Ở ĐỚI KHÂU SÔNG MÃ, BẮC VIỆT NAM

NOBUHIKO NAKANO¹, YASUHITO OSANAI¹, NGUYỄN THỊ MINH¹, 
TOMOHARU MIYAMOTO¹, MASAAKI OWADA² , TRẦN NGỌC NAM³

¹Đại học Kyushu, Fukuoka 810-8560, Nhật Bản.
²Đại học Yamaguchi, Nhật Bản.
³Đại học Khoa học, Đại học Huế, 77 Nguyễn Huệ, Huế (Chủ biên bản tiếng Việt).

Tóm tắt: Eclogit và các đá áp suất cao liên quan có thành phần mafic và pelit mới được phát hiện trong diện lộ của hệ tầng Nậm Cô dọc theo đới khâu Sông Mã ở miền Bắc Việt Nam. Tổ hợp khoáng vật cộng sinh nguyên thuỷ của eclogit gồm granat, omphacit, phengit, thạch anh và rutil, có thể có hoặc không có epiđot. Baroisit có riềm hornblenđ hoặc pargasit được quan sát thấy như pha khoáng vật thứ sinh. Các tính toán điều kiện biến chất bước đầu thu được nhiệt độ T = 550-600°C và áp suất P = 26 kbar. Điều kiện biến chất này có thể tương ứng với giai đoạn đỉnh áp suất. Đặc điểm phân đới thành phần hoá học của granat và amphibol, cùng với kiến trúc mọc xen symplectit của augit-clinopyroxen, tremolit-amphibol và albit-plagioclas cho thấy quá trình biến chất tiến triển theo chiều thuận chiều kim đồng hồ trên giản đồ P-T từ điều kiện đỉnh áp suất. Eclogit nhiệt độ thấp đến trung bình như các mẫu mới phát hiện có thể được thành tạo trong môi trường địa nhiệt áp suất cao/nhiệt độ thấp ở các đới va chạm/hút chìm giữa lục địa Nam Trung Hoa và Đông Dương.

I. GIỚI THIỆU

Phần lớn eclogit trên thế giới đều được phát hiện ở các đới hút chìm (thí dụ, phức hệ Franciscan [19], Tân Caleđoni [4], đới Sanbagawa [28]) và các đới va chạm lục địa (thí dụ, khối Dora Maira [8], đới Dabie-Sulu [24], Himalaya [7]). Do đó, sự phân bố của eclogit là một yếu tố chỉ thị quan trọng để nhận biết các đới ranh giới hội tụ mảng.

Sự phân loại truyền thống (và thông dụng) các eclogit do Coleman et al. [9] khởi xướng. Các eclogit được phân chia dựa vào điều kiện nhiệt độ thành tạo, eclogit nhóm A có nhiệt độ cao, và nhóm C là eclogit nhiệt độ thấp. Các eclogit nhóm A và nhóm C có đặc điểm khác nhau về thành phần hoá học của granat và clinopyroxen. Gần đây, các eclogit được phân thành 3 nhóm là eclogit nhiệt độ thấp, nhiệt độ trung bình và nhiệt độ cao [1, 5]. Eclogit nhiệt độ thấp có nhiệt độ thành tạo dưới 550ºC và ranh giới nhiệt độ cho eclogit nhiệt độ trung bình và nhiệt độ cao là 900ºC, tương ứng với điều kiện nguyên thuỷ lần lượt là vỏ đại dương bị hút chìm, vỏ lục địa được làm dày, và phần thượng manti. Mới đây hơn, Maruyama et al. [20] đã phân chia eclogit và đá phiến xanh (blueschist) thành hai kiểu: kiểu va chạm và kiểu Thái Bình Dương (collision-type and Pacific-type). Maruyama và cộng sự [20,21] cho rằng hơn 80% các địa khu biến chất áp suất cao có chứa eclogit trên thế giới thuộc kiểu Thái Bình Dương, phần còn lại và các địa khu biến chất áp suất siêu cao có chứa coesit và/hoặc kim cương là kiểu va chạm lục địa. Sự phân loại này cho thấy điều kiện nhiệt độ-áp suất thành tạo của eclogit có ý nghĩa quan trọng trong việc nghiên cứu môi trường kiến tạo của các địa khu biến chất.

