Luận án Đặc điểm cấu trúc - Kiến tạo phần Tây Bắc bồn trũng Nông Sơn, Quảng Nam và sự tạo khoáng Urani trong cát kết - Nguyễn Trường Giang

9 15,285 91,635 18/1 1,144 3,332 73,543 0,267 12,474 91,967 18/2 0,857 3,750 74,980 0,182 11,366 92,591 Hình 3.2. Bản đồ đẳng trị WDS chỉ rõ sự phân bố của Ca trong tinh thể coffinit và apatit (màu đỏ - trắng) 69 Hình 3.3. Bản đồ đẳng trị WDS chỉ rõ sự phân bố của U trong coffinit (vùng chấm đỏ) Hình 3.4. Bản đồ đẳng trị WDS cho thấy sự phân bố của Si trong coffinit (các điểm màu xanh) và apatit (điểm màu đen) Theo Piestrzynski và nnk (2017) [82], tổng lượng ion coffinit từ 88,421 đến 93,377%. Điều đó cũng cho thấy rằng, có một lượng OH đi cùng trong cấu trúc tinh thể hoặc có sự pha trộn (xâm nhiễm) của một số nguyên tố nhẹ khác (ví dụ carbon), nhưng chưa thể xác định được bằng WDS. Sự có mặt của nhóm OH được xác định 70 bằng phương pháp đo phổ Raman. Các hạt coffinit được phân tích cũng chứa một lượng P2O5 từ 0,599 đến 1,395%. Một số tinh thể apatit đi cùng với coffinit cho thấy có hàm lượng F cao (3,8 - 4,533%) và hàm lượng SiO2 thấp (0,057 - 0,537), SrO: 0,121 - 0,427, tổng nguyên tố đất hiếm REE đến 0,261%, Fe đến 0,155% (trong 7 điểm đo). Tại 3 điểm phân tích của khoáng vật apatit cho thấy có một lượng nhỏ U (1,235%) và Th (0,084%). Thông thường, các hạt khoáng vật clausthalit có chứa một số nguyên tố Bi, S, Fe và Te. Dựa trên kết quả của phương pháp định lượng WDS và kính hiển vi điện tử, có thể kết luận về sự có mặt hai dạng khác nhau của coffinit. Dạng thứ nhất có hàm lượng Ca thấp, dao động từ 1,106 đến 1,964%. Dạng thứ hai được đặc trưng bởi hàm lượng Ca cao hơn rất nhiều, từ 3,005 đến 5,281%. Sự có mặt của F-apatit chứa U, Th và clausthalit đi cùng với coffinit cho thấy sự tích tụ của tất cả các khoáng vật trong môi trường tạo đá nhiệt độ thấp có sự tham gia của nước tiếp xúc với đá núi lửa và tuff (vụn núi lửa). Tuổi của các thành tạo địa chất và quặng urani khu vực Tây Bắc bồn trũng Nông Sơn 3.3.1. Tuổi các thành tạo magma xâm nhập Để làm rõ hơn tuổi và nguồn gốc cũng như góp phần khôi phục lại bối cảnh kiến tạo sinh thành các thành tạo magma ở rìa Bồn trũng Nông Sơn, NCS đã tiến hành lấy 07 mẫu granitoid được thu thập ở các phức hệ khác nhau để xác định tuổi kết tinh của chúng bằng phương pháp U - Pb zircon truyền thống (Bảng 3.4; Hình 3.5). Mẫu được gia công và phân tích tại Phòng thí nghiệm Đồng vị Phóng xạ, Viện Địa chất - Địa vật lý, Viện Hàn lâm Khoa học Trung Quốc. 71 Bảng 3.4. Bảng tóm tắt kết quả định tuổi tuyệt đối U-Pb cho các hạt zircon của các mẫu đá magma xâm nhập granitoid trong khu vực nghiên cứu và lân cận STT SHM Vị trí lấy mẫu Phức hệ Tên đá Tuổi tuyệt đối Ghi chú 1 GDNS.02 Chân cầu khe 32, đường QL14. Toạ độ: X: 1 727 185.64 Y: 18 803 299.66 Bến Giằng - Quế Sơn Granit biotit màu xám sáng 241,7+/-4 tr. năm Đá xuyên cắt các đá biến chất phức hệ Khâm Đức - Núi Vú. 2 GDNS.04 Vách taluy bên trái đường ô tô Phước Sơn- Giằng. Toạ độ: X: 1 725 907.42 Y: 18 803 961.89 Bến Giằng - Quế Sơn Granodiorit màu xám sáng chứa các thể tù màu xám tối. 296+/-4 tr. năm 