CÁC QUÁ TRÌNH ĐỊA HÓA TRONG TỰ NHIÊN

Tài liệu Địa hoá Ứng dụng dùng cho học viên Cao học ngành Địa chất, Hà Nội 2014 --- E- Làm giàu các nguyên tố không tương hợp f–Tham số phân đoạn kết tinh Quá trình phân dị của manti-

Có rất nhiều yếu tố di chuyển, theo Fersman (1944), các yếu tố di chuyển

có thể được chia thành hai nhóm chính:

1) Những yếu tố di chuyển bên trong có liên quan với tính chất của các nguyên tử và hợp chất của chúng;

2) Các yếu tố di chuyển bên ngoài liên quan đến hoàn cảnh tồn tại của nguyên tử

4.1.1.1 Các yếu tố di chuyển bên trong

Trong số các yếu tố di chuyển bên trong, theo Fersman, có thể chia ra: 1) Tính chất liên kết của các nguyên tố;

2) Tính chất hoá học của hợp chất;

3) Tính chất năng lượng của ion (độ bay hơi, độ nóng chảy);

4) Tính chất trọng lực và

5) Tính chất phóng xạ của các nguyên tử

4.1.1.2 Các yếu tố di chuyển ngoài

Là các yếu tố liên quan đến tính chất của môi trường bên ngoài (không phải các thuộc tính bên trong của vật chất) như:

- Nhiệt độ, áp suất của môi trường bao quanh, nồng độ vật chất trong môi trường

- Độ pH, Eh, của môi trường

- Tính hấp thụ cuả các hệ có trong môi trường

- Tác dụng của sinh vật

+ Nhiệt độ: tác động như một yếu tố vạn năng nó làm yếu mối liên kết và cuối cùng dẫn tới sự biến đổi trạng thái tập hợp: vật chất kết tinh rắn chuyển thành lỏng, lỏng chuyển thành khí, những phần tử khí chuyển thành nguyên tử, các nguyên tử lại chuyển thành ion

Theo tính chất nhiệt, tất cả các nguyên tố có thể chia ra mấy nhóm sau đây:

a) Khí bay hơi (He, Ar, N, O,vv ) có nhiệt độ nóng chảy và sôi thấp, rất tính động, dễ di chuyển

b) Các á kim linh động (P, Cl, F, S, I) kết hợp với những nguyên tố khác cho những hợp chất dễ bay hơi, thí dụ trong quá trình núi lửa phun, khí hoá, vv dưới hình thức này các nguyên tố dễ di chuyển Ở đây ô mạng kiểu phân tử giữ vai trò rất lớn

c) Các kim loại kiềm và kiềm đất dễ cho những hợp chất axit và halogen vững bền bay hơi

d) Các kim loại bay hơi (Hg, Pn, Tl, Bi) dễ dàng chuyển sang trạng thái khí và bởi vậy trong điều kiện magma có thể dễ dàng di chuyển dưới dạng các nguyên tố

đ) Các kim loại thường (Fe, Ni, Co, Cu, Pb, vv ) sôi ở nhiệt độ rất khác nhau từ vài trăm độ (Pb) đến hơn 1000 độ (Fe và Ni)

+ Độ Eh, pH của môi trường: đóng vai trò rất quan trọng đối với các quá trình

địa chất có liên quan đến các dung dịch khí lỏng Chẳng hạn độ hoà tan của các hydroxit Silic và Nhôm phụ thuộc vào pH của môi trường được trình bày ở hình 4.1

Hình 4.1: Độ hoà tan của hydroxit nhôm , hydroxit sắt và oxit silic vô định hình trong điều kiện Ngoại sinh (môi trường bề mặt của trái đất) (Nguồn Nelson, 2004)

Trong thiên nhiên độ pH đóng một vai trò rất quan trọng trong việc hoà tan hay kết tủa một số ion Ví dụ ion Fe3+ kết tủa rất mạnh (hình 4.2) trong điều kiện môi trường axit yếu và trung tính (pH>2), còn các ion Zn+2 và As+2 chỉ bắt đầu kết tủa trong môi trường Trung tính (pH>7)

Hình 4.2: Đường hoà tan của các ion sắt phụ thuộc vào thế năng o xi hóa (pe) và độ

axit- ba zơ (pH) của môi trường

Độ pH bắt đầu kết tủa một số ion trong điều kiện ngoại sinh (môi trường nước) được thể hiện ở bảng 4.1

Bảng 4.1: Độ pH bắt đầu kết tủa của một số ion

4.1.2 Khái niệm về các chu trình địa hoá

Chu trình địa hoá của vật chất là là quá trình thay đổi trạng thái tồn tại trong không gian, theo thời gian để vật chất thích ứng và cân bằng vói điều kiện mới và trở về trạng thái bền vững ban đầu

Có thể xem lịch sử của địa hoá của bất cứ nguyên tố nào như sự tham gia của chúng vào chu trình chung của vật chất trong phạm vi các địa quyển và được coi là chu trình địa hoá lớn: Đá magma, đá trầm tích, đá biến chất, đá siêu biến chất và thành tạo magma mới (hình 4.3)

Hình 4.4: Sơ đồ mô hình hoạt động của các lò magma trong vỏ trái đất

4.2 ĐẶC ĐIỂM ĐỊA HOÁ CỦA CÁC QUÁ TRÌNH NỘI SINH

4.2.1 Đặc điểm địa hoá của quá trình magma thực sự

Các khái niệm:

Các nguyên tố tương hợp-không tương hợp

Magma béo-gầy

Magma Ướt-khô

Magma bão hòa silic-không bão hòa

4.2.1.1 Khát quát về quá trình Magma

Quá trình magma là giai đoạn đầu tiên của chu trình địa hoá lớn Quá trình này xảy ra ở phần sâu của vỏ đất và chịu ảnh hưởng của các yếu tố nội sinh như nhiệt độ, áp suất

Nguồn gốc của magma được nhiều nhà địa chất nghiên cứu (Coxet al,

1979, Hart and Allegre, 1980, Rollingson, 1993 )

Có hai loại: Magma nguyên thủy- Magma tái nóng chảy

Trong đó magma nguyên thủy xuất phát từ manti

Kết quả cho thấy hiện tượng nóng chảy từng phần của manti sẽ cho các dung thể magma có thành phần tương ứng:

- Manti bị nóng chảy:

15-30% sẽ cho magma có thành phần tương ứng với dunit,

30-60% cho magma có thành phần tương ứng peridotit,

60-90% sẽ cho magma có thành phần tương ứng với bazalt )

Khi nghiên cứu tỷ lệ Ni và Cr trong các thể tù của Kimberlit, Cox et al., (1979) đã kết luận rằng các thể tù này đại diện cho manti chưa nóng chảy

Tài liệu Địa hoá Ứng dụng dùng cho học viên Cao học ngành Địa chất, Hà Nội 2014

-

Các chỉ số đất hiếm như tỷ lệ Rb/Sr được sử dụng rộng rãi để

nghiên cứu quá trình thành tạo đá magma Mỗi một kiểu thành tạo có

những chỉ số đặc trưng riêng

Nhìn chung tỷ số Rb/Sr tăng lên đáng kể khi quá trình kết tinh

đạt tới giai đoạn chót

Hỡnh 4 : quá trình kết tinh ở vùng không ổn định của một pha do

hiện tượng quá lạnh (Supercooling) hoặc quá bão hòa

(Supersaturation)

Địa hoá học của các quá trình magma, theo quan điểm hiện

đại, thừa nhận magma xuất phát từ hai loại nguồn gốc khác nhau :

- Magma nguyên thủy có nguồn gốc từ dưới manti

đi lên trên bề mặt vỏ Trái đất sẽ bị nguội lạnh đi và phân dị thành những loại đá khác nhau (từ siêu mafic đến felsic)

- Magma tái nóng chảy từ chính phần vỏ trái đất

(thạch quyển), thường tạo thành các cung đảo với thành phần trung tính (hình 4.5)

Tài liệu Địa hoá Ứng dụng dùng cho học viên Cao học ngành Địa chất, Hà Nội 2014

-

Tài liệu Địa hoá Ứng dụng dùng cho học viên Cao học ngành Địa chất, Hà Nội 2014

-

E- Làm giàu các nguyên tố không tương hợp f–Tham số phân đoạn kết tinh

Quá trình phân dị của manti- vỏ Trái đất trong quá trình tích tụ

hành tinh, tiến hóa trong giai đoạn sớm

Goldschmicht và một số nhà bác học khác cho rằng nhân kim loại (sắt), các lớp sulphur-oxit và vỏ silicat - đã được thành tạo do sự phân chia nguyên thủy các vật chất của Trái đất ngay trong giai đoạn đầu hình thành Trái đất

