2021, Vol. 64
作为东亚大陆关键陆块之一的华北地块，其前寒武纪构造演化历史、显生宙古地理位置变迁、晚古生代-中生代与华南等相邻地块的碰撞拼合时限和模式一直是地学界广为关注的焦点(Zhao et al., 2018).从构造位置上看，华北地块位于中亚造山带以南，祁连—秦岭—大别中部造山带以北，显生宙以来长期受到周缘活动带的影响和制约；从时间上看，伴随着Pangea超大陆的汇聚和裂解，晚古生代-中生代是华北等东亚主要陆块发生碰撞和拼合的主要时期(Huang et al., 2018).20世纪80年代末至90年代初，Zhao等(1987)和Enkin等(1992)基于古地磁数据提出了经典的华南-华北地块剪刀式旋转碰撞拼合模型.时过境迁，尽管大量的古地磁数据支持该碰撞拼合模式(如Huang et al., 2018)；但由于越来越多的关于沉积岩磁倾角浅化效应的报道和争议，一些学者(如Van der Voo et al., 2015; Ren et al., 2016; Wu et al., 2017; Zhang et al., 2018; Zhao et al., 2020)基于统一的磁倾角浅化因子(f=0.60)校正模型，提出了新的华北等东亚陆块晚古生代以来的构造演化模型.可见，准确评估华北等东亚陆块晚古生代-中生代沉积岩中的磁倾角浅化效应，重新确定华北等东亚地块晚古生代-早中生代的古地理位置，对进一步完善华北与华南、华北与蒙古及西伯利亚板块之间的碰撞拼合时限与模式等至关重要.
华北地块早三叠世时期火山岩发育较少，古地磁数据主要来自于红色陆相碎屑岩(红层)(杨振宇等，1998；黄宝春等，2008)，这使得华北早三叠世的古地磁数据很可能受到了沉积压实等引起的磁倾角浅化效应的影响.研究发现，在沉积岩，特别是以碎屑赤铁矿为载磁矿物的红层中获得的原生剩磁倾角显著偏低于同地区同时代火山岩的记录(Gilder et al., 2001; Tan and Kodama, 2003; Tauxe and Kent, 2004).事实上，针对沉积岩的碎屑剩磁能否真实记录地磁场方向这一问题，自20世纪50年代开始就引起了众多学者的关注(Verosub, 1977; Tauxe and Kent, 1984).King(1955)通过沉积模拟实验发现沉积剩磁记录的磁倾角常常会发生浅化，且剩磁倾角I与外加磁场的磁倾角IO之间的关系为: tan I=f tan IO, 其中f为浅化因子.因此，对沉积岩磁倾角浅化效应的识别和校正事实上转化为对特定沉积物或沉积序列的磁倾角浅化因子f值的确定.
目前对磁倾角浅化的校正主要有两种方法，一种是基于剩磁各向异性的校正方法(Jackson et al., 1991; Hodych and Buchan, 1994; Tan and Kodama, 2002；Bilardello and Kodama, 2009)，另一种是基于地磁场长期变化的E/I(Elongation/Inclination)校正方法(Tauxe and Kent, 2004; Tauxe et al., 2008).两种方法各有利弊，前者以发生磁倾角浅化的磁性矿物颗粒作为直接研究对象，没有严格的先决条件，但需要进行大量的实验，且需要专门的实验设备(如脉冲磁力仪、JR6双速旋转磁力仪、离心机等)；后者(E/I法)的优点是操作简单，不需要额外的岩石磁学实验.但如要获得合理的浅化因子f值，必须严格遵循其前提条件：需要很大的样品数量，同时假设其具有相同的平均浅化因子；而且，还假设地质历史时期的地磁场与过去5 Ma以来的地磁场具有完全一致的长期变模型(Tauxe and Kent, 2004; Tauxe et al., 2008).此外，E/I校正方法还假定单样品之间特征剩磁方向的离散完全源自于地磁场的长期变化，特征剩磁方向的分布中不包含任何构造运动因素(Tauxe et al., 2008).众所周知，用于研究稳定块体古地磁参考极的样品，通常要求采自多剖面，甚至是多个采样地区，且跨越数百万年时间，以尽可能消除不同地区、不同剖面之间局部构造运动的影响，因而在特征剩磁的分布中很可能会包含或多或少的局部和瞬时的相对构造运动因素，从而导致浅化因子f值的估计偏差.因此，对于同一沉积序列分别使用两种相互独立的方法求解其磁倾角浅化因子f值，不仅可以准确地获取其磁倾角浅化程度，而且可以进行两种基于完全不同假设条件的方法之间的相互检验.