3 GDNS.05 Tại moong khai đá xây dựng, bên trái đường ô tô Phước Sơn- Giằng. Toạ độ: X: 1 727 655.66 Y: 18 805 206.86 Bến Giằng - Quế Sơn Granodiorit hạt nhỏ, màu xám. Đá còn tươi, cấu tạo khối 294+/-3 tr. năm 4 GDNS.07 QL 14, cách cầu Giằng 2 km về phía Phước Sơn. Toạ độ: X: 1 799 193.86 Y: 18 803 668.60 Bến Giằng - Quế Sơn Granit biotit hạt nhỏ. 295.7+/-5.5 tr.năm Trong BĐ ĐCKS tỷ lệ 1:200.000 nhóm tờ Huế - Quảng Ngãi (Nguyễn Văn Trang, 1986) xếp khối này vào phức hệ Hải Vân. 5 GDNS.11 Điểm lấy mẫu tại chân Đèo Le, cách thị trấn Đông Phú (Quế Sơn) khoảng 5 km về phía tây bắc. Toạ độ: X: 1 737 718.05 Y: 18 840 374.25 Bến Giằng - Quế Sơn Granodiorit hạt lớn màu xám, xám sẫm hạt nhỏ, cấu tạo khối. 241.6+/-3 tr.năm 6 GDNS.13 Điểm lấy mẫu tại cửa khe suối, điểm dừng chân du lịch trên đỉnh Đèo Le. Toạ độ: X: 1 737 759.11 Y: 18 839 485.12 Bến Giằng - Quế Sơn Granodiorit hạt vừa màu xám sáng, cấu tạo khối. 248.7+/-3 tr.năm Trong BĐ ĐCKS tỷ lệ 1:200.000 nhóm tờ Huế - Quảng Ngãi (Nguyễn Văn Trang, 1986) xếp khối này vào phức hệ Bà Nà. 7 GDNS.15 Tại moong khai thác đá phía bắc đập nước hồ Đồng Nghệ, xã Hòa Khương, h. Hòa Vang, Đà Nẵng. Toạ độ: X: 1 767 643.14 Y: 18 830 343.15 Đại Lộc Granitogneis màu xám, kiến trúc hạt lớn dạng porphyr, cấu tạo gneis. 416.6+/-5 tr. năm 72 Trong 07 mẫu, mỗi mẫu gồm 10 hạt zircon đơn lẻ hoặc nhóm hạt zircon được gia công và phân tích tuổi U - Pb. Kết quả phân tích chi tiết các mẫu được thể hiện trong Phụ lục 1 (Bảng P.1) và biểu diễn trên các biểu đồ concordia (Hình 3.5). Việc định tuổi và kết quả phân tích tuổi đã được thảo luận chi tiết trong công bố của Nguyễn Trường Giang và Trần Thanh Hải (2016)[8]. Sau đây là một số kết quả chính đặc điểm được trích lại từ tham khảo nói trên. - Mẫu GDNS-02: Đá có thành phần granit biotit màu xám sáng lộ ra ven đường quốc lộ 14, ở phía nam vùng nghiên cứu (Hình 3.1) trước đây được xếp vào phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn [20, 50]. Kết quả định tuổi của 10 nhóm hạt zircon (Bảng P.1) cho thấy chúng có tuổi 206Pb/238U dao động trong khoảng tương đối hẹp, từ 248 đến 262 tr. năm. Tuy nhiên, trên biểu đồ concordia (Hình 3.5A), các kết quả phân tích đều nằm dưới đường phù hợp (concordant), biểu hiện của sự mất Pb. Một đường giá trị không phù hợp (discondant) trung bình của các kết quả phân tích gặp đường phù hợp ở cận dưới, cho giá trị tuổi 206Pb/238U ở 241,7+/-4 tr. năm. Tuổi này được xem là tuổi kết tinh của đá. - Mẫu GDNS-04: Granodiorit thuộc trung tâm của khối magma nói trên (Hình 3.1). Kết quả phân tích 10 nhóm zircon (Bảng P.1) cho tuổi 206Pb/238U khá tập trung và dao động trong khoảng từ 291 đến 301 tr. năm. Trên biểu đồ Concordia (Hình 3.5B), một số hạt zircon nằm trên đường phù hợp, thể hiện tuổi kết tinh của đá, một số hạt khác nằm dưới nhưng tương đối gần đường phù hợp, biểu hiện của sự mất chì yếu. Nhìn chung, sự phân bố của các hạt zircon phản ánh tuổi kết tinh của đá magma ở khu vực này. Từ kết quả phân tích, giá trị tuổi trung bình tính toán được cho mẫu này là 296+/-4 tr. năm. - Mẫu GDNS-05: Granodiorit ở rìa phía bắc của