湘西沅麻盆地早白垩世红层古地磁学研究及其对川东褶皱带新生代构造变形的指示

王晨旭，仝亚博，杨振宇，杨向东，孙欣欣

1 中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081 2 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室，北京 100081 3 首都师范大学资源环境与旅游学院，北京 100048 4 中国建筑第二工程局有限公司章丘万达项目部，济南 250200

0 引言

华南板块由扬子板块和华夏板块在中晚元古代碰撞拼合而成(Chen et al.,1998)，其后又经历了加里东运动、印支运动和燕山运动.晚二叠世至三叠纪，华南板块中部和东部存在一个阿尔卑斯型造山带(许靖华等，1987)，随后燕山运动对其进行了强烈改造和叠加，改造了前期构造变形形迹(任纪舜，1990).中生代晚期到新生代，华南板块始终处于太平洋板块俯冲、印度与欧亚大陆碰撞、中央造山带内部构造重新活化等重大构造事件多重作用之下(张国伟等，1997)，这导致华南板块构造演化及其应力场状态经历多期次变化.这一时期的剧烈构造运动在华南板块内部形成诸多独特的内陆造山带，如川东褶皱带(胡召齐等，2009)、雪峰造山带等(谢建磊等，2006).川东褶皱带作为晚中生代形成的“侏罗山式”陆内造山带，北西以华蓥山断裂带为界，南东以张家界—花垣断裂带为界，中间由齐岳山断裂带分为两部分，北西呈隔挡式褶皱带，南东呈隔槽式褶皱带(胡召齐等，2009)，而其边缘部位如齐岳山断裂带、张家界断裂带晚中生代至新生代的构造转化有助于我们正确认识川东褶皱带新生代构造演化及动力背景乃至四川盆地上地壳的运动方式.但是，目前对于川东褶皱带内一系列近北北东向伸展的大型逆滑断裂系在新生代的构造变动目前还缺乏足够的认识，特别是川东褶皱带东南部的构造在渐新世以后又发生一定规模构造活化，对这一现象的机制仍有不少待解决工作.

沅麻盆地处于川东褶皱带东侧张家界—花垣断裂与雪峰山构造带内辰溪—怀化断裂之间，为近北东-南西向展布的中生代大型陆相盆地(柏道远等，2015)，其经历了武陵期—喜山期多期构造运动(谢建磊等，2006).沅麻盆地的独特构造位置，对华南板块晚中生代以来的构造演化研究具有重要意义.Zhu等(2006)通过沅麻盆地内晚白垩世地层的古地磁学研究指出，沅麻盆地作为华南板块一部分自早白垩世以来未发生整体性构造变动，表明印度板块与欧亚板块碰撞所导致的侧向挤出效应对其无较大影响，高原地壳侧向挤出效应所影响区域局限在青藏高原东南缘三江流域及松潘—甘孜地块，这表明川东褶皱带及其周缘构造在新生代时期并未叠加构造变形.但是，川东褶皱带边缘部位的齐岳山断裂带、张家界断裂带等形成于晚中生代的断裂带在新生代时期均发生构造转换.如谢建磊等(2006)、袁照令等(2000)、杨坤光等(2006)指出沅麻盆地西北缘张家界—花垣断裂在古近纪时期发生构造转换，从早喜山期的左行走滑运动转变为现今的右行走滑运动.张岳桥等(2012)、Li等(2012)、柏道远等(2015)通过综合构造分析也得出沅麻盆地晚中生代到早新生代构造应力发生了多期次转换的结论：中晚侏罗世近W-E向挤压、早白垩世NW-SE向伸展、早白垩世中晚期NW-SE向挤压、晚白垩世近N-S向伸展、古近纪晚期NE-SW向挤压.这些研究结果都表明，华南板块中部的川东褶皱带在新生代时期理应叠加新一期的构造变形事件.

构造磁学研究方法可以定量标定构造带不同部位的地壳运动方式、幅度和古应力状态进而揭示构造线迹变化与地壳运动间相关性，常被用于青藏高原周缘新生代地壳构造变形研究中(蒲宗文等，2018).本文对川东褶皱带东侧沅麻盆地中部的吉首地块晚白垩世地层开展了详细的构造磁学研究，结合前人在沅麻盆地东北部沅陵，西南部麻阳等地所获晚白垩世古地磁数据，揭示沅麻盆地不同构造部位新生代地壳旋转变形过程，在此基础之上，详细探讨川东褶皱带东部的新生代构造变形过程和动力机制，及张家界—花垣断裂新生代构造作用.

1 地质背景及采样概况

沅麻盆地紧邻川东褶皱带东侧，位于雪峰山脉与武陵山脉之间(张岳桥等，2012).盆地形态总体为北东—南西向延伸并略向西北突出的弧形，长250 km，宽30～65 km，总面积约为10000 km2，为一个大型的中生代断陷盆地(郑贵州，1998).盆地中部泸溪—白羊溪附近出露的前中生代地层将沅麻盆地分割为沅陵、麻阳两个次级盆地，它们同南部相邻的芷江盆地共同构成雪峰山西麓盆地群.沅麻盆地西缘边界为张家界—花垣断裂带，寒武—奥陶纪碳酸盐岩地层广泛分布于此条断裂带两侧；盆地东南侧受雪峰山厚皮逆冲构造带围限(颜丹平等，2018)，这一区域广泛发育寒武—奥陶纪碳酸盐岩地层.沅麻盆地内部发育一系列北东—北东东向展布的断层系.盆地内广泛分布的白垩世红层普遍发育宽缓褶皱，地层产状较为平缓.

