2016, Vol. 31
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. Graduate University of Chinese Academy of Science, Beijing 100049, China
白垩纪是地球演化历史中一个非常重要的阶段，在此期间发生了一系列重要地质事件，如极端温室气候、大洋缺氧事件、大洋红层、生物群重大辐射和更替、大规模火山构造运动和超静磁期(Skelton et al.，2003; 王成善，2006).因而白垩纪一直是地球科学的研究热点.前人已对海相白垩系进行了较为深入地研究，但对陆相白垩系研究相对较少.最近，随着“松科一井”大陆科学钻探项目的实施，增进了对陆相白垩系的认识(王成善等，2008；He et al.，2012；Deng et al.，2013).然而陆相沉积记录往往只能反映区域特征，为更加全面地研究陆相白垩系，迫切需要研究其他区域的陆相白垩系沉积记录.
胶莱盆地是一个晚中生代伸展断陷盆地，发育完整的陆相白垩系沉积地层(张岳桥等，2008).前人已对胶莱盆地进行了大量研究，在地球化学、盆地分析、岩石学和年代学等方面取得了一系列研究成果(张连昌等，2002；任凤楼等，2007；佟彦明，2007；张岳桥等，2008)，然而未对胶莱盆地开展系统的岩石磁学和古地磁学研究.本文依托鲁科一井所钻岩芯对胶莱盆地上白垩统火山岩开展系统的岩石磁学和磁组构研究，为进一步古地磁学、地磁场古强度和磁性地层学研究提供依据.
1 地质背景和采样胶莱盆地位于山东省胶州半岛，面积约12000 km2，为一典型晚中生代陆相沉积盆地.盆地东侧为NE走向的牟平-即墨断裂带，西侧为NNE走向的郯庐断裂带，南部为苏鲁超高压变质带，北部为胶北隆起(施炜等，2003).盆地由数个近EW向的凹陷和隆起组成，自南向北依次为诸城凹陷、柴沟隆起、高密凹陷、大野头隆起和莱阳凹陷(图 1).
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图 1 胶莱盆地构造分区图红色五角星表示鲁科一井钻井位置 (修改自张岳桥等，2008；付文钊等，2014) Figure 1 Simplified tectonic map of the Jiaolai Basin The red pentagram represents the position of CCSD-LK-I. (modified from Zhang et al.，2008；Fu et al.，2014) |
胶莱盆地陆相沉积发育，由三套地层组成，自下而上依次为下白垩统莱阳群、下白垩统青山群和上白垩统-古新统王氏群.莱阳群为一套内陆湖泊和河流相为主的碎屑沉积.青山群则为一套复成分火山岩和火山碎屑岩系、夹杂少量碎屑沉积岩.王氏群是一套河流-湖泊相沉积地层组合，广泛发育于胶莱盆地，岩性以紫色-砖红色砂砾岩为主，夹泥灰岩，厚1000~3000 m.在诸城和胶州地区的王氏群红土崖组地层中，发育晚白垩世喷发的基性-超基性玄武岩(张岳桥等，2008).
胶莱盆地鲁科一井钻孔(36°15′57.98″N，119°57′10.76″E)位于胶州市北部的高密凹陷，钻井深度为1601.9 m .该钻孔岩芯的岩石地层属上白垩统王氏群，岩性为沉积岩和火山岩.沉积岩以河湖相沉积的砂岩-细砂岩-粉砂岩为主；火山岩以玄武岩为主，含少量安山岩、煌斑岩、英安岩、流纹岩和凝灰岩等其他类型的火山岩.因该钻孔为非定向取心，岩芯仅标有上下方向.
火山岩分为上、下两段，上火山岩段(615.0~768.9 m)以灰色-暗灰色玄武岩为主，含少量煌斑岩，中间夹21 m的砂岩-粉砂岩夹层；下火山岩段(1112.3~ 1601.9 m)以灰色玄武岩为主，夹少量灰白色安山岩和浅灰色英安岩，并含18 m的紫灰色砂岩夹层.火山岩和沉积岩分别以0.5 m和0.2 m的间距采样，上、下火山岩分别采集岩芯281块和962块.
本文仅对胶莱盆地鲁科一井火山岩及少量沉积岩样品进行系统的岩石磁学和磁组构研究.将火山岩岩芯在实验室加工成高2.20 cm、直径2.54 cm的古地磁标准样品.部分岩芯在加工过程中发生破裂或者太小而无法加工成古地磁标准样品，最终获得古地磁样878个，其中上火山岩样品222个，下火山岩样品656个，对这些样品开展磁化率各向异性实验.同时，选取部分平行样品，将其在研钵研碎至粉末状，对粉末状样品开展岩石磁学实验.
