青藏高原拉薩地塊中部上三疊統(tǒng)多布日組沉積巖古地磁研究及其構(gòu)造意義

姚勇, 邊偉偉, 沈中山, 鄧成龍

1 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 1000292 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 1000493 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100083

0 引言

青藏高原從北向南依次由祁連山、東昆侖—柴達(dá)木、松潘—甘孜—可可西里、羌塘、拉薩和喜馬拉雅等地塊組成(Yin and Harrison, 2000)(圖1),其中羌塘、拉薩和喜馬拉雅地塊源于岡瓦納大陸,依次裂解并向北運(yùn)動(dòng)最終與歐亞大陸拼貼(常承法和鄭錫瀾,1973;Allégre et al., 1984;董學(xué)斌等,1990;Yin and Harrison, 2000;萬(wàn)博等, 2019).這些地塊的裂解時(shí)間跨度從早古生代(Garzanti et al., 1999;Yuan et al., 2016;Song et al., 2017, 2020;Xu et al., 2019;Ju et al., 2021;Fan et al., 2021a)到中生代(Chang et al., 1986;Gaetani and Garzanti, 1991;Yin and Harrison, 2000;Cai et al., 2016;Li et al., 2016;Fan et al., 2021b;Meng et al., 2021;Yuan et al., 2021, 2022).隨著新特提斯洋逐漸收縮、關(guān)閉,印度大陸與亞洲大陸發(fā)生碰撞,最終形成了現(xiàn)今的青藏高原.通常認(rèn)為,拉薩地塊在晚古生代(Allégre et al., 1984;Yuan et al., 2016;Zhang et al., 2019;Xu et al., 2019;Ju et al., 2021)或早中生代(Chang et al., 1986;Gaetani and Garzanti, 1991;Zhu et al., 2011;Cai et al., 2016;Li et al., 2016;Meng et al., 2021)從南方岡瓦納大陸裂離,并在中-晚侏羅世(Dewey et al., 1988;Yan et al., 2016;Ma et al., 2017),或早白堊世(Allégre et al., 1984;Zhu et al., 2011;Bian et al., 2017;曹勇等,2019;Chen et al., 2020;Fan et al., 2021b)與羌塘地塊拼貼.印度板塊或特提斯喜馬拉雅地塊在晚中生代到早新生代(Molnar and Tapponnier, 1975;Patriat and Achache, 1984;Dewey et al., 1989;董學(xué)斌等,1990;Yin and Harrison, 2000;Ding et al., 2005;黃寶春等,2010;Zhu et al., 2011;van Hinsbergen et al., 2012;DeCelles et al., 2014;Wu et al., 2014;Hu et al., 2015;Yang et al., 2015a;Yuan et al., 2021, 2022, 2023;Jin et al., 2023)與拉薩地塊拼貼.

圖1 青藏高原及其鄰區(qū)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(據(jù)Yin and Harrison, 2000和Bian et al., 2023修改)NQS,北祁連縫合帶; DHS,黨河南山縫合帶; NST,南山逆沖帶; SQS,南祁連縫合帶; QTNK,祁門—阿爾金—北昆侖逆沖系; KQT,昆侖—柴達(dá)木地塊; AKMS,阿尼瑪卿—昆侖—木孜塔格縫合帶; SGH,松潘—甘孜—可可西里地塊; FSN,風(fēng)火山—囊謙褶皺逆沖帶;SGA,獅泉河—改則—安多逆沖系.