对华南地区古生代及以前的地层目前已有较为详尽的研究.研究区内主要出露地层有新元古代冷家溪群、板溪群、南华系-震旦系、寒武系-志留系、泥盆系-下三叠统、上三叠统-中侏罗统、白垩系-古近系等.其中新元古代冷家溪群、板溪群两组地层为该研究区的基底，出露在沅麻盆地周缘及盆地内部断裂附近(孟庆秀等，2013；柏道远等，2010).南华系-志留系地层为整合于板溪群之上一整套海相沉积地层，中奥陶统-志留系为前陆盆地沉积(陈洪德等，2006).泥盆系-下三叠统为海相地层；上三叠统-中侏罗统沉积于盆地内部东缘；侏罗系地层整合于上三叠统之上，其上半部分逐渐过渡为红层并与白垩纪地层呈角度不整合接触(张进等，2010).

沅麻盆地内白垩纪沉积地层以河湖相红层为主，地层平缓展布，变形较弱，并以角度不整合覆盖在中侏罗统之上(张进等，2010)，整套白垩系地层总厚可达3000 m以上(柏道远等，2015).杨钟健等在1938年在衡阳甘棠坳、衡东断箕岭等处发现的古脊椎动物化石，为湖南地区红层的年代确定提供了重要证据(湖南省地质调查院，2017).沅麻盆地的白垩纪地层可分为下白垩统、上白垩统两部分，下白垩统自下而上分为石门组、东井组、栏垅组、神皇山组四部分.其中下白垩统地层广泛分布于沅麻盆地之中，石门组处于该地层序列的最底部，厚度较薄，岩性为厚层砾岩、砂质砾岩或杂砂岩，时代约为早白垩世中期；东井组岩性为紫色细—粉砂岩或粉砂质泥岩，厚度变化稳定，在该区约为100 m，其时代已得到生物化石的证明，产双壳类Trigonioides—Nippononaia—Plicatounio组合、介形类Crpridea—Darwinula组合、轮藻类Triclypella—Flabellochara—Mesochara组合；栏垅组岩性主要为砾岩、砂砾岩，厚度超过500 m，广布于盆地内部；神皇山组与上覆上白垩统呈平行不整合接触，岩性主要是棕红色长石石英砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩，富含钙质，产大量的生物化石如介形类Cypridea—Eucypris—Cyprinotus组合；轮藻Euaclistochara—Mesochara组合；植物Manica，populophullum，Cycadespermum等；叶肢介Tenaestheria，Dictyestheria等；双壳类Nakamuranania，sphaerium等.上白垩统在研究区中主要分布在麻阳盆地中部和南部，自下而上可分为上白垩统罗镜滩组、红花套组、戴家坪组三部分，其中罗镜滩组岩性以砾岩、砂砾岩为主，其砾石成分具近源性，胶结物以沙泥质和钙质居多，分选较差；红花套组则以砂岩为主，中部夹粉砂岩或泥岩，发育水平层理、小型沙纹层理，该组岩层在2008年于株洲市天元区发现大量的恐龙化石，经鉴定其为晚白垩世种群(童潜明等，2009)；戴家坪组颗粒较细，以粉砂质泥岩为主，岩层中产较丰富的轮藻属Porocharaanluensis—Charitestenuis组合及介形类属Talicypridea—Cypridea—Candona组合，其时代为晚白垩世中晚期(柏道远等，2015).

沅麻盆地所在区域的主控构造为一系列形成于中生代的近北东向-北北东向的断裂：张家界—花垣断裂、怀化—辰溪断裂、泾县—溆浦断裂和通道—安化断裂.其中张家界—花垣断裂为张家界断裂带的主控断层，亦为川东侏罗山式褶皱带及雪峰山构造带的分界线，性质为大型逆断层；辰溪—怀化断裂位于沅麻盆地东南缘，其形态复杂，北半部为逆断层，自安坪以南逐渐转变为正断层；泾县—溆浦断裂和通道—安化断裂均为正断裂，位于木溪、仙人湾以东的雪峰造山带之中，其倾向相对，中间形成出露地层与沅麻盆地相一致的溆浦地堑.其中的通道—安化断裂在溆浦地堑以南逐渐过渡为右行走滑断裂(Li et al.，2012).盆地内部断裂以正断层为主，可分为两组系列，一组为广布于盆地内部、早白垩世形成的NE-NNE向正断裂系，规模较大；另一组为主要发育于麻阳盆地、晚白垩世形成的近东西向正断裂系，规模较小.它们均为同沉积断裂.此外，盆地内部还有若干不同时期的NE向或NEE向逆断层，它们数量少，密度较低.多数NE-NNE断裂在新生代出现不同程度的活化现象，运动方式主要为走滑.盆地内的白垩-古近系地层产状较为水平，仅有少数较为宽缓的褶皱伴生在盆地内的断裂附近并与之平行，表明白垩纪以来沅麻盆地内部的变形以脆性变形为主.

本次研究在湖南吉首市东南沅陵盆地河溪附近早白垩世栏垅组、神皇山组的红层中设置一条古地磁剖面(28°15′N，109°59′E—28°15′N，109°47′E)，该条剖面沿河展开，jk1—jk15沿NEE方向分布，jk16—jk29沿NNW方向分布，其间跨越一条宽缓的NNE走向向斜，jk1—jk11处于该向斜东翼，其余采点处于西翼，其间无大型断裂，产状平缓.共设置29个采点，每个采点采集10～15块岩芯，合计采集古地磁定向岩芯350余块，全部样品为陆源碎屑岩，jk1—jk8采点岩性以红褐-砖红色粉砂岩为主，jk8—jk18采点岩性以红褐-砖红色细砂岩为主，jk18—jk29采点岩性主要为红褐-砖红色细沙-粉砂岩互层.所有样品采用手提式便携钻机钻取岩芯，并用磁罗盘进行定向，磁罗盘采用Interna-tional Geomagnetic Reference Field (IGRF)进行偏角矫正(Thebault et al.,2015).室内将所有2.54 cm直径的样品加工为2.3 cm高度的标准古地磁样品(蒲宗文等，2018).采样区地质图及采点分布情况见图1.

