Luận án Thạch luận các thành tạo Granitoid phức hệ Mường Lát thuộc đới Tây Bắc bộ và khoáng hóa liên quan

 
Với l = 6,54´10-12 và 144Nd được sử dụng như là đồng vị so sánh, bởi vì số 
lượng nguyên tử 144Nd trong một đơn vị khối lượng đá hoặc khoáng vật không thay 
đổi, trong khi đó hệ là kín đối với Nd. 
Xác định tuổi bằng phương pháp Sm - Nd thường tiến hành phân tích các 
khoáng vật tách hoặc phân tích một seri đá, có tỉ lệ Sm/Nd biến thiên đủ lớn tạo ra độ 
nghiêng của đường đẳng thời trong hệ toạ độ 143Nd/144Nd (y) và 146Sm/144Nd (x). Các 
đường đẳng thời Sm-Nd cung như ở phương pháp Rb - Sr, Cần chú ý các đường đẳng 
thời khoáng vật Sm - Nd và Rb - Sr cho phép phán đoán tuổi kết tinh của các đá 
magma. Điều này chỉ có thể khi tổ hợp cộng sinh các khoáng vật là đảm bảo chắc 
chắn, hay nói cách khác, các khoáng vật được thành tạo cân bằng với nhau trong một 
giai đoạn, mà không phải do kết quả của một vài giai đoạn tách rời nhau về mặt thời 
gian. Để kiểm soát có sự phá huỷ quan hệ đồng vị trong các khoáng vật hay không, 
cần phân tích một mẫu đá tổng. Và nếu mẫu này là một trong các điểm trên đường 
đẳng thời của các khoáng vật, thì chứng tỏ các khoáng vật cân bằng trong một hệ. Khi 
biến đổi nhiệt dịch hoặc phong hóa trên mặt có thể phá huỷ hệ thống đồng vị trong 
khoáng vật, khiến các xác định tuổi không chính xác. Vì thế tiêu chuẩn tươi là tiêu 
chuẩn hàng đầu khi lựa chọn các khoáng vật để xác định tuổi. Ngoài ra hệ thống đồng 
vị bị phá vỡ do các đồng vị phóng xạ bị khuyếch tán mà không gây ra sự biến đổi nào 
thấy được ở các khoáng vật. 
Phương pháp xác định tuổi đồng vị U - Pb zircon 
Phương pháp này dựa trên sự phân rã hạt nhân U cho ra Pb. Trong thiên nhiên 
U có 3 đồng vị 238U, 235U và 234U, trong đó 2 đồng vị đầu là chủ yếu. Chì có 4 đồng vị 
tự nhiên là 208Pb, 207Pb, 206Pb và 204Pb, trong đó 204Pb là đồng vị hoàn toàn không có 
nguồn gốc phóng xạ, các đồng vị còn lại thường bao gồm một thành phần có nguồn 
gốc phóng xạ và một không có nguồn gốc phóng xạ. Dựa trên quan hệ đồng vị mẹ/con 
(U/Pb và Pb/Th), khi hệ phóng xạ đạt trạng thái cân bằng, có cả thảy 3 khả năng độc 
lập để tính tuổi như sau: 
t = (1/λ238) ln ((206Pb/ 238U) + 1) (5) 
t = (1/ λ235) ln ((207Pb/ 235U) + 1) (6) 
t = (1/ λ232) ln ((208Pb/ 232Th) + 1) 
61 
Trong đó t là tuổi (triệu năm), λ là hệ số phân rã của đồng vị mẹ 238U = 
1,5512510-10 và thời gian bán rã: 4,468109 yr, 235U = 9,848510-10 và thời gian 
bán rã: 0,7038109 yr, 32Th = 4,947510-11 và thời gian bán rã: 14,05109 yr, còn lại 
là các tỉ số đồng vị con/mẹ tương ứng. 
Biểu đồ Concordia theo Wetherill 
Wethrill (1956) đã phát minh ra biểu đồ đẳng thời Concordia và xác định ý 
nghĩa của các điểm concordant và discordant (tương hợp và không tương hợp). Một 
điểm tương hợp là trong đó hai tỷ lệ đồng vị 206Pb/238U, 207Pb/235U với cùng một độ 
tuổi nhất định. Một điểm không tương hợp là một điểm thể hiện tỷ lệ 206Pb/238U, 
207Pb/235U đo được trong vật chất tại thời điểm phân tích. 
