2. 中国科学院研究生院, 北京 100049
2. Graduate University of the Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
扬子地块是中国大地构造的重要组成部分, 其古地磁研究备受重视.扬子地块的古地磁工作始于20世纪60年代, 目前已初步建立扬子地块显生宙视极移曲线(APWP)[1-8].古地磁测量技术的进步, 使碳酸盐岩这些剩磁强度较弱的岩石成为重要的研究对象.然而, 尽管扬子地块早古生代海相碳酸盐岩广泛发育, 国内外学者都对此开展了深入的研究, 但目前有关扬子地块早古生代可靠的古地磁结果仍很少, 使我们无法确定扬子地块早古生代完整的古地磁视极移曲线[5, 7, 9-14].造成这一现状的主要原因是扬子地块碳酸盐岩重磁化的影响[15-18].
对岩石重磁化的研究主要始于20世纪60年代, 当时一些研究者怀疑欧洲和美国北部一些地层的岩石在晚古生代被重磁化了[19-21], 但有些研究者对此持相反的观点[22].到20世纪70年代, 古地磁学开始引入稳定性检验来约束特征剩磁的原生性, 相关研究支持上述地区早古生代某些地层的岩石在晚古生代被重磁化的观点, 提出了一些岩石被重磁化的机制[23-24]; 但多数研究者仍然认为岩石重磁化仅仅是局部现象.随着研究工作的不断深入, 特别是对加拿大劳伦地区和美国东部阿巴拉契亚的研究, 使大多数研究者认识到岩石重磁化是很普遍的现象[25-28].国内外不同学者也认识到, 中国及邻区也普遍存在岩石重磁化现象[18, 29-34].扬子地块古生代沉积岩的重磁化现象尤为普遍[15-18].如Kent等[15]报道了湖北宜昌和江苏南京附近寒武系到早二叠统沉积岩的原生剩磁大多被后期地质事件破坏, 现今岩石中保留的剩磁完全是后期重磁化的结果. Wang和VanderVoo[17]通过逐步热退磁实验从南京地区中奥陶世到早二叠世的沉积岩中获得了两个磁化方向, 认为均是三叠纪到侏罗纪的重磁化结果.
目前, 对岩石重磁化现象的解释主要有两种假设.其一, 认为沉积物固结成岩后很长一段时间之后, 原岩中有新矿物生成获得化学剩磁(CRM)造成重磁化; 其二, 认为岩石中的原生载磁矿物没有发生改变, 后期由于热/化学作用等使载磁矿物获得了粘滞剩磁(VRM), 改变了原来的剩磁方向而造成重磁化[35-38].重磁化过程往往伴随着复杂的水-岩化学/物理反应, 与岩石单元经历的地质历史过程密切联系[37].对于重磁化机理的研究, 有助于建立有效标准快速识别重磁化地层, 提高古地磁研究工作效率; 深化对岩石中化学-物理变化过程的认识, 以及约束岩石单元构造活动的时限[37].尽管目前对扬子地块早古生代碳酸盐岩的重磁化现象报道较多, 但对其岩石重磁化机制的研究仍然薄弱, 如对重磁化过程中矿物相变的认识还很有限.本研究选取扬子地块贵州羊磴地区的奥陶系碳酸盐岩, 将古地磁学和岩石磁学研究相结合来探讨其重磁化机制.
2 地质背景与采样羊磴剖面位于贵州省北部, 属雪峰山类前陆盆地西北缘[39](图 1a).区内奥陶系发育齐全, 主要为一套浅海相灰岩、页岩及砂岩, 化石丰富, 岩相稳定, 厚度变化小(480~550m).自上而下划分为上统五峰组、临湘组; 中统宝塔组、十字铺组; 下统湄潭组、红花园组、桐梓组[40].
