印支地块中生代构造演化的古地磁制约研究

贾舒斐，黄宝春*，闫永刚，赵千3,，李能韬

1 北京大学地球与空间科学学院，造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871 2 中山大学地球科学与工程学院，广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室，广东珠海 519000 3 三明学院经济与管理学院，国家公园研究中心，福建三明 365004

0 引言

Zhao等(2018)指出东亚地区存在三个关键构造带：北部的古亚洲洋缝合带(即中亚造山带)、中部的古特提斯洋缝合带和最南部的新特提斯洋缝合带.这三个构造带的形成演化及其闭合历史的研究对完善东亚陆块群的中新生代构造演化和古地理重建至关重要.特别地，东古特提斯构造带内发育和保存了古特提斯洋演化过程中最完整、最齐全的地质记录(Sengör and Hsü, 1984; 钟大赉等，1998)；因此，对东古特提斯洋封闭时限及其两侧主要块体(南/北羌塘、印支和滇缅泰地块)晚古生代至中生代古地理位置变迁的制约研究是认识东亚陆块群相互之间碰撞与拼合等构造演化历史的关键.

然而，由于印支运动所造成的前中生代岩石的强烈变形(Ridd et al., 2011)，以及前中生代岩石中可能存在的广泛重磁化作用(Yin and Courtillot, 1989; Yang and Besse, 1993; Richter and Fuller, 1996)，印支地块晚古生代古地理位置及其与周边块体之间的大地构造关系，直到近几年才得到了有效古地磁数据的制约(Chi et al., 2016; Yan et al., 2018, 2020).另一方面，尽管对印支地块中生代古地理位置的古地磁学研究已经持续了几十年(Barr and Macdonald, 1979; Bunopas, 1981; Achache and Courtillot, 1985; Maranate and Vella, 1986; Yang and Besse, 1993; Richter and Fuller, 1996; Charusiri et al., 2006; Hall et al., 2008; Hall, 2012; Singsoupho et al., 2014; Yan et al., 2017, 2019a,b)，且已有晚三叠世(Achache and Courtillot, 1985; Yang and Besse, 1993; Yan et al., 2017, 2019a,b)和白垩纪古地磁数据(Maranate and Vella, 1986; Yang and Besse, 1993; Bhongsuwan and Elming, 2000; Charusiri et al., 2006; Takemoto et al., 2009; Singsoupho et al., 2014)指示印支地块自早侏罗世以来发生了一次显著南向漂移(Maranate and Vella, 1986; Bhongsuwan and Elming, 2000; Singsoupho et al., 2014)；但由于新生代印度与亚洲大陆碰撞以及碰撞后印度板块对亚洲大陆的持续挤压和楔入，一方面导致印支地块相对于东亚其他陆块的古地理位置发生了显著改变，另一方面，印支地块内部不同块体之间还可能发生了显著的构造变形；加上印支地块本身中生代陆相碎屑岩沉积年龄的不确定性(Ridd et al., 2011)，印支地块中生代构造演化亟待完整可靠的中生代视极移曲线的定量制约.

Yan等(2017)对前人报道的印支地块中生代古地磁数据进行了系统梳理和分析，着重根据他们自己及前人(Yan and Courtillot, 1989; Yang and Besse, 1993; Bhongsuwan and Elming, 2000; Charusiri et al., 2006)在Khorat盆地晚三叠世Huai Hin Lat组、晚三叠世-早侏罗世Nam Phong组、晚侏罗世Phu Kradung组和早白垩世Sao Khuo组中获得的四个通过了褶皱检验的古地磁数据，加上Singsoupho等(2014)在Khorat高原Bolikhamxay和Savannakhet地区晚白垩世岩石中获得的同样通过了褶皱检验的可靠古地磁数据(详见Yan et al. (2017)之表3和表4)构建了印支地块中生代古地磁视极移曲线.近年来，Yan等(2019a,b)进一步从Khorat盆地中部的一套晚三叠世火山岩(约205 Ma)和澜沧江火山岩南带(约235-230 Ma)获得了两个晚三叠世古地磁极，进一步夯实了印支地块晚三叠世的古地理位置.然而，印支地块中生代视极移曲线的进一步完善和构造演化的深入探讨尚需更多可靠的晚三叠世-侏罗纪古地磁数据.

为此，我们在前期(Yan et al., 2017, 2019b)对泰国Khorat盆地中生界研究的基础上，对泰国西北部的Nakhon Thai盆地(图1)晚三叠世、晚侏罗世至早白垩世沉积岩开展了古地磁学和碎屑锆石U-Pb年代学研究，以期结合印支地块中生代已有可靠古地磁数据，进一步探讨印支地块中生代的构造演化.

1 地质背景及采样

印支地块是东南亚地区最大的块体，西部以昌宁—孟连和茵达嫩(Inthanon)缝合带(后者可能延伸至马来半岛东部的文冬—劳勿缝合带)；东北部以松马缝合带为界，东部边界位于中国南海内.关于东南亚地区的构造区划，Ueno和Igo(1997)结合有孔虫和牙形石等古生物资料和相关古地理研究成果，以及云南西部地区的相关地质记录，对Barr和MacDonald(1991)所提出的区域构造模型进行了修订，提出自西至东可依次划分为滇缅泰(Sibumasu)地块、茵达嫩缝合带、素可泰(Sukhothai)地体和印支地块.随后，Sone和Metcalfe(2008)又对上述区域构造划分方案进行了更新，认为茵达嫩带可划归至滇缅泰地块(图1).

