Biotit khối Nậm Giải thuộc loạt annite - siderophyllite giàu Fe, cao Mg. Theo thành phần của biotit trong chúng, khối được tạo thành ở nhiệt độ từ 667 đến 724 °C và áp suất trung bình 1.58 ± 0.68 kbar, tương ứng với độ sâu ~ 5km thuộc tướng mezoabyssal. Các thông số về chất bốc cho thấy khối được thành tạo trong môi trường khử, ứng với granitoid I-SCR và thuộc loại S-granit. Biotit trong khối giầu Cl và nghèo F, theo chuyên hóa sinh khoáng ứng với Cl-granit, chứng tỏ quá trình hình thành khối có sự tham gia của magma bị hỗn nhiễm mạnh các vật chất vỏ. Với các thông số nêu trên granitoid khối có tiềm năng sinh khoáng Mo và Cu-Mo.

Từ khóa: Biotit, khối Nậm Giải, granitoid, sinh khoáng

Ngày nhận bài: 7/12/2023. Ngày sửa chữa: 25/12/2023. Ngày duyệt đăng: 5/1/2023.

Nam Giai granite formative thermody - namics and biomass based on biotite

Abstract:

The biotite found in the Nam Giai massif of Que Phong District, Nghe An Province, belongs to the an[1]nite-siderophyllite series and exhibits high iron (Fe) and magnesium (Mg) content. Based on the biotite composition, it can be inferred that the massif was formed at temperatures ranging from 667 to 724°C and an average pressure of 1.58 ± 0.68 kbar, corresponding to a depth of approximately 5 km, within the mesoabyssal facies. The volatile substance parameters indicate that the massif was formed in a reducing environment, aligning with the granitoid I-SCR and belonging to the S-granite type. The biotite in the massif is chlorine-rich and fluorine-poor, indicating a metallogenic specialization corresponding to Cl-granite. This suggests that the formation of the massif involved magma heavily contaminated with crustal components. Based on these parameters, the granitoid of the massif exhibits potential mineralization of molybdenum (Mo) and copper-molybdenum (Cu-Mo).

Keywords: Biotite, massif Nam Giai, granitoid, met[1]allogeny.

JEL Classifications: Q57, O13.

1. Đặt vấn đề

Điều kiện nhiệt động thành tạo các đá xâm nhập trong số đó có granitoid, luôn là vấn đề cấp thiết đối với các nhà địa chất vì liên quan mật thiết đến các vấn đề về nguồn gốc và chuyên hóa sinh khoáng của đá. Để giải quyết vấn đề này có 3 hướng nghiên cứu cơ hữu: Thạch hóa, địa hóa và khoáng vật học. Những chỉ số về khoáng vật học và tổ hợp cộng sinh đóng vai trò to lớn. Như đã biết điều kiện thành tạo (nhiệt độ, áp suất, chế độ chất bốc, chế độ axyt - kiềm) các đá xâm nhập có ảnh hưởng rất lớn lên thành phần các khoáng vật tạo đá đặc biệt là các khoáng vật sẫm mầu. Biotit là một trong những khoáng vật tạo đá của các thành tạo magma và biến chất có phổ biến thiên thành phần rộng, hình thành trong khoảng lớn các thông số nhiệt động, nhiều khi là khoáng vật màu duy nhất trong các biến loại đá sáng mầu. Biotit được nghiên cứu nhiều, thường được sử dụng để so sánh, phân loại magma, xác định nhiệt độ thành tạo, xác định pha và thành hệ, xác định chế độ axyt - kềm của môi trường, nguồn gốc đá và điều kiện địa hóa tạo khoáng. Do là khoáng vật khá bền vững trong các điều kiện nhiệt độ và áp suất khác nhau [1], có khả năng kết hợp với nhiều nguyên tố chính và vết khác nhau, biotit được xem như là khoáng vật chỉ thị quan trọng cho nhiều quá trình tạo quặng khác nhau. Thành phần hóa học của biotit phụ thuộc chủ yếu vào thành phần chính của magma nguyên thủy nên có thể sử dụng để xác định các đặc trưng hóa lý khác nhau của magma nguyên thủy. Ngoài ra, hàm lượng Flo và Clo của biotit có thể được sử dụng để dự đoán hoạt tính Flo và Clo của pha chất bốc [2]. Một số nghiên cứu đã chỉ ra rằng thành phần hóa học của biotit [3] phản ánh mạnh mẽ nguồn gốc kiến ​​tạo của granitoid mẹ của nó. Quan trọng hơn, thành phần biotit đã được sử dụng để nghiên cứu nguồn gốc của quá trình khoáng hóa trong nhiều trầm tích xốp chứa Cu, porphyry Cu-Au, porphyry Cu-Mo, porphyry Cu-Mo-Au, đá granit chứa thiếc, đá granit chứa vonfram và pegmatit nguyên tố hiếm. Do đó, nhiều nhà nghiên cứu đã cố gắng sử dụng hóa học biotit để phân biệt đá granit có tiềm năng khoáng hóa với những loại có tiềm năng nghèo quặng hơn.