2 岩石磁学实验与结果为确定样品中载磁矿物的种类、含量和粒径等磁学信息，对代表性样品进行了磁滞回线、等温剩磁(isothermal remanent magnetization，IRM)获得曲线及反向场退磁曲线、磁化率-温度曲线的测定.磁滞回线和IRM获得曲线及反向场退磁曲线在MicroMag3900振动样品磁力仪上测定，测试时所加外场最大值为1 T.磁化率-温度曲线在KLY-3卡帕桥上完成，温控系统为C-3，为防止样品在加热过程中被氧化，加热和冷却过程中均在氩气环境中进行，最高加热温度为700 ℃.
2.1 磁化率-温度曲线挑选28个代表性样品(上火山岩样品12个，下火山岩样品16个)进行磁化率-温度曲线的测试.代表性样品的测量结果如图 2a~2f所示.
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图 2 鲁科一井火山岩样品的磁化率-温度曲线(红色实线为升温曲线，蓝色虚线为降温曲线) Figure 2 Temperature-dependence of magnetic susceptibilities for volcanic rock samples from the CCSD-LK-I. The red solid and blue dotted lines represent the heating and cooling curves，respectively |
样品614-4、673-2和705-6降温曲线高于升温曲线，且降温曲线在550 ℃附近出现峰值，应为Hopkinson效应(敖红和邓成龙，2007)，表明在加热过程中有磁铁矿生成.
样品347-3(图 2a)和527-2(图 2c)的升温曲线与降温曲线基本可逆，表明样品的热稳定性较好.磁化率在575 ℃附近急剧降低，指示载磁矿物为磁铁矿.样品347-3(图 2a)在加热到350 ℃时磁化率出现小幅降低，可能是磁赤铁矿的信号；在540~550 ℃时磁化率出现峰值，为Hopkinson效应，指示样品中含细颗粒磁铁矿.
样品399-1(图 2b)的升温曲线在120~150 ℃出现小幅降低，可能指示样品含少量针铁矿.磁化率从450 ℃快速降低直至580 ℃，说明样品的载磁矿物为低钛磁铁矿.降温曲线明显低于升温曲线，原因可能是在加热过程钛磁铁矿转变成其他低磁化率矿物造成的.
样品673-2(图 2e)的磁化率-温度曲线特征显示样品的载磁矿物为磁铁矿，但降温曲线高于升温曲线，一般认为是含铁硅酸盐矿物在加热过程中转化成强磁性的磁铁矿引起的(敖红和邓成龙，2007；蔡书慧等，2012).
样品614-4(图 2d)和705-6(图 2f，岩性为粉砂岩)的磁化率在400 ℃之前极低，表明样品中磁性矿物含量较少.磁化率从~400 ℃逐渐升高，在520~540 ℃达到峰值，之后快速降低，原因可能是样品中含铁硅酸盐矿物或碳酸盐矿物在加热到400~500 ℃时转变新生成SD磁铁矿.降温曲线远高于升温曲线，表明在加热过程中有大量磁铁矿形成.
2.2 IRM获得曲线及反向场退磁曲线和S-ratio选取47个样品进行IRM获得曲线和反向场退磁曲线测量，其中上火山岩样品15个(火山岩样品13个，沉积岩夹层样品2个)；下火山岩样品32个(火山岩样品27个，沉积岩夹层样品5个).根据IRM获得曲线形状可将样品分为四类：
第一类，样品347-3(图 3a)、399-1(图 3b)和527-2(图 3c)的IRM在低场(＜0.3 T)下迅速达到饱和，说明载磁矿物以低矫顽力的磁铁矿为主.
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图 3 鲁科一井代表性样品的IRM获得曲线 Figure 3 Acquisition curves of isothermal remnant magnetization(IRM)for samples from the CCSD-LK-I |
第二类，样品673-2(图 3e)的IRM在低场(＜0.3 T)下迅速上升，然后缓慢持续上升到高场(1 T)仍然未达到饱和.IRM获得曲线可明显分为斜率不同的两段，说明载磁矿物为低矫顽力的磁铁矿和高矫顽力的赤铁矿的混合.
第三类，样品705-6(图 3f)IRM在低场(＜0.3 T)下迅速上升，然后逐渐变缓上升到高场(1 T)仍未饱和，但是在0.3 T附近没有拐点.矫顽力谱分析(Kruiver et al.，2002)结果表明，样品含三种矫顽力成分，其中高矫顽力成分占主导地位，两种低矫顽力成分的矫顽力谱部分重合.结合磁化率-温度曲线分析，造成IRM获得曲线无“拐点”的原因可能为两种粒径较为接近的磁铁矿颗粒与赤铁矿颗粒的混合.
第四类，样品614-4(图 3d)的IRM持续均匀增加到高场(1 T)仍未达到饱和，说明载磁矿物以高矫顽力的赤铁矿为主.
