Bước đầu định lượng độ biến dạng và biên độ dịch chuyển của đới cắt trượt Đà Nẵng - An điềm bằng phương pháp bề dày các lớp mylonit

BƯỚC ĐẦU ĐỊNH LƯỢNG ĐỘ BIẾN DẠNG VÀ BIÊN ĐỘ DỊCH CHUYỂN CỦA ĐỚI CẮT TRƯỢT ĐÀ NẴNG - AN ĐIỀM BẰNG PHƯƠNG PHÁP BỀ DÀY CÁC LỚP MYLONIT TRẦN THANH NHÀN, NGUYỄN THỊ THUỶ, TRẦN NGỌC NAM Trường Đại học Khoa học, Đại học Huế, 77 Nguyễn Huệ, Huế Tóm tắt: Đới cắt trượt Đà Nẵng - An Điềm là một phần của đới cắt trượt Đà Nẵng - Khe Sanh, kéo dài trên 70 km theo phương á vĩ tuyến với chiều rộng khoảng 3-5 km, thuộc địa phận huyện Đại Lộc, tỉnh Quảng Nam. Phần lớn đới này được cấu thành bởi các đá mylonit - gneis của phức hệ Đại Lộc. Kết quả nghiên cứu động học biến dạng, hình thái các vi cấu tạo và tuổi đồng vị các khoáng vật đồng kiến tạo cho thấy đới cắt trượt Đà Nẵng - An Điềm là đới cắt trượt bằng, hướng trượt phải, chế độ biến dạng gần gũi với trượt đơn giản và thời gian hoạt động vào khoảng Permi - Trias (pha tạo núi Inđosini). Tính toán ban đầu bằng phương pháp “bề dày các lớp mylonit” trên các mẫu thu thập tại mặt cắt Suối Mơ đã giúp xác định được độ biến dạng trượt trung bình là γ ≈ 9,0. Giá trị mới xác định này thuộc cận dưới của độ biến dạng trượt γ = 9 - 12 đã được công bố trước đây và nếu áp dụng giá trị này cho đới cắt trượt có chiều rộng trung bình 4 km sẽ thu được biên độ dịch chuyển của đới cắt trượt là D = 36 -48 km. I. MỞ ĐẦU Trong phạm vi địa khối KonTum và đai uốn nếp Trường Sơn, có một ranh giới địa chất quy mô lớn gọi là "Đới cắt trượt quy mô lớn Thà Khẹt - Pô Cô - M'Đrak" [7]. Ranh giới địa chất này được xem là ranh giới va chạm Permi - Trias giữa lục địa Nam Trung Hoa và địa khu Đông Dương [12]. Phần phía nam của ranh giới này là hệ thống các đới cắt trượt dạng lông chim như các đới Đà Nẵng - Khe Sanh, Tam Kỳ - Phước Sơn, Trà Bồng... Những đới cắt trượt này định hướng từ tây - tây bắc ở phía tây (nơi bắt đầu phân nhánh từ đới chính), rồi chuyển dần theo hướng đông - tây khi kéo dài về phía đông. Hầu hết các đới cắt trượt đều được cấu thành từ các đá biến chất - biến dạng như gneis dạng mắt, mylonit. Chúng lộ thành những dải có chiều rộng vài km, kéo dài từ vài chục đến hàng trăm km. Một vài công trình nghiên cứu các đới cắt trượt Đà Nẵng - Khe Sanh [4,6,10] và Trà Bồng [14] mới chỉ tập trung vào mô tả hình thái đới, nghiên cứu đặc điểm động học biến dạng (các yếu tố chỉ thị hướng trượt), tuổi của hoạt động biến chất - biến dạng. Hầu hết các kết quả mô tả các yếu tố chỉ thị động học biến dạng trong các đá gneis và mylonit đều khẳng định hoạt động trượt bằng phải của những đới cắt trượt vừa nêu. Tuổi nguội lạnh của các khoáng vật đồng kiến tạo trong đá biến chất - biến dạng cấu thành các đới cắt trượt này đều tập trung trong khoảng 230 - 245 Tr.n., tương ứng với pha tạo núi Inđosini. Tuy nhiên, cho đến nay việc nghiên cứu định lượng về độ biến dạng và biên độ dịch chuyển của các đới cắt trượt còn rất ít. Bài báo này giới thiệu kết quả mới thu nhận được trong việc xác định độ biến dạng trượt của đới cắt trượt