Khối granit Nậm Giải là một thành tạo lớn trong khu vực huyện Quế Phong, song tư liệu về nguồn gốc, điều kiện nhiệt động lực thành tạo và tiềm năng sinh khoáng còn hạn chế. Trong bài báo, tập thể tác giả cố gắng xác định nguồn gốc, điều kiện nhiệt động lực thành tạo của khối granitoid dựa trên thành phần biotit trong chúng.

2. Đối tượng và phương pháp nghiên cứu

2.1. Đối tượng nghiên cứu

Đối tượng nghiên cứu của đề tài là biotit thuộc khối granit Nậm Giải khu vực huyện Quế Phong, tỉnh Nghệ An.

2.2. Phương pháp nghiên cứu

Phân tích đơn khoáng: Do biotit nguồn gốc magma được chia ra 3 loại: (i) Nguyên sinh, tạo thành đầu tiên trong giai đoạn magma sớm; (ii) tái cân bằng trong trạng thái cân bằng với các khoáng vật chứa săt khác ở giai đoạn magma muộn và (iii) tạo mới hoặc thứ sinh tạo thành trong giai đoạn hậu magma. Thành phần hóa học của biotit có thể phản ánh các đặc trưng hóa lý khác nhau của môi trường mà nó phát triển. Với mục đích xác định điều kiện nhiệt động thành tạo granitoid chỉ biotit nguyên thủy mới có ý nghĩa. Do đó, trong quá trình tách đơn khoáng cần làm sao thu được loại này bằng cách áp dụng phương pháp thạch học.

Thành phần hóa học của biotit của khối được phân tích bằng máy EPMA - Jeol JXA-8100. Các phân tích được thực hiện ở điện thế 20 kV, chùm electron có cường độ 20 nA, thời gian đọc 10s. Các kết quả được chuẩn hóa bằng các mẫu chuẩn có ở phòng thí nghiệm như các khoáng vật wollastonite, albite, adularia và các hợp chất tổng hợp SiO2, TiO2, Al2O3, Cr2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaF2, NaCl. Các kết quả phân tích được tính toán và hiệu chỉnh dựa trên chương trình hiệu chỉnh ma trận ZAF cho oxit. Công thức hóa học của biotit được tính toán dựa trên tổng số ôxy là 22 và OH được tính: OH = 4-(F+Cl). Hàm lượng Fe trong biotit được quy về Fe2+. Loại bỏ các các thành phần biotit tái cân bằng và thứ sinh được tiến hành theo phân loại của Nachit et al [4]. Phương pháp này sử dụng tương quan nhiệt độ của sự kết hợp Ti trong biotit để phân loại các hạt thành các loại nguyên sinh, tái cân bằng và thứ sinh.

3. Kết quả nghiên cứu

3.1. Đặc điểm địa chất, thạch học - khoáng vật

Khối Nậm Giải nằm về phía Bắc huyện Quế Phong 10 km, diện tích 275 km2 có dạng đẳng thước. Thành phần gồm: Granit dạng gneis, granođiorit dạng gneis, plagiogranit dạng gneis đến dạng dải, granit muscovit dạng porphyr (pha1); đá mạch aplit, pegmatit chứa turmalin (pha 2). Các đá xuyên chỉnh hợp vào đá biến chất tuổi proterozoi thuộc hệ tầng Bù Khạng (Hình 1).