cùng khối xâm nhập như 2 mẫu trên (Hình 3.1). Kết quả phân tích 10 nhóm zircon cho tuổi 206Pb/238U dao động từ 292 đến 342 tr. năm (Bảng P.1). Các hạt zircon đều nằm dưới nhưng lân cận đường phù hợp (Hình 3.5C), biểu hiện của sự mất chì yếu (có thể do biến chất về sau). Các kết quả phân tích nằm trên đường không phù hợp có điểm giao cắt dưới với đường phù hợp ở khoảng 294+/-3 tr. năm. Tuổi này được xem là tuổi kết tinh của đá. 73 - Mẫu GDNS-07: Là đá granit biotit hạt nhỏ thuộc khối granitoid tại khu cầu Bến Giằng, trước đây được Nguyễn Văn Trang (1986) [51] xếp vào phức hệ Hải Vân (Hình 3.1). Kết quả phân tích 10 nhóm hạtzircon cho tuổi 206Pb/238U biến đổi từ 283 đến 1112 tr. năm, trong đó có 1 hạt có tuổi 651 tr. năm và 1 hạt có tuổi 1112 tr. năm (Bảng P.1). Phần lớn các kết quả tập trung ở điểm giao dưới của đường không phù hợp với đường phù hợp cho tuổi kết tinh trung bình là 295.7+/-5.5 tr. năm (Hình 3.5D). Các hạt có tuổi 651 tr. năm và 1112 tr. năm được xem là zircon di sót. -Mẫu GDNS-11: Granodiorit hạt lớn màu xám sáng thuộc phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn phân bố ở khu vực rìa đông nam vùng nghiên cứu (Hình 3.1). Chín nhóm zircon phân tích từ mẫu này cho tuổi 206Pb/238U dao động từ 239 đến 286 tr. năm, tập trung thành 2 nhóm tuổi trong đó 3 hạt cho tuổi 239 đến 246 tr. năm còn 6 hạt cho tuổi 262 đến 286 tr. năm (Bảng P.1). Các hạt thuộc nhóm đầu có nằm trên hoặc sát với đường phù hợp cho tuổi 206Pb/238U là 241.6+/-3 tr. năm (Hình 3.5E), trong khi đó các hạt thuộc nhóm sau lại nằm dưới đường này chúng tỏ bị mất Pb yếu. Giá trị 241.6 tr. năm được xem là tuổi kết tinh của mẫu này. - Mẫu GDNS-13: Granodiorit hạt vừa màu xám sáng, cấu tạo khối. Trên bản đồ địa chất 1:200.000 loạt tờ Huế - Quảng Ngãi (Nguyễn Văn Trang, 1986) [51] vị trí lấy mẫu được xếp vào các thành tạo granitoid thuộc phức hệ Bà Nà, phân bố ở phía đông nam khu vực nghiên cứu (Hình 3.1). Cát Nguyên Hùng và nnk (1996) [20] khi đo vẽ bản đồ địa chất tỷ lệ 1:50.000 xếp các khối này vào phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn. Mười hạt zircon trong mẫu này được phân tích và cho kết quả tuổi 206Pb/238U từ 230 đến 275 tr. năm (Bảng P.1). Trong số này, hầu hết các hạt đều có biểu hiện không phù hợp trừ 1 hạt nằm trên đường phù hợp (Hình 3.5F). Đặc điểm này cho thấy zircon trong đá được hình thành do tái kết tinh của đá cũ trong quá trình biến chất nhiệt độ cao. Điểm giao cắt của đường phù hợp với đường không phù hợp tại 248.7+/-3 tr. năm được xem là tuổi kết tinh của đá magma được phân tích. 74 A B D C E F G Hình 3.5. Biểu đồ Concordia U-Pb zircon tách từ granitoid. A: mẫu GDNS-02 (Phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn); B. Mẫu GDNS-04 (Phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn); C: Mẫu GDNS-05 (Phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn); D. Mẫu GDNS-07 (Phức hệ Hải Vân); E. Mẫu GDNS-11 (Phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn); F. Mẫu GDNS-13 (Phức hệ Bà Nà); G. Mẫu GDNS-15 (Phức hệ Đại Lộc). 