本研究在区域地质调查基础上, 选择官田寺背斜两翼沿羊磴-坡渡公路出露的奥陶系进行采样.官田寺背斜为一不对称箱状背斜, 核部为寒武系, 两翼为奥陶系-二叠系, 西翼缓, 倾角22°~30°; 东翼陡, 倾角45°~60°[40].采样地层包括下统桐梓组、红花园组、湄潭组以及中统宝塔组.桐梓组为浅灰色, 灰色中厚层状-厚层状泥质白云质灰岩、白云岩、夹页岩以及生物碎屑灰岩, 总厚~110m.红花园组为深灰色、灰色中-厚层状灰岩、生物碎屑灰岩, 与下伏桐梓组整合接触; 厚~75 m.湄潭组与下伏红花园组整合接触, 经历了纵向上从上而下由页岩-灰岩、页岩-砂岩变化; 选择其中的灰岩进行采样, 厚~20m.上覆十字铺组因露头欠佳未采样.宝塔组为深灰色厚层状泥质灰岩, 与下伏十字铺组整合接触, 厚~35m.
根据露头出露情况, 使用便携式汽油钻机在官田寺背斜的西翼(GPS: 28.75°N, 106.84°E)和东翼(GPS: 28.73°N, 106.93°E)分别采集了17(YD1-17)和6个采点(YD18-23; 图 1b)共319块独立定向岩心样品.野外岩心均使用磁罗盘定向; 每个采点采取独立定向样品13~15块.室内将样品加工成高20mm、直径25.4 mm的标准古地磁样品, 剩余新鲜样品用以岩石磁学实验.
3 实验方法和结果 3.1 古地磁实验为获得样品的剩磁组分, 选取逐步热退磁技术对羊磴奥陶系碳酸盐岩样品进行系统退磁处理.使用ASC公司的TD-48热退磁炉加热样品, 热退磁的温度间隔为50℃~100℃.在美国产2G-755R低温超导磁力仪上进行剩磁测量. 219样品经过6-7步到达最高温度400 ℃或450 ℃, 98样品经过16步加热到690 ℃.选择2块样品开展了热退磁和交变退磁的混合退磁.先将样品加热到200℃, 然后进行交变退磁.退磁场由美国产2G-660脉冲磁力仪产生, 磁场间隔为5~10 mT, 经11步达到最大场80mT.上述实验设备均安装在磁场强度小于300nT的磁屏蔽空间内.单个样品的退磁特征用正交矢量投影图[41]表示, 利用主向量分析法[42]获取剩磁的直线拟合方向, 最大角偏差(MAD)大于10°的方向排除计算; 利用Fisher统计方法[43]计算采点平均方向, 并计算虚(古)地磁极.
羊磴剖面奥陶系灰岩的天然剩磁(NRM)强度的变化范围为0.0001~0.034A/m, 多数样品(~92%)的NRM强度小于0.01A/m.绝大部分样品只有一个磁化分量(图 2(a-f)).大部分样品(~77%)在400 ℃前完全解阻(图 2(a-e)); 经过400 ℃退磁后的剩磁强度(NRM400)小于NRM的10%.小部分(~23%)样品的NRM400/ NRM >10% (图 2(f-i)), 其中部分样品(9%, 主要来自采点YD14和YD15)的这一比值超过30%, 完全解阻温度为585 ℃ (图 2(g-i)).从热退磁矢量投影图上看, 由混合退磁方法获得的特征剩磁方向(图 2d)与由热退磁方法分离的特征剩磁方向基本一致.羊磴奥陶系灰岩的天然剩磁方向分布较为集中(图 3a).按照热退磁特征, 可将样品分为A和B两组, 其中A组只记录了单一磁化矢量, 解阻温度低于450 ℃ (图 2(a-c)); B组样品中能够分离出两个磁化矢量, 主要包括采点YD14和YD15中的大部分样品(图 2(g-i)).
