印支地塊中生代構(gòu)造演化的古地磁制約研究

賈舒斐，黃寶春*，閆永剛，趙千3,，李能韜

1 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100871 2 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，廣東省地球動(dòng)力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣東珠海 519000 3 三明學(xué)院經(jīng)濟(jì)與管理學(xué)院，國家公園研究中心，福建三明 365004

0 引言

Zhao等(2018)指出東亞地區(qū)存在三個(gè)關(guān)鍵構(gòu)造帶：北部的古亞洲洋縫合帶(即中亞造山帶)、中部的古特提斯洋縫合帶和最南部的新特提斯洋縫合帶.這三個(gè)構(gòu)造帶的形成演化及其閉合歷史的研究對完善東亞陸塊群的中新生代構(gòu)造演化和古地理重建至關(guān)重要.特別地，東古特提斯構(gòu)造帶內(nèi)發(fā)育和保存了古特提斯洋演化過程中最完整、最齊全的地質(zhì)記錄(Seng?r and Hsü, 1984; 鐘大賚等，1998)；因此，對東古特提斯洋封閉時(shí)限及其兩側(cè)主要塊體(南/北羌塘、印支和滇緬泰地塊)晚古生代至中生代古地理位置變遷的制約研究是認(rèn)識東亞陸塊群相互之間碰撞與拼合等構(gòu)造演化歷史的關(guān)鍵.

然而，由于印支運(yùn)動(dòng)所造成的前中生代巖石的強(qiáng)烈變形(Ridd et al., 2011)，以及前中生代巖石中可能存在的廣泛重磁化作用(Yin and Courtillot, 1989; Yang and Besse, 1993; Richter and Fuller, 1996)，印支地塊晚古生代古地理位置及其與周邊塊體之間的大地構(gòu)造關(guān)系，直到近幾年才得到了有效古地磁數(shù)據(jù)的制約(Chi et al., 2016; Yan et al., 2018, 2020).另一方面，盡管對印支地塊中生代古地理位置的古地磁學(xué)研究已經(jīng)持續(xù)了幾十年(Barr and Macdonald, 1979; Bunopas, 1981; Achache and Courtillot, 1985; Maranate and Vella, 1986; Yang and Besse, 1993; Richter and Fuller, 1996; Charusiri et al., 2006; Hall et al., 2008; Hall, 2012; Singsoupho et al., 2014; Yan et al., 2017, 2019a,b)，且已有晚三疊世(Achache and Courtillot, 1985; Yang and Besse, 1993; Yan et al., 2017, 2019a,b)和白堊紀(jì)古地磁數(shù)據(jù)(Maranate and Vella, 1986; Yang and Besse, 1993; Bhongsuwan and Elming, 2000; Charusiri et al., 2006; Takemoto et al., 2009; Singsoupho et al., 2014)指示印支地塊自早侏羅世以來發(fā)生了一次顯著南向漂移(Maranate and Vella, 1986; Bhongsuwan and Elming, 2000; Singsoupho et al., 2014)；但由于新生代印度與亞洲大陸碰撞以及碰撞后印度板塊對亞洲大陸的持續(xù)擠壓和楔入，一方面導(dǎo)致印支地塊相對于東亞其他陸塊的古地理位置發(fā)生了顯著改變，另一方面，印支地塊內(nèi)部不同塊體之間還可能發(fā)生了顯著的構(gòu)造變形；加上印支地塊本身中生代陸相碎屑巖沉積年齡的不確定性(Ridd et al., 2011)，印支地塊中生代構(gòu)造演化亟待完整可靠的中生代視極移曲線的定量制約.

Yan等(2017)對前人報(bào)道的印支地塊中生代古地磁數(shù)據(jù)進(jìn)行了系統(tǒng)梳理和分析，著重根據(jù)他們自己及前人(Yan and Courtillot, 1989; Yang and Besse, 1993; Bhongsuwan and Elming, 2000; Charusiri et al., 2006)在Khorat盆地晚三疊世Huai Hin Lat組、晚三疊世-早侏羅世Nam Phong組、晚侏羅世Phu Kradung組和早白堊世Sao Khuo組中獲得的四個(gè)通過了褶皺檢驗(yàn)的古地磁數(shù)據(jù)，加上Singsoupho等(2014)在Khorat高原Bolikhamxay和Savannakhet地區(qū)晚白堊世巖石中獲得的同樣通過了褶皺檢驗(yàn)的可靠古地磁數(shù)據(jù)(詳見Yan et al. (2017)之表3和表4)構(gòu)建了印支地塊中生代古地磁視極移曲線.近年來，Yan等(2019a,b)進(jìn)一步從Khorat盆地中部的一套晚三疊世火山巖(約205 Ma)和瀾滄江火山巖南帶(約235-230 Ma)獲得了兩個(gè)晚三疊世古地磁極，進(jìn)一步夯實(shí)了印支地塊晚三疊世的古地理位置.然而，印支地塊中生代視極移曲線的進(jìn)一步完善和構(gòu)造演化的深入探討尚需更多可靠的晚三疊世-侏羅紀(jì)古地磁數(shù)據(jù).

為此，我們在前期(Yan et al., 2017, 2019b)對泰國Khorat盆地中生界研究的基礎(chǔ)上，對泰國西北部的Nakhon Thai盆地(圖1)晚三疊世、晚侏羅世至早白堊世沉積巖開展了古地磁學(xué)和碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)研究，以期結(jié)合印支地塊中生代已有可靠古地磁數(shù)據(jù)，進(jìn)一步探討印支地塊中生代的構(gòu)造演化.

1 地質(zhì)背景及采樣

印支地塊是東南亞地區(qū)最大的塊體，西部以昌寧—孟連和茵達(dá)嫩(Inthanon)縫合帶(后者可能延伸至馬來半島東部的文冬—?jiǎng)谖鹂p合帶)；東北部以松馬縫合帶為界，東部邊界位于中國南海內(nèi).關(guān)于東南亞地區(qū)的構(gòu)造區(qū)劃，Ueno和Igo(1997)結(jié)合有孔蟲和牙形石等古生物資料和相關(guān)古地理研究成果，以及云南西部地區(qū)的相關(guān)地質(zhì)記錄，對Barr和MacDonald(1991)所提出的區(qū)域構(gòu)造模型進(jìn)行了修訂，提出自西至東可依次劃分為滇緬泰(Sibumasu)地塊、茵達(dá)嫩縫合帶、素可泰(Sukhothai)地體和印支地塊.隨后，Sone和Metcalfe(2008)又對上述區(qū)域構(gòu)造劃分方案進(jìn)行了更新，認(rèn)為茵達(dá)嫩帶可劃歸至滇緬泰地塊(圖1).

