MÔ HÌnh lựa chọn bối cảnh đỊA ĐỘng lực hình thành cáC ĐÁ NÚi lửa vùng viên nam, SÔng đÀ

Abstract

Phân tích các đặc điểm trầm tích trước phun trào (trong Paleozoi sớm-giữa) và điều kiện thành tạo chúng cho thấy đã từng tồn tại của bồn biển mở và sâu ở khu vực đới Sông Đà ( như một trũng MZ ) trước khi có hoạt động phun trào khá rầm rộ ở đây vào Permi và có lẽ còn sớm hơn vào cuối Carbon (các thành tạo trầm tích lục nguyên-carbonat có xen phun trào bazơ của hệ tầng Bản Diệt tuổi C₃-P₁- Phan Trường Thị, 1974; Phan Cự Tiến, 1995), mẫu phân tích tuổi tuyệt đối (Rb/Sr) của chúng tôi cũng cho khoảng tuổi 283 ± 21 tr.n, (Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004). Các thành tạo trầm tích sát với phun trào nhất là các đá lục nguyên-carbonat tuổi từ Devon hạ đến Carbon-Permi (các hệ tầng Sông Mua, Tạ khoa, Nậm Sập, Nậm Pìa, Bản Páp, Bản Cải, Đa Niêng hay Cát Đằng, Bắc Sơn...của nhiều tác giả khác nhau đều là các tướng biển kiểu thềm cho đến biển sâu và biển khơi (Tống Duy Thanh, 2000; Tạ Hoà Phương, 1998...). Chúng phổ biến ở các đới rìa bồn MZ Sông Đà và khối Tạ Khoa . Chúng được xem như các thành tạo của bồn đại dương PaleoTethys sót lại sau khi đóng kín dọc đới Sông Mã và gắn với Cathaysia vào Carbon sớm (Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị, 1992) hoặc kiểu các trũng địa máng phát triển lâu dài đa chu kỳ (Dovjicov và nnk, 1965).

Trong kiến trúc đới Sông Mã kế cận phía tây nam trũng Sông Đà (bao gồm các đới Thuận Châu, Nậm Cô, Sông Mã, Thanh Hoá và Sầm Nưa - Hoành Sơn của Lê Duy Bách, Ngô Gia Thắng, 1995) ngoại trừ đới Nậm Cô, còn đều bị phủ bởi các thành tạo trầm tích biển đồng thời cũng là khu vực phát triển rất mạnh các thành tạo núi lửa-pluton kiểu rìa động trong đó ophiolit Sông Mã tuổi Rifei muộn- Cambri được coi là vỏ đại dương cổ (Lê Duy Bách và nnk, 1982, Lê Duy Bách, Ngô Gia Thắng,1995) do sinh rift trên móng kiểu lục địa vào Rifei muộn sau đó trượt chờm ngoại lai lên trên đới Nậm Cô hoặc vào Devon sớm hoặc vào Carbon sớm (Metcalfe, 1997). Trong khoảng thời gian từ Cambri đến cuối Permi-đầu Trias, các tài liệu hiện có cho thấy toàn bộ khu vực nằm ở phần rìa chuyển tiếp giữa lục địa và đại dương (thuộc diện phân bố của PaleoTethys) trong đó gồm có các khối vỏ lục địa (kiểu vi lục địa), các kiến trúc kiểu cung đảo, kiểu rìa thụ động và tích cực có quy mô và tuổi khác nhau (kiểu terrain, Lê Duy Bách và nnk.,2001). Trên bình đồ kiến trúc hiện đại chúng tạo nên một đới uốn nếp đa sinh phức tạp bao gồm các phổ thành tạo trầm tích- phun trào đến các thành tạo xâm nhập đa thành phần siêu bazơ, bazơ, trung tính, axit và kiềm). Mặt khác chúng bị uốn nếp vò nhàu mạnh cùng với biến chất phức tạp kể cả các đới milonit và shear. Dường như chỉ từ Trias muộn các chế độ kiểu rìa động mới chấm dứt và chuyển dần sang chế độ hoạt động nội mảng (tạo núi Indosini).

Ở rìa phía đông bắc trũng Sông Đà, tồn tại đới Phan Si Pan mà chế độ thềm lục địa kéo dài từ đầu Paleozoi đến cuối Silur (các thành tạo trầm tích-carbonat của các hệ tầng Cam Đường, Bến Khế, Sinh Vinh) chuyển sang biển nông đến sâu vào Devon (các thành tạo lục nguyên-carbonat-silic thuộc các hệ tầng Sông Mua, Bản Cải, Bản Páp) cho đến đầu Permi (hệ tầng Bắc Sơn). Hệ tầng Bản Diệt (loạt Bản Diệt) đặc trưng cho giai đoạn biến đổi chuyển tiếp của toàn bộ mặt cắt khu vực Sông Đà và lân cận từ bồn trầm tích chủ yếu là lục nguyên -carbonat sang chủ yếu là phun trào thành phần bazan vào cuối Permi.

Những chứng cứ nêu trên cho thấy: (1) phun trào đã xảy ra trong một bồn biển đã tồn tại lâu dài cùng với quá trình trầm đọng trầm tích biển hầu như liên tục (chiều dày các trầm tích chỉ kể từ Devon đến Permi có thể đạt trên 5-6km, chưa khôi phục chiều dày ban đầu bằng giải nén); (2) do bồn này phải được giới hạn bởi các bờ nên có thể một bộ phận phun trào sẽ xảy ra trên các phần đất liền lân cận và các nâng nội bồn, đồng thời phải có các thành tạo trầm tích cùng trầm đọng với chúng trong bồn (hoặc xen kẽ theo nhịp, hoặc/và thay đổi tướng theo chiều ngang). Những chứng cứ địa chất và nhận định trên dẫn đến kết luận là trước khi xảy ra hoạt động núi lửa rầm rộ vào PZ muộn đới Sông Đà thể hiện là bồn biển trong bối cảnh sụt võng khá liên tục và mang tính chu kỳ. Mặt khác bồn này luôn ở vị trí lân cận các đới rìa động ở phía tây nam (Sông Mã, Sầm Nưa, Mường Tè và xa hơn nữa trong các đới động của Paleothetys ) trong suốt Paleozoi.

