龙门山南段二叠系—下三叠统的古地磁研究

李 玮，贾 东，张 勇，李永祥，钟 城，葛家成

南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023

1 前言

岩石内部的载磁矿物所记录的原生剩磁信息可以较好的用来约束板块在地质历史时期中的古纬度以及板块之间的相对旋转运动，对于重建块体的古地理位置以及揭示块体之间的相对构造运动都具有较为重要的研究意义（Yang and Besse, 2001;Yang et al., 2004；Huang et al., 2018）。龙门山褶皱冲断带位于华南块体的西北缘，且处于青藏高原东缘，中生代以来主要经历了晚三叠世和新生代两期重要的构造运动（Burchfiel et al., 1995; Jia et al.,2006），是构造活动非常活跃的区域。在晚三叠世，龙门山褶皱冲断带形成了南北分段差异化的构造特征（Jia et al., 2006；Li et al., 2010, 2012）。沿走向，龙门山褶皱冲断带在地形地貌、构造变形、构造演化、前陆盆地和构造活动性等方面存在明显差异，呈现出明显的南、北分段特征，以安县为界，北段类似于阿尔卑斯和喀尔巴契的逆冲推覆构造带（Burchfiel et al., 1995），受印支、喜山两期构造事件影响，主要变形时间为晚三叠世；南段以基底卷入的叠瓦状冲断为特点，主要受控于喜山期构造事件（Jia et al., 2006）。龙门山褶皱冲断带的发育经历了一个从伸展到挤压的构造反转过程（陈竹新，2005）：古生代到早中三叠世为大陆边缘，发育海相碳酸盐台地。晚三叠世，由于华南、华北、羌塘块体聚合碰撞，龙门山发生大规模NW—SE向挤压，自北西向南东逆冲推覆，在此过程中还伴随着左行走滑运动，此左行走滑运动在构造演化中起着关键作用（刘树根，1995；王二七，2001）。龙门山褶皱冲断带西侧的松潘—甘孜褶皱带内部的挤压构造线大多是垂直于而不是平行于龙门山断裂带, 这表明当时的挤压应力不是北西—南东向而是北东—南西向，在此方向上的缩短很可能与其向西的逃逸运动有关。而龙门山东部的薄皮推覆构造可能仅仅是华南地块顺时针旋转运动派生的挤压应力造成的，龙门山褶皱冲断带的左行走滑则是为了协调松潘甘孜块体和四川盆地之间的差异性构造作用（王二七，2001）。新生代喜山期，受印—藏板块持续汇聚挤压作用的远程效应影响，龙门山褶皱冲断带构造活化，其走滑方向发生了反转，即由中生代时期的左行走滑变为新生代时期的右行走滑（李勇，周荣军等，2006）。新生代以来，四川盆地周缘包括龙门山褶皱冲断带均为右旋剪切（Wang et al.,2014）。结合川滇块体的顺时针挤出模式以及野外的变形特征和一些古地磁数据，王二七等（Wang et al., 2014）提出由于川滇块体的顺时针挤出，四川盆地发生了逆时针旋转。龙门山褶皱冲断带在如此复杂的构造活动背景下是否与四川盆地发生相对活动是该区域构造研究的关键科学问题之一。龙门山南段雅安地区白垩纪古地磁数据表明，四川盆地西南缘部分区域发生了逆时针旋转（Enkin,1991），龙门山北段广元地区（李华梅，1988）和剑阁地区（叶小舟，2016）早三叠世的古地磁数据则表明龙门山褶皱冲断带与四川盆地自早三叠世以来就已是统一的构造单元，而在南段则没有中生代古地磁数据发表。可见目前关于龙门山地区的古地磁数据较少，无法定量分析自晚三叠世以来龙门山褶皱冲断带与四川盆地间的相对旋转作用，阻碍了我们更加深入地理解和认识青藏高原东缘地区的构造演化过程。

