, đất hiếm nhẹ giàu hơn đất hiếm nặng)
hoặc có dạng chữ V (Hình 1.2, đường 4 – MREE-depleted, nghèo đất hiếm
trung gian).
Cần chú ý hàm lượng các nguyên tố đất hiếm trong cùng một loại
chuẩn (ví dụ chondrit) có thể có sự khác nhau ở các tác giả khác nhau. Vì
vậy trong báo cáo (hoặc trong các bài viết) nhất thiết phải chỉ rõ mẫu chuẩn
theo tác giả nào dùng để chuẩn hoá các mẫu nghiên cứu.
Các Bảng 1.1 và 1.2 đưa ra hàm lượng REE và các nguyên tố vết trong
các mẫu chuẩn thường dùng nhất theo các tác giả khác nhau.

5


Hình 1.2. Các đường cong phân bố REE được chuẩn hoá theo chondrit (giải
thích xem trong phần viết)
Các nguyên tố đất hiếm là một trong những nguyên tố kém linh động
nên các quá trình biến đổi nhiệt dịch và biến chất nhiệt độ thấp ít ảnh hưởng
tới chúng. Do đó hàm lượng của REE phản ánh đúng đắn nhất thành phần
các đá magma nguyên sinh và mức độ nóng chảy vật chất mantle.
Hàm lượng REE trong các đá magma phụ thuộc vào thành phần vật
chất nguyên sinh (protholith), từ đó magma nóng chảy; phụ thuộc vào điều
kiện P-T nóng chảy, hỗn nhiễm do nóng chảy đá vây quanh hoặc pha trộn
magma có thành phần khác nhau.

1.2.3. Nhóm các nguyên tố chuyển tiếp

Nhóm các nguyên tố chuyển tiếp gồm: Sc, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni,
Cu, Zn. Trong các quá trình địa chất, những nguyên tố chuyển tiếp linh động
hơn so với các nguyên tố trường lực mạnh, đặc biệt là đồng và kẽm. Đối với
các nguyên tố chuyển tiếp cũng dùng cách chuẩn hoá để thể hiện dưới dạng
biểu đồ chân nhện. Thường dùng nhất là biểu đồ với 10 nguyên tố kể trên.
Trị số để chuẩn hoá đưa ra ở Bảng 1.3.
Có ba phương pháp thường dùng để chuẩn hoá hàm lượng các nguyên
tố, trong đó hai phương pháp thường dùng nhất là chuẩn hoá theo thành phần
nguyên thuỷ của mantle (PM) và chondrit (Hình 1.3).

6


Hình 1.3. Biểu đồ nguyên tố vết của thành phần vỏ lục địa dưới & trên (a)
và basalt đảo đại dương (OIB) & basalt dãy núi giữa đại dương (MORB),
được chuẩn hoá theo mantle nguyên thuỷ (PM) (McDonough và nnk., 1989)
Còn phương pháp thứ ba (Hình 1.4) chuẩn hoá theo basalt dãy núi
giữa đại dương (MORB). Mỗi biểu đồ chân nhện có trật tự sắp xếp các
nguyên tố hơi khác. Ngoài ra, trật tự các nguyên tố của biểu đồ cụ thể được
quyết định bởi tập hợp các nguyên tố được phân tích và chất lượng xác định
chúng.
Biểu đồ đa nguyên tố được chuẩn hoá theo kiểu thứ nhất và thứ hai
dựa trên việc gộp nhóm các nguyên tố không tương hợp phù hợp với các
khoáng vật học mantle.
Về bản chất, các biểu đồ này là biến thể mở rộng của biểu đồ các
nguyên tố REE, được chuẩn hoá theo chondrit có bổ sung các nguyên tố
khác. Các biểu đồ kiểu này rất hữu ích cho basalt, tuy nhiên có thể sử dụng
chúng cho cả đá magma khác, thậm chí cho cả đá trầm tích.

1.2.4. Nhóm platinoid (PGE-Platinum Group Elements)

Trong một số phân loại còn bổ sung vào nhóm này cả vàng, đồng và
nickel. Theo đặc điểm hành vi ở dưới sâu (nóng chảy ở mức mantle), thường
chia ra 2 phụ nhóm: iridi (Os, Ir, Ru) và paladi (Rh, Pt, Pd). Đối với các
nguyên tố nhóm platin, thường dùng biểu đồ riêng, cũng được chuẩn hoá
theo chondrit hoặc mantle nguyên thuỷ. Bảng 1.4 trình bày các trị số để
chuẩn hoá các nguyên tố nhóm platin theo chondrit và mantle nguyên thuỷ.

7


Hình 1.4. Biểu đồ nguyên tố vết của thành phần vỏ lục địa dưới và trên (a);
OIB&MORB (b), được chuẩn hoá theo N-MORB (Saunders và Tarney, 1984)

Bảng 1.1. Trị số (ppm) để chuẩn hoá các nguyên tố đất hiếm theo chondrit
Ng/ tố

(1)

(2)

(3)

(4)

(5)

(6)

(7)

(8)