對(duì)于印度—?dú)W亞大陸的碰撞,國(guó)內(nèi)外學(xué)者提出了不同的碰撞模型,大致可分為三類:(1)單階段碰撞模型,該模型認(rèn)為印度板塊與歐亞大陸沿現(xiàn)今的雅魯藏布江縫合帶在晚中生代到早新生代直接碰撞(Molnar and Tapponnier, 1975;Patriat and Achache, 1984;Dewey et al., 1989;Le Pichon et al., 1992;Yin and Harrison, 2000;Ding et al., 2005).(2)兩階段碰撞模型,該模型又可分為:①陸弧+陸陸碰撞模型,即印度板塊先與洋內(nèi)島弧發(fā)生碰撞,然后作為整體與歐亞大陸碰撞(Aitchison et al., 2007;Westerweel et al., 2019);②弧陸+陸陸碰撞模型,即洋內(nèi)島弧先與歐亞大陸發(fā)生碰撞,然后作為整體與印度板塊碰撞(Pusok and Stegman, 2020);③大印度洋盆+雙陸陸碰撞模型,即青藏喜馬拉雅(特提斯喜馬拉雅+高喜馬拉雅)與印度板塊在約120 Ma發(fā)生分離,中間形成大印度洋盆,然后青藏喜馬拉雅先與歐亞大陸在約50 Ma發(fā)生碰撞,接著印度板塊與整體的歐亞大陸在約25～20 Ma發(fā)生碰撞(van Hinsbergen et al., 2012);④北印度海+雙陸陸碰撞模型,即青藏喜馬拉雅與印度板塊在75 Ma之后發(fā)生分離,中間形成北印度海,然后特提斯喜馬拉雅先與歐亞大陸在約61 Ma發(fā)生碰撞,接著印度板塊與整體的歐亞大陸在約53～48 Ma發(fā)生碰撞(Yuan et al., 2021).(3)多階段碰撞模型,即青藏喜馬拉雅與印度板塊在75 Ma之后發(fā)生分離,中間形成北印度海,然后青藏喜馬拉雅在約64 Ma與洋內(nèi)弧發(fā)生碰撞,接著作為整體在約61 Ma與歐亞大陸發(fā)生碰撞,最后印度板塊在約53～47 Ma與歐亞大陸發(fā)生碰撞(Yuan et al., 2022);或者特提斯喜馬拉雅與印度板塊在晚白堊世之前發(fā)生分離,中間形成特提斯喜馬拉雅洋盆,然后特提斯喜馬拉雅在約65 Ma與跨特提斯俯沖系發(fā)生碰撞,接著作為整體在55～52 Ma與歐亞大陸發(fā)生碰撞,最后印度板塊在約50～40 Ma與歐亞大陸碰撞(Jadoon et al., 2022).因此,準(zhǔn)確厘定拉薩地塊在晚古生代至早新生代期間的古地理位置,對(duì)認(rèn)識(shí)青藏高原的形成和演化歷史至關(guān)重要.

為了定量厘定拉薩地塊的運(yùn)動(dòng)歷史,前人的古地磁結(jié)果主要集中于白堊紀(jì)(Pozzi et al., 1982;Achache et al., 1984;Chen et al., 2012;唐祥德等,2013;Ma et al., 2014; Yang et al., 2015b;Cao et al., 2017;曹勇等,2017;Li and Ding et al., 2017;Bian et al., 2023;Ma et al., 2022a;Tong et al., 2022;劉雨純等,2022)到早新生代(Dupont-Nivet et al., 2010;Liebke et al., 2010;Sun et al., 2010;van Hinsbergen et al., 2012;Meng et al., 2012;Chen et al., 2014;Yi et al., 2021;Li et al., 2022).然而,拉薩地塊上滿足Van der Voo(1990)和Meert等(2020)判別標(biāo)準(zhǔn)的早中生代古地磁數(shù)據(jù)依然十分有限.程鑫等(2015)研究了措勤地區(qū)三疊紀(jì)灰?guī)r古地磁極為17.4°N,205.9°E(dp=6.7°,dm=3.7°)(5個(gè)采點(diǎn)28塊樣品),其對(duì)應(yīng)采樣區(qū)的古緯度為15.7°±3.7°S.Zhou等(2016)報(bào)道了措勤地區(qū)早-中三疊世灰?guī)r的古地磁極為18.9°N,208.4°E(A95=3.9°)(8個(gè)采點(diǎn)47塊灰?guī)r樣品),晚三疊世灰?guī)r的古地磁極為19.6°N,211.8°E(A95=10.7°)(6個(gè)采點(diǎn)37塊樣品),它們對(duì)應(yīng)采樣區(qū)的古緯度分別為16.5°±3.9°S和18.4°±10.7°S.考慮到這些已發(fā)表的早中生代古地磁數(shù)據(jù)主要來(lái)自于拉薩地塊西部且采點(diǎn)數(shù)(或樣品數(shù))較少,本文選擇拉薩地塊中部申扎地區(qū)(措勤以東約300 km)的上三疊統(tǒng)多布日組沉積巖進(jìn)行古地磁學(xué)研究.

值得注意的是,對(duì)于沉積巖的古地磁研究,除了傾角淺化的影響(Hodych and Buchan, 1994;Tauxe and Kent, 2004;Li and Kodama, 2016)之外,在造山帶地區(qū)還常常受重磁化的影響(Huang et al., 2019, 2020;Fu et al., 2022;Yu et al., 2022),重磁化發(fā)生的時(shí)間可能在褶皺之前(Gao et al., 2018)、同褶皺(Ran et al., 2017;梁雅倫等,2017)或者褶皺之后(Huang and Opdyke, 2015;Yu et al., 2022).因此,只有在重磁化年代或者重磁化分量獲得時(shí)的地層狀態(tài)等問(wèn)題得到妥善解決的情況下,重磁化數(shù)據(jù)才具有構(gòu)造討論的意義.