Sự phân rã tự nhiên của U thành Pb cho ta hai đồng hồ địa chất độc lập được 
tính bằng hai phương trình (5) và (6) đây cũng là các phương trình thông số của đường 
cong được Wetherill G.W,gọi là đường cong phù hợp (concordia). Đường cong 
này(hình 2.7) được thiết lập theo số liệu (bảng 2.4). Khi tuổi của hệ U-Pb được tính 
bằng phương trình (5) giống với tuổi được tính bằng phương trình (6), các giá trị tuổi 
đó được biểu diễn trên một đường cong là đường đẳng thời tương hợp concordia vì có 
sự tương hợp giữa hai đồng đồ nêu trên. Đường concordia là cố định cho mọi đối 
tượng địa chất được xác lập theo hai thông số 206Pb/238U, 207Pb/235U từ thời điểm bằng 
0 (hiện tại) tới thời điểm sinh thành giả định của Trái Đất (cách đây 4,6 tỷ năm trước). 
Trường hợp này có được khi hệ U - Pb đóng kín, không có sự mất mát chì trong tiến 
trình lịch sử, nó được tích hợp toàn bộ trong khoáng vật (ví dụ như zircon). Đó là 
trường hợp rất lý tưởng. Tuy nhiên trong thực tếxác định tuổi theo zircon thường 
không phù hợp. Zircon lấy từ xâm nhập có thành phần khác nhau hoặc zircon của các 
phần khác nhau (có đặc điểm khác biệt như hình dạng, kích thước, màu sắc, khác 
nhau) thuộc cùng một mẫu trên toạ độ 206Pb/238U - 207Pb/235U tạo nên đường thẳng 
không phù hợp (disconcordia). Đường không phù hợp cắt đường phù hợp tại hai điểm. 
Thông thường giá trị tuổi tại giao điểm trên được luận giải là tuổi kết tinh của đá, còn 
giao điểm dưới phản ánh thời gian biến chất của đá. Tuy nhiên không hiếm các đá 
magma (đặc biệt granitoid) có nguồn gốc nóng chảy vỏ cổ chứa các hạt zircon cổ, hoặc 
tàn sót trong các hạt zircon phát triển kế thừa sau. Trong trường hợp như thế, giao 
điểm trên ghi nhận tuổi của nguồn vỏ, còn giao điểm dưới chỉ tuổi kết tinh của các hạt 
zircon, tức tuổi kết tinh của đá chứa zircon. Zircon kế thừa là zircon bị dung thể bắt 
62 
cóc từ các đá cổ vây quanh. Cần chú ý, có những cách giải thích khác cho đường 
không phù hợp, như có sự mất Pb liên tục do khuyếch tán, hoặc do phong hóa hóa học 
lên tinh thể khoáng vật. Và giao điểm dưới nằm trùng với gốc toạ độ, như vậy giao 
điểm dưới không có ý nghĩa địa chất. Để khẳng định kết quả phân tích một cách chắc 
chắn, có thể sử dụng phương pháp độc lập - phương pháp U - Pb định tuổi theo apatit 
hoặc sphen cùng nguồn. Phân tích những khoáng vật này cho kết quả rơi hoặc vào 
chính giao điểm dưới, hoặc kề cận với nó. Đôi khi các zircon từ các đá magma sắp dọc 
theo đường không phù hợp gần với giao điểm dưới. Trong trường hợp này thường giải 
thích chúng là zircon kế thừa, các zircon này trong magma nóng đã bị mất hoàn toàn 
Pb phóng xạ sinh đã được tích tụ ban đầu. 
Hình 2.7.Biểu đồ đường đẳng 
thời tương hợp và đường đẳng 
thời không tương hợp thể hiện 
quan hệ đồng vị phóng xạ U-Pb 
(Parrish and Noble, 2003). 
