(Luận văn thạc sĩ) đặc điểm chuyên hóa địa hóa urani của một số phức hệ magma trũng tú lệ luận văn ths khoáng vật học và địa hóa học 60 44 02 05

Theo các số liệu đã công bố, hàm lượng trung bình của urani trong các đá granit cao hơn nhiều so với các đá trung tính và mafic; từ đó có thể cho rằng các thành tạo granitoid là nguồn ch

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

NGƯỜI HƯỚNG DẪN KHOA HỌC

TS Phạm Tích Xuân

TS Nguyễn Thùy Dương

Hà Nội - Năm 2014

LỜI CẢM ƠN

Để hoàn thành luận văn này em đã nhận được sự chỉ bảo và hướng dẫn tận tình của thầy hướng dẫn, sự giúp đỡ và tạo điều kiện của các cán bộ trong phòng Địa hóa, Lãnh đạo và các cán bộ Viện Địa chất – Viện Hàn lâm Khoa học và Công nghệ Việt Nam là nơi em đang công tác trong suốt quá trình thực hiện luận văn

Đầu tiên cho em xin gửi lời cảm ơn sâu sắc tới TS Phạm Tích Xuân và TS

Nguyễn Thùy Dương những người đã trực tiếp hướng dẫn, chỉ bảo tận tình cho em

trong suốt quá trình thực hiện và hoàn thành luận văn

Qua đây, em cũng xin gửi lời cảm ơn chân thành tới các thầy cô giáo trong Khoa Địa chất - Trường Đại học Khoa học Tự nhiên và toàn thể các các bộ của phòng Địa hóa Viện Địa chất – Viện Hàn lâm Khoa học và Công nghệ Việt Nam đã giúp đỡ

và tạo điều kiện cho em được học tập, nghiên cứu và trao đổi trong suốt thời gian hoàn thành luận văn Em cũng xin cảm ơn PGS.TS Nguyễn Văn Phổ, người đã giúp đỡ em rất nhiều trong quá trình tìm hiểu, nghiên cứu và tổng hợp tài liệu hoàn thành luận văn này

Cuối cùng đó là lời cảm ơn chân thành tới gia đình và bạn bè những người luôn ủng hộ, động viên và tạo mọi điều kiện cho em trong suốt quá trình học tập, công tác cũng như trong quá trình thực hiện luận văn

Em xin chân thành cảm ơn!

Hà Nội, ngày 12 tháng 5 năm 2014

Học viên:Phạm Thanh Đăng

MỤC LỤC

M Ở ĐẦU 1

Chương 1: ĐẶC ĐIỂM ĐỊA CHẤT VÀ KHOÁNG SẢN KHU VỰC TRŨNG TÚ LỆ 4 1.1 Đặc điểm địa chất khu vực trũng Tú lệ 4

1.1.1 Địa tầng 4

1.1.2 Magma 8

1.1.3 Cấu trúc kiến tạo 13

1.2 Khoáng sản 17

1.2.1 Chì – kẽm 17

1.2.2 Urani 18

Chương 2: CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ HỆ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU 22

2.1 Cơ sở lý thuyết 22

2.1.1 Địa hóa urani 22

2.1.2 Tính chuyên hóa địa hóa 26

2.1.3 Tổ hợp các nguyên tố hóa học 31

2.2 Hệ phương pháp nghiên cứu 33

2.2.1 Nhóm phương pháp khảo địa chất, lấy mẫu 34

2.2.2 Các phương pháp phân tích 33

2.2.3 Các phương pháp xử lý số liệu 35

Chương 3: ĐẶC ĐIỂM THẠCH ĐỊA HÓA CỦA MỘT SỐ PHỨC HỆ MAGMA TRONG KHU V ỰC TRŨNG TÚ LỆ 36

3.1 Đặc điểm thạch học 36

3.1.1 Tổ hợp các đá phun trào Tú Lệ - Ngòi Thia 36

3.1.2 Phức hệ Phu Sa Phìn 39

3.1.3 Phức hệ Yê Yên Sun 40

3.2 Đặc điểm địa hóa của một số tổ hợp magma khu vực trũng Tú Lệ 41

3.2.1 Thành phần nguyên tố chính 41

3.2.2 Thành phần nguyên tố vết 45

Chương 4 TÍNH CHUYÊN HÓA ĐỊA HÓA URANI CỦA MỘT SỐ PHỨC HỆ MAGMA KHU VỰC TRŨNG TÚ LỆ 50

4.1 Tính chuyên hóa địa hóa urani của một số phức hệ magma trũng Tú Lệ 50

4.1.1 Phức hệ phun trào Tú Lệ 50

4.1.2 Phức hệ phun trào Ngòi Thia 55

4.1.3 Phức hệ xâm nhập Phu Sa Phìn 59

4.1.4 Phức hệ xâm nhập Yê Yên Sun 64

4.2 Một số nhận xét chung 68

K ẾT LUẬN VÀ KIẾN NGHỊ 71

TÀI LI ỆU THAM KHẢO 73

DANH MỤC HÌNH

Hình1.1 Sơ đồ địa chất khu vực trũng Tú Lệ 1 Hình1.2 Vị trí trũng Tú Lệ trong miền kiến tạo Tây Bắc Bộ 4 Hình1.3 Sơ đồ phân bố các cụm dị thường phóng xạ vùng Trũng Tú Lệ và các yếu tố địa chất đặc trưng 4 Hình1.4 Mô hình biểu diễn sự thành tạo dòng thải axit và sự di chuyển chất ô nhiễm từ một bãi thải 4Hình 3.1 Biểu đồ (Na2O+K2O)-SiO2 phân loại đá axit vùng trũng Tú lê ̣ : a)theo Cox và nnk (1979) phân loại các đá xâm nhập (felsic); b) theo Le Bas (1986) phân loại đá phun trào 8Hình 3.2 Biểu đồ tương quan giữa các oxit tạo đá và SiO2 trong một số tổ hợp magma axit khu vực trũng Tú Lệ 13Hình 3.3 Biểu đồ K2O-SiO2 (LeMaitre, 1989) với các đường phân chia các trường cao kali, kali trung bình và thấp kali 17Hình 3.4 Biểu đồ (Na2O+K2O) – SiO2 (TAS) (Irvine và Baragar, 1971) 17Hình 3.5 Biểu đồ đất hiếm chuẩn hóa theo Chondrite của một số tổ hợp magma axit trũng Tú Lệ 18 Hình 3.6 Biểu đồ đa nguyên tố chuẩn hóa theo manti nguyên thủy của một số tổ hợp magma trũng Tú Lệ 22Hình 4.1 Đồ thị tần suất hàm lượng U trong phức hệ Tú Lệ 51 Hình 4.2 Biểu đồ hoa hồng biểu diễn tỉ lệ hàm lượng các nguyên tố / giá trị trung bình của chúng trong vỏ trái đất; 1) Hàm lượng trung bình, 2) Hàm lượng cao nhất, 3) Trường có hàm lượng cao cục bộ 54Hình 4.3 Đồ thị tần suất log hàm lượng U trong phức hệ Ngòi Thia 56Hình 4.4 Đồ thị tần suất hàm lượng U trong phức hệ Phu Sa Phìn 60Hình 4.5 Biểu đồ hoa hồng biểu diễn tỉ lệ hàm lượng các nguyên tố so với giá trị trung bình của chúng trong vỏ trái đất; 1) Hàm lượng trung bình, 2) Hàm lượng cao nhất, 3)

Trường có hàm lượng cao cục bộ 63Hình 4.6 Đồ thị tần suất log hàm lượng U trong phức hệ Yê Yên Sun 65Hình 4.7 Bản đồ chuyên hóa địa hóa urani của một số phức hệ magma trũng Tú Lệ 70

DANH MỤC BẢNG BIỂU

Bảng 1 Hàm lượng U308 khu vực Bản Hát 20 Bảng 2.1 Bảng phân loại địa hóa các nguyên tố hóc học của Goldshmidt 23Bảng 3.1 Đặc điểm thành phần nguyên tố chính (%tl) của một số phức hệ magma axit khu vực trũng Tú Lệ 42 Bảng 3.2 Hàm lượng các nguyên tố hiếm-vết (ppm) của một số phức hệ magma axit khu vực trũng Tú Lệ 46Bảng 4.1 Phân bố hàm lượng urani (U) trong các đá phun trào của phức hệ Tú Lệ(ppm 50Bảng 4.2 Các tham số thống kê hàm lượng U trong phức hệ Tú Lệ 51Bảng.4.3 Ma trận tương quan giữa urani và các nguyên tố khác trong phức hệ Tú Lệ 53Bảng 4.4 Phân bố hàm lượng urani trong các đá phun trào của phức hệ Ngòi Thia (ppm).55Bảng 4.5.Các tham số thống kê hàm lượng U trong phức hệ Ngòi Thia 56 Bảng.4.6 Ma trận tương quan giữa urani và các nguyên tố khác trong phức hệ Ngòi Thia 58Bảng 4.7 Phân bố hàm lượng urani trong các đá xâm nhập phức hệ Phu Sa Phìn (ppm) 59Bảng 4.8 Các tham số thống kê hàm lượng U trong phức hệ Phu Sa Phìn 60Bảng.4.9 Ma trận tương quan giữa urani và các nguyên tố khác trong phức hệ Phu Sa Phìn 62Bảng.4.10 Phân bố hàm lượng urani trong các đá xâm nhập phức hệ Yê Yên Sun (ppm) 63 Bảng 4.11 Các tham số thống kê hàm lượng U trong phức hệ Yê Yên Sun 63Bảng.4.12 Ma trận tương quan giữa urani và các nguyên tố khác trong phức hệ Yê Yên

