2012, Vol. 55
2. 中国科学院研究生院, 北京 100049
2. Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
华北克拉通自18亿年克拉通化之后至早中生代，一直保持相对稳定，并保存有巨厚的太古宙岩石圈根[1-4].但自中生代以来，华北克拉通特别是其东部，发生了大规模的构造变形和岩浆活动，形成多种类型的盆地，尤其是在早白垩世，伸展作用异常强烈.伸展构造是板块内部构造变形的一种重要形式，伴随着伸展构造作用出现了一系列拆离断层、变质核杂岩和断陷盆地[5-6].位于华北克拉通北缘的燕山造山带受到华北克拉通破坏的影响，在晚中生代经历了复杂的板内构造变形和构造体制转折，从而形成了多期构造和盆地叠加.盆地作为一种构造单元，参与并记录了华北克拉通破坏引起的地表效应.承德盆地处于燕山造山带的中部，是研究华北克拉通破坏盆地记录的理想地区.前人研究表明，晚侏罗世晚期-早白垩世盆地格局发生了重要变革，盆地展布方向由早期的近东西向转变为北北东向.地质、地球物理和地球化学综合研究结果认为，晚中生代古太平洋板块俯冲作用以及蒙古-鄂霍次海的闭合导致华北克拉通动力学体制发生重大转折，即由早中生代的南北向收缩或挤压转变为与古太平洋板块俯冲相关的近东西向(NWW-SEE 向)的板内变形与伸展，正是这次重大动力学体制转折导致华北克拉通东部的破坏，并在128~125 Ma达到峰期[7].本文试图通过古地磁方法限定承德盆地晚中生代以来沉积作用起始时代，从而为华北克拉通破坏峰期提供地磁证据，进而为认识盆地格局展布的变化与华北克拉通破坏之间的内在联系及其地球深部动力学过程提供线索.
2 地质背景与样品采集承德盆地位于华北克拉通北缘燕山造山带中段(图 1)，盆地西北部为红石砬-双峰寺正断层，倾向南东，下盘为太古宙花岗片麻岩，上盘为晚侏罗世土城子组粗碎屑岩，占据了盆地的绝大部分面积.盆地南侧有零星的早-中侏罗世地层，但大部分为晚侏罗世髫髻山组火山岩和早白垩世地层，髫髻山组与老地层呈不整合超覆关系[8].承德盆地晚侏罗世地层整体表现为一个不对称的宽阔向斜，并被早白垩世张家口组流纹岩不整合覆盖，流纹岩的锆石U-Pb年龄为135 Ma[9-10].采样剖面(东经117°58.8′，北纬40°55.6′)位于承德市东南约10km 的大石庙镇袁家庄村附近，称为袁家庄剖面.该剖面最底部为张家口组火山岩，向上依次为大北沟组火山岩和西瓜园组沉积岩.大北沟组整合覆盖于张家口组之上，西瓜园组和大北沟组之间夹有约25m 厚的金刚山组底砾岩.下部火山岩厚约90m，上部沉积岩厚度(包括底砾岩)约为150m.张家口组岩性为紫红色流纹岩、安山岩，大北沟组主要为黑色安山岩，西瓜园组岩性比较复杂，主要为泥岩、砂岩、砾岩等沉积岩.
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图 1 华北克拉通及承德盆地区域构造简图 (a)为华北克拉通区域构造图(修改自MengQR等，2003[6])，图(b)为承德盆地区域构造图 (修改自渠洪杰等，2006[8])，图中实心三角形代表研究剖面(袁家庄剖面)所在位置. Fig. 1 Local tectonic maps of North China Craton and Chengde Basin (a) represents local tectonic map of North China Craton(modi!ied from Meng Q Ret al. ,2003[6]) while (b) represents that of Chengde Basin (modified from Qu H J et al ,2006[8]). Triangle in each figure represents position of the Yuanjiazhuang section. |
利用便携式汽油钻机对整个剖面采取了古地磁定向岩芯样品.根据火山岩的岩性、位置、分界面等野外特征将剖面下部的火山岩分为13个熔岩流(编号CD)，每个熔岩流中选取新鲜且易于打钻的露头进行采样，共采集定向岩芯202个；在剖面中部底砾岩中的两层凝灰岩夹层中采集了27个定向岩芯(编号CD)；在上部沉积岩中选取颗粒较细的适于古地磁研究的粉砂岩、砂岩、粉砂质泥岩等层位以一定的间隔进行采样，共采集定向岩芯45个(编号CDC).在整个剖面共采集了229 个火山岩、凝灰岩定向岩芯和45个沉积岩定向岩芯，在实验室将所有定向岩芯加工成高1~2.2cm、直径2.4cm 的圆柱样品，用于磁性地层学研究，并在每个定向岩芯加工了用于岩石磁学实验的样品.