圖1 東古特提斯縫合帶構(gòu)造簡圖(改自Sone and Metcalfe, 2008)Fig.1 Simplified tectonic map of the East Paleo-Tethys suture zone modified from Sone and Metcalfe (2008)

泰國北部印支地塊中生界以陸相碎屑沉積為主，按地層升序排列可劃分為8個(gè)組，包括Huai Hin Lat、Nam Phong、Phu Kradung、Phra Wihan、Sao Khua、Phu Phan、Khok Kruat和Maha Sarakham組(圖2).其中，最底部的Huai Hin Lat組不整合覆蓋在變形了的二疊系或前二疊系之上；巖性主要為砂巖、頁巖和灰?guī)r.根據(jù)其巖性的多樣性和豐富的動(dòng)植物化石，Ridd等(2011)認(rèn)為其年齡很可能為晚三疊世早-中諾利期.Nam Phong組與下伏Huai Hin Lat組之間為不整合接觸(印支運(yùn)動(dòng)第二幕)，以砂巖和粉砂巖為主.鉆孔資料顯示其可分為上、下兩段，其間可能為對應(yīng)于印支運(yùn)動(dòng)第三幕的角度不整合所分割(Ridd et al., 2011).區(qū)域調(diào)查研究(Chonglakmani and Sattayarak, 1978; Bunopas, 1992; Racey et al., 1996; Ridd et al., 2011)認(rèn)為其年齡主體為晚三疊世瑞替期.Nam Phong組之上為平行不整合或整合接觸的Phu Kradung組.Carter和Bristow(2003)通過裂變徑跡和U-Pb碎屑鋯石研究認(rèn)為其沉積年齡為晚侏羅世至早白堊世；而Cuny等(2014)根據(jù)脊椎動(dòng)物化石提出，除最上部可能隸屬于下白堊統(tǒng)之外，其主體為上侏羅統(tǒng).之上為整合接觸的Phra Wihan組；根據(jù)有限的孢粉記錄，其沉積年齡大致為早白堊世(Racey et al., 1994, 1996).再往上，依次發(fā)育白堊系Sao Khua、Phu Phan和Khok Kruat組地層.頂部Maha Sarakham組發(fā)育蒸發(fā)巖，與下伏Khok Kruat組角度不整合接觸(Ridd et al., 2011)，很可能代表了Nakhon Thai及Khorat盆地中生代最后一次區(qū)域褶皺事件.

圖2 泰國北部Khorat盆地和Nakhon Thai盆地中生界地層柱狀圖(根據(jù)Ridd et al., 2011修改)，圖中同時(shí)列出了本次研究在Nakhon Thai盆地(黑體)和前人在Khorat盆地(斜體)相關(guān)地層的古地磁有效采樣點(diǎn)，其中1 Yan et al., 2017; 2 Yang and Besse, 1993; 3 Yan and Courtillot, 1989; 4 Bhongsuwan and Elming, 2000; 5 Charusiri et al., 2006.Fig.2 Simplified Mesozoic stratigraphic column of the Khorat and Nakhon Thai basins, northern Thailand (modified from Ridd et al., 2011) including available paleomagnetic sampling sites from the Nakhon Thai (black, this study) and Khorat (italic, 1 Yan et al., 2017; 2 Yang and Besse, 1993; 3 Yan and Courtillot, 1989; 4 Bhongsuwan and Elming, 2000; 5 Charusiri et al., 2006) basins.

本項(xiàng)研究在泰國Nakhon Thai盆地選擇了上三疊統(tǒng)Nam Phong組、上侏羅統(tǒng)Phu Kradung組、上侏羅統(tǒng)至下白堊統(tǒng)Phra Wihan組、及下白堊統(tǒng)Sao Khua組開展了古地磁樣品采集(圖2).在彭世洛(Phitsanulok)東北部Nakhon Thai盆地內(nèi)沿12號國道由東至西布置了四條短剖面(圖3)，分別在Phu Kradung組(剖面1，Nt16-20)、Nam Phong組(剖面2，Nt26-33)、Sao Khua組(剖面3，Nt34-36)、和Phra Wihan組(剖面4，Nt37-45)中布置古地磁采樣點(diǎn)5、8、3和9個(gè)；每個(gè)采點(diǎn)使用便攜式汽油鉆鉆取定向巖芯(巖芯直徑約為2.5 cm，長約3～10 cm)樣品至少8～11塊；巖芯定向以磁羅盤為主，部分樣品同時(shí)采用磁羅盤和太陽羅盤定向.同時(shí)，分別在古地磁采樣點(diǎn)Nt17(Phu Kradung組)和Nt26(Nam Phong組)附近、及相鄰Khorat盆地西緣SaoKhua組中采集碎屑鋯石年代學(xué)樣品三塊.

圖3 Nakhon Thai盆地東南緣地質(zhì)簡圖及古地磁采樣剖面位置圖(根據(jù)1∶500萬泰國地質(zhì)圖和Ridd et al., 2011資料修改)Fig.3 Simplified regional geologic map of the Nakhon Thai Basin, Thailand (modified from 1∶5000000 Geologic Map of Thailand, DMR, 2011, Ridd et al., 2011) showing paleomagnetic sampling locations

圖4 Nakhon Thai盆地Nam Phong組碎屑鋯石CL圖及U-Pb鋯石年代學(xué)數(shù)據(jù)Fig.4 Detrital zircon UPb concordia diagrams with CL images of the Nam Phong Formation, the Nakhon Thai Basin

圖5 Nakhon Thai盆地Nam Phong組(a)碎屑鋯石U-Pb諧和年齡圖和(b)年齡直方圖Fig.5 U-Pb Concordia diagram (a) and age histogram (b) for detrital zircons from the Nam Phong Formation, the Nakhon Thai Basin

2 碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)研究

三個(gè)碎屑鋯石年代學(xué)樣品的碎屑鋯石單礦物分選在河北廊坊地質(zhì)服務(wù)有限公司完成.首先將待測年樣品進(jìn)行粉碎、淘洗、重液分選和電磁分選，之后在雙目鏡下手工挑選出含較少包裹體、無明顯裂隙、大小合適的鋯石顆粒，后用無色透明的環(huán)氧樹脂灌注制成激光樣品靶.鋯石的透射光、反射光和陰極發(fā)光圖像拍攝及鋯石U-Pb年代學(xué)測試均在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成.測試使用激光剝蝕等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS,Laser Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometer).分析采用的激光束斑和頻率分別為24 μm和5 Hz，并選用鋯石年代標(biāo)樣91500、PLE和成分標(biāo)準(zhǔn)NIST610分別對同位素和微量元素進(jìn)行分餾校正.實(shí)驗(yàn)過程中，每完成5次鋯石顆粒測量加測一次標(biāo)樣.使用GLITTER 40程序?qū)ν凰乇戎岛驮睾窟M(jìn)行計(jì)算，使用Andersen(2002)方法進(jìn)行普通鉛校正；鋯石樣品的U-Pb年齡計(jì)算以及諧和圖和分布頻率圖的繪制使用Isoplot30加載宏程序(Ludwig，2003).不諧和度大于10%的測試分析點(diǎn)不用于計(jì)算和分析.

2.1 Nam Phong組(樣品Nt26)

對Nakhon Thai盆地晚三疊世Nam Phong組樣品的228顆鋯石中選取的122個(gè)點(diǎn)進(jìn)行了U-Pb年代學(xué)測試分析(圖4).118個(gè)諧和度大于90%的測試分析點(diǎn)顯示其碎屑鋯石年齡譜圖的主要分布區(qū)間為420～180 Ma，所得最年輕的一組表觀年齡為207±3、203±4和220±3 Ma；最老表觀年齡為1028±12 Ma，存在一個(gè)約208 Ma主年齡峰值和兩個(gè)約380和約420 Ma的次年齡峰值(圖5).由此確定Nam Phong組平均沉積年齡的下限約為208 Ma.