S-Ratio(S-ratio=-IRM-300mT/SIRM)可反映低矫顽力磁性矿物与高矫顽力磁性矿物相对含量的变化(张鹏等，2015).上火山岩样品的S-ratio值普遍较高(>0.95)(见图 3a和图 3b)，表明磁性矿物主要为低矫顽力的磁铁矿.下火山岩样品527-2的S-ratio为0.95，表明磁性矿物以低矫顽力的磁铁矿为主；样品614-4、673-2和705-6的S-ratio分别为0.63、0.63和0.39，表明样品中磁性矿物以高矫顽力的赤铁矿为主.下火山岩4个代表性样品的S-ratio最大值为0.95，暗示大部分下火山岩样品含少量赤铁矿.
2.3 磁滞参数与Day图磁滞参数(饱和磁化强度Ms、饱和剩余磁化强度Mrs、矫顽力Hc和剩磁矫顽力Hcr)可反映磁性矿物的磁畴状态和磁相互作用的大小.代表性样品的磁滞参数见表 1.上火山岩样品的剩磁矫顽力与矫顽力的比值Hcr/Hc在1.93~3.72之间，饱和剩余磁化强度与饱和磁化强度的比值Mrs/Ms在0.10~0.42之间；下火山岩样品的Hcr/Hc在1.79~11.78之间，Mrs/Ms在0.06~0.60之间.
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表 1 鲁科一井火山岩代表性样品的岩性和磁学参数 Table 1 Lithology and magnetic parameters of representative samples from the CCSD-LK-I |
由Mrs/Ms与Hcr/Hc的关系确定的Day图(Day et al.，1977; Dunlop，2002a，b)可反映载磁矿物的磁畴状态.本文采用Dunlop(2002a，b)提出的标准，SD颗粒的范围为：Hcr/Hc≤2，Mrs/Ms≥0.5;多畴(MD)颗粒的范围为：Hcr/Hc≥5，Mrs/Ms≤0.02;假单畴(pseudo-single domain，PSD)颗粒范围为：2≤Hcr/Hc≤5，0.02≤Mrs/Ms≤0.5；同时Dunlop(2002a，b)还提出，Day图上有SD+SP区.
上、下火山岩样品在Day图上的投影主要落在PSD区域，说明样品中磁铁矿的平均粒径在PSD范围内(图 4).对比上下火山岩投影区域可知，上火山岩样品投影更靠近SD颗粒区域，下火山岩投影略靠近MD颗粒区域，暗示了上火山岩磁铁矿颗粒较细，下火山岩磁铁矿颗粒较粗.
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图 4 鲁科一井火山岩样品的Mrs/Ms与Hcr/Hc在Day图上的投影(蓝点代表上火山岩样品，红色方块代表下火山岩样品) Figure 4 Projection of Mrs/Ms vs. Hcr/Hc on the Day plot for volcanic rock samples from the CCSD-LK-I(The blue dots and red squares represent upper and lower volcanic rock，respectively) |
注意到图 4中黑色椭圆框中的样品明显比其他样品偏上，由IRM获得曲线和磁化率-温度曲线可知样品的载磁矿物为磁铁矿和赤铁矿的混合或赤铁矿占主导.Day图是根据(钛)磁铁矿性质建立起来的，椭圆框中的样品不适于用Day图判断磁畴状态.
样品664-3明显偏离其他样品，岩石磁学结果表明其磁性矿物含量极低(体积磁化率为2.71×10-4SI，Hc为3.8 mT)，为磁铁矿与赤铁矿的混合.故推断极低的磁性矿物含量与赤铁矿的存在造成其在Day图投影明显偏离其他样品.
以上实验结果说明：上火山岩的载磁矿物为粒径较细的PSD磁铁矿，部分样品含赤铁矿.下火山岩的载磁矿物为粒径较粗的PSD磁铁矿，大部分样品含赤铁矿，少量样品的载磁矿物以赤铁矿为主.
3 磁化率各向异性分析结果
磁化率各向异性(anisotropy of magnetic susceptibility，AMS)反映岩石中磁性矿物定向分布排列特点(潘永信和朱日祥，1998). AMS可用磁化率椭球表示，其主轴磁化率为K1、K2和K3，且K1>K2>K3，K1、K2和K3分别称为磁化率最大、中间和最小轴.常用AMS参数如下：体积磁化率
${{K}_{m}}=\frac{{{K}_{1}}+{{K}_{2}}+{{K}_{3}}}{3}$；磁线理L=K1/K2；磁面理F=K2/K3；校正的磁化率各向异性度
使用KLY-3s型卡帕桥(磁化率测量精度为2×10-8 SI，测量时所加磁场为200 A/m)，对样品进行AMS测量.应用Anisoft软件包程序自动计算上述AMS参数值.
3.1 上火山岩AMS测量结果对上火山岩205个样品(火山岩样品193个，沉积岩夹层样品12个)进行了AMS测试，结果见表 2.