La

0.34

0.33

0.378

0.329

0.2006

0.31

0.367

0.708

0.976

0.865

Ce

0.91

0.88

Pr

0.121

0.112

Nd

0.64

0.6

0.716

0.63

0.6379

0.808

0.957

18.33

0.09637

0.122

0.137

0.278

0.4738

0.6

0.711

13.66
0.444

Sm

0.195

0.181

0.23

0.203

0.154

0.195

0.231

Eu

0.073

0.069

0.0866

0.077

0.05802

0.0735

0.087

0.168

Gd

0.26

0.249

0.311

0.276

0.2043

0.259

0.306

0.595

Tb

0.047

0.047

0.03745

0.0474

0.058

0.108

Dy

0.3

0.39

0.343

0.2541

0.322

0.381

0.737

Ho

0.078

0.07

0.0567

0.0718

0.0851

0.163

Er

0.2

0.2

0.166

0.21

0.249

0.479

Tm

0.032

0.03

0.074

Yb

0.22

Lu

0.034

0.255

0.225

0.02561

0.0324

0.0356

0.2

0.249

0.22

0.1651

0.209

0.248

0.48

0.034

0.0387

0.0339

0.02539

0.0322

0.0381

0.0737

Y

2.10

Ghi chú: (1) Wakita và nnk. (1971): hợp chất của 12 chondrit; (2) Haskin và nnk. (1968): hợp

chất của chondrit; (3) Masuda và nnk. (1973): chondrit Leedey; (4) Nakamura (1974): hợp
chất của các chondrit; (5) Evensen và nnk. (1978): trung bình của các chondrit C1; (6)
Boynton (1984): trung bình của các chondrit C1; (7) Taylor và McLennan (1985): 1.5 lần giá
trị của Evensen [cột 5]; (8) McDonough và nnk. (1991): giá trị mantle nguyên thuỷ.

Bảng 1.2. Trị số (ppm) để chuẩn hoá các nguyên tố vết theo các chuẩn
Mantle nguyên thuỷ

Chondrit

MORB

8


(1)

(2)

(3)

(4)

(5)

Cs

0.019

0.023

0.018

Rb

0.86

0.635

0.55

Ba

6.900

Rb

Ba

7.56

6.99

5.10

Rb

0.350

Th

0.096

0.084

0.064

Th

U

0.027

0.021

0.018

K

252.0

240.0

Ta

0.043

Nb

(6)

(7)

Cs

0.188

1.88

Pb

2.470

Rb

1.0

K

850.0

Rb

2.320

Ba

12.0

0.042

Th

0.040

Ba

2.410

K2O

0.15

K

120.0

Ta

0.022

Th

0.029

Th

0.20

180.0

Nb

0.350

Nb

0.560

U

0.008

Ta

0.170

0.041

0.040

Ta

0.020

Ba

3.6

Ta

0.014

Sr

136.0

0.620

0.713

0.560

La

0.329

La

0.328

Nb

0.246

La

3.0

La

0.710

0.708

0.551

Ce

0.865

Ce

0.865

K

545.0

Ce

10.0

Ce

1.900

1.833

1.436

Sr

11.80

Sr

10.50

La

0.237

Nb

2.5

Sr

23

21.1

17.8

Nd

0.63

Hf

0.19

Ce

0.612

Nd

8.0

Nd

1.290

1.366

1.057

P

46

Zr

9.000

Sr

7.26

P2O5

0.12

P

90.4

95

Sm

0.203

P

500

Nd

0.467

Hf

2.5

Hf

0.35

0.309

0.27

Zr

6,840

Ti

610

P

1220

Zr

88

Zr

11

11.2

8.30

Hf

0.2

Sm

0.203

Sm

0.153

Eu

1.20

Sm

0.385

0.444

0.347

Ti

620

Y

2,000

Zr

3.87

TiO2

1.50

Ti

1200

1280

960

Tb

0.052

Lu

0.034

Ti

445

Tb

0.71

Tb

0.099

0.108

0.087

Y

2.0

Sc

5.21

Y

1.570

Y

35

Y

4.87

4.55

3.4

Tm

0.034

V

49

Yb

3.5

Yb

0.22

Mn

1720

Ni

138

Fe

265000

Cr

290

Cr

2300

Co

470

Ni

9500

Pb

0.071

Ghi chú: 1- Wood và nnk. (1979), Ti lấy từ Wood và nnk. (1981); 2- McDonough và
nnk. (1992); 3- Taylor và McLennan (1985); 4- Thompson (1982), ở đây thay Ba =
3,85 (Hawkes-worth và nnk., 1984), Rb, K, P từ mantle nguyên thuỷ của Sun
(1980); 5- Wood và nnk. (1979); 6- Sun và McDonough (1989): chondrit C1; 7Bevins và nnk. (1984).

9

Bảng 1.3. Trị số (ppm) để chuẩn hoá các kim loại chuyển tiếp
Chondrit
(1)
Sc

5.8

Ti

410

(2)

Mantle nguyên thuỷ

(3)

(4)

(5)

(6)

(7)

(8)

(9)

5.21
720

440

660

610

17
1300

1300

1230

1300

V

49

94

42

50

49

82

87

59

77

Cr

2300

3460

2430

2700

2300

3140

3000

1020

3140

Mn

1720

2590

1700

2500

1720

1010

1100

1000

1010

Fe

219000

171000

250700

265000

61000

65000

67000

60800

Co

475

550

480

800

470

110

110

105

105

Ni

9500

12100

9900

13400

9500

2110

2000

2400

2110

Cu

115

140

110

100

28

30

26

28

Zn

350

460

300

50

50

56

53

50

Ghi chú: 1- Langmuir và nnk. (1977); 2- Kay và Hubbard (1978) từ Mason (1971):
chondrit, với Cu và Zn từ chondrit chứa carbon; 3- Sun (1982): chondrit C1; 4Bougault và nnk. (1980); 5- Wood và nnk. (1979); 6- Sun (1982); mantle nguyên
thuỷ (nodul); 7- Sun (1982): mantle nguyên thuỷ (mô hình nóng chảy từng phần); 8Kay và Hubbard (1978): mô hình mantle; 9- Jagoutz và nnk. 1979): trung bình 6
nodul siêu mafic nguyên thuỷ.
Bảng 1.4. Trị số (ppb) để chuẩn hoá PGE kim loại quý và chuyển tiếp đi cùng
Nguyên tố