2 岩石磁学实验结果

为分析样品中主要载磁矿物种类，根据样品岩性特征共选取5块具有代表性的典型样品(JK4-6,JK8-11,JK20-8为砖红色粉砂岩；JK18-1,JK25-3为砖红色细砂岩)，使用JR脉冲磁力仪通过44步加场直到场强达到2.5T 并进行剩磁组分分析(Fisher,1953)，之后按顺序在每块典型样品的Z、X、Y三个方向分别施加强度2.4 T、0.4 T、0.12 T直流场，进行三轴等温剩磁热退磁实验(蒲宗文等，2018).上述实验均在中国地质科学院地质力学研究所国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室进行，实验结果见图2.

图2 岩石磁学实验结果图(A)的三列图为饱和等温剩磁获得曲线图，图中表格自上而下分别对应三个组分；(B)为等温三轴热退磁曲线图.Fig.2 Results of rock magnetic experiment(A)is result graph of obtained curve of saturation isothermal remanence;(B)is the three-component IRMs thermal demagnetization curves of this experiment.

岩石磁学结果显示，5块典型样品都可分为三个组分，其中：JK4-6样品组分1(B1/2=63.1 mT)占10.2%(DP=0.37 mT)，组分2(B1/2=512.9 mT)占45.5%(DP=0.34 mT),组分3(B1/2=631.0 mT)占44.3%(DP=0.32 mT)；JK8-11样品组分1(B1/2=251.2 mT)占23.2%(DP=0.73 mT)，组分2(B1/2=537.0 mT)占32.3%(DP=0.24 mT)，组分3(B1/2=602.6 mT)占44.4%(DP=0.39 mT)；JK18-1样品组分1(B1/2=79.4 mT)占10.0%(DP=0.45 mT)，组分2(B1/2=489.8 mT)占32.0%(DP=0.25 mT),组分3(B1/2=955.0 mT)占58.0%(DP=0.33 mT)；JK20-8样品组分1(B1/2=100.0 mT)占12.1%(DP=0.55 mT)，组分2(B1/2=537.0 mT)占41.8%(DP=0.30 mT),组分3(B1/2=645.7 mT)占46.2%(DP=0.35 mT)；JK25-3样品组分1(B1/2=199.5 mT)占15.7%(DP=0.60 mT)，组分2(B1/2=562.3 mT)占46.1%(DP=0.28 mT),组分3(B1/2=707.9 mT)占38.2%(DP=0.34 mT).

三轴等温剩磁热退磁实验结果显示，5块样品的硬磁、中磁组分在200 ℃存在明显拐点，表明各样品中的组分3可能由针铁矿所携带；jk4-6，jk18-1，jk20-8在500～600 ℃之间、jk25-3在580 ℃左右存在一处三种剩磁组分退磁曲线拐点，表明这些样品中低矫顽力组分1应当由磁铁矿所携带；所有样品三轴等温剩磁热退磁曲线三种组分在600 ℃以后急剧下降，并在695 ℃最终降至噪点，表明这五块样品的第2组分由赤铁矿携带；综上，全部5块样品岩石磁学分析为：所有样品主要载磁矿物为赤铁矿，另含有少量针铁矿；jk4-6、jk20-8 、jk18-1含有磁铁矿.

3 岩石热退磁测试结果及分析

所有岩芯样品的系统热退磁实验都在国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室使用美制TD48热退磁炉和2G超导磁力仪完成.热退磁温度区间为NRM—685 ℃，共分16步，热退磁温度低于400 ℃时退磁温度区间设定为100 ℃，热退磁温度高于400 ℃时，退磁温度区间为30～10 ℃.除jk25采点外，其他采点中的大部分样品在加热温度达到685 ℃时发生解阻，能分离出较好的高温线性剩磁分量，并以采点为单位对高温剩磁分量进行Fisher统计(Fisher,1953).数据处理使用Enkin(Enkin,1990)和Cogné(Cogné,2003)开发设计的古地磁程序.结果见表1.

表1 湖南沅陵盆地吉首jk剖面热退磁实验高温分量结果Table 1 High temperature component result of thermal demagnetization experiment of jk section from Yuanling basin in Jishou,Hunan

jk样品中过半样品可分离出两个剩磁组分，其它样品只有一个剩磁组分，如图3所示.在400 ℃以下从163个样品中分出低温剩磁组分，剩磁的采点平均方向在地层校正前为Dg=3.5°，Ig=56.5°，N=163，kg=39.0，α95=1.8°，地层校正后为Ds=1.8°，Is=53.4°，N=163，ks=85.5，α95=1.2°.褶皱检验表明这一剩磁组分未通过Enkin的褶皱检验，参数DC：slope =1.200±0.123，且地层校正前剩磁分量平均方向与研究区域的现代地磁场方向接近(D=4.2°，I=47.0°)，表明其应当为现代地磁场下形成的黏滞剩磁，详情见图4a.