Bảng 2.4. Trị số để thiết lập đường cong U-Pb phù hợp và tỉ lệ 207Pb/206Pb 
Tỉ năm 205Pb/238U 207Pb/235U 207Pb/206Pb 
0,0 0,0000 0,0000 0,04604 
0,2 0,0315 0,2177 0,05012 
0,4 0,0640 0,4828 0,05471 
0,6 0,0975 0,8056 0,05992 
0,8 0,1321 1,1987 0,06581 
1,0 0,1678 1,6774 0,07250 
1,2 0,2046 2,2603 0,08012 
1,4 0,2426 2,9701 0,08879 
l,6 0,2817 3,8344 0,09872 
1,8 0,3221 4,8869 0,11000 
2,0 0,3638 6,1685 0,12298 
63 
Tỉ năm 205Pb/238U 207Pb/235U 207Pb/206Pb 
2,2 0,4067 7,7292 0,13783 
2,4 0,4511 9,6296 0,15482 
2,6 0,4968 11,9437 0,17436 
2,8 0,5440 14,7617 0,19680 
3,0 0,5926 18,1931 0,22266 
3,2 0,6428 22,3716 0,25241 
3,4 0,6946 27,4597 0,28672 
3,6 0,7480 33,6556 0,32634 
3,8 0,8030 41,2004 0,37212 
4,0 0,8599 50,3878 0,42498 
4,2 0,9185 61,5752 0,48623 
4,4 0,9789 75,1984 0,55714 
4,6 1,0413 91,7873 0,63930 
 2.2.7. Tính chuyên hóa địa hóa và sinh khoáng magma 
 * Tính chuyên hóa địa hóa 
 Tính chuyên hóa địa hóa (và tạo khoáng) của magma là những đặc điểm về 
hành vi của các nguyên tố, hợp chất (và những kim loại) trong đá khi hàm lượng trung 
bình của chúng vượt quá hàm lượng Clark nhiều lần. 
 Thực tế cho thấy, không phải bất kỳ magma nào cũng chứa một lượng kim loại 
đủ để tạo mỏ và cũng không phải tất cả magma chứa kim loại là nhất thiết phải tạo 
được mỏ. Vấn đề này góp phần giải thích tại sao lại có sự phân bố không đồng đều các 
mỏ khoáng trong vỏ trái đất. Để đánh giá tiềm năng chứa quặng và khả năng tạo quặng 
của magma cần nghiên cứu tính chuyên hoá địa hoá của magma, cụ thể là của các 
phức hệ magma. 
 Trong nghiên cứu, các nhà địa chất chủ yếu quan tâm đến địa hoá của các nguyên 
tố phụ có trong đá magma và quan hệ của chúng với các nguyên tố tạo đá chính. 
 Kết quả nghiên cứu cho thấy, trong mỗi loại đá magma thường có mặt một số 
nguyên tố phụ nhất định, cụ thể: 
- Trong đá mafic và siêu mafic chiếm ưu thế là các nguyên tố Mg, Ca, Ti, V, 
Mn, Fe, Co, Pt, Ni, Au, Ag, Cu, Zn, Cd, S,... 
- Trong đá thành phần trung tính chiếm ưu thế là các nguyên tố Sr, Ba, Na, Y, 
Zr, Hf, Al, B, As, Cl,... 
64 
- Trong đá thành phần acid chiếm ưu thế là các nguyên tố Ba, Li, Na, K, Hf, Ta, 
Th, U, Pb, Sn, Ge, Cl, F ... 
- Trong đá kiềm chứa nephelin tương tự như đá trung tính, nhưng có bổ sung 
đất hiếm, Nb, Ta, Ga ... 
Các đá granitoid liên quan với nhiều khoáng sản có ý nghĩa đối với nền kinh tế. 
Giá trị hàm lượng của các nguyên tố kim loại quan trọng theo Whalen et al., 1987, 
Chappell and W hite, 1992, Wedepohl, 1995, and Konopelko et al., 2009. Phần lớn các 
nguyên tố tạo quặng trong granit thộc về giai đoạn nhiệt dịch, nhưng lại phân bố rất 
không đều trong các kiểu thạch luận - granit . 