Đặc điểm các thành tạo phun trào "P-T" ở vùng Vạn Yên - Đồi Bù thuộc đới cấu trúc Sông Đà và nguồn gốc của chúng

Các thành tạo phun trào hiện được xếp tuổi P₂-T₁ hoặc/và T₁ (các hệ tầng Cẩm Thuỷ, Viên Nam, có lẽ kể cả Bản Diệt (C₃-P₁) ) có diện phân bố hết sức rộng rãi ở đơí Sông Đà, chúng còn phủ trên các đới khác kế cận như rìa đới Phan Si Pan, Thuận Châu, Ninh Bình, Thanh Hóa và rìa đới Nậm Cô. Khu vực lựa chọn nghiên cứu gồm hai vùng phát triển các đá phun trào: vùng Vạn Yên ở lân cận phía đông khối Tạ Khoa đến Kim Bôi, vùng Đồi Bù qua Viên Nam đến Ba Vì (Hình 1).

Cấu trúc phun trào có 2 kiểu: phun trào khe nứt dọc theo các đới đứt gãy (chủ yếu theo phương tây bắc-đông nam) và phun trào kiểu núi lửa trung tâm. Kiểu sau cùng cũng bị kiểm soát rõ rệt bởi các hệ thống đứt gãy tây bắc - đông nam. Kiểu thứ nhất phát triển hơn ở phần trung tâm CTSĐ (vùng Vạn Yên) còn kiểu thứ hai có sự tập trung ở phần rìa đới (vùng Ba Vì - Viên Nam - Đồi Bù). Mặt khác các phun trào pha hai có thành phần axit - kiềm tướng phun nổ, phun nghẹn cũng thường gặp hơn.

Các đá phun trào có thành phần chủ yếu là kiềm hoặc á kiềm trong đó mafic chiếm đa số kèm theo một lượng nhỏ đá giàu axit và đựơc chia làm 2 pha: Pha 1 có thành phần mafic, siêu mafic (gọi chung là nhóm đá mafic) chiếm 80% diện lộ và phân bố tại Tạ Khoa, Suối Chát, Ba Vì, Viên Nam, Đồi Bù và Kim Bôi, bao gồm các tướng trầm tích - phun trào ở Suối Chát; tướng phun trào thực sự gồm các đá picrito-bazan, bazan, andesitobazan; tướng phun nổ xuất hiện rải rác ở vùng Suối Chát, Ba Vì, Viên Nam và ở Đồi Bù là tuf bazan và các lớp bazan mỏng có màu phớt lục, phớt xanh do bị chlorit hoá, epidot hoá. Ngoài ra còn có các đai mạch chủ yếu là diabas. Pha 2 xuất hiện tại Suối Chát, Ba Vì, Viên Nam, Đồi Bù cũng được đặc trưng bởi các tướng như phun trào thực sự, phun nổ, tướng họng – phun nghẹn, và tướng á núi lửa. Khác với pha 1, các tướng phun trào của pha 2 được đại diện bởi các đá giàu tính axit hơn như andesit, đacit, ryolit, trachyt và các biến loại trung gian (gọi chung là nhóm felsit).

Các đá nhóm felsit có SiO₂ từ 59 đến khoảng 70%, gồm trachyt, andesit cho đến dacit, ryolit. Chúng giàu các nguyên tố phụ có tính không tương thích mạnh (Rb, K, Th), hàm lượng các nguyên tố đất hiếm nhẹ (La, Ce và Nd), trung bình (Sm) và nặng (Yb, Lu) đều cao trong khi hàm lượng các nguyên tố trường lực mạnh như Nb, Ta, Zr, Hf và Y tương đối thấp. Các đá nhóm mafic có hàm lượng SiO₂ từ 44.3 đến 50%. Tuy nhiên, do sự khác biệt rất lớn về hàm lượng TiO₂ chúng có thể được chia thành hai loại chính: bazan cao-Ti (TiO₂ > 1%) và bazan thấp-Ti (TiO₂ < 1%)(Nguyễn Hoàng và nnk., 2004).

Đá mafic cao-Ti có tổng kiềm (Na₂O + K₂O ) cao đến 6%, FeO* trung bình 12.5% hàm lượng các nguyên tố phụ cao hơn và MgO thấp hơn (trung bình 5.6%) đá mafic thấp-Ti (tổng kiềm 4%, FeO* trung bình 8.7%, MgO trung bình13.6%) , chúng thuộc bazan kiềm hoặc/và á kiềm. Thành phần các nguyên tố phụ của nhóm này thể hiện quy luật là với mọi nguyên tố không tương thích đá mafic cao-Ti luôn cao hơn so với đá mafic thấp-Ti. Hàm lượng TiO₂ cao và tỉ số tương ứng TiO₂/Al₂O₃ cao trong đá mafic cao-Ti không thể giải thích bằng nóng chảy chỉ từ các nguồn peridotit granat hoặc spinel mà đòi hỏi có sự tham gia của (các) nguồn cao titan như clinopyroxenit, veclit, vebsterit, amphibolit, v.v. (gọi chung là các mạch mafic) trong manti thạch quyển. Các mạch mafic này giàu các nguyên tố phụ được hình thành từ các hoạt động metasomatos do tương tác với quyển mềm giàu thành phần bazan và phong phú các nhóm nguyên tố phụ. Có thể nhận định rằng, một mặt, nóng chảy vật chất quyển mềm đồng thời có sự tham gia của các mạch mafic nói trên là nguồn của đá mafic cao-Ti. Mặt khác, mafic thấp-Ti là sản phẩm nóng chảy vật chất quyển mềm và manti thạch quyển, trong đó vật chất manti thạch quyển là chủ đạo.