本文對(duì)拉薩地塊中部申扎地區(qū)上三疊統(tǒng)多布日組沉積巖開(kāi)展了詳細(xì)的古地磁學(xué)、巖石磁學(xué)和巖相學(xué)研究,結(jié)果顯示該剖面地層發(fā)生了重磁化,進(jìn)一步討論了該重磁化的時(shí)代及其構(gòu)造意義.

1 地質(zhì)背景與采樣

拉薩地塊北部以班公湖—怒江縫合帶為界與羌塘地塊相接,南部以雅魯藏布江為界與特提斯喜馬拉雅相鄰(Yin and Harrison,2000)(圖1).獅泉河—納木錯(cuò)混雜巖帶和洛巴堆—米拉山斷裂帶將拉薩地塊劃分為北、中、南三個(gè)次級(jí)地體(Zhu et al., 2013)(圖1).北拉薩地體底部為中-上三疊統(tǒng)砂巖和放射蟲(chóng)硅質(zhì)巖,其上為不整合覆蓋的中侏羅統(tǒng)粗砂巖和上侏羅統(tǒng)細(xì)粒碎屑巖,再向上為下白堊統(tǒng)灰?guī)r和包含大量火山巖的砂巖與上白堊統(tǒng)陸相磨拉石不整合接觸.中拉薩地體的前寒武紀(jì)變質(zhì)巖基底之上廣泛分布石炭-二疊系變沉積巖,這種混雜陸源沉積巖與特提斯喜馬拉雅、澳大利亞北部和西部的物源相似,同時(shí)在基底之上也覆蓋上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)沉積巖.南拉薩地體局部存在前寒武紀(jì)結(jié)晶基底,主要是新生地殼,在其東部地區(qū),新生代的林子宗群火山巖廣泛出露(莫宣學(xué)等,2003;Zhu et al., 2013).

本研究的采樣區(qū)位于拉薩地塊中部申扎地區(qū),采樣點(diǎn)位置為31.03°N/88.95°E(圖1、2a),前人據(jù)地層中產(chǎn)出的珊瑚Oppelismiltasp.組合,海參TheeliaKristan-Tollmann、TheeliavariabilisslovakensisKozuretMock組合,腹足Neritaria?sp.,Amauropsissp.,Omphaloptychassp.組合及植物化石Otozamites?sp.,將申扎地區(qū)木糾錯(cuò)以西的這套地層的時(shí)代確定為晚三疊世諾利期(張樹(shù)岐等,2002).張樹(shù)岐等(2002)根據(jù)其厚層的紅色砂巖泥巖互層、夾灰?guī)r和灰綠色粗砂巖組合特征,將該套地層命名為多布日組.我們?cè)谝巴鈱?duì)采樣區(qū)多布日組沉積巖進(jìn)行了詳細(xì)劃分:下部為紅層、灰?guī)r和灰綠色砂巖互層,其巖性快速變化的特征表明當(dāng)時(shí)的沉積相為海陸過(guò)渡相,其中紅層屬于陸相物質(zhì)氧化輸入,灰?guī)r屬于海相沉積,而灰綠色砂巖代表水下還原環(huán)境下碎屑物質(zhì)的沉積;上部為灰黑色灰?guī)r,屬于海相沉積(圖3).整個(gè)剖面為一套單斜地層,平均傾向?yàn)?6.4°、傾角為31.0°(圖2b).

圖2 研究區(qū)地質(zhì)圖(a)(據(jù)Ran et al., 2012修改)和采樣區(qū)多布日組沉積巖地層產(chǎn)狀的赤平投影圖(b)

本研究采集的樣品來(lái)自于多布日組下部端元,順層連續(xù)采樣,利用手提式汽油鉆機(jī)采集了60個(gè)采點(diǎn)、602塊古地磁巖芯樣品(圖3).

2 實(shí)驗(yàn)方法

我們選取代表性樣品進(jìn)行巖石磁學(xué)和巖相學(xué)分析,以揭示樣品中載磁礦物的種類、粒度和含量.巖石磁學(xué)實(shí)驗(yàn)包括三軸等溫剩磁退磁、磁滯回線、等溫剩磁(IRM)獲得曲線和飽和等溫剩磁(SIRM)反向場(chǎng)退磁曲線.對(duì)于三軸等溫剩磁退磁實(shí)驗(yàn),首先通過(guò)脈沖磁力儀(2G Enterprises Pulse Magnetizer(2G660))對(duì)樣品沿Z、Y和X三個(gè)相互垂直軸依次分別施加2.5 T、0.4 T和0.12 T 的脈沖直流場(chǎng),以獲得相應(yīng)軸的等溫剩磁(Lowrie, 1990),隨后使用PGL-100熱退磁爐(爐內(nèi)部殘留場(chǎng)小于10 nT)(Qin et al., 2020)以10～50 ℃的溫度間隔從室溫逐步升溫至690 ℃,每步熱退磁完成后在2G-755R超導(dǎo)磁力儀(測(cè)量靈敏度為1.0×10-12Am2)上測(cè)量剩磁.使用MicroMag 3900振動(dòng)樣品磁力儀測(cè)量磁滯回線、IRM獲得曲線和SIRM反向場(chǎng)退磁曲線.