A分量在地理坐标系下呈集中分布(图 3b).经过统计分析后获得A磁化分量在地理坐标系下的采点平均方向(Dg/Ig)为(3.1°/48.1°; N=21, Kg=108.0, α95=2.9°; 图 3c), 对应的古地磁极位置为87.0°N, 2.8°E(K=105.5, A95=3.0°).经地层产状校正后, A分量分散为两组(图 3(d, e)), 平均方向为Ds/Is=1.6°/51.4°(Ks=16.7, α95=7.5°; 图 3e).对A分量进行褶皱检验[44]显示, 褶皱前后的检验统计量(ξ1)均大于对应99%置信区间的临界值, 在99%置信水平上褶皱检验为负.同褶皱检验结果显示, ξ1在褶皱展开16%时获得最小值, 此时, 统计精度K获得最大值(图 3f), 此时对应的古地磁位置为87.7°N, 332.3°E(A95=2.9°).
B组样品的低温分量( < 450 ℃)和高温分量(450 ℃~585 ℃)在地理坐标系下的平均方向分别为(354.0°/50.2°; Kg=83.5, α95=3.4°)和(359.6/60.6°; K=50.3, α95=4.4; 图 4(a, b)); 两者在95%置信水平上显著不同(图 4c). B低温分量方向与A分量方向靠近, 与B高温分量明显区别. B分量的低温和高温分量在层位坐标系下的平均方向(Ds/Is)分别为(339.8°/58.0°; Ks=41.1, α95=4.9°)和(337.8/68.7°; Ks=26.3, α95=6.1°), 与地理坐标系下的统计精度参数Kg相比, Ks明显减小(~0.5倍), 说明这两个磁化矢量的褶皱检验为负.计算B低温和高温分量在地理坐标系下对应的古地磁极位置为(84.5°N, 47.4°E; K=69.3, A95=3.8°)和(76.6°N, 284.9°E; K=26.9, A95=6.0°).详细羊蹬奥陶系碳酸盐岩剖面的古地磁统计结果见表 1.
为查明羊蹬剖面奥陶系碳酸盐岩的磁性矿物组成, 选择典型样品开展了岩石磁学实验.磁性矿物在低温下基本不会发生化学变化, 因而低温实验是鉴定岩石中载磁矿物的有效手段, 可用来鉴定微量矿物的存在[45].利用低温超导磁力仪(MPMS), 使样品在常温(300K)下2.5T外场中获得饱和等温剩磁(SIRM)后, 在零场中降温至10K, 测量剩磁随温度升高至300K变化的ZFC曲线; 或者测量SIRM随温度降低至9K后升温至300K的变化曲线.在低温ZFC曲线上, 典型样品的剩磁强度在~120K时显著降低, 与磁铁矿Verwey转换特征相符[46].这一特征在一阶导数曲线上表现得更加明显(图 5a), 说明羊蹬奥陶系碳酸盐岩中含有磁铁矿.羊蹬剖面中典型样品的低温SIRM升温和降温曲线基本重合, 在~34K时均出现显著变化(图 5b), 说明羊蹬奥陶系碳酸盐岩中含有磁黄铁矿[47].
磁滞回线的形状和磁滞参数往往能反映样品中磁性矿物的成分、粒度和含量等信息[45, 48].利用MicroMag3900振荡样品磁力仪测量了典型样品的磁滞回线、IRM获得曲线和反向场退磁曲线.测量磁滞回线时外场变化范围为-0.5~0.5T, 从磁滞回线上可以获得矫顽力Hc、饱和磁化强度Ms以及饱和剩余磁化强度Mrs参数.等温剩磁(IRM)获得曲线的最大场为1T, 反向场退磁至~-400mT, 可以获得剩磁矫顽力Hcr参数.羊蹬样品的磁滞回线在小于250 mT时闭合(图 6(a-c)); Hc变化范围为(4.4~15.6)mT, 平均值为(9.5±0.8)mT; Hcr变化范围为(26.2~58.4)mT, 平均值为(40.0±1.8)mT; Mrs/Ms值变化范围为0.03~0.12, Hcr/Hc值变化范围为2.8~9.2.IRM获得曲线也显示样品在~250mT外场时已获得了饱和剩磁的95%~99%, 说明羊蹬奥陶系样品中低矫顽力矿物占主导.对IRM获得曲线进行矫顽力分析[49]结果显示, 样品中只有一个矫顽力组分, 峰值变化范围为50~55mT(图 6(d-f)).