3 实验方法为确定样品的磁性矿物种类和粒径等磁学性质，设计了岩石磁学实验.挑选新鲜样品研磨成粉末，分别用于磁滞回线、等温剩磁获得曲线及反向场退磁曲线和磁化率随温度变化(χ-T)曲线等的测量.磁滞回线、等温剩磁获得曲线和反向场退磁曲线在美国普林斯顿仪器公司生产的振动样品磁力仪(MicroMagVSM 3900)上测定，χ-T曲线在捷克Agico公司生产的Multi-function Kappabridge(MFK)上完成，为了防止样品氧化，加热和冷却过程都在氩气环境中进行.
为了分离样品特征剩磁分量，在岩石磁学实验的基础上，设计逐步热退磁实验.用于逐步热退磁实验的样品首先在实验室用切割机加工成1~2.2cm长的圆柱体，然后在美国ASC 公司生产的MMTD48型热退磁炉中进行热退磁实验，以10~50℃不等的温度间隔对样品进行15~24 步退磁，采用美国2G公司生产的2G755低温超导磁力仪进行剩磁测量.整个实验过程在磁场强度低于300nT 的磁屏蔽空间内进行.
以上所有岩石磁学和逐步热退磁实验在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成.
4 岩石磁学与磁性地层结果 4.1 岩石磁学图 2为代表性样品顺磁校正后磁滞回线.测量结果表明，部分样品磁滞回线在高于1T 的外加场下仍未饱和、且呈现显著的细腰特征(图 2a)，说明这类样品的载磁矿物不仅有软磁组分、还含有相当多的硬磁组分；另一部分样品在低于500 mT 的外加场下就已达到饱和(图 2b，c，d)，说明这类样品主要由软磁组分载磁.样品等温剩磁获得曲线饱和场从300mT 到1T 不等，部分样品高于1T 仍未达到饱和，同样显示样品分为硬磁组分、软磁组分和混合组分载磁三种情况.样品矫顽力(Bc)变化范围为8~65mT，剩磁矫顽力(Bcr)变化范围较大，从十几mT 到300多mT，饱和剩磁强度与饱和磁化强度之比(Mrs/Ms)在0.10~0.35 之间，剩磁矫顽力与矫顽力之比(Bcr/Bc)在1.20~5.50之间，Day图上基本落在假单畴(PSD)区域[11-12].
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图 2 典型样品顺磁校正后磁滞回线 H为外加场，M为磁矩，Mrs代表饱和剩磁强度，Ms代表饱和磁化强度，Bc代表矫顽力， Bcr代表剩磁矫顽力，其中(a)，(b)，(c)为火山岩样品，(d)为沉积岩样品. Fig. 2 Room temperature hysteresis loops for representative samples after slope correction for paramagnetic contribution H, applied field； M, magnetic moment； Mrs, saturation remanent magnetism； Ms，saturation magnetization； Bc, coercivity ； Bcr, remanent coercivity. (a，b，c) refers to volcanic samples and (d) refers to sedimentary samples. |
图 3为代表性样品磁化率随温度(χ-T)变化曲线.部分样品加热过程中630 ℃左右磁化率急剧降低，指示磁赤铁矿信息，冷却曲线磁化率升高且在520 ℃附近出现峰值，说明加热过程中部分磁赤铁矿可能还原生成了少量单畴(SD)磁铁矿(图 3a)；另有部分样品加热到300 ℃附近磁化率有明显降低，可能对应于热不稳定的磁赤铁矿的存在，580 ℃ 附近磁化率的显著下降，指示磁铁矿的存在，冷却曲线磁化率低于初始磁化率的现象说明，该样品中的热不稳定的磁赤铁矿在加热过程中可能转变为低磁化率的矿物，如赤铁矿(图 3b)；还有部分样品磁化率在600 ℃附近骤降，但未完全解阻，600 ℃之后还有一小部分残余，说明样品可能为磁铁矿和赤铁矿混合载磁，且赤铁矿含量较高，冷却过程中磁化率值高于初始磁化率值，说明加热过程中可能新生成了少量磁铁矿(图 3c)；沉积岩样品加热过程中580 ℃附近磁化率显著下降，但未降到零，说明主要载磁矿物为磁铁矿，但含有少量磁赤铁矿或赤铁矿，冷却过程中磁化率的显著增加是由加热过程中生成较多磁铁矿所致(图 3d)[13].