對(duì)于古地磁學(xué)實(shí)驗(yàn),本研究使用PGL-100熱退磁爐對(duì)所有標(biāo)準(zhǔn)古地磁樣品(直徑2.5 cm、長(zhǎng)2.2 cm)進(jìn)行逐步熱退磁(低溫段為25～50 ℃,高溫段為5～10 ℃),同時(shí)使用2G-755R低溫超導(dǎo)磁力儀對(duì)熱退磁后的樣品進(jìn)行剩磁測(cè)量.熱退磁爐和低溫超導(dǎo)磁力儀均安裝在小于300 nT的磁屏蔽空間中,以避免樣品在熱退磁和測(cè)試過(guò)程中獲得新的黏滯剩磁.上述古地磁學(xué)和巖石磁學(xué)實(shí)驗(yàn)均在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所古地磁與年代學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成.

本文使用Grapher 16.4.432處理巖石磁學(xué)數(shù)據(jù);使用Kruiver等(2001)提出的模型進(jìn)行矯頑力譜分析;采用Kirschvink(1980)提出的主成分分析法從至少四個(gè)連續(xù)的退磁步驟中獲得每個(gè)樣品的特征剩磁(ChRM)方向,并用Zijderveld(1967)提出的正交矢量投影圖表示;采用Fisher統(tǒng)計(jì)法(Fisher, 1953)獲得樣品的古地磁平均方向;使用PMGSC(Enkin, 1994)、PaleoMag(Jones, 2002)和PaleoMac 6.5(Cogné, 2003)等軟件分析古地磁數(shù)據(jù).

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 巖石磁學(xué)結(jié)果

多布日組代表性樣品的巖石磁學(xué)結(jié)果見(jiàn)圖4.三軸熱退磁結(jié)果顯示,紅層和灰?guī)r的中、高矯頑力組分都在680 ℃顯著下降,低矯頑力組分都在580 ℃解阻,表明赤鐵礦和磁鐵礦為主要剩磁載體(圖 4a、b).灰綠色砂巖主要含有中、低矯頑力組分,解阻溫度為580 ℃左右,表明磁鐵礦為主要剩磁載體(圖 4c).紅層的磁滯回線形態(tài)為“鵝頸型”(圖4d),灰?guī)r的磁滯回線形態(tài)為“細(xì)腰型”(圖4e),這些特征表明紅層和灰?guī)r中含有高、低兩種不同矯頑力的磁性礦物,或同種磁性礦物中含有單疇(SD)與超順磁(SP)兩種粒徑的磁顆粒(Roberts et al., 1995).灰綠色砂巖的磁滯回線形態(tài)較窄(圖4f),表明其磁性礦物以低矯頑力組分為主.紅層的等溫剩磁獲得曲線從100 mT增加到300 mT時(shí),其歸一化后的值變化不明顯(從0.11增加到0.24),在1.5 T處仍未飽和,表明紅層以高矯頑力磁性礦物為主(圖4g).灰?guī)r的等溫剩磁獲得曲線從100 mT增加到300 mT時(shí),其歸一化后的值相應(yīng)地增加(從0.41增加到0.62),在1.5 T處曲線逐漸平滑,表明灰?guī)r含有低矯頑力和高矯頑力兩類磁性礦物(圖4h).灰綠色砂巖的等溫剩磁獲得曲線在100 mT時(shí),其歸一化后的值為0.83,在300 mT時(shí),其歸一化后的值為0.93接近飽和,表明灰綠色砂巖中的磁性礦物以低矯頑力組分為主(圖4i).矯頑力譜分析結(jié)果表明,紅層樣品的高矯頑力磁性礦物組分(BH1/2=794.3 mT)占比87%,低矯頑力磁性礦物組分(BL1/2=63.1 mT)占比13%(圖4j);灰?guī)r樣品的高矯頑力磁性礦物組分(BH1/2=501.2 mT)占比61%,低矯頑力磁性礦物組分(BL1/2=35.5 mT)占比39%(圖4k);灰綠色砂巖樣品的高矯頑力磁性礦物組分(BH1/2=354.8 mT)占比14%,低矯頑力磁性礦物組分(BL1/2=44.7 mT)占比86%(圖4l).