Sự tiến hóa của các đá giàu axit có thể từ các đá bazan bằng phân dị kết tinh olivin, pyroxen xiên (±pyroxen thoi), plagioclas (±felspar) và các khoáng vật thứ sinh giàu sắt, titan, v.v. Sự kết tinh của các khoáng vật kể trên dẫn tới kết quả là các đá axit giàu các nguyên tố có tính không tương thích mạnh như Rb, K, Th và đất hiếm nhẹ (La, Ce, Nd) và rất nghèo Fe, Mg, Ti, Ca và Sr chúng thể hiện sự giống nhau khít khao của đường phân bố đặc điểm các nguyên tố từ Rb đến Nd của 2 biến loại đá (Hình 2). Hàm lượng các nguyên tố này phụ thuộc vào nguồn nguyên thuỷ, độ nóng chảy từng phần. Chúng không tham gia vào cấu trúc của bất kỳ khoáng vật kết tinh phân dị kể trên do vậy hàm lượng của chúng trong dung thể tỷ lệ nghịch với lượng khoáng vật kết tinh và phân dị. Điều này cho phép nhận định rằng các đá axit trên là sản phẩm tiến hoá từ bazan bằng quá trình kết tinh phân dị.

Tuổi tuyệt đối được xác định trên cơ sở phân tích đồng vị Rb-Sr ryolit kiềm, ryotrachyt, trachyt và bazan (khu vực Đồi Bù. Nguyễn Hoàng và nnk., 2004), trong đó ryotrachyt có tỉ số ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr cao nhất là 0.720642 và ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr tương ứng là 3.4695, bazan có ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr thấp nhất 0.70676 và ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr tương ứng là 0.0718, cho giá trị tuổi là 283 ±21 triệu năm và tỉ số ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nguyên thuỷ là 0.70667 ± 0.00056. Balykin và nnk (1996) thông báo tuổi đồng vị Rb-Sr của komatiit-bazan Nậm Muội có kết quả là 257 ±7.2 triệu năm và tỉ số ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nguyên thuỷ là 0.70299 ±3. Phan Trường Thị và các đồng nghiệp (1974) đã nghiên cứu chi tiết địa tầng các tổ hợp phun trào – trầm tích khu vực Hoà Bình – Suối Rút đã phát hiện các thấu kính đá vôi mang hoá thạch Carbon muộn – Permi sớm trong spilit và diabaz. Phát hiện này cùng với các bằng chứng hoá thạch công bố trước đó (Nguyễn Xuân Bao, 1972) cho phép các tác giả kết luận rằng phun trào CTSĐ có thể bắt đầu sớm hơn, có lẽ từ C₃-P₁ và chấm dứt hoạt động vào khoảng T₂ (Phan Trường Thị và nnk, 1974). Hệ tầng Bản Diệt được Phan Cự Tiến thiết lập 1995 bao gồm các trầm tích lục nguyên có xen các đá phun trào được định tuổi C₃-P₁. Số liệu tuổi tuyệt đối xác định bằng phương pháp Rb-Sr trên tổ hợp đá phun trào khu vực Đồi Bù là 283 ±21 triệu năm phù hợp với kết qủa nghiên cứu của các tác giả trên. Như chúng tôi đã lưu ý trong phần đầu là phun trào xảy ra trong một bồn biển do đó chúng phải có xen kẽ theo chiều ngang và theo chiều đứng với các thành tạo trầm tích có cùng một khoảng tuổi. Bởi vậy, mặt cắt kiểu Bản Diệt sẽ là một thực tế.

Số liệu đồng vị ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd và ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb nguyên thuỷ được tính toán trên cơ sở tuổi 283 triệu năm có giá trị đồng vị Sr cao hơn và Nd thấp hơn so với giá trị trung bình của manti nguyên thuỷ (primitive mantle) tại thời điểm cách đây 283 triệu năm (CHUR _{283 tr. năm} ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7041; ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.5123) và có xu hướng tiến về trường phân bố vỏ lục địa. Biểu đồ biểu diễn tương quan các nguyên tố phụ xuất hiện dị thường âm khá mạnh tại Nb đối với tất cả đá núi lửa đang nghiên cứu và tại Zr đối với các đá mafic (là các nguyên tố trường lực mạnh) chứng tỏ các đá đang nghiên cứu đều có thể bị nhiễm vật chất vỏ sau nóng chảy hoặc là sản phẩm của (các) nguồn nhiễm vật chất vỏ, được đưa vào manti do hoạt động hút chìm cổ. Quan hệ nghịch giữa các đồng vị Sr và Nd và quan hệ thuận giữa đồng vị Nd với tỉ số Ce/Pb còn có thể phản ánh quá trình pha trộn giữa các nguồn giàu và nghèo. Tổng hợp các dẫn liệu về dị thường địa hoá nguyên tố phụ và đồng vị đá phun trào CTSĐ có thể nhận thấy bản chất phức tạp, dị phần của (các) nguồn tham gia nóng chảy gây ra do sự pha trộn giữa nguồn nghèo và giàu (Nguyễn Hoàng và nnk; 2004).