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表 2 鲁科一井上火山岩段AMS参数统计表 Table 2 Statistical table of the AMS parameters for the upper volcanic rock interval from the CCSD-LK-I |
Ellwood(1975)提出利用参数$f={{K}_{1}}/\sqrt{{{K}_{2}}{{K}_{3}}}$，对火山岩的侵位方式进行判别.当参数f>1.04时指示火山岩为侵入岩，f＜1.04时指示喷出岩.计算表明上火山岩193个样品的平均f值为1.013，其中186个样品的f值小于1.04，仅有7个样品的f值大于1.04，指示上火山岩为喷出岩.
一般认为火山岩中磁铁矿颗粒结晶时间较晚，晶形为等轴状或骸晶状，磁化率各向异性度较低(潘永信和朱日祥，1998).若原始岩浆流动磁组构受到后期构造作用改造，通常改造后的Pj>1.2(潘小青等，2011).
结合磁化率主轴等面积投影图和T-Pj图解(图 5)，可知上火山岩样品的平均磁化率为12.2×10-3 SI，各向异性度Pj较低(1.004＜Pj＜1.095)，磁面理F大于磁线理L，形状因子T大于零，磁化率椭球为压扁状.上述特征表明样品具有原始岩浆流动磁组构特征，未受后期构造作用的影响.磁化率最大轴K1与水平面夹角较小，最小轴K3接近垂直于水平面分布，暗示上火山岩地层水平.
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图 5 鲁科一井上火山岩的磁化率各向异性结果 (a)磁化率最大轴K1(蓝色方块)和最小轴K3(红色圆点)的投影图;(b)T-Pj图. Figure 5 AMS data for the upper volcanic rock samples from CCSD-LK-I (a)Projection of axes K1(blue squares)and K3(red dots);(b)Shape factor T versus corrected anisotropy Pj. |
沉积岩夹层的AMS特征指示沉积岩样品具有原生沉积磁组构特征.由于在取样过程中各回次样品经历了随机转动，因此对本研究而言火山岩磁化率最大轴K1不能用于指示熔岩流动方向，沉积岩夹层的K1轴不能指示古流向.
上火山岩AMS参数随深度变化曲线(图 6)显示，体积磁化率Km与校正的各向异性度Pj变化趋势基本一致，具有正相关关系.原因可能是随着磁性颗粒的增加，颗粒之间各向异性的磁相互作用变强，造成Pj增大(张志亮等，2013)，这也暗示上火山岩磁化率受磁铁矿主导.在深度644 m、657 m和698 m处各向异性度Pj出现峰值，这些样品的Pj值和体积磁化率Km均显著高于其他样品，其详细AMS参数见表 3.Hargraves等(1991)提出，磁铁矿颗粒之间各向异性的磁相互作用是造成火山岩磁化率各向异性的主要原因.故上述样品Pj出现峰值的原因为，样品中磁铁矿颗粒含量较多，各向异性的磁相互作用较强.较强的磁相互作用也从FORC图上得到证实.
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图 6 鲁科一井上火山岩磁化率各向异性参数随深度变化图 (a)岩性；(b)体积磁化率Km；(c)校正的各向异性度Pj；(d)形状因子T；(e)磁化率最大轴倾角； (f)最小轴倾角 随深度的变化曲线.(蓝色圆点和红色三角分别代表火山岩和沉积岩样品). Figure 6 AMS parameters as a function of depth of upper volcanic rock from the CCSD-LK-I (a)Lithology;(b)Bulk susceptibility Km;(c)Corrected anisotropy degree Pj;(d)Shape factor T;(e)Inclination of maximum principal axes of AMS ellipsoids;(f)Inclination of minimum principal axes of the AMS ellipsoids versus depth.(The blue dots and red triangles represent the volcanic rocks and sediments sample，respectively.) |
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表 3 鲁科一井上火山岩Pj值较高样品的AMS参数 Table 3 The AMS parameters of upper volcanic rock samples with a high Pj values |
对下火山岩595个样品(火山岩样品532个，沉积岩夹层样品63个)进行了AMS测量.同样采用Ellwood(1975)提出的参数f，对下火山岩的侵位方式进行判别.下火山岩532个火山岩样品中，21个样品的f值大于1.04，511个样品的f值小于1.04，指示下火山岩为喷出岩.AMS测量结果见表 4，结合磁化率主轴等面积投影图和T-Pj图解(图 7)，可知下火山岩平均磁化率为1.50×10-2 SI，磁化率各向异性度较低(1.004＜Pj＜1.209)，磁面理大于磁线理，磁化率椭球以压扁状为主.上述特征表明下火山岩保存了原始岩浆流动磁组构特征.磁化率最大轴K1基本平行于水平面，最小轴K3接近垂直于水平面分布，暗示下火山岩地层水平.沉积岩夹层的AMS结果指示沉积岩样品具有原生沉积磁组构特征.同3.1所述的原因，对本研究而言下火山岩磁化率最大轴K1不能指示熔岩流动方向，沉积岩夹层K1不能指示古流向.