Đà Nẵng - An Điềm (ĐN-AĐ) bằng phương pháp “Bề dày các lớp mylonit” và so sánh với các kết quả nghiên cứu đã công bố [13], nhằm góp phần xác định định lượng độ biến dạng kiến tạo và biên độ dịch chuyển của hai cánh phân bố hai bên đới cắt trượt ĐN-AĐ với độ tin cậy cao hơn. 50 §ång L©m g Lç §ãn X· Bèn Sg. S«ng C«n Phó Hoµ 40 S g . Y a S n g g Ng¸t Trªn . §¹i HiÖp C « n 22 1921 18 20 17 16 12 15 11 14 H. §¹I LéC 75 10 13 9 8 7 Cµ D¨ng 5 An § 6 §¹i Quang 123 iÒm 4 2 3 Gia 1 Vu 456 . g Vu S Sg. G §¹i L·nh ia 789 §¹i §ång 101112 §¹i Minh 131 1450 15 Hình 1. Sơ đồ địa chất đới cắt trượt Đà Nẵng -An Điềm. Chú giải: 1-2: Granitogneis phức hệ Đại Lộc (pha chính và pha đá mạch); 3-4: Granit phức hệ Bà Nà (pha 1 và pha 2); 5-6: Loạt A Vương; 7-8: Hệ tầng Nông Sơn; 9: Hệ tầng Bàn Cờ; 10: Trầm tích Đệ tứ (Q); 11: Ranh giới địa chất; 12: Đứt gãy; 13: Sông, suối; 14: Vị trí nghiên cứu; 15: Thế nằm của đá. II. ĐẶC ĐIỂM ĐỘNG HỌC BIẾN DẠNG ĐỚI CẮT TRƯỢT ĐÀ NẴNG - AN ĐIỀM Đơn vị cấu trúc chính chịu ảnh hưởng trực tiếp của hoạt động biến chất - biến dạng dẻo của đới cắt trượt ĐN-AĐ là các đá của phức hệ Đại Lộc. Các đá của phức hệ này kéo dài theo phương á vĩ tuyến từ Đà Nẵng đến An Điềm với chiều dài hơn 70 km, rộng khoảng 3 -5 km (Hình 1). Hoạt động thành tạo phức hệ được chia ra là pha chính và pha đá mạch. Pha chính gồm tướng trung tâm và tướng ven rìa: tướng trung tâm chiếm khoảng 70% pha chính, bao gồm granitogneis biotit, granosyenitogneis biotit chứa muscovit và granitogneis hai mica cấu tạo dạng mắt rất đặc trưng với các ban vụn tinh (porphyroclast) felspat kiềm kích thước lớn (1 - 2,5 cm) chiếm 45 - 75% [3]; tướng ven rìa (nội tiếp xúc) lộ ra hẹp ở cánh phía bắc, nhưng mở rộng ở cánh phía nam với chiều rộng từ vài trăm mét đến 3 km, thành phần thạch học gồm granitogneis và granit hai mica dạng phiến hoá bị cà nát, mylonit hoá và greisen hoá không đồng đều, chứa các gân hay mạch thạch anh và pegmatit nằm uốn lượn theo phương gneis của đá. Pha đá mạch tập trung nhiều trong đới nội tiếp xúc, nằm chỉnh hợp (thể tường và mạch nguyên sinh) hoặc cắt (mạch thứ sinh) phương gneis của đá với thành phần thạch học giống nhau, gồm: granit aplit, tourmalin và thạch anh - tourmalin. Ngoài ra, trong khối granitoiđ Đại Lộc còn có nhiều thể tù amphibolit, đá hoa, đá phiến biotit... Nguồn gốc và tuổi của đá magma phức hệ Đại Lộc có liên quan chặt chẽ đến hoạt động biến chất - biến dạng cũng như chế độ kiến tạo khu vực. Áp dụng phương pháp U-Pb xác định tuổi kết tinh granitoid của phức hệ này trên khoáng vật zircon cho giá trị là 430 Tr.n. [2]. Tuy nhiên, sử dụng phương pháp 39Ar-40Ar xác định tuổi nguội lạnh cho khoáng vật muscovit, biotit tái kết tinh đồng kiến tạo trên orthogneis hạt mịn và hạt thô cho giá trị từ 241±2 đến 244 ± 2 Tr.n. [6] và phương pháp K-Ar cho cùng nhóm khoáng vật trên tại cùng vị trí thu được giá trị từ 255 ± 5 đến 258 ± 5 Tr.n. [11]. Như vậy, kết quả định tuổi bằng hai phương pháp 39Ar-40Ar và K-Ar khá trùng hợp nhau và đều cho tuổi Permi muộn - Trias