在580～685 ℃温度区间，从28个采点的272块样品中分离出趋向原点线性特征剩磁分量.所有样品高温剩磁分量均为正极性.其中87块样品在580～660 ℃之间分离出有效高温剩磁分量，表明其高温剩磁则可能由后生的染色赤铁矿所携带(Jiang et al.,2017).由于数据较少，故以样品为单位进行统计，所得结果在地层矫正前为Dg=15.1°，Ig=44.8°，n=87，kg=25.7，α95=3.0°，地层矫正后为Ds=12.7°，Is=43.1°，n=87，ks=29.7，α95=2.8°.其他样品中有179块样品在685 ℃时解组，表明高温剩磁分量由碎屑赤铁矿所携带.685 ℃分量地层矫正前为Dg=14.4，Ig=45.1°，N=28，kg=29.8，α95=5.1°，地层矫正后为Ds=13.2°，Is=43.0°，N=28，ks=43.2，α95=4.2°.这两个从不同温度区间内分离出的高温剩磁组分高度一致，表明这两种类型的高温剩磁组分平均方向并无统计意义的差别，结合本地区域构造演化可知化学剩磁组分可能与盆地内部北北东走向正断层在早白垩世晚期形成的同沉积构造有关，故在分析中不予考虑这两种组分的区别，详见图5.

图4 吉首(jk)剖面各剩磁分量等面积投影图五角星为费舍尔平均剩磁分量，白色圆点为现代地磁场方向.Fig.4 Each residual magnetic component′s equal area projection map of Jishou (jk)sectionPentacle is fischer mean remanence component,white dot is modern geomagnetic direction.

图5 吉首(jk)剖面两种高温剩磁分量的对比分析图(A)组为包含685 ℃解阻组分的费舍尔统计结果，由于样品较多以采点为单位参与统计；(B)组为包含660 ℃解阻组分的费舍尔统计结果，由于样品较少以单个样品为单位参与统计.Fig.5 Jishou (jk)section′s comparison analysis diagram of two high-temperature remanence componentsGroup (A)is fischer′s statistical result which includes 685 ℃ component,because most samples participate in statistics based on the unit of production point.Group (B)was fischer′s statistical result with 660 ℃ resolving component.As there were few samples,a single sample was used as a unit to participate in statistics.

在样品的高温剩磁组分分析中，jk13、jk14两个采点高温剩磁方向显著偏离其他采点方向，并且这两个采点的地层产状中倾角显著区别于其他采点，表明这两个采点地层可能经历了后期垮塌等变动或断层活动影响，因此在高温剩磁方向平均结果中删除了这两个采点的结果，其他26个采点的Fisher统计平均方向在地层校正前为Dg=17.5°，Ig=44.8°，N=26，kg=76.1，α95=3.3°；地层校正后Ds=15.6°，Is=42.9°，N=26，ks=118.6，α95=2.6°；剖面剩磁采点平均方向在99%置信度下通过McFadden(1990)褶皱检验(Mcfadden,1990)，其参数为校正前ξ1=0.1355×102，ξ2=0.1333×102，地层校正后ξ1=0.6803×10，ξ2=0.8173×10，临界值ξc=0.8387×10，处于ξ1和ξ2在地层矫正前后数值之间；同时通过Watson and Enkin的褶皱检验(Enkin,2003)，其参数DC：slope=0.818±0.274.高温剩磁组分应为地层褶皱变形前获得的剩磁方向.详见图4b.

4 岩石磁组构实验及相关分析

磁组构(AMS)可反映采样地区的构造应力状态，其实质是岩石中磁性矿物、颗粒或晶格的优选定向及它们的组合(王开等，2017).为得到采样区的磁组构特征并进一步分析，使用Agico KLY-4 Kappa-brigde对采样区全部29个采点的样品进行磁化率各向异性实验，每个采点至少选取6块样品参加测试(蒲宗文等，2018).测试结果如图6及表2.

图6 吉首剖面(jk)早白垩世岩石磁化率各向异性(AMS)实验结果图示(a)Pj-Km图解;(b)磁化率各向异性的Flinn图解.Fig.6 Graphical diagram of the experimental results of early Cretaceous rock magnetic susceptibility (AMS)at Jishou (jk)section(a)is Pj-Km figure;(b)is Flinn figure of the magnetic susceptibility anisotropy.

表2 湖南沅陵盆地吉首jk剖面各采点磁化率各向异性(AMS)测试结果Table 2 Measurement results of anistropy magnetic susceptibility (AMS)of jk section,Yuanling Basin on Jishou,Hunan

续表2

吉首(jk)剖面样品体积磁化率Km在(76.73～321.50)×10-6SI之间，平均值1.32×10-4SI，各向异性度Pj均值1.061，分布范围在1.03～1.227之间，形态参数q值0.18，形态参数T 绝大部分大于0，均值0.514；面理发育，线理相对不发育，磁化率形态为扁圆形磁化率椭球.磁化率各向异性(AMS)结果显示，产状校正前，最大轴K1近水平且集中分布于与岩层走向近一致方向，产状328.9°/2.3°，中间轴K2特征与K1相同，产状58.9°/0.9°，最小轴K3近垂直，产状170.2°/87.5°；产状矫正后，最大轴K1产状328.4°/0.6°，中间轴K2产状58.4°/0.8°，最小轴K3产状202°/89°.产状矫正前后K1倾向和K3倾角变化很小且K1和K3的分布特征相较校正前均无变化，结果显示其总体为初始变形磁组构(王开等，2017).

对比样品磁组构特征与区域地质构造可知，在初始变形磁组构特征中最大磁化率轴K1表示地层拉伸方向，中间磁化率轴K2表示地层压缩方向，而jk剖面的K2轴方向为NE-SW向，与沅麻盆地内部的NE-SW向正断层上所叠加的NE-SW向地壳挤压方向相一致，故磁化率轴K2方向指示区域构造应力方向.根据Li等(2012)所述，自白垩纪以来沅麻盆地经历过四期构造应力场演替，分别是早白垩世早期NW-SE向拉张，早白垩世晚期NW-SE向挤压，晚白垩世至古近纪S-N向拉张以及古近纪晚期至新近纪NE-SW向挤压.由于该地区经历过多期构造应力演替，每期构造应力会改造前期的构造特征直到今日，结合地层校正前后磁组构特征及磁组构平均方向不变的数据特征，可认为吉首剖面样品的磁组构特征反映了沅麻盆地在新近纪所受北东-南西向挤压应力，挤压应力方向见图7.