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图 3 典型样品χ-T曲线 χ为磁化率，T为加热温度，实线(虚线)代表加热(冷却）过程，其中(a)，(b)，(c)为火山岩样品，(d)为沉积岩样品. Fig. 3 High-temperature magnetic susceptibility curves χ-T) for representative samples χ is magnetic susceptibility and T is heating temperature. Solid (dotted) lines represent heating (cooling) process. (a，b，c) refers to volcanic samples and (d) refers to sedimentary samples. |
以上结果表明，承德盆地袁家庄剖面火山岩的剩磁载体较为复杂，含有磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿等多种磁性矿物成分；沉积物中主要载磁矿物为磁铁矿，同时可能也含有少量磁赤铁矿和赤铁矿等磁性矿物.
4.2 磁性地层上述岩石磁学研究结果表明，无论是火山岩还是沉积岩，选用逐步热退磁方法来测定不同岩石所携带的特征剩磁是合理的.热退磁实验结果显示，当加热温度达到450℃ 或500℃ 之后，部分火山岩样品可分离出稳定的剩磁分量，640 ℃ 左右退到原点(图 4a、b)，说明特征剩磁载体可能为磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿多种磁性矿物；另一类火山岩样品的特征剩磁温度谱在600~680 ℃ 之间(图 4c)，说明其载磁矿物为典型的赤铁矿；当加热温度达到200 ℃之后，沉积岩样品就可分离出特征剩磁，当加热温度达到575 ℃时，沉积岩的剩磁基本消失(图 4d)，说明其特征剩磁载体主要为磁铁矿.
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图 4 典型样品热退磁矢量图(地层坐标系） 实心(空心）圆代表水平(垂直）面上的投影，N、W、UP分别代 表北、西、上三个方向，NRM代表天然剩磁，图中的数字代表加 热温度CC)，其中(a)，(b)，(c)为火山岩样品，(d)为沉积岩样品. Fig. 4 Orthogonal projections of progressive thermal demagnetization for representative samples (in stratigraphic coordinate) Solid (open) circles represent the horizontal (vertical) planes. N, W and UP represents the direction of north, west and up respectively. NRM is the natural remanent magnetism. Figures in the diagram represent heating temperatures (C). (a，b，c) refers to volcanic samples and (d) refers to sedimentary samples. |
用主向量分析法[14]计算每个样品的特征剩磁方向，至少选择4个(不包括原点)连续的温度点来确定特征剩磁分量，火山岩、凝灰岩最大角偏差小于5°，沉积岩小于10°(其中大部分样品(22 块)小于5°).按照这一选择标准，进行逐步热退磁实验处理的229块火山岩、凝灰岩样品和38块沉积岩样品中有168块火山岩、凝灰岩样品和26块沉积岩样品获得可靠的特征剩磁分量.根据获得的特征剩磁分量计算每个样品记录的虚地磁极(VGP)纬度，用于确定地磁极性变化序列.VGP 纬度计算结果显示，火山岩下部为正极性，上部为负极性；中部底砾岩中的两层凝灰岩下层为负极性，上层为正极性；上部沉积岩全部为正极性，因此袁家庄剖面共记录了三个磁极性段(图 5):下部正极性段(N2)、中部负极性段(R1)和上部正极性段(N1).与2004 年地磁极性年表[15]对比并结合129~128 Ma的火山岩同位素年龄(与B.Schoene私人通信)，认为剖面下部正极性段(N2)对应于M3n，负极性段(R1)对应于M1r，上部正极性段(N1)对应于M1n.由此可见，承德盆地袁家庄剖面沉积作用的起始年龄约为128 Ma.