Bowen nghi ngờ điều giả định cho rằng từ lớp basalt rắn có thể thu được magma basalt khi nung chảy chúng theo các thí nghiệm cũng như theo sự quan sát trong tự nhiên, người ta thấy trong trường hợp đó sẽ tạo loại dung thể Sial (Si, Al) axit hơn, dung thể đó sẽ nổi lên trên, phần còn lại có thành phần mafic

và nặng hơn là Sima (Si, Mg) sẽ chìm xuống dưới Bởi vậy Bowen cho rằng ở độ sâu 37- 60 km các đá có thành phần periđôtit Khi nóng chảy các đá đó một cách có lựa chọn thì sẽ thành tạo magma basalt Bowen bảo vệ những lập luận của mình bằng các phép tính toán Thành phần của đá trong đới periđôtit, theo Washington (sau khi tính đối với các khoáng vật) như sau (theo %):

1- Octhoclas 4,5 3- Anorthit 33,5

2- Albit 15,0 4- Điôpsit sắt 47,6

Mô hình hoạt động của magma trong manti và vỏ Trái đất

Cần phải nhấn mạnh rằng vấn đề về magma gốc cho đến nay vẫn

chưa được giải quyết một cách triệt để Cùng với những ý kiến cho rằng

chỉ có một magma duy nhất (chiếm đa sô hiện nay), vẫn còn có những ý

kiến cho là có hai loại magma axit và mafic Người đại diện rõ ràng nhất

cho thuyết này là Levinson- Lessing

Sau đây chúng ta sẽ xuất phát từ giả thuyết về magma basalt duy nhất để xem xét vấn đề phân dị magma

Các yếu tố quan trọng của sự di chuyển là: trọng lực, nồng độ của các

chất trong dung nham, nhiệt độ và áp

suất

Trọng lực là nhân tố thường xuyên và rộng khắp; nhiệt độ của magma thì

độ), sự đồng hoá (biến đổi nồng độ) và sự bốc hơi (biến đổi áp suất) Tất nhiên

sự biến đổi nguội lạnh là nguyên nhân bao trùm tất cả, các nguyên nhân khác chỉ có ý nghĩa thứ yếu

Trong magma xuất hiện những quá trình phân dị -chủ yếu là sự phân

dị kết tinh, sự dung ly, phân dị nồng độ, sự dồn ép, sự đồng hoá, sự trộn lẫn các magma

Lẽ dĩ nhiên sự phân dị kết tinh có ý nghĩa quan trọng nhất vì nó có cơ

sở lý thuyết rõ ràng hơn các quá trình phân dị khác và được xác nhận bằng thực nghiệm Vai trò quan trọng của sự dung ly chỉ được một số nhà nghiên cứu công nhận

Nếu như các dung thể silicat và sulphur không trộn lẫn với nhau và xảy ra sự dung ly chúng khi hạ thấp nhiệt độ đến nay đã được chứng minh bằng thực nghiệm và vấn đề phân dị bản thân hệ thống silicat hãy còn phức tạp hơn Trong một thời gian dài việc nghiên cứu sự phân dị của hệ thống này bằng thực nghiệm đã không đạt kết quả mong muốn Chỉ từ năm 1935-

1937, Đ P Grigorev nghiên cứu dung thể silicat có chứa SiO 2 , Al 2 O 3 , MgO,

K 2 O và CaF 2 khi nung nóng các phối liệu trong lò than đến nhiệt độ 1250 0 và sau đó tiếp tục làm lạnh thì mới đạt được kết quả

Trong những thí nghiệm này được thành tạo hai chất lỏng: một chất tương đối giàu SiO 2 , K 2 O và F, một chất khác giàu MgO, CaO và

Al 2 O 3 hơn Chất đầu axit và nhẹ hơn, thành tạo ở những lớp trên; chất thứ hai mafic và nặng hơn, tập trung ở dưới Người ta đã chứng minh rằng, tính không trộn lẫn trong trường hợp này phụ thuộc vào flo: nếu không có flo thì tất cả thành phần của dung thể sẽ đông lại thành một khối hoàn toàn đồng nhất không có một chút dấu vết của sự phân dị Đ P Grigorev giả thiết rằng, để dung ly các dung thể silicat cần phải có những thành phần bay hơi: ngoài flo có thể là Bo và nước Đối với Bo thì điều đó đã được O

N Đmitrievxki xác nhận bằng thực nghiệm và thu được hai thể lỏng không lẫn lộn trong dung thể chứa Bo

Lêvinson-Lessing đã từ lâu nhấn mạnh ý nghĩa đặc biệt của vấn đề dung ly magma silicat: ông cho rằng các đá có thành phần khác nhau là những ví dụ của sự phân dị, trong đó ông luôn luôn nhấn mạnh vai trò của các hợp chất bay hơi, đặc biệt là nước Các thí nghiệm của Grigorev đã xác nhận những giả thiết này

Ngoài sự dung ly, việc phân chia các thể lỏng có thể xảy ra theo cách khác bằng cách phân dị nồng độ dưới ảnh hưởng của sự thành tạo các dòng nhiệt hoặc là theo định luật Sore (sự tăng nồng độ ở những phần lạnh hơn của dung dịch) Có thể, trong một số trường hợp, sự phân dị ở rìa của một vài thể xâm nhập cũng được giải thích bằng cách này

Vai trò của sự đồng hóa (Assimination) cũng rất hiển nhiên, bởi vì nó dẫn tới

sự thay đổi một trong những yếu tố cân bằng của hệ - nồng độ của một số chất nào

đó Vai trò của sự đồng hóa đã được Lêvinson-Lessing chú ý từ năm 1897, nhưng đầu tiên ông được rất ít người ủng hộ Về sau vai trò của hiện tượng đồng hóa càng ngày càng được công nhận và xác định bằng nhiều thí dụ

Trong một số trường hợp, có thể giải thích sự thành tạo các kiểu trung gian giữa đá axit và mafic bằng lý thuyết cũ của Bunzen về sự trộn lẫn các magma tốt hơn nhiều so với các phương pháp khác

Tất cả các giả thuyết nói trên chỉ giải thích một mặt nào đó trong cả quá trình phức tạp của hiện tượng phân dị Nhưng mức độ hoàn chỉnh của chúng không giống nhau

Đầy đủ nhất là giả thuyết về sự phân dị kết tinh, nó tổng quát hóa các yếu

tố chắc chắn của sự chuyển biến các thể lỏng thành thể rắn khi nhiệt độ giảm; các yếu tố tương tự cũng biểu hiện ngay cả lúc các vật chất đầu tiên được tách ra bằng một cách nào đó khi còn trong trạng thái lỏng

Khi nói đến việc di chuyển các yếu tố, chúng ta đã đề cập đến những định luật cơ bản xác định sự chuyển biến các nguyên tố từ chất nóng chảy sang trạng thái kết tinh Chúng ta thấy rằng sự giảm dần nhiệt độ, sự nguội lạnh magma, xu hướng làm cho hệ thống tiến đến thể nhiệt động thấp nhất

đã đóng vai trò chủ yếu Theo định luật khối lượng tác dụng và quy tắc tường, thì việc hạ thấp nhiệt độ không tránh khỏi kèm theo sự chuyển biến một phần vật chất chuyển từ trạng thái lỏng sang trạng thái rắn

Xét sơ đồ albit-anoctit (hình 4.6) như một thí dụ về tính trộn lẫn hoàn toàn của các khoáng vật, ta có thể thấy rằng khi nguội lạnh bình thường plagiocla giàu calci bao giờ cũng tách ra trước, sau đó đến plagiocla giàu natri hơn tách ra Như vậy, ở đây quan hệ eutectic không được tuân theo

Hình 4.6: Biểu đồ cân bằng pha của các hệ 2 hợp phần (a) và ba hợp phần (B) phổ biến trong giai đoạn đầu của quá trình phân dị kết tinh của magma (Nguồn: Internet)

Trong đa số các hệ thống tự nhiên khác, quan hệ eutectic thường bị

vi phạm rất mạnh và có khi bị sai lệch Điều đó được giải thích bằng phản

đời của khoáng vật cũng là lúc bắt đầu sự huỷ diệt chúng

Chẳng hạn, nếu forsterit được tách ra khỏi dung dịch, nó sẽ tác dụng

ngay với chất lỏng còn lại, xung quanh hạt forsterit có thể thành tạo các rìa phản ứng của clinoenstatit Dù lượng forsterit và clinoenstatit trong dung dịch ban đầu như thế nào đi nữa thì đầu tiên bao giờ forsterit cũng tách

tên ông gọi là liệt Bowen Hiện nay liệt Bowen vẫn được nhiều nhà thạch học vận dụng để luận giải thứ tự kết tinh và quan hệ giữa các tổ phần trong THCS Kháong vật của các đá magma

Hình 4.7: Sơ đồ tiến hóa magma kinh điển của Bowen (1938)

Trên cơ sở nghiên cứu thực nghiệm và quan sát trong thiên nhiên, Bowen

đã cho rằng mỗi một khoáng vật nằm trên tách ra khỏi dung dịch sớm hơn khoáng vật nằm dưới, khoáng vật nằm dưới ra đời là do phản ứng của khoáng vật sinh ra trước với dung thể còn lại Nhánh bên phải biểu diễn dãy phản ứng liên tục của plagioclas, nhánh bên trái biểu diễn dãy phản ứng gián đoạn của ôlivin, pyroxen, amfibol và biôtit