75 - Mẫu GDNS-15: Granitogneis hạt lớn thuộc phức hệ Đại Lộc lộ ra tại rìa đông bắc khu vực nghiên cứu (Hình 3.1). Trong mẫu này, 10 hạt zircon được phân tích và cho tuổi 206Pb/238U dao động từ 371 đến 448 tr. năm, trong đó phổ biến nhất (7 hạt) có tuổi dao động từ 400 đến 420 tr. năm (Bảng P.1). Một số hạt khác có biểu hiện mất chì. Trong các hạt phân tích được có tới 6 hạt nằm trên hoặc lân cận đường phù hợp trong đó có 4 hạt tập cho tuổi trung bình 206Pb/238U là 416.6+/-5 tr. năm (Hình 3.5G). Giá trị tuổi này được coi là tuổi trung bình của các hạt zircon trong mẫu và do đó xác định tuổi của đá được phân tích. Kết quả phân tích mô tả trên phản ánh tuổi kết tinh của các thành tạo magma phổ biến trong phạm vi rìa của bồn trũng Nông Sơn. Các kết quả phân tích cho thấy, các thành tạo magma trong khu vực có nhiều tuổi hình thành khác nhau, phản ánh một môi trường kiến tạo của vỏ Trái Đất ở miền Trung Việt Nam và Địa khối Đông Dương nói chung trong suốt giai đoạn Phanerozoi. Kết quả nghiên cứu khá trùng hợp với một số kết quả định tuổi U - Pb cho các thành tạo tương tự và cả các thành tạo của cùng một phức hệ magma trong vùng nghiên cứu được công bố gần đây (Trần Trọng Hoà và nnk, 2005) [13]. Kết quả định tuổi các thành tạo địa chất theo phân tích này góp phần bổ sung dữ liệu về lịch sử tiến hóa kiến tạo của vùng nghiên cứu trong mối tương quan với bình đồ cấu trúc khu vực. Từ các kết quả nghiên cứu hiện có, có thể thấy rằng trong khu vực rìa bồn trũng Nông Sơn hoặc rìa bắc địa khối Kon Tum nói chung tồn tại ít nhất 3 giai đoạn magma xâm nhập chính được hình thành một cách có hệ thống trong Paleozoi - Mesozoi. - Giai đoạn 1: Gồm các thể xâm nhập có tuổi từ 450 tr. năm đến 416 tr. năm (Hình 3.5G). Trong vùng nghiên cứu, các thành tạo xâm nhập này phổ biến là các thành tạo granitoid Kiểu S (Bùi Minh Tâm, 2010) [54], thành phần chủ yếu là granit biotit dạng porphyr hạt lớn có cấu tạo gneis, tồn tại dạng các thể batholith lớn, đôi nơi bị biến dạng mạnh, được xếp vào phức hệ Đại Lộc. Đặc điểm địa hóa của các thành tạo này cho thấy chúng là các thể magma đồng tạo núi [54] liên quan tới sự kiện tạo núi trong thời kỳ Ordovic - Silur mà trung tâm là đới khâu Tam Kỳ - Phước Sơn (Usuki và nnk, 2009; Tran và nnk, 2014) [88,84]. 76 - Giai đoạn 2: Gồm các thể xâm nhập có tuổi từ từ 303 đến 256 tr. năm, trong đó phổ biến nhất là các đá có tuổi từ 294 đến 296 tr. năm (Hình 3.5A, B, C, D) trước đây được xếp một phần vào phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn và Hải Vân. Phạm Đức Lương và nnk (2009) [32] cho rằng các thành tạo này có đặc điểm địa hóa và đồng vị mang đặc điểm của granit Kiểu I, đặc trưng cho kiểu magma cung đảo hoặc rìa lục địa tích cực. Đối sánh với mô hình tiến hóa địa chất khu vực Đông Nam Á (Metcalfe, 2013; Zaw và nnk, 2014) [74, 86] có thể nhận định rằng các thành tạo xâm nhập Carbon muộn - Permi muộn trong vùng nghiên cứu và các thành tạo tương tự ở khu vực Nam Trung Bộ, Nam Bộ phân dị từ sự hình thành của cung magma Sukhothai phát triển trên một đới hút chìm cắm về đông bắc dọc rìa tây nam mảng Đông Dương (theo vị trí địa lý hiện tại). Chúng liên quan