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图 5 袁家庄剖面磁性地层序列及其与地磁极性年表对比图 其中MAD代表最大角偏差，VGP代表虚地磁极，GPTS代表地磁极性年表[15] Fig. 5 Lithostratigraphy and magnetostratigraphy of the Yuanjiazhuang section and the correlation with the geomagnetic polarity timescale (GPTS) MAD，maximum angular deviation； VGP,virtual geomagnetic pole |
岩石磁学和热退磁结果显示，承德盆地袁家庄剖面火山岩的剩磁载体较为复杂，含有磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿等多种磁性矿物成分.究其原因，可能与复杂的矿物来源及其所处的构造环境有关.晚中生代华北克拉通动力学体制发生重大转折，即由早中生代的南北向收缩或挤压转变为与古太平洋板块俯冲相关的近东西向(NWW-SEE 向)的板内变形与伸展，这一重大转折引起了华北克拉通的破坏，其东部出现了大规模的构造变形和岩浆活动[7].太平洋板块俯冲脱水等物理化学过程，使得华北克拉通东部地幔对流系统失稳，造成大陆岩石圈去根、地幔上涌、下地壳重熔等一系列深部活动，从而使得壳幔物质大比例交换和混合[16]，造成了该地区物源的复杂性.而承德盆地正处于破坏剧烈的华北克拉通北缘燕山造山带中段，其复杂的壳幔混合物源决定了该地区火山岩矿物成分的复杂性.此外，火山岩形成以后该地区仍处于伸展变形强烈期，后期的改造作用可能使得火山岩成分发生部分转化，从而造成火山岩载磁矿物十分复杂，但热退磁结果显示其原生剩磁信息并未被完全覆盖.
为了探讨该剖面记录的古地磁极性及获得相关构造信息，计算了每个采点的平均方向及VGP 经纬度和每个极性段记录的平均方向及古地磁极(表 1).由于采点CD12 和CD13 为底砾岩中夹的两层凝灰岩，与上部沉积岩和下部熔岩流不连续且CD12采点平均方向的α95较大，因此这两个采点不参与上下极性段平均方向的计算，但这些样品记录的极性可用于磁性地层研究.采点平均方向及其VGP纬度计算结果表明，CD01~CD05 为正极性，CD55~CD11为负极性，CDC 为正极性.将该剖面下部火山岩记录的两个极性段做倒转检验，结果γ=12.6°，γc=8.1°，γ>γc，未通过倒转检验(γ 为正、负极性段平均方向夹角的补角，γc为γ 的临界角，当γ<γc 时可以通过倒转检验)[17].由每个极性段平均方向计算结果可知，火山岩正极性段的平均方向D/I=10.2°/57.3°(α95=4.0°，κ=370.8)，火山岩负极性段D/I=200.7°/-46.5°(α95 =6.2°，κ=81.1)，沉积岩正极性段D/I=19.6°/60.2°(α95 =2.6°，κ=123.8)，这里火山岩负极性段记录的倾角明显小于上下正极性段，相差~10°，致使倒转检验未通过.导致倒转检验失败的影响因素可能来自两个方面:一是负极性段几个熔岩流可能为短期快速喷发，结果未平均掉地磁场长期变的影响；二是该区域复杂的构造背景使得负极性段火山岩受后期改造作用，原生剩磁分量叠加了部分次生分量，使得特征剩磁分量倾角偏小，但原生剩磁并未被完全覆盖.无论哪种原因，该剖面记录的方向信息都不适合用于讨论构造问题.三个极性段计算得到的古地磁极结果分别为:
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表 1 袁家庄剖面热退磁结果平均方向数据表 Table 1 Site mean direction of thermal demagnetization results from the Yuanjiazhuang section |
火山岩正极性段81.7°N，225.7°E(A95=5.1°，K=224.1)；
火山岩负极性段68.6°N，238.9°E(A95=7.4°，K=57.2)；
沉积岩正极性段75.4°N，199.4°E(A95=3.5°，K=67.2).