- S_granit: có nguồn gốc từ sự tái nóng chảy một phần của vỏ lục địa, do đó 
trong S - granit đã được làm giầu các nguyên tố lithophil (Sn, W và U, như Nb, Ta, Be 
và Li). Tuy nhiên điều kiện thành tạo cũng như hình thành của các khoáng vật trong 
quá trình biến chất, sẽ quyết định đến sự phân bố của các kim loại. Ví dụ trong điều 
kiện áp suất thấp, cordierit được hình thành, nó sẽ thu hút nguyên tố Be, do đó trong 
dung thể magma sẽ nghèo Be. Trong magmaS -granit khá giàu nước là kết quả quá 
trình khử hydrat các khoáng vật chứa nước. Chính vì vậy rất nhiều thể pegmatit của S - 
granit rất giầu các nguyên tố flo và kim loại, như tantalum (Ta) và thiếc (Sn). Các đá S 
- granit thường có chứa ilmenit, Sn+2 là nguyên tố không tương thích, do đó, thiếc 
được giữ lại trong môi trường lỏng, là tiền đề tạo nên các thân quặng thiếc trong giai 
đoạn nhiệt dịch. Ngược lại, trong các đá magma có độ fugat oxy cao, thiếc tồn tại dưới 
dạng Sn+4, dễ đi vào các ô mạng các khoáng vật magma sớm và thay thế cho Ti+4. 
Chính vì vậy, các đá I - granit có chứa magnetit, không bao giờ có các tích tụ thiếc quy 
mô lớn. 
- I_granit: Các nguyên tố chalcophil có ái lực cao với lưu huỳnh, gồm Cu, Mo, 
Ag, Au thường được tìm thấy trong các thân quặng liên quan đến loại I- granit. Các 
mỏ quặng porphyr đồng, liên quan với I-granit, chiếm khoảng 20% từ 500 trữ lượng 
quặng trên toàn thế giới (Laznicka, 1999). Các mỏ này nằm trong các đới hội tụ giữa 
mảng đại dương và mảng lục địa trên các vùng rìa lục địa tích cực. 
- A_granit: Các đá A-granit, nhất là các thành tạo pegmatit rất giầu các nguyên 
tố F, lantanoit và các nguyên tố có trường lực cao (HFSE), và do đó chúng là nguồn 
65 
các mỏ quặng Zr, Nb, REE, và F. Nguyên tố Flo (F) thường thay thế OH trong các 
khoáng vật như biotit, phlogopit, amphibol ở lớp dưới của vỏ lục địa. Trong dung thể 
magma tương đối giầu halogen (F, Cl), do đó độ nhớt giảm đáng kể, tạo nên các hợp 
chất phức với một số nguyên tố Zr, Nb, REE, và có thể là Sn, Zn và W trong dung 
dịch nhiệt dịch. 
 * Mối quan hệ giữa magma và quặng hóa 
Khái niệm mối quan hệ giữa magma và quặng hoá được dùng khi nghiên cứu 
nguồn gốc magma. Để xác định mối quan hệ này đối với một mỏ bất kỳ trong một 
vùng nào đó thường dựa vào các tiêu chuẩn sau: 
- Tiêu chuẩn về kiến trúc địa chất: Quặng hoá và magma trùng với một kiến 
trúc (khu vực địa phương) và cùng thành tạo trong một giai đoạn của chu kỳ magma - 
kiến tạo. Độ sâu thành tạo của mỏ và phức hệ magma tương đương nhau. Mức độ biến 
chất của chúng tương đồng nhau (nếu có). Có sự phân bố thành đới của thành hệ 
quặng và các biểu hiện quặng hoá đối với khối magma. 
- Tiêu chuẩn về khoáng vật - thạch học: Mỗi đá magma chỉ có thể có mối liên 
quan thường xuyên với một số thành hệ quặng, mỏ quặng đặc trưng và sự sắp xếp các 
mỏ có thành phần khác nhau cùng tuân theo những quy luật nhất định. Đối với khối 
xâm nhập, thành phần vật chất của mỏ là một bộ phận hợp thành của thể xâm nhập, 
giống nhau về thành phần khoáng vật phụ của đá magma và thành phần quặng. Trong 
đới tiếp xúc của xâm nhập có phân tán quặng giống thành phần của mỏ. 