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表 4 鲁科一井下火山岩段AMS参数统计表 Table 4 Statistical table of the AMS parameters for the lower volcanic rock interval from the CCSD-LK-I |
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图 7 鲁科一井下火山岩的磁化率各向异性 (a)磁化率最大轴K1(蓝色方块)和最小轴K3(红色圆点)的投影图(b)T-Pj图. Figure 7 Anisotropy of magnetic susceptibility(AMS)data for the lower volcanic rock samples from CCSD-LK-I (a)Projection of axes K1(blue squares)and K3(red dots)(b)Shape factor T versus corrected anisotropy Pj. |
根据AMS参数随深度变化(图 8)，从下火山岩底部到1330 m深度处，平均体积磁化率为7.4×10-3 SI，变化较为缓和；从1330 m到下火山岩顶部磁化率有逐渐升高的趋势，平均体积磁化率为2.4×10-2 SI，变化幅度较大.
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图 8 鲁科一井下火山岩磁化率各向异性参数随深度变化 (a)岩性；(b)体积磁化率Km；(c)校正的各向异性度Pj；(d)形状因子T；(e)磁化率最大轴倾角； (f)最小轴倾角随深度的变化曲线.(蓝色圆点和红色三角分别代表火山岩和沉积岩样品) Figure 8 AMS parameters as a function of depth of lower volcanic rock from the CCSD-LK-I (a)Lithology;(b)Bulk susceptibility Km;(c)Corrected anisotropy degree Pj;(d)Shape factor T; (e)Inclination of maximum principal axes of AMS ellipsoids;(f)Inclination of minimum principal axes of the AMS ellipsoids versus depth.(The blue dots and red triangles represent the volcanic rocks and sediments sample，respectively.) |
磁化率与Pj变化趋势并不完全一致，从下火山岩底部到~1417 m，Pj值为1.036，变化较为剧烈，与体积磁化率的变化趋势较为一致.而从~1417 m到下火山岩顶部，Pj值为1.024，变化较为缓和，与体积磁化率的变化并不一致.值得注意的是，1329.1 ~1414.0 m之间的110个样品的K3轴平均倾角值为49°，其中44个样品的K3轴倾角小于45°可能记录了异常磁组构.
岩石磁组构有正常磁组构(normal magnetic fabric)和异常磁组构(abnormal magnetic fabric)之分.正常磁组构特征为K1轴平行于熔岩流动方向(或古流向)，K3轴垂直于熔岩流面(或沉积层面).异常磁组构可细分为中间磁组构(intermediate fabric)和反转磁组构(inverse fabric).中间磁组构的K1轴和K2轴或者K2轴和K3轴方向互换，而反转磁组构K1轴和K3轴方向互换(Rochette et al.，1992).
岩石磁化率是所有矿物的综合反映，大部分造岩矿物为顺磁性矿物，磁化率量级为5×10-4 SI.磁铁矿的磁化率通常大于1 SI，赤铁矿的磁化率量级为5~30×10-2 SI.故少量铁磁性矿物足以主导岩石的磁化率.通常情况下，若Km>5×10-3 SI，磁组构受控于铁磁性矿物；若Km＜5×10-4 SI，岩石中铁磁性矿物极少，磁组构受控于顺磁性矿物；若5×10-4 SI＜Km＜5×10-3 SI，磁组构受顺磁性矿物和铁磁性矿物的共同控制(潘小青等，2014).
4 讨 论 4.1 产生异常磁组构的原因产生异常磁组构的原因很多，不同矿物具有不同的磁学性质，因而会产生不同类型的磁组构.若岩石磁组构受赤铁矿、磁黄铁矿、多畴磁铁矿或层状硅酸盐控制，多产生正常磁组构；若岩石磁组构受控于含铁碳酸盐、电气石、堇青石、针铁矿或单畴磁铁矿，多产生反转磁组构(潘永信和朱日祥，1998).一些研究认为链状硅酸盐矿物会产生中间磁组构(Rochette et al.，1992).此外，Rochette等(1992)研究表明，若岩石磁组构受两种分别产生正常磁组构和反转磁组构矿物共同控制，那么该岩石可能会产生中间磁组构.磁性颗粒的分布各向异性(Hargraves et al.，1991)和岩石(尤其是火山岩)的天然剩磁(Potter and Stephenson，1990)均对磁组构会有影响.除上述原因之外，异常的岩石组构也会产生异常磁组构(Rochette et al.，1992).如对沉积物和熔岩流而言，当水流或熔岩流速度较大时，拉长的磁性颗粒就会滚动，造成磁线理垂直于岩石线理(Rochette et al.，1999).又如火山岩中原生铁氧化物都或多或少遭受岩浆后期作用、低温氧化、出溶作用和磁赤铁矿化作用的影响(Dunlop and Özdemir，1997)，从而形成次生磁组构.形成的次生磁组构可能与原生磁组构方向一致，也有可能受其他因素控制与原生磁组构不同(Rochette et al.，1999).