Chondrit

(1)

(2)

Mantle nguyên thuỷ
(3)

Ni
Cu

2800

500

3.6

3.5

1000

4.3

700

Ir

510

540
690

Pt

1060

1020

2110000
(4.0-5.6)

514

200

2110000
3.3

510

Rh

(5)

28000

Os

Ru

(4)

(7.0)

1500

Pd

510

545

1200

4

Au

160

152

170

1

Re

35

0.5

0.1

Ghi chú: 1- Sun (1982): các chondrit C1; 2- Tài liệu biên soạn của Naldrett và Duke
(1980): các chondrit C1; 3- Cocherie và nnk. (1989); 4- Tài liệu biên soạn của
Brugmann và nnk. (1987): Mantle nguyên thuỷ; 5- Jagoutz và nnk. (1979): trung
bình của 6 nodul mantle nguyên thuỷ.

10


1.3. Các đồng vị
Các đồng vị được chia ra đồng vị phóng xạ và đồng vị bền. Đồng vị
phóng xạ là những đồng vị bị phân rã do phóng xạ tự nhiên sinh ra, cũng như
những đồng vị được thành tạo do quá trình phân rã; thường gồm các cặp RbSr, Sm-Nd, U-Th, Th-Pb, K-Ar, Re-Os, ngoài ra còn Lu-Hf và K-Ca. Hàm
lượng của chúng được thể hiện không phải bằng số lượng tuyệt đối mà ở tỉ lệ
các đồng vị (thí dụ 87Sr/ 86Sr) hoặc tương quan với chuẩn (eSr).
Nghiên cứu đồng vị bền trong địa chất chỉ giới hạn ở các đồng vị các
nguyên tố nhẹ gặp trong tự nhiên như H, O, C, S. Nghiên cứu chúng mang
lại những hiểu biết về bản chất chất lưu và thành phần bay hơi.
Ngày nay, nghiên cứu đồng vị trong địa chất đã trở thành chuyên
ngành riêng và ngày càng phát triển mạnh mẽ. Cũng chính vì thế, trong sách
hướng dẫn này, chúng tôi trình bày thành các chương riêng. Trong Bảng 1.5
đưa ra những lĩnh vực chính áp dụng các phương pháp địa chất đồng vị.

1.4. Hệ số phân bố
Hệ số phân bố có vai trò quan trọng khi nghiên cứu và mô tả các quá
trình magma, nó đặc trưng cho sự phân bố các nguyên tố vết giữa các pha.
Hệ số phân bố KD là tỉ số giữa hàm lượng nguyên tố trong khoáng vật (Cikv)
và hàm lượng nguyên tố trong dung thể (Cidt)

KD 

C ikv
C idt

Ví dụ, nếu hàm lượng của Sr trong ban tinh plagioclas là 400 ppm, còn
trong nền thuỷ tinh - 100 ppm, thì KD sẽ bằng 4. Như vậy xác định KD chính
là việc khôi phục lại nồng độ của các nguyên tố vết trong magma bằng các
phân tích khoáng vật cân bằng trong magma. Hệ số phân bố có thể được tính
cho các cặp nguyên tố- chất lưu và khoáng vật - khoáng vật.
KD- hệ số phân bố khoáng vật-dung thể bằng 1 chỉ ra rằng nguyên tố
được phân bố trong dung thể và tinh thể như nhau.
KD >1 nói lên ưu thế tập trung nguyên tố trong khoáng vật và trong hệ
khoáng vật - dung thể đang xem xét nguyên tố này là tương hợp
(compatible).
KD < 1 thì nguyên tố ưu thế tập trung trong dung thể và là nguyên tố
không tương hợp (incompatible). Các nguyên tố không tương hợp thường
được gọi là nguyên tố ưa magma ướt (hydromagmatophyle element). Nếu
xem xét chi tiết các ví dụ cụ thể thì mức độ tương hợp và không tương hợp
thay đổi, và các nguyên tố có thể có hành vi khác nhau trong các dung thể có
thành phần khác nhau.

11


Bảng 1.5. Lĩnh vực áp dụng các phương pháp đồng vị
Lĩnh vực áp dụng chính

Phương pháp
K-Ar,

Ar/39Ar

40

Xác định tuổi của các đá magma, biến chất và trầm tích;
Nghiên cứu lịch sử nhiệt của các thể pluton và các phức hệ biến chất;
Nghiên cứu động lực nguội lạnh của các bloc và segment của vỏ Trái đất.
Xác định tuổi của các đá magma (chủ yếu thành phần axit và trung tính),
biến chất và trầm tích;

Rb-Sr

Sm-Nd

U-Pb
Pb-Pb

Giải quyết các vấn đề thạch luận các đá magma, nghiên cứu nguồn gốc
của vỏ đất và tiến hoá hệ vỏ-mantle;
Xác định tuổi của nguồn của các đá trầm tích.
Xác định tuổi các đá magma (chủ yếu thành phần siêu bazơ và bazơ),
biến chất và trầm tích;
Nghiên cứu nguồn gốc các đá magma, sự hình thành và tốc độ trưởng
thành của vỏ đất và tiến hoá hệ vỏ-mantle;
Đồng nhất hoá và đánh giá tuổi của các nguồn đá trầm tích vụn và trầm
tích - biến chất.
Xác định tuổi các đá magma và biến chất;
Đánh giá tuổi của nguồn các đá trầm tích và trầm tích - biến chất.
Xác định tuổi các tụ khoáng;
Phát hiện nguồn vật chất của tụ khoáng;

Giải quyết các vấn đề thạch luận đá magma.

