Luận án Tiến sĩ Địa chất: Đặc điểm cấu trúc - kiến tạo khối cấu trúc Tạ Khoa, ý nghĩa của nó trong dự báo và tìm kiếm khoáng sản đồng - niken - vàng

58 (Ảnh 3.1, Ảnh 3.21) và góp phần tạo nên sự định hướng của cấu tạo phiến này, đặc điểm này chứng tỏ sự hình thành của khoáng vật biến chất đi cùng sự biến dạng hoặc vào cuối giai đoạn biến dạng đầu tiên của đá và diễn ra trong điều kiện nhiệt độ khá cao. Hình 3.5. Đồ thị concorrdia thể hiện kết quả phân tích tuổi tuyệt đối U-Pb cho các đá trong khu vục nghiên cứu: a, b, c là các mẫu trong đá phiến kết tinh còn d, e, f là các mẫu trong đá pegmatit.

59 Hình 3.6.A. Kết quả tổng hợp thống kê tuổi cho các mẫu pegmatit (a) và đá phiến kết tinh (b) cho thấy sự đa dạng về tuổi của các hạt zircon. Tuy nhiên có thể nhận thấy rõ khoảng tuổi khác biệt ở các mốc thời gian khác nhau, được luận giải là tuổi của các hạt zirocn trầm tích và tuổi tái kết tinh trong quá trình biến chất và thành tạo pegmatit, trong đó khoảng tuổi trầm tích dao động từ mốc 411 Tr.n đến cổ hơn còn các tuổi trẻ hơn là tuổi biến chất hoặc tái kết tinh. B. Thống kê tuổi của phần riềm các hạt zircon và tuổi của các hạt monazit trong đá cho thấy tuổi trung bình của chúng ở khoảng 250 Tr.n cho đá pegmatit (a) và 246 Tr.n cho đá đá phiến kết tinh (b). Pha biến chất này tiếp tục được duy trì cùng với sự kiện biến dạng thứ 2 trong điều kiện nhiệt độ của tướng amphibolit thể hiện bởi sự mọc chồng cục bộ của các tịnh thể silimanit thế hệ 2 lên các khoáng vật thế hệ 1 theo phương của phiến thế hệ 2 (Ảnh 3.22) hoặc đôi nơi là staurolit (Ảnh 3.23), chứng tỏ nhiệt độ vẫn duy trì ở mức cao trong quá trình biến chất tiếp theo mặc dù bắt đầu có sự giảm nhiệt (từ sillimanit tới staurolit). Pha biến chất này còn dẫn tới sự nóng chảy cục bộ của đá trầm tích sét và hình thành các thân granit-pegmanit được xếp vào phức hệ Phia Bioc (Ảnh 3.1). Như vậy, quá trình biến chất thứ nhất diễn ra trong điều kiện của pha biến dạng 1 và duy trì ở pha biến dạng 2, nơi nhiệt độ biến chất đạt cực đại. Tuổi tái kết tinh/ biến chất Tuổi trầm tích trẻ nhất

60 Pha biến chất 2 (M2) diễn ra ở nhiệt độ thấp hơn, làm chuyển hóa hầu hết các khoáng vật biotit thành muscovit và sự thay thế silimanit bởi thạch anh và muscovitt. Các tinh thể muscovit thay thế giả hình các khoáng vật thế hệ 1, và thường không làm thay đổi đáng kể kiến trúc của đá. Đôi nơi, các khoáng vật musovit mọc chồng lên các cấu tạo thế hệ 1 và 2, tạo nên cấu tạo đinh hướng song song mặt trục của nếp uốn thế hệ 3 (Ảnh 3.24). Bên cạnh đó, sự xuất hiện của tuarmaline đẳng thước chồng lên các khoáng vật của pha 1 cho thấy pha biến chất này diễn ra trong điều kiện giảm áp và giảm nhiệt, có thể diễn ra vào cuối pha biến dạng thứ 3 (Ảnh 3.24). Biến đổi mang Sill 2 Sill 1 Sill 1 Bi Mu  3.23. Ảnh lát mỏng cho thấy Staurolit mọc thay thế fibrolit trong đá phiến sillimanit. Sự thay thế có thể đánh dấu sự bắt đầu của biến chất giật lùi. Ảnh lát mỏng chụp dưới 2 nicon, đáy của ảnh dài 4 mm. (Trần Thanh Hải, 2006) Sill 1 Staur  3.22. Đá phiến sillimanite chứa các tập hợp fibrolit thế hệ thứ nhất có sự định hướng song song với phiến S1, sillimanit thứ 2 bao gồm các tinh thể đơn lẻ dạng kim mọc chồng lên cấu tạo S1 (góc trái phía trên của ảnh), chứng tỏ chúng hình thành muộn hơn. Ảnh lát mỏng chụp dưới 2 nicon, đáy của ảnh dài 3 mm. (Trần Thanh Hải, 2006)