Hình 1. Sơ đồ địa chất khối granitoid Nậm Giải (Nguyễn – Chủ biên, 1995)

Chỉ dẫn: 1- trầm tích Đệ Tứ; 2, 3- khối Bản Chiềng:2 - pha 1; 3 - pha 2; 4 - đá carbonat hệ tầng Bắc Sơn; 5 – khối Nậm Giải; 6 - các đá biến chất hệ tầng Bù Khạng; 7 - đứt gãy kiến tạo: a- khẳng định, b- giả định; 8- vị trí mẫu và số hiệu.

Các đá pha 1 của phức hệ thường có màu xám đến xám sáng, hạt thô đến trung bình cấu tạo dạng gneis, dạng dải, bị phiến hóa mạnh, mặt ép khớp đều với thế nằm của đá trầm tích vây quanh và dường như chuyển tiếp sang nhau. Thành phần khoáng vật tương đương với nhóm đá granođiorit đến granit bình thường.

Các đá pha 2 có dạng mạch ổ, thấu kính xuyên cắt các đá và trầm tích vây quanh. Đá sáng màu luôn có mặt turmalin, cấu tạo gneis yếu. Khoáng vật tạo đá chính của phức hệ như sau:

- Felspat kali có hàm lượng lớn hơn plagioclas dưới dạng ban tinh lớn, chúng thường phân bố định hướng. Felspat kali là microclin song tinh ô mạng (có 2 thế hệ thành tạo), thường bị anbit hóa khá mạnh.

- Plagioclas dạng lăng trụ kéo dài, lăng trụ ngắn số hiệu No­15-25 (oligoclas). Nơi tiếp xúc với felspat kali thường phát hiện mirmekit. Plagioclas thường bị sericit hóa mạnh mẽ không đều.

- Biotit dạng tấm kéo dài sắp xếp định hướng bao quanh các ban tinh. Biotit có màu nâu đậm, nâu vàng thường bị muscovit hóa, clorit hóa mạnh. Muscovit dạng tấm lớn kéo dài nằm định hướng theo phương gneis của đá.

Các khoáng vật phụ đặc trưng cho phức hệ: Granat, apatit, zircon, turmalin, corđierit, hiếm hơn có silimanit, đisthen; trong các mẫu giã đãi (trọng sa nhân tạo) còn gặp casiterit, molybđenit.

3.2. Thành phần hóa học của biotit

Thành phần hóa học trung bình của biotit của khối được trình bày trong Bảng 1 và Hình 2. Theo đó, tất cả các mẫu đều thuộc biotit nguyên sinh (Hình 2a), chúng có hàm lượng SiO2 dao động từ 34,7 đến 37,6% với giá trị trung bình 35,6, hàm lượng TiO2 cao từ 2,95 đến 4,5%. Biotit của khối thuộc loại sắt cao với hàm lương FeO từ 18,3 đến 26,2%, theo biểu đồ phân loại mica của Hiệp hội khoáng vật học quốc tế (IMA) [5] ứng với biotit dãy annite - siderophyllite (Hình 2b), với chỉ số Fe/(Fe+Mg) có giá trị trung bình 0,64±0,09 gần gũi với granit nghèo và granit liên quan đến Mo [6]. Theo hàm lượng nhôm và magnesi, biotit của khối thuộc loại thấp nhôm (Al2O3 = 13,1 – 17,3%), cao magnesi (MgO = 3,16-11,97%). Hàm lượng K2O khá ổn định với giá trị trung bình 9,43 ± 0,08%. Giữa

Mg và các nguyên tố chính trong thành phần biotit, chỉ có Si và Ti có tương quan tỷ lệ thuận, các nguyên tố khác không quan sát được tương quan rõ rệt. Hàm lượng F trong biotit dao động từ 0,53 - 2,39%, tuy nhiên chúng không đặc trưng khi sai số 0,58 lớn so với giá trị trung bình 1,086%. Hàm lượng Cl cũng trong tình trạng tương tự từ 0,064 đến 0,225% với trung bình 0,141 ± 0,041%. Trong công thức phân tử, biotit của khối có hàm lượng trung bình F đạt 0,52 ± 0,27 apfu, nằm giữa hệ Mo (0,35 ± 0,14) và các xâm nhập mang Sn-W (1,19 ± 0,8 apfu), trong khi đó hàm lượng trung bình Cl có gí trị 0,04 ± 0,01 gần gũi với các xâm nhập liên quan đến Mo và Cu-Mo (0,04 ± 0,03) [6].