Trong bài nghiên cứu này, chúng tôi mô tả các đặc điểm thạch học và hoá học khoáng vật của các eclogit vừa mới phát hiện ở đới khâu Sông Mã, Bắc Việt Nam. Chúng tôi cũng giới thiệu các kết quả bước đầu xác định lịch sử tiến hoá nhiệt độ - áp suất cho các eclogit đang xét.

Hình 1. Sơ đồ địa chất Tây Bắc Bộ (theo [10,11,17,31]); sơ đồ lồng theo [13]).

II. ĐỊA CHẤT KHU VỰC VÀ VỊ TRÍ THU THẬP MẪU

Lục địa châu Á do nhiều vi lục địa sáp nhập tạo nên. Tại Đông Nam Á, có thể phân biệt ba khối vi lục địa là các craton Nam Trung Hoa, Đông Dương và Shan-Thái (hay Sibumasu) [13] (Hình 1). Lục địa Đông Dương chiếm hầu hết diện tích bán đảo Đông Dương, có ranh giới phía bắc là đới khâu Sông Mã, và phía tây là đới khâu Nan-Uttarađit (Hình 1 [13, 22, 23]).

Việt Nam thuộc phần phía đông của lục địa Đông Dương. Tại đây có nhiều đới trượt phát triển theo phương TB-ĐN, đặc biệt rõ nét là ở Bắc Bộ và Trung Bộ. Đới khâu Sông Mã là một trong những đới đó (Hình 1). Các thể xâm nhập mafic - siêu mafic kích thước nhỏ, dạng thấu kính, kể cả các thể serpentinit, thường phân bố dọc theo đới khâu Sông Mã. Chúng thường được coi là tàn dư của vỏ đại dương Paleotethys tồn tại trước khi có sự va chạm lục địa giữa Nam Trung Hoa và Đông Dương [15, 30]. Các đá biến chất cũng lộ ra rộng rãi dọc theo đới khâu này (Hình 1). Chúng được xếp vào hệ tầng Nậm Cô (và một phần thuộc hệ tầng Nậm Sư Lư), gồm các đá biến chất thấp đến tướng amphibolit và được xếp tuổi Proterozoi [10, 11]. 

Các eclogit trong bài nghiên cứu này được thu thập tại địa điểm cách thành phố Điện Biên Phủ 30 km về phía đông (Hình 1). Tại đây lộ chủ yếu các đá phiến kết tinh pelit (nguyên thuỷ là bột-sét kết) và psammit (nguyên thuỷ là cát kết). Các đá chủ yếu gồm đá phiến hai mica, đá phiến granat-muscovit, đá phiến granat-biotit, đá phiến granat-hai mica, đá phiến granat-anđalusit-hai mica. Các đá biến chất thành phần mafic khá hiếm ở vùng này, và mối quan hệ thực tế ngoài thực địa giữa đá phiến pelit và các mẫu eclogit đang xét là không rõ ràng, cần được chú ý nghiên cứu trong thời gian tới.

III. THẠCH HỌC ECLOGIT VÀ CÁC ĐÁ ÁP SUẤT CAO LIÊN QUAN

Eclogit trong hệ tầng Nậm Cô gồm hai loại: loại có epiđot và loại không có epiđot. Các đá áp suất cao liên quan với eclogit gồm amphibolit chứa granat, đá phiến pelit chứa chloritoiđ hoặc đá phiến pelit chứa kyanit. Dưới đây là mô tả thạch học các loại đá vừa kể.

Eclogit phengit. Eclogit phengit là eclogit không chứa epiđot. Đá có cấu tạo khối, kiến trúc hạt biến tinh (granoblastic). Thành phần khoáng vật gồm granat, omphacit, amphibol, phengit, thạch anh với các tinh thể nhỏ rutil (Hình 2a). Granat có dạng bán tự hình và chứa các bao thể là các khoáng vật vừa kể, chỉ trừ amphibol. Omphacit cũng có dạng bán tự hình nhưng rất nghèo bao thể. Một số hạt omphacit đôi khi được bao bọc bởi symplectit (hỗn hợp đan xen) hạt mịn gồm clinopyroxen nghèo jađeit và plagioclas (Hình 2a-b). Trong một vài trường hợp còn quan sát thấy amphibol có mặt trong symplectit này. Amphibol có kiến trúc hạt biến tinh luôn xuất hiện như vật liệu lấp đầy các khe hở giữa granat, omphacit, phengit, thạch anh và rutil (Hình 2c). Phengit có dạng từ bán tự hình đến tự hình (Hình 2a). Thỉnh thoảng phengit xuất hiện ở dạng lấp đầy khoảng trống giữa granat và omphacit (Hình 2a, c). Thạch anh có dạng tha hình (Hình 2a) và bị bao tù trong granat, omphacit, phengit và amphibol.