61 tính cục bộ chủ yếu dọc theo các đới biến dạng cao, điển hình là các hiện tuợng sericit hoá, calcit hoá, epidot hoá và đôi chỗ là chlorit hoá (tướng phiến lục) có thể đã được hình thành vào cuối pha biến dạng này. Như vậy, có thể thấy sự kiện biến chất cao trong khu vực liên quan tới pha biến dạng 1 và 2 và sau đó, biến chất ở nhiệt độ thấp hơn diễn ra trong các pha biến dạng muộn hơn. Mối quan hệ và lịch sử nhiệt kiến tạo trong khu vực Khối cấu trúc Tạ Khoa được tóm tắt trong Hình 3.7. Trong đó giai đoạn biến dạng sớm có thể diễn ra từ giữa Carbon (khoảng 300 tr. năm) và kéo dài tới khoảng 250 tr. năm, đi cùng là cực điểm biến chất tiến triển tới tướng amphibolit với sự phản ứng phá hủy muscovit và thạch anh và xuất hiện của sillimanit (fibrolit) đạt cực đại ở khoảng 250 tr. năm. Sau đó, pha biến dạng thứ 2 vẫn diễn ra trong điều kiện nhiệt áp cao sau 250 tr (từ 230-240) và tiếp tục dẫn tới sự hình thành cục bộ các tinh thể sillimanit. Pha biến chất 2 (M2) diễn ra trong điều kiện giảm nhiệt áp so với pha M 1 và dẫn tới sự hình thành muscovit thế hệ 2 chồng lên các khoáng vật biến chất cao của thế hệ 1. Pha này tương ứng với sự kiện biến dạng thứ 3 trong vùng nghiên cứu diễn ra sau 230 tr năm. Các pha biến dạng muộn hơn diễn ra trong điều kiện nhiệt độ và áp suất thấp, không có ảnh hưởng đáng kể tới sự thay đổi của bình đồ cấu trúc khu vực. Mus Tour  3.24. Ảnh lát mỏng cho thấy Sự thay thế hoàn toàn của sillimanit bởi muscovit và sau đó sự mọc chồng của tourmaline trên nền muscovit là sản phẩm của biến chất giật lùi liên tục pha biến dạng 3. Ảnh lát mỏng chụp dưới 2 nicon, đáy của ảnh dài 4 mm