sớm. Đây được xem là tuổi kết thúc hoạt động biến chất - biến dạng dẻo của pha kiến tạo đầu tiên tạo nên các đá gneis dang mắt và mylonit trong phức hệ. Mặt khác, trong phổ tuổi 39Ar-40Ar ở khoảng nhiệt độ thấp (4900C, 5200C và 5600C) trên khoáng vật muscovit, khoảng 20% lượng 39Ar được giải phóng đầu tiên cho giá trị trung bình 112 ± 9 Tr.n., phù hợp với kết quả áp dụng phương pháp K-Ar trên phun trào andesit và mạch thạch anh - felspat trong hệ tầng A Lin (phía bắc của đới cắt trượt Đà Nẵng - Khe Sanh); đây là tuổi đánh dấu kết thúc pha tạo núi thứ hai vào Creta sớm. Những công trình nghiên cứu trước đây về các yếu tố chỉ thị động học như: đá ban vụn tinh felspat loại d và s, các cấu tạo S-C, S-C’ và S-L (Hình 2) đều khẳng định đới cắt trượt ĐN-AĐ có tính trượt bằng phải [5,10]. Mặt khác, các nghiên cứu vi cấu tạo còn cho thấy đới cắt trượt ĐN-AĐ có mức độ biến dạng không đồng nhất theo chiều ngang (vuông góc với đới cắt trượt), góc giữa mặt phiến và mặt trượt nhỏ dần từ hai bên rìa vào trung tâm của đới phản ánh cường độ biến dạng tăng dần theo phương này. Tính bất đối xứng của các ban vụn tinh và các cấu tạo khúc dồi cho thấy đới ĐN-AĐ có đặc điểm biến dạng gần gũi với chế độ trượt đơn giản (biến dạng bất đồng trục) và biến dạng mặt (X>Y=1>Z, e2 = 0). Hình 2. Ảnh cấu tạo gneis mylonit ở đới cắt trượt Đà Nẵng - An Điềm Sự phân bố khá xuyên suốt của cấu tạo tuyến và cấu tạo mặt trong đới cắt trượt, sự tồn tại phổ biến, rõ ràng của các mạch thạch anh - felspat đồng kiến tạo (sinh thành đồng thời với hoạt động biến dạng đang tiếp diễn) ở các vết lộ, và các đá granit nguyên sinh chưa bị biến dạng phân bố ngoài phạm vi đới cắt trượt là những dấu hiệu cho phép lựa chọn và áp dụng các phương pháp khác nhau để xác định độ biến dạng trượt cho đới cắt trượt ĐN-AĐ. III. XÁC ĐỊNH ĐỘ BIẾN DẠNG KIẾN TẠO VÀ BIÊN ĐỘ DỊCH CHUYỂN CHO ĐỚI CẮT TRƯỢT ĐÀ NẴNG - AN ĐIỀM 1. Cơ sở lý thuyết xác định độ biến dạng kiến tạo và biên độ dịch chuyển cho đới cắt trượt đơn giản, biến dạng dẻo, không đồng nhất Đối với trường hợp biến dạng gần gũi với chế độ trượt đơn giản (biến dạng bất đồng trục) và biến dạng mặt (X>Y=1>Z, e2 = 0) (Hình 3) thì độ biến dạng trượt g (trong trường hợp trượt đơn giản thì độ biến dạng trượt chính là độ biến dạng kiến tạo) được xác định theo công thức: g = tang y (1) trong đó: y là góc cắt trượt (Hình 3). Khi đới cắt trượt có độ biến dạng không đồng nhất theo chiều ngang (chiều vuông góc với ranh giới đới cắt trượt), ta có thể chia bề rộng của đới cắt trượt có độ biến dạng bất đồng nhất thành n phụ đới biến dạng đồng nhất và áp dụng công thức bình quân gia số để xác định độ biến dạng cắt trượt trung bình cho mặt cắt: mc γ 1 +γ 2 +...+γ k γ tb = x1 + x2 + ...+ xk (2) γ mc với tb là độ biến dạng trung bình của mặt cắt khảo sát; g1, g2, ..., gk là độ biến dạng của phụ đới cắt trượt thứ 1, 2, ..., k; x1, x2, ..., xk là chiều rộng của phụ đới cắt trượt thứ 1, 2, ..., k. Và độ biến dạng trung bình của đới cắt trượt được xác định theo công thức: mc1 mc2 mcj γ tb +γ tb +...