周庭红等(2018)采用E/I方法对刘家沟组红层(N=132)进行了磁倾角浅化的识别和校正研究，结果表明该红层中磁倾角浅化现象明显，浅化因子为f=0.60.如前所述，E/I校正方法对参与特征剩磁方向分布特征统计分析的数据有严格的先决条件，而刘家沟组红层的特征剩磁数据(如周庭红等，2018)有无受到其他因素的影响尚不明确；因此，本文尝试采用两种不同的剩磁各向异性方法对其进行磁倾角浅化效应的识别和校正研究，以便与E/I校正得到的结果进行对比分析.
1 地质背景及采样根据华北早三叠世现有可靠古地磁数据的空间分布(如Huang et al., 2018)，以及对河北、河南多条上二叠统和下三叠统剖面岩石的预研究结果，周庭红等(2018)选择了华北地块山西隆起区中南部的沁水盆地下三叠统刘家沟组进行了系统古地磁采样，采样的三个剖面为沁水(35.93°N，112.23°E)、长子(36.07°N，112.63°E)和安泽(36.18°N，112.41°E)(图 1).相对于华北地块其他构造单元，沁水盆地位于华北克拉通的中心，不仅受中、新生代由太平洋板块俯冲引起的岩浆活动和陆内伸展变形等影响相对较小；而且通过其西部鄂尔多斯盆地对青藏高原东北缘生长变形的卸载，受喜马拉雅造山运动的影响也相对较弱.据承金等(2009)研究，盆地内除缺失志留系和泥盆系外，其余地层均有出露.其中，下三叠统刘家沟组主要为一套灰红色、紫红色薄层至中厚层状长石砂岩，夹有紫红色粉砂岩、砂质页岩和砂质泥岩等.早在20世纪90年代初，谈晓冬等(1991)就从该套红色碎屑沉积岩中获得了可靠的原生剩磁记录.
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图 1 山西安泽地区区域地质简图(修改自周庭红等，2018)，其中，1安泽剖面，2沁水剖面，3长子剖面 Fig. 1 Simplified regional geological map of the Anze area showing paleomagnetic sampling areas after Zhou et al. (2018). 1 Anze Section, 2 Qinshui Section, 3 Changzi Section |
为了保证用于剩磁各向异性和E/I校正及磁化率各向异性(AMS)研究样品的一致性，本文选择了周庭红等(2018)三条采样剖面中的沁水和长子两条剖面(图 1)，共采集8块定向手标本；所采样品均为紫红色砂岩-粉砂岩.据周庭红等(2018)岩石磁学实验结果，所采刘家沟组红层样品的主要载磁矿物为赤铁矿和少量的磁铁矿.
2 实验方法实验室内首先对定向手标本样品进行了加工处理，利用台式钻机垂直钻取定向岩心样品，分别切割制成25 mm×22 mm的标准古地磁样品和9 mm×7 mm的小样品.然后，分别进行45°等温剩磁各向异性实验(45°AIR, Hodych and Buchan, 1994)和高场等温剩磁各向异性实验(hf-AIR, Bilardello and Kodama, 2009)，以开展磁倾角浅化的识别与校正研究.
为了确定刘家沟组样品中的剩磁各向异性程度，对样品进行等温剩磁各向异性、系统热退磁以及交变退磁实验.所有实验均在北京大学构造磁学实验室完成，其中等温剩磁的获得使用ASC-IM-10-30脉冲磁力仪；热退磁使用美制ASC-TD48热退磁炉；交变退磁使用ASC-D2000交变退磁仪；所有剩磁均由JR-6A双速旋转磁力仪测得；磁性颗粒的分离使用离心机完成.实验数据采用Pmagpy软件(Tauxe et al., 2016)进行分析处理.