62 Hình 3.7. Đồ thị điều kiện nhiệt áp tóm tắt mối quan hệ giữa biến dạng, biến chất và tuổi tương đối của chúng tác động tới các đá trầm tích biến chất thuộc phần nhân phức nếp lồi Tạ Khoa. Điểm giao cắt của các trường Al 2 SiO 5 (H) theo Holdaway and Mukhopadhyay (1993). Đường cong phản ứng 1 thể hiện ranh giới phản ứng phá hủy muscovit (+thạch anh) để tạo sillimnait + magma theo Carmichael (1978), đường ranh giới phản ứng tạo cordierrit theo Holdaway and Lee(1977) và đường ranh giới phản ứng tạo cordierite + granat + K-feldspar + magma theo Spear et al. (1999) (Trần Thanh Hải et al, 2013 [34]). 3.8 Sự có mặt của nhiều loại đá có thành phần, môi trường thành tạo, tuổi và mức độ biến dạng khác nhau trong vùng chứng tỏ khu vực nghiên cứu nằm trong một bộ phận của vỏ trái đất có lịch sử tiến hoá địa chất lâu dài và phức tạp. Những quan sát thực địa về mối quan hệ giữa các yếu tố cấu tạo tác động lên đá cho thấy một qúa trình tiến hoá mang tính đa kỳ của toàn khu vực, từ ít nhất là giai đoạn Paleozoi giữa và kéo dài tới hiện tại (Hình 3.8) 3.8.1.  1 - C 1 ) Trong giai đoạn Devon sớm tới Carbon sớm, vùng nghiên cứu được đánh dấu bởi sự lắng đọng của một tổ hợp các trình tự trầm tích lục nguyên, lục nguyên silic, silic, lục nguyên carbonat, carbonat từ tướng ven rìa lục địa cho tới tướng biển sâu trong điều kiện của một rìa lục địa thụ động, thể hiện trong phần lớn các tổ hợp thạch học thuộc tổ hợp thạch kiến tạo 1. Vỏ Trái đất trong khu vực nghiên cứu vào đầu Devon sớm bị sụt lún và mở rộng bồn đại dương trong một thời gian dài từ giai đoạn Devon sớm đến Carbon sớm (Metcalfe, 2005) đi cùng là sự thay đổi mang tính

63 Hnh 3

64 quy luật của các tướng trầm tích, từ tướng nước nông tới tướng nước sâu với sự lắng đọng của các tổ hợp thạch học lục nguyên và lục nguyên carbonat của các hệ tầng Nậm Sập, Bản Páp, và các trầm tích giàu silic có chứa mangan của các hệ tầng Bản Cải và Đa Niêng. Tuy nhiên, đến giai đoạn đầu Carbon, cấu hình của bồn trầm tích có thể bắt đầu thay đổi khi mà các trầm tích của hệ tầng Đa Niêng chuyển dần từ các trầm tích biển sâu (chứa silic phân dải mỏng) thành các trầm tích carbonat phân lớp dày của tướng biển nông. 3.8  (C 2 - T 1 ) Vào giai đoạn này vùng nghiên cứu chịu ảnh hưởng chung của cả khu vực với quá trình biển thoái đi cùng với sự thu hẹp lại của bồn trầm tích hay sự triệt thoái chế độ thềm thụ động của giai đoạn trước. Trong giai đoạn này khu vực nghiên cứu hoàn toàn vắng mặt các trầm tích và chỉ xảy ra các quá trình nâng cao bào mòn. Theo các tài liệu nghiên cứu gần đây của Metcalfe (2005), vào giai đoạn Carbon sớm, bắt đầu mảng Đông Dương và mảng Nam Trung Hoa đã hội nhập với nhau dọc theo đới khâu Sông Mã. Như vậy, có thể sự hội nhập này chính là nguyên nhân dẫn tới sự thay đổi cấu hình bồn trầm tích ở hai bên rìa của hai địa mảng, dẫn tới sự nâng lên của đáy bồn, và quá trình tạo núi diễn ra và dẫn tới sự biến dạng sớm của các đá thành tạo D 1 - C 1 , tạo ra những bằng chứng đầu tiên của Pha biến dạng thứ 1 và làm cho các đá có nguồn gốc biển sâu bị chờm trượt, uốn nếp và bị chôn vùi xuống sâu biến chất tới tướng amphibolit. Các đá granit pegmatit trước đây được xếp vào phức hệ Phia Bioc trong khu vực nghiên cứu là kết quả phân dị tại chỗ của quá trình biến chất các đá sét ở nhiệt độ cao, ứng với tướng amphibolit này. 3.8 1 ) Giai đoạn này được đánh dấu sự nghịch đảo hoàn toàn của thềm thụ động của giai đoạn trước và thay thế bởi một rìa lục địa tích cực. Sự kiện kiến tạo này đã dẫn tới sự hình thành các đá xâm nhập, phun trào và các thành tạo có liên quan của tổ hợp thạch kiến tạo 2 gồm các thành tạo magma phức hệ Ba Vì (U-Gb,Gb/ T 1 bv) và các đá phun trào có thành phần từ mafic tới á kiềm của hệ tầng Viên Nam (T 1 vn) trong bối cảnh của một rìa lục địa tích cực bao gồm một cung magma lục địa và một bồn sau cung.