本研究的钻孔样品偏角被随机转动.因此，本文通过比较样品的三个磁化率主轴倾角来判断磁组构的类型，若K1轴倾角最大，为反转磁组构；若K2轴倾角最大，为中间磁组构；若K3轴倾角最大，为正常磁组构.按照这一标准，上火山岩205个样品中，有24个样品为中间磁组构，7个样品为反转磁组构；下火山岩595个样品中，有65个样品为中间磁组构，47个样品为反转磁组构.
造成了异常磁组构可能有以下三种可能原因.
第一，样品含较多SD磁铁矿颗粒：如上火山岩343-3样品，K1、K2和K3轴倾角分别为45.3°、20.2°和37.8°.岩石磁学结果表明载磁矿物为细颗粒PSD-SD低钛磁铁矿.此外，该样品的体积磁化率为3×10-3 SI，顺磁性矿物对磁组构的贡献不可忽略.下火山岩591-4样品，K1、K2和K3轴倾角分别为54.7°、35.3°和0.1°，同样记录了反转磁组构.岩石磁学结果表明载磁矿物为磁铁矿和赤铁矿的混合，一阶反转曲线(FORC)显示其等值线为闭合且拉长的椭圆形，指示磁铁矿为SD磁铁矿.
第二，磁性颗粒异常排列：上火山岩367-2样品，磁组构K1、K2和K3轴倾角分别为24.6°、63.5°和9.3°，为中间磁组构.IRM获得曲线和磁化率-温度曲线显示载磁矿物为钛磁铁矿，Mrs/Ms=0.16，Hcr/Hc=2.6.造成中间磁组构原因可能为，磁铁矿颗粒的各向异性分布会影响其形状各向异性从而导致磁铁颗粒矿沿垂直于岩石组构方向排列，这需要显微学观测进一步确认.
第三，剩磁影响：如下火山岩532-6样品，K1、K2和K3轴倾角分别为66.5°、16.7°和16.0°，为反转磁组构.岩石磁学分析表明载磁矿物为假单畴磁铁矿， Mrs/Ms=0.114，Hcr/Hc=3.15，热退结果显示，在400~625 ℃可确定特征剩磁(ChRM)方向，ChRM倾角为-11.3°，而其附近样品532-5和533-1的ChRM倾角分别为-76.6°和73.2°.热退磁结果表明，样品可能受到重结晶作用或热液改造作用的影响，原生磁组构遭到破坏.
4.2 磁组构结果对钻孔地层产状的约束判别地层产状是古地磁学和磁性地层学研究的前提，有时也是难题.如果地层为倾斜地层，古地磁与磁性地层学结果必须经过地层校正.由于无法实测钻孔地层产状，故必须通过其他方法估计和判断地层产状.观察钻孔沉积岩如砂岩-粉砂岩的层理，是判别沉积岩地层产状的有效途径.而火山岩无层理，则依赖通过其他方法判断火山岩地层产状.由于火山岩的磁组构反映了岩浆流动时磁性矿物的定向分布排列，通过测量磁组构可推断地层产状.如果地层基本水平，熔岩沿地表流动，熔岩流面与水平面的夹角较小(＜5°)，那么火山岩正常磁组构期望的K1轴与水平面的夹角较小(K1轴倾角较小)，K3轴接近垂直于水平面分布(K3轴倾角接近90°).如前所述上、下火山岩的AMS结果表明，绝大多数样品的Pj较低(＜1.05)，磁面理F大于磁线理L，记录了原始岩浆流动磁组构.磁化率主轴结果显示，K1轴倾角较小，K3轴倾角接近较大，推测本钻孔火山岩地层接近水平，这与沉积岩层理观测结果一致.
此外，岩石磁学结果显示，鲁科一井火山岩中载磁矿物以假单畴低钛磁铁矿为主.这暗示磁性矿物主要形成于火山喷发时期，可能适合将来开展古地磁学和古强度研究.
5 结 论鲁科一井上火山岩载磁矿物为粒径较细的假单畴磁铁矿，部分样品含赤铁矿；下火山岩载磁矿物为粒径较粗的假单畴磁铁矿，大部分样品含赤铁矿，少量样品载磁矿物以赤铁矿为主.
磁化率各向异性结果显示，火山岩样品的磁化率各向异性度较低(1.002＜Pj＜1.209)，大部分样品的磁面理大于磁线理，磁化率最大轴接近平行于水平面分布，最小轴接近垂直于水平面分布.这些特征表明样品保存了原始岩浆流动磁组构特征，并指示火山岩地层产状接近水平.