2.1 45°等温剩磁各向异性(45°AIR)Hodych和Buchan(1994)提出了通过沿与岩石层面呈45°方向施加外磁场获得等温剩磁并进行逐步退磁的45°AIR方法.对来自6个采点的12块标准大小(25 mm×22 mm)的代表性样品，使用脉冲磁力仪沿与样品层面呈45°方向逐步施加直流磁场直至峰值800 mT；然后对所有样品进行最高退磁温度为680 ℃的13步系统热退磁；其退磁温度间隔为：低温阶段100 ℃，高温阶段即600 ℃以上为15~20 ℃.
2.2 高场等温剩磁各向异性(hf-AIR)Bilardello和Kodama(2009)提出了专门针对高矫顽力赤铁矿的剩磁各向异性方法，即hf-AIR方法.通过在高场中激活赤铁矿，同时进行峰值为100 mT交变退磁和120 ℃热退磁以消除可能存在的低矫顽力磁性矿物(如磁铁矿或磁赤铁矿)和高矫顽力低解阻温度矿物(如针铁矿)的影响，并重复进行九个方向(Girdler, 1961)的等温剩磁测量，获得高矫顽力高解阻温度载磁矿物-碎屑赤铁矿的等温剩磁各向异性张量，该方法能够较为精确地反映携带碎屑沉积剩磁(DRM)颗粒的各向异性程度.
受ASC-IM-10-30脉冲磁力仪在施加高直流场时的线圈孔径大小的限制，本实验选用小样品(9 mm×7 mm)替代标准大小(25 mm×22 mm)的样品进行高场充磁实验；实验共选取来自6个采样点的18块小样品.
2.3 磁性颗粒提取实验采用Kodama(2009)提出的磁性颗粒提取方法，对载磁矿物碎屑赤铁矿的单个颗粒各向异性度进行直接测量.
对红层样品进行研磨、筛选，将沉积物粉末和蒸馏水混合制成泥浆，放置烧杯中进行超声波沐浴24 h，然后用离心机以1000转/min的速度将泥浆离心30 min进行粒度分级(Dekker and Linssen, 1991).由于矿物之间的粒径不同，泥浆会出现分层，在离心管的底部会产生一层致密的深色颗粒，这表明碎屑赤铁矿已从染色赤铁矿中分离出来.取出深色颗粒，添加蒸馏水，用磁铁采集赤铁矿颗粒；将分离出的磁性矿物与树脂混合，在直流场中过夜干燥，利用hf-AIR方法测量树脂样品的剩磁各向异性(Kodama, 2009).
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图 2 剩磁各向异性测量的九个方向(改自Bilardello, 2016) (a) 外加磁场方向(箭头)与样品方向之间的关系; (b) 对应等温剩磁方向在赤平投影图上的投影. Fig. 2 The 9-position orientation scheme of Girdler (1961) to measure anisotropy of remanence (modified from Bilardello, 2016) (a) The nine specimen orientations in relation to the applied magnetic field (indicated by open arrows); (b) The resulting magnetization directions on a lower hemisphere stereonet. |
Hodych和Buchan(1994)利用沿与岩层呈45°方向施加脉冲磁场并退磁，提出了一个对以赤铁矿为载磁矿物的红层进行磁倾角浅化校正的模型：
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(1) |
式中，IIRM, 45°是与沉积层理呈45°方向上获得的等温剩磁倾角；IChRM为特征剩磁倾角；Icorr为浅化校正后的磁倾角，IRMZ和IRMX分别为样品在平行于地层层面和垂直于地层层面方向上获得的等温剩磁组分.
由于红层的载磁矿物为高矫顽力的赤铁矿，并且45°AIR实验过程中样品的等温剩磁组分可能受到天然剩磁的影响，所以选择外加磁场在300 mT到800 mT之间以及热退磁温度在600 ℃以上的IRMZ/IRMX结果进行拟合，如图 3所示.