DANH SÁCH ẢNH MINH HỌA

Ảnh 3.1 Rhyolite không bị biến dạng phức hệ Ngòi Thia 37Ảnh 3.2 Rhyolite phức hệ Tú Lệ hơi nén ép định hướng 37 Ảnh 3.3 Trachyrhyolite phức hệ Ngòi Thia phát triển khoáng vật màu amphibol hạt nhỏ phần nền 37 Ảnh 3.4 Rhyolite phức hệ Tú Lệ đá bị nén ép định hướng biến đổi sericit hóa mạnh ở phần nền 37Ảnh 3.5 Ryolit phorphyr Ban tinh K-feldspar dạng tấm kéo dài, trong nền gồm tập hợp khoáng vật thạch anh, K-feldspar, biotit, sericit Khoáng vật đi kèm: sphen, khoáng vật thứ sinh: carbonat Nền có kiến trúc dạng dòng chảy 38 Ảnh 3.6 Ryolit phorphyr Ban tinh thạch anh dạng tự hình và dạng mảnh vỡ, ít hạt K-feldspar Nền gồm tập hợp khoáng vật thạch anh, K-feldspar, sericit, Nền có kiến trúc dạng dòng chảy Nhìn chung đá có dạng ruf hoặc tuf lava 38Ảnh 3.7 Trachyt phorphyr, ban tinh K-feldspar, nền vi tinh có kiến trúc dạng dòng chảy 38Ảnh 3.8 Trachyt phorphyr, ban tinh K-feldspar, nền vi tinh có kiến trúc dạng dòng chảy 38Ảnh 3.9 Đá granosienit porphyr bị cà nát 39 Ảnh 3.10 Granosyenit porphyr bị cà nát 40

MỞ ĐẦU

Urani là một nguyên tố phóng xạ mạnh, là nguồn nguyên liệu hạt nhân quan trọng của trái đất Địa hóa của urani đã được quan tâm nghiên cứu không chỉ bởi tầm quan trọng của nó trong việc tạo ra nguồn năng lượng mà nó còn là chỉ số địa niên đại hữu ích

Tại Việt Nam, Quốc hội khóa XII đã thông qua Nghị quyết về chủ trương đầu tư dự án nhà máy điện hạt nhân Ninh Thuận gồm 4 tổ máy, với 2 chỉ tiêu hiệu suất sử dụng nhiệt là 33,5% và độ sâu cháy là 40 GWd/tU Các thông số này yêu cầu lượng nhiên liệu hạt nhân nạp lần đầu vào lò phản ứng là khoảng 90 tấn U giàu (tương đương với 262 tấn quặng U3O8) các năm tiếp theo cần nạp thay thế và duy trì phản ứng một lượng là 30 tấn U giàu Hiện tại lượng Urani cần thiết để khởi động

dự án nhà máy điện sẽ được nhập khẩu tuy nhiên về lâu dài chính phủ sẽ định hướng việc tận dụng nguồn nguyên liệu urani trong nước Vì vậy việc đánh giá tiềm năng và tìm kiếm Urani ở nước ta là hết sức cần thiết

Theo phân loại địa hóa của Goldschmidt, urani là nguyên tố litophil Như vậy nó là nguyên tố của vỏ lục địa và chủ yếu liên quan tới các granitoid Theo các

số liệu đã công bố, hàm lượng trung bình của urani trong các đá granit cao hơn nhiều so với các đá trung tính và mafic; từ đó có thể cho rằng các thành tạo granitoid là nguồn chủ yếu của urani và coi các thể granitoid là tiền đề thạch học cho quặng hóa urani Tuy nhiên, sự thành tạo các mỏ urani còn phụ thuộc vào các quá trình biến đổi nhiệt dịch và ngoại sinh cần thiết để tập trung nguyên tố này

Theo  các  kết  quả  điều  tra  địa  chất  tại  khu  vực  trũng  Tú  Lệ,  đá  phát  hiện  một  số  điểm  quặng urani và được đánh giá là có triển vọng [1]. Các điểm quặng này được mô tả nằm trong các 

đây là việc làm hết sức cần thiết Bởi lẽ nghiên cứu chuyên hóa địa hóa là một trong những nội dung quan trọng trong nghiên cứu sinh khoáng dự báo[33], có ý nghĩa lớn trong việc định hướng tìm kiếm khoáng sản trên toàn lãnh thổ Việt Nam nói chung và urani tại trũng Tú Lệ nói riêng Xuất phát từ những lý do trên học viên đã

chọn đề tài:“ Đặc điểm chuyên hóa địa hóa urani của một số phức hệ magma

trũng Tú Lệ” làm luận văn tốt nghiệp, nhằm góp phần giải quyết những vấn đề trên

đồng thời phát triển hướng nghiên cứu chuyên hóa địa hóa không chỉ cho urani mà còn đối với sinh khoáng và cảnh báo môi trường ở Việt Nam

Mục tiêu của luận văn là làm rõ tính chuyên hóa địa hóa urani của một số

phức hệ magma axit trong khu vực nghiên cứu

Cơ sở tài liệu của luận văn:

- Sử dụng các kết quả của dự án điều tra cơ bản ”Điều tra, đánh giá dị

thường phóng xạ ở một số khu vực thuộc trũng Tú Lệ phục vụ tìm kiếm khoáng sản phóng xạ và bảo vệ môi trường” do TS Nguyễn Hoàng làm chủ nhiệm, mà

học viên là người trực tiếp tham gia Ngoài ra học viên còn tham khảo và đối sánh với các kết quả phân tích trong chuyên đề ”Chuyên hóa địa hóa - Đề án Đánh giá tiềm năng urani ở Viêt Nam” mà học viên cũng là người đang trực tiếp tham gia một phần công việc

- Các tài liệu địa chất, khoáng sản khu vực trũng Tú Lệ được tham khảo của các tác giả khác nhau và được trích dẫn đầy đủ trong phần tài liệu tham khảo

Bố cục của luận văn gồm:

Mở đầu

Chương 1 Đặc điểm địa chất khoáng sản khu vực trũng Tú Lệ

Chương 2 Cơ sở lý thuyết và hệ phương pháp nghiên cứu

Chương 3 Đặc điểm thạch địa hóa một số phức hệ magma trong khu vực trũng Tú Lệ

Chương 4 Tính chuyên hóa địa hóa urani của một số phức hệ magma khu vực trũng Tú Lệ

Kết luận

Tài liệu tham khảo

Hệ tầng Suối Bé do Nguyễn Xuân Bao và nnk (1969) xác lập; Nguyễn Vĩnh

và nnk (1978) xem là phần trên của phức hệ Văn Chấn tuổi J - K giả định (J - K?

vc); Phan Cự Tiến và nnk (1977) xếp vào phần thấp của phức hệ Ngòi Thia tuổi

Kreta; Vũ Khúc, Bùi Phú Mỹ và nnk (1989) xếp vào phần cao của hệ tầng Văn Chấn tuổi Jura muộn - Kreta sớm (J3 - K1 vc)

Hệ tầng tạo thành một dải hẹp không liên tục từ rìa phía Đông Nam đến rìa phía Tây Bắc vùng trũng Tú Lệ Thành phần thạch học, cấu trúc và khối lượng của

hệ tầng ở các khu vực khác nhau không đồng nhất Mặt đặc trưng ở khu vực suối Ngang gồm hai phần:

+ Phần dưới chủ yếu là basalt porphyrit, hyalobasalt xen ít thấu kính, lớp sạn kết tuf, bột kết tuf có hoá thạch thực vật

+ Phần trên chủ yếu cát kết tuf, sạn kết tuf, bột kết tufogen, đá vôi - sét, đá vôi dạng dăm xen ít thấu kính ryolit, basalt

Bề dày của hệ tầng: 280 - 1200 m

Bản đồ khu vực trũng Tú Lệ

Tuổi của hệ tầng được xác định là Jura muộn - Kreta trên cơ sở về đặc điểm địa tầng, hóa thạch và đồng vị xác định bằng phương pháp Rb-Sr ở Trung tâm phân tích Địa chất Hà Nội, tuổi đồng vị Ar-Ar của basalt là 176,30 ± 0,8, 164 ± 0,8 và 117,30 ± 0,6 (Trần Tuấn Anh và nnk, 2004) [15]

Hệ tầng Trạm Tấu (J-K tt)

Do Nguyễn Đắc Đồng và nnk (2000)[6] xác lập trong quá trình đo vẽ bản đồ địa chất và điều tra khoáng sản nhóm tờ Trạm Tấu tỷ lệ 1: 50.000, tương ứng với

phân hệ tầng dưới hệ tầng Bản Hát (J - K? bh1) và phân hệ tầng dưới của hệ tầng Tú

Lệ (J - K? T tl) do Nguyễn Vĩnh (1972) xác lập trong bản đồ địa chất tờ Yên Bái tỷ

lệ 1: 200.000

Phần lớn đá của hệ tầng bị các đứt gãy cắt qua, phá hủy cà nát và bị nhiều thể

xâm nhập của phức hệ Nậm Chiến (Gb K nc) và Phu Sa Phìn (sG K pp), cũng như các thể á núi lửa phức hệ Tú Lệ (tR K tl) và Ngòi Thia (R K2 nt) xuyên cắt