2.2 Phu Kradung組(樣品Nt17)和Sao Khua組(樣品Ksk)

晚侏羅世Phu Kradung組112個(gè)測試分析點(diǎn)(圖6a)的年齡跨度從新太古代晚期到晚侏羅世；所得最年輕的表觀年齡為154±6 Ma和161±3 Ma；最老表觀年齡為2679±10 Ma.存在新太古代末期(約2500 Ma)、古元古代(約1800 Ma)、新元古代等多個(gè)古老峰值年齡，顯生宙則記錄了多次復(fù)雜年齡譜線(圖6a).推測認(rèn)為該組最年輕的年齡峰約154 Ma是地層的最大可能沉積年齡，限定Phu Kradung組的形成年代為晚侏羅世，與前人推測認(rèn)為屬于晚侏羅世至早白堊世的意見(Carter and Bristow, 2003; Cuny et al., 2014)基本一致.

Sao Khua組106個(gè)測試分析點(diǎn)(圖6b)的年齡跨度從新太古代末期到早白堊世，所得最年輕的表觀年齡為135±9 Ma和144±8 Ma，最老表觀年齡為2505±24 Ma.年齡譜中存在一個(gè)約140 Ma主峰值年齡和四個(gè)次峰值年齡：450、950、1800和2500 Ma(圖6b).其最年輕的峰值年齡約140 Ma推測應(yīng)為Sao Khuo組地層的最大可能沉積年齡，限定其沉積年齡下限為早白堊世，與前人基于古生物資料推測其大致屬于早白堊世貝里阿斯期至巴雷姆期(約145～125 Ma)的意見基本一致.

圖6 Nakhon Thai盆地Phu Kradung組(a)和Sao Khua組(b)碎屑鋯石U-Pb年齡直方圖Fig.6 Age histograms for U-Pb detrital zircons from (a) the Phu Kradung and (b) Sao Khua formations, the Nakhon Thai Basin

3 巖石磁學(xué)測試與分析

實(shí)驗(yàn)室內(nèi)首先對樣品進(jìn)行清洗處理，然后用無磁刀片將其切割成高約為2.2 cm的古地磁標(biāo)準(zhǔn)樣品.下白堊統(tǒng)Sao Khua組3個(gè)采點(diǎn)(Nt34-36)的古地磁樣品因未獲得有意義的古地磁結(jié)果，故下文僅討論其余三個(gè)采樣單元的巖石磁學(xué)和古地磁實(shí)驗(yàn)結(jié)果.其次，在三個(gè)采樣單元中選擇代表性樣品(每個(gè)采點(diǎn)1塊)的新鮮切割剩余端部樣品磨成粉末狀進(jìn)行系列巖石磁學(xué)測試分析，包括等溫剩磁(IRM)獲得曲線及其反向場退磁曲線、磁滯回線和熱磁曲線(-T曲線).其中，磁滯回線測量使用Lake Shore 8600系列振動(dòng)樣品磁強(qiáng)計(jì)，最大外加磁場為±2.0 T，步長為20 mT；-T曲線使用Kappabridge MFK1磁化率儀，在氬氣環(huán)境下從室溫(約25 ℃)升高至約700 ℃(升溫速率為40 ℃/min)測量樣品磁化率隨溫度的變化.

如圖7所示，三個(gè)組代表樣品的巖石磁學(xué)特征沒有本質(zhì)差別，均顯示其主要載磁礦物為低矯頑力磁鐵礦和高矯頑力赤鐵礦的組合；所不同的很可能僅僅是磁鐵礦和赤鐵礦的相對比例.首先，三塊代表性樣品的等溫剩磁獲得曲線及反向場退磁曲線均顯示其剩磁隨場強(qiáng)的增大而迅速增大，于1000～1500 mT之間趨于飽和；剩磁矯頑力為100～200 mT(圖7a,d,g).稍顯差異的是Phu Kradung組樣品(Nt17-12，圖7a)低場階段的剩磁上升速度相對較慢，指示相對較多的高矯頑力礦物的存在.矯頑力譜一階導(dǎo)數(shù)分析顯示存在兩個(gè)剩磁組分(圖7b,c,e,f,h,i),并清晰地指示Phu Kradung組中存在相對較多的高矯頑力組分(圖7c).磁滯回線呈明顯的蜂腰型(圖7j,m,p)，矯頑力Bc變化范圍較大，可能與樣品中軟、硬磁組分的相對比例有關(guān).熱磁分析(圖7k,n,q)均清晰指示存在兩個(gè)顯著的解阻溫度區(qū)間，分別對應(yīng)于磁鐵礦的560～580 ℃和碎屑赤鐵礦的約680 ℃.但是，Phu Kradung組樣品的冷卻曲線僅略有升高，高溫階段幾乎可逆(圖7k)；而Nam Phong組和Phra Wihan組樣品的冷卻曲線與加熱曲線之間卻存在顯著差異(圖7n,q)，指示樣品加熱過程中很可能伴隨著順磁性黏土礦物至強(qiáng)磁性礦物的轉(zhuǎn)變.三軸等溫剩磁的熱退磁(圖7l,o,r)均指示其占主導(dǎo)地位的硬磁組分(0.4～2.0 T)和中等矯頑力磁組分(0.1～0.4 T)的解阻溫度約為680 ℃；其中Phu Kradung組樣品中的硬磁組分和中等矯頑力磁成分對剩磁的貢獻(xiàn)占據(jù)絕對優(yōu)勢(圖7l).綜上，Nam Phong組和Phra Wihan組樣品的主要載磁礦物應(yīng)為高矯頑力的赤鐵礦和低矯頑力的磁鐵礦的組合；而Phu Kradung組中主要載磁礦物應(yīng)以高矯頑力的赤鐵礦為主，低矯頑力磁鐵礦次之.

4 古地磁測試與分析

針對三個(gè)采樣單元代表性樣品的主要載磁礦物均為碎屑赤鐵礦和磁鐵礦的組合特征，對標(biāo)準(zhǔn)古地磁樣品全部進(jìn)行了系統(tǒng)熱退磁.熱退磁采用美國ASC公司的TD-48SC單腔熱退磁爐，爐內(nèi)殘余磁場小于10 nT；低溫階段的溫度間隔為50～100 ℃，大于500 ℃的高溫階段為10～20 ℃，在接近載磁礦物解阻溫度時(shí)為5 ℃.所有剩磁測量均在北京大學(xué)構(gòu)造磁學(xué)實(shí)驗(yàn)室2G-755超導(dǎo)磁力儀上進(jìn)行.退磁結(jié)果使用PMGSC軟件(Enkin et al., 2003)和PmagPy軟件(Tauxe et al., 2016)進(jìn)行正交矢量圖和極射赤平投影圖等進(jìn)行分析；應(yīng)用主成分分析法(Kirschvink, 1980)及重磁化大圓弧法進(jìn)行磁成分分離和計(jì)算，應(yīng)用標(biāo)準(zhǔn)Fisher統(tǒng)計(jì)(1953)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)平均.