+γ tb γ tb = j (3) mc1 mc 2 mcj trong đó: γ tb , γ tb , ..., γ tb là độ biến dạng của mặt cắt thứ 1, 2, ..., j; j là số lượng mặt cắt được khảo sát. Biên độ dịch chuyển (D) của đới cắt trượt được xác định theo công thức: D = gtb.xtb (4) trong đó: gtb là độ biến dạng trượt trung bình của đới cắt trượt; xtb là chiều rộng trung bình của đới cắt trượt. = tan x D = g . x e1 1 1 + 1 + e 3 y Hình 3. Tương quan giữa elip biến dạng với hoạt động cắt trượt trong trường hợp đơn giản, biến dạng mặt (e2 = 0) (theo [8]) 2. Cơ sở lý thuyết của phương pháp Bề dày các lớp mylonit Phương pháp Bề dày các lớp mylonit do Boulier đề xuất và ứng dụng đạt kết quả tốt cho các đới mylonit hình thành từ đá nguyên thủy là granit (orthogneis) [1]. Trong phương pháp này, số lượng và bề dày các đám khoáng vật sẫm màu, sáng màu được tính trên một đoạn thẳng có chiều dài không đổi (a). Việc tính toán được thực hiện theo các hướng khác nhau đối với đá không bị biến dạng (có cấu tạo khối) và theo hướng trục Z của elipsoiđ biến dạng, vuông góc với cấu tạo mặt cho các đá mylonit (việc đo đạc được thực hiện trên mặt XZ) (Hình 4). Với giả định biến dạng không thay đổi thể tích, áp dụng công thức: n = a/(b1 + b2) n’ = a/(b1’ + b2’) b (5) trong đó: b1 và b2 lần lượt là bề dày trung bình của các đám khoáng vật sẫm màu (biotit) và khoáng vật sáng màu (thạch anh - felspat) trong đá chưa bị biến dạng; b1’ và b2’ lần lượt là bề dày trung bình của các lớp khoáng vật sẫm màu (biotit) và các lớp khoáng vật sáng màu (thạch anh - felspat) trong đá mylonit Độ căng giãn bình phương (l) được tính trực tiếp từ giá trị n/n’: n =1+e = λ n' 3 3 (6) Trong trường hợp trượt đơn giản, biến dạng mặt (e2 = 0) (Hình 3) thì độ biến dạng có thể tính theo giá trị n/n’ thông qua công thức ([1]; công thức 2.7 trong [9]): γ 2 + 2 ­γ γ 2 + 4 λ = 3 2 (7) MÉu kh«ng bÞ biÕn d¹ng  n §¸m c¸c kho¸ng vËt sÉm mµu Z n'1 X ChiÒu t¨ng biÕn d¹ng Z X n'2 Hình 4. Minh hoạ áp dụng phương pháp Bề dày các lớp mylonit để xác định độ biến dạng cho đới cắt trượt 3. Kết quả bước đầu áp dụng phương pháp Bề dày các lớp mylonit cho mặt cắt Suối Mơ Đối với đới cắt trượt ĐN-AĐ, chúng tôi tiến hành lấy các mẫu đá không bị biến dạng phân bố ngoài phạm vi đới cắt trượt và 6 mẫu bị biến dạng (orthogneis) tại mặt cắt Suối Mơ (Hình 1) theo hướng vuông góc với ranh giới đới cắt trượt nhằm xác định sự thay đổi độ biến dạng theo phương này. Các mẫu này được cắt theo hướng bất kỳ đối với đá không bị biến dạng (Hình 5, mẫu [A]) và theo mặt XZ đối với đá mylonit (Hình 5, mẫu [B]), sau đó gia công và số hóa theo đúng tỷ lệ mẫu vật (Hình 6). Tiến hành đo đạc, áp dụng phương pháp Bề dày các lớp mylonit trình bày ở phần trên, kết quả xác định độ biến dạng trượt được trình bày trong Bảng 1 và Bảng 2. Bảng 1. Kết quả xác định các thông số b1, b2 và n cho đá granit chưa bị biến dạng a Mẫu a (cm) b (cm) b(cm) n Mẫu b (cm) b(cm) n 1 2 (cm) 1 2 1 8,0 0,249 1,116 5,87 4 8,0 0,136 1,121 6,36 2 8,0 0,311 1,247 5,14 5 8,0 0,496 1,606 3,81 3 8,0 0,225 1,586 4,42 