Trong diện tích nghiên cứu, hệ tầng phân bố chủ yếu ở các vùng Đông Bắc - Đông Nam huyện Trạm Tấu; Tây Nam Ba Khe, Tú Lệ, huyện Văn Chấn; Ngã Ba Kim, Mù Cang Chải Dưới đây là một số mặt cắt tiêu biểu:

Mặt cắt dọc suối Ngòi Quyên, từ dưới lên như sau:

- Tập 1: sỏi kết hạt không đều kích thước 1-2cm Thành phần sỏi chủ yếu là

thạch anh sắc cạnh và những mảnh đá phiến than màu đen, xen trong sỏi kết là những lớp mỏng bột kết tuf, đá phiến màu xám nâu Trong tập này còn gặp lớp cuội kết dày hơn 10m, cuội kết chủ yếu là thạch anh granit sáng màu, dày 100m

- Tập 2:đá phiến sét màu đen phân lớp xiên chéo xen bột kết tuf màu xám,

xám đen, khối lượng bột kết càng tăng lên phần cao của mặt cắt, dày 100m

Mặt cắt Nậm Qua chỉ gặp các đá phần trên của hệ tầng, gồm 2 tập:

- Tập 1: bột kết tuf hạt vừa màu nâu xám, phân lớp mỏng, bề dày 100m

- Tập 2: đá phiến sét bị sericit hoá yếu xen kẽ ít lớp cát kết hạt vừa đến thô,

bề dày 700m

Mặt cắt đường ô tô Tú Lệ - Gia Hội, thượng nguồn Ngòi Hút thứ tự mặt cắt

từ dưới lên gồm 6 tập:

- Tập 1: đá phiến tuf màu xám, xám sáng dạng phylit, chứa dải mỏng vụn

thuỷ tinh núi lửa màu đỏ nâu, xám sáng hoặc lục nhạt và các hạt thạch anh, feldspar màu trắng đục, bề dày 150m

- Tập 2: cát kết tuf màu xám phân lớp dày, hạt vụn chủ yếu là thạch anh,

feldspar, ít mảnh vụn đá phiến sét than, bề dày 70m

- Tập 3: đá phiến tuf bị phylit hoá mạnh xen thấu kính đá vôi dày 1-20m, đá

vôi dăm kết nhiều lổ hổng, bề dày 80m

- Tập 4: cát kết tuf màu xám sáng, dày 20m

- Tập 5: bột kết tuf có sericit màu xám, phân lớp vừa, dày 170m

- Tập 6:đá vôi lẫn sét và những hạt thạch anh., đôi chỗ có dạng dăm kết, dày

100m

Tổng bề dày của mặt cắt là 600m

Tại Bản Hát quan sát được thứ tự mặt cắt từ dưới lên như sau:

- Tập 1: tuf rhyolite màu xám, xen một ít lớp cát kết tuf hạt nhỏ-vừa có chứa

vật chất than, dày 80m

- Tập 2: đá phiến sét than, xen đá phiến tuf có vật chất than, cát kết tuf, bột

kết tuf có graphit và tuf rhyolite Dày 170m Trong đá phiến sét than có hoá thạch:

Coniopteris sp., Nilssonia sp., Pterophyllum cf brevipenne, Taeniopteris cf jourdyi, Pecopteris sp., Cycadolepis (?) sp., Cladophlebis sp., Podozamitess sp., Anomozamites sp (theo xác định của Nguyễn Bá Nguyên năm 1969)

Ngoài các mặt cắt chính đã được mô tả, trên tờ Yên Bái có những mặt cắt

liệu núi lửa với các đá trachyt và trachyt porphyr thuộc phụ phức hệ núi lửa Tú lệ Tương tự như vậy cánh tây nam cánh đồng Tú Lệ cũng gặp quan hệ trên

Vị trí tuổi: trong vùng Trạm Tấu, Nguyễn Vĩnh và nnk (1972) [3] đã phát hiện được các hoá thạch thực vật trong đá phiến sét đen thuộc hệ tầng Bản Hát (nay

là hệ tầng Trạm Tấu) và được Nguyễn Bá Nguyên xác định tuổi Trias muộn - Jura Nguyễn Đắc Đồng và nnk (2000) [6] xác định tuổi của hệ tầng là tuổi Jura muộn - Kreta sớm trên cơ sở hệ tầng này bị phủ bởi các đá núi lửa thuộc phức hệ núi lửa Tú

Lệ có tuổi tuyệt đối 128 triệu năm và bị ryolit Ngòi Thia tuổi Kreta muộn xuyên cắt

1.1.2 Magma

Tổ hợp các đá phun trào Tú Lệ - Ngòi Thia (K)

Các thành tạo núi lửa trong vùng trũng Tú Lệ đã được nhiều nhà địa chất trong và ngoài nước nghiên cứu J.Fromaget (1952) xếp chung các thành tạo núi lửa vào Trias; A.E Dovjikov và nnk (1965)[2] chia các thành tạo trầm tích nguồn gốc núi lửa ở đây ra ba phần: các thành tạo trầm tích Jura hạ - Hệ tầng

Hà Cối; các thành tạo trầm tích Jura gần như không xác định và các đá núi lửa Kreta thượng

Nguyễn Vĩnh và nnk (1972)[3] đã xếp các thành tạo trầm tích nguồn núi lửa vào phức hệ Văn Chấn gồm các hệ tầng: hệ tầng Nậm Qua, hệ tầng Bản Hát

và hệ tầng Tú Lệ Trần Văn Trị và nnk (1977) [5] xếp vào hệ tầng trầm tích - nguồn núi lửa tuổi Jura không phân chia Trần Đức Lương, Nguyễn Xuân Bao và nnk (1989) xếp vào hệ tầng Văn Chấn Nguyễn Thứ Giáo và nnk (1994) đã xác lập hai phức hệ: phức hệ Nậm Say và phức hệ Nậm Kim trên cơ sở tách các thành tạo núi lửa thuộc phụ hệ tầng trên của hệ tầng Nậm Qua và phụ hệ tầng trên của hệ tầng Tú Lệ (Nguyễn Vĩnh và nnk, 1972)[3]

Nguyễn Đắc Đồng và nnk (2000)[6] đã phân chia các thành tạo này ra hai phức hệ gồm phức hệ Tú Lệ và phức hệ Ngòi Thia

1 Phức hệ Tú Lệ: bao gồm toàn bộ các đá núi lửa axit-trung tính á kiềm và

kiềm trước đây được xếp vào phần trên của hệ tầng Nậm Qua, Tú Lệ, Bản Hát (Nguyễn Vĩnh và nnk., 1977) [7] Kiểu Tú Lệ trùng với phức hệ Văn Chấn về khối lượng các hợp phần magma Diện lộ của các đá thuộc phụ phức hệ này chiếm phần chủ yếu diện tích trũng núi lửa Tú Lệ Thành phần của phụ phức hệ khá phức tạp, chiếm ưu thế là các đá tướng phun trào, ít hơn gặp tuf aglomerat tướng họng Thành phần thạch học của các đá núi lửa chủ yếu tương ứng với ryodacit rhyolite, trachyrhyolite, ít hơn là trachyt porphyr Chúng thường có quan hệ chuyển tiếp với các đá á núi lửa cùng thành phần Hầu hết bị nén ép từ yếu đến mạnh, có cấu tạo dải, định hướng rõ rệt Kiến trúc porphyr điển hình với ban tinh feldspar kali, ít gặp ban tinh plagioclas hoặc thạch anh Khá phổ biến felsit và microfelsit cũng bị ép phân dải mạnh

2 Phức hệ Ngòi Thia: chỉ bao gồm các đá núi lửa và á núi lửa axit á kiềm và

kiềm được mô tả trong hệ tầng Ngòi Thia ở đới Tú Lệ (Nguyễn Vĩnh và nnk., 1978)[8] Các đá núi lửa phụ phức hệ Ngòi Thia có thành phần chủ yếu tương ứng với rhyolite, cấu tạo khối, đôi chỗ dạng dòng chảy Nét đặc trưng của rhyolite kiểu Ngòi Thia là nếu có kiến trúc porphyr thì các ban tinh thạch anh chiếm ưu thế, ít hơn là feldspar kali Hầu như không phân biệt được một cách rõ rệt giữa các đá tướng phun trào và tướng á núi lửa Rhyolite hầu hết sáng màu, khoáng vật màu rất

ít

Phức hệ xâm nhập Nậm Chiến (vK nc)

Phức hệ Nặm Chiến do Trần Văn Trị (1977)[5] thành lập, gồm các thể xâm nhập mafic (bao gồm cả đai mạch) có thành phần dolerit và gabro-dolerit (gabrodiabas) phát triển chủ yếu ở phần phía nam của trũng Tú Lệ Về địa hóa, chúng hoàn toàn gần gũi với các đá bazan và trachybazan (Trần Tuấn Anh et al., 2004)[12] được xếp vào hệ tầng Suối Bé tuổi Jura muộn