Bảng 1. Thành phần hóa học trung bình của biotit nguyên sinh khối Nậm Giải

Tên chỉ tiêu

Hàm lượng trung bình

(Số lượng mẫu: n=14)

Sai số

trung bình cộng

1s

Hàm lượng lớn nhất

max

Hàm lượng nhỏ nhất

min

SiO2

35,600

0,835

37,619

34,747

TiO2

3,539

0,437

4,466

2,954

Al2O3

14,467

1,115

17,288

13,098

FeO

24,149

2,780

26,208

18,346

MnO

0,415

0,109

0,748

0,307

MgO

7.707

2.353

11.974

3,166

CaO

0,002

0,004

0,013

0,000

BaO

0,044

0,061

0,146

0,000

Na2O

0,092

0,048

0,206

0,027

K2O

9,433

0,078

9,583

9,304

F

1,086

0,585

2,393

0,538

Cl

0,141

0,041

0,225

0,064

Tổng

96,185

0,672

97,257

94,633

Công thức khoáng vât với 22 đơn vị ôxy

Si

5.583

0.078

5.755

5.497

Ti

0.418

0.052

0.524

0.346

Al

2.676

0.224

3.226

2.402

Fe

3.170

0.384

3.470

2.400

Mn

0.055

0.015

0.100

0.041

Mg

1.798

0.535

2.791

0.747

Ca

0.000

0.001

0.002

0.000

Ba

0.003

0.004

0.009

0.000

Na

0.028

0.014

0.062

0.008

K

1.888

0.017

1.915

1.859

F

0.521

0.268

1.120

0.266

Cl

0.036

0.010

0.056

0.017

OH

3.443

0.268

3.697

2.823

Mg

0.355

0.097

0.533

0.173

XF/XOH Bi

0.158

0.100

0.397

0.072

XF/XCl Bi

16.019

10.650

40.831

6.207

XCl/XOH Bi

0.011

0.003

0.020

0.005

Phl

0.355

0.097

0.533

0.173

Sid

0.340

0.117

0.604

0.172

Ann

0.305

0.043

0.393

0.223

IV(F)

1.601

0.208

1.896

1.166

IV(Cl)

-3.705

0.296

-3.045

-4.340

IV(F/Cl)

5.305

0.396

5.714

4.211

Log(fHF/fHCl)fluid

0.798

0.267

1.292

0.488

Log(fH2O/fHF) )fluid

1.671

0.241

1.962

1.176

Log(fH2O/fHCl) )fluid

3.760

0.119

3.988

3.569

Lg(fO2) )fluid

-16.598

0.437

-15.810

-17.194

P (kbar)

1.578

0.678

3.246

0.749

T(°C)

692

18

724

667

Hình 2. Thành phần hóa học của biotit từ granit Nậm Giải trên các biểu đồ ba cấu tử (FeO + MnO)–TiO2-MgO theo Nachit et al., (2005)(a); phân loại biotit Fe/(Fe + Mg) - Al (apfu) theo Rieder et al., (1998)(b) và ba cấu tử FeO-MgO-Al2O3 theo Abdel-Rahman 1994

Để tính xác định độ làm giàu tương đối của halogen trong biotit, Munoz (1984) đã xây dựng các giá trị chặn IV(F), IV(Cl) và IV(F/Cl), được tính theo các phương trình sau [2]:

IV(F) = 1,52Xphl + 0,42Xann + 0,2Xsid - log(XF/XOH)

IV(Cl) = -5,01 – 1,93Xphl - log(XCl/XOH)

IV(F/Cl) = IV(F) - IV(Cl)

trong đó: Xphl = Mg//∑cation có vị trí trong octahedral; Xsid = [(3-Si/Al)/1,75 (1 - Xphl); Xann = 1 - (Xphl + Xsid), giá trị chặn càng nhỏ thể hiện mức độ làm giàu halogen của biotit càng cao.

Biotit đang xét có các giá trị trung bình IV(F) = 1,6 ± 0,2 nằm giữa granit Mo (1,95 ± 0,2) và granit Sn-W (1,18 ± 0,8 ); IV(Cl) = -3,7 ± 0,3 nằm giữa granit nghèo quặng (−3,80 ± 0,6 ) và granit liên quan đến Sn-W (−3,36 ± 0,08), (Azadbakht1, 2020) (Hình 3) và IV(F/Cl) = 5,3 ± 0,4.