4.1 上三疊統(tǒng)Nam Phong組

在Nam Phong組共采集8個(gè)采點(diǎn)81塊砂巖和粉砂巖樣品.70塊樣品的熱退磁結(jié)果顯示一部分樣品表現(xiàn)為典型的雙分量：在清洗掉低溫分量及黏滯剩磁之后，在450～680 ℃范圍內(nèi)獲得一指向原點(diǎn)的穩(wěn)定高溫特征剩磁分量(圖8a,b,e)；另一部分樣品除在初始退磁階段天然剩磁(NRM)方向和強(qiáng)度稍有變化外，主要表現(xiàn)為一穩(wěn)定趨向于原點(diǎn)的特征剩磁分量，并在670 ℃左右完全解阻(圖8c,d,f).與前人在Khorat盆地Nam Phong組中獲得的特征剩磁組分(Yang and Besse, 1993; Yan et al., 2017)稍有差別的是，該高溫特征剩磁組分除Nt31采點(diǎn)為正極性外，其余7個(gè)采點(diǎn)均為負(fù)極性(圖9a,b和表1).將8個(gè)采點(diǎn)49塊可分離出高溫特征剩磁的樣品，先按采點(diǎn)再按組進(jìn)行Fisher(1953)統(tǒng)計(jì)平均后，獲得其平均方向?yàn)镈g/Ig=221.1°/-27.2°(κ=67.0,α95=6.8°)和Ds/Is=214.5°/-47.6°(κ=102.1,α95=5.5°).由于采樣剖面為單斜地層，且產(chǎn)狀變化較小，盡管采點(diǎn)平均方向的集中程度在地層傾斜校正后有所提高(κs/κg=1.52)，但在95%置信水平上，McElhinny(1964)褶皺檢驗(yàn)結(jié)果仍為不顯著.然而，本次研究獲得的Nam Phong組特征剩磁組分與前人(Yang and Besse, 1993; Yan et al, 2017)在相鄰Khorat盆地Nam Phong組中獲得的11個(gè)采點(diǎn)特征剩磁平均方向具有很好的一致性，且合計(jì)19個(gè)采點(diǎn)的古地磁數(shù)據(jù)集具有幾乎均一的正負(fù)極性分布(表1和圖9a,b).為此，對兩個(gè)盆地Nam Phong組19個(gè)采點(diǎn)的特征剩磁平均方向進(jìn)行McFadden(1990)褶皺檢驗(yàn)，顯示該特征分量在95%置信水平上通過了檢驗(yàn)(傾斜校正前SCOS2=13.004，校正后SCOS2=4.644，SCOS臨界值為5.075)；同時(shí)，Tauxe和Watson(1994)褶皺檢驗(yàn)也表明其特征剩磁在褶皺展平至69%～104%之間集中程度最優(yōu)(圖9c).然而，由于東向分量(Y分量)上的微弱差別(圖9d)，McFadden和McEhinny(1990)B級倒轉(zhuǎn)檢驗(yàn)未通過(正負(fù)極性組分的夾角γ0=8.2°；95%置信水平上的檢驗(yàn)臨界值γc=7.8°).考慮到Nakhon Thai盆地上白堊統(tǒng)Khok Kruat組與Maha Sarakham組之間存在一個(gè)區(qū)域角度不整合(圖2)，結(jié)合特征剩磁的雙極性特征，我們相信本次研究在Nakhon Thai盆地Nam Phong組獲得的特征剩磁應(yīng)為原生剩磁；可與Khorat盆地Nam Phong組的特征剩磁方向(Yang and Besse, 1993; Yan et al., 2017)一起構(gòu)成印支地塊上三疊統(tǒng)Nam Phong組沉積期間的關(guān)鍵古地磁極(172°E/56°N,K=62.8,A95=4.3°).

4.2 晚侏羅世至早白堊世Phu Kradung組和Phra Wihan組

本次研究在泰國Nakhon Thai盆地分別采集Phu Kradung組5個(gè)采點(diǎn)(Nt16-20)和Phra Wihan組9個(gè)采點(diǎn)(Nt37-45)古地磁樣品.Phu Kradung組以紅色砂巖和粉砂巖為主，而Phra Wihan組樣品主要為紅褐色泥質(zhì)砂巖，兩套巖層的產(chǎn)狀均近水平(表2).

與上三疊統(tǒng)Nam Phong組砂巖和粉砂巖的退磁結(jié)果類似，這兩個(gè)組樣品的系統(tǒng)退磁結(jié)果也主要表現(xiàn)為兩類：一是大部分樣品的退磁曲線顯示為雙分量，在約300～400 ℃之前可分離獲得一個(gè)穩(wěn)定的低溫分量.400 ℃之后退磁曲線逐步趨向于退磁原點(diǎn)，并在約670 ℃發(fā)生完全解阻(圖10b,e—i).有些樣品盡管也可歸結(jié)為雙分量，但其低溫分量的解阻溫度高達(dá)550 ℃左右，特征分量出現(xiàn)在約580～600 ℃之上的退磁溫度段(圖10e,h).二是部分樣品以單一高溫特征分量為特征，且其解阻溫度為665～680 ℃(圖10a,c,d).上述熱退磁結(jié)果顯示的高溫特征剩磁分量的解阻溫度均超過了約665 ℃，指示其載磁礦物為碎屑赤鐵礦，與前述代表性樣品的巖石磁學(xué)實(shí)驗(yàn)結(jié)果相吻合.

表1 泰國Nakhon Thai盆地晚三疊世Nam Phong組特征剩磁方向一覽表Table 1 Summary of sampling information and characteristic remanences from Late Triassic Nam Phong Formation in the Nakhon Thai Basin, Thailand

從Phu Kradung組5個(gè)采點(diǎn)43塊樣品中分離獲得了穩(wěn)定高溫特征剩磁組分(表2)，地層產(chǎn)狀校正前后的Fisher(1953)統(tǒng)計(jì)平均方向分別為：Dg=29.9°，Ig=40.1°(κ=49.2,α95=11.0°)和Ds=26.3°，Is=33.7°(κ=49.2,α95=11.0°).Phra Wihan組9個(gè)采點(diǎn)69塊樣品的穩(wěn)定高溫特征剩磁分量(表2)對應(yīng)的Fisher統(tǒng)計(jì)平均方向?yàn)椋篋g=24.2°，Ig=29.8°(κ=182.0,α95=3.8°)和Ds=23.8°，Is=27.9°(κ=182.1,α95=3.8°).如圖11和表2所示，這兩個(gè)組的特征剩磁分量均為單一正極性，且由于采樣剖面為近水平單斜地層，無法進(jìn)行有效的褶皺檢驗(yàn).盡管如此，我們注意到本次研究在Phu Kradung組中獲得的特征剩磁組分，同樣與相鄰Khorat盆地同一地層單元中獲得的，通過了褶皺檢驗(yàn)的特征剩磁組分(Bhongsuwan and Elming, 2000)在層面坐標(biāo)系下具有很好的一致性(表2和圖11b).為此，將兩個(gè)盆地Phu Kradung組9個(gè)采點(diǎn)平均方向合并進(jìn)行McFadden(1990)褶皺檢驗(yàn)，結(jié)果顯示特征剩磁在95%置信水平上通過了檢驗(yàn)(傾斜校正前SCOS2=5.509，校正后SCOS2=0.729，SCOS臨界值為3.497)；但由于Bhongsuwan和Elming(2000)在Khorat盆地Phu Kradung組中獲得的可靠特征剩磁4個(gè)采點(diǎn)中僅有采點(diǎn)Be5的產(chǎn)狀顯著不同(表2)，盡管Tauxe和Watson(1994)非參數(shù)褶皺檢驗(yàn)顯示其特征剩磁的最優(yōu)集中程度在褶皺展平至約80%，但其置信區(qū)間很寬(-10%～149%，圖11c).但無論如何，褶皺檢驗(yàn)結(jié)果表明該特征分量應(yīng)是晚白堊世區(qū)域不整合(圖2，Ridd et al., 2011)之前獲得的，很可能代表了Phu Kradung組沉積時(shí)獲得的原生剩磁.地層坐標(biāo)系下9個(gè)采點(diǎn)平均方向?qū)?yīng)的虛地磁極(VGP)經(jīng)Fisher(1953)統(tǒng)計(jì)平均后得到代表印支地塊上侏羅統(tǒng)Phu Kradung組沉積期間的關(guān)鍵古地磁極為182.3°E/61.0°N(K=70.2,A95=6.2°, 表2).由于Bhongsuwan和Elming(2000)在Khorat盆地Phra Wihan組7個(gè)采點(diǎn)36塊樣品中獲得的特征剩磁未能通過褶皺檢驗(yàn)，且采點(diǎn)平均方向在地層傾斜校正后明顯發(fā)散(κs/κg=0.467)，顯示其可能受到后期重磁化的影響；故無法對我們在Nakhon Thai盆地Phra Wihan組中獲得的古地磁結(jié)果做進(jìn)一步對比分析討論.我們暫且接受其為印支地塊早白堊世早期的古地磁極(表3)，后續(xù)將繼續(xù)尋求新的剖面開展進(jìn)一步研究.