Các xâm nhập mafic trong phạm vi trũng Tú Lệ chủ yếu là các thể đạng thấu

hơn cả là khối Nậm Chiến ở tây nam trũng Tú lệ và khối Bản Hát, vùng Trạm Tấu ở gần phía nam của trũng Thành phần thạch học của các khối khá đồng nhất, chủ yếu bao gồm gabro kiến trúc hạt nhỏ và dolerit Gabro-dolerit thường có kiến trúc dạng porphyr hoặc khảm ophit với ban tinh là clinopyroxen, đôi khi là plagioclas Clinopyroxen có thành phần tương ứng với augit-diopsid hoặc augit (Trần Trọng Hòa, 1995) Trong phần nền của gabro-dolerit, ngoài tập hợp clinopyroxen và plagioclas còn gặp các tinh thể feldspar kali (orthoclas) Các đá đều khá giàu ilmenit

và apatit với hàm lượng đôi khi đạt tới 0,5-1%

Về đặc điểm địa hóa - đồng vị: Thành phần hóa học của gabro-dolerit tương

ứng với các đá mafic á kiềm với khuynh hướng trội natri trên phông khá cao kali, thuộc nhóm cao titan (TiO2 = 2,02-3,63%), trung bình - thấp magie (MgO = 2,98-5,34%, đôi khi đến 7,28%) và khá giàu photpho (Р2О5 = 0,50-1,48%) Với những đặc trưng này, các đá á núi lửa mafic trũng Tú Lệ có thể gọi là monzogabrodolerit Chúng khá nghèo Cu, Ni, Cr, Co, Sr song có hàm lượng V, Zr, Nb, Ba cũng như các nguyên tố đất hiếm (REE) khá cao Đặc điểm các nguyên tố REE, LILE và HFSE chứng tỏ sự gần gũi về địa hóa của gabro-dolerit trũng Tú Lệ với các thành tạo mafic kiểu đảo đại dương (OIB) Điểm khác biệt với OIB là trong các đá nghiên cứu có thể hiện dị thường âm nhẹ của Nb, Ta và Sr Đáng chú ý là đặc điểm dị thường âm rõ rệt của Sr đặc trưng cho hầu hết các đá magma của trũng Tú Lệ Về

cơ bản, các đặc điểm địa hóa của gabro-dolerit trũng Tú Lệ chứng tỏ chúng là sản phẩm của magma nóng chảy từ manti giàu hoặc có sự hỗn nhiễm rất mạnh vật chất

vỏ Điều này được minh chứng bởi các số liệu phân tích đồng vị Sr và Nd trong gabro-dolerit (87Sr/86Sr = 0,70618-0,71546; εNd(T) = từ -7,32 đến -0,47) Tuổi nguồn TDM của gabro-dolerit dao động trong khoảng 1,07-2,08 tỷ năm, cổ hơn khá nhiều so với tuổi nguồn của các đá núi lửa và á núi lửa thành phần axit á kiềm và kiềm của trũng Tú Lệ là 0,63-0,97 tỷ năm (Trần Trọng Hòa, 2007)[10]

Phức hệ xâm nhập Phu Sa Phìn ( γK ps)

Bao gồm các thể xâm nhập nông thành phần felsic á kiềm (syenit, granosyenit, granit feldspar kiềm) có liên quan chặt chẽ về nguồn gốc, không gian

và thời gian với các thành tạo núi lửa tuổi Jura - Creta ở trũng chồng Tú Lệ

Trong vùng nghiên cứu có rất nhiều khối với diện tích lớn bé khác nhau từ 0,1-40km2 Có hai khối lớn nhất (> 40 km2) phân bố ở Tây Bắc và Tây Nam vùng nghiên cứu, gồm khối Hang Chú và khối Trạm Tấu

- Khối Hang Chú: thuộc xã Hang Chú, huyện Bắc Yên, tỉnh Sơn La, cách thị trấn Bắc Yên khoảng 15 km về phía bắc Khối có dạng gần đẳng thước, diện lộ khoảng 40 km2, ở giữa khối bị phân cắt bởi các đá gabro, gabrodiabas phức hệ Nậm Chiến Bao quanh khối là các đá trachyt porphyr, ryotrachyt porphyr tướng phun trào, á phun trào kiểu Tú Lệ Thành phần đá chủ yếu là granit, granosyenit, syenit và các đá granit kiềm

- Khối Trạm Tấu: nằm trên suối Sa Phìn, cách thị trấn Trạm Tấu khoảng 2 km về phía Tây Khối có chiều rộng 0,5m, chiều dài 2 km Đây được coi là khối đá kiềm độc lập trong diện tích vùng nghiên cứu, có thành phần thạch học chủ yếu là syenit kiềm, granosyenit kiềm, granit kiềm

+ Đặc điểm địa hóa - đồng vị: Thành phần hóa học của granitoid Phu Sa Phìn chủ yếu tương ứng với granosyenit và syenit với SiO2 thay đổi trong khoảng từ 62,87 đến 74,50%, Na2O+K2O từ 7,86 đến 10,21%, nghĩa là từ các đá có độ kiềm trung bình đến cao, kiểu kiềm kali với K2O/Na2O lên đến > 2

Granitoid Phu Sa Phìn khá giàu Rb, nghèo Sr, rất giàu Zr, Nb, Ta và các nguyên tố đất hiếm nhẹ Đặc điểm các nguyên tố hiếm và đất hiếm đặc trưng bởi cao Zr, Nb, Ta, La, Ce và thấp Sr, Ba, Eu so với chondrite Với các đặc điểm này, granitoid Phu Sa Phìn hoàn toàn tương ứng về địa hóa với các đá núi lửa felsic Tú

Lệ - Ngòi Thia Tỷ lệ đồng vị 87Sr/86Sr trong granitoid thuộc loại cao và rất cao

gũi với các giá trị trong các đá núi lửa felsic của trũng Tú Lệ (Tran Tuan Anh et al, 2004; Trần Trọng Hòa, 2007.[ 10;12]

Các đặc điểm về địa hóa - đồng vị nêu trên chứng tỏ các granitoid phức hệ Phu Sa Phìn có nguồn gốc là sản phẩm của hoạt động magma nội mảng liên quan tới quá trình tách giãn vỏ kiểu tạo rift lục địa [Địa chất tài nguyên VN, t256] [11]

+ Tuổi địa chất: Theo kết quả phân tích bằng các phương pháp Rb-Sr và

Ar-Ar, tuổi của phức hệ Phu Sa Phìn tương ứng với Creta sớm (Nguyễn Trung Chí, 2003; Tran Tuan Anh, et al, 2004) [10]

Phức hệ xâm nhập Yê Yên Sun

Phức hệ Yê Yên Sun thuộc loạt Phan Si Pan do E.P Izokh thành lập (1965) Sau đó Bùi Phú Mỹ và nnk (1971) bổ sung vào phức hệ granit amphibol á kiềm thuộc phức hệ Đèo Mây của E.P Izokh (1971), Nguyễn Vĩnh và nnk (1971) tăng thêm khối lượng cho phức hệ Yê Yên Sun bằng cách ghép thêm các đá của phức hệ Nậm Khế do Bùi Phú Mỹ, Phan Viết Kỷ và nnk (1971) thành lập v v

Phức hệ Yê Yên Sun được cấu thành bởi hai pha xâm nhập:

- Pha1: Granit biotit, granit biotit-amphibol và các đá lai tính granodiorit, granosyenit, syenit

- Pha 2: Các đá mạch granit aplit, granit hạt nhỏ sáng màu dạng aplit, pegmatit và granit pegmatit

Thành phần thạch học của phức hệ gồm: granit biotit, granit biotit-amphibol, granodiorit, granosyenit, syenit, các đá mạch granit aplit, granit hạt nhỏ sáng màu dạng aplit, pegmatit và granit pegmatit

Các đá granit biotit, granit biotit - amphibol chiếm phần lớn diện phân bố của phức hệ Các đá còn lại là granodiorit, granosyenit, syenit thường phân bố hạn chế hơn

Các đá của phức hệ chủ yếu thuộc loạt kiềm vôi (CA), số ít thuộc loạt tholeit (TH) tương ứng với hai kiểu S-granit và I-granit (Trần Tuấn Anh, 2002)[12]

Nguyễn Trung Chí (2005) cho rằng granit Yê Yên Sun thuộc kiểu A-granit liên quan với bối cảnh kiến tạo nội mảng

Vị trí tuổi:

Từ trước đến nay, granitoid phức hệ Yê Yên Sun vẫn được xếp vào giai đoạn hoạt động magma - kiến tạo Kainizoi (Izokh E.P trong Dovjikov và nnk, 1965 ; Trần Văn Trị, 1977 ; Đào Đình Thục và Huỳnh Trung, 1995] Theo các kết quả phân tích tuổi thành tạo của granit biotit và granit sáng màu, ít hoặc không bị biến dạng trong khối Yê Yên Sun (dãy Phan Si Pan) bằng phương pháp U-Pb (zicon, LA-ICP-MS) tái khẳng định lại trật tự này và làm sáng tỏ rằng : tuổi thành tạo của chúng chỉ nằm trong khoảng 35-30 tr.n [13]

1.1.3 Đặc điểm cấu trúc kiến tạo

Khu vực nghiên cứu nằm ở miền Tây Bắc Việt Nam, thuộc đới cấu trúc Tú lệ

(Dovjicov, 1965) [14] Lê Như Lai (1994, 1995, 1997) [12] và một số nhà nghiên

cứu khác cho rằng: Đới cấu trúc Tú Lệ nằm giữa hai kiến trúc rất trái ngược nhau là phức nếp lồi Phan Si Pan và phức nếp lõm Sông Đà, có móng là các thành tạo biến chất Proterozoi và Paleozoi ở phần Đông Bắc (Hình 1.2 )

Hình.1.2 Vị trí trũng Tú Lệ trong miền kiến tạo Tây Bắc Bộ[9]