图7 吉首剖面(jk)岩石磁化率各向异性(AMS)特征图及沅麻盆地构造简图(参考来源：湘西沅麻盆地中新生代构造变形特征及区域地质背景 柏道远等，2015年)构造名称：① 张家界—花垣断裂带;② 洗溪断裂;③ 武溪断裂;④ 怀化—辰溪断裂;⑤ 溆浦—靖州断裂.Fig.7 Feature map of rock magnetic anisotropy (AMS)of Jishou section (jk)and structure diagram of Yuanma Basin (Reference source:Mesozoic-Cenozoic structural deformation characteristics of Yuanling-Mayang basin and regional tectonic setting (Bo et al.,2015)Structure name:① Zhangjiajie-Huayuan Fault;② Xixi Fault;③ Wuxi Fault;④ Huaihua-Chenxi Fault;⑤ Xupu-Jingzhou Fault.

5 讨论

5.1 样品剩磁获得年代分析

采样地层大致年代为120～99 Ma.热退磁实验数据通过褶皱检验的事实表明，采样区褶皱形成之前样品即已获得剩磁，故样品剩磁获得年代为地层形成年代与发生褶皱年代之间.如图1所示，样品的采点分布于一条轴向近北北东向展布的宽缓向斜两侧.褶皱东翼地层产状较陡斜，倾角在4°～16°之间，jk1—jk11采点于这一翼采集；西翼地层产状较缓，倾角在1°～10°之间，jk16—jk29采点采集于这一翼；jk12—jk15采点则处于褶皱枢纽附近.该向斜轴向方向与盆地东部正断层洗溪断裂的走向一致，且处于洗溪断裂上盘，再结合该地在早白垩世先北西—南东向拉伸再北西—南东向挤压的应力构造史可认为它们都为早白垩世晚期构造(Li et al.，2012)，且洗溪断裂略早于向斜的形成.洗溪断裂属于沅麻盆地内NE-NNE向正断裂系，形成于早白垩世，与地层形成年代相近，详见图8.故虽因白垩纪超静磁带的原因无法认为实验所得热剩磁为原生剩磁，其剩磁获得年代仍然与红层形成年代接近，即早白垩世晚期.

图8 采样区地质简图及早白垩世应力变化Fig.8 The geological map of the sampling area and stress changes in Early Cretaceous

5.2 沅麻盆地自早白垩纪以来的旋转变形

晚侏罗世以来华南地区应力方向多次转变，直到古近纪晚期应力方向才稳定为北东—南西向挤压应力.Cogné等人认为由于欧亚大陆广泛存在陆内变形，使得欧亚视极移曲线不能用作东亚地区古地磁学研究的参考古地磁极.由于沅麻盆地位于华南板块中部，而Cogné等用于建立东亚中生代和新生代APWP的古地磁极部分获得于四川盆地和沅麻盆地内部，因此东亚APWP并不适合作为沅麻盆地新生代构造变形研究的古地磁参考极(Tong et al.，2019；Cogné et al.,2013).本次研究使用Tong所总结的华南板块东部白垩纪古地磁极费舍尔统计结果，其中包括Morinaga和Liu在华南板块东部安徽、浙江、福建、广东四个地点获得的白垩纪古地磁极(Morinaga and Liu,2004)；Lin的浙江早白垩世古地磁极(林金录，1987)，以及Gilder等人的安徽、山东白垩纪古地磁极(Gilder et al.,1993).将上述地区古地磁极作费舍尔平均，可求出一个平均古地磁极，为79.6°N，210.5°E，A95=2.6°.以此为参考极，早白垩世晚期沅麻盆地吉首附近期望剩磁方向为Dec=11.4°，Inc=44.1°，而实测古磁偏角为Ds=15.6°，Is=42.9,α95=2.6，可求得沅麻盆地中部自早白垩世晚期以来发生了4.1°±3.0°的顺时针旋转.这一结果相比Zhu在2006年的古地磁极数据结果有更高的精度，表明沅麻盆地中部自白垩纪经历了轻微的顺时针旋转运动.因此不排除相关构造在晚燕山期及喜山期发生小范围活动.

5.3 沅麻盆地的变形过程与周缘构造的关系

前人普遍认为华南板块作为一个稳定块体，自白垩纪以来并未发生显著纬向位移和旋转运动(Zhu et al.,2006；Morinaga and Liu,2004；Liu and Morinaga,1999).Zhu等(2006)的古地磁研究指出沅麻盆地同样未经历显著的新生代构造变形，故我们研究的沅麻盆地白垩纪以来构造变形为局部小规模变形，这要求我们用较高的测量精度和苛刻的限定条件进行相关研究.中生代以来沅麻盆地所处华南板块中部具有处于同一应力场的性质(张岳桥等，2012)，这意味着沅麻盆地的变形规律可能和川东褶皱带构造变形之间存在相关性，为了分析沅麻盆地所处弧形构造带的变形动力学机制，本研究使用线性回归分析法来分析其与临近构造带之间的关系(Schwartz et al.,1983,1984;仝亚博等，2014)，这种方法可以将沅麻盆地的构造变形与周围构造变形之间的关系定量化:(1)收集雪峰造山带西麓/川东褶皱带东缘弧形构造带的古地磁数据以及计算这些数据所对应的相对于华南板块东部稳定块体旋转量，数据见表3；(2)由于各古地磁数据获得区域近北东-南西向分布在川东褶皱带和雪峰山构造带之间的狭长区域内，我们详细测量了各古地磁研究区内部，以及相应川东褶皱带/雪峰山构造带的主构造部位上构造线迹延伸方向，见图9①、图9②，以作为各古地磁研究区构造线迹参考方向；(3)以川东褶皱带/雪峰山构造带上构造线迹参考方向相对假定基线(假定构造线原始形态为一北东-南西向的直线)的变化量为自变量，以各研究区古地磁旋转量为因变量作图并进行线性回归分析，计算得到二者之间的线性相关系数R(仝亚博等，2014)(由于华南板块中部自白垩纪以来未经历大规模的板块变形运动(Zhu et al.,2006;Morinaga and Liu,2004)，故以这些“S”形断裂构造的基线为参考方向).公式如下：