图1 东古特提斯缝合带构造简图(改自Sone and Metcalfe, 2008)Fig.1 Simplified tectonic map of the East Paleo-Tethys suture zone modified from Sone and Metcalfe (2008)

泰国北部印支地块中生界以陆相碎屑沉积为主，按地层升序排列可划分为8个组，包括Huai Hin Lat、Nam Phong、Phu Kradung、Phra Wihan、Sao Khua、Phu Phan、Khok Kruat和Maha Sarakham组(图2).其中，最底部的Huai Hin Lat组不整合覆盖在变形了的二叠系或前二叠系之上；岩性主要为砂岩、页岩和灰岩.根据其岩性的多样性和丰富的动植物化石，Ridd等(2011)认为其年龄很可能为晚三叠世早-中诺利期.Nam Phong组与下伏Huai Hin Lat组之间为不整合接触(印支运动第二幕)，以砂岩和粉砂岩为主.钻孔资料显示其可分为上、下两段，其间可能为对应于印支运动第三幕的角度不整合所分割(Ridd et al., 2011).区域调查研究(Chonglakmani and Sattayarak, 1978; Bunopas, 1992; Racey et al., 1996; Ridd et al., 2011)认为其年龄主体为晚三叠世瑞替期.Nam Phong组之上为平行不整合或整合接触的Phu Kradung组.Carter和Bristow(2003)通过裂变径迹和U-Pb碎屑锆石研究认为其沉积年龄为晚侏罗世至早白垩世；而Cuny等(2014)根据脊椎动物化石提出，除最上部可能隶属于下白垩统之外，其主体为上侏罗统.之上为整合接触的Phra Wihan组；根据有限的孢粉记录，其沉积年龄大致为早白垩世(Racey et al., 1994, 1996).再往上，依次发育白垩系Sao Khua、Phu Phan和Khok Kruat组地层.顶部Maha Sarakham组发育蒸发岩，与下伏Khok Kruat组角度不整合接触(Ridd et al., 2011)，很可能代表了Nakhon Thai及Khorat盆地中生代最后一次区域褶皱事件.

图2 泰国北部Khorat盆地和Nakhon Thai盆地中生界地层柱状图(根据Ridd et al., 2011修改)，图中同时列出了本次研究在Nakhon Thai盆地(黑体)和前人在Khorat盆地(斜体)相关地层的古地磁有效采样点，其中1 Yan et al., 2017; 2 Yang and Besse, 1993; 3 Yan and Courtillot, 1989; 4 Bhongsuwan and Elming, 2000; 5 Charusiri et al., 2006.Fig.2 Simplified Mesozoic stratigraphic column of the Khorat and Nakhon Thai basins, northern Thailand (modified from Ridd et al., 2011) including available paleomagnetic sampling sites from the Nakhon Thai (black, this study) and Khorat (italic, 1 Yan et al., 2017; 2 Yang and Besse, 1993; 3 Yan and Courtillot, 1989; 4 Bhongsuwan and Elming, 2000; 5 Charusiri et al., 2006) basins.

本项研究在泰国Nakhon Thai盆地选择了上三叠统Nam Phong组、上侏罗统Phu Kradung组、上侏罗统至下白垩统Phra Wihan组、及下白垩统Sao Khua组开展了古地磁样品采集(图2).在彭世洛(Phitsanulok)东北部Nakhon Thai盆地内沿12号国道由东至西布置了四条短剖面(图3)，分别在Phu Kradung组(剖面1，Nt16-20)、Nam Phong组(剖面2，Nt26-33)、Sao Khua组(剖面3，Nt34-36)、和Phra Wihan组(剖面4，Nt37-45)中布置古地磁采样点5、8、3和9个；每个采点使用便携式汽油钻钻取定向岩芯(岩芯直径约为2.5 cm，长约3～10 cm)样品至少8～11块；岩芯定向以磁罗盘为主，部分样品同时采用磁罗盘和太阳罗盘定向.同时，分别在古地磁采样点Nt17(Phu Kradung组)和Nt26(Nam Phong组)附近、及相邻Khorat盆地西缘SaoKhua组中采集碎屑锆石年代学样品三块.

图3 Nakhon Thai盆地东南缘地质简图及古地磁采样剖面位置图(根据1∶500万泰国地质图和Ridd et al., 2011资料修改)Fig.3 Simplified regional geologic map of the Nakhon Thai Basin, Thailand (modified from 1∶5000000 Geologic Map of Thailand, DMR, 2011, Ridd et al., 2011) showing paleomagnetic sampling locations

图4 Nakhon Thai盆地Nam Phong组碎屑锆石CL图及U-Pb锆石年代学数据Fig.4 Detrital zircon UPb concordia diagrams with CL images of the Nam Phong Formation, the Nakhon Thai Basin

图5 Nakhon Thai盆地Nam Phong组(a)碎屑锆石U-Pb谐和年龄图和(b)年龄直方图Fig.5 U-Pb Concordia diagram (a) and age histogram (b) for detrital zircons from the Nam Phong Formation, the Nakhon Thai Basin

2 碎屑锆石U-Pb年代学研究

三个碎屑锆石年代学样品的碎屑锆石单矿物分选在河北廊坊地质服务有限公司完成.首先将待测年样品进行粉碎、淘洗、重液分选和电磁分选，之后在双目镜下手工挑选出含较少包裹体、无明显裂隙、大小合适的锆石颗粒，后用无色透明的环氧树脂灌注制成激光样品靶.锆石的透射光、反射光和阴极发光图像拍摄及锆石U-Pb年代学测试均在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成.测试使用激光剥蚀等离子体质谱仪(LA-ICP-MS,Laser Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometer).分析采用的激光束斑和频率分别为24 μm和5 Hz，并选用锆石年代标样91500、PLE和成分标准NIST610分别对同位素和微量元素进行分馏校正.实验过程中，每完成5次锆石颗粒测量加测一次标样.使用GLITTER 40程序对同位素比值和元素含量进行计算，使用Andersen(2002)方法进行普通铅校正；锆石样品的U-Pb年龄计算以及谐和图和分布频率图的绘制使用Isoplot30加载宏程序(Ludwig，2003).不谐和度大于10%的测试分析点不用于计算和分析.

2.1 Nam Phong组(样品Nt26)

对Nakhon Thai盆地晚三叠世Nam Phong组样品的228颗锆石中选取的122个点进行了U-Pb年代学测试分析(图4).118个谐和度大于90%的测试分析点显示其碎屑锆石年龄谱图的主要分布区间为420～180 Ma，所得最年轻的一组表观年龄为207±3、203±4和220±3 Ma；最老表观年龄为1028±12 Ma，存在一个约208 Ma主年龄峰值和两个约380和约420 Ma的次年龄峰值(图5).由此确定Nam Phong组平均沉积年龄的下限约为208 Ma.