Từ những vấn đề nêu ở trên, suy ra rằng: trước hết khi kết tinh magma, người ta nhận thấy sự lắng đọng theo một thứ tự nhất định theo dãy phản ứng; thứ hai là, các khoáng vật mất đi cũng theo thứ tự như khi nó xuất hiện (đó là

điều khác với hệ eutectic không có một khoáng vật nào biến mất

cả)

Có thể thấy rằng, định luật Oswald được phản ánh trong nguyên tắc phản

ứng của Bowen Đầu tiên, các khoáng vật lắng đọng, khi nhiệt độ và áp suất giảm xuống chúng sẽ trở nên không vững bền, chúng tiếp tục phản ứng với dung thể và dần dần chuyển thành những khoáng vật vững bền trong những điều kiện hóa lý nhất định Sự chuyển biến có thể là một bộ phận hoặc là toàn bộ Bởi vậy đôi khi trong gabrô, basalt có thể còn gặp ôlivin nhưng không bao giờ gặp nó trong đá axit hơn, thí dụ trong granit Trong granit quá trình phân dị còn đi xa hơn do đó

có đủ thời gian để cho ôlivin biến mất hoàn toàn

Như vậy nếu coi magma basalt là magma gốc khởi đầu đối với tất cả các loại đá và coi rằng, sự phân dị kết tinh đóng vai trò chủ yếu thì theo quan niệm của Bowen, Goldschmicht và Fersman, chúng ta sẽ có sơ đồ phân dị như sau:

Magma gabrô magma điôrit magma granit dung dịch nước

Giai đoạn kết tinh chính tách ra các silicat thường gặp trong tự nhiên nhất:

felspat, mica, mêtasilicat, v v Felspat kali nói chung lắng đọng muộn hơn các khối mafic của plagioclas Ở nhiệt độ cao có thể xảy ra hiện tượng đồng hình của kali và natri, bởi vậy octôcla có hỗn hợp đồng hình của albit, về sau ở nhiệt

độ thấp hơn albit sẽ tách ra; ta gặp hiện tượng pectit là hiện tượng octôcla ghép với albit

Hiện tượng phân hủy tương tự các hỗn hợp đồng hình (dung dịch cứng) gọi

là hiện tượng đitectic cũng xảy ra mạnh ở giai đoạn kết tinh chính

Magie còn lại từ lần kết tinh đầu, tách ra trong giai đoạn kết tinh chính chủ yếu dưới dạng điopsit, augit và các pyroxen khác

Nhôm, một phần nằm trong pyroxen và amfibol, còn phần chính nằm trong trường hợp khác một khối lượng rất lớn nằm trong silicat kiềm- pyroxen kiềm, trong đó nhôm bị sắt thay thế, thí dụ êgirin

Trong magma nguyên thủy, SiO 2 thường nhiều hơn hàm lượng cần thiết để liên kết với các cation, hàm lượng của nó càng ngày càng tăng theo quá trình kết tinh Bởi vậy về sau các khoáng vật tách ra càng ngày càng giàu SiO hơn (đặc điểm đó được minh hoạ bằng với nhóm plagioclas)

Khi thiếu SiO 2 thay thế cho felspat kiềm thì sẽ thành tạo lơxit (KAlSi 3 O 8 ) và albit (NaAlSi 3 O 8 )

Trong quá trình kết tinh đầu và kết tinh chính, hiện tượng đồng hình rất phổ biến Thí dụ đồng hình không giới hạn của Na và Ca (trong plagioclas), đồng hình của Mg và Fe (trong olivin), đồng hình ở nhiệt độ cao của K và Na (pegmatit) Trong felspat kali người ta biết đồng hình của

Ba và K: ở đây thường thấy có một lượng không lớn lắm Rb và Cs thay thế cho kali Trong augit sắt thường bị mangan thay thế

+ Quy luật về cấu trúc các khoáng vật silicat trong quá trình kết

tinh

Khi xem xét các khoáng vật phổ biến nhất trong đá magma, tức là các silicat, có thể thấy mối liên kết tứ diện silic- oxi phức tạp dần theo thứ tự kết tinh chúng từ dung nham Đầu tiên lắng đọng các khoáng vật, trong đó các

tứ diện đơn độc (silicat đảo- olivin, v.v…), sau đó là các khoáng vật, trong đó các tứ diện liên kết với nhau thành mạch (pyroxen) và dải (amfibol); kế đến

là silicat lớp (mica và v.v.); đến cuối quá trình, số lượng các đơn vị kiến trúc “liên kết“ tăng lên, các tứ diện liên kết với nhau tạo thành khung và gần như lấp đầy thể tích (felspat, thạch anh, v.v.) Do đó trong sơ đồ ta có trình tự sau:

Đảo-SiO 4  Mạch- SiO 3  Dải- Si 4 O 11  Lớp- Si 2 O 5  Khung- Si 3 O 8

Thể tích SiO 2 tăng dần

Do vậy, trong quá trình kết tinh ở các tứ diện, số lượng các ion oxi chung càng ngày càng lớn, tỷ số nguyên tử silic (kể cả nguyên tử nhôm và các nguyên tố khác thay thế đồng hình cho silic) với số nguyên tử thì tăng lên một cách từ từ (từ 1:4 đến 1:2)

+ Khái niệm về độ bão hòa

silic

Nếu cho rằng thành phần trung bình của đá magma gần giống với thành phần của vỏ Trái đất và chú ý rằng trong các silicat phổ biến nhất - cụ thể là trong felspat

- nhôm có số phối trí 4, nghĩa là đồng hình với silic, thì từ đó có thể tính được tỷ

số giữa số nguyên tử Si + Al dối với nguyên tử oxi cho các magma gốc Số Clark nguyên tử tương ứng (theo Fersman) đối với vỏ Trái Đất là: O = 53,30; Si = 17,25; Al = 4,80%

Si + Al 17,25 + 4,80

= = 0,41

O 53,30 (gần bằng tỷ số 2 : 5)

Xuất phát từ đó, có thể chia tất cả silicat thành các loại silicat chưa bão hoà silic, trong đó tỷ số trên bé hơn tỷ số trung bình (thí dụ, olivin), các silicat bão hoà silic, tỷ số trên lớn hơn tỷ số trung bình (felspat, thạch anh)

silicat trung gian, trong đó tỷ số trên đúng bằng tỷ số trung bình, bằng 2 : 5.

+ Quy luật phân dị thành phần trong quá trình kết

Nb, Rb, Cs )

Sự tập trung những nguyên tố hiếm như vậy rất đặc trưng đối với pegmatit granit và xem như là sản phẩm của sự kết tinh sau cùng (các nguyên tố không tương hợp)

Người ta đã phát hiện ra rằng sự tập trung các nguyên tố hiếm trong

magma tàn dư về cơ bản có liên quan với kích thước các tổ phần đó

Bán kính ion của chúng hoặc quá lớn hoặc quá bé, để các ion này có thể

tham gia đồng hình vào mạng tinh thể của những khoáng vật phổ biến hơn

đã được nói đến trong phần về đồng hình

Ở đây ta không thấy có sự thay thế Cu cho Na,

Sn,Mo  Mg

Cd Ca, mặc dù bán kính của chúng gần bằng nhau

Vì những nguyên nhân nêu ở trên, rất nhiều nguyên tố hiếm trong quá trình tiến triển của magma càng ngày càng tích luỹ trong dung thể lỏng, còn lại sau khi thành tạo các khoáng vật chủ yếu của sự kết tinh

Như vậy, sự bắt đầu tách ra của một khoáng vật nào đó trong số những khoáng vật đi kèm dường như là một dấu hiệu khác của giai đoạn phân dị magma, chẳng hạn, hàm lượng trong đá của magiê hoặc sắt; nghĩa là của những nguyên tố mà trong qúa trình phân dị kết tinh magma, lượng của chúng trong magma giảm liên tục Thí dụ, X Đ Popov đưa ra nhiều tài liệu thực tế và chỉ ra rằng, các granit chỉ chứa casiterit trong trường hợp khi hàm lượng magiê oxit trong chúng tụt xuống dưới 0,3%, nghĩa là khi mà

sự phân dị magma đã xảy ra rất lâu (theo Deli, hàm lượng MgO trung bình trong gabro là 7,51%, trong diorit là 3,57%, trong granit 0,88%) Cũng cần có sự đối chiếu như vậy đối với các khoáng vật đi kèm khác: điều

đó rất có thể giúp ích cho việc giải quyết vấn đề phức tạp về nguồn gốc các đá

và có thể có ý nghĩa thực tế khi đánh giá mức độ chứa kim loại của một thể xâm nhập nàođó hoặc các dẫn xuất của nó (pegmatit, greisen, skarn)