65 Mặc dù trên diện tích chưa phát hiện được những bằng chứng về magma xâm nhập liên quan tới một cung magma lục địa, nhưng các thành tạo phun trào của hệ tầng Cẩm Thuỷ (vùng lân cận) có thể là một phần của cung magma này, tương tự như các khu vực khác ở Tây Bắc Việt Nam (Nguyễn Văn Nguyên và nnk, 2005; Trần Thanh Hải và Nguyễn Văn Nguyên, 2006). Hầu hết các nghiên cứu địa chất khu vực gần đây đều cho rằng phần rìa tây nam của Tây Bắc Việt Nam từng là vị trí của một rìa lục địa tích cực (Wang, 2000; Lepvrier, 2004; Trần Thanh Hải và Nguyễn Văn Nguyên, 2006). Bên cạnh đó, sự phát triển của một cung magma lục địa dọc theo rìa này có thể đã dẫn đến sự tách giãn và sụt lún sau cung để thành tạo một bồn trũng sau cung Sông Đà (Lepvrier, 2004; Trần Thanh Hải và Nguyễn Văn Nguyên, 2006), dẫn đến sự thành tạo các tổ hợp thạch kiến tạo rìa lục địa tích cực Mesozoi sớm mô tả ở phần trên. Sự kiện này diễn ra có lẽ là hậu quả của quá trình hội nhập của tiểu mảng Sibumasu vào Đông Dương và Nam Trung Hoa để tạo thành một địa mảng lớn hơn (mảng Cathaysia của Metcalfe, 2005). 3.8-  (T 1-3 ) Trong giai đoạn này quá trình mở rộng bồn trũng sau cung vẫn tiếp tục và được lắng đọng bởi các trầm tích lục nguyên-carbonat và carbonat của các hệ tầng Cò Nòi và Đồng Giao, Nậm Thẳm, Nậm Mu, Pác Ma có tuổi Trias sớm-muộn. Thành phần thạch học và cấu tạo cho thấy các trầm tích này được thành tạo trong môi trường biển tương đối nông là chủ yếu nhưng trong khi đó sự có mặt của vật liệu phun trào trong thành phần lục nguyên và mối quan hệ gần gũi về không gian với các đá magma phun trào của hệ tầng Viên Nam chứng tỏ các đá lục nguyên của tổ hợp thạch học này liên quan gần gũi với hoạt động xâm nhập và phun trào trong môi trường rìa lục địa tích cực. Như vậy, các đá của tổ hợp thạch học đang mô tả này có lẽ đã được lắng đọng trong bối cảnh của một bồn sau cung tiến hoá từ sự tách giãn sau cung đã đề cập ở trên. 3.8 - Kreta. Bắt đầu từ Trias muộn đánh dấu sự nghịch đảo kiến tạo, với sự phá huỷ liên tục các bồn trầm tích được hình thành trong rìa lục địa tích cực trên, đi cùng là hoạt động