磁化率能够反应磁性矿物的类型、粒径和含量等信息, 因而可以利用磁化率随温度变化的特征来识别样品中磁性矿物的种类和粒度分布[45, 50].利用捷克产多功能卡帕桥(MFK)磁化率仪测量了典型样品在空气环境中磁化率随温度变化曲线, 测量时外场为200 A/m, 频率为976 Hz, 加热速度为约12 ℃/min.典型羊蹬奥陶系灰岩样品的磁化率从~400 ℃开始显著升高, 到~500 ℃时达到最大值(图 7a, b), 可能由加热过程中化学变化生成的强磁性矿物(如磁铁矿或磁赤铁矿)引起.部分样品的这一特征不明显, 但从逐步加热曲线上可以看出, 磁化率从~400 ℃开始升高(图 7c).样品在空气中加热到700℃冷却至室温的磁化率一般明显高于初始磁化率(图 7), 可能由加热过程中生成强磁性矿物的不可逆反应引起.
通过热退磁特征可以将羊磴剖面奥陶系碳酸盐岩分为只记录了单一磁化矢量的A类(解阻温度低于450 ℃)和具有两磁化分量的B类.在地理坐标系下, A分量与B低温分量平均方向差别很小; 均与B高温分量区别明显, 和现代地磁场方向不同(图 4c).与扬子块体显生宙以来的视极移曲线[8]对比来看, A分量、B低温分量和B高温分量对应的古地磁极明显远离前人获得的早古生代古地磁极(图 8); 说明这三组分量均是后期重磁化结果.其中, A分量与扬子块体第四纪-古近纪的古地磁极位置重合, 说明A分量获得的时间晚于古近纪.从平均方向的投影图上看(图 4c), B低温方向的倾角稍高于A分量, 而B高温分量的倾角则明显偏高.另一方面, B低温分量对应的古地磁极的95%置信椭圆经过A古地磁极, 说明二者在95%置信水平上相同[51](图 8).因此, B低温分量与A分量的差别是受B高温分量影响的结果; B低温分量与A分量形成时间相同. B高温分量对应的地理坐标系下古地磁极(76.6°N, 284.9°E; A95=6.0°)与前人研究获得的华南块体广泛存在的晚白垩世同褶皱重磁化古地磁极(76.5°N, 174.1°E; A95=3.7°)[52-53]仅存在偏角差别, 可能与旋转或地层产状校正参数有关; 因此推测B高温分量很可能在晚白垩世期间获得.
碳酸盐岩的载磁矿物按来源可分为两种.一种是碎屑来源的(钛)磁铁矿和赤铁矿等; 另一种是沉积后的自生矿物, 如胶黄铁矿、磁黄铁矿、磁赤铁矿和磁铁矿等[54-56].部分羊磴奥陶系碳酸盐岩样品在热退磁处理中表现出~585 ℃的解阻温度, 对应的NRM强度较强; 典型样品具有~120 K的磁铁矿Verwey转换特征(图 5a), 说明这部分样品的主要载磁矿物为磁铁矿.部分样品的NRM强度较弱, 解阻温度为~320 ℃, 说明其主要载磁矿物为磁黄铁矿和(或)胶黄铁矿.在各种磁黄铁矿中, 只有单斜磁黄铁矿在室温下载有剩磁.磁黄铁矿的一个重要特征是SIRM在低温30~34K时会显著下降, 可用于鉴别微量磁黄铁矿[47, 57].典型羊磴奥陶系碳酸盐岩样品的低温SIRM曲线清晰显示了这一特征(图 5b), 验证了样品中含有磁黄铁矿.