Hình 4.8: Quy luật biến đổi thành phần khoáng vật, thành phần hóa

học và nhiệt độ thành tạo của các nhóm đá magma (Nguồn: Internet)

Sự phân chia thành các quá trình kết tinh đầu, kết tinh chính và kết tinh sau cùng của magma gốc xảy ra gần như theo sơ đồ trên; nhưng cần phải bổ sung vào sơ đồ trên ba điểm sau đây:

1 Trong quá trình kết tinh đầu hoặc nói chính xác hơn ở giai đoạn hơi

sớm hơn, do sự dung li, các magma sulphur riêng biệt có thể tách khỏi magma silicat tạo thành những mỏ quặng conchedan (Sudbury ở Canada, Busven ở Nam Phi v.v.) Lúc này các magma sulphur, thường xâm nhập vào đá silicat hoặc các tập trầm tích thành tạo sớm hơn, điều đó làm một số nhà địa chất nhầm lẫn cho rằng sự tách những magma này không có liên quan với kết tinh

đầu Sự phân chia các magma silicat và magma sulphur trong trường hợp này giảm độ hoà tan của sulfua trong silicat nóng chảy khi hạ thấp nhiệt độ

và do sự khác nhau về tỷ trọng của sulfur và silicat

2 Do sự kết tinh đầu và kết tinh chính dung thể giàu thêm các chất bốc:

H 2 O, F, Cl, B, v.v Trong những giai đoạn riêng biệt của sự tiến hoá magma có thể xảy ra sự tách các thể bay hơi khỏi những chất lẫn tàn dư khó bay hơi (sự thăng hoa), do đó mà thành tạo các mỏ khí thành và tiếp theo đó là mỏ nhiệt dịch

3 Magma tồn tại ở nơi tiếp xúc trực tiếp với đá phun trào và đôi khi ở nơi tiếp xúc với đá có nguồn gốc trầm tích Một mặt nó có thể nung chảy các đá (đồng hóa) làm biến đổi thành phần của mình: điều đó có thể phá vỡ quá trình phân dị bình thường và dẫn đến sự thành tạo các đá pha trộn (lai tính-hybrid)) Mặt khác với nhiệt và các thành phần dễ linh động của

mình, magma có thể ảnh hưởng đến các đá vây quanh: điều này dẫn tới việc thành tạo các đá biến chất - tiếp xúc

Thành tạo khí thành Thành tạo nhiệt dịch Labrado Andesin Oligoclas

17

Orthoclas

Muscovit Thạch anh Magma gabro Magma diorit Magma granit D.Dịch nước

Augit Amphibol Olivin

Biotit Pegmatit

Granit Chromit

Ilmetit

Titanomagnetit

tàn dư

Magma sulphur Magma olivin Pyroxen + chromit Hình 4.9: Sơ đồ tiến triển các đá magma, theo Bowen, Goldschmidt, Fersman Như vậy, trong những giai đoạn khác nhau của quá trình tiến triển magma gốc nguyên sinh chúng ta sẽ có những sản phẩm kết tinh thuộc các kiểu sau đây: 1) Các đá kết tinh đầu;

Điều đó có thể biểu diễn trong sơ đồ sau (theo quan niệm của

Bowen, Goldschmitch và Fersman (hình 4.9)

Sơ đồ tiến hoá của đá magma từ một khối magma basalt (gabro) nguyên thủy qua quá trình phân dị kết tinh duy nhất rất dễ theo dõi vì nó đơn giản và mạch lạc

Tuy vậy, khi nhấn mạnh đến tính cực kỳ phức tạp của vấn đề nguồn gốc đá magma trong khi chưa có lý thuyết nào bao hàm đầy đủ, Levinson-Lessing quy tất cả các đá magma về ba kiểu theo quan niệm nguồn gốc của chúng

1 Các sản phẩm kết tinh trực tiếp của magma-prototectit

2 Các sản phẩm thu được do sự nóng chảy lại những khu vực cổ hơn của vỏ Trái Đất và do sự phân dị tiếp theo- antectit

3 Các sản phẩm của sự trộn lẫn magma- sintectit

Gần đây, khi các tài liệu nghiên cứu về địa hóa vũ trụ ngày càng nhiều, ngươì ta thấy rằng liệt Bowen không được tuân thủ chặt chẽ (hình 4.10) trong quá trình hình thành các khoáng vật trong vũ trụ (và có lẽ trong Trái đất nữa)

Trình tự hình thành các khoáng vật khi nhiệt độ giảm dần trong vũ trụ (theo White, 2011 )

Theo sơ đồ hình thành các khoáng vật này ta thấy diopsit (pyroxen xiên) của Ca-Mg thậm chí còn được thành tạo trước cả olivin và pyroxen thoi (enstatit) Còn plagioclas Trung tính có nhiệt độ thành tạo cao hơn so với olivin và pyroxen chứa Fe và Mg Tất nhiên sơ đồ này còn nhiều vấn đề phải bàn nhưng cũng cho thấy một cách nhìn khác về trình tự các khoáng vật được thành tạo trong tự nhiên

4.2.1.2 Những đặc điểm địa hóa học của quá trình kết tinh sớm

Theo quan điểm magma chính thống, ở giai đoạn đầu của sự tiến

hoá magma basalt duy nhất, từ dung thể magma sẽ thành tạo magma mafic và siêu mafic: peridotit, dunit, pyroxenit, amfibolit, basalt, gabro, norit

Hàm lượng trung bình của các oxit trong các đá kết tinh đầu của các nguyên tố thông thường như sau (theo Deli và Treger) bằng phần trăm (%):

Tất cả các nguyên tố kết tinh đầu, theo Fersman, có thể chia ra làm bốn nhóm quy ước

1 Các nguyên tố chủ đạo: Mg, S i, O , Ti, Fe, Ni, Cr

2 Các nguyên tố chính: C, Na?, Al?, P, S (Cl), Ca, V, Mn, Co, Pt, R u, Rh, Pd,

Os, Ir

3 Các nguyên tố thứ yếu: (H), Sc, Cu, Zn, Ge, As, Po, (Sb), (Hg), Tl, Ag,Au

4 Các nguyên tố đi kèm (nằm gần các trường địa hóa bên cạnh): K , Sr,Z r,

19

Nb, Ta, W, Re, (Sn), Mo

Như vậy, trong các nguyên tố chủ đạo và các nguyên tố chính của đá kết tinh

đầu, chúng ta thấy có: O (16), Mg (24), Si (28), S (32), Ca (40), Ti (48), Cr (52),

Fe

(56) Trong ngoặc đơn là trọng lượng nguyên tử của đồng vị chủ yếu

Các phép tính toán chứng tỏ rằng, nói chung trong kết tinh đầu, các nguyên

tố chẵn chiếm hơn 97% số nguyên tử Vai trò của tính chẵn rất lớn ngay trong giai

đoạn đầu của sự kết tinh đầu, về sau số lượng các nguyên tố lẻ tăng lên một ít, chủ yếu có Na, Al và K, những nguyên tố đó có trong thành phần của felspat Trong các sản phẩm của sự kết tinh đầu, chủ yếu tập trung các nguyên tố

ưa

đá, ưa sắt, vai trò của các nhóm khác kém quan trọng hơn

Thành phần nguyên thủy của magma từ manti-nguồn cung cấp chính của các tổ phần chính và phân tán trong giai đoạn kết tinh đầu được thể hiện ở bảng 4.2 và 4.3

Bảng 4.2: Thành phần hóa học các tổ phần chính của manti

Ghi chú: mẫu 1: Pyrolit, 2-Thiên thạch, 3-Leczolit, 4- Dunit

Những nguyên tố chủ yếu của sự kết tinh đầu thuộc về chu kỳ Neon và Argon của bảng Mendeleev, nghĩa là thuộc về mảng bình thường của Fersman, Sự tập trung thường xuyên trong các sản phẩm kết tinh đầu của các nguyên tố họ sắt và đôi khi cả những nguyên tố nhóm bạch kim là rất điển hình

Đối với các nguyên tố họ sắt, nét đặc trưng là nguyên tử có nhiều loại ion

có điện tích khác nhau: Fe 2+ và Fe 3+ , Mn 2+ , Mn 3+ , Mn 4+ , Ni 2+ , Ni 3+ v.v

Bảng 4.3: Các chỉ số đất hiếm trong các đá magma

(theo White, 2005

Sự có mặt của các sulphur (hàm lượng S trung bình 0,25%) cũng như cacbon (đôi khi dưới dạng kim cương) trong sản phẩm kết tinh đầu chứng tỏ sự thiếu oxi trong quá trình kết tinh đầu Theo ý kiến của một số nhà nghiên cứu, sự thiếu oxi và các anion đơn khác để kết hợp với tất cả các cation sẽ dẫn tới sự chuyển biến một phần các nguyên tố lưỡng tính (thí dụ Ti, Cr, Fe) từ cation thành anion phức, đôi khi chuyển vào cả inmenit, cromit và manhetit kết tinh muộn hơn (theo định luật Rozen- Busch)

Trong số các nguyên tố đặc trưng của các sản phẩm kết tinh đầu, các ion hoá trị hai và bốn chiếm ưu thế, mà trội nhất là các nguyên tó có bán kính ion bé: Mg 2+ (0,66A 0 ), Fe 2+ (0,74A 0 ), v v Điều đó quyết định một điều là

độ lớn của năng lượng mạng tinh thể của sản phẩm kết tinh đầu cao hơn so với sản phẩm kết tinh chính và đặc biệt là so với sản phẩm kết tinh cuối cùng Do bán kính ion (hay nguyên tử) bé nên khoảng cách Me-S trong các sulphur trong quá trình kết tinh đầu (trong đó Me = Ni, Co, Cu, v v.) lên tới 3A 0

Hiện tượng đồng hình phát triển rất rộng rãi trong các sản phẩm của

sự kết tinh đầu.