Eclogit phengit-epiđot. Eclogit phengit-epiđot có đặc điểm thạch học tương tự như eclogit phengit vừa mô tả trên đây. Đặc điểm để phân biệt giữa hai loại eclogit này là sự có mặt của epiđot dưới dạng pha khoáng vật nguyên sinh (Hình 2d) và pha bao thể trong amphibol và omphacit. Epiđot có dạng bán tự hình và đôi khi có chứa các bao thể thạch anh. Các đới symplectit hạt mịn khá phát triển trong loại đá này, xuất hiện giữa granat, amphibol, phengit, thạch anh và rutil (Hình 2e). Thành phần symplectit bao gồm clinopyroxen nghèo jađeit, amphibol và plagioclas (Hình 2f), trong đó clinopyroxen có dạng kim mọc xen với amphibol hình dạng đa dạng và plagioclas lấp đầy các khoảng hở giữa chúng. Trong đới giàu hỗn hợp đan xen có thể quan sát thấy các vành corona amphibol bao quanh granat (Hình 2e).

Hình 2. Ảnh lát mỏng thạch học và ảnh "backscatter" của eclogit phengit (a-c),
eclogit phengit-epiđot (d-f). 
Ký hiệu khoáng vật [16] - Amp: amphibol, Cpx: clinopyroxen, Ep: epiđot, Grt: granat, 
Omp: omphacit, Phg: phengit, Pl: plagioclas, Qtz: thạch anh, Rt: rutil.

Amphibolit granat-phengit. Amphibolit granat-phengit bao gồm các khoáng vật hạt thô granat, amphibol, phengit, thạch anh và các symplectit hạt mịn (Hình 3a-b). Granat có dạng bán tự hình chứa các bao thể amphibol, phengit, epiđot và thạch anh. Cấu tạo vành amphibol + plagioclas ± epiđot xuất hiện quanh các khoáng vật granat (Hình 3b). Tất cả các amphibol đều có nhân rộng sáng màu và một riềm mỏng xanh phớt lục (Hình 3b), có dạng bán tự hình đến tự hình và chứa các bao thể thạch anh. Phengit xuất hiện như pha khoáng vật thứ yếu, nhưng cộng sinh với tất cả các khoáng vật khác. Thạch anh hiện diện như vật liệu lấp đầy các khoảng trống (Hình 3a) và bị bao tù trong granat, amphibol và phengit. Hỗn hợp symplectit bao gồm các khoáng vật amphibol phân đới nhẹ và plagioclas, có hoặc không có biotit (Hình 3c).

Hình 3. Ảnh lát mỏng thạch học và ảnh "backscatter" của amphibolit granat-phengit (a-c) và đá phiến pelit áp suất cao (d-f).

Ký hiệu khoáng vật [16] - Amp: amphibol, And: anđalusit, Bt: biotit, Cld: chloritoiđ,
Chl: chlorit, Cpx: clinopyroxen, Ep: epiđot, Grt: granat, Ky: kyanit, Ms: muscovit, 
Phg: phengit, Pl: plagioclas, Qtz: thạch anh, St: staurolit.

Đá phiến pelit. Đá phiến pelit áp suất cao được phát hiện cùng với eclogit gồm đá phiến chloritoiđ-chlorit-phengit và đá phiến granat-kyanit-staurolit-hai mica.

Đá phiến chloritoiđ-chlorit-phengit chứa các ban biến tinh chloritoiđ bán tự hình đến tự hình chứa các bao thể thạch anh. Tập hợp nền hạt mịn gồm chlorit, phengit, thạch anh và graphit (Hình 3d).

Đá phiến granat-kyanit-staurolit-biotit-muscovit chứa các ban biến tinh granat, kyanit và staurolit (Hình 3e). Các ban tinh này có dạng bán tự hình và rất nghèo các bao thể. Biotit và muscovit có dạng thuỳ làm cho đá có cấu tạo phiến (Hình 3e). Thạch anh, graphit, monazit và zircon xuất hiện như các khoáng vật phụ trong đá. Khoáng vật anđalusit tha hình bị biến dạng cũng quan sát thấy trong tập hợp nền (Hình 3f).