另一方面，受多期复杂的构造作用、广泛的岩浆活动及潮湿的气候的影响，华南出现了广泛的重磁化现象（Wang and Van Der Voo, 1993；Zhang et al., 2016, 2018, 2019; Jiao et al., 2019）。古地磁研究表明，印支—燕山造山事件对龙门山冲断带北段存在明显改造作用，使得区内存在广泛的化学重磁化现象；尽管龙门山南段在喜山期发生剧烈活动，并受到有限的印支构造事件影响（Jia et al., 2006），但其南段古地磁研究的缺乏限制了对化学重磁化特征的认识。

因此，龙门山南段的古地磁研究不仅有望填补龙门山南段中生代古地磁数据的空白，还可进一步约束龙门山褶皱冲断带与华南块体的相对构造运动特征，以及可能的印支期和喜山期化学重磁化特征。

2 区域地质背景

龙门山褶皱冲断带位于华南板块西北缘，宽约70 km，长约500 km，北东—南西走向，北西侧与松潘—甘孜褶皱带相邻，南东侧扩展至四川盆地，北端经米仓山与秦岭构造带相接，向西南延伸汇入康滇地块（图1）。作为高原向东生长的前锋带，龙门山冲断带是研究中国西部新生代构造演化的关键地区之一（Jia et al., 2006）。龙门山褶皱冲断带主要受到两期造山运动的影响：晚三叠世印支期造山事件，即扬子地块与松潘—甘孜块体发生汇聚，龙门山褶皱冲断带开始发育，其逆冲推覆作用产生的构造载荷使四川克拉通发生挠曲沉降，形成了晚三叠世龙门山前陆盆地（Yong et al., 2003; Jia et al.，2006 ；Zhang et al., 2015; 叶小舟，2016）；新生代喜山期印—藏板块持续汇聚挤压作用的远距离效应使龙门山褶皱冲断带构造活化，发生强烈逆冲活动，形成叠瓦状逆冲推覆带（Jia et al., 2006; 叶小舟，2016）。沿走向，龙门山褶皱冲断带构造发育及演化存在明显差异，呈现出明显的南、北分段特征，以安县为界，北段受印支、喜山两期构造事件影响，南段则主要受控于喜山期构造事件（Jia et al., 2006）。

图1 采样位置区域构造简图（改自Zhang et al.，2016）Fig. 1 Map showing the sampling location (modified from Zhang et al.，2016)

研究区位于龙门山南段，受逆冲推覆作用影响，地表主要出露上泥盆统、二叠系、下三叠统地层（图2），其中上泥盆统发育薄层灰色白云岩夹黑色碳质页岩，厚约30 m，属远距离外来推覆体，与上覆的二叠系地层为平行不整合接触（四川省地质矿产局，1982）。二叠系地层自下而上为梁山组黑色碳质页岩，栖霞组灰岩、泥灰岩，茅口组灰岩夹泥灰岩，龙潭组灰岩夹碳质页岩以及长兴祖黄褐色砂岩。下三叠统地层自下而上分为飞仙关组（T1f）和嘉陵江组（T1j）。飞仙关组岩性主要为紫灰—灰褐色细—粉砂岩与暗紫红色砂质泥岩互层，夹砂质灰岩、鲕状灰岩，与下伏的上二叠统碳酸盐岩地层为假整合接触，产Eumorphotis multiformis，Claraiasp.等化石。嘉陵江组（T1j）发育紫红色细—粉砂岩、泥岩夹白云岩、泥灰岩及角砾岩，产Trochamminoidessp. 化石。嘉陵江组以上为雷口坡组（T2l）碳酸盐岩。

图2 （a）采样区域地质图及采样位置；（b）研究区泥盆系—三叠系地层及采样信息；（c）lms01采样点野外照片；（d）lms02采样点野外照片；（e）lms03采样点野外照片Fig. 2 (a) Simplified geologic map of the studied areas; (b) Devonian Triassic strata and sampling information in the studied areas；(c)Field photos of sampling site 01；(d) Field photos of sampling site 02；(e) Field photos of sampling site 03