66 biến dạng của vỏ Trái đất dẫn tới sự tạo núi thể hiện bởi sự xuất hiện của các yếu tố cấu trúc thuộc Pha biến dạng thứ 2 trong các đá có tuổi Carni và cổ hơn. Sự nâng cao của vỏ Trái đất đã làm cho bồn trũng đại dương bị thu hẹp lại, tạo thành các vũng vịnh và đầm lầy của các bồn kiểu trước núi, đôi chỗ bị nâng cao tạo thành các mặt bất chỉnh hợp mà trên đó lắng đọng các trầm tích molas xám của hệ tầng Suối Bàng trong giai đoạn cuối của Trias. Quá trình nghịch đảo kiến tạo và tiếp tục trong giai đoạn Jura tới kreta sớm, đi kèm là sự xâm nhập hoặc phun trào của magma của các tổ hợp thạch học phun trào và trầm tích, phun trào và xâm nhập (hệ tầng Suối bé, Tú lệ, phức hệ Nậm chiến, Phu Sa Phìn) trong bối cảnh của chế độ tạo núi. Quá trình này cũng kéo theo sự khép kín dần các bồn trầm tích, chỉ để lại các bồn trũng lục địa nhỏ dạng các hồ kín mà trong đó lắng đọng các trầm tích molas đỏ hệ tầng Yên Châu. Quá trình tạo núi dẫn tới sự nâng cao và biến dạng của vỏ Trái đất, các thành tạo trước đó bị biến dạng tạo nên Pha biến dạng thứ 3 trong các đá có tuổi trước Kreta muộn. Toàn bộ quá trình trên diễn ra trong một thời gian dài, kế thừa hoặc chồng chất nhau, tạo ra sự kiện tạo núi quan trọng ở toàn bộ Đông Dương và Nam Trung Hoa, và trùng với giai đoạn tạo núi Indosini. Phần lớn các nhà nghiên cứu hiện nay đều cho rằng giai đoạn tạo núi này diễn ra chủ yếu do sự hội nhập của địa mảng Sibumasu vào địa mảng Đông Dương-Nam Trung Hoa (Hutchison, 1989; Metcalfe, 2002, 2005) mặc dù một số nghiên cứu khác cho rằng giai đoạn này đánh dấu sự hội nhập của mảng Đông Dương vào mảng Nam Trung Hoa (Metcafe, 2005). Ngoài ra sự biến động kiến tạo trong vùng nghiên cứu còn có thể đã chịu tác động của sự đông độ kiến tạo giữa hai mảng Nam và Bắc Trung Hoa (Metcafe, 2005). 3.8 Trong giai đoạn đầu Kainozoi hoạt động kiến tạo trong khu vực nghiên cứu được thể hiện bởi các cấu tạo uốn nếp, đứt gãy trong môi trường dòn-dẻo của Pha biến dạng 4 và sự thành tạo hàng loạt hệ thống đứt gãy dòn của Pha biến dạng 5. Các nếp uốn dạng gãy đi cùng các đới trượt dòn – dẻo của pha biến dạng 4 có thể xảy ra trước Paleogen giữa khi vùng nghiên cứu đã trải qua quá trình biến

67 dạng kịch điểm (terminant) và vỏ Trái đất đang dần nguội xuống, sau khi đã đạt cực điểm. Các nếp uốn gãy với mặt trục thẳng đứng, góc liên cánh lớn, và có dạng cặp đôi thể hiện một trường ứng suất yếu với hai trục biến dạng cực đại và cực tiểu có phương nằm ngang, chứng tỏ lúc này vỏ Trái đất trải qua giai đoạn biến dạng dịch ngang là chủ yếu, có thể liên quan tới sự xoay trượt của các địa khối do các tác động gián tiếp ở tương đối xa như sự kiện tạo núi Hymalaya gây ra bởi sự va chạm giữa mảng Ấn Độ và mảng Âu-Á. Có thể quá trình này đã hình thành các trũng dọc theo các đứt gãy lớn (đứt gãy phân khối) mà ở đó đã được lấp đầy bởi các trầm tích lục nguyên chứa dầu tuổi Paleogen. Tiếp theo, khi vỏ Trái đất đã nguội lạnh, sự biến dạng của vỏ tạo nên các hệ thống đứt gãy dòn có nhiều phương và cơ chế dịch chuyển khác nhau. Các hoạt động đứt gãy dòn trên phạm vi vùng nghiên cứu và có thể cả vùng Tây bắc có lẽ liên quan tới sự tái phân bố các trường lực. Nhiều nhà địa chất cho rằng trong giai đoạn cuối Paleogen cho đến hiện tại, lãnh thổ Việt Nam, trong đó có vùng Tây Bắc bị dịch trượt về phía đông nam dưới tác động trực tiếp của sự va chạm mảng giữa mảng Ấn Độ với rìa nam của mảng Âu-Á và tạo ra hoạt động đứt gãy trượt bằng rất phổ biến.