Hình 3. Hàm lượng halogen của biotit khối Nậm Giải trên biểu đồ IV(F) - IV(F/Cl). Các trường Cu - Porphyry, Sn–W–Be, và Mo - Porphyry theo Munoz (1984)

3.3. Nhiệt độ và áp suất

Nhiệt độ: Trên cơ sở các kết quả thực nghiệm, Henry et al., 2005 đã đưa ra địa nhiệt kế dựa vào thành phần biotit [7]:

T = {[ln(Ti) - a - c(XMg)3]/b}0.333 (1)

Trong đó T nhiệt độ tính bằng oC; Ti - số nguyên tử Titan trong công thức khoáng vật chuẩn hóa với 22 nguyên tử O; XMg = Mg/(Mg + Fe); a = -2,3594, b= 4,6482 × 10-9 và c = -1,7283, sai số: ± 24°C đối với biến loại nhiệt độ thấp (<600°C) và ±12°C đối với biến loại nhiệt độ cao (>600°C). Theo công thức trên nhiệt độ thành tạo biotit của khối từ 667 đến 724°C với trung bình 692±18°C (Hình 4).

Hình 4. Thành phần biotit trong granitoid khối Nậm Giải trong tương quan Ti -Mg/(Fe+Mg). Các đường đẳng nhiệt được dựng theo biểu thức (1) Chỉ dẫn: apfu - số nguyên tử trong công thức khoáng vật

Áp suất: Uchida et al. (2007) đã đề xuất một phương trình thực nghiệm sử dụng tổng hàm lượng Al của biotit để ước tính áp suất quá trình cố kết các khối xâm nhập nghèo và giàu quặng ở Nhật Bản. Nghiên cứu của họ cho thấy mối tương quan giữa hàm lượng Al của biotit và hàm lượng Al của hornblende (tức là hornblend địa áp kế) cho thấy rằng, tổng hàm lượng Al trong biotit có thể được sử dụng như một địa áp kế. Áp suất cố kết có thể được ước tính theo phương trình thực nghiệm:

P (kbar) = 3,33TAl – 6,53 (±0,33) (2)

Trong đó TAl-tổng Al apfu của biotit chuẩn hóa với 22 đơn vị ôxy. Theo công thức (2) trên áp suất thành tạo biotit của khối từ 0,75 đến 3,2 kbar với trung bình 1,58 ± 0,68 kbar.

Áp suất riêng phần ôxy, halogen trong chất bốc và hàm lượng nước của dung thể granit

Tính toán theo độ bền vững của tổ hợp biotit- manhetit-feldspat kali Wones và Eugster (1965) [8] đã công bố các số liệu thực nghiệm về độ bền vững của biotit loạt Phl-Ann, đã chứng minh mối tương quan hàm của tỷ lệ Fe+3, Fe+2 và độ sắt của biotit phụ thuộc chặt chẽ vào nhiệt độ thành tạo và áp suất riêng phần của ôxy và được tính theo công thức:

Buffer

lgfO2 = (-A/T)+B+{[Cx(P-1)]/T}

A

B

C

Fe2O3-Fe3O4

24912

14,41

0,019

Fe3O4-Fe1-xO

32730

13,12

0,083

NiO-Ni

24709

8,94

0,046

SiO2-Fe2SiO4-Fe3O4

27300

10,30

0,092

Trong đó: T- nhiệt độ tính bằng oK, P - áp suất tính bằng bar. Theo công thức này , lgfO2 biotit của khối có giá trị dao động từ -17,2 đến -15,8, trung bình -16,6 ± 0,4.

Holtz et al., (2001) đã thu thập dữ liệu thực nghiệm về độ hòa tan trong nước có sẵn và thực hiện một số thí nghiệm bổ sung để nghiên cứu độ hòa tan trong nước tối thiểu và tối đa trong dung thể granit [9]. Nghiên cứu của họ cho thấy mối quan hệ tuyến tính giữa cả P và T với khả năng hòa tan trong nước. Họ đã dựng các đường cong liquidus sử dụng dữ liệu độ hòa tan trong nước đối với dung thể granit trong một dải áp suất rộng (0,12–8 kbar). Trên sơ đồ này, hàm lượng nước trong dung thể granits Nậm Giải dao động từ 4 đến 6%, với giá trị trung bình là 5% (Hình 5) gần gũi với Sn-W granit.