2.2 Phu Kradung组(样品Nt17)和Sao Khua组(样品Ksk)

晚侏罗世Phu Kradung组112个测试分析点(图6a)的年龄跨度从新太古代晚期到晚侏罗世；所得最年轻的表观年龄为154±6 Ma和161±3 Ma；最老表观年龄为2679±10 Ma.存在新太古代末期(约2500 Ma)、古元古代(约1800 Ma)、新元古代等多个古老峰值年龄，显生宙则记录了多次复杂年龄谱线(图6a).推测认为该组最年轻的年龄峰约154 Ma是地层的最大可能沉积年龄，限定Phu Kradung组的形成年代为晚侏罗世，与前人推测认为属于晚侏罗世至早白垩世的意见(Carter and Bristow, 2003; Cuny et al., 2014)基本一致.

Sao Khua组106个测试分析点(图6b)的年龄跨度从新太古代末期到早白垩世，所得最年轻的表观年龄为135±9 Ma和144±8 Ma，最老表观年龄为2505±24 Ma.年龄谱中存在一个约140 Ma主峰值年龄和四个次峰值年龄：450、950、1800和2500 Ma(图6b).其最年轻的峰值年龄约140 Ma推测应为Sao Khuo组地层的最大可能沉积年龄，限定其沉积年龄下限为早白垩世，与前人基于古生物资料推测其大致属于早白垩世贝里阿斯期至巴雷姆期(约145～125 Ma)的意见基本一致.

图6 Nakhon Thai盆地Phu Kradung组(a)和Sao Khua组(b)碎屑锆石U-Pb年龄直方图Fig.6 Age histograms for U-Pb detrital zircons from (a) the Phu Kradung and (b) Sao Khua formations, the Nakhon Thai Basin

3 岩石磁学测试与分析

实验室内首先对样品进行清洗处理，然后用无磁刀片将其切割成高约为2.2 cm的古地磁标准样品.下白垩统Sao Khua组3个采点(Nt34-36)的古地磁样品因未获得有意义的古地磁结果，故下文仅讨论其余三个采样单元的岩石磁学和古地磁实验结果.其次，在三个采样单元中选择代表性样品(每个采点1块)的新鲜切割剩余端部样品磨成粉末状进行系列岩石磁学测试分析，包括等温剩磁(IRM)获得曲线及其反向场退磁曲线、磁滞回线和热磁曲线(-T曲线).其中，磁滞回线测量使用Lake Shore 8600系列振动样品磁强计，最大外加磁场为±2.0 T，步长为20 mT；-T曲线使用Kappabridge MFK1磁化率仪，在氩气环境下从室温(约25 ℃)升高至约700 ℃(升温速率为40 ℃/min)测量样品磁化率随温度的变化.

如图7所示，三个组代表样品的岩石磁学特征没有本质差别，均显示其主要载磁矿物为低矫顽力磁铁矿和高矫顽力赤铁矿的组合；所不同的很可能仅仅是磁铁矿和赤铁矿的相对比例.首先，三块代表性样品的等温剩磁获得曲线及反向场退磁曲线均显示其剩磁随场强的增大而迅速增大，于1000～1500 mT之间趋于饱和；剩磁矫顽力为100～200 mT(图7a,d,g).稍显差异的是Phu Kradung组样品(Nt17-12，图7a)低场阶段的剩磁上升速度相对较慢，指示相对较多的高矫顽力矿物的存在.矫顽力谱一阶导数分析显示存在两个剩磁组分(图7b,c,e,f,h,i),并清晰地指示Phu Kradung组中存在相对较多的高矫顽力组分(图7c).磁滞回线呈明显的蜂腰型(图7j,m,p)，矫顽力Bc变化范围较大，可能与样品中软、硬磁组分的相对比例有关.热磁分析(图7k,n,q)均清晰指示存在两个显著的解阻温度区间，分别对应于磁铁矿的560～580 ℃和碎屑赤铁矿的约680 ℃.但是，Phu Kradung组样品的冷却曲线仅略有升高，高温阶段几乎可逆(图7k)；而Nam Phong组和Phra Wihan组样品的冷却曲线与加热曲线之间却存在显著差异(图7n,q)，指示样品加热过程中很可能伴随着顺磁性黏土矿物至强磁性矿物的转变.三轴等温剩磁的热退磁(图7l,o,r)均指示其占主导地位的硬磁组分(0.4～2.0 T)和中等矫顽力磁组分(0.1～0.4 T)的解阻温度约为680 ℃；其中Phu Kradung组样品中的硬磁组分和中等矫顽力磁成分对剩磁的贡献占据绝对优势(图7l).综上，Nam Phong组和Phra Wihan组样品的主要载磁矿物应为高矫顽力的赤铁矿和低矫顽力的磁铁矿的组合；而Phu Kradung组中主要载磁矿物应以高矫顽力的赤铁矿为主，低矫顽力磁铁矿次之.

4 古地磁测试与分析

针对三个采样单元代表性样品的主要载磁矿物均为碎屑赤铁矿和磁铁矿的组合特征，对标准古地磁样品全部进行了系统热退磁.热退磁采用美国ASC公司的TD-48SC单腔热退磁炉，炉内残余磁场小于10 nT；低温阶段的温度间隔为50～100 ℃，大于500 ℃的高温阶段为10～20 ℃，在接近载磁矿物解阻温度时为5 ℃.所有剩磁测量均在北京大学构造磁学实验室2G-755超导磁力仪上进行.退磁结果使用PMGSC软件(Enkin et al., 2003)和PmagPy软件(Tauxe et al., 2016)进行正交矢量图和极射赤平投影图等进行分析；应用主成分分析法(Kirschvink, 1980)及重磁化大圆弧法进行磁成分分离和计算，应用标准Fisher统计(1953)进行统计平均.