表2 泰國Nakhon Thai盆地晚侏羅世Phu Kradung組和早白堊世Phra Wihan組特征剩磁方向一覽表Table 2 Summary of sampling information and characteristic remanences from Late Jurassic Phu Kradung and Early Cretaceous Phra Wihan formations of the Nakhon Thai Basin, Thailand

表3 印支地塊中生代古地磁極及參考點(diǎn)(16°N, 102°E)的期望古地磁方向Table 3 Mesozoic paleomagnetic poles for the Indochina Block and expected paleomagnetic directions calculated at reference site of 16°N, 102°E

5 中生代印支地塊與華南、松潘—甘孜地塊的物源對比

如前所述，印支地塊中生界經(jīng)歷了從海相沉積向陸相沉積的轉(zhuǎn)換，晚三疊世以來主要為陸相碎屑巖，因而其碎屑物源演化對探索印支地塊中生代構(gòu)造演化具有重要意義.Yan等(2017)在對Khorat盆地西北緣晚三疊世Huai Hin Lat組和Nam Phong組碎屑鋯石年齡譜研究的基礎(chǔ)上，發(fā)現(xiàn)印支地塊Khorat盆地、越南中部、Truong Son地體及馬來西亞東部(Burrett et al., 2014)地區(qū)的晚三疊世碎屑鋯石年齡譜圖具有很好的一致性：均以晚三疊世印支期鋯石為主，早古生代峰值年齡可與沙拉武里群中的早古生代峰值年齡(約423.5 Ma, Arboit et al., 2016)相匹配，而約950～1100 Ma的峰值年齡在各個(gè)地區(qū)均有記錄.本次研究從Nakhon Thai盆地晚三疊世Nam Phong組中獲得的碎屑鋯石年齡譜圖(圖5b)揭示出一個(gè)約208 Ma主年齡峰值和兩個(gè)早古生代(約380 Ma和約420 Ma)次年齡峰值，與印支地塊其他地區(qū)的晚三疊世碎屑鋯石年齡譜相當(dāng).為此，將Nankon Thai盆地Nam Phong組的碎屑鋯石年齡譜與前人的數(shù)據(jù)(Burrett et al., 2014；Arboit et al., 2016；Yan et al., 2017)合并，可構(gòu)建出新的印支地塊晚三疊世碎屑鋯石年齡譜，如圖12a所示.

對比中生代不同時(shí)期印支地塊(本文及Burrett et al., 2014；高海龍等, 2014)與華南(Luo et al., 2014; Zhang et al., 2015a)和松潘—甘孜地塊(Weislogel et al., 2006; Zhang et al., 2015b)的碎屑鋯石年齡譜可以發(fā)現(xiàn)：Khorat盆地中侏羅世(Burrett et al., 2014；圖12h)碎屑鋯石年齡譜圖繼承了晚三疊世的特征(圖12a)；并與其西部晚三疊世南邦群(高海龍等, 2014)和黎府地區(qū)早白堊世(Burrett et al., 2014；圖12j)鋯石年齡譜基本一致：均表現(xiàn)出約250～300、約450～500和約1100 Ma的年齡峰值；均以印支期鋯石為主，同時(shí)存在極少量的前寒武紀(jì)鋯石.

然而，印支地塊Nakhon Thai盆地和Khorat盆地晚侏羅世(圖12b,g)、早白堊世(圖12c)的碎屑鋯石中出現(xiàn)了約250、約450～500、約950～1000、約1800和約2480～2550 Ma的五個(gè)峰值年齡，與松潘—甘孜地塊晚三疊世(Weislogel et al., 2006; Zhang et al., 2015b；圖12f)、華南地塊四川盆地晚三疊世(Luo et al., 2014；圖12d)及晚侏羅世(Luo et al., 2014; Zhang et al., 2015a；圖12e)年齡譜特征相一致.但是，與印支地塊晚三疊世至中侏羅世的碎屑鋯石年齡譜(圖12a,h,i,j)相比，明顯增加了約950～1000、約1800和約2480～2550 Ma幾個(gè)峰值年齡.這進(jìn)一步證明了印支地塊中心的Khorat盆地及相鄰的Nakhon Thai盆地在中-晚侏羅世期間發(fā)生了一次沉積物源的顯著轉(zhuǎn)換(Yan et al., 2017)，即由中晚侏羅世之前以印支地塊西部造山帶物質(zhì)為主，轉(zhuǎn)變至能夠接受華南及松潘—甘孜等地塊的沉積物為特征；指示該時(shí)期印支地塊與周邊塊體間的構(gòu)造關(guān)系很可能發(fā)生了顯著改變.

6 印支地塊中生代視極移曲線與運(yùn)動(dòng)學(xué)特征

首先，我們通過泰國西北部Nakhon Thai盆地(圖1)中生界Nam Phong組、Phu Kradung組和Khorat盆地西緣Sao Khua組三個(gè)巖石單元(圖2)的碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)測試分析，獲得其最年輕碎屑鋯石峰值年齡分別為約208、約154和約140 Ma(圖5b和圖6).其中，Nam Phong組的最年輕碎屑鋯石峰值年齡與相鄰Khorat盆地同一巖石單元中獲得的最年輕碎屑鋯石峰值年齡(約215 Ma, Yan et al., 2017)大致相當(dāng)，且與區(qū)域地質(zhì)調(diào)查普遍接受的晚三疊世瑞替期沉積時(shí)代(Chonglakmani and Sattayarak, 1978; Bunopas, 1992; Racey et al., 1996; Ridd et al., 2011)相符.Phu Kradung組的約154 Ma的最年輕碎屑鋯石峰值年齡(晚侏羅世欽莫利期)，也與前人根據(jù)動(dòng)植物化石所確定的以晚侏羅世沉積為主體的結(jié)論(Cuny et al., 2007)相一致.Sao Khua組的碎屑鋯石最年輕的峰值年齡約為140 Ma(圖6b)，指示其為早白堊世瓦蘭今期之后的沉積.盡管該碎屑鋯石年齡不是直接來源于Nakhon Thai盆地內(nèi)的Sao Khua組，但根據(jù)Nakhon Thai和Khorat兩個(gè)盆地內(nèi)中生界巖石地層單元的完全一致性(圖2，Ridd et al., 2011)，我們相信Nakhon Thai盆地的Sao Khua組也很可能為早白堊世瓦蘭今期之后的沉積.如此，Sao Khua組中最年輕的碎屑鋯石峰值年齡也進(jìn)一步限定其下伏整合接觸的Phra Wihan組應(yīng)為早白堊世早期的沉積；這與前人根據(jù)Phra Wihan組中有限的孢粉資料推測的早白堊世沉積年齡(Racey et al., 1994, 1996)一致.