Re-Os

Định tuổi các tụ khoáng;
Giải quyết các vấn đề thạch luận đá magma và nghiên cứu tiến hoá địa
hoá của vỏ Trái đất

Các đồng vị
bền (O, H, C,
N, S)

Nghiên cứu nguồn gốc nước địa nhiệt và nước muối;
Nghiên cứu nguồn gốc các đá magma;
Nghiên cứu nguồn gốc và nguồn vật chất của tụ khoáng và nghiên cứu
nhiệt - áp địa hoá.

Ví dụ phosphor là nguyên tố không tương hợp đối với khoáng vật mantle và
trong lúc nóng chảy sẽ nhanh chóng tập trung trong magma. Trong khi đó ở
granit, phosphor lại thể hiện là nguyên tố tương hợp, bởi vì được tập trung
dưới dạng khoáng vật phụ apatit. Sr là nguyên tố không tương hợp trong các
đá thành phần siêu mafic, nhưng có thể trở thành tương hợp khi xuất hiện
nhiều plagioclas.
Để khảo sát tiến hoá của dung thể lỏng magma phải nghiên cứu cân
bằng nhiều pha. Trong trường hợp này sự phân bố của các nguyên tố được
mô tả bằng hệ số phân bố chung (tổng thể) D:

D

n

W K
i 1

i

Di

ở đây Wi là phần trăm trọng lượng của khoáng vật i (hệ có n khoáng vật); KDi
- hệ số phân bố của nguyên tố i.
Ví dụ, nếu giả định peridotit granat chứa 60% olivin, 25%
orthopyroxen, 10% clinopyroxen và 5% granat thì:
DCe = 0,6x0,001 + 0,25x0,003 + 0,1x0,1 + 0,05x0,02 = 0,012
12


và tính tương tự được DYb = 0,244.
Trong các hệ tự nhiên, hệ số phân bố được xác định nhờ tỉ lệ ban tinh
và nền thuỷ tinh. Trong các mô hình thực nghiệm, người ta tiến hành đo các
hệ số phân bố với các điều kiện nhiệt độ, áp suất khác nhau.
Lựa chọn hệ số phân bố để xây dựng các mô hình tính toán là công
việc không đơn giản, bởi vì chúng phụ thuộc vào nhiều yếu tố, như: thành
phần dung thể, nhiệt độ, áp suất, độ bay hơi của oxy, tính chất hoá tinh thể.
Thành phần dung thể là yếu tố quan trọng nhất quyết định đến các hệ
số phân bố. Trong các Bảng 1.6 – 1.8 trình bày các hệ số phân bố của các
nhóm đá chính. Hệ số phân bố phụ thuộc nhiều vào thành phần đá, như hệ số
phân bố nhiều nguyên tố trong các đá axit lớn gấp nhiều lần trong basalt.
Nhiệt độ. Nhiều thí nghiệm cho thấy hệ số phân bố là hàm số của nhiệt
độ. Drake và Weill (1975) đã chỉ ra KD của Sn trong plagioclas là hàm
logarit của nhiệt độ trong khoảng 1100-1400oC. Do đó có thể sử dụng các số

liệu về quan hệ nền - ban tinh trong đá như là nhiệt kế địa chất. Nhưng đôi
khi khó đánh giá tách bạch quan hệ này là do nhiệt độ hay của thành phần
gây ra, bởi vì những thông số này phụ thuộc lẫn nhau.
Áp suất. Nhiều tác giả đã chỉ ra rằng biến đổi của áp suất có ảnh hưởng
tới hệ số phân bố. Như hệ số phân bố của K, Rb, Sr, Ba trong clinopyroxen phụ
thuộc vào áp suất; nhưng sự biến thiên quá nhỏ để có thể áp dụng như là áp kế
địa chất. Yếu tố áp suất có ý nghĩa quan trọng khi nghiên cứu các quá trình xảy
ra ở mantle, nơi áp suất đạt đến 20–40 kbar. Áp suất ảnh hưởng tới hệ số phân
bố lại ngược với nhiệt độ, và đôi khi những yếu tố này có thể “triệt tiêu” nhau.
Độ bay hơi của oxy. Ví dụ tuyệt vời nhất về ảnh hưởng độ bay hơi của
oxy là sự phân bố của europi giữa plagioclas và dung thể. Khi thế oxy cao Eu
tồn tại ở trạng thái hoá trị 3, còn khi thấp – ở hoá trị 2. Eu hoá trị hai tương
hợp nhiều hơn hẳn so với Eu hoá trị ba. Trong điều kiện độ fugat của oxy
thấp, Eu có hoá trị hai và “thích” liên kết trong plagioclas và “thích” thoát ra
khỏi các khoáng vật sắt-magnesi, nhất là clinopyroxen.
Tính chất hoá học của tinh thể. Thực nghiệm đã chứng minh là kiến
trúc của tinh thể ảnh hưởng cơ bản đến hệ số phân bố.
Do thành phần của dung thể có ảnh hưởng nhiều nhất đến hệ số phân
bố, nên khi lựa chọn các yếu tố cần chú ý trước hết đến yếu tố này, tiếp đến
là các điều kiện áp suất - nhiệt độ P-T tương ứng.