Đới cấu trúc Tú Lệ còn được gọi với nhiều tên gọi khác nhau: “Đới Tú Lệ” (A.E.Dovjicov, 1965; "Võng Tú Lệ" hoặc “Vùng trũng Tú Lệ” (Iu.G Gatinski và nnk, 1970); “Trũng chồng kiểu núi lửa - kiến tạo” (Phan Cự Tiến và nnk, 1989);

“Rift nội lục Tú Lệ” (Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị,1992); “hot spot Tú Lệ” hoặc “Rift sau tách giãn Tú Lệ” (Lê Như Lai, 1993, 1995); “Trồi manti Tú Lệ” (Nguyễn Trung Chí và nnk,1996, 1997) và “Munđa núi lửa Tú Lệ” theo cách gọi của Dương Đức Kiêm và nnk (2002) là một cấu trúc lấp đầy sản phẩm phun trào tuổi Jura đặc trưng cho hoạt động chu kỳ kiến tạo Yến Sơn Trong luận văn này, tác giả sử dụng thuật ngữ vùng “ Trũng Tú lệ” của Gatinski và nnk (1970) [10]

Vùng trũng Tú Lệ nằm trên cánh Đông Bắc của rift Sông Đà, được ngăn cách về phía đông với đới trượt cắt Sông Hồng bởi đới nâng Phan Si Pan (hình 1.2), Trần Trọng Hòa và nnk nhập chúng vào trũng sông Đà – Tú Lệ [10] Trũng Tú Lệ

là một cấu trúc độc lập thành tạo trong Mezozoi (Trần Văn Trị, 1979; Hutchison, 1989) Phần thấp của bồn trũng này được lấp đầy bởi trầm tích màu đỏ Jura - Kreta, trên cùng là các thành tạo tương phản có thành phần ryolit, basalt và trachyt, trong

đó chiếm ưu thế là các đá núi lửa thành phần trung tính - axit á kiềm - trachydasit - trachyryolit và kiềm - comendit, ryolit chứa khoáng vật màu kiềm; các đá núi lửa mafic - trachybasalt và á núi lửa - gabrodolerit chiếm một lượng không đáng kể Các đá núi lửa mafic á kiềm chủ yếu phân bố ở ven rìa trũng Tú Lệ và có thành phần tương đối đồng nhất: chủ yếu là trachybasalt, trachyandesit

Khu vực nghiên cứu có các hệ thống đứt gãy chính, các vòm núi lửa và một

số phức nếp lồi - nếp lõm (hình 1.1) được mô tả cụ thể như sau:

a Các hệ thống đứt gãy

Trong vùng trũng Tú Lệ có bốn hệ thống đứt gãy là: Tây Bắc - Đông Nam, Đông Bắc - Tây Nam, kinh tuyến và á vĩ tuyến Chúng tạo nên hệ thống các cấu tạo khá trẻ, cắt qua nhiều loại đá có tuổi khác nhau, đặc biệt là các đá có tuổi Paleogen

- Hệ đứt gãy TB-ĐN gồm: đứt gãy Nậm Kim và đứt gãy Tú Lệ Hai đứt gãy này khống chế hai vùng trũng nói trên, có cường độ hoạt động mạnh nhất trong vùng Dọc theo chúng, các đá bị cà nát, vò nhàu và uốn nếp rất mạnh, có nhiều khối gabrodiaba lớn xuyên lên dạng kéo dài

- Hệ đứt gãy phương ĐB - TN: có cường độ yếu hơn hệ đứt gãy trên, điển hình là hai đứt gãy dọc theo thung lũng Ngòi Hút và đứt gãy cắt qua núi Lang Tinh Các đứt gãy này thường phá hủy các cấu trúc địa chất và các thân xâm nhập, làm xê dịch các thân quặng

- Hệ đứt gãy kinh tuyến: có hai đứt gãy kinh tuyến lớn cắt qua khu mỏ Co

Gi San và thung lũng Tú Lệ Dọc theo đứt gãy qua Co Gi San có nhiều khối gabrodiaba khá lớn và các xâm nhập nhỏ granit porphyr Hệ thống đứt gãy này đóng vai trò là kênh dẫn magma, dung dịch tạo quặng chì - kẽm giàu bạc Theo đứt gãy chạy qua Tú Lệ cũng có những thân mạch gabrodiaba và granit granofia

- Hệ đứt gãy á vĩ tuyến: thường là các đứt gãy ngắn, song phân bố dày Chúng là đường tiêm nhập của các thành tạo á núi lửa và dung dịch quặng Nhiều thân quặng và các hệ mạch thạch anh chứa khoáng hóa đều đi theo hệ đứt gãy này

b Các cấu trúc vòng

Vùng Tú Tệ có rất nhiều cấu trúc vòng Chúng tạo nên các vùng trũng núi lửa và là tàn dư của các trung tâm hoạt động núi lửa cổ Điển hình là các cấu trúc vòng Huổi Pao, Tu San, Ngã Ba Kim, Chế Cu Nha

c Các vòm núi lửa

Hai vòm đá núi lửa quan trọng được tạo nên bởi các đá rhyolite porphyr tướng á núi lửa ở Lan Lang và Fu Khao Phạ Các vòm núi lửa có dạng đẳng thước tạo nên vùng núi cao nhất của vùng này Đặc điểm của đá: tươi, đồng nhất không

bị ép nén, ít bị biến đổi

d Các phức nếp lồi, nếp lõm

Đáng kể nhất là phức nếp lồi Nậm Kim Nhân của nó là dải đá trầm tích nguồn núi lửa phân bố dọc theo suối Nậm Kim Dọc theo trục nếp lồi này xuất hiện nhiều điểm khoáng hóa

Các phức nếp lõm trong vùng biểu hiện rõ rệt, thường bị các hệ đứt gãy

xê dịch và phá hủy Phức nếp lõm La Pán Tần có biểu hiện khoáng hóa vàng và

Hệ thống các mỏ và điểm quặng Pb - Zn Co Gi San, Tu San, Bản Lìm, Huổi Pao, Nậm Chậu đã tạo thành một đới quặng chì kẽm dài 60 km phương Tây Bắc - Đông Nam kéo dài từ Nghĩa Lộ đến Co Gi San, trong đó mỏ Co Gi San đã được đánh giá tỷ mỷ hơn cả Cùng với quặng chì - kẽm thì Au và Ag cũng được khai thác tận thu Ngoài ra, ở vùng Trạm Tấu cũng đã phát hiện được khá nhiều điểm quặng chì - kẽm như Cang Chi Khúa, Cam Đông, Bản Công; ở Văn Chấn là các điểm quặng Pin Pé, Bản Bó, ở vùng Văn Bàn có các điểm quặng chì - kẽm Nậm Kim, Nậm Có

Quặng chì - kẽm Tú Lệ hình thành trong các đới đứt gãy, cà nát và phiến hoá của các phức hệ đá phun trào felsic thuộc các phức hệ Tú Lệ, phức hệ Ngòi Thia Trong khu vực trũng Tú Lệ đã khoanh định được một loạt các trường dị thường địa hóa chì-kẽm, đáng lưu ý nhất là trường dị thường Mù Cang Chải (bao gồm cả điểm quặng Pb - Zn Coghisan và Nả Đợ), trường dị thường Tú Lệ (có mỏ Huổi Pao, điểm

biến đổi chứa Au ở Gia Hội) và nam Văn Chấn (có các điểm quặng Cu, Pb - Zn và

Au ở Pín Pé) nơi có dị thường của Pb và Zn >1.000 ppm Đặc điểm chung của các điểm dị thường Pb, Zn của các đá phun trào felsic thường phân bố ở khu vực tiếp xúc giữa các thành tạo xâm nhập (Phu Sa Phìn, Nậm Chiến, Yê Yên Sun) và các đá phun trào này hoặc ít hơn giữa các đá phun trào với nhau

1.2.2 Urani

Khoáng sản xạ hiếm trên diện tích vùng trũng Tú Lệ chủ yếu tập trung ở vùng Trạm Tấu, ít hơn ở vùng Bắc Yên (Hình.1.3) Các biểu hiện khoáng hóa nằm trong đới dập vỡ phương Tây Bắc - Đông Nam, với bề rộng hàng trăm mét, chiều dài hàng ngàn mét Ngoài ra còn có các đứt gãy theo phương khác cắt qua Bên cạnh đó còn xuất hiện các cấu trúc vòng, dấu vết của hoạt động núi lửa trong khu vực

Khoáng hóa urani vùng trũng Tú Lệ phân bố trong hai kiểu thành tạo địa chất gồm urani trong đá phiến đen chứa vật chất than, giàu vật chất hữu cơ (hệ tầng Trạm Tấu); và urani trong các đá phun trào axit (ryolit, ryotrachyt…) Hầu hết các điểm khoáng đều nằm gần hoặc nằm trùng các vành phân tán của Pb, Zn, Cu, Be

- Trong vùng Trạm Tấu các điểm khoáng hóa urani đã được phát hiện khá lâu, đặc biệt là qua kết quả đo vẽ bản đồ địa chất tìm kiếm khoáng sản nhóm tờ Tram Tấu của Liên đoàn Xạ hiếm tỷ lệ 1:50.000 (Nguyễn Đắc Đồng và nnk, 2000) [6] Ở đây các dị thường phóng xạ cao tập trung ở Bản Hát, Ba Khe, Tăng Khờ - làng Lao…