Hình 5. Hình Điều kiện thành tạo biotit khối Nậm Giải trên sơ đồ P-T biểu diễn solidus granit bão hòa nước với các đẳng trị hàm lượng nước

ban đầu theo phần trăm trọng lượng (Holtz et al. 2001). Nhiệt độ được tính theo Ti (Henry et al., 2005) và áp suất được tính dựa trên hàm lượng TAl biotit (Uchida et al. 2007)

Hàm lượng halogen của biotit có thể được sử dụng để xác định áp suất riêng phần halogen của magma/chất bốc cuối cùng mà tinh thể tương tác với [2,10]. Zhu và Sverjensky (1991) đã đề xuất một loạt giá trị hệ số cho sự phân vùng F–Cl–OH giữa biotit và chất bốc nhiệt dịch [11]. Dựa vào các giá trị này, Munoz (1992) đã đề xuất các phương trình sau để xác định thành phần halogen của chất bốc bằng cách sử dụng thành phần halogen biotit [10].

Log(fH2O/fHCl)fluid = 1000/T(1,15+0,55*XMgBi)+0,68-log(XCl/XOH)Bi

Log(fH2O/fHF)fluid = 1000/T(2,37+1,1*XMgBi)+0,43-log(XF/XOH)Bi

Log(fHF/fHCl)fluid = -1000/T(1,22+1,65*XMgBi)+0,25+log(XF/XOH)Bi

Trong đó T được tính bằng °K.

Kết quả tính toán cho thấy biotit của khối có các giá trị áp suất riêng phần lần lượt là log(fH2O/fHF) = 1,27-2,05 (trung bình = 1,60), log(fH2O/fHCl) = 2,94-4,23 (trung bình = 3,47) và log(fHF/fHCl) = 0,18 – 1,01 (trung bình = -0,59).

3.4. Biotit và điều kiện nhệt động thành tạo granit

Trong thành phần hóa học của biotit đang xét, hàm lượng cation Ti (apfu) có giá trị trung bình 0,418±0,05, chứng tỏ chúng có nguồn gốc magma theo Liu et al., (2010) [12]. Trên các sơ đồ ba cấu tử (FeO + MnO)–TiO2-MgO theo Nachit et al., (2005) chúng ứng với biotit nguyên sinh (Hình 2b) [4].Theo biểu đồ phân loại mica của Hiệp hội khoáng vật học quốc tế (IMA) (Rieder et al. 1998) [5] chúng ứng với biotit dãy annite - siderophyllite (Hình 2b) giàu Fe, cao Mg.

Thành phần hóa học của biotit có thể dùng để nghiên cứu các điều kiện nhiệt động thành tạo của magma gốc của nó, tức là nhiệt độ, áp suất, áp suất riêng phần của oxy và halogen [2,7,10].

Nhiệt độ thành tạo của biotit trong granit đang xét theo Ti [7] từ 667 đến 724 °C với trung bình 692 ± 18°. Do bioit thường kết tinh ở giai đoạn cuối của quá trình đông nguội magma nên nhiệt độ thành tạo của chúng trong granit và thường thấp hơn nhiệt độ bắt đầu đông nguội khối magma, nên có thể coi nhiệt độ thành tạo này phản ánh điều kiện nhiệt độ đóng của hệ khi điều kiện hóa lý cân bằng trong suốt quá trình kết tinh. Áp suất thành tạo của biotit tính theo tổng Al (apfu) từ 0,75 đến 3,2 kbar với trung bình 1,58 ± 0,68 kbar. Với giá trị áp suất trung bình 1,58 kbar, có thể nói khối thành tạo ở độ sâu ~ 5km ứng với tướng mezoabyssal.

Thành phần hóa học của biotit đang xét cho thấy giá trị fO2 từ -15,8 đến -17,2, gần gũi với biotit từ các xâm nhập liên quan đến Sn–W, tương ứng với quá trình khử magma. Hàm lượng nước tối thiểu của đá granitoid đang xét có hàm lượng nước cao 4-6 wt.% (Hình 5). Sự hiện diện của nước cùng với các nguyên tố dễ bay hơi khác (tức là F, Cl và B) có thể làm giảm đáng kể độ nhớt của magma granit và dẫn đến nhiệt độ cố kết thấp hơn bằng cách phá vỡ liên kết ôxy với các cation tứ diện như Si4+ và Al3+ (Robb 2005; Pirajno 2008) [13]. Độ nhớt thấp hơn làm tăng sự thay đổi của khoáng vật nhiệt độ cao và dẫn đến tốc độ khuếch tán cao hơn. Nó cũng thúc đẩy quá trình kết tinh phân đoạn, đun sôi thứ cấp và tách pha nước, dẫn đến sự hình thành các hệ mạch giàu kim loại quặng [13].