圖4 多布日組代表性樣品(紅層DR13-4、灰?guī)rDR62-8和灰綠色砂巖DR43-3)的巖石磁學(xué)結(jié)果(a—c) 三軸等溫剩磁退磁曲線; (d—f) 磁滯回線; (g—i) 等溫剩磁(IRM)獲得曲線及其反向場(chǎng)退磁曲線; (j—l) 等溫剩磁獲得曲線的矯頑力譜分析.圖j—l中藍(lán)色、綠色和紅色線分別代表低矯頑力組分、高矯頑力組分和總組分; BH1/2,高中值矯頑力; BL1/2,低中值矯頑力;DPH,高矯頑力組分的離散系數(shù);DPL,低矯頑力組分的離散系數(shù).

3.2 系統(tǒng)熱退磁結(jié)果

圖5顯示多布日組典型樣品的系統(tǒng)熱退磁結(jié)果.從251塊樣品中分離出低溫分量(從室溫到250～300 ℃)的剩磁方向,平均值在地理坐標(biāo)系下為:Dg=7°,Ig=44.1°,kg=48.3,α95g=1.3°(圖6a,表1),地層坐標(biāo)系下為:Ds=11.5°,Is=14.7°,ks=36.9,α95s=1.5°(圖6b,表1),其地理坐標(biāo)系下的方向與本文研究的申扎地區(qū)現(xiàn)代地磁場(chǎng)方向(D=0.3°,I=49.0°)或地球偶極子場(chǎng)方向(D=0.0°,I=50.3°)接近(圖 6a),表明其為近現(xiàn)代地磁場(chǎng)產(chǎn)生的黏滯剩磁.

表1 拉薩地塊中部多布日組高溫分量結(jié)果統(tǒng)計(jì)表

圖5 地理坐標(biāo)系下多布日組典型樣品熱退磁正交投影圖(Zijderveld, 1967)實(shí)心圓圈和空心圓圈分別代表剩磁方向在水平面和鉛垂面上的投影.

圖6 多布日組樣品低溫組分(LTC)等面積投影(a—b)、高溫組分(HTC)等面積投影(c—d)、Enkin(2003)褶皺檢驗(yàn)結(jié)果(e)和高溫組分方向同褶皺檢驗(yàn)示意圖(f).k,精確度參數(shù);kmax,精確度參數(shù)的最大值;紅色五角星代表樣品Fisher平均的方向;藍(lán)色圈代表Fisher平均的95%置信區(qū)間;綠色五角星代表申扎地區(qū)的現(xiàn)代地磁場(chǎng)方向;藍(lán)色五角星代表地球偶極子場(chǎng)方向

退去低溫分量,從60個(gè)采點(diǎn)551塊樣品中分離出一組穩(wěn)定且趨向原點(diǎn)的高溫分量,其中紅層、灰?guī)r和灰綠色砂巖樣品高溫分量的獲得區(qū)間分別為400～690 ℃,350～585 ℃和350～620 ℃,平均值在地理坐標(biāo)系下為:Dg=13.9°,Ig=38.9°,kg=379.8,α95g=0.9°(圖 6c,表1),地層坐標(biāo)系下為:Ds=16.7°,Is=8.4°,ks=148.7,α95s=1.5°(圖 6d,表1).

3.3 巖相學(xué)實(shí)驗(yàn)結(jié)果

我們挑選紅層、灰?guī)r和灰綠色砂巖的代表性樣品進(jìn)行掃描電鏡實(shí)驗(yàn)以進(jìn)一步明確磁性礦物的成因.紅層樣品中背散射圖像(圖7a)結(jié)合面掃描結(jié)果(圖7d)顯示其中的磁性礦物呈絨毛狀自生(Huang et al., 2019)在碳酸鹽巖和含鋁蝕變的硅酸鹽礦物中間.灰?guī)r樣品中背散射圖像(圖7b)結(jié)合面掃描結(jié)果(圖7e)顯示其中的磁性礦物呈針狀或片狀自生(Li and Yang et al., 2017;Huang et al., 2020)在灰?guī)r的縫隙中.灰綠色砂巖中背散射圖像(圖7c)結(jié)合面掃描結(jié)果(圖7f)顯示其中的磁性礦物呈片狀自生(Huang et al., 2020)在碳酸鹽巖中.自生磁性礦物的出現(xiàn)表明該剖面可能發(fā)生了重磁化.