致谢 诚挚地感谢中国地质科学院季强研究员、中国地质大学(北京)张来明博士、中国科学院地质与地球物理研究所李仕虎博士和国土资源部岩芯库相关工作人员的帮助.| [] | Ao H, Deng C L .2007. Review in the identification of magnetic minerals[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 22 (2) : 432–442. DOI:10.3969/j.issn.1004-2903.2007.02.015 |
| [] | Cai S H, He H Y, Zhu R X .2012. Magnetostratigraphic study of lower Cretaceous at Chengde Basin, Yanshan area and its restriction on North China Craton destruction[J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 55 (1) : 66–75. DOI:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.01.007 |
| [] | Day R, Fuller M, Schmidt V A .1977. Hysteresis properties of titanomagnetites:Grain-size and compositional dependence[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 13 (4) : 260–267. DOI:10.1016/0031-9201(77)90108-X |
| [] | Deng C L, He H Y, Pan Y X, et al .2013. Chronology of the terrestrial Upper Cretaceous in the Songliao Basin, northeast Asia[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 385 : 44–54. DOI:10.1016/j.palaeo.2012.07.028 |
| [] | Dunlop D J .2002a. Theory and application of the Day plot (Mrs/Ms versus Hcr/Hc):1. Theoretical curves and tests using titanomagnetite data[J]. Journal of Geophysical Research, 107 (B3) : EPM 4–EPM 4-22. |
| [] | Dunlop D J. 2002b. Theory and application of the Day plot (Mrs/Ms versus Hcr/Hc):2. Application to data for rocks, sediments, and soils[J]. Journal of Geophysical Research, 107(B3):EPM 5-1-EPM 5-15. |
| [] | Dunlop D J, Özdemir .1997. Rock Magnetism:Fundamentals and Frontiers[M]. Cambridge: Cambridge University Press . |
| [] | Ellwood B B .1975. Analysis of emplacement mode in basalt from Deep-Sea Drilling Project Holes 319A and 321 using anisotropy of magnetic susceptibility[J]. Journal of Geophysical Research, 80 (35) : 4805–4808. DOI:10.1029/JB080i035p04805 |
| [] | Fu W Z, Yang F J, Zhou X Y, et al .2014. Geochemical characteristics of volcanic rocks in Cretaceous Qingshan Group from southern margin of Jiaolai Basin, Shandong province[J]. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 88 (6) : 1106–1119. |
| [] | Hargraves R B, Johnson D, Chan C Y .1991. Distribution anisotropy:The cause of AMS in igneous rocks?[J]. Geophysical Research Letters, 18 (12) : 2193–2196. DOI:10.1029/91GL01777 |
| [] | He H Y, Deng C L, Wang P J, et al .2012. Toward age determination of the termination of the Cretaceous Normal Superchron[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 13 (2) : Q02002. DOI:10.1029/2011GC003901 |
| [] | Kruiver P P, Dekkers M J, Heslop D .2002. Quantification of magnetic coercivity components by the analysis of acquisition curves of isothermal remanent magnetisation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 189 (3-4) : 269–276. |
| [] | Pan X Q, Shen Z Y, Chen N H, et al .2011. Emplacement mechanism of diabase dyke swarms in Shengsi Island:Evidence from magnetic anisotropies[J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 54 (12) : 3269–3279. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.025 |
| [] | Pan X Q, Shen Z Y, Shi L Q, et al .2014. Anisotropy of magnetic susceptibility of igneous rocks[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 29 (3) : 1023–1032. DOI:10.6038/pg20140306 |
| [] | Pan Y X, Zhu R X .1998. The recent progress in magnetic fabrics[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 13 (1) : 52–59. |
| [] | Potter D K, Stephenson A .1990. Field-impressed magnetic anisotropy in rocks[J]. Geophysical Research Letters, 17 (13) : 2437–2440. DOI:10.1029/GL017i013p02437 |
| [] | Ren F L, Zhang Y Q, Qiu L G, et al .2007. Evolution of the strucutral stress field in Jiaolai Basin in Cretaceous[J]. Geotectonica et Metallogenia (in Chinese), 31 (2) : 157–167. |