IV. THÀNH PHẦN HOÁ HỌC KHOÁNG VẬT CỦA ECLOGIT VÀ AMPHIBOLIT

Thành phần hoá học khoáng vật được phân tích bằng máy phân tích vi dò điện tử (Electron microprobe analyser) sử dụng kính hiển vi điện tử quét có gắn hệ thống phổ phân tán năng lượng (JEOL JED2140-JSM 5301S) tại trường Đại học Kyushu. Các phân tích định lượng thành phần hoá học khoáng vật tạo đá được tiến hành ở điều kiện vận hành thiết bị với điện áp 15 kV và đường kính tia dò là 1 µm. Số liệu phân tích được xử lý bằng chương trình hiệu chỉnh mô hình Oxide-ZAF. Mẫu chuẩn dùng trong phân tích này là bộ mẫu chuẩn đá tự nhiên (ASTIMEX-MINM-53). Dưới đây sẽ trình bày các kết quả phân tích.

Hình 4. Giản đồ tam giác về sự phân đới hoá học của granat trong eclogit và amphibolit. Grs: grossular, Alm: almanđin, Prp: pyrop, Sps: spessartin.

Hình 5. Giản đồ aegirin (Ae) -  augit (Aug) -  jađeit (Jd) cho clinopyroxen trong eclogit

Granat. Thành phần hoá học granat trong ba loại đá eclogit phengit, eclogit phengit-epiđot và amphibolit granat-phengit được trình bày trên các giản đồ tam giác ở Hình 4. Granat trong eclogit có thành phần Mg cao hơn, thành phần Ca và Mn thấp hơn so với granat trong amphibolit. Granat của eclogit phengit-epiđot có thành phần Mg cao nhất (đạt tới XMg = 0,51) trong các mẫu đá đã phân tích (Hình 4). Cả hai loại eclogit đều có granat thể hiện một nhân rộng và một rìa hẹp. Nhân granat đồng nhất  (thành phần nhân eclogit phengit: Alm_47-53Prp_21-27Grs_21-28Sps_1-2; eclogit phengit-epiđot: Alm_40-48Prp_29-35Grs_20-26Sps_0-3) có thành phần nghèo pyrop hơn nhưng lại giàu grosular hơn so với phần rìa (thành phần rìa eclogit phengit: Alm_48-54Prp_25-32Grs_17-24Sps_1-2; eclogit phengit-epiđot: Alm_40-47Prp_34-41Grs_18-23Sps_0-2). Granat trong đá amphibolit cũng có sự thay đổi thành phần tương tự giữa nhân và phần rìa (thành phần nhân: Alm_54-59Prp_3-8Grs_32-34Sps_4-9; phần rìa: Alm_56-62Prp_7-12Grs_28-32Sps_0-4). Phần rìa mỏng của granat trong amphibolit có thành phần spessartin nghèo hơn phần nhân (Hình 4).

Clinopyroxen. Hàm lượng Fe³⁺ và các hợp phần biên của pyroxen được tính toán dựa theo công thức do Harlow [14] đề xuất. Giản đồ tam giác aegirin (Ae) - augit (Aug) -jađeit (Jd) cho clinopyroxen được thể hiện trên Hình 5. Clinopyroxen xuất hiện trong tập hợp nền của eclogit phengit giàu hợp phần jađeit (Hình 5 - nhân: Jd_27-35, XMg = 0,83-0,95; phần rìa: Jd_26-36, XMg = 0,80-0,93). Clinopyroxen bao thể trong granat có thành phần tương tự trong tập hợp nền (Hình 5 - Jd_25-33, XMg = 0,82-0,93). Không có sự khác nhau về thành phần clinopyroxen giữa hai loại eclogit đang xét (Hình 5 - eclogit phengit-epiđot, phần nhân: Jd_27-32, XMg = 0,88-0,99; phần rìa: Jd_26-37, XMg = 0,81-0,96; bao thể: Jd_27-38, XMg = 0,81-0,96). Phần lớn thành phần clinopyroxen biến đổi dọc theo cạnh jađeit-aegirin với hợp phần jađeit thay đổi từ 25 đến 36% mol và aegirin từ 0 đến 18% mol (Hình 5).