圖7 多布日組代表性紅層(a,d)、灰?guī)r(b,e)和灰綠色砂巖(c,f)樣品的電子背散圖像和面掃描圖

4 討論

4.1 特征剩磁的原生性檢驗(yàn)

本研究從多布日組獲得的高溫特征剩磁分量在McElhinny(1964)的褶皺檢驗(yàn)中,結(jié)果為Ks/Kg=0.39

紅層中大部分天然剩磁來(lái)自碎屑和自生赤鐵礦的貢獻(xiàn)(Tauxe et al., 1980),因此了解其主要載磁礦物赤鐵礦的成因?qū)M(jìn)一步的古地磁研究至為關(guān)鍵(Walker et al., 1981).然而,由于風(fēng)化作用、成巖作用或者變質(zhì)作用會(huì)使原生赤鐵礦被自生赤鐵礦所取代,這就會(huì)使得古地磁結(jié)果的解釋變得復(fù)雜(Liu et al., 2011;Li and Yang et al., 2017).

為了確定多布日組紅層中天然剩磁的組成,我們使用Jiang等(2015)提出的方法進(jìn)行驗(yàn)證.Jiang等(2015)的結(jié)果顯示紅層中碎屑剩磁和化學(xué)剩磁的退磁曲線有不同的形狀和解阻溫度區(qū)間.其中碎屑赤鐵礦攜帶的特征剩磁的熱退磁曲線顯示為上凸特征,并在接近赤鐵礦尼爾溫度處(660～680 ℃)快速下降,而自生赤鐵礦攜帶的化學(xué)剩磁的熱退磁曲線顯示為下凹特征,解阻溫度寬泛(小于650 ℃).用紅層的熱退磁曲線譜形態(tài)鑒別赤鐵礦是否原生的方法已為后續(xù)的實(shí)驗(yàn)所驗(yàn)證(Jiang et al., 2017;Meng et al., 2017;Bian et al., 2020).本研究中多布日組紅層的熱退磁曲線落在了化學(xué)剩磁熱退磁的紅色陰影范圍內(nèi)(圖8).結(jié)合代表性樣品的巖石磁學(xué)性質(zhì)、巖相學(xué)特征和負(fù)褶皺檢驗(yàn)結(jié)果,我們認(rèn)為多布日組紅層中的赤鐵礦為自生成因,即剖面中紅層發(fā)生了后期的重磁化.而剖面中其他巖性在地理或者地層坐標(biāo)系下的方向與紅層的方向較為一致,表明整個(gè)剖面在同一時(shí)期都發(fā)生了重磁化.

圖8 多布日組紅層逐步熱退磁曲線熱退磁數(shù)據(jù)在300 ℃歸一化,并去掉300 ℃之前的數(shù)據(jù)以消除現(xiàn)代地磁場(chǎng)黏滯剩磁的影響.紅色陰影背景顯示紅層中化學(xué)剩磁的熱退區(qū)間(Jiang et al., 2015).

4.2 重磁化的時(shí)代、古緯度及其形成機(jī)制

由于采樣區(qū)位于拉薩地塊中部的申扎地區(qū),為了確定其重磁化的時(shí)代,本文采用Van der Voo(1990)和Meert等(2020)提出的七條判別標(biāo)準(zhǔn)對(duì)拉薩地塊中部(84°E—92°E)三疊紀(jì)至古近紀(jì)期間的古地磁數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選,必須滿足的準(zhǔn)則有:(1) 古地磁數(shù)據(jù)至少通過(guò)一種野外檢驗(yàn);(2) 統(tǒng)計(jì)時(shí)必須包含有足夠的樣品數(shù)以供Fisher平均統(tǒng)計(jì)方向(樣品數(shù)量大于等于25或采點(diǎn)數(shù)量大于5);(3) 年輕的古地磁極與獲得的古地磁極相比沒(méi)有相似性.結(jié)果共有33個(gè)拉薩地塊中部的古地磁數(shù)據(jù)滿足以上判別準(zhǔn)則,包括3個(gè)三疊紀(jì)古地磁極、2個(gè)侏羅紀(jì)古地磁極、16個(gè)白堊紀(jì)古地磁極和12個(gè)古近紀(jì)古地磁極(表2).通過(guò)與前人在拉薩地塊中部區(qū)域(84°E—92°E)自三疊紀(jì)以來(lái)獲得的可靠的古地磁極數(shù)據(jù)進(jìn)行比較,結(jié)果表明本研究中地理坐標(biāo)系下古地磁極74.6°N,211.7°E(dp=0.6°,dm=1.1°)(圖9a—c中淡藍(lán)色正方形點(diǎn))與Dupont-Nivet等(2010)在林周盆地帕那組(54～47 Ma)火山巖獲得的古地磁極76.4°N,212.6°E(dp=4.0°,dm=6.7°)較為一致.進(jìn)一步對(duì)該地區(qū)獲得的古地磁方向進(jìn)行同褶皺展平校正,發(fā)現(xiàn)其k值在9.9%±0.9%處最大(圖6f),得到校正后的方向?yàn)?D=14.4°,I=35.9°,k=389.06,α95=0.9°,該方向?qū)?yīng)的古地磁極為72.9°N,216.2°E(dp=0.6°,dm=1°)(圖9a—d中黃色正方形點(diǎn)).本研究獲得的古地磁極72.9°N,216.2°E(dp=0.6°,dm=1.0°)與Liebke等(2010)在林周盆地后期侵入的基性巖墻(約53 Ma)獲得的古地磁極68.9°N,225.4°E(dm=10.6°,dp=5.8°)和Dupont-Nivet等(2010)在林周盆地帕那組(54～47 Ma)火山巖獲得的古地磁極76.4°N,212.6°E(dp=4.0°,dm=6.7°)在95%置信區(qū)間范圍內(nèi)較為一致,因此我們認(rèn)為該區(qū)域重磁化的時(shí)間可能發(fā)生在54～47 Ma期間.以(29°N,88°E)為參考點(diǎn),獲得的古緯度為17.7°±0.6°N,表明拉薩地塊中部地區(qū)在始新世(54～47 Ma)時(shí)穩(wěn)定于約17.7°N.