3 采样及实验方法

3.1 采样

本文选择龙门山南段芦山县大川镇附近的下三叠统飞仙关组剖面以及宝兴县明治乡二叠系灰岩剖面开展了古地磁研究，其中下三叠统飞仙关组岩性主要为淡紫灰色泥岩、粉砂岩。从北边的大邑县西岭镇向南到芦山县大川镇以及宝兴县附近（图2），我们使用便携式钻机在每个采样点采取8～10个古地磁样品，并用罗盘进行定向。下三叠统飞仙关组共7个采点，采取古地磁岩心56个，均为淡紫灰色泥岩或粉砂岩。二叠系灰岩共3个采点（bx01、bx02、bx03），岩性均为灰岩。样品经小型切割机加工成标准古地磁圆柱状样品（直径2.5 cm，高2.2 cm），并在南京大学古地磁实验室（磁屏蔽屋内磁场强度小于300 nT）进行相应的古地磁和岩石磁学实验。

3.2 岩石磁学

为了确定样品中的载磁矿物，对飞仙关组代表性样品进行了岩石磁学（等温剩磁获得曲线-IRM以及三轴等温剩磁热退磁-TRM）分析，通过矫顽力以及居里温度来确定样品中主要的载磁矿物类型。等温剩磁（IRM）获得曲线是使用ASC IM-10-30型脉冲磁力仪（最大磁场强度2.4 T）和JR-6A型旋转磁力仪共同测量所得，此实验使用ASC IM-10-30型脉冲磁力仪在样品Z轴方向从5 mT开始，逐步施加外加磁场，强度最大可达2400 mT。三轴等温剩磁热退磁实验使用ASC IM-10-30型脉冲磁力仪在样品的Z轴、Y轴、X轴分别施加2400 mT、400 mT、120 mT的外加磁场，然后进行逐步热退磁，并用JR-6A型旋转磁力仪对其进行测量，逐步热退磁步骤为20℃，100℃、150℃、200℃、250℃、300℃、350℃、400℃、450℃、500℃、550℃、600℃。

3.3 扫描电镜

为了能更加全面、准确的鉴别出样品中载磁矿物种类、形貌和赋存环境特征，我们在南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室，使用配有Oxford Aztec X-Max 150 能谱系统的Supra-55场发射扫描电镜，对代表性样品切割残余制成的薄片进行背散射观察和能谱分析。

3.4 逐步热退磁实验

逐步热退磁使用的是ASC TD-48型热退磁炉（炉内磁场强度小于10 nT），逐步热退磁实验在低温段（低于300℃）温度间隔设置为40～60℃，为了更加精确地获得特征剩磁方向，在高温段将温度间隔设置为30℃，最终逐步加热到600或者700℃，直至天然剩磁强度低于初始强度的5%，逐步热退磁的步骤为20℃、80℃、120℃、160℃、200℃、250℃、280℃、310℃、330℃、360℃、390℃、420℃、450℃、480℃、510℃、540℃、570℃、600℃。全部样品均经过了18步以上的系统热退磁处理剩磁测量使用美国2G公司生产的低温超导磁力仪（2G-755）。退磁结果用正交投影图展示，并使用主成分分析法（Kirschvink，1980）对不同磁成分进行拟合、分离.剩磁的平均方向使用Fisher统计法进行统计（Fisher，1953）。