13


Bảng 1.6. Hệ số phân bố khoáng vật - dung thể đối với dung thể basalt và andesitobasalt
Olivin
0.0098
0.014
0.0099
0.0068

0.01
0.02
0.012
0.013
0.01

Rb
Sr
Ba
K
Y
Ti
Zr
Hf
Nb
Ta
Th
U

0.15

0.002
(1)

La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu

Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Ni
Co
V
Cr
Sc
Mn

Orthopyroxen
0.022
0.04
0.013
0.014
0.18
0.1
0.18

Clinopyroxen
0.031
0.06
0.026
0.038
0.9

0.4
0.1
0.263
0.005
0.013
0.03
0.04

(2)
0.0067
0.0069 0.0060

(1)

(1)

(2)

0.02

0.15

0.0066
0.0066
0.0068
0.0077

0.0059
0.0070
0.0074

0.0100

0.03
0.05
0.05
0.09

0.31
0.50
0.51
0.61

0.0096

0.0130

0.0110

Hornblend
0.29
0.46
0.42
0.96
1
1.5
0.5
0.5
0.8

Phlogopit

3.06
0.081
1,090

Plagioclas
0.071
1,830
0.23
0.17
0.03
0.04
0.048
0.051
0.01

0.03
0.9
0.6
1

0.5
0.1

0.45

(3)

0.034

(2)

(6)
0.190
0.1477
0.120
0.111
0.0815

0.33
0.52
0.40
0.63

1.3395
1.8035
1.5565
2.0165

0.032
0.031
0.03
0.03

0.081
0.067
0.340
0.063

0.090
0.072
0.443

0.071

0.0551
0.0394
1.1255
0.0310

0.15

0.230
0.445
0.474
0.556
0.57
0.68
0.582

0.64

2.0235

0.03

0.055

0.063

0.0228

0.0256

0.23

0.65

0.583

0.55

1.7400

0.034

0.063

0.057

0.0140 0.0491
0.0160 0.0454
5.9-29
6.6
0.06
0.7
0.17
1.45

0.34
0.42
5
2-4

0.6
10
1.2
1.4

0.62
0.56

0.542
0.506
1.5-14
0.5-2.0
1.35
34
1.7-3.2
0.3-1.2

0.49
0.43

1.20
1.6420
1.10
1.5625
6.8
2
3.4
12.5
2.2-4.2

0.042
0.046

0.067
0.060

0.056
0.053

1.40
1.20

0.250

Magnetit

Sphen

0.2
7.5
0.1
2.0-4.0
0.4
1.0-10

4.65
13

0.01
0.01

(4)
(6)
0.25
0.5442
0.20
0.32
0.8430

0.092

Granat
0.042
0.012
0.023
0.015
9
0.3
0.65
0.140
0.02
0.06

(1)

(1)

(7)
(8)
0.001

0.026
0.03
0.007
0.051

(5)
1.5-3.0
1.3-3.0
1.0-3.0
1.1-2.2
0.6-1.5

0.0202

0.07
0.026
0.102
0.600
0.243
1.000
0.680
2.100
0.705
3.17
1.940
4.010
1.675
13..20
6.56
4.700

0.0232
0.0187

11.50
11.90

6.167
6.950

35..60
41.00

0.7-0.8

0.955

0.660

1.3

(1)

0.29
0.49
0.97

0.6-2.9 1.345
0.060
8.500

2.600

1.0-2.0

1.0-2.0
0.9-1.8
29
7.4
26
153

Ghi chú: Tài liệu trích từ Rollinson (1996). Tài liệu REE: (1) Arth (1976); (2) Fujimaki và nnk.(1984); (3) Thành phần basalt (Arth, 1976), Eu từ Green và
Pearson (1985); (4) Andesitobasalt (Dostan và nnk., 1983); (5) Schock (1979); Trung bình của hai andesitobasalt SiO2= 55% và 57% từ Fujimaki và nnk.
(1984); (7) Trung bình của 2 basalt + 1 basaltit +1 basalt olivin kiềm (Irving and Frey, 1978); Hawaiit (SiO2= 48,7%) (Irving and Frey, 1978)

14


Bảng 1.7. Hệ số phân bố khoáng vật - dung thể đối với dung thể andesit
Olivin

Orthopyroxen

Rb
Sr
Ba
K
Y
Ti
Zr

Hf
Nb
Ta
Th

(6,7)
0.01
0.03
0.01
0.01

(6)
0.45
0.25
0.046
0.051
0.35

0.01

(7)

(6)
1,500
0.4
0.162
0.173
0.3

0.1

0.1

0.05
(1)
0.031
0.028

La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Ni
Co
V
Cr
Sc

Clinopyroxen
(7)
0.02

0.08
0.02
0.02

(8)
0.022
0.032
0.013
0.014

0.028
0.028
0.028
0.039

(7)

(8)

(1)
0.047
0.084

0.05

0.03

0.1
0.12

0.047
0.082
0.069
0.132

0.183
0.377

0.212

Hornblend
(3, 8)
0.04
0.2 - 0.4
0.1
0.33
(6,7)
2.5
3.0
1.4

0.27
0.25

1.3
0.01

(7)

0.076

(8)
0.013
0.033
0.04
0.011

Plagioclas
(5)
(8)
0.053
2.82
1,600
0.503
0.155
0.117
(6)
0.06
0.05
0.013
0.015
0.025

(5)
0.013

(7)

(1)
0.302

0.221

(5)
0.228
0.136

(8)

(7)

0.186

0.2

0.149
0.102
1.214
0.067

0.115
0.077
0.079
0.056

0.143
0.117
0.376
0.05

0.11

0.31

0.05

0.045

0.126

0.045

0.04

0.034

0.041
0.039

0.046

0.029
0.031

0.01

0.15

(7)

(8)