磁黄铁矿和胶黄铁矿是形成顺磁性矿物黄铁矿的重要中间产物[47, 57].黄铁矿在许多地质体中普遍存在, 是还原条件下最稳定的铁硫化物[47, 57].在缺氧的沉积环境中, 胶黄铁矿一般作为黄铁矿的中间产物广泛存在.但自生成因的磁黄铁矿较罕见, 只在一定地质条件, 如pH值为7~8的硫酸盐还原条件下, 磁黄铁矿才能与胶黄铁矿一起生长[57-58].因此, 羊磴奥陶系碳酸盐岩NRM的载磁矿物有磁铁矿和磁黄铁矿, 可能含有胶黄铁矿.进一步区分为, A分量和B低温分量(解阻温度低于450℃)主要载磁矿物为磁黄铁矿(胶黄铁矿), 次要载磁矿物有磁铁矿; B分量(450~585 ℃)的主要载磁矿物为磁铁矿.另外, 黄铁矿可能是其中重要的顺磁性矿物.磁黄铁矿、胶黄铁矿和磁铁矿的矫顽力都较低[54, 59], 与羊磴样品表现出的低矫顽力特征一致.天然样品的磁滞回线形状受成分、粒度和含量等因素影响往往复杂多变[45].然而, 羊蹬样品的磁滞回线形状简单, 矫顽力成分单一(6); 可能主要反映次生磁性矿物特征.天然样品通常是不同种类、粒度和含量的磁性矿物的混合体, 其低场磁化率曲线往往相当复杂[45, 50].羊蹬奥陶系碳酸盐岩的磁性矿物中, 磁黄铁矿在加热时会发生不可逆热变化, 生成磁铁矿或磁赤铁矿[54, 60-61]; 黄铁矿在空气中加热时会生成磁铁矿和磁黄铁矿[62-63]; 胶黄铁矿在空气中加热时会发生分解转化[59]; 这些过程都可能导致样品在空气中加热时磁化率发生变化.
贵州羊蹬地区在中生代的变形主要发生在燕山期[64].区域调查结果显示, 燕山期构造运动是区内最强烈的构造运动; 在白垩纪末, 燕山运动席卷全区, 使区内地质构造单元发生褶皱和断裂, 形成了现今的构造面貌[40]. Yang和Besse(2001)[52]综合前人研究结果指出, 华南块体广泛存在与晚燕山期造山运动有关的晚白垩世重磁化; 其重磁化分量对应的古地磁极(76.5°N, 174.1°E)[52-53]与本研究中B高温分量对应的古地磁极仅存在偏角差别.因此推测B高温分量很可能也是晚燕山期造山运动重磁化的结果, 表现为磁铁矿生长获得化学剩磁而被重磁化.然而, 研究剖面上能够分离出B高温分量的样品只占少数(~6%), 绝大多数样品都以A分量为主导. A分量地理坐标系下对应的古地磁极(87.0°N, 2.8°E, A95=3.0°)和获得最大统计精度值(褶皱展平至16%)时对应的古地磁极(87.7°N, 332.3°E, A95=2.9°)均与扬子地块第四纪-古近纪的古地磁极(87.5°N, 315.6°E, A95=5.9°)[8]在95%置信水平上重合, 说明羊磴奥陶系碳酸盐岩中A重磁化分量可能在晚于古近纪时期的地层褶皱时获得. A分量的主要载磁矿物为磁黄铁矿(胶黄铁矿).胶黄铁矿获得化学剩磁的时间还存在较大争议, 部分学者认为滞后于沉积时间不久[65], 但受到另一些学者质疑[66].羊蹬奥陶系样品中A分量获得稳定剩磁的时代晚于古近纪, 比沉积时代晚约400 Ma.