4 实验结果

4.1 岩石磁学结果

如等温剩磁获得曲线所示（图3a），外加磁场从0增加到300 mT时，飞仙关组代表性样品（LMS01、LMS02、LMS03）的剩磁强度迅速增加并达到90%以上的饱和磁化强度值，之后曲线趋于平缓。等温剩磁获得曲线结果表明样品中主要为低矫顽力的载磁矿物（如磁铁矿）。三轴等温剩磁热退磁实验结果如图3b、d所示，飞仙关组代表性样品（LMS01、LMS02、LMS03）中磁成分解阻温度在600℃左右，表明主要的载磁矿物为磁铁矿。其中LMS03采样点样品的中磁成分在0～200℃之间剩磁强度有一次快速降低（图3d），指示该组样品中存在少量的针铁矿。岩石磁学实验结果表明，飞仙关组样品的主要载磁矿物为磁铁矿。

图3 飞仙关组代表性样品等温剩磁获得曲线（a）和三轴等温剩磁热退磁曲线（b，c，d）Fig. 3 Normalized isothermal remanent magnetization (IRM) acquisition curves (a) and thermal demagnetization of the composite IRM(b)-(d) that was acquired sequentially along three orthogonal axes

4.2 扫描电镜结果

样品的背散射图像以及EDS能谱分析表明，所有样品中主要含有两种含铁化合物。在图4中，大量形态不规则的铁硫化物（图4A，B）和铁氧化物(图4C，D)可以被观察到。通过能谱分析稳定的铁、硫原子比，我们认为图4a、b观察到的铁硫化物为黄铁矿，而在图4c、d中观察到的铁氧化物可能为磁铁矿，磁赤铁矿，赤铁矿。进一步结合前文的岩石磁学结果，我们认为观察到的铁氧化物为磁铁矿。从形貌特征来看，这些磁铁矿的矿物边缘呈锯齿状，形态不完整，我们推测其为原生沉积的碎屑磁铁矿。

图4 样品二次电子成像(A-D)以及EDS能谱(a-d)（A，B主要为铁的硫化物；C，D主要为铁的氧化物；形态都不规则，边缘呈锯齿状）Fig. 4 Secondary electron imaging and EDS spectra of the samples show that (A) and (B) are mainly iron sulfides; (C) and (D) are mainly iron oxides; the morphology is irregular and the edges are serrated

4.3 热退磁结果

逐步热退磁实验结果可分三类：（1）飞仙关组LMS01、02、03采样点样品的退磁结果稳定（图5），可分离出低温（20～280℃温度段）和高温（510～580℃温度段）两个分量，低温分量磁偏角为0°左右，磁倾角在50°左右（图5b，d，f），与该区域的现代地磁场方向相近（磁偏角～2°，磁倾角～50°），可能为现代热粘滞剩磁；高温分量呈线性趋向原点，为本研究的特征剩磁。（2）飞仙关组LMS04、05采样点为印支期的重磁化数据（另文发表）。（3）飞仙关组LMS06、07采样点及宝兴地区二叠系灰岩样品（bx01、bx02、bx03）的退磁轨迹不稳定（图6），退磁温度未达到200℃，磁化强度已经几乎降到0，无法分离出低温和高温分量。

图5 Lms01、02、03采样点中代表性样品热退磁结果（地理坐标系）及对应的低温分量的赤平投影（实心圆代表退磁步骤在水平面上的投影，空心圆代表退磁步骤在垂直面上的投影）Fig. 5 Representative orthogonal projection of paleomagnetic demagnetization data (geographic coordinates) and the corresponding equalarea stereonet projections of the low-temperature components(The solid/open circles represent the projections onto the horizontal/vertical planes, respectively)

图6 宝兴地区二叠系灰岩样品逐步热退磁结果（实心圆代表退磁步骤在水平面上的投影，空心圆代表退磁步骤在垂直面上的投影）Fig. 6 Representative orthogonal projection of paleomagnetic demagnetization data(The solid/open circles represent the projections onto the horizontal/vertical planes, respectively)