4.1 上三叠统Nam Phong组

在Nam Phong组共采集8个采点81块砂岩和粉砂岩样品.70块样品的热退磁结果显示一部分样品表现为典型的双分量：在清洗掉低温分量及黏滞剩磁之后，在450～680 ℃范围内获得一指向原点的稳定高温特征剩磁分量(图8a,b,e)；另一部分样品除在初始退磁阶段天然剩磁(NRM)方向和强度稍有变化外，主要表现为一稳定趋向于原点的特征剩磁分量，并在670 ℃左右完全解阻(图8c,d,f).与前人在Khorat盆地Nam Phong组中获得的特征剩磁组分(Yang and Besse, 1993; Yan et al., 2017)稍有差别的是，该高温特征剩磁组分除Nt31采点为正极性外，其余7个采点均为负极性(图9a,b和表1).将8个采点49块可分离出高温特征剩磁的样品，先按采点再按组进行Fisher(1953)统计平均后，获得其平均方向为Dg/Ig=221.1°/-27.2°(κ=67.0,α95=6.8°)和Ds/Is=214.5°/-47.6°(κ=102.1,α95=5.5°).由于采样剖面为单斜地层，且产状变化较小，尽管采点平均方向的集中程度在地层倾斜校正后有所提高(κs/κg=1.52)，但在95%置信水平上，McElhinny(1964)褶皱检验结果仍为不显著.然而，本次研究获得的Nam Phong组特征剩磁组分与前人(Yang and Besse, 1993; Yan et al, 2017)在相邻Khorat盆地Nam Phong组中获得的11个采点特征剩磁平均方向具有很好的一致性，且合计19个采点的古地磁数据集具有几乎均一的正负极性分布(表1和图9a,b).为此，对两个盆地Nam Phong组19个采点的特征剩磁平均方向进行McFadden(1990)褶皱检验，显示该特征分量在95%置信水平上通过了检验(倾斜校正前SCOS2=13.004，校正后SCOS2=4.644，SCOS临界值为5.075)；同时，Tauxe和Watson(1994)褶皱检验也表明其特征剩磁在褶皱展平至69%～104%之间集中程度最优(图9c).然而，由于东向分量(Y分量)上的微弱差别(图9d)，McFadden和McEhinny(1990)B级倒转检验未通过(正负极性组分的夹角γ0=8.2°；95%置信水平上的检验临界值γc=7.8°).考虑到Nakhon Thai盆地上白垩统Khok Kruat组与Maha Sarakham组之间存在一个区域角度不整合(图2)，结合特征剩磁的双极性特征，我们相信本次研究在Nakhon Thai盆地Nam Phong组获得的特征剩磁应为原生剩磁；可与Khorat盆地Nam Phong组的特征剩磁方向(Yang and Besse, 1993; Yan et al., 2017)一起构成印支地块上三叠统Nam Phong组沉积期间的关键古地磁极(172°E/56°N,K=62.8,A95=4.3°).

4.2 晚侏罗世至早白垩世Phu Kradung组和Phra Wihan组

本次研究在泰国Nakhon Thai盆地分别采集Phu Kradung组5个采点(Nt16-20)和Phra Wihan组9个采点(Nt37-45)古地磁样品.Phu Kradung组以红色砂岩和粉砂岩为主，而Phra Wihan组样品主要为红褐色泥质砂岩，两套岩层的产状均近水平(表2).

与上三叠统Nam Phong组砂岩和粉砂岩的退磁结果类似，这两个组样品的系统退磁结果也主要表现为两类：一是大部分样品的退磁曲线显示为双分量，在约300～400 ℃之前可分离获得一个稳定的低温分量.400 ℃之后退磁曲线逐步趋向于退磁原点，并在约670 ℃发生完全解阻(图10b,e—i).有些样品尽管也可归结为双分量，但其低温分量的解阻温度高达550 ℃左右，特征分量出现在约580～600 ℃之上的退磁温度段(图10e,h).二是部分样品以单一高温特征分量为特征，且其解阻温度为665～680 ℃(图10a,c,d).上述热退磁结果显示的高温特征剩磁分量的解阻温度均超过了约665 ℃，指示其载磁矿物为碎屑赤铁矿，与前述代表性样品的岩石磁学实验结果相吻合.

表1 泰国Nakhon Thai盆地晚三叠世Nam Phong组特征剩磁方向一览表Table 1 Summary of sampling information and characteristic remanences from Late Triassic Nam Phong Formation in the Nakhon Thai Basin, Thailand

从Phu Kradung组5个采点43块样品中分离获得了稳定高温特征剩磁组分(表2)，地层产状校正前后的Fisher(1953)统计平均方向分别为：Dg=29.9°，Ig=40.1°(κ=49.2,α95=11.0°)和Ds=26.3°，Is=33.7°(κ=49.2,α95=11.0°).Phra Wihan组9个采点69块样品的稳定高温特征剩磁分量(表2)对应的Fisher统计平均方向为：Dg=24.2°，Ig=29.8°(κ=182.0,α95=3.8°)和Ds=23.8°，Is=27.9°(κ=182.1,α95=3.8°).如图11和表2所示，这两个组的特征剩磁分量均为单一正极性，且由于采样剖面为近水平单斜地层，无法进行有效的褶皱检验.尽管如此，我们注意到本次研究在Phu Kradung组中获得的特征剩磁组分，同样与相邻Khorat盆地同一地层单元中获得的，通过了褶皱检验的特征剩磁组分(Bhongsuwan and Elming, 2000)在层面坐标系下具有很好的一致性(表2和图11b).为此，将两个盆地Phu Kradung组9个采点平均方向合并进行McFadden(1990)褶皱检验，结果显示特征剩磁在95%置信水平上通过了检验(倾斜校正前SCOS2=5.509，校正后SCOS2=0.729，SCOS临界值为3.497)；但由于Bhongsuwan和Elming(2000)在Khorat盆地Phu Kradung组中获得的可靠特征剩磁4个采点中仅有采点Be5的产状显著不同(表2)，尽管Tauxe和Watson(1994)非参数褶皱检验显示其特征剩磁的最优集中程度在褶皱展平至约80%，但其置信区间很宽(-10%～149%，图11c).但无论如何，褶皱检验结果表明该特征分量应是晚白垩世区域不整合(图2，Ridd et al., 2011)之前获得的，很可能代表了Phu Kradung组沉积时获得的原生剩磁.地层坐标系下9个采点平均方向对应的虚地磁极(VGP)经Fisher(1953)统计平均后得到代表印支地块上侏罗统Phu Kradung组沉积期间的关键古地磁极为182.3°E/61.0°N(K=70.2,A95=6.2°, 表2).由于Bhongsuwan和Elming(2000)在Khorat盆地Phra Wihan组7个采点36块样品中获得的特征剩磁未能通过褶皱检验，且采点平均方向在地层倾斜校正后明显发散(κs/κg=0.467)，显示其可能受到后期重磁化的影响；故无法对我们在Nakhon Thai盆地Phra Wihan组中获得的古地磁结果做进一步对比分析讨论.我们暂且接受其为印支地块早白垩世早期的古地磁极(表3)，后续将继续寻求新的剖面开展进一步研究.