图9 参考古地磁数据点位及参考构造线迹点位位置示意图①、②分别为齐岳山断裂带、辰溪—怀化断裂带主构造线方向，即参考方向.Fig.9 Reference paleomagnetic data point location and reference structure line trace location map ① or ② is the referenced direction of Qiyueshan fault′s or Chenxi-Huaihua fault′s main structrue line direction.

表3 川东褶皱带东缘及湖南地区白垩—古近纪古地磁数据Table 3 Cretaceous-Paleogene paleomagnetic data on the eastern margin of the eastern Sichuan fold belt and Hunan area

R=cov(x,y)/(D(x)D(y))1/2

其中x，y分别代表参考构造线迹走向(即参考点位的切线走向)变化量和采样点旋转量(何春雄等，2012).表4列出了本文所参考的湖南—鄂西地区古地磁研究数据以及本次研究所得古地磁数据，其中宜昌、沅陵、麻阳研究区由于处于雪峰造山带西麓.宜昌的数据来自于Narumoto等(2006)的研究，沅陵、麻阳的数据来自于Zhu等(2006)的研究.

由于研究区位于雪峰山西麓，故首先与雪峰山构造带做线性回归分析，如表4.雪峰山构造带为一个平面构造格局上总体表现为向北西突出的弧形构造带,又被称作雪峰弧(丘元禧等，1998).雪峰弧内有多条近平行弧形断裂带，其中位于西侧的辰溪—怀化断裂由于规模较大、邻近沅麻盆地，对其构造活动有较大影响(Li et al.，2012)，故作为线性回归分析的构造线迹参考方向.以古地磁采点位置为参考，在地质图上分别选取桃花源镇、沅陵、辰溪、怀化等怀化—辰溪断裂上的点(a,b,c,d)，测量这些点上断裂切线的走向并计算其与辰溪—怀化断裂相对假定基线之差，以此为自变量，对应古地磁采点所测得构造旋转量为因变量，求得其线性相关系数为R=-0.97167，其相关性较好，表明雪峰山西麓各白垩纪沉积盆地自白垩纪以来的构造运动与雪峰山构造带的构造运动有一定的负相关性，如图10中(A)曲线.与川东褶皱带的线性回归分析同样得到相对较好的结果.因齐岳山断裂处于川东褶皱带内部，且为川东褶皱带内分割西北部隔挡式褶皱带及东南部隔槽式褶皱带重要的构造分界线，故选其为线性回归分析参考构造.同样对应各古地磁数据采点位置，在地质图中的齐岳山断裂上分别选取奉节、石坝、焦石、武隆等地附近断裂带上的点(A,B,C,D)为参考点，如表4，测量这些点上的断裂切线走向并计算其与齐岳山断裂的相对假定基线之差，以此为自变量，对应的古地磁采点区域旋转量为因变量，其线性相关系数为R=-0.98230，如图10中(B)曲线，表明雪峰造山带西麓各红层盆地自白垩纪以来的旋转量与川东褶皱带内部构造走向之间有较好的相关性，而同时负相关性的事实表明川东褶皱带构造线迹变化趋势是和各红层盆地旋转变形方向是相反的.

表4 沅麻盆地周缘构造线方向统计表Table 4 Statistical table of the direction of the tectonic line in the periphery of the Yuanma Basin

图10 川东褶皱带东缘各古地磁采样区磁偏角变化量(旋转量)与雪峰山断裂带、齐岳山断裂构造线走向变化量间相关系数拟合曲线图图中直线为拟合曲线，曲线(A)为与雪峰山断裂带之间的拟合线，对应实心数据点，R=-0.97167;曲线(B)为与齐岳山断裂带之间的拟合线,对应空心数据点，R=-0.98230.Fig.10 Fitting curves of correlation coefficients between changes in magnetic declination (rotation)of the paleomagnetic sampling areas on the eastern margin of the eastern Sichuan fold belt and changes of Xuefengshan fault zone and Qiyueshan fault structure line′s directionThe straight line in the figure is the fitting curve,and curve (A)with solid data point is the fitting line between the amount of rotation and the Xuefengshan fault while curve (B)with hollow data point is the fitting line between the amount of rotation and the Qiyueshan fault.