tới sự hội nhập của lục địa Cimmerian (Sibumasu) và phá hủy của đại dương Paleotethys (Metcalfe, 2013) [74]. - Giai đoạn 3: Bao gồm các thành tạo granit alaskit cao nhôm kiểu S được thành tạo từ khoảng 252 đến 241 tr. năm, tương ứng thế Indi - Anisi của Kỷ Trias. Trước đây, các thành tạo này được xếp một phần vào phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn và một phần vào phức hệ Bà Nà (Bảng 3.4, Hình 3.5E, F). Thành phần thạch học của chúng bao gồm granit biotit, granit biotit dạng porphyr, granit hai mica và các đá mạch aplit sáng màu hạt nhỏ. Thành phần địa hóa và đồng vị của các đá này cho thấy chúng tương ứng với các magma granit đồng tạo núi có tuổi 245 tr. năm, khá phổ biến trong khu vực này với đặc điểm địa hóa đặc trưng cho môi trường nóng chảy của các đá trầm tích bị vùi sâu trong một sự kiện nhiệt áp cao trong Trias [9]. Đối sánh với các tài liệu hiện có, có thể kết luận rằng các thành tạo magma Trias sớm trong khu vực có liên quan mật thiết tới sự phá hủy Paleotethys và va chạm giữa các khối Cimmerian (Sibumasu) - Sukhothai - Đông Dương vào Trias tạo nên sự kiện tạo núi Indosinia [74, 9]. Từ kết quả xác định tuổi các đá magma nói trên cũng cho thấy việc định tuổi tuyệt đối chính xác đã làm bộc lộ một số bất cập trong việc nhóm các thành tạo magma có tuổi khác nhau vào các phức hệ một cách định tính. Một số khối magma thuộc các phức hệ khác nhau lại cho cùng một tuổi tuyệt đối như phức hệ Hải Vân tại Bến Giằng trước đây 77 xếp vào tuổi Trias lại có tuổi 295 tr. năm. Trong khi đó, các đá xếp vào phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn (trước đây cho tuổi PZ3) ở rìa nam và đông của vùng nghiên cứu (Hình 3.1) lại cho tuổi 248 - 241 tr. năm. Thể magma xâm nhập phức hệ Bà Nà được cho là có tuổi Creta hoặc Creta - Paleogen (Nguyễn Văn Trang, 1986) [51] lại cho tuổi 241 tr. năm tương ứng với các đá trước đây cho rằng thuộc một phần của phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn. Như vậy, trong trường hợp này phức hệ Bến Giằng - Quế Sơn có thể được tạm chia thành 2 kiểu: Kiểu Bến Giằng lộ ra ở rìa tây nam vùng nghiên cứu (gồm cả một phần phức hệ Hải Vân) có tuổi khoảng 295 tr. năm - thuộc loại granit Kiểu I; các đá granit Kiểu S có tuổi khoảng 241 tr. năm thuộc phức hệ này và phức hệ Bà Nà ở khu vực phía đông - đông nam vùng nghiên cứu có thể xếp vào Kiểu Quế Sơn. 3.3.2. Tuổi và nguồn vật liệu các đá trầm tích chứa quặng urani Trong nghiên cứu này, 01 mẫu đá cát kết hạt thô (GK.26604/1) nằm trong các thành tạo chứa quặng urani thuộc khu mỏ urani Pà Rồng - Pà Lừa (Lỗ khoan GK. 26604, phần dưới của đoạn mẫu ở độ sâu 85,4- 90,4 m) đã được thu thập, gia công tách zircon và gửi đi phân tích tuổi U - Pb bằng kỹ thuật SHRIMP tại Phòng Thí nghiệm nghiên cứu cơ bản, Viện Địa chất và Khoáng sản Hàn Quốc (KIGAM) (Ảnh 3.15). Quy trình gia công và phân tích được thực hiện theo tiêu chuẩn của Phòng thí nghiệm này. Mười chín hạt zircon với 20 điểm phân tích đã được thực hiện (Ảnh 3.16). Kết quả phân tích được thể hiện ở Hình 3.6. Các hạt zicon trong mẫu cát kết hạt thô GK.26604/1 tại