6 8,0 0,404 1,590 4,01 Trung bình: n = 4,94 Hình 5. Minh hoạ mẫu được cắt và gia công theo mặt phẳng bất kỳ đối với đá chưa bị biến dạng (mẫu [A]) và theo mặt XZ đối với mylonit (mẫu [B]) §¸m c¸c kho¸ng vËt sÉm mµu X Z [A] [B] Hình 6. Minh hoạ số hoá ranh giới tập hợp khoáng vật sẫm màu và sáng màu đối với mẫu đá granit chưa bị biến dạng (mẫu [A]) và mẫu đá mylonit (mẫu [B]) Bảng 2. Kết quả xác định độ căng giãn bình phương (λ3) và độ biến dạng trượt theo phương pháp Bề dày các lớp mylonit (γ) tại mặt cắt Suối Mơ (vị trí vết lộ (mẫu) xem trong Hình 1) Vết lộ a (cm) b1’(cm) b2’(cm) n’ λ λ g (mẫu) 3 3 2 8,0 0,0410 0,3280 21,68 0,228 0,0520 4,16 3 8,0 0,0350 0,2200 31,37 0,157 0,0247 6,20 4 8,0 0,0200 0,1670 42,78 0,115 0,0133 8,56 5 8,0 0,0120 0,1084 66,45 0,074 0,0055 13,41 7 8,0 0,0430 0,1970 33,33 0,148 0,0219 6,60 9 8,0 0,0074 0,1010 73,80 0,067 0,0045 14,87 Độ biến dạng trượt trung bình 8,97 Bảng 2 cho thấy độ biến dạng trượt xác định theo phương pháp Bề dày các lớp mylonit thay đổi và tăng dần từ g = 4,16 tại vết lộ số 2 (gần ranh giới đới cắt trượt) đến g = 14,88 tại vết lộ số 9 (gần trung tâm đới cắt trượt). Giá trị này phản ánh độ biến dạng không đồng nhất và có xu hướng tăng dần từ rìa vào trung tâm của đới cắt trượt. Tuy nhiên, do chỉ mới bước đầu áp dụng tính toán cho 6 mẫu mylonit nên chúng tôi xác định độ biến dạng trượt trung bình của đới khảo sát rộng 1252 m tại mặt cắt Suối Mơ theo công thức trung bình số học là: g = 9,0. Giá trị này thuộc cận dưới của độ biến dạng trượt xác địn h bằng hai phương pháp Cân bằng bề mặt (g = 9,64 - 11,80) và phương pháp Cấu tạo mặt quay (g = 9,37 - 11,37) mà chúng tôi đã xác định trước đây [13]. Vì vậy, có thể xem độ biến dạng trượt g = 9 - 12 là độ biến dạng trượt trung bình tại các vị trí nghiên cứu, và nếu áp dụng giá trị này cho đới cắt trượt có chiều rộng trung bình là 4 km, áp dụng công thức (4) sẽ thu được biên độ dịch chuyển tương đối giữa hai cánh của đới cắt trượt ĐN-AĐ là D = 36 -48 km. NHẬN XÉT VÀ KẾT LUẬN Đới cắt trượt ĐN-AĐ là một đới trượt bằng phải, có chế độ biến dạng gần gũi với chế độ trượt đơn giản (biến dạng bất đồng trục) và hoạt động biến chất - biến dạng xảy ra chủ yếu trong pha Inđosini (260-240 Tr.n.). Bước đầu áp dụng phương pháp Bề dày các lớp mylonit cho 6 mẫu đá mylonit tại mặt cắt Suối Mơ thu được độ biến dạng kiến tạo trung bình g ª 9,0. Giá trị này phù hợp với cận dưới của độ biến dạng trượt xác định bằng phương pháp Cấu tạo mặt quay và Cân bằng bề mặt tại hai mặt cắt Suối Mơ và sông Vàng (γ = 9 - 12) đã công bố [13]. Như vậy, độ biến dạng trượt của đới cắt trượt ĐN-AĐ được xác định bằng ba phương pháp tương đối phù hợp với nhau, và nếu áp dụng giá trị này cho đới cắt trượt đồng nhất có chiều rộng trung bình 4 km sẽ có biên độ dịch chuyển tương đối giữa hai cánh là D = 36 - 48 km (trung bình 42 ± 6 km). Tuy nhiên, việc tính toán độ biến dạng trượt trung bình cho mặt cắt khảo sát theo công thức trung bình số học và nội suy độ biến dạng trượt của đới khảo sát có chiều rộng