飞仙关组样品（LMS01、02、03）特征剩磁的Fisher统计如图7、8所示：在地理坐标下：低温分量的平均方向是（接近于现代地磁场，图8a）：Dg=4.2°，Ig=51.1°，α95=5.3°，K=41，N=18 ；高温分量的平均方向是 (图 8c)：Dg=24.1°，Ig=5.2°，α95=6.2°，K=30.2，N=18。在地层坐标下：低温分量的平均方向是（图 8b）:Ds=82°，Is=44.9°，α95=9.7°，K=13，N=18；高温分量的平均方向是（图8d）：Ds=36.9°，Is=16.5°，α95=5.9°，K=33.8，N=18。比较两个坐标系下的K值和α95值可知低温分量在地理坐标系下相对更为集中，并且其平均方向与现代地磁场方向接近。为了更好的约束特征剩磁的获取时间，我们利用不同采样点的产状差异开展广义褶皱检验。褶皱检验结果如图9所示，在地层接近水平时，K达到最大值，即此时岩石中剩磁方向最为集中，表明通过了褶皱检验（Enkin, 2003）。由特征剩磁方向计算出来的古地磁极为λ =49.1°，φ=217.8°，A95=4.4°，与前人所得的华南可靠的晚二叠世—早三叠世古地磁极位置几乎重叠（Heller et al., 1988；该数据具有正、反极性，正极性和反极性构成了至少六个极性区，其采样点为四川上寺二、三叠系（P/T）地层界线剖面）。将其与华南的视极移曲线对比（Zhang et al., 2015；Huang et al., 2018; Yang et al., 2004），其位置位于华南视极移曲线晚二叠世—早三叠世之间（图10）。

图7 采样点lms01、02、03高温分量的赤平投影（五角星表示平均方向；实心圆为下半球投影，空心圆为上半球投影）Fig. 7 Equal-area stereo projection of high-temperature components from lms01, 02 and 03 (The stars represent the mean directions; the solid/open circles represent downward/upward inclinations)

图8 飞仙关组样品低温分量(a、b)和高温分量（c，d）赤平投影（图a，c为地理坐标系；图b、d为地层坐标系，五角星表示平均方向；实心圆为下半球投影，空心圆为上半球投影）Fig. 8 Equal-area stereonet projections of the low-temperature components and high-temperature components of representative specimens from the Feixianguan Formation before (a, c) and after (b, d) tilt correction (The stars represent the mean directions; the solid/open circles represent downward/upward inclinations)

图9 褶皱检验通过，在地层接近放平时，K达到最大值，即此时岩石中剩磁方向最为集中Fig. 9 Stepwise unfolding test, K reaches the maximum value when the strata are close to the horizontal, that is,the remanence directions are most concentrated

图10 红色点为飞仙关组样品的古地磁极在华南视极移曲线上的投点（Zhang et al., 2015; Huang et al., 2018; Yang et al.,2004）；橙色点是前人所得的华南块体晚二叠世—早三叠世古地磁极位置（Heller et al.，1988）Fig. 10 Paleopoles plotted with the apparent polar wander path for the South China Block (Zhang et al., 2015; Huang et al., 2018; Yang et al., 2004). The red oval represents the paleopole calculated from the ChRMs of this study and the orange oval represents the paleopole positions of paleomagnetic poles of the South China Block from Late Permian to Early Triassic (Heller et al., 1988)

5 讨论

5.1 剩磁的原生性

本文基于以下几点证据，认为龙门山南段下三叠统飞仙关组样品的特征剩磁可能为原生剩磁：（1）退磁曲线特征表明高温分量呈趋向原点的线性特征；（2）该区域的化学重磁化的解阻温度通常低于500℃（Zhang et al., 2016），而本文特征剩磁的主要载磁矿物（即磁铁矿）在其居里温度（580℃）附近才解阻；（3）特征剩磁通过了广义褶皱检验；（4）扫描电镜观察到的特征剩磁主要载磁矿物为沉积碎屑状特征，与该区域化学重磁化载磁矿物（自生球状磁铁矿）不同；（5）从特征剩磁计算得到的古地磁极投在华南视极移曲线的位置来看，其落在P2-T1之间，与前人在龙门山北段广元地区所得的P2-T1原生剩磁的古地磁极非常接近。