0.25

0.508

0.75
0.8

0.583

0.645
0.954
0.681
1,350

0.774

1.46

(3)
0.5

1.2 - 3.0

(7)
0.07
1,800
0.16
0.11

0.254

0.323
(7)
58
0.08
34
0.3

0.46
(7)
8
6
1.1
13
3

0.314

0.708

0.438
0.646

0.633

1.33
0.9
(7)
6
3
1.1

30
3

1.30

1.2 - 2.1
(7)
10
13
32
30
10

0.01
(2, 6)
11
0.5
0.5
0.57

0.01

1.5 - 3.0
0.153

Granat
(7)
0.01

Magnetit

(7)
0.01
0.01
0.01
0.01

Sphen
(4)

(6, 7)
0.5
9.0
0.2

(4)

1.0

6.10
17.0

0.06

0.1
(2)
0.076

(7)

(4)

2

0.2

0.125
0.152
5.2
7.1

0.3
0.25

23.8

10

10

0.05

53
57

0.25

(7)
0.01
0.01
0.01
0.01

0.01

(2, 7)
0.6
1.8
8
22
3.9

(7)
10
8
30
32
2

6

Ghi chú: (1) Fujikami và nnk. (1984): mẫu No.8; (2) Irving và Frey (1978): andesit, SiO2= 60,79 %; (3) Green và Pearson (1985); (4) REE: Green và
Pearson (1983); (5) Drake và Weill (1975): trị số Eu là Eu+3; (6) Pearce và Norry (1979): thành phần trung bình; (7) Biên tập của Gill (1981): Zr trong
clinopyroxen (trong Watson và Ryerson, 1986); (8) Philpotts và Schnetzler (1970).

15


Bảng 1.8. Hệ số phân bố khoáng vật - dung thể đối với các dung thể dacit và rhyolit
Rb
Sr
Ba
K

Cs
Pb
Y
Ti
Zr
Hf
Nb
Ta
Th
U
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Ni
Co
V
Cr
Sc
Mn

(2)
0,003
0,009
0,003
0,002

Orthopyroxen
(3)
(4)

(7)

(1,10)
0,605

1,000
0,400
0,200

<1,1

0,200

(0,00)

0,033
0,031

0,800

0,150
0,220
0,270
0,170
0,340
0,460

(2)
0,032
0,516
0,131
0,037

Clinopyroxen
(3)
(4)

(7)

(1,40)

4,000
0,700
0,600

(1)

Hornblend
(2)

0,014
0,022
0,044
0,081

3,100

0,633

(0,00)

6,000
7,000
4,000

0,184
0,247

0,800
0,165
0,130
0,145
0,780
0,930

(1,14)
(6,53)
(0,28)
<0,4
<0,4

0,125
1,600
0,825

<0,9
(7,87)
(2,85)

1,850
1,800

(5,50)
(3,85)

0,016
0,017

0,500

0,027

1,110
1,670
1,560
1,850

0,041

1,930

0,072

1,800

0,115
0,154

1,580
1,540

(2)
2,240

(4)
4,200

9,700

(3)
3,200
0,447
23,533

2,3000

0,030

3,000
0,767

1,233
1,197
0,703
6,367
1,567
0,997
0,773
5,713
4,357

1,340
1,227
0,167
3,180
2,803

2,560
2,117
2,020

2,233
1,550
0,867

1,957
1,720

1,053
0,823

4,000
0,263
0,150

0,015
0,016

Biotit
(1)
3,260
0,120
6,360

1,110
1,833

(0,75)
(5,99)
(0,21)
0,600
1,000

3,300
5,233
4,100

2,100
(10,65)
(5,00)

7,533
7,300

(9,25)
(8,90)

0,015
0,044

0,899

1,520

0,037

0,320

0,166
0,457
0,411
0,703

2,890
3,990
3,440
5,480

4,260
7,770
5,140

10,000

0,044
0,058
0,145
0,082

0,290
0,260
0,240
0,280

0,766

6,200

13,000

0,097

0,290

0,699

5,940

12,000

0,162

0,350

0,640
0,683

4,890
4,530

8,380
5,500

0,179
0,185

0,440
0,330

5,367

Granat
(1)
(5)
0,009
0,015
0,017
0,200

35,000
1,200
1,200

3,300

0,350
0,530
2,660
1,500
10,500

0,390
0,690
0,603
2,035
0,515
6,975
11,900

28,600
28,050

0,650
0,860
0,900

2,200
2,250

(2,35)
(2,70)

6,367

5,933

(140)

18,000
45,500

(22,0)
(57)

(4,55)
(4,30)

42,800
1,473
1,617

(72)

53,000
32,667

(89,50)
(28,35)

19,650
13,633
124,530

0,537

0,613

39,900
29,600

43,475
39,775

88,667

2,625

5,233
15,567
10,367

3,700
15,950

16


Bảng 1.8 (tiếp theo)
Magnetit
(2)
Rb
Sr
Ba
K
Cs

Pb
Y
Ti
Zr
Hf
Nb
Ta
Th
U
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Ni
Co
V
Cr
Sc
Mn

Ilmenit
(3)

(3)

Th/anh
(3)
0,041
0,022
0,013
0,029

2,000
12,500
0,800

(1)
0,048
2,840
0,360
0,263

0,100
0,050
0,100

0,038
1,883

3,100

Plagioclas
(2)
0,041
4,400
0,308
0,100

0,030

2,500

(3)
0,105
15,633
1,515

(2)
0,340
3,870
6,120

Felspat-K
(3)
1,750
5,400
11,450

0,105
0,972

0,130

0,195
2,473

0,135
0,148

0,030
0,033

Apatit
(4)
0,487
3,760
4,300

106,000
7,500
3,200
7,100
7,800

0,008
0,009
0,025
0,015
0,014

2,267

2,833
1,013

7,600
6,900
2,500

0,016
0,014
0,056

3,267
2,633

6,500
4,900

0,017
0,015

(6)