- Tiêu chuẩn địa hoá: Giống nhau về những nguyên tố hoá học trong đá và 
quặng (đặc biệt là các nguyên tố tạp chất trong các khoáng vật màu và khoáng vật 
phụ); giống nhau về thành phần đồng vị của các nguyên tố gặp trong đá và quặng, tuổi 
tuyệt đối của xâm nhập và mỏ. 
Theo tính chất của mối quan hệ này, các nhà khoa học phân biệt: 
+ Mối liên quan nguồn gốc giữa magma và quặng hoá 
Thuộc mối quan hệ này nếu như đá magma là nguồn trực tiếp của các mỏ quặng 
tổ hợp với nó; trong đó quá trình khoáng hóa là một bộ phận của những quá trình hóa- 
lý chung diễn ra khi kết tính magma. Ví dụ các mỏ magma thật sự và thể magma chứa 
chúng. Đối với những phức hệ magma nhất định cũng chỉ có thể có một số loại mỏ 
66 
nhất định có liên quan về nguồn gốc; ví dụ:Khoáng hóa cromit, titanomagnetit liên 
quan với các phức hệ đá siêu bazơ; khoáng hóa kim loại hiếm (Sn, W, Mo) liên quan 
với các phức hệ granitoid,...v.v. 
+ Mối liên quan có tính chất cộng sinh giữa quặng và đá magma 
Mối liên quan có tính chất cộng sinh khi các phức hệ magma xâm nhập, á xâm 
nhập, phun trào có quan hệ về không gian và thời gian với quặng hóa, nhưng không 
phải là nguồn cung cấp trực tiếp vật chất quặng. Chúng (mỏ và các thế đá magma) có 
thể là những sản phẩm phân dị từng phần của một lò magma nằm ở sâu hơn mà chưa 
quan sát thấy. 
Trong thực tế, không phải lúc nào cũng có thể xác định được đầy đủ các tiêu 
chuẩn nêu trên. Do vậy, tùy thuộc vào mức độ nghiên cứu, mối quan hệ trên có thể 
được xác lập theo từng khía cạnh như: Liên quan về không gian và thời gian (gần nhau 
một cách tương đối về thời gian thành tạo giữa magma và quặng hoá), liên quan về 
kiến trúc (sự phân bố của các thành tạo magma và quặng hoá trong cùng một kiến trúc). 
+ Mối liên quan có tính chất không gian giữa quặng và đá magma 
Quan hệ không gian giữa quặng hóa và đá magma là quan hệ khi quặng hóa và 
đá magma tuy phân bố gần nhau, nhưng chúng không có quan hệ nguồn gốc với nhau 
hay không cùng liên quan tới một thể xâm nhập sâu nào đó. 
* Phân chia mức độ bóc mòn của thể xâm nhập granitoid 
Thực tế hiện nay hầu như chưa có các tiêu chí phân chia mức độ bóc mòn của 
thể xâm nhập granitoid. Về đại thể, có thể phân chia mức độ bóc mòn của các khối 
magma xâm nhập granitoid một cách rất tương đối thành 4 mức (hình 2.8). 
Magma ẩn: Khối magma chưa được bóc lộ trên mặt đất, chúng còn nằm ở sâu 
dưới tầng đá vây quanh. Magma bóc lộ đỉnh: Khối magma có mức độ bóc lộ rất ít, 
diện tích lộ rất không lớn, các khối lộ ra trên mặt đất chỉ là các apophyr có quy mô cực 
kỳ bé nhỏ. Magma bóc lộ phần thân: Diện tích các khối magma tương đối lớn, có thể 
đến vài chục km2, thành phần tương đối đồng nhất. Magma bóc lộ phần chân: Toàn bộ 
phần trên của khối magma đã bị bóc mòn, lộ ra phần chân của khối với diện tích lớn. 
67 
 Hình 2.8. Mức 
bóc mòn của 
thể xâm nhập 
granitoid 
 2.2.8. Xử lý kết quả phân tích 
Các kết quả phân tích thành phần khoáng vật, địa hóa nguyên tố chính và hiếm 
vết, tuổi đồng vị được xử lý trên các phần mềm vi tính chuyên ngành như Excel, 
Minpet, Igpetwin, Isoplot 3,Creldraw 12. 