川东褶皱带作为中生代早中期形成的构造，其侏罗山式褶皱最晚形成时间不晚于晚侏罗世(胡召齐等，2009)，所以形成这一褶皱群的构造运动与自早白垩世中晚期形成沅麻盆地的构造变动无关，而川东褶皱带内多条断层自晚侏罗世之后又经历多次活化，使之从逆冲断层或逆掩断层演变为走滑逆断层，这些断层的构造活动与张家界—花垣断裂以东包括沅麻盆地在内的各沉积盆地的构造活动有一定关系.川东褶皱带边缘和内部存在三条较大断裂带，自西北向东南分别为华蓥山断裂带、齐岳山断裂带和张家界—花垣断裂带(胡召齐等，2009).其中华蓥山断裂带为川东褶皱带西北边界线；齐岳山断裂带处于中间，为川东褶皱带西北部隔档式褶皱与东南部隔槽式褶皱分界线(吴航等，2019)；张家界—花垣断裂带位于沅麻盆地西北侧，是川东褶皱带东南边界线.齐岳山断裂带和张家界—花垣断裂带构造线迹方向与沅麻盆地伸展方向一致，且都经历了中生代左行走滑运动以及古近纪右旋走滑运动.而华蓥山断裂的构造线迹与这两条断裂以及沅麻盆地之间存在大约30°夹角，其本身未有明显走滑，但与川东褶皱带其它部分处于同一应力场中(杨坤光等，2006；王令占等，2012).张岳桥、李建华等人认为，沅麻盆地及其附近地区自侏罗纪以后经历了5期应力场：①中晚侏罗世近W—E向挤压、②早白垩世NW—SE向伸展、③早白垩世中晚期NW—SE向挤压、④晚白垩世至古近纪早期近N—S向伸展、⑤古近纪晚期NE—SW向挤压，其中晚白垩世之后的两期应力场广泛分布于华南地区，甚至包括了胶莱盆地、郯庐断裂带这些华南板块与华北板块交界处的构造(Li et al.，2012).李建华认为晚白垩世至古近纪早期近N—S向伸展是由早期太平洋板块NNE向俯冲运动的远程效应所造成，随着太平洋板块运动方向发生转变(47 Ma)(韦梧昌，2002)以及印度板块的北东向高速挤压并最终与欧亚大陆发生碰撞(54.3 Ma)(Jaeger et al.,1989;Ma et al.,2014)，古近纪晚期华南板块中部应力方向转变为NE—SW向挤压.关于应力方向，本次研究的磁组构各向异性实验测试结果已支持这一说法，且与各区域古地磁实验结果不发生冲突.

事实上，在方向相同大小不同的非均匀应力场内，不同部位的应力差值也会造成板块的相对运动与变形.晚白垩世至始新世，华南板块中部处于近N—S向伸展的地应力场中，此时太平洋板块正以较高速度向NNW方向运动.在这一地质背景下，如果华南板块中部区域的应力方向响应太平洋板块俯冲的远程效应，距离太平洋板块越远，地应力越弱，因此川东褶皱带内各断层可能因应力差的原因发生左行走滑(王令占等，2012；杨绍祥，1998).对夏威夷—天皇海山的研究表明，太平洋板块在52.6 Ma时漂移速度发生变化，并有一个持续约13 Ma的过渡期，在此期间逐渐由NNW向俯冲转为NWW向俯冲，期间太平洋板块运动速度大幅变慢，对东亚地区的影响也大幅减弱(Sharp and Clague,2006).而此时印度板块则快速向北东向移动并在54.3 Ma左右与欧亚大陆发生碰撞，若此时华南板块大范围的NE—SW向挤压是由于印度板块挤压造成的，同样会遵循应力递减的效应，而川东褶皱带内部断裂的走滑运动方向也会随应力变化而变为右行走滑(Wang et al.,2014).本次研究所归纳的川东褶皱带东缘四个研究区，共同点是较小的相对旋转量，而旋转方向各异，表现出较强的局部构造性，但考虑到新生代华南板块区域应力场的广泛性和应力较小等特点，可认为这是由于渐新世以后的NE—SW向区域挤压导致华南板块中部发生地壳缩短和构造变形(Sun et al.,2006).那么，既然川东褶皱带东缘各沉积盆地会因为受到挤压而变形，川东褶皱带内部处于相同应力场的构造同样会如此，在对齐岳山断裂与古地磁采样点处旋转量的线性分析得出绝对值高达0.98的线性相关系数，暗示齐岳山断裂现今“S”形的构造线迹与古近纪晚期以后导致沉积盆地发生旋转变形的应力场有一定关系.考虑到我们所研究的各沉积盆地旋转量都比较小，发生最大旋转的、也是最北部的宜昌地区旋转量不过-7.9°±5.3°，而对应的齐岳山断裂在其最北部的奉节地区构造线走向相比该断裂的主轴线变化达到25.5°，故本次研究无法得出川东褶皱带“S”形构造线迹是新生代以来NE-SW向区域构造应力挤压的结果，只能说明新生代以来区域构造应力加深了川东褶皱带内弧形构造的弯折程度.

值得注意的是，沅麻盆地以及宜昌盆地的旋转方向与其对应的川东褶皱带内部构造线迹走向变化乃至雪峰山构造线迹走向变化为负相关，这意味着虽然断裂带与沉积盆地的变形是处于同一构造应力场，对应部位的变形方向却截然相反.此外，沅麻盆地的走向虽与辰溪—怀化断裂一致，两者间却有一定的错位，再加上我们是沿着江南造山带北东-南西走向的横截面选取参考点，导致两者间对应参考点的变形方向相反.川东褶皱带同理.那么，是什么原因导致了这一错位呢？最初我们计算齐岳山断裂带与沅麻盆地间的线性相关系数时考虑过两种可能：一种是张家界—花垣断裂限定了两侧的变形特征，使之表现为不同的乃至相反的地壳物质挤出方向(张家界—花垣断裂本身较为平直，变形特征不明显)；另一种是齐岳山断裂与川东褶皱带东缘各盆地之间各条断裂发生右旋走滑甚至各断裂间的地壳物质发生韧性变形，使得齐岳山断裂与沉积盆地间发生错位.在辰溪—怀化断裂与沅麻盆地之间得出相同结论后，显然张家界—花垣断裂两侧的变形特征并不互为镜像，第一种可能被淘汰.事实上，无论是齐岳山断裂带还是辰溪—怀化断裂，都不是简单的“S”形，而是整体北东-南西向的连续“S”形，这为川东褶皱带乃至整个江南造山带发生右旋走滑变形提供了可能.更为明显的证据在于川东褶皱带西南部分的右行雁行褶皱，以及齐岳山断裂带与张家界断裂带之间与断裂带是呈一定夹角的连续“S”形褶皱，也指示出川东褶皱带发生整体的右旋剪切变形这一事实.Wang等(2014)和苏柏等(2017)也指出川东褶皱带在新生代由于四川盆地旋转导致川东褶皱带内部产生右旋剪切运动.