(續(xù))

圖7 Nakhon Thai盆地晚三疊世Nam Phong組(樣品Nt28-9)、晚侏羅世Phu Kradung組(Nt17-12)和早白堊世Phra Wihan組(Nt40-2)代表樣品巖石磁學(xué)分析結(jié)果：(a,d,g) 等溫剩磁獲得曲線及反向退磁曲線；(b,c,e,f,h,i) 等溫剩磁矯頑力譜分析；(j,m,p) 磁滯回線；(k,n,q) 熱磁曲線；(l,o,r) 三軸等溫剩磁熱退磁曲線Fig.7 Rock magnetic analysis for representative samples from Late Triassic Nam Phong (sample Nt28-9), Late Jurassic Phu Kradung (Nt17-12) and Early Cretaceous Phra Wihan (Nt40-2) formations, the Nakhon Basin, showing (a,d,g) acquisition of the isothermal remanent magnetizations (IRM) and its back-field demagnetization curve; (b,c,e,f,h,i) spectral analysis of the IRM acquisition curve; (j,m,p) hysteresis loop; (k,n,q) thermomagnetic curve; and (l,o,r) thermal demagnetization of the three-axis composite IRMs.

圖8 Nakhon Thai盆地Nam Phong組代表性砂巖樣品地理坐標(biāo)系下的系統(tǒng)熱退磁正交矢量投影圖(實(shí)心(空心)點(diǎn)代表水平(垂直)平面投影)Fig.8 Thermal Zijderveld demagnetization curves of representative sandstone specimens from the Nam Phong Formation of the Nakhon Thai Basin. The orthogonal vector projections are plotted in-situ with solid (open) symbols refer to vector endpoints onto the horizontal (vertical) planes, respectively.

圖9 Nam Phong組特征剩磁分量采點(diǎn)平均方向(a)地理坐標(biāo)系和(b)地層坐標(biāo)系下的等面積投影圖，實(shí)心(空心)點(diǎn)代表了下(上)半球面的投影； (c) Tauxe和Watson(1994)非參數(shù)法褶皺檢驗(yàn)結(jié)果； (d) Tauxe等(2016)倒轉(zhuǎn)檢驗(yàn)結(jié)果Fig.9 Equal-area projections of site-mean directions of the ChRMs before (a) and after (b) tilt corrections for the Nam Phong Formation with solid/open symbols standing for directions projected onto the lower/upper hemisphere; (c) the nonparametric fold test result by Tauxe and Watson (1994); and (d) the reversals test result calculated using PmagPy software package by Tauxe et al. (2016)

圖10 Nakhon Thai盆地晚侏羅世至早白堊世代表性樣品的熱退磁結(jié)果(其余同圖8)Fig.10 Thermal demagnetization curves of representative specimens from Late Jurassic to Early Cretaceous rocks of the Nakhon Thai Basin. The rest are as for Fig.8

圖11 泰國東北部Phu Kradung組(a,b)和Phra Wihan組(d,e)高溫特征分量在地理坐標(biāo)系(a,d)和地層坐標(biāo)系(b,e)下的等面積投影圖； (c) Phu Kradung組的Tauxe和Watson (1994)非參數(shù)法褶皺檢驗(yàn)結(jié)果.其余同圖9Fig.11 Equal-area projections of site-mean directions of the ChRMs before (a,d) and after (b,e) tilt-correction for the Phu Kradung and Phra Wihan formations from the northeastern Thailand. (c) The Tauxe and Watson (1994) nonparametric fold test result for the Phu Kradung Formation. The rest are as for Fig.9

圖12 印支、華南及松潘—甘孜地塊中生代碎屑鋯石年齡譜對比圖(a,b,c) 印支地塊晚三疊世、晚侏羅世和早白堊世； (d,e) 華南地塊晚三疊世和晚侏羅世；(f)松潘—甘孜地塊晚侏羅世； (g,h) 印支地塊Khorat盆地晚侏羅世和中侏羅世； (i,j) 印支地塊西部晚三疊世南邦群和黎府地區(qū)早白堊世.Fig.12 Comparison of the U-Pb age histograms of detrital zircons within the Indochina, South China, and Songpan-Garzê blocks(a,b,c) The Late Triassic, Late Jurassic, and Early Cretaceous of Indochina; (d,e) The Late Triassic and Late Jurassic of South China; (f) The Late Jurassic of Songpan-Garzê; (g,h) The Late Jurassic and Middle Jurassic of the Khorat Basin of Indochina; (i,j) The Late Triassic and Early Cretaceous of the west Indochina Block.

圖13 印支地塊中生代(a)視極移曲線的等面積投影圖和(b)古緯度變化對比曲線圖(歐亞大陸數(shù)據(jù)參考自Torsvik等, 2012; 塔里木、華北和華南陸塊數(shù)據(jù)參考自Huang等, 2018; 印支地塊古地磁極ICMi對應(yīng)于表3中的數(shù)據(jù))Fig.13 (a) Equal-area projection of Mesozoic paleomagnetic apparent polar wander path for the Indochina Block, and (b) Mesozoic paleolatitudinal comparison of the Indochina, Eurasia, North China, South China, and Tarim blocks, see paleomagnetic data from Torsvik et al. (2012) for Eurasia, see Huang et al. (2018) for the North China, South China, and Tarim blocks and see Table 3 for the Indochina Block

另一方面，賈舒斐等(2022)研究發(fā)現(xiàn)，泰國Nakhon Thai盆地三套巖石單元的磁化率各向異性(AMS)組構(gòu)主體為典型沉積組構(gòu)，表明其主體未遭受顯著后期構(gòu)造作用影響，可以記錄巖石形成時(shí)期的原生剩磁.但是，部分樣品呈現(xiàn)出明顯的過渡型構(gòu)造變形組構(gòu)特征：Phu Kradung組部分樣品呈現(xiàn)出鉛筆狀(Pencil Structure)至弱劈理(Weak Cleavage)組構(gòu)的特征，而Nam Phong組部分樣品甚至顯示出強(qiáng)劈理(Strong Cleavage)組構(gòu)，似乎表明這部分樣品記錄的特征剩磁有可能受到了后期構(gòu)造變形的影響或改造，不能用于進(jìn)一步的構(gòu)造演化和古地理重建等討論(如Dallanave and Kirscher, 2020; Zhao et al., 2021).但進(jìn)一步高場等溫剩磁各向異性組構(gòu)(Bilardello and Kodama, 2009)結(jié)果表明，這些AMS組構(gòu)顯示為過渡型構(gòu)造組構(gòu)的樣品，其反映高矯頑力碎屑赤鐵礦賦存狀態(tài)的高場等溫剩磁組構(gòu)同樣揭示出典型沉積組構(gòu)的特征，指示樣品中碎屑赤鐵礦所攜帶的剩磁未遭受同沉積區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力或后期構(gòu)造應(yīng)力的影響，完全可以準(zhǔn)確記錄當(dāng)時(shí)的地球磁場方向.