Những nghiên cứu trong những năm gần đây về thạch hoá và đồng vị nguyên tố các đá phun trào P-T trên toàn bộ đới Sông Đà của Poliacov, Trần Trọng Hoà và các cộng sự cũng đưa ra những kết quả gần gũi với những kết quả của chúng tôi song cách phân loại nhóm các đá này có khác (3 kiểu tổ hợp núi lửa-pluton, Trần Trọng Hoà, 2001). Ở đây có sự khác nhau về cách lý giải nguồn gốc, bối cảnh và quá trình thành tạo các đá phun trào này như đã nêu trên.

Như vậy, điều kiện động lực xuất hiện phun trào CTSĐ có thể có hai khả năng: (1) tách dãn thạch quyển nội mảng (sinh rift nội mảng) do hệ quả của quá trình nén ép lâu dài, (2) tách dãn thạch quyển rìa mảng theo cơ chế cung sau (back-arc spreading). Cả hai quá trình động lực trên có thể liên quan đến sự phát triển và biến mất của biển Paleo-Tethys bắt đầu cách đây khoảng 400 triệu năm.
Bối cảnh địa động lực lựa chọn (thay cho bàn luận-kết luận)

Mô hình sinh rift nội mảng thạch quyển lục địa hình thành các phun trào CTSĐ trên nấm Manti (hay sinh rift tích cực) như Poliakov và các cộng sự (1999) đưa ra đòi hỏi một quá trình nâng vòm khu vực rộng lớn trước khi xảy ra phun trào do nấm Manti (đúng hơn là quyển mềm- diapiric asthenosphere) dâng lên. Nâng vòm và tách dãn hình thành kiến trúc rift cùng với sụt võng dọc theo các đới đứt gãy thuận (có thể tồn tại từ trước như đới mềm yếu của thạch quyển), cũng theo các hệ thống đứt gãy đó magma được hình thành do nóng chảy từng phần (partial melting) nguồn vật chất manti thạch quyển thành phần peridotit granat trong quá trình dâng lên của diapir quyển mềm. Sự nhiễm các thành phần vật chất vỏ được xác định theo mô hình này là do tương tác với dung thể magma mafic trong quá trình nó được đưa lên bề mặt. Mô hình này không phù hợp với các điều kiện thực tế mà chúng tôi đã phân tích trong các phần trước, cũng như nguồn gốc vật chất manti:

a. Không có chứng cứ về quá trình nâng vòm rộng lớn của thạch quyển khu vực Sông Đà (và lân cận) trong PZ muộn, trước khi xảy ra hoạt động phun trào ở đây, ngược lại luôn tồn tại một bồn biển sụt lún phát triển khá lâu dài trên một lãnh thổ rộng lớn (các thành tạo biển C-P có sự phát triển rất rộng, vượt ra xa lãnh thổ nghiên cứu) (Phan Trường Thị và nnk, 1974; Đào Đình Thục và Phạm Huy Long, 1979; Phan Cu Tien and Dickins, 1995; Stampfli and Borel, 2002; Fontaine, 2002).

b. Bồn (biển) Sông Đà cả trước, trong và sau hoạt động phun trào là bồn biển tương đối sâu, không khép kín và ở vị trí rìa lục địa kế cận các đới rìa động (đại dương-cung đảo-bồn sau cung) hơn là "nội lục" (cần lưu ý rằng từ "rift nội lục " thường chỉ dùng để chỉ các đới tách dãn nằm sâu trong lục địa, không có quan hệ với các vùng biển-đại dương ví dụ rift Baical).

c. Mô hình hình thành dung thể magma do nóng chảy chỉ của vật chất peridotit granat hay spinel Manti là nguồn của phun trào CTSĐ không thể giải thích được hàm lượng TiO₂ cao và tỉ số tương ứng TiO₂/Al₂O₃ cao trong đá mafic cao-Ti mà đòi hỏi phải có sự tham gia của (các) nguồn cao titan như clinopyroxenit, veclit, vebsterit, amphibolit, v.v. (gọi chung là các mạch mafic) trong manti thạch quyển. Các mạch mafic này giàu các nguyên tố phụ được hình thành từ các hoạt động metasomatos do tương tác với quyển mềm giàu thành phần bazan và phong phú các nhóm nguyên tố phụ.

d. Mô hình nói trên cũng không giải thích được sự cùng nguồn của các thành phần khác nhau (mafic và felsic) trong các pha hoạt động phun trào cũng như quá trình nhiễm vật chất vỏ rõ ràng của các đá phun trào CTSĐ trước nóng chảy .

Như vậy, mô hình chúng tôi lựa chọn là hoạt động phun trào ở CTSĐ được hình thành trong bối cảnh tách dãn sau cung (back-arc setting). Những phân tích trình bày ở trên về thành phần và đặc điểm thạch hoá, đồng vị khu vực nghiên cứu đưa đến nhận định là:

Các tỉ số đồng vị Sr, Nd và Pb nguyên thuỷ tính theo tuổi 283 triệu năm của phun trào Paleozôi Sông Đà cao hơn các giá trị của manti nguyên thuỷ vào thời điểm đó chứng tỏ nguồn manti chúng đã phải trải qua quá trình nhiễm vật chất vỏ trước khi được đưa vào manti thông qua hoạt động của các đới hút chìm cổ. Nếu điều này là đúng thì hiện tượng nhiễm vật chất vỏ mô tả phần trên không thể xảy ra trong vỏ trên đường đi lên của dung thể magma, mà đúng hơn nguồn đã nhiễm vật chất vỏ trước khi xảy ra nóng chảy. Vật chất vỏ, đặc biệt là các khoáng vật chứa nước trong các lớp trầm tích đại dương, được đưa vào manti tại các đới hút chìm sẽ giải phóng nước dưới dạng chất bốc (fluid) trong điều kiện áp suất và nhiệt độ cao. Chất bốc chứa nước thoát lên vùng manti nông hơn mang theo các nguyên tố dễ hoà tan như Ba, Rb, K, Th, v.v. và để lại phía sau các nguyên tố có trường lực mạnh như Ti, Nb, Ta, Zr và Y. Nóng chảy manti pha trộn với một lượng nhỏ (<1%) vật chất vỏ có thể dẫn tới dị thường trong các hệ đồng vị như Sr, Nd và Pb, và các nguyên tố như Rb, Th, Nb và Ta (Nguyễn Hoàng và nnk., 2004). Manti có thể bị nhiễm vật chất vỏ ở qui mô rộng lớn, thí dụ manti bên dưới Ấn Độ Dương (Mahoney, 1988), hoặc chỉ hạn chế trong phạm vi gần với các đới hút chìm, thí dụ manti dọc cung đảo tây Thái Bình Dương.

Các đới hút chìm cổ đã từng phát triển rất rộng rãi phía nam các lục địa Âu - Á song song với sự phát triển và biến mất của biển Paleo-Tethys (khoảng 400 tr.n đến 200 tr.n) (Stampfli and Borel, 2002) hay dãy các biển từ Proto-Thetys đến Neothetys (Metcalfe, 1997).

Vì vậy, để luận giải đầy đủ và sát thực về bối cảnh hình thành các đá phun trào khu vực nghiên cứu nói riêng, đới Sông Đà nói chung cần xem xét một cách tổng quát và tổng hợp trên bình diện rộng hơn và trong khoảng thời gian đủ dài (kể từ trước- trong -đến sau phun trào). Trong phần đầu bài này, chúng tôi đã nêu lên vị trí và các bối cảnh kiến tạo-địa động lực trước thành tạo phun trào ở kiến trúc Sông Đà và các đới lân cận, trong đó đáng chú ý là sự hoạt động lâu dài của đới động kiểu rìa mảng ở lân cận phía đông nam trũng Sông Đà (trong phạm vi các đới Sông Mã, Sầm Nưa). Không nghi ngờ gì về sự tồn tại của một đới rìa động (kiểu cung đảo núi lửa đối diện với kiến trúc đại dương) từng tồn tại và hoạt động khá lâu dài ở khu vực đó có thể từ cuối Rifei đến cuối Trias . Đới Sông Đà có vị trí liền kề đới Sông Mã là một đới động nguồn gốc đại dương và có các biểu hiện của hoạt động kiến tạo-magma mạnh kiểu rìa động trong thời gian khá dài (cả hai đới từng được coi là kiểu eu-geosynclinal phát triển xuyên kỳ và chỉ thực sự chấm dứt quá trình địa máng vào Trias muộn). Minh chứng cho luận điểm này là sự có mặt của các phức hệ kiểu ophiolit Sông Mã, các phức hệ kiểu cung đảo núi lửa (bao gồm các thành tạo xâm nhập kiểu Chiềng Khương và các thành tạo phun trào- trầm tích (metabazan, amphibolit) nằm lẫn lộn trong các đá tuổi Є-O ở đới Sông Mã và Sầm Nưa; tiếp theo là các thành tạo xâm nhập kiểu cung đảo (I- granit) của phức hệ Điện Biên (Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị và nnk, 1992), và trước đó có thể cả phức hệ Mường Lát (dẫn trên).

Nếu như di chỉ đai ophiolit Sông Mã được coi là các thành tạo kiểu vỏ đại dương tuổi Rifei muộn- Cambri sớm đã được chứng minh khá rõ ràng (Lê Duy Bách và nnk, 1982, 1995) và tổ phần kiểu cung đảo núi lửa (các đá metabazan, amphibolit, gabro-granodiorit-plagiograntit thuộc các hệ tầng Sông Mã, Bó Xinh, Chiềng Khương) chỉ ra sự đóng kín của một đại dương vào khoảng từ Paleozoi sớm-giữa thì các di tích cung đảo núi lửa (kiểu Điện Biên, hệ tầng Sông Đà ở đới Mường Tè) lại đòi hỏi một hoạt động hút chìm nào đó vào cuối Paleozoi-đầu Mezozoi ở lân cận đó. Tuy nhiên di chỉ của một đai ophiolit tuổi này còn ít thấy biểu hiện, ngoại trừ một số khối gabroit có mặt ở phần tây nam đới Thanh Hoá (như Tri Năng, khu vực Đồi Chân-Cao Trỉ... có tuổi tương đối trẻ ?), có lẽ chúng đã bị phủ bởi các thành tạo trầm tích-phun trào kiểu trên lục địa muộn hơn (hệ tầng Đồng Trầu, Suối Bàng, Mường Hinh...). Còn các đá xâm nhập granitoit quy mô không lớn phát triển trong vùng có thể đánh dấu quá trình va chạm, gắn nối các khối mảnh (terrane) có nguồn gốc khác nhau ở đây trong Trias muộn. Có ý kiến về tuổi trẻ hơn PZ sớm của khối siêu mafic Núi Nưa (Frindley,1998) do mức độ biến chất yếu của khối này mà trước đây thừơng được xem là có tuổi tương đồng với các thành tạo phun trào hệ tầng Cẩm Thuỷ (Trần Văn Trị, 1977). Nếu đúng thế thì loạt các khối tương tự chỉ ra vỏ kiểu đại dương trẻ tương đồng với sự hình thành bồn sau cung Sông Đà do hút chìm bắt đầu từ cuối Carbon-đầu Permi. Đáng tiếc là chưa có một giá trị tuổi tuyệt đối nào xác định cho khối này.