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图 3 (a) 刘家沟组红层代表性样品沿与岩层层面呈45°方向逐步递增外加磁场过程中，IRMX(平行于地层层面)和IRMZ(垂直于地层层面)对比图；(b) 外加磁场强度10~800 mT过程中IRMZ/IRMX对比图；(c) 热退磁过程中IRMZ/IRMX对比图 Fig. 3 (a) Plots of IRMX (parallel to bedding) and IRMZ (perpendicular to bedding) acquisitions produced by applying magnetic fields at 45° to bedding as function of increasing field. (b) The IRMZ/IRMX as a function of pulse magnetic field up to 800 mT; and (c) the IRMZ/IRMX as a function of thermal demagnetization up to 680 ℃. The slope (IRMZ/IRMX) of the least-squares-fit for data points between 300 and 800 mT and between 600 and 680 ℃ is used to estimate the magnetic anisotropy of hematite, respectively |
由于赤铁矿的矫顽力较高，应用热退磁温度大于600 ℃所获得的IRMZ/IRMX拟合平均值进行磁倾角校正，如表 1所示，得到浅化因子f=0.70.
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表 1 刘家沟组红层样品45°AIR数据表 Table 1 The shallowing factor of 45°AIR for the Liujiagou Formation |
磁倾角浅化的校正是关于磁各向异性的方程，主要与两个参数有关，一个是磁组构，另一个是载磁矿物的单个颗粒各向异性度.磁组构可以通过磁化率各向异性、非磁滞剩磁各向异性、等温剩磁各向异性等一系列方法进行测量，根据载磁矿物的性质来选择合适的方法(McCabe et al., 1985; Jackson et al., 1991; Tan et al., 2003; Bilardello and Kodama, 2009)；而单个磁性颗粒各向异性度可以通过与理论校正曲线的最佳拟合进行估计(Tan and Kodama, 2002)，或是分离磁性颗粒直接进行测量(Kodama, 2009; Bilardello and Kodama, 2009).
应用Tan等(2003)提出的对载磁矿物为赤铁矿的沉积物进行磁倾角浅化校正的公式：
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(2) |
式中Kmin和Kmax分别为归一化之后的磁各向异性椭球体的最小和最大主轴值，a为单个磁性颗粒的各向异性度.
为了完全激活高矫顽力碎屑赤铁矿的载磁能力，选择圆柱形小样品的轴向方向，逐步施加高达5 T的正、反两个方向的直流磁场.如图 4所示，随着外加磁场的增大，正、反两个方向上获得的磁化曲线呈现锯齿状；但当外加磁场高达5 T时，正、反两个方向获得的等温剩磁几乎完全相等，这表明5 T的高场足以使得载磁矿物赤铁矿克服磁记忆而达到完全饱和.
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图 4 双向等温剩磁获得曲线 对样品沿同一方向依次施加1 T、2 T、3 T、4 T、5 T的外加磁场，然后再沿相反方向依次施加. Fig. 4 Double IRM acquisition curve Specimens were treated to impulse fields of 1, 2, 3, 4 and 5 T along one direction and then treated to same fields but in the opposite direction. |
刘家沟组红层样品测量的高场等温剩磁各向异性结果(表 2)表明，剩磁各向异性椭球体K3轴近与层面垂直但略向北东-北东东方向偏转，K2和K1轴组成的磁面理也大致位于基圆内，但最大主轴(K1)有沿NNW-SSE方向显著集中的趋势(图 5a, b)，Flinn图解(图 5c)表明其磁组构主要为压扁状.该剩磁组构具有典型的中速以上流水(>1 cm·s-1)或斜坡(SWW-NEE向水流或斜坡倾向，显示一定的磁性颗粒滚动效应)环境下的沉积磁组构特征(Tarling and Hrouda, 1993).值得注意的是，该剩磁组构特征与刘家沟组红层的AMS组构特征(图 4，周庭红等，2018)相比，剩磁组构显示的磁面理向斜坡顶部或水流上游的倾斜叠覆现象更显著，也许表明单一高矫顽力赤铁矿贡献的高场剩磁组构，相对于岩石中所有磁性矿物贡献的磁化率组构，能够更有效地记录原生的沉积环境.