68 
CHƯƠNG 3: ĐẶC ĐIỂM ĐỊA CHẤT, THẠCH ĐỊA HÓA GRANITODPHỨC 
HỆ MƯỜNG LÁT 
 3.1. Đặc điểm địa chất 
Phức hệ Mường Lát, khu vực đới khâu Sông Mã, tây bắc Việt Nam, gồm các 
khối Mường Lát, Sầm Sơn và Làng Bông, trong đó khối Mường Lát chiếm diện tích 
lớn nhất của phức hệ Mường Lát khoảng 3/4 diện tích. Khối Mường Lát nằm về phía 
đông của bản cùng tên thuộc tỉnh Thanh Hóa, dọc theo trung lưu Sông Mã. Khối có 
dạng kéo dài 30km theo hướng á vĩ tuyến, rộng 6-16km, diện tích khoảng 300km2. 
Khối được cấu thành chủ yếu bởi granit hai mica, và gồm nhiều pha: Pha 1-granit hai 
mica hạt vừa-lớn, porphyr yếu; pha 2-granit hai mica hạt nhỏ, từ sẫm màu đến xám 
sáng và granit turmalin-muscovit sáng màu; các đá mạch aplit và pegmatit. Granitoid 
Mường Lát xuyên cắt và gây biến chất tiếp xúc các đá vây quanh. Tại ranh giới phía 
tây, phía bắc và phía nam khối quan sát thấy granitoid xuyên cắt đá phiến thạch anh-
mica-granat và gneis microlin dạng mắt thuộc hệ tầng Nậm Cô(PR2-€1nc) có tuổi 
Proterozoic. Ranh giới tiếp xúc của granit và hướng sắp xếp của các ban tinh feldspar 
trong chúng cắt ngang phương cấu tạo dạng gneis. Ở phía tây khối granitoid xuyên qua 
trầm tích Paleozoi hạ của điệp Sông Mã (€sm). Do đó, granitoid khối Mường Lát phải 
có tuổi trẻ hơn Paleozoi hạ (Thuc and Trung 1995). Gần tiếp xúc với granit các đá 
trầm trên biến thành đá phiến mica chứa granat, andalusit, đá phiến lục chuyển thành 
đá phiến actinolit-biotit. Mức độ biến chất giảm dần khi ra xa tiếp xúc (đá phiến 
mica đá phiến vi mica phylit đá phiến sét).Trung tâm của phức hệ Mường Lát 
đến phía đông, đá lộ khá tốt, hầu hết các đỉnh núi cao là đá granit, có một số nơi quan 
sát rõ các thể tù của đá vây quanh làđá biến chất của hệ tầng Nậm Cô (ảnh 3.1, 2), điều 
đó cho thấy mức độ bóc mòn phần vòm của khối khá mạnh. 
Phía bắc khối thuộc diện lộ của hệ tầng Nậm Cô và hệ tầng Sông Mã lộ khá 
nhiều các đai mạch aplit granit, pegmatit granit, đôi khi thấy các thể nhỏ vài mét granit 
porphyr, cho thấy có thể tồn tại các thể granit của phức hệ ở dưới sâu. Phía tây của 
phức hệ, thuộc khu vực xã Tam Chung lộ ra các đá granit xuyên cắt và bắt tù đá trầm 
tích của hệ tầng Nậm Cô (ảnh 3.3), các đá của hệ tầng bị migmatit hóa và gneis hóa 
(ảnh 3.4). 
Ngoài ra còn gặp một số thể granit của phức hệ có diện tích 0,3 - 5km2 dạng vệ 
tinh của khối Mường Lát, cho thấy mức độ bóc mòn ở khu vực này kém hơn. 
69 
Granitoid khối phức hệ Mường Lát có cấu tạo khối, kiến trúc hạt nửa tự hình đặc 
trưng. Qua khảo sát thực địa, thành phần thạch học đặc trưng của phức hệ gồm: Granit 
biotit, granit 2 mica hạt vừa đến thô và granit 2 mica hạt nhỏ (ảnh 3.5, 6, 7), ngoài ra 
còn có các mạch granit aplit, granit pegmatit (ảnh 3.8). 