Sự nhiễm vật chất vỏ trước nóng chảy như đã chứng minh ở phần trên là do thạch quyển đại dương (bao gồm cả thượng manti, lớp bazan và các thành tạo trầm tích biển nằm trên) giàu các thành phần cao Ti được đưa xuống dưới gầm lục địa theo cơ chế hút chìm (Hình 3). Trong quá trình này, tấm thạch quyển đại dương đang di chuyển sẽ bào mòn phần gầm lục địa liền kề, mang theo cả các vật liệu của vỏ này. Trong các thành tạo siêu mafic, mafic lộ ra ở đới Sông Mã và Sầm Nưa đa số có các thành phần cao Ti như verlit, clinopiroxenit cũng như các đá amphibolit (Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị và nnk, 1992,). Sự có mặt của chúng còn được coi là khá đặc trưng cho các thành tạo siêu mafic, mafic của Bắc Trường Sơn (Trần Quốc Hùng, 1996).

Các dẫn liệu biến chất-biến dạng (milonit shear zone) hiện có gần đây cho khoảng tuổi Permi - Trias sớm (250-245 tr.n., theo Tạ Trọng Thắng, Nguyễn Văn Vượng, 2000) trùng với hoạt động magma granitoit kiểu cung đảo vào thời gian này (phức hệ Điện Biên). Những dẫn liệu nói trên cho thấy có biểu hiện hoạt động lâu dài của đới hút chìm hay một rìa tích cực kiểu đại dương-cung đảo núi lửa-bồn sau cung trong khu vực này, đồng thời biểu hiện trượt bằng phải gây nên sự dịch chuyển của các thành tạo kiểu cung đảo (phía tây nam đới đứt gãy Sông Mã) về phía tây bắc, minh chứng cho sự thiếu vắng các thành tạo này ở phần Đông Nam.

Trong bối cảnh nêu trên, bồn Sông Đà vốn tồn tại trước đó như một bồn biển trên thạch quyển kiểu lục địa đã bị kéo dãn, làm mỏng phát triển do căng dãn sụt lún lâu dài trên lưng đới hút chìm phát triển từ đầu Paleozoi (tạo cung đảo Chiềng Khương) trở thành một bồn kiểu sau cung theo cơ chế back-arc spreading (Hình 3). Những phân tích thạch hoá và đồng vị nêu trên cho thấy các sản phẩm phun trào vùng Vạn Yên - Đồi Bù - Ba Vì có nguồn Manti nhiễm vật chất vỏ tương ứng phù hợp với bối cảnh địa động lực lựa chọn này.

Quá trình phát triển tiếp sau cho thấy bồn sau cung Sông Đà có mức độ sụt lún sâu và mở rộng đáng kể (các thành tạo tuổi Trias cho đến Cacni có mặt các thành tạo trầm tích biển chứa hoá thạch biển sâu- Tống Duy Thanh và nnk, 1999, 2000), thời kỳ Anizi chủ yêú trầm đọng đá vôi (có mặt cả đá vôi biển khơi, Nguyễn Xuân Huyên, 1982) cho thấy chúng được thành tạo trong môi trường xa bờ. Do đó, bồn sau cung này có thể đã phát triển thành một bồn kiểu đại dương (quy mô không lớn) như Lê Duy Bách, Ngô Gia Thắng đã đề cập (1982, 1995). Mặt khác trong bản thân các thành tạo phun trào P-T không loại trừ có mặt cả các kiểu sống giữa đại dương và/hoặc cung đảo ( loạt phun trào-pluton komatit, loạt picrit-bazan, đặc biệt với giá trị phân tích đồng vị nguyên tố, Trần Trọng Hoà và nnk. 2001, đưa ra cả hai khả năng là kiểu rift lục địa và kiểu sống đại dương để lựa chọn, trong một số trường hợp chúng tương đồng kiểu Kamchatka). Các thành tạo siêu mafic phức hệ Bản Xang (có thể cả các thành tạo siêu mafic trong phức hệ Ba Vì) phân bố rải rác trong đới nâng Tạ Khoa và các đới nâng lân cận được xác định như các thành tạo kiểu sống giữa hoặc đảo đại dương (theo các phân tích thành phần hoá khoáng vật và thạch hoá các nguyên tố vết, đồng vị, Bùi Minh Tâm, Trần Toàn, 1996; Trần Trọng Hoà và nnk. 2001) có thể là những di chứng của vỏ kiểu đại dương bị đẩy chờm lên các rìa lục địa lân cận và lên khối Tạ Khoa trong quá trình đóng kín bồn vào Trias muộn.