新生代以来欧亚大陆上影响最大的构造运动是印度板块与欧亚大陆的碰撞, 造成青藏高原垂向隆升了约4500m, 最终形成了中国地理西高东低的三级阶梯状地势[67-68].造山运动会形成大量流体, 这些流体在通过沉积盆地的运移过程中, 能够与原岩发生热或水-岩化学作用, 造成岩石的区域性重磁化现象[37].如受到克拉通周围造山带形成时产生流体的影响, 阿巴拉契亚盆地的大部分古生代碳酸盐岩被重磁化[37].青藏高原隆升产生的流体可能对东南缘盆地的岩石有重大影响.对云南昭通地区下三叠统飞仙关组砂岩的研究表明, 飞仙关组被普遍重磁化, 重磁化分量对应的古地磁极(89.1°N, 331.7°E, A95=2.4°)[34]与羊蹬剖面A分量记录的古地磁极在95%置信区间内重合.但对昭通地区峨眉山玄武岩的古地磁研究表明, 该地区的峨眉山玄武岩能够记录原生剩磁[69-71], 低温( < 400 ℃)分量的平均方向与近现代地磁场相近[70-71].峨眉山玄武岩致密; 飞仙关组砂岩和羊蹬奥陶系生物碎屑灰岩都为沉积岩, 含生物化石等有机质.沉积岩的孔隙度较大, 有利于造山流体的运移、留存和与原岩中的有机质发生相互作用等, 使次生磁铁矿、磁黄铁矿、胶黄铁矿和黄铁矿等磁性矿物得以生长; 火山岩中流体难以通过, 因而受到的影响较小.新生成的载磁矿物, 如磁黄铁矿和胶黄铁矿在生长过程中获得了化学剩磁, 从而造成了广泛重磁化.因此, 羊磴奥陶系灰岩中A分量的获得主要受喜马拉雅造山运动产生的流体作用影响, 使磁性矿物(主要为磁黄铁矿和胶黄铁矿)生长获得化学剩磁而发生重磁化.这期重磁化事件使本区奥陶系碳酸盐岩在晚燕山期造山运动中获得的重磁化矢量再次被重磁化.
5 结论(1) 对扬子地块贵州羊蹬地区的奥陶系碳酸盐岩的古地磁研究显示, ~94%样品(A类)记录了单一剩磁分量A, 6%样品(B类)记录了两个磁化矢量. A分量( < 450 ℃)在地理坐标系下的平均方向为Dg/Ig=3.1°/48.1°(K=108.0, α95=2.9°, N=21), 对应的古地磁极位置为87.0°N, 2.8°E(K=105.5, A95=3.0°). B低温( < 450 ℃)和高温分量(450~585℃)在地理坐标系下的平均方向(Dg/Ig)分别为(354.0°/50.2°; K=83.5, α95=3.4°)和(359.6°/ 60.6°; K=50.3, α95=4.4°), 对应的古地磁极位置分别为(84.5°N, 47.4°E; K=69.3, A95=3.0°)和(76.65°N, 284.9°E; K=26.9, A95=6.0°). B高温分量与A分量有明显差别; B低温分量与A分量同时形成, 但受B高温分量影响.三组分量均没有通过褶皱检验, 是两期重磁化作用的结果.
(2) 综合岩石磁学分析揭示, 羊蹬奥陶系碳酸盐岩的载磁矿物有磁铁矿和磁黄铁矿; 同时含有胶黄铁矿和顺磁性矿物黄铁矿. A分量( < 450 ℃)的主要载磁矿物为磁黄铁矿、胶黄铁矿等硫化物磁性矿物, 次要载磁矿物为磁铁矿; B分量(450℃~585℃)的主要载磁矿物为磁铁矿.磁黄铁矿、胶黄铁矿和磁铁矿都是成岩后形成的次生矿物.
(3) 羊磴剖面奥陶系碳酸盐岩记录了两期重磁化分量, 其中B高温分量可能受晚燕山期造山运动的影响; A分量和B低温分量的形成可能与印度板块与欧亚大陆碰撞引起的喜马拉雅造山运动有关; 以后一期事件的重磁化记录为主.喜马拉雅造山运动使青藏高原隆升和东南缘大面积抬升, 产生的造山流体对东南缘岩石的剩磁记录产生影响.碳酸盐岩等沉积岩有利于造山流体的运移、留存以及与岩石中有机质发生相互作用等, 使磁黄铁矿、胶黄铁矿、磁铁矿等矿物生长获得化学剩磁, 从而造成广泛重磁化.
致谢野外采样得到了庄宗海、苏文俊的帮助; 两位审稿人和杨振宇教授提出了有益的修改意见, 在此一并致谢.
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