Trình tự lắng đọng các khoáng vật xảy ra song song với sự biến đổi trị số năng lượng mạng tinh thể, nghĩa là với sự biến đổi hệ số năng lượng Đối với các cation chủ đạo trong silicat kết tinh đầu, điều đó được minh họa theo trình tự sau đây:

4.2.1.3 Vài nét về magma và khoáng sản

Phân loại magma

20 20

10 10

Hình 4.14: phân loại của hiệp hội định danh các đá magma quốc tế (IUGS) đối với các đá magma xâm nhập trong trường tổng quát (bên trái) và phân loại các đá

mafic-siêu mafic (khi M > 60, 2 hình bờn phải) (theo Streickeisen, 1976)

Hỡnh 4.15: phân loại của hiệp hội định danh các đá magma quốc tế

(IUGS) đối với các đá magma phun trào bình thường (hình bên trái)

và loại giàu kiềm (hình bên phải) (theo Streickeisen, 1979)

Như chúng ta đã biết mỗi kiểu đá magma khác nhau thường

kèm theo các loại khoáng sản riêng của mình Chẳng hạn như nhiều

nguyên tố siderofile và chalcofile như Ni, Co, Pt, Pd Au thường đi

kèm các đá magma mafic, trái lại các nguyên tố lithofile như Li, Sn,

Zr, U, W thường tìm trong các thành tạo liên quan đến magma

felsic hoặc kiềm Trên cơ sở đó người ta đã khái quát những

thành tạo các loại khoáng sản liên quan đến các đá magma

Cấu trúc vỏ Trái đất và khoáng sản liên quan:

+ Vỏ đại dương chiếm 2/3 bề mặt địa cầu, thường có bề dầy khá mỏng (khoảng 10km) so với vỏ lục địa Vỏ này bao gồm:

Thành phần ophiolit

- Các vật liệu lục nguyên được các dòng biển mang tới và các trầm

tích biển sâu nhỏ

- Phía dưới là các basalt có bề dầy khoảng 1-2,5km xen các thể xâm nhập

- Dưới cùng là lớp vỏ đại dương chính được hình thành do phân dị và kết

tinh magma basalt với thành phần chủ yếu là gabro, pyroxenite và peridotit

Mặt cắt của các basalt này được quan sát ở các thành tạo ophiolit (được coi

là tàn dư của các vỏ đại dương cổ trồi lên mặt đất)

Các loại hình khoáng sản liên quan đến vỏ đại dương được thể hiện ở hình

4.10 Trong đó bao gồm chủ yếu là Cr, Ni, Pt, các kết hạch Fe-Mn và

các bùn giàu kim loại, các sulphur VMS

Hình 4.10 Các loại hình khoáng sản liên quan đến vỏ đại dương

(theo Laurene Robb,2005)

Hình 4.11 Các loại hình khoáng sản liên quan đến agma trong vỏ lục địa (theo Laurene Robb,

2005)

+ Vỏ lục địa khác biệt với vỏ đại dương trước hết ở bề dầy dao động từ khoảng 20km ở vùng rift (đới tách giãn nội lục) đến khoảng 80km ở các đai tạo núi trẻ (trung bình 40km) Trước đây người ta cho rằng vỏ lục địa bao gồm đới phía trên có thành phần chủ yếu là granit (hoặc tương đương), còn đới phía dưới mang tính mafic hơn và được chia thành hai lớp bởi mặt bất chỉnh hợp

(mặt Conrad) và khác nhau bởi tỷ trọng Các kết quả nghiên cứu địa chất gần

đây cho thấy cấu trúc của vỏ lục địa phức tạp hơn rất nhiều và phản ánh lịch sử hoạt động magma và kiến tạo lâu dài, trong một số trường hợp vượt quá 3800 triệu năm (các khiên cổ hay các Craton) như ở Các khiên Canada, Tây Australia

Khoáng sản liên quan đến vỏ lục địa bao gồm kimberlit (và Lamproit) chứa kim cương ở các vùng khiên dầy, các đá mafic (anorthosit) chứa Ti, Các tập đá mafic chứa Cr, V, Pt, Cu và các granit và các xâm nhập kiềm chứa

Sn, W, F, Nb, REE, P, U)

Các kiểu magma và hàm lượng các kim loại:

Mặc dù hai lớp ngoài cùng của vỏ Trái đất, kể cả lớp thạch quyển rắn hơn và lớp quyển mềm (Asthenosphere) dẻo hơn, chủ yếu là ở thể rắn Thành phần của magma lại có thể chỉ ra bản chất của hàm lượng kim loại được tạo thành trong quá trình đông cứng của magma

Có 4 loại magma điển hình là basalt, andesit, ryolit và magma kiềm (bao gồm cả kimbeclit) Hàm lượng của một số tổ phần quan trọng của 4 loại

đá trên được thể hiện ở bảng 4.4

Bảng 4.4 So sánh thành phần hóa học của một số loại đá magma chính trong vỏ trái đất

(Theo White, 2005

+ Basalt:

Basalt có thể được thành tạo trong tất cả các bối cảnh kiến tạo nhưng phổ biến nhất là ở dọc các sống núi giữa đại dương và các hot spot liên quan đến vùng đùn lên của manti (Mantle Plume).Các basalt được thành tạo do sự nóng chảy từng phần của Manti có thể được mô tả chung là có thành phần peridotit Trong đó có loại komatiit (basalt chứa >18% MgO) và được hình thành trong các nền cổ (Trước 2500 triệu năm) như ở Kambalda (Western Australia) rất giàu các sulphur Cu-Ni

Như vậy có thể thấy rằng các mỏ liên quan đến loại basalt này điển hình là các mỏ kim loại siderofile và chancofile (xem bảng 4.4) Trong đó nổi bật là Ni, Cu, Co, Cr, V, Pt và vàng (xem hình 4.11) Sự làm giàu của các kim loại này cũng phản ánh ái lực hoá học của chúng đối với các nguyên tố điển hình của magma basalt (Fe-Mg) và quyết định thành phần khoáng vật của chúng (olivine và các pyroxen) Các phân tích của Naldrett (1989) cho thấy có sự quan hệ chặt chẽ giữa hàm lượng Ni và

Mg trong các basalt không chứa các khoáng hóa kim loại cơ bản

+ Andesit:

Là loại đá magma được hình thành từ các phun trào có thành phần trung gian giữa basalt và riolit với hàm lượng SiO2 dao động từ 53-63% Nguồn gốc của chúng vẫn đang tiếp tục được tranh luận nhưng chúng thường xuất hiện ở những đới tạo núi với hai trường hợp: hoặc dọc theo các cung đảo họăc tại các rìa lục địa nơi mảng đại dương bị hút chìm xuống Hiện vẫn còn tranh cãi về nguồn

gốc andesit chủ yếu là chúng là sản phẩm nóng chảy của magma nguyên thủy ở mức độ tương ứng hay là sản phẩm tiến hóa của nguồn magma có thành phần mafic hơn Các quan sát thực tế cho thấy andesite được thành tạo bởi cả hai quá trình magma nguyên thủy lẫn do dự phân dị kết tinh tại chỗ Kết quả phân tích thể hiện trong bảng 4.4 cho thấy hàm lượng các nguyên tố vết và phân tán trong andesit không cao

Hình 4.12 So sánh hàm lượng một số kim loại điển hình trong basalt và nhóm đá

phun trào trung tính-felsic, số liệu lấy từ bảng 4.4 (theo Laurene Robb,

2005)

Các mỏ quặng liên quan với các đá xâm nhập felsic thường chứa hàm lượng cao các nguyên tố lithofile như Li, Be, F, Sn, W, U và Th (xem bảng 4.4 và hình 4.13 Có sự khác biệt rõ rệt giữa các loại hình khoáng sản của các kiểu magma felsic có nguồn gốc khác nhau: Các magma felsic có nguồn gốc nóng chảy từ các trầm tích (S-granit) thường giàu Sn, W, U và Th, trong khi các magma bắt nguồn từ nóng chảy manti nguyên thủy (I-granit) thường giàu Cu, Mo,