表2 拉薩地塊中部中生代-古近紀(jì)古地磁數(shù)據(jù)及歐亞大陸新生代古地磁數(shù)據(jù)匯編

圖9 拉薩地塊中部(84°E—92°E)三疊紀(jì)到侏羅紀(jì)(a)、白堊紀(jì)(b)、古近紀(jì)(c)和56～44 Ma古地磁極的等面積投影圖.小圓弧法計(jì)算得到拉薩地塊中部的古緯度為12.8°±2.3°N(白堊紀(jì))、15.9°±4.4°N(古近紀(jì))和15.9°±4.4°N(56～44 Ma)

重磁化機(jī)制主要包括后期熱重置已存在的磁性礦物(Kent, 1985)和與造山帶流體相關(guān)的磁性礦物重新生長(zhǎng)形成化學(xué)剩磁(Jackson,1990; Elmore et al., 2012).考慮到采樣剖面附近未發(fā)現(xiàn)有巖漿巖侵入作用,我們傾向于后者.主要原因包括:(1)印度—?dú)W亞大陸碰撞之后,在造山運(yùn)動(dòng)過(guò)程中可能形成大量熱液流體,這些熱液流體在沉積巖層的運(yùn)移過(guò)程中與原巖發(fā)生熱或水-巖化學(xué)作用(McCabe and Elmore, 1989),造成了該剖面沉積巖發(fā)生了重磁化;(2)在鉆取的樣品中發(fā)現(xiàn)有方解石細(xì)脈侵入到紅層、灰綠色砂巖和灰?guī)r中;(3)紅層和灰綠色砂巖多為中砂巖(圖3),其孔隙度高,易于流體活動(dòng);(4)掃描電鏡觀察的磁性礦物均為自生成因(圖7).

4.3 印度—亞洲碰撞后亞洲大陸內(nèi)部的地殼縮短量

前人報(bào)道的古近紀(jì)古地磁結(jié)果主要來(lái)自拉薩地塊的中部地區(qū)(表 2).以(29°N,88°E)為參考點(diǎn),得到拉薩地塊古近紀(jì)古緯度分別為5.1°±4.2°N(64～60 Ma,Chen et al., 2014),5.4°±4.4°N(64～60 Ma,Yi et al., 2021),8.3°±4.4°N(60～50 Ma,Chen et al., 2014),12.8°±11°N(60～48 Ma,Achache et al., 1984),22°±5°N(57～54 Ma,Li et al., 2022),22.7°±5.9°N(57～54 Ma,Meng et al., 2012), 20.1°±3.0°N(56～47 Ma,van Hinsbergen et al., 2012),12.7°±7.3°N(約55 Ma,Sun et al., 2010),20.8°±4.0°N(54～47 Ma,Dupont-Nivet et al,. 2010),12.7°±5.8°N(約53 Ma,Liebke et al., 2010),11.2°±5.6°N(50～44 Ma,Chen et al., 2014),32.9°±5.7°N(43～40 Ma,Tan et al., 2010).