此外，印支地塊中生界主要為碎屑沉積巖，很可能由于沉積壓實(shí)引起了磁傾角的顯著淺化.最近，我們對華北下三疊統(tǒng)劉家溝組和華南中三疊統(tǒng)巴東組紅層等的磁傾角淺化效應(yīng)進(jìn)行了系統(tǒng)研究(趙千等，2017；周庭紅等，2018；薛藝等，2021；韓露等，2022)，結(jié)果發(fā)現(xiàn)這些紅色碎屑巖中因壓實(shí)引起的磁傾角淺化效應(yīng)均不容忽視；但同時(shí)也發(fā)現(xiàn)碎屑沉積巖傾角淺化效應(yīng)更需要具體問題具體分析.對印支地塊而言，Yan等(2019)根據(jù)其具有精確鋯石年齡控制的一套火山碎屑巖(約205 Ma)的古地磁結(jié)果，與Khorat盆地Huai Hin Lat組灰?guī)r和砂巖的古地磁數(shù)據(jù)(表3，古地磁極ICM6和ICM7)相對比發(fā)現(xiàn)，晚三疊世Huai Hin Lat組灰?guī)r與砂巖中磁傾角淺化效應(yīng)很弱，在古地磁數(shù)據(jù)95%置信區(qū)間內(nèi)幾乎可以忽略不計(jì).這似乎表明印支地塊晚三疊世碎屑巖，如Nam Phong組碎屑巖，其因沉積壓實(shí)引起的磁傾角淺化效應(yīng)可能也不顯著.進(jìn)一步地，考慮到印支地塊中心的Khorat盆地及相鄰Nakhon Thai盆地的侏羅-白堊系的產(chǎn)狀大多近水平(如表1和表2)，受后期的構(gòu)造變形改造相對較弱；因此，似乎也可能是印支地塊中生代碎屑巖的磁傾角淺化效應(yīng)均不顯著.為驗(yàn)證此設(shè)想，我們對印支地塊中生代碎屑巖的古地磁極(ICM1-5)應(yīng)用Torsvik等(2012)推薦使用的平均淺化因子(f=0.6)進(jìn)行了磁傾角淺化校正；校正后的對應(yīng)古緯度(λIF0.6)如表3所示.結(jié)果表明，除早白堊世Phra Wihan組之外，其余4個(gè)侏羅-白堊紀(jì)古地磁極校正后的古緯度均高于或顯著高于印支地塊晚三疊世Huai Hin Lat組及約為205 Ma火山巖的古緯度，似乎表明印支地塊在侏羅-白堊紀(jì)期間仍在持續(xù)向北運(yùn)動(dòng).然而，Huang等(2018)對東亞中生代古地磁資料綜合分析后發(fā)現(xiàn)，東亞陸塊群在三疊紀(jì)期間主體表現(xiàn)為華南與華北地塊逐漸碰撞與旋轉(zhuǎn)拼貼；羌塘—印支地塊與拉薩—滇緬泰地塊伴隨著古特提斯洋的關(guān)閉逐漸碰撞拼貼；羌塘北緣與塔里木地塊南緣也至少在晚三疊世碰撞拼合；至晚三疊世約220 Ma，東亞陸塊群基本匯聚成陸，并成為Pangea超大陸的一部分.之后，隨著早侏羅世期間Pangea超大陸的裂解，歐亞大陸整體順時(shí)針旋轉(zhuǎn)和新特提斯洋的進(jìn)一步擴(kuò)張，東亞陸塊內(nèi)部陸內(nèi)構(gòu)造變形進(jìn)一步加劇，并最終導(dǎo)致蒙古—鄂霍茨克洋于侏羅紀(jì)末至早白堊世關(guān)閉.由此可見，晚三疊世之后，印支地塊在其北部陸塊的阻擋和歐亞大陸整體順時(shí)針旋轉(zhuǎn)(伴隨著歐亞大陸東部的顯著南向運(yùn)動(dòng))的區(qū)域構(gòu)造背景下，是不可能大幅度顯著北移的.這表明上述經(jīng)f=0.6磁傾角淺化校正后的印支地塊侏羅-白堊紀(jì)的古地磁數(shù)據(jù)，所揭示的印支地塊的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征與該時(shí)期的區(qū)域構(gòu)造背景及地質(zhì)證據(jù)等是相悖的.這至少說明應(yīng)用淺化因子f=0.6進(jìn)行磁傾角淺化校正存在顯著的過度校正；甚至可以推測印支地塊侏羅-白堊紀(jì)碎屑巖中很可能不存在顯著的磁傾角淺化效應(yīng).誠然，對早白堊世Phra Wihan組的古地磁極(ICM3極，表3)而言，可能需要另當(dāng)別論.但到底是該古地磁數(shù)據(jù)中存在顯著的磁傾角淺化效應(yīng)，還是其可靠性存疑，還有待于進(jìn)一步研究.基于此，下文我們暫且以未進(jìn)行磁傾角淺化校正的古地磁極構(gòu)建印支地塊中生代視極移曲線(圖13a).