表2 泰国Nakhon Thai盆地晚侏罗世Phu Kradung组和早白垩世Phra Wihan组特征剩磁方向一览表Table 2 Summary of sampling information and characteristic remanences from Late Jurassic Phu Kradung and Early Cretaceous Phra Wihan formations of the Nakhon Thai Basin, Thailand

表3 印支地块中生代古地磁极及参考点(16°N, 102°E)的期望古地磁方向Table 3 Mesozoic paleomagnetic poles for the Indochina Block and expected paleomagnetic directions calculated at reference site of 16°N, 102°E

5 中生代印支地块与华南、松潘—甘孜地块的物源对比

如前所述，印支地块中生界经历了从海相沉积向陆相沉积的转换，晚三叠世以来主要为陆相碎屑岩，因而其碎屑物源演化对探索印支地块中生代构造演化具有重要意义.Yan等(2017)在对Khorat盆地西北缘晚三叠世Huai Hin Lat组和Nam Phong组碎屑锆石年龄谱研究的基础上，发现印支地块Khorat盆地、越南中部、Truong Son地体及马来西亚东部(Burrett et al., 2014)地区的晚三叠世碎屑锆石年龄谱图具有很好的一致性：均以晚三叠世印支期锆石为主，早古生代峰值年龄可与沙拉武里群中的早古生代峰值年龄(约423.5 Ma, Arboit et al., 2016)相匹配，而约950～1100 Ma的峰值年龄在各个地区均有记录.本次研究从Nakhon Thai盆地晚三叠世Nam Phong组中获得的碎屑锆石年龄谱图(图5b)揭示出一个约208 Ma主年龄峰值和两个早古生代(约380 Ma和约420 Ma)次年龄峰值，与印支地块其他地区的晚三叠世碎屑锆石年龄谱相当.为此，将Nankon Thai盆地Nam Phong组的碎屑锆石年龄谱与前人的数据(Burrett et al., 2014；Arboit et al., 2016；Yan et al., 2017)合并，可构建出新的印支地块晚三叠世碎屑锆石年龄谱，如图12a所示.

对比中生代不同时期印支地块(本文及Burrett et al., 2014；高海龙等, 2014)与华南(Luo et al., 2014; Zhang et al., 2015a)和松潘—甘孜地块(Weislogel et al., 2006; Zhang et al., 2015b)的碎屑锆石年龄谱可以发现：Khorat盆地中侏罗世(Burrett et al., 2014；图12h)碎屑锆石年龄谱图继承了晚三叠世的特征(图12a)；并与其西部晚三叠世南邦群(高海龙等, 2014)和黎府地区早白垩世(Burrett et al., 2014；图12j)锆石年龄谱基本一致：均表现出约250～300、约450～500和约1100 Ma的年龄峰值；均以印支期锆石为主，同时存在极少量的前寒武纪锆石.

然而，印支地块Nakhon Thai盆地和Khorat盆地晚侏罗世(图12b,g)、早白垩世(图12c)的碎屑锆石中出现了约250、约450～500、约950～1000、约1800和约2480～2550 Ma的五个峰值年龄，与松潘—甘孜地块晚三叠世(Weislogel et al., 2006; Zhang et al., 2015b；图12f)、华南地块四川盆地晚三叠世(Luo et al., 2014；图12d)及晚侏罗世(Luo et al., 2014; Zhang et al., 2015a；图12e)年龄谱特征相一致.但是，与印支地块晚三叠世至中侏罗世的碎屑锆石年龄谱(图12a,h,i,j)相比，明显增加了约950～1000、约1800和约2480～2550 Ma几个峰值年龄.这进一步证明了印支地块中心的Khorat盆地及相邻的Nakhon Thai盆地在中-晚侏罗世期间发生了一次沉积物源的显著转换(Yan et al., 2017)，即由中晚侏罗世之前以印支地块西部造山带物质为主，转变至能够接受华南及松潘—甘孜等地块的沉积物为特征；指示该时期印支地块与周边块体间的构造关系很可能发生了显著改变.