từ 1,25 km (mặt cắt Suối Mơ 2) đến 2,34 km (mặt cắt sông Vàng) cho toàn bộ đới cắt trượt có chiều rộng trung bình là 4 km với độ biến dạng có thể bất đồng nhất là chưa chính xác. Hơn nữa, về mặt lý thuyết, các phương pháp định lượng áp dụng trên đây chỉ xác định được một phần của độ biến dạng trượt tổng quát nên giá trị thu được thường đặc trưng cho cận dưới của độ biến dạng kiến tạo. Những khó khăn này đòi hỏi phải có nhiều khảo sát chi tiết cắt qua toàn bộ chiều rộng và thực hiện ở nhiều mặt cắt khác nhau theo chiều dài của đới cắt trượt để kết quả định lượng thu được có độ tin cậy cao hơn. VĂN LIỆU 1. Boulier A. M., 1986. Sense of shear and displacement estimates in the Abeibara - Rahous late Pan African shear zone, Adrar des Inforas, Mali. J. Struct. Geol., 8/1 : 47- 58. 2. Carter A. et al., 2001. Understanding Mesozoic accretion in Southeast Asia: Significance of Triassic thermotectonism (Indosinian orogeny) in Viet Nam. Geology, 29/3 : 211-214. 3. Cát Nguyên Hùng, 1995. Báo cáo Kết quả đo vẽ địa chất và khoáng sản tỷ lệ 1: 50.000 nhóm tờ Đà Nẵng - Hội An. Lưu trữ Địa chất, Hà Nội. 4. Lepvrier C. et al., 1997. 40Ar/39Ar Indosinian age of NW trending dextral shear zones within the Truong Son belt (Vietnam): Cretaceous to Cenozoic overprinting. Tectonophysics, 283 : 105-127. 5. Lepvrier C., Phan Van Quynh, 1995. Guide to field trip Da Nang - Hue - Khe Sanh. Inter. Symp. Cenozoic evolution of the Indochina peninsula. Ha Noi, Do Son, VN. 6. Maluski H. et al., 1995. 39Ar-40Ar ages in the Da Nang - Dai Loc plutono- metamorphic complex (central Vietnam): Overprinting process of Cenozoic over Indosinian thermo-tectonic episodes. Inter. Symp. Cenozoic evolution of the Indochina Peninsula (Abstracts), p. 65. Hà Nội. 7. Phan Trường Thị, 2004. Đới trượt quy mô lớn Thà Khẹt -Pô Cô -M’Đrak. Tuyển tập báo cáo Hội thảo Khoa học NCCB trong lĩnh vực các KHvTĐ phục vụ phát triển bền vững kinh tế xã hội khu vực Nam Bộ, tr. 205-215. Tp. Hồ Chí Minh. 8. Ramsay J. G., 1980. Shear zone geometry: A review. J. Struct. Geol., 2/1-2 : 83- 99. 9. Ramsay J. G., Huber M., 1983. The modern structure geology, Vol. 1: Strain analysis. Academic Press, 307 pp. 10. Tạ Trọng Thắng, 1998. Tuổi và đặc điểm biến dạng của đới cắt trượt biến dạng dẻo Đà Nẵng - A Lưới - Khe Sanh. TC Địa chất, A/245 : 81-89. Ha Nội. 11. Tran Ngoc Nam, 1998. Thermotectonic events from Early Proterozoi to Miocene in the Indochina Craton: Implication of K - Ar ages in Viet Nam. J. Asian Earth Sciences, 16 : 475-484. 12. Trần Ngọc Nam và nnk, 2004. Biến chất nhiệt độ siêu cao Permi-Trias: Va chạm lục địa ở địa khối Kon Tum? TC Địa chất, A/285 : 1-8. Hà Nội. 13. Trần Ngọc Nam, Nguyễn Sơn, Trần Thanh Nhàn, 2005. Đặc điểm động học biến dạng và biên độ dịch chuyển đới cắt trượt Đà Năng - An Điềm. Địa chất và Khoáng sản, 9 : 228-238. Viện NCĐC&KS, Hà Nội. 14. Vũ Văn Tích và nnk, 2004. Tuổi Ar-Ar các đá mylonit và ý nghĩa địa động lực của đới cắt trượt Trà Bồng, Trung Trung Bộ. TC Địa chất, A/285 : 143-149. Hà Nội.