Giai đoạn đầu của quá trình thành tạo các phun trào P-T ở Sông Đà (nếu chấp nhận sự có mặt của các thành tạo đá vôi có hoá thạch C₃-P, Phan Trường Thị, 1974) và giá trị tuổi tuyệt đối 283 + 21 tr.n. là đúng thì tuổi hình thành của chúng là từ Cacbon muộn) là quá trình căng dãn thạch quyển và sụt lún ở phần lưng (bồn biển Sông Đà trước Permi) của đới hút chìm Sông Mã, sóng đôi với một đới cung đảo kế cận kèm theo sự nâng trồi của vật chất quyển mềm dưới gầm thạch quyển bị mỏng đi (có thể là dẫn liệu về nhiệt độ nóng chảy tương đối thấp của nguồn dung thể magma như nêu ở phần trên). Quá trình căng dãn này dẫn đến hình thành các đứt gãy thuận sâu (hoặc kế thừa các đới đứt gãy vốn tồn tại từ trước trong thạch quyển) tạo đường dẫn lên mặt cho magma nguồn Manti. Đồng thời với nó là sự đóng kín hoàn toàn đới Sông Mã. Quá trình đó tiếp tục dẫn đến cắt đứt hoàn toàn thạch quyển lục địa và hình thành vỏ kiểu đại dương mới theo cơ chế dãn đáy phát triển đến Trias muộn (Cacni). Thành phần tổ hợp ophiolit Sông Mã bao gồm các đá siêu mafic, metabazan, metagabro, amphibolit và các đá trầm tích biển sâu của thạch quyển đại dương. Chúng khá giàu thành phần clinopiroxen, verlit, amfibolit mà khi được đưa xuống tương tác với quyển mềm bằng hút chìm sẽ nóng chảy tạo ra dung thể giàu Ti, chất bốc đặc biệt là nước (có nhiều trong khoáng vật như amfibol). Mặt khác, thạch quyển hút chìm đã nguội có thể làm giảm nhiệt độ nóng chảy tạo dung thể magma, điều đã được nhận thấy trong các phân tích của chúng tôi (Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004) cũng như trong tính toán của Poliacov và nnk, 2000 (1050-1200^oC).

Đến đây có thể xảy ra 2 trường hợp: a/hình thành bồn kiểu thụ động (kiểu A), các vi mảng lục địa hoặc cung đảo cổ hơn bị đẩy xa về hai phía của trục dãn đáy; b/ hình thành bồn với các rìa (hoặc một trong các rìa) kiểu tích cực (kiểu P). Mô hình lựa chọn là trường hợp b với một số chứng cứ sau: sự có mặt của các đá siêu mafic và mafic kiểu sống giữa đại dương như đã nhắc đến ở trên (tổ hợp núi lửa - pluton komatit xâm nhập vào các đá phun trào cao-Ti - Poliakov và nnk, 1999); sự mở rộng và sụt lún đáng kể của bồn với các thành tạo kiểu nước sâu trong các đá trầm tích tuổi cuối Trias sớm đến cuối Trias trung-đầu cacni; hoạt động phun trào kiểu rìa động trong T₂ đến J-K (các bồn Đồng Trầu-Sầm Nưa-Hoành Sơn ở phía TN với các phức hệ trầm tích-phun trào và xâm nhập kiểu cung đảo núi lửa đó là phun trào kiềm vôi và xâm nhập phức hệ Sông Mã; và có thể cả các đá phun trào Trias trung ở Tam Đảo ở Phía ĐB, Ngô Gia Thắng, Lê Duy Bách, 1982). Thực vậy, các thành tạo phun trào-xâm nhập kiểu Đồng Trầu và phức hệ Sông Mã đã được xác định về thạch hoá là thuộc kiểu cung đảo núi lửa của rìa động. Như vậy, các thành tạo phun trào "P-T" cùng với các đá siêu mafic và mafic và phần nào các trầm tích biển sâu cùng tuổi ở đơí Sông Đà có thể được xem là các tổ phần của tổ hợp ophiolit của vỏ kiểu đại dương bắt đầu được hình thành từ C₃-P₁ cho đến Trias sớm do sinh rift ở đới rìa mảng thạch quyển lục địa nằm trên đới hút chìm có họat động lâu dài. Cần lưu ý rằng, các đá ophiolit trong các đai uốn nếp trên thế giới thường xuất hiện trong các bối cảnh liên quan đến hút chìm do tách dãn sau cung (kiểu các rìa động) và rất hiếm gặp chúng được hình thành do sinh rift nội mảng như kiểu Oman.

Số liệu phân tích cổ từ mới đây từ các đá bazan ở trũng Sông Đà (Cung Thượng Chí và nnk, 2000) cho thấy vào thời kỳ thành tạo bazan P-T trũng Sông Đà nằm ở các vĩ độ phía nam bán cầu, quá về phía nam so với lục địa Hoa Nam (với bazan Emeishan) khoảng 11⁰ ± 8,7⁰ và xoay gần khoảng độ đó theo chiều kim đồng hồ. Chứng cứ này chỉ ra một "khoảng trống" có thể được bù trừ bởi bồn biển kiểu đại dương không lớn là Sông Đà tồn tại vào thời kỳ đó. Xa hơn về phía tây và tây bắc tồn tại một số đới khâu (các đới ophiolit như Changning-Menglian, Jinshajing-Ailaoshan) được coi là di chỉ của Paleo-Tethys đã bị đóng kín dần từ Cacbon đến Trias muộn, chúng đều có khả năng kéo dài đến đới Sông Mã và Sông Đà (Metcalfe, 1997). Các tài liệu nghiên cứu ở rìa lục địa Đông Nam Trung Quốc gần đây nêu ra một bồn biển sâu tuổi Permi-Trias được coi là một nhánh của Paleo-Tethys nằm chặn giữa các Terran Yangtze và Cathaysia (Wu Geniao Y, Cong Bo-Ling, 1995; Ma Wenpu, 1995; Metcalfe, 1997) mà đường nối dài về phía tây của nó phù hợp hơn cả về tuổi và vị trí là bồn Sông Đà chứ không phải là đới Sông Mã (lúc này có lẽ đã đóng kín hoàn toàn).

Những chứng cứ trình bày trên đây cho thấy trũng Sông Đà có lẽ là một nhánh về phía đông của Paleo-Tethys (nhưng mở ra sau Sông Mã) chặn giữa Cathaysia, Indochina và Yangtze.