Clinopyroxen trong symplectit (Hình 2b, f) của cả hai loại eclogit đều nghèo hợp phần jađeit (Hình 5 - <Jd₁₇). Hơn nữa, clinopyroxen trong symplectit clinopyroxen + amphibol + plagioclas thay thế hoàn toàn omphacit (Hình 2f), chứa hàm lượng Na thấp nhất trong tất cả các pyroxen đã phân tích  (Hình 5 - Jd_0-5), hàm lượng Mg của chúng cũng tương đối thấp (XMg = 0,75-0,85).

Amphibol. Thành phần amphibol phân tích cho phần nhân, phần rìa khoáng vật và trong  symplectit được biểu diễn trên giản đồ phân loại amphibol ở Hình 6. Phần nhân của hầu hết amphibol phân tích đều có thành phần baroisit (Hình 6). Một số amphibol trong eclogit phengit chứa kim loại kiềm cao (tổng gốc-A <0,62), nên chúng đặc trưng cho thành phần kataphorit của amphibol. Phần rìa của amphibol nhìn chung nằm ở ranh giới các trường baroisit, pargasit và hornblenđ (Hình 6), mặc dù chúng phân bố phân tán trên một khoảng rộng. Sự thay đổi thành phần từ baroisit sang pargasit hoặc hornblenđ liên quan với sự tăng hàm lượng Ca trong gốc-M và giảm Si trong gốc-T. Thành phần hoá học của amphibol trong symplectit thay đổi khác nhau, nhưng nhìn chung chúng thay đổi từ hornblenđ đến tremolit (đôi khi actinolit) (Hình 6). Amphibol trong các vành quanh granat quan sát thấy trong eclogit phengit-epiđot (Hình 2e) và trong amphibolit granat-phengit (Hình 3b) nhìn chung có thành phần nghèo Si và giàu Al (thuộc tschermakit đến pargasit).

Hình 6. Thành phần hoá học của amphibol trong eclogit,
 thể hiện cho Al trong gốc-T, Na trong gốc-M

Các khoáng vật khác. Tất cả plagioclas chủ yếu có thành phần anorthit-albit (< Or2). Plagioclas trong symplectit xung quanh omphacit (Hình 2b) trong cả hai loại eclogit đều giàu albit (eclogit phengit: Ab75-97; eclogit phengit-epiđot: Ab82-93). Plagioclas trong symplectit clinopyroxen + amphibol + plagioclas thay thế omphacit (Hình 2f) có thành phần albit thấp hơn (Ab64-76). Trong đá amphibolit granat-phengit, plagioclas trong các vành bao quanh granat và trong các symplectit đều có thành phần tương tự plagioclas trong tập hợp nền (hầu hết có Ab64-83), chỉ một ít plagioclas trong symplectit có biểu hiện nghèo albit hơn (đạt tới Ab29).

Hàm lượng Fe³⁺ trong epiđot của đá eclogit phengit-epiđot thay đổi từ 0,35 đến 0,45 pfu. Epiđot trong vành cộng sinh với amphibol và plagioclas xung quanh granat trong đá amphibolit granat-phengit có hàm lượng Fe³⁺ cao hơn (0,56-0,63 pfu).

Hàm lượng Si trong phengit của các eclogit thay đổi từ 3,28 đến 3,35 pfu. Phengit trong eclogit phengit-epiđot giàu hợp phần Mg (XMg = 0,75-0,82) hơn phengit trong eclogit không chứa epiđot (XMg = 0,68-0,74). Phengit trong đá amphibolit granat-phengit biểu hiện giàu thành phần Si (Si = 3,28-3,38 pfu, XMg = 0,70-0,72).