Biotit của khối có tỷ lệ F/OH trung bình thấp 0,16 ± 0,1 gần gũi với các granit nghèo quặng và liên quan đến Mo. Trên biểu đồ của Abdel-Rahman (1994) biotit của khối nằm trong trường bão hoà nhôm (S-granit) (Hình 2c). Xu hướng này cũng được thể hiện rõ ràng trên biểu đồ của Ague và Brimhall (1988), trong đó biotit của khối phân bố trong các trường I – granit bị hỗn nhiễm mạnh (I-SC) và I – granit bị hỗn nhiễm mạnh và khử (I-SCR) (Hình 6).

Hình 6. Thành phần biotit của granitoid Nậm Giải Trên biểu đồ Log (XMg/XFe) - Log (XF/XOH), ranh giới trường theo Ague và Brimhall (1988)

Trên biểu đồ IV(F) - T (Sallet 2000), biotit của khối nằm trong khu vực phân bố biotit các magma K cao và peraluminous (Hình 7). Hàm lượng IV(F) của biotit (1,60 ± 0,21) nằm giữa các xâm nhập liên quan đến Mo (1,94 ± 0,22) và các granitoid liên quan đến Sn–W (1,18 ± 0,77). Mối tương quan thuận giữa IV(F) và IV(F/Cl) thể hiện trong Hình 3 cũng có thể cho thấy sự làm giàu halogen do sự kết tinh phân đoạn giữa các đá granit này.

Hình 7. Thành phần biotit khối Nạm Giải trên biểu đồ IV(F)-T. Các trường:

hk (các đá kiềm vôi cao K), calk (kiềm vôi), alk (kiềm bão hòa silic) và peral (cao nhôm) theo Sallet (2000)

3.5. Tiềm năng sinh khoáng

Các halogen đóng vai trò quan trọng trong quá trình tiến hóa của magma silic, quá trình chuyển tiếp giữa magma và dung dịch nhiệt dịch, phân rã kim loại thành dung dịch và hình thành các mỏ quặng. Do hầu hết lượng F có trong vỏ lục địa đều nằm trong các đá granitoit và các đá biến chất của chúng, hàm lượng F trong granitoid liên quan đến bản chất đá magma nguồn và các quá trình nóng chảy liên quan. Hàm lượng tập hợp các khoáng vật khan hoặc ngậm nước quyết định hành vi của F hoạt động như nguyên tố không tương thích hoặc tương thích trong magma [14]. Trong quá trình kết tinh magma, trong khi F có xu hướng bị giữ lại trong các dung thể, fluor, apatit và micas hoặc vận chuyển các kim loại trong một số hệ khoáng chất cụ thể, Cl lại tạo các phức kim loại và vận chuyển chúng trong các dung dịch nhiệt dịch. Do đó, Cl có ảnh hưởng và kiểm soát một phần khả năng hình thành quá trình khoáng hóa quặng của các thành tạo này. Trên biểu đồ chuyên hóa chất bốc - sinh khoáng, biotit của khối phân bố chủ yếu trong trường chuyên hóa chất bốc-sinh khoáng Cl (cao Cl thấp F) kết tinh trong điều kiện hyp- mezoabyssal. Chúng gần gũi và có tiềm năng khoáng hóa với các tổ hợp granitoid sống núi Kuraminskyi, Bắc Thiên Sơn (Cu, Mo), granitoid sống núi Stanovyi (Mo) (Hình 8) [15].