+ Điểm quặng urani Bản Hát ở xã hát Lìu, huyện Trạm Tấu, tỉnh Yên Bái: Urani trong điểm quặng này tồn tại dưới dạng ổ, thấu kính có kích thước khác nhau, tập trung chủ yếu trong đá phiến sét than, đá phiến sét giàu vật chất hữu cơ và felsit

Hình 1.3 Sơ đồ phân bố các cụm dị thường phóng xạ vùng Trũng Tú Lệ (Theo Nguyễn Văn Hoai, (2001) và Mai Trọng Tú, (2007) trong Nguyễn Văn Niệm,

2013 [16]

+ Ở phía đông bắc khu Bản Hát phát triển khá mạnh hệ thống đứt gãy phương ĐB - TN và tạo nên đới dập vỡ cạnh các đứt gãy với quy mô khác nhau Tại đây có các vành dị thường xạ phổ biến ở bậc 30 - 73 μR/h , chúng phân bố tập trung gần các đứt gãy phương ĐB - TN Thành phần thạch học các lớp đá chứa quặng urani chủ yếu của cụm dị thường này gồm: đá phiến chứa vật chất than màu đen,

tufogen, tuf ryolit, felsit, ít cuội, sạn kết tuf Bốn lớp đá chứa urani có hàm lượng

≥0,01%, đây có thể xem là các lớp sản phẩm urani hay thân quặng urani

+ Trung tâm khu Bản Hát, các dị thường xạ phân bố tập trung tạo thành dải kéo dài theo phương ĐB - TN, chiều dài của tập đá chứa quặng urani là 2000 m, rộng trung bình 700 m, diện tích trên bình đồ khoảng 2,35 km2 Trong diện tích này

có mặt các thành tạo của phức hệ Ngòi Thia và các thành tạo trầm tích phun trào thuộc tập 2,3 của hệ tầng Trạm Tấu Tại đây xuất hiện hai lớp đá chứa quặng Thành phần thạch học chủ yếu của các lớp đá này gồm: đá phiến chứa vật chất than màu đen, xám đen, đá phiến tufogen, xen các lớp mỏng cát bột kết tufogen, tuf ryolit, felsit Hàm lượng U3O8 trung bình của hai lớp dao động từ 0,022% đến 0,033% (xem bảng 1.1)

+ Phía tây nam và phía nam khu Bản Hát, các dị thường xạ phân bố tập trung tạo thành dải kéo dài theo phương ĐB - TN với chiều dài 2.200 m, rộng trung bình

625 m, diện tích 4,25 km2 với 1 lớp đá chứa quặng Thành phần thạch học chủ yếu gồm: đá phiến chứa vật chất than màu đen, xám đen, đá phiến tufogen, xen các lớp mỏng cát bột kết tufogen Chiều dài của lớp đá chứa quặng là 300 m, rộng 75 m, dày trung bình 0,6 m Hàm lượng trung bình 0,014% U3O8 Nếu so với yêu cầu công nghiệp tối thiểu 0,05%U3O8, tức bằng 500 ppm, thì trừ Suối Triang (1.850 ppm), hầu như các điểm quặng còn lại đều thấp hơn, thậm chí rất thấp (xem bảng 1.1)

Bảng.1.1 hàm lượng U308 khu Bản Hát [16]

STT Các khu vực Hàm lượng trung bình U 3 O 8 (%)

3 Phía tây nam và phía nam khu Bản Hát 0,006

Ngoài ra, điểm quặng Làng Mòn ở xã Tà Xùa, huyện Bắc Yên, tỉnh Sơn La đã được Liên đoàn 10 (nay là Liên đoàn Xạ hiếm) tìm kiếm Quặng hoá urani ở đây dưới dạng mạch dốc đứng xuyên lên trong đới dập vỡ của các đá phun trào ryolit, ryotrachyt

màu xám trắng thuộc phức hệ núi lửa Tú Lệ (?) Mạch có chiều dày nhỏ (1 - 2 cm) có nơi lớn hơn Thành phần khoáng vật chủ yếu gồm pyrit, molipdenit, uraninit, nasuran

Rõ ràng các khoáng hóa urani thường liên quan tới các lớp phiến sét than, tuy nhiên nó chỉ là nơi tập trung urani (chứa), còn nguồn cung cấp urani là vấn đề chưa được làm rõ

Chương 2

CƠ SỞ LÝ THUYẾT VÀ CÁC PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU

2.1 Cơ sở lý thuyết

2.1.1 Địa hóa urani

Urani là kim loại có trọng lượng nguyên tử là 238,07, cấu hình điện tử [Rn] 5f3 6d1 7s2 U có thể có các mức hóa trị là 3, 4, 5, 6, trong đó hóa trị 6 là thường gặp nhất trong tự nhiên Theo phân loại địa hóa của Goldshmidt thì U thuộc về nhóm

các nguyên tố litophil (xem bảng 2.1)[28] Urani là một nguyên tố phóng xạ mạnh,

là nhiên liệu hạt nhân rất quan trọng Urani-238 (238U) có thể chuyển hóa thành plutoni có khả năng phân hạch theo các phản ứng sau: 238U(n, gamma) > 239U (beta) > 239Np (beta) > 239Pu Sự chuyển hóa hạt nhân này có thể được diễn ra trong lò phản ứng tái sinh, nơi tạo ra nhiều vật liệu phân hạch hơn là vật liệu phân hạch dùng trong bảo dưỡng phản ứng chuỗi Urani-235 lại còn quan trọng hơn bởi

vì nó là chìa khóa cho việc sử dụng urani

Hàm lượng trung bình của nguyên tố urani trong thạch quyển là 2,5.10-4% Hàm lượng U trong thiên thạch: 1,5.10-6%, trong các đá siêu mafic: 3.10-7%, các đá mafic: 5.10-5%, các đá acid: 3,5.10-4% và đá trầm tích: 3,2.10-4% Hàm lượng urani trung bình trong vỏ Trái Đất (tùy theo các tác giả) là từ 2 đến 4 ppm, gấp 40 lần so với nguyên tố phổ biến là bạc Hàm lượng urani trong đất thay đổi từ 0,7 đến 11 ppm (đến 15 ppm trong đất trồng trọt do có phosphat từ phân bón), và hàm lượng của urani trong nước biển là 3 ppm

Như vậy urani có rất ít trong đá siêu mafic và thể hiện rõ xu thế tích lũy hàm lượng từ đá mafic đến đá acid Theo giá trị hàm lượng trung bình của các nguyên tố trong đá magma acid thì U đứng ở đầu dãy chỉ sau La, Tl Be, Cl Nó thuộc vào nhóm nguyên tố đặc trưng cho đá acid bao gồm Th, U, Rb, Be, Cs, Tl, Sn, Pb, F,

Ra, Ba, Li Vì vậy U tập trung nhiều trong lớp vỏ granit của vỏ trái đất, lớp này là nguồn cung cấp U cho các mỏ khoáng urani (lithofil)

Urani trong tự nhiên tồn tại ở cả hai dạng: phân tán và tập trung Dạng phân tán của urani biểu hiện rõ rệt trong đá magma acid, nơi urani có mặt trong khoáng vật của một số nguyên tố khác như Th, Zr, TR, Y, dưới dạng thay thế trong ô mạng

U và Th là những nguyên tố phóng xạ mạnh, chúng có những tính chất hóa tinh thể giống nhau, vì vậy Th4+ dễ dàng thay thế cho U4+ trong các khoáng vật của urani Dạng tập trung, tạo thành khoáng vật độc lập là nét đặc trưng nhất của địa hóa urani Người ta đã phát hiện được khoảng 120 khoáng vật chứa urani, bao gồm các nhóm oxit, carbonat, silicat, tantalat-niobat, phosphat, arsenat, vanadat, uraniat, sulfat Điển hình là: uranit (UO2), pichblen (U3O8), autunite (Ca(UO2)2(PO4)2 x 8-12

H2O), carnotite (K2(UO2)2(VO4)2 x 1–3 H2O),

Trong quá trình magma urani thể hiện 2 xu thế ngược nhau: phân tán trong các khoáng vật tạo đá và tập trung lại trong dung dịch sau magma Khi magma granit kết tinh, phần lớn urani dưới dạng U4+ tham gia vào thành phần các khoáng vật phụ của Th, Zr, Nb bằng cách thay thế trong ô mạng Hàm lượng U trong các khoáng vật phụ cao hơn một bậc so với trong đá Hàm lượng U4+ trong granit có tương quan chặt chẽ với tỷ số Fe2+/Fe3+ Ở giai đoạn cuối của quá trình magma khi hoạt tính của Th và Zr thấp, thế oxy hóa tăng cao, độ kiềm tăng, tỷ số Fe2+/Fe3+giảm mạnh thì có thể gặp khoáng vật độc lập của urani

Trong giai đoạn pegmatit có sự tập trung đáng kể của U và đôi khi tạo thành những mỏ có giá trị công nghiệp trong các thân pegmatit trong đá granit, gneis Trong pegmatit, khoáng vật uraninit tập trung ở những khu vực nhất định, tạo thành

ổ, đám, mạch quặng Uraninit ở đây chứa đến 11-13% Th và TR, thường gặp cùng với các khoáng vật phụ khác như torit, monazit, zircon chứng tỏ quá trình trao đổi sau pegmatit