V. NHẬN XÉT VÀ KẾT LUẬN

Phân tích đặc điểm vi kiến trúc của đá, chúng tôi cho rằng tổ hợp khoáng vật cộng sinh nguyên thuỷ của các eclogit đang xét là granat + omphacit + phengit + thạch anh + rutil ± epiđot. Amphibol kiến trúc hạt biến tinh trong eclogit lấp đầy các khe hở của các khoáng vật pha nguyên sinh (Hình 2c), nó được xem là sản phẩm thứ sinh hình thành trong giai đoạn hậu đỉnh biến chất. Thể symplectit clinopyroxen nghèo jađeit + plagioclas giàu albit phát triển quanh omphacit (Hình 2b) và sự phân đới thành phần hoá học của amphibol thay đổi từ baroisit đến hornblenđ (Hình 6) xác định tiến trình giảm áp của các mẫu eclogit. Granat ở phần rìa có hàm lượng Ca thấp hơn, Mg cao hơn so với phần nhân (Hình 4), trong khi omphacit không có sự thay đổi thành phần nào giữa nhân, rìa và bao thể (Hình 5). Như vậy, sự cân bằng hoá học giữa granat và omphacit được duy trì trong suốt tiến trình biến chất ở điều kiện tướng eclogit, sự thay đổi thành phần của granat chỉ có thể liên quan với quá trình giảm áp và tăng nhiệt. Đặc điểm phân đới Mn ngược trong granat của đá amphibolit granat-phengit phù hợp với tiến trình giảm áp tăng nhiệt này. Thể symplectit clinopyroxen + amphibol + plagioclas trong đá amphibolit phengit-epiđot có lẽ đã được thành tạo ở giai đoạn cuối của tiến trinh xét theo góc độ thay đổi thành phần hoá học của chúng (augit-clinopyroxen, tremolit-amphibol và plagioclas giàu anorthit).

Hình 7. Đường cong tiến hoá áp suất  - nhiệt độ của eclogit. Mối quan hệ pha amphibol theo [25]. M1 và M2 tương ứng với các giai đoạn biến chất mô tả ở Bảng 1. 
Ký hiệu các pha biến chất [18], AM: amphibolit,  Amp-EC: eclogit,amphibol, BS: đá phiến xanh (blueschist), EA: eclogit-amphibolit, 
Ep-EC: eclogit epiđot, GS: đá  phiến lục,
GR: granulit, LW-EC: eclogit-lawsonit.

Điều kiện nhiệt độ - áp suất (P-T) của các eclogit được tính toán dựa vào các cặp địa áp kế khoáng vật granat-clinopyroxen [12,26,27] và địa áp kế khoáng vật granat-clinopyroxen-phengit [6]. Chúng tôi sử dụng thành phần của rìa granat cộng sinh với omphacit và phengit cho điều kiện đỉnh biến chất, và thành phần của nhân granat, bao thể clinophyroxen và phengit cho điều kiện giai đoạn biến chất tiến triển (điều kiện đỉnh áp suất?). Các kết quả tính toán P-T được trình bày trong Bảng 1. Từ Bảng 1 có thể thấy điều kiện biến chất tiến triển có nhiệt độ T = 550-600ºC và áp suất P = 26 kbar (1 kbar = 0,1 GPa), điều kiện đỉnh biến chất có nhiệt độ T = 680-740ºC tại áp suất P = 19 kbar (Bảng 1). Các điều kiện P-T giai đoạn biến chất giật lùi được ước tính từ giản đồ pha bán định lượng cho amphibol do Otsuki và Banno [25] đề xuất. Baroisit xuất hiện như vật liệu hạt biến tinh, bị hornblenđ hoặc pargasit tạo riềm bao bọc xung quanh (Hình 6), và thành phần hoá học của amphibol trong các symplectit thay đổi từ  hornblenđ đến tremolit-actinolit (Hình 6). Chưa quan sát thấy barroisit bị bao riềm bằng winchit. Từ các kết quả này có thể xây dựng tiến trình P-T cho các đá đang xét như trình bày trên Hình 7. Đường cong P-T trên Hình 7 thể hiện một tiến trình thuận chiều kim đồng hồ, từ trường eclogit, qua tướng amphibolit đến tướng đá phiến lục. Tiến trình này cho thấy khả năng các đá trong khu vực đã trải qua giai đoạn biến chất áp suất siêu cao (Hình 7). Tuy nhiên, hiện thời vẫn còn hai vướng mắc chưa được làm rõ. Thứ nhất, amphibol trong symplectit không hoàn toàn là actinolit, mà phần lớn là tremolit. Như vậy điều kiện P-T giai đoạn biến chất giật lùi có thể khác chút ít. Thứ hai, sự hiện diện của baroisit bị bao bọc bởi pargasit (Hình 6). Pargasit có thể bền vững ngay cả trong trường biến chất tướng granulit, do đó điều kiện nhiệt độ sau giai đoạn M2 (Hình 7) có thể cao hơn. Cả hai loại đá phiến là đá phiến chứa kyanit và đá phiến chứa anđalusit (Hình 3e-f) đều gặp trong khu vực, điều đó cho thấy quá trình giảm áp có lẽ đã trực tiếp xảy ra từ trường bền vững của kyanit sang trường anđalusit. Như vậy, nếu đường cong giảm áp phải dịch chuyển về phía nhiệt độ cao hơn thì điều kiện nhiệt độ tại áp suất P = 4 kbar cũng không được vượt quá T = 500ºC. Từ các trình bày trên đây có thể kết luận rằng, tiến trình P-T trên Hình 7 bước đầu xây dựng cho các đá đang xét của đới khâu Sông Mã, mặc dù chưa hoàn thiện tại giai đoạn này, nhưng là kết quả đầu tiên có cơ sở tin cậy dùng để tham khảo cho các nghiên cứu tiếp theo.