5.2 龙门山褶皱冲断带相对构造旋转

龙门山褶皱冲断带南段和北段在构造演化特征方面存在明显差异（Jia et al., 2006）：龙门山北段至少经历了晚三叠世和新生代两期的主要构造变形，而龙门山南段构造变形主要集中于晚白垩—新生代。新生代以来，受印藏碰撞影响，龙门山构造带走滑方向由中生代时期的左行走滑转变为右行走滑（李勇，2006）。考虑到四川盆地周缘地区均表现为右行剪切，王二七等提出了这些右行剪切是对四川盆地逆时针旋转的响应（Wang et al.，2014）。然而龙门山北段剑阁地区已有的古地磁数据表明，龙门山构造带早三叠世古地磁极位置为：42.9°N，219.3°E，α95=6.8°（叶小舟，2016），与龙门山北段广元地区早三叠世古地磁极（李华梅，1988）几乎重合，并与稳定四川盆地早三叠世古地磁极几乎重叠，表明早三叠世以来，龙门山北部各区域已形成为统一的块体，且在动力学上与相邻四川盆地一致，二者未发生相对的构造旋转（叶小舟，2016）。本次研究在龙门山南段宝兴地区采取的古地磁样品没有记录稳定的剩磁，大川镇附近所取的样品通过了广义的褶皱检验，得到了龙门山南段较可靠的早三叠世古地磁结果，其古地磁极位置为：λ =49.1°, φ =217.8°, A95=4.4°，与前人在龙门山北段广元地区获取的晚二叠世—早三叠世的古地磁极（λ=47.9° , φ=225.1°, A95=2.8°）相近（Heller et al., 1988）。而且，该古地磁极接近华南块体晚二叠世—早三叠世的古地磁极（图10），表明晚二叠世—早三叠世以来，龙门山南段与北段虽构造演化历史存在不同，但从动力学角度看，二者已可视作统一整体，且与相邻四川盆地之间已形成统一的块体，并未发生明显的相对旋转。这个认知对于我们研究该区域的活动构造问题以及青藏高原东缘的构造演化模式有重要的参考价值。

5.3 龙门山南段化学重磁化特征

龙门山南段地势起伏较大，断层发育，植被覆盖严重，野外露头较少，所采样品相对较少。另外，由于风化严重，大部分所采样品中的磁性矿物不稳定，多记录了不稳定的磁场信息，如宝兴地区所采的三组样品的退磁结果所示（图8）。然而，本次研究中三个采点的样品保留了原生剩磁，且三个采样点之间从北向南各自相距10～20 km，表明了龙门山南段的地层可能没有遭受造山带流体交代引起的广泛的重磁化，或者造山带流体的运移交代可能在一定的优选通道和层位发生。局部存在的印支期的化学重磁化现象表明龙门山南段存在造山带流体的交代作用，但没有广泛分布。

6 结论

（1）在龙门山南段地区，所采古地磁样品在NRM 280℃温度段分离出来的低温磁组分与该区域的现代磁场方向接近，为热粘滞剩磁。在510～580℃温度区间分离出特征剩磁，进一步地从退磁曲线特征，载磁矿物的微观特征及其古地磁极位置在华南视极移曲线的位置来看，笔者认为该特征剩磁可能为早三叠世原生剩磁。

（2）龙门山褶皱冲断带的南段与华南块体古地磁结果对比表明，早三叠世以来，龙门山南段与北段，以及与四川盆地，在动力学上已成为统一的单元，并未发生明显的相对构造旋转。

（3）本研究龙门山褶皱冲断带南段的古地磁研究结果表明该区域不存在大范围的造山带流体活动，仅局部受印支期构造流体影响。

致谢:感谢胡旭芝和李娟老师对本研究古地磁和扫描电镜实验的帮助。