6 印支地块中生代视极移曲线与运动学特征

首先，我们通过泰国西北部Nakhon Thai盆地(图1)中生界Nam Phong组、Phu Kradung组和Khorat盆地西缘Sao Khua组三个岩石单元(图2)的碎屑锆石U-Pb年代学测试分析，获得其最年轻碎屑锆石峰值年龄分别为约208、约154和约140 Ma(图5b和图6).其中，Nam Phong组的最年轻碎屑锆石峰值年龄与相邻Khorat盆地同一岩石单元中获得的最年轻碎屑锆石峰值年龄(约215 Ma, Yan et al., 2017)大致相当，且与区域地质调查普遍接受的晚三叠世瑞替期沉积时代(Chonglakmani and Sattayarak, 1978; Bunopas, 1992; Racey et al., 1996; Ridd et al., 2011)相符.Phu Kradung组的约154 Ma的最年轻碎屑锆石峰值年龄(晚侏罗世钦莫利期)，也与前人根据动植物化石所确定的以晚侏罗世沉积为主体的结论(Cuny et al., 2007)相一致.Sao Khua组的碎屑锆石最年轻的峰值年龄约为140 Ma(图6b)，指示其为早白垩世瓦兰今期之后的沉积.尽管该碎屑锆石年龄不是直接来源于Nakhon Thai盆地内的Sao Khua组，但根据Nakhon Thai和Khorat两个盆地内中生界岩石地层单元的完全一致性(图2，Ridd et al., 2011)，我们相信Nakhon Thai盆地的Sao Khua组也很可能为早白垩世瓦兰今期之后的沉积.如此，Sao Khua组中最年轻的碎屑锆石峰值年龄也进一步限定其下伏整合接触的Phra Wihan组应为早白垩世早期的沉积；这与前人根据Phra Wihan组中有限的孢粉资料推测的早白垩世沉积年龄(Racey et al., 1994, 1996)一致.

(续)

图7 Nakhon Thai盆地晚三叠世Nam Phong组(样品Nt28-9)、晚侏罗世Phu Kradung组(Nt17-12)和早白垩世Phra Wihan组(Nt40-2)代表样品岩石磁学分析结果：(a,d,g) 等温剩磁获得曲线及反向退磁曲线；(b,c,e,f,h,i) 等温剩磁矫顽力谱分析；(j,m,p) 磁滞回线；(k,n,q) 热磁曲线；(l,o,r) 三轴等温剩磁热退磁曲线Fig.7 Rock magnetic analysis for representative samples from Late Triassic Nam Phong (sample Nt28-9), Late Jurassic Phu Kradung (Nt17-12) and Early Cretaceous Phra Wihan (Nt40-2) formations, the Nakhon Basin, showing (a,d,g) acquisition of the isothermal remanent magnetizations (IRM) and its back-field demagnetization curve; (b,c,e,f,h,i) spectral analysis of the IRM acquisition curve; (j,m,p) hysteresis loop; (k,n,q) thermomagnetic curve; and (l,o,r) thermal demagnetization of the three-axis composite IRMs.

图8 Nakhon Thai盆地Nam Phong组代表性砂岩样品地理坐标系下的系统热退磁正交矢量投影图(实心(空心)点代表水平(垂直)平面投影)Fig.8 Thermal Zijderveld demagnetization curves of representative sandstone specimens from the Nam Phong Formation of the Nakhon Thai Basin. The orthogonal vector projections are plotted in-situ with solid (open) symbols refer to vector endpoints onto the horizontal (vertical) planes, respectively.

图9 Nam Phong组特征剩磁分量采点平均方向(a)地理坐标系和(b)地层坐标系下的等面积投影图，实心(空心)点代表了下(上)半球面的投影； (c) Tauxe和Watson(1994)非参数法褶皱检验结果； (d) Tauxe等(2016)倒转检验结果Fig.9 Equal-area projections of site-mean directions of the ChRMs before (a) and after (b) tilt corrections for the Nam Phong Formation with solid/open symbols standing for directions projected onto the lower/upper hemisphere; (c) the nonparametric fold test result by Tauxe and Watson (1994); and (d) the reversals test result calculated using PmagPy software package by Tauxe et al. (2016)

图10 Nakhon Thai盆地晚侏罗世至早白垩世代表性样品的热退磁结果(其余同图8)Fig.10 Thermal demagnetization curves of representative specimens from Late Jurassic to Early Cretaceous rocks of the Nakhon Thai Basin. The rest are as for Fig.8

图11 泰国东北部Phu Kradung组(a,b)和Phra Wihan组(d,e)高温特征分量在地理坐标系(a,d)和地层坐标系(b,e)下的等面积投影图； (c) Phu Kradung组的Tauxe和Watson (1994)非参数法褶皱检验结果.其余同图9Fig.11 Equal-area projections of site-mean directions of the ChRMs before (a,d) and after (b,e) tilt-correction for the Phu Kradung and Phra Wihan formations from the northeastern Thailand. (c) The Tauxe and Watson (1994) nonparametric fold test result for the Phu Kradung Formation. The rest are as for Fig.9

图12 印支、华南及松潘—甘孜地块中生代碎屑锆石年龄谱对比图(a,b,c) 印支地块晚三叠世、晚侏罗世和早白垩世； (d,e) 华南地块晚三叠世和晚侏罗世；(f)松潘—甘孜地块晚侏罗世； (g,h) 印支地块Khorat盆地晚侏罗世和中侏罗世； (i,j) 印支地块西部晚三叠世南邦群和黎府地区早白垩世.Fig.12 Comparison of the U-Pb age histograms of detrital zircons within the Indochina, South China, and Songpan-Garzê blocks(a,b,c) The Late Triassic, Late Jurassic, and Early Cretaceous of Indochina; (d,e) The Late Triassic and Late Jurassic of South China; (f) The Late Jurassic of Songpan-Garzê; (g,h) The Late Jurassic and Middle Jurassic of the Khorat Basin of Indochina; (i,j) The Late Triassic and Early Cretaceous of the west Indochina Block.