如表3所示，根據(jù)印支地塊中生代古地磁極計(jì)算了Nakhon Thai盆地參考點(diǎn)(16°N/102°E)的古磁偏角變化(D±ΔD)、古緯度變化(λ±Δλ)及古地磁極兩兩之間(古地磁極ICMi-1相對于ICMi)的相對構(gòu)造水平旋轉(zhuǎn)量(R±ΔR)和相對緯向運(yùn)動(dòng)量(F±ΔF).首先，晚三疊世Huai Hin Lat組灰?guī)r和砂巖的古地磁極(ICM7)和火山碎屑巖的古地磁極(ICM6)指示，在約220 Ma，伴隨著東古特提斯洋關(guān)閉、東亞陸塊群主體匯聚成陸并成為Pangea超大陸的一部分(Huang et al., 2018; Zhao et al., 2018)，印支地塊(參考點(diǎn)：16°N/102°E)已位于北半球約30°N的位置.結(jié)合前述東亞陸塊群中生代的整體構(gòu)造演化背景，該古位置應(yīng)該是印支地塊在中、新生代所能到達(dá)的最高緯度.其次，古地磁極ICM7和ICM6指示印支地塊在約205 Ma之后發(fā)生了約11～13°(對應(yīng)于約1200～1400 km)的南向漂移.之后，由晚三疊世至早侏羅世Nam Phong組(ICM5)、晚侏羅世Phu Kradung組(ICM4)、早白堊世Sao Khua組古地磁極(ICM2)及Khorat高原Bolikhamxay和Savannakhet地區(qū)的晚白堊世古地磁極(ICM1)指示，印支地塊在侏羅-白堊紀(jì)期間很可能經(jīng)歷了持續(xù)的南向漂移；至晚白堊世末已漂移至約19°N的低緯度地區(qū)，距離其現(xiàn)今緯度(16°N)已經(jīng)相差無幾.由晚三疊世Huai Hin Lat組的古地磁極(ICM7, Yan et al., 2017)和晚白堊世Khorat高原Bolikhamxay和Savannakhet地區(qū)的晚白堊世古地磁極(ICM1，Singsoupho et al., 2014)的直接對比，指示印支地塊在晚三疊世至白堊紀(jì)末發(fā)生了10.3°±4.4°(約1100 km)的南向漂移；這表明印支地塊晚三疊世以來的約1200～1400 km的顯著南移(約11～13°)主要發(fā)生在中生代；新生代印度與亞洲大陸碰撞和持續(xù)擠壓所引起的印支地塊南向位移量有限.總體來看，受控于侏羅紀(jì)真極移，歐亞大陸呈現(xiàn)出顯著的順時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)(Torsvik et al., 2012)，東亞陸塊群整體呈現(xiàn)向南運(yùn)動(dòng)的特征(圖13b).因此，印支地塊晚三疊世以來的約11～13°的南向位移量(相對于地球自轉(zhuǎn)軸的絕對運(yùn)動(dòng)量)中有相當(dāng)一部分應(yīng)該是對真極移作用的響應(yīng).同時(shí)，如圖13b所示，一方面，塔里木和印支地塊等在晚三疊世至早白堊世期間的南向位移量是顯著小于歐亞大陸代表性視極移曲線(Torsvik et al., 2012)所計(jì)算的參考點(diǎn)運(yùn)動(dòng)量的，暗示著在此期間，隨著新特提斯洋的俯沖，塔里木、印支等陸塊相對歐亞大陸主體部分(如西伯利亞地塊)應(yīng)有一定量的北向運(yùn)動(dòng)，只是在侏羅紀(jì)真極移造成的大幅度南向運(yùn)動(dòng)背景下，仍然整體上表現(xiàn)出了南向運(yùn)動(dòng).另一方面，華北和華南陸塊古地磁數(shù)據(jù)顯示兩陸塊中生代均顯著低于現(xiàn)今位置；以塔里木和印支地塊中生代古緯度曲線為參考，侏羅紀(jì)至早白堊世期間，華北、華南陸塊相對于塔里木和印支陸塊基本保持了相對穩(wěn)定的位置關(guān)系(古緯度相差約9°)；晚白堊世之后，華南和華北陸塊很可能才在新特提斯構(gòu)造域北向擠壓和太平洋構(gòu)造域北西向俯沖的共同作用下，逐漸匯聚到東亞大陸主體上.

另一方面，印支地塊中生代視極移曲線指示，盡管侏羅-白堊紀(jì)期間印支地塊可能經(jīng)歷了有限的或順時(shí)針或逆時(shí)針?biāo)叫D(zhuǎn)(相對于固定地球旋轉(zhuǎn)軸，下同)；但總體而言，晚三疊世以來印支地塊發(fā)生了約30～43°的順時(shí)針?biāo)叫D(zhuǎn)(古地磁極ICM5-7)；晚白堊世以來經(jīng)歷了約24°的順時(shí)針?biāo)叫D(zhuǎn)(古地磁極ICM1).同時(shí)，晚三疊世古地磁極ICM7和晚白堊世古地磁極ICM1之間的直接對比，指示其間發(fā)生了18.8°±7.8°的順時(shí)針?biāo)叫D(zhuǎn).由此可見，與晚三疊世以來印支地塊的南向運(yùn)動(dòng)主要發(fā)生在侏羅-白堊紀(jì)期間不同，印支地塊晚三疊世以來的繞垂直軸的塊體水平旋轉(zhuǎn)是持續(xù)進(jìn)行的；新生代以來的印度與亞洲大陸的碰撞與持續(xù)擠壓可能是印支地塊晚三疊世以來發(fā)生塊體水平旋轉(zhuǎn)的的主因，但侏羅-白堊紀(jì)期間歐亞大陸的整體順時(shí)針?biāo)叫D(zhuǎn)與印支地塊從北半球約30°N快速南向運(yùn)移至約19°N的低緯度地區(qū)的同時(shí)，同樣伴隨著一定量的塊體水平旋轉(zhuǎn).

關(guān)于印支地塊與周邊地塊之間的相對構(gòu)造運(yùn)動(dòng)及中生代的古位置重建，Yan等(2017, 2019a,b)已有較詳細(xì)討論.本文從泰國Nakhon Thai盆地三個(gè)地層單元中獲得的古地磁數(shù)據(jù)也僅僅是對已有模型(如Yan等(2017)之圖10，Yan等(2019b)之圖9)的進(jìn)一步佐證，故不再贅述.

7 結(jié)論

基于泰國東北部Nakhon Thai盆地中生代Nam Phong組、Phu Kradung組和Phra Wihan組古地磁學(xué)及Nakhon Thai和Khorat盆地Nam Phong組、Phu Kradung組和Sao Khua組U-Pb碎屑鋯石年代學(xué)研究，結(jié)合前人資料，對印支地塊中生代的構(gòu)造演化獲得如下主要認(rèn)識：

(1)碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)測試?yán)宥ǔ鯪akhon Thai盆地Nam Phong組、Phu Kradung組和Khorat盆地西緣Sao Khua組的最大可能沉積年齡分別為約208、約154和約140 Ma；進(jìn)一步限定了Nakhon Thai和Khorat盆地的Nam Phong組、Phu Kradung組和Sao Khua組分別為晚三疊、晚侏羅和早白堊世沉積；同時(shí)，也間接限定了整合夾于Phu Kradung組和Sao Khua組之間的Phra Wihan組為早白堊世早期的沉積.另一方面，三套碎屑巖沉積的碎屑鋯石年齡譜，進(jìn)一步證實(shí)了印支地塊在中-晚侏羅世曾發(fā)生過一次沉積物源的顯著轉(zhuǎn)換.

(2)新獲得代表印支地塊晚三疊世Nam Phong組和晚侏羅世Phu Kradung組的可靠古地磁極.這兩個(gè)印支地塊中生代古地磁極均具有正的褶皺檢驗(yàn)結(jié)果，AMS或高場等溫剩磁組構(gòu)顯示其未遭受后期構(gòu)造變形的顯著影響，且在Khorat和Nakhon Thai盆地之間具有較好一致性；因而可成為印支地塊中生代關(guān)鍵古地磁極.Phra Wihan組古地磁極是否能夠通過褶皺檢驗(yàn)、區(qū)域一致性檢驗(yàn)及是否存在顯著的磁傾角效應(yīng)等仍有待于進(jìn)一步研究.

(3)新建立的印支地塊中生代古地磁視極移曲線表明，印支地塊晚三疊以來的約1200～1400 km的顯著南移主要發(fā)生在中生代；但是印支地塊晚三疊世以來的垂直軸塊體水平旋轉(zhuǎn)很可能是持續(xù)進(jìn)行的：新生代以來的印度與亞洲大陸的碰撞與持續(xù)擠壓可能是印支地塊晚三疊世以來發(fā)生水平旋轉(zhuǎn)的的主因，但侏羅-白堊紀(jì)期間印支地塊的顯著南移同樣伴隨著一定量的塊體水平旋轉(zhuǎn).