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表 2 沁水盆地刘家沟组红层高场等温剩磁各向异性张量的特征值和特征向量数据表 Table 2 Hf-AIR eigenvalues and eigenvectors of the unleached samples from the Liujiagou Formation, Qinshui Basin |
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图 5 hf-AIR法测量的磁组构 其中，(a) 层面坐标系下等温剩磁各向异性椭球主轴方向的赤平投影图；(b) 由(a)中数据应用解靴带法计算的特征向量；(c) Flinn图解.K1、K2、K3分别是最大、中间、最小主轴值. Fig. 5 Hf-AIR measured fabric (a) Lower hemisphere projection of three principal axes of AIR; (b) Bootstrapped eigenvectors from pseudo-samples of the data in (a); (c) Flinn diagrams. K1, K2 and K3 are the calculated maximum, intermediate and minimum eigenvalues, respectively. |
为了获得更准确的浅化因子对磁倾角浅化进行校正，单个颗粒各向异性度，即a值是至关重要的.按照Kodama(2009)提出的磁性颗粒分离方法，直接测量碎屑赤铁矿的单个颗粒各向异性度为a=1.35.根据公式(2)可以计算得出浅化因子为f=0.59.
4 讨论 4.1 45°AIR45°AIR实验方法相对比较简单.但是，Tan等(2002)的重沉积实验发现，单一方向加场的等温剩磁各向异性(AIR)方法(Hodych and Buchan, 1994)可以有效地识别和校正黏土级细粒沉积物(如页岩)中由埋藏压实引起的磁倾角浅化，但不能用来检测相对较粗粒样品(如粉砂岩)中由沉积作用引起的磁倾角浅化误差.同时，考虑到单一方向AIR测试技术还假定单个磁性颗粒的各向异性度是无限的，Tan等(2002)认为，如果沉积物中赤铁矿的单颗粒各向异性度a值与Néel(1953)报道的赤铁矿晶体颗粒的等温剩磁各向异性度(a≈2)相当，则单方向加场获得的等温剩磁方向与外加场方向之间并没有显著的偏差.这表明单一方向的等温剩磁是否能够有效地反映样品的剩磁各向异性，还受控于赤铁矿颗粒的磁畴稳定性、形状和单颗粒各向异性度.为此，Tan等(2002)提出，很可能由于黏土级细粒沉积物中的赤铁矿的单个颗粒各向异性度恰好满足单方向AIR测试方法的假设条件，45°AIR方法能够有效地检测其剩磁各向异性度，进而有效地识别和校正黏土级细粒沉积物中的磁倾角浅化效应；但由于该方法所测得的剩磁各向异性影响因素较多，很可能不适用于检验粉砂级沉积物中相对较粗赤铁矿颗粒与沉积作用相关的磁倾角浅化效应.因此，如果利用该方法识别到沉积物中的磁倾角浅化，则可以进行校正；相反，则并不能说明不存在磁倾角的浅化效应，需要进一步更精细地测量其多方向加场的剩磁各向异性张量.
本文研究中45°AIR方法得到的浅化因子为f=0.70，与E/I校正法(f=0.60，周庭红等，2018)和hf-AIR法获得的浅化因子(f=0.59)相比，有约17~19%的估计偏差.如前所述，由于45°AIR方法对沉积物颗粒粒度大小的选择性，本质上来说是单方向加场的AIR方法对沉积物剩磁各向异性的检测能力存在一定的缺陷；而且，如图 4所示，由于45°AIR方法中所施加的最大脉冲直流场(通常＜1000 mT)远不能激活红层样品中所有赤铁矿的载磁能力(Stamatakos et al., 1994)，因而不可避免地导致该方法对相对较粗沉积物中(对应于相对较多的高矫顽力、高解阻温度的镜铁矿颗粒)的磁倾角浅化效应，尤其是沉积作用引起的沉积磁倾角误差的估计不足.因此，45°AIR方法对刘家沟组红层浅化效应的过低估计很可能是由于研究样品岩性主要是颗粒相对较粗的紫红色长石石英砂岩，单一方向加场的AIR方法对相对较粗颗粒的沉积磁倾角浅化效应的估计不足所致.