Hình 8. Thành phần biotit khối Nậm Giải trên tương quan F - Cl. Các kiểu chuyên hóa chất bốc - sinh khoáng và các thành tạo magma đi kèm các kiểu khoáng hóa: I - kiểu Cl: 1- gabbro - norit trapp Talnakh; 2 - granitoid sống núi Kuraminskyi, Bắc Thiên Sơn; 3 - granitoid sống núi Stanovyi; II - kiểu nước: 4-granit liên quan với mỏ Cu-porphyr Bắc Mỹ; III - kiểu Cl-F: 5 - granitoid các khối Soktuyskyi và Oldodinskyi, Zabaikalya; 6 - greizen và mạch thạch anh quặng hóa W -Sn, Zabaikalya; 7 - granitoid các khối Akatuyskyi và Sherlovogornyi, Zabaikalya; IV - kiểu F. (Bushlyakov và Kholodnov, 2001)

4. Kết luận

Biotit khối Nậm Giải thuộc loạt annite - siderophyllite giàu Fe, cao Mg. Theo thành phần của biotit trong chúng, khối được tạo thành ở nhiệt độ từ 667 đến 724 °C và áp suất trung bình 1,58±0,68 kbar, tương ứng với độ sâu ~ 5km thuộc tướng mezoabyssal. Các thông số về chất bốc cho thấy khối được thành tạo trong môi trường khử, ứng với granitoid I-SCR và thuộc loại S-granit. Biotit trong khối giầu Cl và nghèo F, theo chuyên hóa sinh khoáng ứng với Cl-granit, chứng tỏ quá trình hình thành khối có sự tham gia của magma bị hỗn nhiễm mạnh các vật chất vỏ. Với các thông số nêu trên granitoid khối có tiềm năng sinh khoáng Mo và Cu-Mo.

Lời cảm ơn: Bài báo được hoàn thành với sự hỗ trợ của đề tài mã số NVCC11.04/22-22.

Phan Lưu Anh, Nguyễn Ánh Dương, Trần Thị Mận, Trần Thị Lan

Viện Địa chất - Viện Hàn lâm Khoa học và Công nghệ Việt Nam

(Nguồn: Bài đăng trên Tạp chí Môi trường, số Chuyên đề Tiếng Việt I/2023)

Tài liệu tham khảo

1. aspect: part II- applications using the computer program Mica+. Comput Geosci., 29, pp.1215-1228.

2. Munoz J.L., 1984. F-OH and Cl-OH exchange in micas with applications to hydrothermal ore deposits; in Micas Bailey, S.W. (ed). Min. Soc. AM., 13, 469-493.

3. Abdel-Rahman, A-F.M, 1994. Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline and peraluminous magmas. Journal of Petrology, 35(2), pp. 525–541

4. primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites. C.R.Geosci., 337, pp.1415–1420.

5. Rieder M., CavazziniD’yakonov G.Y.S., Frank-Kamenetskii V.A., Gottardi G., Guggenheim S., Koval P.W., Mueller G., Neiva A.M., Radoslovich E.W., 1998. Nomenclature of the micas. Clay Miner, 46, pp.586–595.

6. Azadbakht1 Z., David R. Lentz D.R., McFarlane C.R.M., Joseph B. Whalen J.B., 2020. Using magmatic biotite chemistry to differentiate barren and mineralized Silurian–Devonian granitoids of New Brunswick, Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology, 175 (69), pp. 1-24.

7. Wones D.R., Eugster H.P., 1965. Stability of biotite: Experiment, theory, and application. Am. Mineral, 50, pp.1228–1272.

8. Munoz J.L., 1992. Calculation of HF and HCl fugacities from biotite compositions: revised equations. In: Geological Society of American, Abstracts with Programs 24: A221.

9. Zhu C., Sverjensky D.A., 1991. Partitioning of F-Cl-OH between minerals and hydrothermal fluids. Geochimica Cosmochimica ACta, 55, pp. 1837-1858.

10. Liu Y., Gao S., Gao C., Zong K., Hu Z., Ling W., 2010. Garnet-rich granulite xenoliths from the Hannuoba basalts. North China: Petrogenesis and implications for the Mesozoic crust-mantle interaction. J. Earth Sci., 21, pp. 669-691.

11. Pirajno F., 2008. Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, Berlin.

12. Sallet R., 2000. Fluorine as a tool in the petrogenesis of quartz-bearing magmatic associations: applications of an improved F-OH biotite–apatite thermometer grid. Lithos., 50, pp.241–253.

13. Bushlyakov I.N., Kholodnov V.V., 2001. Fluorine and chlorine as indicators of granite magma productivity. Ore-Bearing granite of Russia and Adjacent Countries. Moscow, IMGRE., pp.57-68.