Trong quá trình nhiệt dịch, urani thể hiện ở mức hóa trị U4+ và U6+ trong khoáng vật uraninit và pichblen Sự oxy hóa U4+ lên U6+ tạo thuận lợi cho việc di chuyển U trong quá trình nhiệt dịch Trong khi đó Zr và Th khó bị oxy hóa hơn nên

nó không tham gia vào dung dịch nhiệt dịch Các nghiên cứu thực nghiệm cho thấy

urani có thể di chuyển trong dung dịch nhiệt dịch dưới dạng hợp chất phức carbonat kiềm kiểu Na4UO2(CO3)3

Hình 2.1 Các điều kiện lý hóa môi trường quyết định trạng thái của urani [29] Trong quá trình ngoại sinh, mặc dù urani là nguyên tố có hàm lượng trung bình trong thạch quyển thấp nhưng lại tạo nên rất nhiều khoáng vật thứ sinh thuộc nhóm phosphat, arsenat, vanadat, sulfat, carbonat Số lượng khoáng vật thứ sinh của urani vượt quá số lượng khoáng vật nguyên sinh của nó Ở đây urani dưới dạng

U6+cóbán kính lớn (0,83Å) nên nó không thay thế đồng hình trong khoáng vật của các nguyên tố khác mà tạo khoáng độc lập U6+ có thể gặp ở dạng U2O5, UF5 Hợp chất U4+ (UO2), UO2 mang tính khử mạnh Hợp chất U3+ có tính khử mạnh hơn, những hợp chất này hiếm gặp trong tự nhiên Đầu tiên các khoáng vật này có nguồn gốc là UO2 có chứa Th, sau đó nhanh chóng oxy hóa một phần U4+ thành U6+ để có dạng hỗn hợp U4+ và U6+

Từ những cứ liệu trên cho thấy biến đổi nhiệt dịch và ngoại sinh là những quá trình tập trung urani nhiều nhất, tạo nên những mỏ khoáng urani có giá trị công nghiệp

2.1.2 Tính chuyên hóa địa hóa

Trạng thái tồn tại hiện nay của các nguyên tố trong vỏ Trái Đất được xem là giai đoạn tạm thời của quá trình phân bố lại của chúng đang diễn ra lâu dài và liên tục thông qua quá trình vận động vật chất Kết quả của sự di chuyển, vận động vật chất đã dẫn đến sự trộn lẫn các nguyên tố hóa học trong không gian, làm thay đổi hàm lượng của chúng trong những bồn chứa cụ thể Nói cách khác, quá trình vận động của vật chất chính là nguyên nhân của sự phân bố lại các nguyên tố hóa học (các đồng vị) trong không gian, theo thời gian tạo nên sự khác biệt về mặt thành phần định lượng ở những phần khác nhau của địa quyển, dẫn tới hai dạng phân bố

chủ yếu của các nguyên tố là phân tán và tập trung Phân tán địa hóa là dạng phân

bố của các nguyên tố trong tự nhiên mà hàm lượng của nó không vượt quá trị số hàm lượng trung bình của vỏ Trái Đất, đây là dạng phân bố phổ biến thường gặp Tập trung địa hóa là dạng phân bố của các nguyên tố trong các khu vực nhất định thuộc phạm vi Trái Đất, ngược lại với phân tán, mà hàm lượng của nó có xu thế vượt quá hàm lượng trung bình của vỏ Trái Đất, tạo nên các dị thường và có thể dẫn tới hình thành các mỏ khoáng sản

Như vậy, hệ quả của quá trình phân bố lại các nguyên tố là tạo ra sự khác biệt về thành phần hóa học trong địa quyển biểu thị ở các trường địa hóa khác biệt

về hàm lượng các nguyên tố, tạo ra các trường địa hóa bình thường và dị thường

Trường địa hóa bình thường là phần địa quyển có hàm lượng các nguyên tố hóa học gần với hàm lượng nền trung bình của chúng Nền địa hóa phụ thuộc vào thành phần thạch học của các đá trong vùng nghiên cứu và do đó có thể thay đổi theo từng khu vực Trường địa hóa dị thường được phân biệt bởi hàm lượng các nguyên tố cao hơn (hoặc thấp hơn) so với hàm lượng nền hay hàm lượng trung

bình; trong các trường này có xuất hiện các dị thường Nói cách khác, dị thường địa

hóa là một phần của trường địa hóa, trong đó hàm lượng các nguyên tố cao hơn

(hoặc thấp hơn) so với nền địa hóa Như vậy, theo quan điểm địa hóa thì mỏ khoáng sản hay thân quặng chính là dị thường địa hóa đặc biệt có hàm lượng đạt và vượt quá ngưỡng giá trị hàm lượng kinh tế - công nghiệp tại thời điểm đánh giá

Nền tảng của định luật phân tán và di chuyển các nguyên tố do F Clarke và

V I Vernatski (1924) [31] khởi xướng: "Mỗi hạt bụi, mỗi hạt nước được coi như

một vũ trụ thu nhỏ, chúng phản ánh thành phần của vũ trụ" Nói cách khác là có thể

phát hiện tất cả các nguyên tố trong bảng tuàn hoàn nếu các phương pháp phân tích

đủ nhạy Định luật này các nhà nghiên cứu phát triển lên và gắn cho nó ý nghĩa thiết thực hơn

Solovov A P (1985)[30] phát biểu như sau: "Tại mỗi điểm của trường địa

hóa có hàm lượng của các nguyên tố lớn hơn 0, tức là C x = f(x, y, z) > 0 đều phụ thuộc vào vị trí không gian và thay đổi theo thời gian" Trong đại đa số các điểm

của trường địa hóa, hàm lượng các nguyên tố quặng gần với hàm lượng trung bình

(C k), trường hợp hàm lượng vượt khỏi mức này thường hiếm gặp hơn nhiều

N I Safronov (1978)[31] đã khẳng định rằng bảng hàm lượng trung bình theo địa quyển chứng minh sự tồn tại đồng thời của tất cả các nguyên tố của hệ thống tuần hoàn trong tự nhiên, tức là chúng có những đặc điểm địa hóa nằm trong khuôn khổ của định luật cơ bản do Clarke và Vernatski đề xướng

Định luật chỉ ra sự phân tán tổng thể của các nguyên tố hóa học nhưng không

đề cập đến tính không đồng đều của các quá trình phân tán Hiện có các số liệu về đặc tính các trường địa hóa toàn cầu, khu vực và địa phương thuộc các kiểu nội ngoại sinh Những số liệu này cho phép giả định về sự không đồng nhất nguyên sinh của các quá trình phân tán các nguyên tố trong các địa quyển nói chung và trong các đới sâu nói riêng Chính sự phân tán không đồng đều nguyên sinh có thể tạo nên các nguyên tố riêng biệt hoặc tổ hợp của chúng trong quá trình di chuyển

Sự di chuyển của các nguyên tố trong quá trình khác nhau dẫn tới các trường

Mendeleev phản ánh qui luật phân tán và tập trung các nguyên tố hóa học: các nguyên tố có hàm lượng trung bình cao ở phần trên còn các nguyên tố có hàm lượng trung bình thấp ở phần dưới bảng tuần hoàn

Sự phân dị của trường địa hóa hoàn toàn có liên quan tới ranh giới các thể địa chất Tính biệt lập về thành phần hóa học đối với các thể địa chất sơ đẳng thể hiện rất rõ ràng, chẳng hạn như các khoáng vật là các hợp chất hóa học tự nhiên hoàn toàn khác biệt với các khoáng vật khác, chúng có thể tạo nên các thể địa chất với mức độ phức tạp hơn, đó là các tổ hợp có quy luật của các khoáng vật Từ đó có thể thấy rằng các thể địa chất tự nhiên có ý nghĩa quyết định đối với sự phân dị các trường địa hóa Mỗi thể địa chất tồn tại trong tự nhiên ứng với một khu vực nhất định của một trường địa hóa, khu vực này khác biệt với các khu vực khác (các thể địa chất cùng mức tương ứng) bởi tập hợp các dấu hiệu, trong đó dấu hiệu về thành phần hóa học giữ vị trí chủ đạo

Sự phân dị của trường địa hóa tương ứng với các ranh giới địa chất đã phản ảnh tính chất đa dạng của điều kiện thành tạo trong các phần khác nhau của địa quyển Rõ ràng là tính cá biệt về thành phần hóa học của một loại đá được xác định theo hàm lượng của các nguyên tố cấu thành Đối với một số loại đá thì các nguyên

tố vết hay các nguyên tố đi kèm chỉ tồn tại dưới dạng phân tán phi khoáng vật có liên quan tới sự phân bố không đồng điệu của các nguyên tố chính Quy luật phân

bố định lượng các nguyên tố vết và các nguyên tố chủ đạo trong các đá là một lĩnh vực nghiên cứu chuyên sâu của địa hóa học, bởi lẽ các trường địa hóa của thạch quyển liên quan tới các đá khác nhau Các đá này chính là các tác nhân tập trung

một số các nguyên tố riêng biệt và từ đó hình thành khái niệm về chuyên hóa địa

hóa (Geochemical specialization)