对比125Ma欧亚大陆古地磁极(75.7°N，192.4°E；A95=3.5°，K=193.5)[18]发现，沉积岩正极性段记录的古地磁极与之基本重合，火山岩正极性段记录的古地磁极也很接近，说明这两个极性段岩石保存了可靠的原生剩磁信息，尽管火山岩负极性段记录的古地磁极偏离稍远，但根据上述分析，认为其仍保留了部分原生剩磁信息，仍能反应当时的地磁极性.综合分析以上讨论，认为袁家庄剖面记录的地磁场方向结果虽不适合用于讨论构造问题，但其记录的地磁极性仍是可靠的，可以用于建立地磁极性序列.
5.2 磁性地层结果及火山岩载磁矿物复杂性对华北克拉通破坏的指示意义近年来对华北克拉通东部一系列伸展盆地的地质调查和油气勘探工作，揭示了这些盆地的充填与时空变化规律，也为认识华北克拉通破坏中的浅部响应提供了重要信息.其中关于早白垩世克拉通峰期破坏期间盆地的时空变化规律，对认识该克拉通的破坏过程与机制具有重要的指示意义[19].华北克拉通破坏的重要标志是岩石圈减薄、地幔性质转变以及壳内大规模韧性变形与岩浆活动，特别是在早白垩世出现大量伸展构造(包括变质核杂岩、拆离断层和断陷盆地)以及与之相伴的岩浆活动和岩石圈地幔物性的改变.本文对华北克拉通破坏形成的中生代断陷盆地之一燕山地区承德盆地磁性地层学研究结果表明承德盆地沉积作用始于128 Ma，岩石磁学研究结果表明该地区火山岩剩磁载体十分复杂，含有磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿等多种磁性矿物成分，指示当时深部热构造活动强烈，可能与伴随华北克拉通破坏峰期出现的地壳变形、岩浆活动、地幔上涌、下地壳重熔等深部动力过程密切相关，结合地质、地球物理、地球化学等研究结果，可将华北克拉通破坏峰期限定为128~125 Ma.华北克拉通内多处存在的变质核杂岩构造是地壳强烈伸展并使中下地壳物质直接剥露至地表的典型构造样式，这些伸展构造运动方向基本一致(NWW-SEE 向)、发育时间近乎相等(135~115 Ma)[20-27]；晚中生代古太平洋板块俯冲作用以及蒙古-鄂霍次海的闭合导致华北克拉通动力学体制发生重大转折，即由早中生代的南北向收缩或挤压转变为与古太平洋板块俯冲相关的近东西向(NWW-SEE 向)的板内变形与伸展[28]，这次重大动力学体制转折导致华北克拉通东部的破坏，并在128~125 Ma达到峰期.这些结论与本文从磁性地层结果得出的华北克拉通破坏峰期一致，说明燕山地区晚中生代的伸展盆地体系形成与华北克拉通破坏的深部作用相关，或许与该地区曾经发生的下地壳拆沉作用所引起的岩浆活动有关.与华北克拉通破坏峰期相伴随的地表过程之一是区域性伸展活动和断陷盆地的形成，这一过程在华北克拉通南、北缘表现最为强烈，北部燕山构造带以出现变质核杂岩为特征，南部以出现宽裂谷型盆地为特征.地表响应的不同，说明华北克拉通南北缘的破坏方式是不同的，即华北克拉通北缘可能以拆沉为主，而华北克拉通南缘则以热侵为主，无论是拆沉方式还是热侵方式，都是太平洋板块俯冲脱水等物理化学过程，使华北克拉通东部地幔对流系统失稳所致.
本文通过对华北克拉通北缘燕山造山带中段承德盆地的磁性地层研究，得出承德盆地沉积作用起始年龄为128 Ma，由此建立了承德盆地下白垩统下部的年代格架，并从地磁学的角度提出华北克拉通破坏峰期为128~125 Ma.以承德盆地为代表的燕山地区晚中生代的伸展盆地体系形成与华北克拉通破坏的深部作用密切相关，对该盆地的深入研究将会促进对华北克拉通北缘盆山构造体制发展和动力学过程的了解.
致谢感谢孟庆任教授对本文的指导，感谢中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室潘永信、邓成龙、秦华峰、黄晟、王磊等在野外工作中的帮助及论文撰写过程中提出的宝贵意见.感谢邓成龙研究员在数据分析过程中的悉心指导.
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