0,032

(4)

(6)

0,017

0,64
0,73

3193,50

977,50

0,1

0,240

0,270

0,035
0,048
0,093
0,380
0,267

0,170
0,130
2,110
0,900

0,210
0,013
2,150
0,097

0,203

0,165
5,417
0,125

0,025
0,018
1,130
0,011

0,086

0,064

0,112

0,006

0,084

0,055

0,077
0,062

0,049
0,046

0,044

0,010

0,023
0,048
0,080
0,037

0,019
0,018
0,021
0,072
0,046

0,035
0,025
4,450

0,038
0,025
2,600

0,025
0,055

0,033
0,052

Sphen
(8)

Allanit
(4)

(9)

3,15
40,0
0,1
0,1

0,060
3,167
0,463
0,517
1,223
1,640

(2)

Zircon

34,7

14,50
21,10

57,1
62,8
30,4
56,3

32,80

46,00
25,50
43,9

50,7

47,50
76,80
340,50
16,90
16,75

18,9
6,3
16,5

4,18
4,31

34,80

13,30
14,40
16,00
12,00
37,00
101,50

4,29
4,94

3,31
6,59
47,40

37,2

22,70

135,00

99,80

23,9
20,2

15,40
13,80

527,00
641,50

191,00
264,50

4,0

21,0

3,1
484,0

15,5
2594,5
2278,5
1620,0
866,5
111,0
273,0
136,5

168,0
<6,7
820,0
635,0
463,0
205,0
81,0
130,0
71,0

19,0

1,467
1,203

109,00
10,633
32,000

4,100
3,600

3,000
5,900
115,000

0,017
0,014

0,012
0,039

0,006
0,090
0,092

0,053
0,365

0,012
0,006

0,030
0,033

0,023

0,015
0,031

10,0

30,8
33,0

0,240

16,00

42,5

0,040
0,022

189,50
68,65
1,52

380,0
55,9
18,1

8,9
7,7

Ghi chú: (1) Rb-K và REE: Arth (1976), dacit; trị số Zr trong hornblend từ Watson và Harrison (1983). (2) Rb-K và REE: Arth (1976), rhyolit; Y-Nb Pearce và Norry (1979),
magma axit. (3) Nash và Crecraft (1985), rhyolit – SiO2= 71,9-76,2 %. (4) Mahôd và Hildrth (1983), rhyolit cao silic – SiO2= 75-77,5 %; đối với pyroxen các trị số trong ngoặc
(Mahood & Hildreth, 1983); các trị số khác: Michael (1988). (5) Irving và Frey (1978), dacit và rhyolit – SiO2= 62,89-70,15 %. (6) Fujimaka (1986), dacit No.7 – SiO2=
70,81%. (7) Nb, Ta: Green và Pearson (1987), trachyt; REE lấy từ Hình 3 của Green và nnk. (1989). (9) Brooks và nnk. (1981).

17

1.5. Phương pháp phân tích và nguyên nhân không chuẩn xác của
các tài liệu địa hoá
1.5.1. Giới thiệu các phương pháp phân tích
Lựa chọn các phương pháp phân tích trong nghiên cứu địa hoá các đá
là việc làm rất quan trọng. Vì thế dưới đây chúng tôi giới thiệu sơ lược một
số phương pháp phân tích thường dùng và trong Bảng 1.9 chỉ rõ các nguyên
tố được phân tích bằng các phương pháp khác nhau.
Phương pháp huỳnh quang tia X.
Trắc phổ huỳnh quang tia X (X-Ray Fluorescence Analysis-XRF) là kỹ
thuật phân tích được sử dụng rộng rãi nhất hiện nay để xác định các nguyên
tố chính và nguyên tố vết của các mẫu đá. Nó có thể phân tích đến 80 nguyên
tố với phổ rộng của độ nhạy, nồng độ phát hiện từ 100% cho đến vài phần
triệu. Nó là phương pháp nhanh và có thể phân tích số lượng lớn các phân
tích chính xác trong khoảng thời gian tương đối ngắn. Nhược điểm chủ yếu
là các nguyên tố nhẹ hơn Na (số nguyên tử = 11) không thể phân tích bằng
phương pháp XRF.
Phương pháp phân tích kích hoạt neutron (INAA & RNAA).
Phân tích kích hoạt neutron là một phương pháp nhạy, chủ yếu dùng cho các
nguyên tố vết và có khả năng xác định đồng thời một lượng lớn các nguyên
tố. Có hai cách phân tích. Phân tích kích hoạt neutron công cụ (INAA –
instrumental neutron activation analysis) dùng cho đá hay mẫu khoáng vật
được nghiền thành bột; phân tích kích hoạt neutron hoá xạ (RNAA –
radiochemical neutron activation analysis) đòi hỏi phải phân li hoá học các
nguyên tố lựa chọn.
Phương pháp INAA đặc biệt nhạy đối với các nguyên tố đất hiếm, các
nguyên tố nhóm platin và một số nguyên tố trường lực mạnh.
Khi nồng độ nguyên tố thấp hơn khoảng 2 ppm, sự phân li hoá học có thể
phải dùng chiếu bức xạ mẫu. Cách phân tích này (RNAA) rõ ràng có lợi thế

tăng độ nhạy.
Phương pháp ICP
ICP là phương pháp kĩ thuật khá mới và có tiềm năng to lớn trong địa
hoá. Nói chung, phương pháp có khả năng xác định phần lớn các nguyên tố
trong bảng tuần hoàn với giới hạn phát hiện thấp và độ chính xác cao. Các
nguyên tố được xác định đồng thời và rất nhanh.
ICP–MS (ICP khối phổ: Inductively Coupled Plasma emission Mass
Spectrometry) là phương pháp kĩ thuật tương đối mới được phát triển từ
phương pháp ICP. Nó đang trở thành một phương tiện hiệu quả để phân tích
nguyên tố vết và đồng vị với giới hạn phát hiện rất thấp và có độ chính xác
cao. Phương pháp được sử dụng phân tích rộng rãi các nguyên tố vết trong
một dung dịch đơn, sử dụng mẫu nhỏ.
18