Như vậy, chuyên hóa địa hóa là thuộc tính đặc hữu của các thành tạo địa chất

(các đá) có khả năng tập trung các nguyên tố (hoặc nhóm các nguyên tố) nhất định với hàm lượng cao hơn mức hàm lượng trung bình của vỏ Trái Đất do kết quả của các quá trình địa chất Hay cách nói khác, tính chuyên hóa địa hóa của một thành

tạo địa chất chính là những nét đặc thù về mặt địa hóa của các thành tạo địa chất đó, được đặc trưng bởi hàm lượng tăng cao so với giá trị trung bình trong vỏ trái đất của các nguyên tố, tổ hợp đi kèm của các nguyên tố cũng như mối tương quan giữa hàm lượng các nguyên tố với nhau Như vậy, đánh giá tính chuyên hóa địa hóa nhất thiết phải tính đến các đặc điểm tập trung và phân tán của các nguyên tố hóa học trong các loại đá nhất định Có thể các loại đá là tác nhân tập trung của một số nguyên tố tách ra khỏi nền chung của trường địa hóa với dị thường địa hóa rõ rệt

Tính chuyên hóa địa hóa được đánh giá theo mức độ tập trung các nguyên tố thông qua cách tính toán hệ số tập trung theo công thức sau [15]:

Ktt=Cđ/Ctq

trong đó: - C đ: là hàm lượng trung bình các nguyên tô trong đá

- C tq: Là hàm lượng trung bình của các nguyên tố trong thạch quyển Giá

trị này được công bố trong nhiều nguyên cứu khác nhau, trong luận văn này học viên tham khảo theo kết quả của Taylor and McLennan (1995)[21]

Khi đó:

Ktt < 1,5 - không có tính chuyên hóa địa hóa

Ktt > 1,5 - có tính chuyên hoá địa hóa

Ktt = 10 - 50 - có chuyên hóa khoáng vật phụ

Ktt = 50 - 100 - có chuyên hóa sinh khoáng

Trong đó chuyên hóa khoáng vật phụ và chuyên hóa sinh khoáng là hai loại chuyên hóa rất có ý nghĩa trong tìm kiếm khoáng sản

+ Chuyên hóa khoáng vật phụ là chuyên hóa mà trong đó hàm lượng tăng cao đến mức có thể thành tạo các khoáng vật phụ trong những điều kiện thuận lợi

+ Chuyên hóa sinh khoáng là chuyên hóa địa hóa có hàm lượng các nguyên

tố quặng trong magma cao đến mức có thể tạo thành mỏ khoáng sản ở điều kiện thuận lợi

Ta xét một số ví dụ về các nguyên tố hóa học và các đá tập trung chúng để nhận biết hàm lượng trung bình tập trung nhằm luận giải và đánh giá các trường địa hóa và các dị thường có liên quan tới các mỏ khoáng sản

- Magnesi: hàm lượng trung bình trong thạch quyển lục địa (không kể trầm

tích) là 2,4%, hàm lượng trung bình trong granit là 0,33%, trong hyperbasit là 20,3% Hàm lượng trung bình trong granit là: 0,33/2,4 = 0,1 (phân tán) và trong hyperbasit là 20,5/2,4 = 8,1 (tập trung) Như vậy, magnesi tập trung đạt hàm lượng cao trong các đá siêu mafic, trong đó có những mạch nagnezit nội sinh xuất hiện trong giai đoạn cuối của quá trình magma và các vỉa magnezit ngoại sinh thành tạo trong quá trình thành tạo vỏ phong hóa

- Nikel có các hàm lượng trung bình như sau: trong thạch quyển 9,5.10-3%,

trong granit 0,45.10-3%, hyperbasit 200.10-3% Hàm lượng trung bình tập trung trong granit là 0,05 (phân tán), trong hyperbasit là 21 (tập trung) Nếu như trong granit có những biểu hiện dị thường của nikel thì chúng có liên quan tới quá trình phủ chồng lên granit hoặc liên quan tới xenolit của đá granit - những tàn tích của lớp phủ khối xâm nhập granit Ngay cả trong những thể hyperbasit thì các dị thường địa hóa của nikel thường gặp và có thể tạo nên những vùng có triển vọng phát hiện các biểu hiện quặng và các mỏ

- Berili có hàm lượng trung bình trong thạch quyển là 1,5.10-4%, trong

granit là 3,5.10-4%, trong đá siêu mafic là 0,1 (phân tán) Như vậy nếu các dị thường địa hóa của beril phát hiện thấy trong các thể đá xâm nhập granit thì rõ ràng chúng liên quan tới một trong các pha xâm nhập granit hoặc với quá trình hậu magma (như greisen hóa ) Sự có mặt của dị thường berili trong các đá siêu mafic

là hoàn toàn ngược lại Vậy khi đó ta phải tìm bằng được mối liên quan của những

dị thường này với các thể granit (nhiều vùng mỏ berili trên thế giới đã gặp trường hợp này)

- Vàng là một trong những nguyên tố rất khó định hướng quá trình tập trung

trong một loại đá nhất định nào đó, song cũng có thể phát hiện được xu thế tập trung của nó một cách tổng thể Hàm lượng trung bình trong thạch quyển là 1,7; trong các loại đá khác nhau như granit: 0,8; granodiorit: 1,2; diorit: 2,8; trong các

đá mafic: 2,6 và siêu mafic: 6,0 Rõ ràng là có sự tăng trưởng về hàm lượng trung bình trong các đá từ các đá acid đến các đá mafic Trong khi đó hàm lượng trung bình của các đá gần như nhau, bởi vậy sự xuất hiện vàng trong các trường địa hóa

có thể giải thích bằng sự chồng chất các quá trình hậu magma gắn liền với các magma đá trung tính và mafic Điều này được khẳng định qua nhiều số liệu từ các

mỏ vàng có liên quan nguồn gốc với các đá xâm nhập nhỏ có độ mafic cao

Cho đến nay, chuyên hóa địa hóa được phát triển rộng rãi không chỉ đối với các đá mà còn đối với các loại đất và nước dưới đất và nước mặt nữa Chuyên hóa địa hóa không chỉ được xác lập nhằm mục đích tìm kiếm và dự báo các khoáng sản

mà còn phục vụ cho các mục đích môi trường sinh thái.[22, 23, 24, 26]

Như trên đã trình bày, urani là nguyên tố litophil, hàm lượng của chúng trong các đá magma felsic (đặc biệt là trong granitoid) cao hơn hẳn các loại đá khác, từ đó

có thể cho rằng các thành tạo granitoid là nguồn chủ yếu của urani Do vậy đối tượng chính của luận văn là các đá granitoid trong khu vực trũng Tú Lệ, các nghiên cứu chi tiết sẽ được trình bày trong các phần tiếp theo của luận văn

2.1.3 Tổ hợp các nguyên tố hóa học [15]

Khi nghiên cứu tính chuyên hóa địa hóa của một phức hệ địa chất, tổ hợp các nguyên tố đi kèm là một trong những đặc điểm quan trọng trong việc định hướng tìm kiếm, giúp cho việc nhận dạng các kiểu chuyên hóa; sự có mặt của nguyên tố này có thể là chỉ thị cho sự có mặt của những nguyên tố khác và ngược lại

chuyển của các nguyên tố hóa học Khái niệm về tổ hợp các nguyên tố rộng hơn khái niệm về cộng sinh nguyên tố, như vậy trong những điều kiện di chuyển khác nhau sẽ có các tổ hợp nguyên tố hóa học khác nhau

Trong trường địa hóa, các nguyên tố hóa học thường tồn tại trong những tổ hợp nhất định do quá trình nội sinh, ngoại sinh và biến chất tạo nên Dạng tồn tại của chúng trong các trường địa hóa bình thường và dị thường có thể là dạng khoáng vật hoặc phi khoáng vật Trong các trường địa hóa bình thường, tổ hợp các nguyên

tố có thể tồn tại dưới dạng các khoáng vật độc lập, đó là các khoáng vật tạo đá, các khoáng vật thứ yếu và khoáng vật phụ Các nguyên tố cũng có thể ở dạng phi khoáng vật như dạng ion trên mặt các tinh thể khác Trong các trường dị thường địa hóa thì tổ hợp các nguyên tố thường tồn tại dưới dạng khoáng vật Nghiên cứu các vành phân tán địa hóa nội sinh cho thấy trong phạm vi vành phân tán thường gặp các thể xâm tán, thường là những mạch nhỏ gồm các khoáng vật quặng và các khoáng vật đi kèm Chẳng hạn, trong vành phân tán địa hóa nguyên sinh của đồng thường gặp các thể xâm tán và các mạch nhỏ pyrit, chalcopyrit Trong vành phân tán địa hóa nguyên sinh và dị thường liên quan tới các mỏ thiếc thường có mặt các

tổ hợp khoáng vật casiterit

Khi xét đến tổ hợp các nguyên tố cần lưu ý tới hiện tượng thay thế trong mạng tinh thể, đó là khả năng của các nguyên tố hóa học có những tính chất gần gũi nhau, có thể thay thế nhau trong mạng tinh thể Hiện tượng này trước hết được tạo nên do sự gần gũi giữa bán kính nguyên tử và ion, tính chu kỳ của các đại lượng bán kính ion tùy thuộc vào họ các nguyên tố Có thể xem xét một số ví dụ về hiện tượng thay thế trong mạng tinh thể cùng hóa trị có ý nghĩa để luận giải các trường địa hóa trong những thành tạo địa chất:

Zirconi (Zr) và hafni (Hf) có bán kính ion gần giống nhau 0.87 Α0 và 0.86 Α0 , điều này đảm bảo việc thay thế cùng hóa trị trong mạng tinh thể của chúng xảy ra một cách thuận lợi Nhờ đặc điểm này mà người ta phân tích được trường địa hóa của các nguyên tố này trong tự nhiên Dựa vào tỷ số không đổi giữa Zicon và hafni