通過(guò)總結(jié)前人報(bào)道結(jié)果,古近紀(jì)期間拉薩地塊的古緯度在約5°N至約33°N之間大幅度變化,可能是受到地磁場(chǎng)長(zhǎng)期變化的影響(Lippert et al., 2014).考慮到拉薩地塊古近紀(jì)古地磁數(shù)據(jù)可能存在的重磁化現(xiàn)象(Huang et al., 2023)、拉薩地塊緯向運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)換(Yi et al., 2021)、不同采樣剖面年代(約64～40 Ma)的差異等,本文選擇與本次研究中重磁化分量獲得年代相近的古地磁數(shù)據(jù)進(jìn)行小圓弧法統(tǒng)計(jì)分析.如圖 9d所示,將56～47 Ma的古地磁極80.2°N,241.8°E(dp=3.0°,dm=5.0°)(van Hinsbergen et al., 2012),約55 Ma的古地磁極73.6°N,274.3°E(A95=7.3)(Sun et al., 2010),54～47 Ma的古地磁極76.4°N,212.6°E(dp=4.0°,dm=6.7°)(Dupont-Nivet et al., 2010),約53 Ma的古地磁極68.9°N,225.4°E(dp=5.8°,dm=10.6°)(Liebke et al., 2010),50～44 Ma的古地磁極69.1°N,234.2°E(A95=5.6°)(Chen et al., 2014)與本文的古地磁極72.9°N,216.2°E(dp=0.6°,dm=1.1°)采用小圓弧法進(jìn)行古地磁極的擬合,最終獲得的古緯度為15.9°±4.4°N.

將拉薩地塊56～44 Ma得到的古緯度(15.9°±4.4°N)與新生代穩(wěn)定歐亞大陸50 Ma參考極(78.9°N,164.7°E,A95=2.8°)(Torsvik et al., 2012)期望的古緯度(31.0°±2.8°)比較,發(fā)現(xiàn)存在約15.1°±5.2°的古緯度差(圖10),該結(jié)果意味著在56～44 Ma期間,拉薩地塊與穩(wěn)定歐亞大陸之間在南北向發(fā)生了1676±577 km的構(gòu)造量縮短.從穩(wěn)定歐亞大陸(河西走廊)到拉薩地塊之間的地質(zhì)記錄顯示,南山逆沖斷裂帶南北向縮短量約360 km(Yin and Harrison, 2000),西昆侖縮短量約100～140 km(Laborde et al., 2019),松潘—甘孜地塊縮短量約200 km(Spurlin et al., 2005),羌塘地塊內(nèi)部縮短量約120 km(Kapp et al., 2005),班怒帶內(nèi)部縮短量大于40 km(Kapp et al., 2005),拉薩地塊內(nèi)部縮短量約290 km(Murphy et al., 1997;Volkmer et al., 2007;Kapp et al., 2007),共約1100 km的南北向地質(zhì)構(gòu)造縮短量.這1100 km有地質(zhì)記錄的地殼縮短量與古地磁記錄的1676±577 km的南北向構(gòu)造縮短量之間相差約600 km, 我們認(rèn)為,對(duì)于這消失的600 km, 一種可能是由于印度大陸深俯沖到歐亞大陸之下(Ingalls et al., 2016)吸收了部分地殼,另一種可能是印度—?dú)W亞碰撞之后撣邦地塊側(cè)向擠出(Otofuji et al., 2007;Tong et al., 2017),還可以(更可能)是兩者的共同作用結(jié)果,使得南北向地殼縮短.

圖10 56～44 Ma拉薩地塊和歐亞大陸古緯度變化圖

5 結(jié)論

本研究對(duì)拉薩地塊中部申扎地區(qū)采集的上三疊統(tǒng)多布日組沉積巖進(jìn)行了系統(tǒng)的古地磁學(xué)研究.高溫分量在95%和99%置信區(qū)間內(nèi)未通過(guò)褶皺檢驗(yàn),結(jié)合巖石磁學(xué)、巖相學(xué)結(jié)果,表明該地層發(fā)生了重磁化.經(jīng)過(guò)褶皺展平校正,k值在9.9%展平度最大,對(duì)應(yīng)的平均方向?yàn)镈=14.4°,I=35.9°(α95=0.9°),古地磁極為72.9°N,216.2°E(dp=0.6°,dm=1°).通過(guò)對(duì)比拉薩地塊中部地區(qū)(84°E—92°E)三疊紀(jì)以來(lái)的古地磁極,推測(cè)其在54～47 Ma期間發(fā)生了重磁化,相應(yīng)的古緯度為17.7°±0.6°N(參考點(diǎn):29°N,88°E).結(jié)合拉薩地塊已有的可靠的早新生代古地磁數(shù)據(jù)以及同時(shí)期歐亞大陸古緯度變化規(guī)律,推斷拉薩地塊在古近紀(jì)時(shí)相對(duì)歐亞大陸發(fā)生了1676±577 km的南北向構(gòu)造縮短.

致謝第一作者感謝賈真巖師傅及賈振華師弟在野外的幫助和劉雙遲老師及張帥師弟在實(shí)驗(yàn)過(guò)程中的幫助,與秦華峰老師、趙盼老師及袁杰師兄有益的討論和兩位匿名審稿人建設(shè)性的意見(jiàn)都使本文有很大的提升,在此一并表示感謝.