khu Pà Rồng được cắt, đánh bóng và đưa vào phân tích bằng kỹ thuật SHRIMP tại Phòng thí nghiệm Nghiên cứu cơ bản thuộc KIGAM, Hàn Quốc. 78 Ảnh chụp các hạt zircon trong mẫu GK.26604/1 đã phân tích bằng kỹ thuật SHRIMP và kết quả phân tích. Các điểm phân tích được đánh dấu bằng elip màu vàng. Hình 3.6. Đồ thị Concordia Terra-Wasserburg cho thấy sự phân bố tuổi của các hạt zircon trong mẫu cát kết hạt thô GK.26604/1 khu Pà Lừa - Pà Rồng (định tuổi bằng SHRIMP). 200 600 1000 1400 0 , 04 08 , 0 12 , 0 16 0 , 0 , 20 0 10 20 30 20 7 Pb/ 20 6 Pb 238 U/ 206 Pb data - point error ellipses are 2 s 79 Kết quả phân tích được thể hiện ở Phụ lục 2 (Bảng P.2) và Ảnh 3.16 cho thấy, tuổi của các hạt zircon dao động từ tuổi cổ nhất 2642 tr. năm đến hạt trẻ nhất tuổi 252 tr. năm, trong đó hầu hết (8/19 hạt) có tuổi rơi vào khoảng tuổi từ 492 đến 463 tr. năm; có 5 hạt khác rơi vào khoảng tuổi 1330 đến 1728 tr. năm, 2 hạt cho tuổi 2083 đến 2642 tr. năm, 1 hạt cho tuổi 590 tr. năm và 1 hạt tuổi 252 tr. năm. Có 1 hạt zircon được định tuổi cả phần riềm và lõi cho 2 tuổi khác nhau là 2083 tr. năm ở phần lõi và 1330 tr. năm ở phần riềm (Ảnh 3.16; Bảng P.2), điều đó chứng tỏ đã có sự tái kết tinh mạnh mẽ đối với hạt này vào khoảng 1330 tr. năm. Hạt zircon trẻ nhất có tuổi 252 +/- 2tr. năm nằm phù hợp trên đường concordia, được phân tích từ 1 hạt zircon đồng nhất và hầu như chưa bị mài tròn (Ảnh 3.16), chứng tỏ được phân dị từ một nguồn gần vị trí trầm tích. Tuổi của hạt zircon này được coi là tuổi trầm tích già nhất. Mặc dù chỉ có một mẫu trầm tích đã được định tuổi bằng kỹ thuật SHRIMP và cho thấy sự phân dị trong phân bố tuổi của các hạt trầm tích. Tuy nhiên, do kỹ thuật này đòi hỏi lượng kinh phí khá lớn nên số lượng hạt được phân tích hạn chế và do đó số liệu tuổi nguồn của đá chưa được xác định chắc chắn. Để làm rõ hơn tuổi và tiến hóa nguồn cung cấp vật liệu của các đá trầm tích chứa quặng trong bồn trũng Nông Sơn, NCS tiếp tục lấy thêm 01 mẫu trầm tích cát kết hạt thô chứa khoáng hoá urani ở phần trên của đoạn mẫu 85,4 - 90,4m thuộc lỗ khoan GK. 26604 thuộc Lô G, khu Pà Lừa - Pà Rồng (Mẫu GK.26604/2). Mẫu được gửi gia công và phân tích tuổi bằng kỹ thuật LA-ICP-MS tại Phòng thí nghiệm Pheasant Memorial, Đại học Okayama, Nhật Bản. Kỹ thuật này có ưu điểm là thời gian phân tích nhanh và đơn giản với kết quả chính xác gần tiệm cận kỹ thuật SHRIMP, do đó có thể dùng để phân tích một lượng lớn các hạt zircon. Quy trình gia công và phân tích mẫu theo chuẩn của Phòng thí nghiệm trên. Tổng cộng 85 điểm phân tích được thực hiện trên 74 hạt zircon (Ảnh 3.17). Một số hạt được định tuổi cả phần rìa và lõi để xác định lịch sử kiến tạo nếu có. Sau khi xử lý và loại thô, 69 điểm phân tích được sử dụng để tính toán tuổi tuyệt đối. Kết quả phân tích được trình bày trong Phụ lục 3 (Bảng P.3) và Hình 3.7. 80 Ảnh chụp CL các hạt zircon được phân tích tuổi tuyệt đối U-Pb bằng kỹ thuật LA-ICP-MS mẫu GK.26604/2 tại Phòng thí nghiệm Pheasant Memorial, ĐH Okayama. 