Pb, Zn và Vàng

+ Các magma kiềm và kimbeclit:

Các magma kiềm bắt nguồn từ 3 loại magma điển hình trên như có đặc điểm ngèo silic và giàu kiềm (Na, K, Ca) hơn Chúng thường đi kèm với nhiều loại khoáng sản : các kim loại tạo quặng như Cu, Fe, P, Zr, Nb, REE, F,

U Thêm nữa Kimbeclit (và Lamproit)-những đá kiềm này là nguồn chủ yếu chứa kim cương

Hình 4.13 So sánh hàm lượng một số nguyên tố lithofile điển hình trong basalt và nhóm đá phun trào trung tính-felsic, số liệu lấy từ bảng 4.4 (theo Laurene Robb, 2005)

Hình 4.14 So sánh hàm lượng một số nguyên tố kim loại điển hình trong các đá

magma kiềm (riêng Cu và P trong Kimbeclit), số liệu lấy từ bảng 4.4 (theo

Laurene Robb, 2005)

Lamproit

Hinh 4.: sơ đồ một thể lamproit chứa kim cương điển hình tại Ellendal-

Western Australia

(Nguồn: internet)

+ Magma nguồn gốc chấn động hay va chạm (shock magmatism)

Ngoài các thành tạo magma đã mô tả ở trên, còn có một loại đá magma được hình thành trong một điều kiện rất đặc biệt: magma phát sinh do hiện tượng nóng chảy đất đá khi thiên thạch lao vào Trái đất Magma này được hình thành trong điều kiện đá bia (bị thiên thạch bắn phá) sẽ ở trong điều kiện nhiệt

độ lên tới hơn

900oC và áp suất lên tới 50GP (tương ứng với độ sâu > 1500Km trong lòng đất) Loại magma này đã được phát hiện trên Mặt trăng và có thể có ở Sao Kim, Sao

Thủy, Sao Hỏa và các vệ tinh của sao này, trong các mảnh thiên thạch Gần đây

đã,

các tài liệu mô tả loại magma này trong vỏ Trái đất cũng đã được công bố Các

đá này thường có dạng chondrul (giống hạt cầu tròn) và bị nóng chảy một phần làm phá hủy kiến trúc chondrul của đá

Hiện nay nhiều người cho rằng granophyr Vredefort (gần 100 km phía Nam thủ đô Giohannexbert của Nam Phi) thể hiện dung thể va đập bị kết tinh hoàn toàn với khối lượng khoảng 10.000Km3

(hình 4.21) Đây là một trong những hố thiên thạch cổ nhất (có tuổi khoảng 2,023 tỷ năm) còn giữ lại được trên bề mặt Trái đất Thể mafic khổng lồ và thân quặng sulphua Fe-Ni ở Sudbury (Canada) cũng được cho là kết quả của vụ va đập Đa số khối lượng của dung thể va đập Sudbury có thành phần silic và phần lớn granophyr được kết tinh từ đó đã bị đưa

đi do quá trình bóc mòn Tổng số dung thể được ước tính tại Sudbery khoảng

104 Km3 Do cấu trúc này bị vùi dưới các trầm tích trẻ hơn nên phạm vi các đá được tạo thành từ vụ va đập hiện nay vẫn chưa biết chính xác Tại đây đã phát hiện mỏ sulphur Fe-Ni cực lớn với trữ lượng hàng trăm triệu tấn quặng

Hình 4.21: sơ đồ địa chất của thể granophyr Vredefort (a) và hình ảnh một phần

4.2.2.1 Khái quát về pegmatit

Do sự phân dị dung thể magma đầu tiên, có thể thành tạo những magma

có

thành phần khác nhau, trong đó có magma gốc ở chỗ hàm lượng axit silic, kiềm, các thành phần chất bốc và một số nguyên tố hiếm cao hơn Từ magma granit có thể tách ra những chất bốc thăng hoa để bắt đầu quá trình khí thành và nhiệt dịch làm kết tinh một phần lớn các nguyên tố ở dưới dạng các khoáng vật tương ứng- fenpat, mica, thạch anh, v v tạo nên granit, nhứng dung thể tàn dư chứa nhiều chất bốc thì vẫn còn Khi dung thể tàn dư này kết tinh thì sẽ thành tạo các mạch pegmatit

Theo định nghĩa của Fersman “pegmatit granit là thể mạch, về cơ bản

có liên quan đến tàn dư granit magma, phần chủ yếu của nó kết tinh trong khoảng 700-350 0 và được đặc trưng bởi kích thước rất lớn của các tinh thể riêng lẻ, bởi sự kết tinh gần như đồng thời và bởi hàm lượng khá cao của một số thành phần bay hơi và linh động cũng như bởi sự tích tụ các nguyên tố phân tán của dung thể tàn dư”

Hình 4.15 Mô hình vị trí phân bố các thành tạo hậu magma (nguồn: Internet)

Là những sản phẩm tương đối nhẹ của sự phân dị magma granit và magma trung tính, pegmatit tập trung chủ yếu ở phần trên cùng của các batholit, phần bên sườn của batholit thường ít pegmatit Pegmatit có thể nằm ở vòm batholit hoặc ở giữa granit Trong trường hợp đầu, sự tiếp xúc của pegmatit với các đá vây quanh thể hiện qua mặt rìa (thí dụ rìa biotit trong amfibolit); trong trường hợp thứ hai sự chuyển biến granit thành pegmatit đôi khi từ từ, bởi vậy rất khó nhận thấy

Các khoáng vật trong pegmatit được đặc trưng bởi các tinh thể, có kích thước lớn, điều đó được giải thích bởi sự kết tinh khoáng vật xảy ra một cách yên tĩnh và trong điều kiện có nhiều hợp chất bay hơi, như Niggles đã chứng minh bằng thực nghiệm Đôi khi các tinh thể trong pegmatit làm ta ngạc nhiên vì kích thước của chúng: người ta biết có những tinh thể bêrin nặng tới 18 tấn (bang Man, Mỹ), spôđunmen dài 14m (bang Nam Đacôla, Mỹ); biôtit có diện tích đến 7m 2 (nam Nauy), microclin

và octôcla nặng tới 100 tấn (Nauy), thạch anh ám khói dài tới 2m (Uran, Liên Xô), Ziacôn nặng 6kg (Ontario, Mỹ), Topa nặng đến vài chục kg ở Bình Thuận (Việt Nam) v v

A Fersman chia quá trình tạo khoáng nội sinh ra 5 giai đoạn và 11 địa pha được đặt theo thứ tự từ A đến L (bảng 4.3) Mỗi kiểu đó phản ánh nhiệt

độ, áp suất, điều kiện hóa lý của môi trường và có một tổ hợp cộng sinh khoáng vật phân biệt với tổ hợp của kiểu khác Trong các quá trỡnh này chỉ

có 2 mốc nhiệt độ được cố định là ranh giới giữa các địa pha C và D, được đặc trưng bằng điểm chuyển pha của thach anh (573 o

C) và ranh giới giữa các địa pha G và H tương ứng với nhiệt độ tới hạn của nước (374 o C) Quá trỡnh thành tạo pegmatit xảy ra trong hệ thống kín

Bảng 4.3: Hệ thống hóa quá trình thành tạo pegmatit (theo A Fersman)

Giai đoạn Magma

Thực sự

Sau magma (hậu magma) Khí hóa Nhiệt dịch Ngoại sinh

magma

Pegmatit Dạng

pegmatit

Trên điểm tới hạn Nhiệt dịch Ngoại sinh

từ dung thể

Pegmatit

từ dung thể khí lỏng

Hậu pegmatite

từ dung dịch nhiệt dịch

Ngoại sinh

Thành tạo aplit

và các nhánh tiếp xúc

Pegmatit

có kiến trúc vân chữ

Giai đoạn chính của thành tạo pegmatit Felspat, thạch anh, muscovit, tuamalin, beryl,topaz

Muscovite hóa, albit hóa

Thành tạo các khoáng vật

Li và các kim loại hiếm khác

Mica xanh, fluorit, các carbonat, sulphur

và zeolit

Các khoáng vật ngoại sinh

Kiểu

pegmatit

I, II III, IV V, VI, VII VIII, IX, X

A E Ferman đã chia quá trình nội sinh thành 10 địa kỳ:

Địa kỳ B (800-7000

)- thành tạo các đới tiếp xúc tách pegmatit khỏi các đá, với kiến trúc aplit đặc trưng; có chứa granat và manhêtit

Địa kỳ C (700-6000

)- thành tạo đới chữ cổ (pegmatit) với sự ghép

có quy luật của thạch anh với felspat (granit chữ cổ)