Ảnh 3.1.Thể tù đá phiến thạch anh biotit 
hệ tầng Nậm Cô trong granit phức hệ 
Mường Lát tại MLT.34 
Ảnh 3.2.Thể tù đá phiến thạch anh biotit 
hệ tầng Nậm Cô (1) trong granit phức hệ 
Mường Lát (2) tại MLT.34/1 
Ảnh 3.3.Granit hai mica hạt vừa (1) xuyên 
cắt đá phiến thạch anh - biotit (2) hệ tầng 
Nậm Cô tại MLT.27/2 
Ảnh 3.4.Đá hệ tầng Nậm Cô tại MLT.01 
bị migmatit hóa, nhiều khả năng do các 
thành tạo granit phức hệ Mường Lát 
xuyên cắt tạo nên 
70 
Ảnh 3.5.Granit 2 mica hạt vừa - lớn tại 
MLT.07 
Ảnh 3.6.Granit biotit tại MLT.09 
Ảnh 3.7.Granit 2 mica hạt nhỏ sáng màu 
tại MLT.26 
Ảnh 3.8.Pegmatit granit ngoài thực địa 
có quan hệ xuyên cắt granit 2 mica tại 
MLT.42a 
 3.2. Đặc điểm thạch học 
Các đá granitoid phức hệ Mường Lát chủ yếu gồm 2 pha: 
Pha 1 (γT2ml1) có 2 tướng 
Tướng hạt thô: granit biotit, granit hai mica sẫm màu, hạt vừa đến lớn. 
Tướng hạt nhỏ: granit muscovit, granit hai mica sáng màu hạt nhỏ. 
Pha 2 (γT2ml2): aplit granit, pegmatit granit khá sáng màu. 
Các đá có cấu tạo chủ yếu khối và định hướng, kiến trúc nửa tự hình đến tự 
hình, thành phần thạch học của từng loại đá được chi tiết hóa như sau: 
71 
 3.2.1. Granit hai mica hạt lớn 
Granit hai mica hạt lớn (MLT.02, MLT.06, MLT.08, MLT.09/1,): Chiếm 
khối lượng chủ yếu trong tổ hợp thạch học của phức hệ, đá có kích thước vừa đến thô. 
Đá sáng màu đến sẫm màu, cấu tạo khối, kiến trúc hạt vừa - lớn và nửa tự hình. Các 
khoáng vật sắp xếp không định hướng. Thành phần khoáng vật (%): thạch anh: 25 - 
35; plagioclas: 20 - 30; muscovit: 3 - 8; biotit: 1 - 5; felspat kali (orthoclas, microclin): 
30 - 38; turmalin: 0 - 5; zircon: 0 - ít; silimanit: 0 - 5; ilmenit: 0,5 - 1. 
 3.2.2. Granit biotit 
Granit biotit (MLT.09, MLT.35,...): Kém phổ biến trong phức hệ. Đá sẫm màu, 
cấu tạo khối, kiến trúc hạt vừa - lớn và nửa tự hình. Các khoáng vật sắp xếp không 
định hướng. Thành phần khoáng vật (%): thạch anh: 2 5- 33; plagioclas: 25 - 33; biotit: 
5 - 10; felspat kali (orthoclas, microclin): 30 - 35; zircon: 0 - ít; ilmenit: 0,5 - 1. 
 3.2.3. Granit muscovit 
Granit muscovit (MC.9393/1, MC.1447/3,...): Khá phổ biến trong thành phần 
của phức hệ, đá sáng màu, cấu tạo khối, kiến trúc hạt nửa tự hình. Thành phần khoáng 
vật (%): plagioclas: 29 - 35; felspat kali (orthoclas, microclin): 34 - 36; thạch anh: 20-
27; muscovit: 3-7; zircon: ít; apatit: vài hạt; ilmenit: ít. 
 3.2.4. Granit hai mica hạt nhỏ 
Granit hai mica hạt nhỏ (MLT.17,MLT.27/1, MLT.34,):Khá phổ