238U/206Pb Hình 3.7. Đồ thị Concordia Terra - Wasserburg cho thấy sự phân bố tuổi của các hạt zircon trong cát kết hạt thô GK.26604/2 định tuổi bằng LA-ICP-MS. 20 7 Pb / 20 6 Pb 81 Kết quả định tuổi U - Pb cho các hạt zircon trầm tích trong các đá cát kết ở tầng thấp của các thành tạo chứa urani khu Pà Lừa bằng cả 2 kỹ thuật SHRIMP (Hình 3.8A) và LA - ICP - MS (Hình 3.8B) cho thấy các hạt zircon có phổ phân bố tuổi và nguồn cung cấp vật liệu rất đa dạng. (Ảnh 3.16; Ảnh 3.17; Phụ lục 2 - Bảng P.2; Phụ lục 3 - Bảng P.3). Hình 3.8. Đồ thì thống kê cho thấy quy luật phân bố tuổi của các hạt ziron trầm tích trong các mẫu trầm tích khu vực Pà Lừa định tuổi bằng SHRIMP (A) và LA-ICP- MS (B). Biểu đồ phổ phân bố tuổi U-Pb cho mẫu cát kết lấy ở phần thấp của tầng cát kết chứa quặng urani ở khu vực nghiên cứu (Hình 3.8A) cho thấy phần lớn các hạt zircon có tuổi kết tinh phân bố trong khoảng 252 - 336 tr. năm (tương ứng với giai đoạn Permi) và 468 - 483 tr. năm (tương ứng với giai đoạn Ordovic). Tuy vậy, phổ phân bố của chúng tập trung dưới dạng các xung hẹp cho thấy các hạt zircon có tuổi 82 hình thành trong giai đoạn này được kết tinh trong khoảng thời gian rất ngắn. Căn cứ vào tuổi kết tinh phổ biến trong giai đoạn Ordovic và Permi có thể thấy phần lớn các hạt zircon và vật liệu trầm tích đi kèm được giải phóng từ các thành tạo magma và biến chất kết tinh, xuất lộ nhanh trong các pha nâng lên tạo núi Caledoni và Indosini ở khu vực Đông Dương. Trong tập cát kết ở phần thấp còn quan sát thấy một số hạt zircon có tuổi kết tinh cổ hơn, dao động từ 1344 đến 2653 tr. năm nhưng số lượng hạt không lớn và phân bố rải rác. Đặc điểm này cho thấy các thành tạo biến chất cổ đóng vai trò thứ yếu trong việc cung cấp nguồn vật liệu trầm tích cho khu vực nghiên cứu. Nếu như Hình 3.8A có tần suất xuất hiện của các hạt zircon tuổi Ordovic (464,8 đến 483 tr. năm) giảm dần đến tần suất xuất hiện của các hạt zircon tuổi Permi muộn (252 tr. năm) thì tập cát kết tầng trên của lỗ khoan (Hình 3.8B) lại cho thấy tần suất xuất hiện của các hạt zircon lại tăng lên nhanh chóng từ các hạt zircon tuổi Silur muộn (425 tr. năm) lên đến tần suất xuất hiện của các hạt zircon tuổi Permi muộn (269 tr. năm). Bên cạnh đó, các điểm cực trị của phổ phân bố tuổi của các hạt zircon ở tập cát kết nằm trên trẻ hơn so với các cực trị của phổ phân bố tuổi của các hạt zircon nằm trong tập cát kết tầng dưới. Điều này cho thấy càng lên trên thì nguồn trầm tích được giải phóng từ đá gốc là các thành tạo xâm nhập hình thành trong giai đoạn tạo núi Indosini chiếm ưu thế hơn so với các thành tạo địa chất hình thành trong giai đoạn tạo núi Caledoni hoặc cổ hơn. Điều đặc biệt nữa là cực trị phân bố tuổi U-Pb của các hạt zircon trong hình 3.8A và hình 3.8B hoàn toàn khác biệt. Tập cát kết nằm dưới (Hình 3.8A) có phổ phân bố tuổi rất rộng, bao gồm các hạt zircon tuổi cổ từ 1344 đến 2653 tr. năm trong khi đó tập cát kết nằm trên lại có phổ phân bố tuổi khá đơn giản với chỉ một số rất ít các hạt zircon có tuổi kết tinh trong khoảng 763 đến 1130 tr. năm. Đây là các chỉ dấu rất tốt cho việc phân tích về tiến hóa nguồn trầm tích. Mặc dù khoảng cách giữa hai tập mẫu phần trên và phần