Hoạt động đóng kín bồn và va chạm hàn gắn các vi mảng thạch quyển kiểu khác nhau (lục địa, cung đảo...) xảy ra bắt đầu từ Trias muộn (uốn nếp, tạo núi Indosinit) đến Creta trong bối cảnh dồn ép mạnh mang tính chu kỳ dẫn đến hình thành đới uốn nếp Sông Đà và phát triển các đứt gãy nghịch, chờm nghịch quy mô khác nhau. Toàn bộ các kiến trúc này kéo dài tuyến tính phương tây bắc-đông nam sóng đôi với đới rìa động Sông Mã, Sầm Nưa.

Lời cảm ơn: Các tác giả cảm ơn TSKH. Lê Duy Bách đã đọc bản thảo và cho những nhận xét, góp ý.

Văn liệu tham khảo
1. Le Dzuy Bach, Ngo Gia Thang,1995. Phanerozoic ophiolites in Indochina. Geology B/5-6, 212-221.

2. Lê Duy Bách và nnk., 1982. Ophiolit Sông Mã. Tc Các KHTĐ 4(4), 97-106.

3. Lê Duy Bách, Ngô Gia Thắng, Nguyễn Văn Bình, 2001. Địa khu (terrane) những vấn đề lý luận và ứng dụng thực tiễn. Tc Các KHTĐ, 23(1), 1-15.

4. Cung Thượng Chí và nnk.,2000.Những kết quả đầu tiên về nghiên cứu cổ từ trên đá bazan Permi thượng - Trias hạ ở Tây bắc bộ và ý nghĩa kiến tạo của chúng. Tc Địa chất, A/239, 1-8.

5. Dovjicov A.E. và nnk., 1965. Địa chất miền Bắc Việt Nam. Nxb KHKT, Hà Nội.

6. Trần trọng Hoà, 2001. Phân chia và đối sánh các tổ hợp bazantoid Permi-Trias đới Sông Đà. Tc Địa chất, A/265, 12-19.

7. Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004. Đá phun trào Paleozoi Sông Đà: tuổi Rb-Sr vùng Đồi Bù. Địa chất A/281: 11-17, Hà Nội.

8. Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004. Đá phun trào Paleozoi Sông Đà: thạch luận và địa hoá. Địa chất A/ 282: 19-32, Hà Nội.

9. Nguyễn Hoàng, Nguyễn Đắc Lư, Nguyễn Văn Can, 2004. Đá phun trào Paleozoi Sông Đà: Nguồn gốc và động lực manti. Địa chất A/ 283: 10-18, Hà Nội.

10. Trần Quốc Hùng, 1996. Về các đá gabroit có triển vọng liên quan tới quặng sắt, titan trên lãnh thổ Việt Nam. Địa chất và tài nguyên, T.1, Nxb KHKT, Hà Nội, 124-132.

11. Maluski H et al., 1999. Early Mesozoic to Cenozoic evolution of orogens in Vietnam: an Ar-Ar Dating synthesis. Geology,B/13-14,81-86.

12. Metcalfe I. 1997. Paleo-Tethys and Paleozoic-Mesozoic tectonic evolution of Southeast Asia. Procc. Inter. Conf. on Strat and Tect. evol. of SE Asia, Bankok Thailand, 260-272.

13. Tạ Hoàng Phương, Đoàn Nhật Trưởng, 1998. Tổng quan về trầm tích Famen ở Việt nam. Tc Địa chất, A/245,1-9.

14. Poliakov G.V. et al., 1999. Geodynamic conditions and peculiar genesis features of ultrapotasic basic rocks (lamproite seriess) in Northern VN. J. Geology, Ser. B, 13-14, 87-92.

15. Bùi Minh Tâm, Trần Toàn, 1996. Đặc điểm thạch học nguồn gốc của các thành tạo magma xâm nhập vùng Vạn Yên. Tc Địa chất, A/237,29-33

16. Ngô Gia Thắng, Lê Duy Bách, 1982. Thử nghiệm phân tích dịa động lực vùng Tây Bắc Việt Nam. Tuyển tập CTNC Viện Các KHTĐ.

17. Tạ Trọng Thắng, Nguyễn Văn Vượng, 2000. Về tuổi và đặc điểm biến dạng các đới trượt cắt-biến dạng dẻo Sông Hồng và Sông Mã. Tc các KHTĐ 22(1),41-47.

18. Phan Cu Tien, Dickins J.M., 1995. Subdivision and correlation of the Permian stratigraphy of Việt Nam and adjacent regions in Southeast Asia and Eastern Asia, Journal of Geology, Hà Nội, B5-6, 37 - 47.

19. Phan Tr­êng ThÞ, Lª V¨n Cù, §ç §×nh To¸t, Phan V¨n Quýnh, 1974. §Þa tÇng vµ th¹ch häc c¸c ®¸ nói löa vïng Hßa B×nh – Suèi Rót. §Þa chÊt, 113: 1-15, Hµ Néi.

20. Đào Đình Thục, 1981. Quá trình hình thành, phát triển và bản chất kiến tạo đới Sông Đà. Bản đồ ĐC, 49: 112-20. Liên đoàn BĐ ĐCMB, Hà Nội.

21. Trần Văn Trị (chủ biên), 1977. Địa chất Việt Nam. Phần Miền Bắc. Nxb KHKT, Hà Nội, 354.

22. Nguyễn Xuân Tùng, Trần Văn Trị và nnk, 1992. Thành hệ địa chất và địa động lực Việt Nam. Nxb KHKT, Hà nội, 274.