| [] | Rochette P, Aubourg C, Perrin M .1999. Is this magnetic fabric normal? A review and case studies in volcanic formations[J]. Tectonophysics, 307 (1-2) : 219–234. DOI:10.1016/S0040-1951(99)00127-4 |
| [] | Rochette P, Jackson M, Aubourg C .1992. Rock magnetism and the interpretation of anisotropy of magnetic susceptibility[J]. Reviews of Geophysics, 30 (3) : 209–226. DOI:10.1029/92RG00733 |
| [] | Shi W, Zhang Y Q, Dong S W, et al .2003. Tectonic deformation and formation and evolution of the Jiao-Lai Basin, Shandong:A case study of a deformation analysis of the Wangshi and Dasheng Groups[J]. Geological Bulletin of China (in Chinese), 22 (5) : 325–334. |
| [] | Skelton P W, Spicer R A, Kelley S P, et al .2003. The Cretaceous World[M]. London: Cambridge University Press . |
| [] | Tong Y M. 2007. Tectonic evolution of Jiaolai Basin (in Chinese)[Ph. D. thesis]. Wuhan:China University of Geosciences (Wuhan). |
| [] | Wang C S .2006. Coupling of the earth surface system:Inferring from the Cretaceous major geological events[J]. Advances in Earth Science (in Chinese), 21 (8) : 838–842. |
| [] | Wang C S, Feng Z Q, Wu H Y, et al .2008. Preliminary achievement of the Chinese Cretaceous Continental Scientific Drilling Project-SK-I[J]. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 82 (1) : 9–20. |
| [] | Zhang L C, Shen Y C, Liu T B, et al .2003. 40Ar/39Ar and Rb-Sr isochron dating of the gold deposits on northern margin of the Jiaolai Basin, Shandong, China[J]. Science in China Series D:Earth Sciences, 46 (7) : 708–718. DOI:10.1360/03yd9062 |
| [] | Zhang P, Ao H, An Z S, et al .2015. Rock magnetism properties of Oligocene sediments in the Lanzhou Baisn[J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 58 (7) : 2445–2459. DOI:10.6038/cjg20150721 |
| [] | Zhang Y Q, Li J L, Zhang T, et al .2008. Cretaceous to paleocene tectono-sedimentary evolution of the Jiaolai Basin and the Contiguous Areas of the Shandong Peninsula (North China) and its geodynamic implications[J]. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 82 (9) : 1229–1257. |
| [] | Zhang Z L, Shen Z Y, Wang X, et al .2013. Characteristics of magnetic fabrics and paleocurrent directions of Cenozoic sediments in the Kelasu River, Kuqa Depression[J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 56 (2) : 567–578. DOI:10.6038/cjg20130220 |
| [] | 敖红, 邓成龙.2007. 磁性矿物的磁学鉴别方法回顾[J]. 地球物理学进展, 22 (2) : 432–442. DOI:10.3969/j.issn.1004-2903.2007.02.015 |
| [] | 蔡书慧, 贺怀宇, 朱日祥.2012. 燕山地区承德盆地下白垩统磁性地层学研究及其对华北克拉通破坏的制约[J]. 地球物理学报, 55 (1) : 66–75. DOI:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.01.007 |
| [] | 付文钊, 杨锋杰, 周新玉, 等.2014. 胶莱盆地南缘白垩系青山群火山岩地球化学特征[J]. 地质学报, 88 (6) : 1106–1119. |
| [] | 潘小青, 沈忠悦, 陈宁华, 等.2011. 嵊泗岛辉绿岩墙群的侵位方式:来自磁组构的证据[J]. 地球物理学报, 54 (12) : 3269–3279. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.025 |
| [] | 潘小青, 沈忠悦, 石林权, 等.2014. 磁化率各向异性在火成岩中的应用[J]. 地球物理学进展, 29 (3) : 1023–1032. DOI:10.6038/pg20140306 |
| [] | 潘永信, 朱日祥.1998. 磁组构研究现状[J]. 地球物理学进展, 13 (1) : 52–59. |
| [] | 任凤楼, 张岳桥, 邱连贵, 等.2007. 胶莱盆地白垩纪构造应力场与转换机制[J]. 大地构造与成矿学, 31 (2) : 157–167. |
| [] | 施炜, 张岳桥, 董树文, 等.2003. 山东胶莱盆地构造变形及形成演化——以王氏群和大盛群变形分析为例[J]. 地质通报, 22 (5) : 325–334. |
| [] | 佟彦明. 2007. 胶莱盆地构造演化研究[博士论文]. 武汉:中国地质大学(武汉). |
| [] | 王成善.2006. 白垩纪地球表层系统重大地质事件与温室气候变化研究——从重大地质事件探寻地球表层系统耦合[J]. 地球科学进展, 21 (8) : 838–842. |
| [] | 王成善, 冯志强, 吴河勇, 等.2008. 中国白垩纪大陆科学钻探工程:松科一井科学钻探工程的实施与初步进展[J]. 地质学报, 82 (1) : 9–20. |
| [] | 张连昌, 沈远超, 刘铁兵, 等.2002. 山东胶莱盆地北缘金矿Ar-Ar法和 Rb-Sr等时线年龄与成矿时代[J]. 中国科学(D辑), 32 (9) : 727–734. |
| [] | 张鹏, 敖红, 安芷生, 等.2015. 兰州盆地渐新世沉积物岩石磁学性质探究[J]. 地球物理学报, 58 (7) : 2445–2459. DOI:10.6038/cjg20150721 |
| [] | 张岳桥, 李金良, 张田, 等.2008. 胶莱盆地及其邻区白垩纪-古新世沉积构造演化历史及其区域动力学意义[J]. 地质学报, 82 (9) : 1229–1257. |
| [] | 张志亮, 沈忠悦, 汪新, 等.2013. 库车坳陷克拉苏河新生代沉积岩磁组构特征与古流向分析[J]. 地球物理学报, 56 (2) : 567–578. DOI:10.6038/cjg20130220 |