图13 印支地块中生代(a)视极移曲线的等面积投影图和(b)古纬度变化对比曲线图(欧亚大陆数据参考自Torsvik等, 2012; 塔里木、华北和华南陆块数据参考自Huang等, 2018; 印支地块古地磁极ICMi对应于表3中的数据)Fig.13 (a) Equal-area projection of Mesozoic paleomagnetic apparent polar wander path for the Indochina Block, and (b) Mesozoic paleolatitudinal comparison of the Indochina, Eurasia, North China, South China, and Tarim blocks, see paleomagnetic data from Torsvik et al. (2012) for Eurasia, see Huang et al. (2018) for the North China, South China, and Tarim blocks and see Table 3 for the Indochina Block

另一方面，贾舒斐等(2022)研究发现，泰国Nakhon Thai盆地三套岩石单元的磁化率各向异性(AMS)组构主体为典型沉积组构，表明其主体未遭受显著后期构造作用影响，可以记录岩石形成时期的原生剩磁.但是，部分样品呈现出明显的过渡型构造变形组构特征：Phu Kradung组部分样品呈现出铅笔状(Pencil Structure)至弱劈理(Weak Cleavage)组构的特征，而Nam Phong组部分样品甚至显示出强劈理(Strong Cleavage)组构，似乎表明这部分样品记录的特征剩磁有可能受到了后期构造变形的影响或改造，不能用于进一步的构造演化和古地理重建等讨论(如Dallanave and Kirscher, 2020; Zhao et al., 2021).但进一步高场等温剩磁各向异性组构(Bilardello and Kodama, 2009)结果表明，这些AMS组构显示为过渡型构造组构的样品，其反映高矫顽力碎屑赤铁矿赋存状态的高场等温剩磁组构同样揭示出典型沉积组构的特征，指示样品中碎屑赤铁矿所携带的剩磁未遭受同沉积区域构造应力或后期构造应力的影响，完全可以准确记录当时的地球磁场方向.

此外，印支地块中生界主要为碎屑沉积岩，很可能由于沉积压实引起了磁倾角的显著浅化.最近，我们对华北下三叠统刘家沟组和华南中三叠统巴东组红层等的磁倾角浅化效应进行了系统研究(赵千等，2017；周庭红等，2018；薛艺等，2021；韩露等，2022)，结果发现这些红色碎屑岩中因压实引起的磁倾角浅化效应均不容忽视；但同时也发现碎屑沉积岩倾角浅化效应更需要具体问题具体分析.对印支地块而言，Yan等(2019)根据其具有精确锆石年龄控制的一套火山碎屑岩(约205 Ma)的古地磁结果，与Khorat盆地Huai Hin Lat组灰岩和砂岩的古地磁数据(表3，古地磁极ICM6和ICM7)相对比发现，晚三叠世Huai Hin Lat组灰岩与砂岩中磁倾角浅化效应很弱，在古地磁数据95%置信区间内几乎可以忽略不计.这似乎表明印支地块晚三叠世碎屑岩，如Nam Phong组碎屑岩，其因沉积压实引起的磁倾角浅化效应可能也不显著.进一步地，考虑到印支地块中心的Khorat盆地及相邻Nakhon Thai盆地的侏罗-白垩系的产状大多近水平(如表1和表2)，受后期的构造变形改造相对较弱；因此，似乎也可能是印支地块中生代碎屑岩的磁倾角浅化效应均不显著.为验证此设想，我们对印支地块中生代碎屑岩的古地磁极(ICM1-5)应用Torsvik等(2012)推荐使用的平均浅化因子(f=0.6)进行了磁倾角浅化校正；校正后的对应古纬度(λIF0.6)如表3所示.结果表明，除早白垩世Phra Wihan组之外，其余4个侏罗-白垩纪古地磁极校正后的古纬度均高于或显著高于印支地块晚三叠世Huai Hin Lat组及约为205 Ma火山岩的古纬度，似乎表明印支地块在侏罗-白垩纪期间仍在持续向北运动.然而，Huang等(2018)对东亚中生代古地磁资料综合分析后发现，东亚陆块群在三叠纪期间主体表现为华南与华北地块逐渐碰撞与旋转拼贴；羌塘—印支地块与拉萨—滇缅泰地块伴随着古特提斯洋的关闭逐渐碰撞拼贴；羌塘北缘与塔里木地块南缘也至少在晚三叠世碰撞拼合；至晚三叠世约220 Ma，东亚陆块群基本汇聚成陆，并成为Pangea超大陆的一部分.之后，随着早侏罗世期间Pangea超大陆的裂解，欧亚大陆整体顺时针旋转和新特提斯洋的进一步扩张，东亚陆块内部陆内构造变形进一步加剧，并最终导致蒙古—鄂霍茨克洋于侏罗纪末至早白垩世关闭.由此可见，晚三叠世之后，印支地块在其北部陆块的阻挡和欧亚大陆整体顺时针旋转(伴随着欧亚大陆东部的显著南向运动)的区域构造背景下，是不可能大幅度显著北移的.这表明上述经f=0.6磁倾角浅化校正后的印支地块侏罗-白垩纪的古地磁数据，所揭示的印支地块的运动学特征与该时期的区域构造背景及地质证据等是相悖的.这至少说明应用浅化因子f=0.6进行磁倾角浅化校正存在显著的过度校正；甚至可以推测印支地块侏罗-白垩纪碎屑岩中很可能不存在显著的磁倾角浅化效应.诚然，对早白垩世Phra Wihan组的古地磁极(ICM3极，表3)而言，可能需要另当别论.但到底是该古地磁数据中存在显著的磁倾角浅化效应，还是其可靠性存疑，还有待于进一步研究.基于此，下文我们暂且以未进行磁倾角浅化校正的古地磁极构建印支地块中生代视极移曲线(图13a).