Bảng 1.9. Các phương pháp phân tích xác định các nguyên tố hoá học (theo
Rollinson, 1996)
Ng.tố
H
He
Li
Be
B
C
N
O
F
Ne
Na
Mg

Al
Si
P
S
Cl
Ar
K
Ca
Sc
Ti
V
Cr
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
As
Se
Br
Kr
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo

Tc
Ru
Rh
Pd

XRF

INAA

AAS

+
+

ICP

+

ICPMS

+
+

+
+
+
+
+
+
+

+
+
+
+

+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+

+
+
+

+

+
+

+
+
+
+
+

+
+
+
+
+
+
+
+
+

+
+

+
+

+
+
+
+
+

+

+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+

+
+
+
+

+

+
+
+
+
+

Ng.tố
Ag
Cd
In
Sn

Sb
Te
I
Xe
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Pm
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yt
Lu
Hf
Ta
W
Re
Os
Ir
Pt
Au
Hg

Tl
Pb
Bi
Po
At
Rn
Fr
Ra
Ac
Th
Pa
U

XRF

INAA

AAS

ICP

ICPMS

+

+
+
+
+
+

+
+
+
+
+
+

+

+

+
+
+
+

+
+

+

+

+

+
+
+
+

+

+
+
+
+
+
+

+
+
+
+
+

+
+

+
+
+
+
+

+

+
+
+
+

+
+
+
+
+
+
+
+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

19

Phương pháp hấp thụ nguyên tử (AAS)
Bảng 1.9 liệt kê các nguyên tố có thể xác định được bằng phương pháp
AAS khá rộng rãi. Ví như tất cả các nguyên tố chính (ngoại trừ P) có thể xác
định được và giới hạn phát hiện Na, K và Ca cực thấp. Có những phương
pháp có thể xác định các nguyên tố chính từ một dung dịch, mặc dù với mỗi
nguyên tố phải thay đèn cathod. Các nguyên tố vết Ba, Be, Co, Cr, Cu, Li,
Ni, Pb, Rb, Sr, V và Zn cũng được xác định nhanh.
AAS không thể cạnh tranh với các phương pháp phân tích silicat nhanh như
XRF và ICP. Tuy nhiên, do AAS tương đối rẻ cả về đầu tư và giá cả phân
tích nên nó thường được dùng để: a) xác định các nguyên tố nhẹ như Be và
Li có số nguyên tử quá thấp để dùng XRF; b) phân tích thông thường các
kim loại chuyển tiếp của mẫu đất và trầm tích dòng (thường dùng trong điều
tra thăm dò địa hoá) và c) phân tích nguyên tố vết đặc biệt chuyên dùng
AAS, ví dụ như mẫu được nguyên tử hoá trong lò graphit. Điều này cho
phép giới hạn phát hiện thấp bất thường để thực hiện cho các nguyên tố khó
xác định bằng các kĩ thuật phân tích khác.
Phương pháp hấp thụ nguyên tử (AAS)

1.5.2. Những nguyên nhân không chuẩn xác của các tài liệu địa
hoá
Kết quả phân tích không chuẩn xác có thể nảy sinh do nhiều nguyên
nhân:
a) Lấy mẫu không đại diện, không tươi, không đồng nhất do lẫn sản
phẩm phong hóa, lẫn các đá mạch, chứa các bao thể lạ, đá tù, đới đá bị biến
chất chồng,... khiến cho tài liệu địa hoá không còn đảm bảo đại diện cho đối
tượng định nghiên cứu. Nguyên nhân này thuộc trách nhiệm của các nhà địa
chất, cần phải đặc biệt chú ý, nếu không mọi công sức, tiền của bỏ ra chỉ thu
được những tài liệu không có giá trị.
b) Nhiễm bẩn mẫu khi gia công là nguyên nhân không kém phần quan
trọng, khiến cho tài liệu địa hoá không chuẩn xác. Nhiễm bẩn chủ yếu xảy ra

khi phá mẫu, nghiền mẫu và có thể là do lẫn vật liệu mẫu gia công trước đó
hoặc những mảnh vụn, bụi của bản thân máy phá mẫu. Sự nhiễm bẩn này có
thể khắc phục bằng cách làm vệ sinh cẩn thận máy móc, loại bỏ những sản
phẩm sót lại của mẫu gia công trước. Khi nghiền cần chú ý vật liệu chế tạo
ống cối nghiền. Phần lớn xảy ra nhiễm bẩn do wolfram, coban, tantal và
scandi, ít hơn– do niobi. Bởi vì vạch quang phổ của wolfram bao trùm các
vạch của các nguyên tố khác, nên sẽ cho hàm lượng không chắc chắn. Nếu
các ống cối được sản xuất bằng thép crom thì sẽ dẫn đến mẫu khá giàu sắt,
crom, lượng vừa phải mangan và vết của Dy; còn nếu sản xuất bằng thép cao
carbon thì mẫu giàu sắt, crom, mangan, kẽm và vết Ni.
20