dưới không lớn nhưng phổ phân bố tuổi khác biệt hoàn toàn. Đặc điểm này có thể cho thấy sự thay đổi nhanh chóng về điều kiện cổ địa lý, hệ thống dòng chảy qua các thành tạo đá gốc khác nhau dẫn đến nguồn trầm tích bóc mòn từ đá gốc có sự thay đổi về thành phần và tuổi kết tinh. Bên cạnh đó cũng không 83 loại trừ ảnh hưởng của các hoạt động kiến tạo và magma xảy ra trong giai đoạn muộn hơn làm tái kết tinh các đá có trước. Từ kết quả phân tích trên có thể thấy nguồn trầm tích trong khu vực có thể phân dị từ các thành tạo địa chất có tuổi sau: a. Khoảng tuổi thứ nhất: >700 tr. năm, gặp trong một số hạt zircon, chủ yếu là phần nhân của các hạt bị biến chất cao và tái kết tinh. Nguồn này hiện chưa xác định do các đá cổ nhất quanh trũng Nông Sơn hiện nay là phức hệ trầm tích biến chất cao Khâm Đức được xác định có tuổi khoảng 700 tr. năm (Tran và nnk, 2014). b. Khoảng tuổi thứ 2: Từ 600 đến 490 tr. năm, xuất hiện trong một số hạt zircon. Tương tự các thành tạo trên, hiện chưa xác định được một thành tạo magma nào ở lân cận khu vực nghiên cứu có khoảng tuổi này. c. Khoảng tuổi thứ 3: Từ 480 đến 380 tr. năm, là một trong những khoảng tuổi phổ biến nhất trong các mẫu phân tích bằng cả hai phương pháp. Khoảng tuổi này cũng phù hợp với các thành tạo địa chất của các cung magma và tạo núi trong khu vực quanh bồn trũng Nông Sơn (Tran và nnk, 2014; Nguyễn Trường Giang và Trần Thanh Hải, 2016 và thảo luận ở phần trên) [84,8]. d. Khoảng tuổi thứ 4: Từ 300 tr. năm đến 221 tr. năm, là khoảng tuổi phổ biến nhất trong các mẫu định tuổi bằng LA-ICP-MS. Kết quả phân tích bằng cả SHRIMP và LA-ICP-MS cho thấy các đá trầm tích trong khu vực được hình thành bởi sự lắng đọng của nhiều nguồn trầm tích phân dị từ các đá có tuổi hết sức khác nhau. Đối với các đá trầm tích, tuổi trẻ nhất của đá được định tuổi ở đây sẽ tương ứng với tuổi của hạt zircon trẻ nhất phân tích được. Số lượng hạt zircon phân tích bằng kỹ thuật SHRIMP và LA-ICP-MS ở đây khá lớn, tới gần một trăm điểm phân tích (xem Phụ lục 2 và 3), đảm bảo tính đại diện cho mẫu. Trong các kết quả phân tích LA-ICP- MS cho thấy có 2 hạt cho tuổi 231+/6 và 234+/-6 tr. năm, 2 hạt có tuổi 227 +/-6 tr. năm và 1 hạt có tuổi 221+/-5 tr. năm. Tất cả các hạt này đều concordant (Phụ lục 3) chứng tỏ tuổi của các hạt này không bị tác động thứ sinh và tin cậy được. Với kết quả này, có thể thấy tuổi trung bình trẻ nhất của các hạt zircon trong đá trầm tích chứa urani trong khu vực nghiên cứu dao động trong khoảng từ 234 đến 221 tr. năm, tương 84 ứng với Thế Ladini - Carni (237 - 216 tr. năm). Như vậy, việc định tuổi Nori đối với hệ tầng An Điềm hoặc Nori - Reti đối với hệ tầng Sườn Giữa của các nghiên cứu trước đây [20, 27] là chấp nhận được. Khoảng tuổi này cũng tương đồng với các thành tạo magma trẻ và tương tự như các đá xâm nhập thuộc giai đoạn magma 3 nêu trên. Điều đó chứng tỏ các đá trầm tích này có nguồn cung cấp từ các đá magma có tuổi Trias. 3.3.3. Tuổi của quặng urani Lần đầu tiên, việc định tuổi tuyệt đối cho quặng urani ở Việt Nam được thực hiện trong nghiên cứu này. Để định tuổi urani, tác