如表3所示，根据印支地块中生代古地磁极计算了Nakhon Thai盆地参考点(16°N/102°E)的古磁偏角变化(D±ΔD)、古纬度变化(λ±Δλ)及古地磁极两两之间(古地磁极ICMi-1相对于ICMi)的相对构造水平旋转量(R±ΔR)和相对纬向运动量(F±ΔF).首先，晚三叠世Huai Hin Lat组灰岩和砂岩的古地磁极(ICM7)和火山碎屑岩的古地磁极(ICM6)指示，在约220 Ma，伴随着东古特提斯洋关闭、东亚陆块群主体汇聚成陆并成为Pangea超大陆的一部分(Huang et al., 2018; Zhao et al., 2018)，印支地块(参考点：16°N/102°E)已位于北半球约30°N的位置.结合前述东亚陆块群中生代的整体构造演化背景，该古位置应该是印支地块在中、新生代所能到达的最高纬度.其次，古地磁极ICM7和ICM6指示印支地块在约205 Ma之后发生了约11～13°(对应于约1200～1400 km)的南向漂移.之后，由晚三叠世至早侏罗世Nam Phong组(ICM5)、晚侏罗世Phu Kradung组(ICM4)、早白垩世Sao Khua组古地磁极(ICM2)及Khorat高原Bolikhamxay和Savannakhet地区的晚白垩世古地磁极(ICM1)指示，印支地块在侏罗-白垩纪期间很可能经历了持续的南向漂移；至晚白垩世末已漂移至约19°N的低纬度地区，距离其现今纬度(16°N)已经相差无几.由晚三叠世Huai Hin Lat组的古地磁极(ICM7, Yan et al., 2017)和晚白垩世Khorat高原Bolikhamxay和Savannakhet地区的晚白垩世古地磁极(ICM1，Singsoupho et al., 2014)的直接对比，指示印支地块在晚三叠世至白垩纪末发生了10.3°±4.4°(约1100 km)的南向漂移；这表明印支地块晚三叠世以来的约1200～1400 km的显著南移(约11～13°)主要发生在中生代；新生代印度与亚洲大陆碰撞和持续挤压所引起的印支地块南向位移量有限.总体来看，受控于侏罗纪真极移，欧亚大陆呈现出显著的顺时针旋转运动(Torsvik et al., 2012)，东亚陆块群整体呈现向南运动的特征(图13b).因此，印支地块晚三叠世以来的约11～13°的南向位移量(相对于地球自转轴的绝对运动量)中有相当一部分应该是对真极移作用的响应.同时，如图13b所示，一方面，塔里木和印支地块等在晚三叠世至早白垩世期间的南向位移量是显著小于欧亚大陆代表性视极移曲线(Torsvik et al., 2012)所计算的参考点运动量的，暗示着在此期间，随着新特提斯洋的俯冲，塔里木、印支等陆块相对欧亚大陆主体部分(如西伯利亚地块)应有一定量的北向运动，只是在侏罗纪真极移造成的大幅度南向运动背景下，仍然整体上表现出了南向运动.另一方面，华北和华南陆块古地磁数据显示两陆块中生代均显著低于现今位置；以塔里木和印支地块中生代古纬度曲线为参考，侏罗纪至早白垩世期间，华北、华南陆块相对于塔里木和印支陆块基本保持了相对稳定的位置关系(古纬度相差约9°)；晚白垩世之后，华南和华北陆块很可能才在新特提斯构造域北向挤压和太平洋构造域北西向俯冲的共同作用下，逐渐汇聚到东亚大陆主体上.

另一方面，印支地块中生代视极移曲线指示，尽管侏罗-白垩纪期间印支地块可能经历了有限的或顺时针或逆时针水平旋转(相对于固定地球旋转轴，下同)；但总体而言，晚三叠世以来印支地块发生了约30～43°的顺时针水平旋转(古地磁极ICM5-7)；晚白垩世以来经历了约24°的顺时针水平旋转(古地磁极ICM1).同时，晚三叠世古地磁极ICM7和晚白垩世古地磁极ICM1之间的直接对比，指示其间发生了18.8°±7.8°的顺时针水平旋转.由此可见，与晚三叠世以来印支地块的南向运动主要发生在侏罗-白垩纪期间不同，印支地块晚三叠世以来的绕垂直轴的块体水平旋转是持续进行的；新生代以来的印度与亚洲大陆的碰撞与持续挤压可能是印支地块晚三叠世以来发生块体水平旋转的的主因，但侏罗-白垩纪期间欧亚大陆的整体顺时针水平旋转与印支地块从北半球约30°N快速南向运移至约19°N的低纬度地区的同时，同样伴随着一定量的块体水平旋转.

关于印支地块与周边地块之间的相对构造运动及中生代的古位置重建，Yan等(2017, 2019a,b)已有较详细讨论.本文从泰国Nakhon Thai盆地三个地层单元中获得的古地磁数据也仅仅是对已有模型(如Yan等(2017)之图10，Yan等(2019b)之图9)的进一步佐证，故不再赘述.

7 结论

基于泰国东北部Nakhon Thai盆地中生代Nam Phong组、Phu Kradung组和Phra Wihan组古地磁学及Nakhon Thai和Khorat盆地Nam Phong组、Phu Kradung组和Sao Khua组U-Pb碎屑锆石年代学研究，结合前人资料，对印支地块中生代的构造演化获得如下主要认识：

(1)碎屑锆石U-Pb年代学测试厘定出Nakhon Thai盆地Nam Phong组、Phu Kradung组和Khorat盆地西缘Sao Khua组的最大可能沉积年龄分别为约208、约154和约140 Ma；进一步限定了Nakhon Thai和Khorat盆地的Nam Phong组、Phu Kradung组和Sao Khua组分别为晚三叠、晚侏罗和早白垩世沉积；同时，也间接限定了整合夹于Phu Kradung组和Sao Khua组之间的Phra Wihan组为早白垩世早期的沉积.另一方面，三套碎屑岩沉积的碎屑锆石年龄谱，进一步证实了印支地块在中-晚侏罗世曾发生过一次沉积物源的显著转换.

(2)新获得代表印支地块晚三叠世Nam Phong组和晚侏罗世Phu Kradung组的可靠古地磁极.这两个印支地块中生代古地磁极均具有正的褶皱检验结果，AMS或高场等温剩磁组构显示其未遭受后期构造变形的显著影响，且在Khorat和Nakhon Thai盆地之间具有较好一致性；因而可成为印支地块中生代关键古地磁极.Phra Wihan组古地磁极是否能够通过褶皱检验、区域一致性检验及是否存在显著的磁倾角效应等仍有待于进一步研究.

(3)新建立的印支地块中生代古地磁视极移曲线表明，印支地块晚三叠以来的约1200～1400 km的显著南移主要发生在中生代；但是印支地块晚三叠世以来的垂直轴块体水平旋转很可能是持续进行的：新生代以来的印度与亚洲大陆的碰撞与持续挤压可能是印支地块晚三叠世以来发生水平旋转的的主因，但侏罗-白垩纪期间印支地块的显著南移同样伴随着一定量的块体水平旋转.