Bảng 1. Kết quả tính toán điều kiện nhiệt độ (T), áp suất (P) cho eclogit

P_ref và T_ref là áp suất và nhiệt độ tham chiếu; Nhiệt độ (T) áp dụng mô hình [12],[26] và [27];

Áp suất (P; 1 GPa = 10 kbar) áp dụng mô hình [6]; Grt: granat, Omp: omphacit, Phg: phengit

Mặc dù còn thiếu các nghiên cứu về hệ thống địa niên biểu đồng vị cho các đá liên quan, nhưng sự có mặt của eclogit nhiệt độ thấp đến trung bình mới phát hiện và sự phân bố rộng rãi của các đá phiến pelit cho thấy là dải biến chất dọc đới khâu Sông Mã có nguồn gốc từ phần trên của vỏ lục địa bị hút chìm. Các eclogit trong nghiên cứu này có thể đã được thành tạo trong môi trường građien áp suất cao liên quan với quá trình va chạm giữa các mảng Nam Trung Hoa với Đông Dương. Để có được kết luận chắc chắn, cần phải so sánh các eclogit trong nghiên cứu này với các đá áp suất cao khác đã được phát hiện dọc đới khâu Sông Mã (đá phiến lawsonit-glaucophan [29]) và dọc đới khâu Nan-Uttarađit (đá phiến epiđot-crossit và amphibolit granat [2,3]) trong việc tìm hiểu đặc điểm kiến tạo mảng ở Đông Nam Á.

Lời cám ơn: Các tác giả xin cám ơn Phạm Bình, Nguyễn Tâm, L.D. Cương về sự hợp tác giúp đỡ trong quá trình khảo sát thực địa. GS Trần Văn Trị và PGS Dương Đức Kiêm đã đóng góp nhiều ý kiến quý báu về địa chất khu vực nghiên cứu. Công trình được hỗ trợ một phần kinh phí từ Quỹ hỗ trợ NCKH (No.14340150 và No.17253075: Y. Osanai) và Học bổng JSPS dành cho các nhà khoa học trẻ (No. 05973: N. Nakano) của Bộ Giáo dục, Văn hoá, Thể thao, Khoa học và Kỹ thuật, Nhật Bản.

Bài báo được thực hiện trong khuôn khổ chương trình NCCB của Hội đồng Khoa học Tự nhiên và sự hợp tác NCKH giữa Trường ĐHKH Huế với Trường ĐH Kyushu (Nhật Bản).

VĂN LIỆU

1. Banno S., 1970. Classification of eclogites in terms of physical conditions of their origin. Phy. Earth Planet. Int., 3 : 405-421.

2. Barr S.M. et al., 1985. Occurrence of blueschist in the Nan River mafic-ultramafic belt, northern Thailand. Geol. Soc. Malaysia Newsletter, 11 : 47-50.

3. Barr S.M. and MacDonald A.S., 1987. Nan River suture zone, northern Thailand. Geology, 15 : 907-910.

4. Brothers R.N. and Yokoyama K., 1982. Comparison of the high-pressure schist belts of New Caledonia and Sambagawa, Japan. Contrib. Mineral. Petrol., 79 : 219-229.

5. Carswell D.A., 1990. Eclogites and the eclogite facies: Definitions and classification. In: D.A. Carswell Ed., Eclogite Facies Rocks : 1-13.

6. Carswell D.A. et al., 1997. Thermobarometry of phengite-bearing eclogites in the Dabie Mountains of central China. J. Metamorph. Geol., 15 : 239-252.