Các địa kỳ D-E (600-5000), địa kỳ pecmatôit (khí bốc), với các khoáng

vật

đặc trưng của mạch pegmatit thành tạo seelit, miscôvit, berin, tôpaz, thạch anh

ám khói, felspat, v v

Các địa kỳ F- G (500-4000)- các địa kỳ tới hạn (khí thành-nhiệt dịch),

thành tạo những khoáng vật khí thành: mica màu lục, albit, các hợp chất của liti,

rubelit, v

v ; trong đó sự thay thế các khoáng vật đã thành tạo sớm hơn là nét đặc

trưng

Các địa kỳ H-I-K (400-500)- các địa kỳ nhiệt dịch, đầu tiên thành tạo

mica màu lục (jinbeclit và cukeit), sau đó thành tạo các sulphur, cuối cùng là

carbonat và zêolit

Địa kỳ L (50-00), địa kỳ biểu sinh- thành tạo các sản phẩm sét, calcit thứ

sinh, chancedony, thạch anh thứ sinh, v v

Trừ ngoại lệ nhỏ, tất cả các pegmatit granit đã biết đều được xếp vào sơ đồ

này, một sơ đồ đã được xây dưng trên cơ sở nhiều tài liệu thực tế Vì thế nó

cho phép

nhanh chóng xếp một pegmatit đã cho thuộc vào kiểu này hay kiểu khác và dự

đoán trước rằng, trong pegmatit đó (hoặc trong các mạch bên cạnh của trường

pegmatit) có hoặc không có các khoáng sản liên quan với kỳ đã định của quá trình

- Kiểu I: pegmatit thông thường và chứa cerium

- Kiểu II: pegmatit chứa nguyên tố hiếm với thành phần khoáng vật:

plagioclas, microclin, thạch anh, biotit, samarskit, columbit, uraninit

- Kiểu III: pegmatit có các khoáng vật: shorl-muscovit, fluorit, microclin, plagioclas, microclin, thạch anh, apatit

boron Kiểu IV: pegmatit có các khoáng vật fluoritboron beryl (topazboron beryl),

orthoclas, amazonit, thạch anh ám khói, turmalin xanh đen

- Kiểu 5: pegmatit có các khoáng vật albit, lepidolit, turmalin màu, topaz,

beryl hồng, muscovit lục, columbit, spodumen, casiterit

- Kiểu VI: pegmatit có các khoáng vật chứa phospho-mangan-liti: albit, thạch anh, beryl chứa cesi, turmalin đa màu, polucit, petalit,

amblygonit và

các phosphat khác

- Kiểu VII: pegmatit nhôm- fluorit với khoáng vật điển hỡnh là cryolit

- Kiểu VIII: pegmatit carbonat-fluorit với khoáng vật điển hỡnh là

carbonat,

fluorit, parisit

- Kiểu IX: pegmatit sulphur (ít phổ biến)

- Kiểu X: pegmatit kiềm với zeolit

K A Vlaxôv chỉ ra rằng, quá trình thành tạo các mạch pegmatit phức tạp, chứa các khoáng vật kim loại hiếm, nên chia làm 4 giai đoạn và tương ứng

có thể chia thành 4 kiểu pegmatit

- Kiểu I- pegmatit hạt nhỏ đặc trưng cho giai đoạn đầu của quá trình pegmatit Kiểu này thường thấy trong mạch có độ dày bé, trong đó, với lượng các hợp chất bay hơi ít thì nhiệt độ giảm nhanh và sẽ kết tinh càng nhanh

- Kiểu II- tương ứng với giai đoạn tiếp theo của quá trình pegmatit, khi đó

từ dung dịch- dung thể còn lạil, kết tinh những felspat khối lớn cũng như xảy

ra sự tách rời và tập trung các nguyên tố hiếm kết tinh thành các khoáng vật tương ứng Trong sơ đồ lý tưởng kiểu mạch đứng, kiểu thứ hai nằm cao hơn kiểu thứ nhất

- Kiểu III- nằm cao hơn nữa, ở đó nồng độ các hợp chất bay hơi (trong đó

có các nguyên tố hiếm) cao hơn và sự đông đặc xảy ra chậm hơn Đối với giai đoạn thứ ba này, sự thành tạo felspat cũng như thạch anh dạng khối lớn và các tinh thể của một số khoáng vật hiếm (bêrin, spôđumen, v v.) bên cạnh các đới chặt xít là nét đặc trưng

- Kiểu IV- giai đoạn cuối cùng của quá trình, khi đó, nồng độ các hợp chất bay hơi trong dung thể dung dịch vẫn còn cao, chúng bắt đầu tác dụng lên

trong những nơi tập trung các hợp chất bay hơi

4.2.2.2 Đặc điểm về thành phần khoáng vật của pegmatit

Trong giai đoạn pegmatit có rất nhiều khoáng vật được thành tạo Hiện nay

người ta tính có gần 300 loại khoáng vật trong pegmatit granit điển

Có thể hình dung nồng độ tương đối của các nguyên tố hiếm bằng một số ví dụ (tính theo phần trăm): hàm lượng Li trong gabrô 1,5.10-3, trong pegmatit granit 0,15 (gấp 100 lần); B trong pêriđôtit 1.10-

4, trong pegmatit 0,01 (gấp 100 lần); Ga trong periđôtit 2.10-4, trong pegmatit 3.10-3 (gấp 15 lần); Rb trong gabrô 4,5.10-3, trong pegmatit 0.18 (gấp 40 lần), v v Đối với Ta và đặc biệt đối với Nb con số đó còn gấp bội (gấp 150 lần so với Clark vỏ Trái Đất)

Ngược lại, hàm lượng của các nguyên tố chẵn trong pegmatit so với trong quá trình kết tinh đầu (và với vỏ Trái Đất nói chung) phần lớn là có giảm đi chút ít, trong những trường hợp cá biệt, có thể giảm xuống rất nhiều Thí dụ, hàm lượng của Cr trong pegmatit so với trong pêridôtit giảm xuống 30 lần (0.01%), của Fe giảm gần 40 lần (0,35%),

Theo Fersman, tất cả các nguyên tố của pegmatit granit đều có thể chia ra làm 5 nhóm

Qua bảng địa hóa học của các nguyên tố (xem hình 4.) có thể nhận thấy rằng, ngoài các nguyên tố chính thì các nguyên tố nằm ở đầu bên trái (kiềm) và các nguyên tố chuyển tiếp loạt đầu là các tổ phần đặc trưng đối với pegmatit

Cụ thể các thành phần trong pegmatit như sau:

1 Các nguyên tố của trường kiềm và bán bay hơi chiếm ưu thế (phía dưới

bên trái và đầu bên phải);

2 Các nguyên tố có thuộc tính cực đoan kết hợp với nhau (các nguyên

tố

nhẹ nhất với nặng nhất, các nguyên tố thứ tự không lớn và các nguyên

tố nằm cuối hệ thống tuần hoàn);

3 Các nguyên tố của nhóm lẻ chiếm ưu thế

Trong các mạch pegmatit, trước hết chúng ta gặp các nguyên tố chủ

yếu của dung thể magma, chúng tập trung theo định luật quan hệ eutectic

của các khoáng vật (chủ yếu có thạch anh và fenpat): O, Si, Al, K, Na Sau đó

lại gặp một lượng không lớn các nguyên tố kết tinh đầu và kết tinh chính, bởi

vì các quá trình trước không loại chúng hoàn toàn khỏi dung thể được:

chính:

C, Na?, Al?, P, S (Cl), Ca, V,

Mn, Co, Pt, Ru, Rh, Pd, Os, Ir

Zn, Nb, Mo, Hf, Ta, W, Re,

Au, Tl, Pb, Bi, Th, U, Ra

Các nguyên tố

ngẫu nhiên

N, C, Mg, S, V, Cr, Fe, Cu,

Zn, Sr, Sb, Ba Các nguyên tố

cấm:

Ne, Ar, Co, Ni, As, Se, Br, Kr,

Ru, Rh, Pd, Ag, Cd, In, Os, Ir,

Pt, Hg, Xe

Một phần các nguyên tố bay hơi và hợp chất bay hơi cũng còn giữ lại

chúng chưa chuyển hết vào các chất khí thành: H, B, C, F, S, Sn Một số

nguyên tố vẫn được giữ lại cho đến trước khi dung thể pegmatit kết tinh

nhờ khả năng thành tạo các anion phức đặc trưng bởi kích thước và hệ số

năng lượng bé, vì vậy hoà tan dễ: (BO 3 ) 3- , (CO 3 ) 2- , (PO 4 ) 3-

Hình 4: Vị trí các nguyên tố phổ biến trong pegmatit nằm trong bảng tuần hoàn

Trong pegmatit còn tập trung các nguyên tố với hệ số năng lượng bé nghĩa là các nguyên tố hóa trị một (nguyên tố kiềm): Cs, Rb,

Na, K, v v Cuối cùng, đặc trưng là sự tập trung các nguyên tố phóng

xạ như: Th, U, Ra và các nguyên tố phóng xạ khác có liên quan với kết tinh tàn dư