4.2 hf-AIR与45°AIR方法不同的是，hf-AIR方法测量的是在高达5 T的磁场中载磁矿物完全饱和磁化后的剩磁各向异性张量，并通过100 mT交变退磁和120 ℃热退磁以尽可能地消除磁铁矿/磁赤铁矿和针铁矿对高场等温剩磁的贡献；并且双向等温剩磁获得曲线(图 4)表明对样品进行九个方向反复的剩磁测量过程中，5 T的外加磁场足以消除前一测量方向的剩磁记录.因此，该方法获得的剩磁各向异性张量应是载磁矿物(碎屑)赤铁矿的真实写照.值得注意的是，我们利用该方法所得的磁倾角浅化因子为f=0.59，与周庭红等(2018)用E/I方法进行磁倾角浅化校正所得结果(f=0.60)具有很好的一致性.这表明一方面华北下三叠统红层确实存在显著的浅化效应，周庭红等(2018)利用浅化因子f=0.60对华北地块早三叠世古地磁极位置校正后获得的参考极位置(60.8°N，13.4°E，A95=5.8°)是合理的，进一步证实了早三叠世华北地块东部的古纬度应在22°N左右(参考点32°N, 116°E)，红色陆相碎屑岩中的磁倾角浅化效应是不容忽视的.然而，尽管该浅化因子(f=0.59~0.60)与Torsvik等(2012)推荐使用的全球碎屑岩磁倾角浅化因子相当，但并不能说明浅化因子f=0.60适用于华北(或华南、塔里木和印支等地块)三叠系，甚至是整个中生界的磁倾角浅化校正(Van der Voo et al., 2015; Wu et al., 2017).例如，赵千等(2017)在华南四川盆地下白垩统的磁倾角浅化效应研究中，就发现了显著差别的磁倾角浅化因子(f=0.80)，且同一盆地内的巴中和雅安地区的浅化效应也有显著差异.因此，对华北及东亚陆块群中生代视极移曲线(如Huang et al., 2018)的合理有效磁倾角浅化校正，仍有待于进一步深入和系统的研究.
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表 3 E/I法与剩磁各向异性法磁倾角校正数据表 Table 3 Comparison of E/I and remanence anisotropy correction methods |
另一方面，由hf-AIR和E/I两种相互独立的磁倾角浅化方法对华北下三叠统红层开展磁倾角浅化效应的识别和校正研究，获得了彼此相互一致的浅化因子，也表明在稳定地块内部，由于不同采样地区/剖面之间的相对构造运动较小，在没有显著构造记录指示这些采样剖面或地区之间后期经历过显著相对构造运动的前提下，利用足够数据量的特征剩磁方向进行磁倾角浅化效应的E/I校正是可行的.如前所述，hf-AIR是将发生磁倾角浅化的磁性矿物颗粒作为直接研究对象，能够准确地反映携带DRM的磁性颗粒的各向异性椭球形状，因此，对红层进行磁倾角浅化的校正往往行之有效.然而，考虑到E/I校正法假设参与统计分析的单样品之间具有相同的平均浅化因子，即满足同一磁倾角浅化方程(Tauxe et al., 2008)；如果不同采样剖面/地区之间存在显著区域构造运动，如大型走滑断裂等引起的相对旋转，就会造成特征剩磁方向分布的东西向显著拉长(如Zhao et al., 2020)，从而导致校正过度.因此，在造山带等构造活动地区，采用E/I校正方法需要首先对比分析研究不同采样剖面/地区之间是否存在显著的相对构造运动等.
5 结论(1) 对刘家沟组红层采用45°AIR和hf-AIR两种剩磁各向异性方法进行磁倾角浅化的校正，分别得到的磁倾角浅化因子为f=0.70和f=0.59；
(2) 由于刘家沟组红层的岩性为粒度相对较粗的长石石英砂岩，且800 mT的外加磁场远不能激活所有赤铁矿的载磁能力，单方向加场的45°AIR方法对其剩磁各向异性的检测能力上的缺陷，导致了由45°AIR方法计算获得的磁倾角浅化因子(f=0.70)明显偏高；
(3) hf-AIR方法获得的浅化因子(f=0.59)与前人采用E/I法得到的结果(f=0.60)具有很好的一致性.这一方面表明华北下三叠统红层确实具有显著的磁倾角浅化效应，浅化因子为f=0.59，并且hf-AIR方法是获得红层磁倾角浅化效应的有效方法；另一方面也表明，在没有显著迹象表明采样剖面/地区之间存在相对构造运动的前提下，E/I校正法对红层，特别是稳定地块内部红层的磁倾角浅化效应的识别和校正也是行之有效的.
致谢 感谢Kenneth P. Kodama、Lisa Tauxe、Dario Bilardello、李永祥老师对本次研究的帮助及提出的宝贵意见，感谢两位匿名评审专家提出的建设性意见.
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