7. Chaudary M.N. and Ghazanfar M., 1987. Geology, structure and geomorphology of upper Kaghan valley, Northwestern Himalaya, Pakistan. Geol. Bull. Univ. Punjab, 22 : 13-57.

8. Chopin C., 1984. Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the Western Alps: A first record and some consequences. Contrib. Mineral. Petrol., 86 : 107-118.

9. Coleman R.G. et al., 1965. Eclogites and eclogites: Their differences and similarities. Geol. Soc. Amer. Bull., 76 : 483-508.

10. Department of Geology and Mineral Resources, 2005a. Geology and mineral resources of Phong Sa Ly - Đien Bien Phu map sheet (F-48-XIX & F-48-XX), pp. 123. Hà Nội.

11. Department of Geology and Mineral Resources, 2005b. Geology and mineral resources of Muong Kha - Son La map sheet (F-48-XXV & F-48-XXVI), pp. 118. Hà Nội.

12. Ellis D.J. and Green D.H., 1979. An experimental study of the effect of Ca upon garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria. Contrib. Mineral. Petrol., 71 : 13-22.

13. Hada S. et al., 1999. Rift-drift history and the amalgamation of Shan Thai and Indochina/East Malaysia blocks. In: I. Metcalfe Ed., Gondwana Dispersion and Asian Accretion : 67-87.

14. Harlow G.E., 1999. Interpretation of Kcpx and CaEs components in clinopyroxene from diamond inclusions and mantle sample. In: J.J. Gurne et al., Eds., Proc. of VII Intern. Kimberlite Convention,1 : 321-331.

15. Hutchison C.S., 1975. Ophiolites in Southeast Asia. Geol. Soc. Amer. Bull., 86 : 797-806.

16. Kretz R., 1983. Symbols for rock-forming minerals. Amer. Mineral., 68 : 277-279.

17. Lepvrier C. et al., 2004. The Early Triassic Indochinian orogeny in Vietnam (Truong Son Belt and Kontum Massif); Implications for the geodynamic evolution of Indochina. Tectonophysics, 393 : 87-118.

18. Liou J.G. et al., 2004. Global UHP metamorphism and continental subduction/collision: The Himalayan model. Intern. Geol. Review, 46 : 1-27.

19. Maruyama S. and Liou J.G., 1988. Petrology of Franciscan metabasites along the jađeite-glaucophane facies series, Cazadero, California. J. Petrol., 29 : 1-37.

20. Maruyama S. et al., 1996. Blueschists and eclogites of the world and their exhumation. Inter. Geol. Review, 38 : 485-594.

21. Maruyama S. and Liou J.G., 1998. Initiation of ultrahigh-pressure metamorphism and its significance on the Proterozoic-Phanerozoic boundary. Island Arc, 7 : 6-35.

22. Metcalfe I., 1996. Gondwana dispersion, Asian accretion and evolution of Eastern Tethys. Austr. J. Sci., 43 : 605-623.

23. Metcalfe I., 1999. Gondwana dispersion and Asian accretion: An overview. In: I. Metcalfe Ed., Gondwana Dispersion and Asian Accretion : 9-28.

24. Okey A.I. et al., 1989. Coesite from Dabie Shan eclogite, central China. Eur. J. Mineral., 1 : 595-598.

25. Otsuki M. and Banno S., 1990. Prograde and retrograde metamorphism of hematite-bearing basic schists in the Sanbagawa belt in central shikoku. J. Metamorph. Geol., 8 : 425-439.

26. Powell R., 1985. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: The garnet-clinopyroxene geothermometer revisited. J. Metamorph. Geol., 3 : 231-243.

27. Ravna E.J.K., 2000. The garnet-clinopyroxene geothermometer - an updated calibration. J. Metamorph. Geol., 18 : 211-219.

28. Takasu A. et al., 1990. Evolution of the Sanbagawa metamorphic belt. Lithos, 33 : 119-134.

29. Trần Văn Trị (Editor), 1979. Geology of Việt Nam (northern part). Geological Map (1:1000000). Science and Technology Publications, Hà Nội, 78 pp.

30. Trung N.M., Tsujimori T., Itaya T., 2006. Honvang serpentinite body of the Song Ma fault zone, Northern Vietnam: A remnant of oceanic lithosphere within the Indochina-South China suture.Gondwana Res., 9 : 225-230.

31. United Nations, 1990. Atlas of mineral resources of the ESCAP region, 6, Viet Nam. New York.