Trong pegmatit, trong số anion thì các anion phức chiếm ưu thế còn các anion đơn chỉ gặp O và F Anion phức được thành tạo từ các cation có nhiều hóa trị Trong pegmatit phổ biến rộng rãi các anion phức (BO 3 ) 3- , (PO 4 ) 3- , (NbO 3 ) - , (CeO 4 ) 4- , v v

Việc nghiên cứu các khoáng vật tiêu hình của mạch pegmatit chưa triệt để

vì còn nhiều vấn đề quan trọng chưa rõ ràng Thứ tự kết tinh cả các khoáng vật chưa thấy rõ Đối với silicat có thể thấy trên sơ đồ trình tự kết tinh của chúng như sau:

Alumosilicat và orthosilicat Metasilicat - Hợp chất với nước- epidot, chlorit, scapolit zeolit và calcit

Trong số những nguyên tố hóa học gặp trong pegmatit, như thường thấy,

có những nhóm gần nhau về kích thước ion Ở đây, hầu như chúng ta chỉ liên quan với các mạng ion khác cực và cần mong đợi ở sự thay thế một số ion trong mạng tinh thể bằng những ion khác, như đã nói ở trên

Điều này đã được xác nhận bởi rất nhiều trường hợp thay thế đồng hình: thí

dụ điển hình là sự thay thế Na-Ca trong plagiocla Sự thay thế thường xảy ra theo đường chéo góc: Ca-Y-TR (thí dụ, trong apatit), Se-Zr-Hf (trong

locveitit và ziricôn), Ti-Nb-Ta (trong titanat), v v

Như đã nói ở trên, trong pegmatit granit tập trung rất nhiều

những

nguyên tố mà ion của chúng hoặc quá lớn hoặc quá bé so với những nguyên

tố bình thường của vỏ Trái Đất, và ngoài ra hàm lượng của chúng trong dung thể đầu tiên không đủ để thành tạo các khoáng vật độc lập Vì không bị các khoáng vật khác giữ lại trong quá trình kết tinh đầu và kết tinh chính nên chúng không tập trung lại trong dung thể tàn dư Nhưng, vì

ở đây, các anion có bán kính bé thường không lắng đọng độc lập mà tạo thành những anion phức lớn, cho nên còn lại trong tàn dư pegmatit các ion đơn và các anion phức

Quá trình tiến triển của dung thể tàn dư xảy ra trong hoàn cảnh địa chất như vậy, trong hoàn cảnh đó không thể tránh khỏi sự mang đi và đặc biệt là sự mang đến các vật chất Sự mang vật chất đi ra các đá vây quanh và mang vật chất đến từ các đá vây quanh cũng như từ dưới sâu lên đôi khi theo chính con đường

mà dung thể pegmatit đã đi qua Tùy theo đặc điểm của đá vây quanh, nghĩa là chất và lượng của các thành phần thu vào và mang đi những tổ hợp các khoáng vật khác nhau-các kiểu khác nhau của pegmatit tạp- được thành tạo

Tùy theo lượng vật chất bị đồng hóa, có thể chia ra hai trường hợp khác nhau

1 Nếu lượng vật chất từ ngoài thu vào không lớn- sự tiến hóa của dung thể pegmatit nói chung không bị vi phạm; trong trường hợp đó, lúc đầu tách ra một

số khoáng vật mới, về hình thức, hệ thống hình như được giải phóng khỏi

những vật chất lạ và trở lại pegmatit thuần, Fersman gọi những pegmatit như vậy là pegmatit tiếp xúc Các nguyên tố thường được tàn dư pegmatit hấp thụ trong quá trình tiếp xúc chủ yếu có Ca, Mg, Fe, Al Chúng tách ra tương đối sớm, thường thường theo các kỳ B-C-D, dưới dạng Ca- plagiocla, điôpsit, hocblen, biôtit, cocđiêrit, tuamalin đen (seclơ), côrinđôn, spinen, disten, silimanit và các khoáng vật khác và về sau

dung thể pegmatit thể hiện như một hệ thống bình thường thuần nhất

2 Nếu lượng vật chất lẫn vào bị hấp thụ bởi các dung thể pegmatit rất lớn thì pegmatit không thể giải phóng khỏi chúng được như trong trường hợp đầu- toàn bộ quá trình tiến hóa bị thay đổi nghiêm trọng: chúng ta được một hệ thống hoàn toàn khác với pegmatit thuần nhất, những quá trình đó gọi là những quá trình micmatit

Theo những đặc điểm của mình pegmatit chiếm vị trí trung gian giữa các

đá magma mà nó liên quan và các mạch quặng đi kèm Chính các mạch pegmatit và mạch quặng là những thành tạo muộn hơn các đá magma

và chúng có liên quan ở cả hai nơi đều giống nhau , còn trong cả hai thành tạo

thì tất cả các nhà nghiên cứu đều công nhận vai trò quan trọng của vật chất bay hơi

+ Nguồn gốc của Pegmatit theo quan điểm biến chất

Ngoài các thể pegmatit có liên quan đến các khối magma, hiện nay người

ta đã phát hiện nhiều thể pegmatit có liên quan đến các hoạt động siêu biến chất Theo các nhà nghiên cứu về đá biến chất sự tập trung cao các thể pegmatit trong các thành tạo đá biến chất cổ trình độ cao (gneis, phiến kết tinh) là kết quả của hoạt động biến chất chồng (nhiều lần xảy ra) Theo quan

điểm này hoạt động biến chất động lực làm tái nóng chảy cục bộ các đá biến chất có thành phần giống granit trong điều kiện chất lưu biến chất giàu thành

phần hơi làm cho các thể nóng chảy kết tinh đông nguội từ từ tạo nên các thể pegmatit Quan điểm này ở Việt Nam có nhiều minh chứng rất rõ nét với sự

có mặt rộng rãi các thân pegmatit ở các khu vực có đá biến chất tiền Cambri kéo dài từ Phú Thọ đến Lào Cai (Hình 4.18)

Hình 4.18: Mạch pegmatit (đang bị phong hóa) được hình thành trong đá biến chất

cổ ở phức hệ Sông Hồng tại Hà Thạch (Phú Thọ) (ảnh: Nguyễn Khắc Giảng

4.2.3 Địa hoá học của quá trình khí hóa-nhiệt

dịch

4.2.3.1 Khái quát về quá trình nhiệt dịch

Theo những quan điểm đã có trước đây không lâu thì các mỏ quặng khác nhau

được tạo thành do sự tập trung các nguyên tố quặng phân tán trong magma ở những

điều kiện địa chất thích hợp chỉ liên quan với magma đông đặc (hình

4.18)

Sự tập trung các nguyên tố quặng có thể xảy ra theo ba cách:

- Bằng con đường dung ly (magma thực sự)

- Bằng con đường phân dị kết tinhc(magma thực sự)

- Bằng cách tách các nguyên tố này ra khỏi magma dưới dạng thăng

Hình 4.18 Mô hình mối quan hệ giữa các loại hình quặng nhiệt

dịch và khối xâm nhập (Nguồn: Internet)

Ngoài các quá trình tạo quặng magma, chúng ta sẽ nghiên cứu quá trình nhiệt dịch Đây là một quá trình tự nhiên phức tạp nhất, quan trọng nhất trong các quá trình thành tạo các mỏ khoáng.

Hỡnh 4.: Biểu đồ thể hiện quá trình phân tách của các dung dịch khí và lỏng từ magma

và mối liên hệ của chúng đối với các quá trình hậu magma (theo Milopski, 1984)

_ 40

4.2.3.2 Khái quát các quá trình thành tạo khoáng vật của mạch nhiệt dịch

Khái quát vận động của các dung dịch nhiệt dịch trong Trái đất

Các khoáng vật điển hình của mạch nhiệt dịch gồm có các hợp chất sulphur, selenur, antimonur và asenur của các nguyên tố ưa đồng, cũng như thạch anh, carbonat, barit, v v gọi là những khoáng vật mạch Trong số khoáng vật chứa nguyên tố ưa đồng thì chiếm chủ yếu là sulphur vì nó có liên quan tới số Clark tương đối cao của lưu huỳnh,

nó vượt xa số Clark của các anion khác mà ta đã thấy ở trên

Theo dự tính của Vernadski, lượng tổng cộng của các sulphur trong

vỏ Trái Đất vào khoảng gần 0,15%, mà phần lớn là sulphur sắt, còn tổng lượng các sulphur còn lại (Zn, Pb, Cu, As, Sb, Bi, Ni, Co, v v.) chiếm khoảng vài phần vạn trọng lượng vỏ Trái Đất Vai trò của các selenua, telurua, antimonua và asenua còn kém hơn nhiều

Trong quá trình nghiên cứu các mạch nhiệt dịch, Lindgren, Emmons, Nigli, Fersman đã đưa ra sơ đồ thành tạo các khoáng vật quặng theo trình

tự sau

1- Molybdenit 9 – Acsenopyrit 17 Muối sunfô As

3-Casiterit 11- Chalcopyrit 19- Vàng tự sinh II