基于川东褶皱带新生代以来发生程度较轻的右旋韧性剪切变形这一结论，我们可以反演这一过程来估算齐岳山断裂带到沅麻盆地之间的剪切变形量.因为两者之间的川东褶皱带物质走滑方向为右旋走滑，故将沅麻盆地每个古地磁数据点位向东北方向平移，直至与其东北方向古地磁点位对应的齐岳山断裂带构造参考点重合，即4号点位对应C点，3号点位对应B点，2号点位因为1号点位处于宜昌，两处古地磁点位相距过远，故在A点和B点间选择点位E作为参考点，而宜昌的1号点位由于处于构造带末端，故没有对应的构造参考点而不予考虑.依据前述方法计算两者的线性相关系数为R=0.98329，虽然点位仅有三组，高线性相关系数仍足够说明两者之间存在较高线性相关度，如图11，表5.故我们可认为3组古地磁数据采集点所对应构造点之间的距离可代表川东褶皱带隔槽式褶皱部分的剪切运动距离.D点C点间距离约为50 km，C点与B点之间的距离约为110 km，C点与E点之间的距离约为75 km，考虑到B点与C点之间的构造线迹比较平缓，C点的位置不能确定为吉首古地磁点位的对应点，故取B—C点与B—E点距离的平均数，由此我们可以推断晚白垩世以来沅麻盆地相对齐岳山断裂积累50～93 km的右旋走滑量，如图12.考虑到川东褶皱带内部以脆性碳酸盐岩地层为主，且雁行褶皱在其西南端一定程度被张家界—花垣断裂带切割(观察这一切割现象，还可知雁行褶皱形成于三叠纪和古近纪之间)，可以确定这一走滑量主要由张家界—花垣断裂造成.基于同样的方法，我们也可以估算雪峰造山带内部断层的走滑量，然而，目前没有表明辰溪—怀化断裂发生走滑运动的证据，沅麻盆地的旋转变形与其关系更多作用于辰溪—怀化断裂以东与之近平行的安化断裂.安化断裂处于雪峰山造山带东侧，为一弧形正断层，其南半部分

图11 反演后沅麻盆地磁偏角变化量(旋转量)与齐岳山断裂带构造线走向变化量间的相关系数拟合曲线图(R=0.98329)Fig.11 The correlation coefficient fitting curve between the variation of the magnetic declination (rotation)of the Yuanma Basin and the variation of the strike of the Qiyueshan fault′s structural line after inversion

图12 川东褶皱带东南部及沅麻盆地变形过程示意图图中空心箭头为早白垩世晚期—渐新世地应力拉张方向，实心箭头为渐新世—现代地应力挤压方向；图(b)中的虚线为早白垩世晚期-渐新世的齐岳山断裂，与图(a)中的齐岳山断裂相同.Fig.12 Schematic diagram of the deformation process in the southeast of the Eastern Sichuan Fold Belt and Yuanma BasinThe hollow arrows in the figure indicate the direction of tension ground stress and the solid arrows in the figure indicate the direction of extrusion ground stress.The dotted line in (b)is the Qiyueshan fault in the late Early Cretaceous-Oligocene,which is the same as the Qiyueshan fault in (a).

表5 反演后沅麻盆地磁偏角变化量(旋转量)与齐岳山断裂带构造线走向变化量间相关系数拟合曲线表Table 5 The fitting curve table of the correlation coefficient between the change in the magnetic declination (rotation)in the Yuanma Basin and the change in the change of the structural line of the Qiyueshan fault after inversion

为微弯的连续弧形，为一多期的正断层，并在晚中生代或早中新生代发生右旋走滑运动(Li et al.，2012).由于其发生走滑运动的时间范围与我们研究的时代有些许出入，故不再详细讨论安化断裂的走滑距离.

总体而言，华南板块中部在未发生较大规模构造变形，保持相对稳定的前提下，受到太平洋板块及印度板块双重俯冲推挤作用，内部出现多期构造运动，叠加多期构造变形.在两大板块的共同作用下，华南板块这一早期拼贴作用聚合而成的板块内部并不稳定，表现出多处沿老构造改造的变形.这些变形虽然规模不大，但足以改造地貌，形成华南崎岖多山的地貌，造成一定的地质灾害.对于华南中部川东褶皱带的陆内变形问题，我们仍需要更多古地磁数据来支持我们作进一步的研究.

6 结论

(1)对沅麻盆地吉首附近的河溪剖面早白垩世晚期地层中29个采点的古地磁学样品开展的系统热退磁实验获得了可靠的原生特征剩磁分量.结果表明自早白垩世以来，沅麻盆地中部相对于华南板块东部稳定区域发生4.1°±3.0°的顺时针旋转；

(2)沅麻盆地磁化率椭球体K1轴方向为NW-SE向，磁化率特征为初始变形磁组构，表明沅麻盆地自早白垩世晚期受NE-SW向的挤应力作用.雪峰山西麓一系列白垩纪沉积盆地的旋转变形量和构造线迹变化间的线性相关系数分析，显示这些沉积盆地的局部旋转变形与雪峰山造山带以及川东褶皱带的“S”型构造线迹间有着显著的空间耦合关系.

(3)沅麻盆地等白垩纪沉积盆地的旋转变形特征与川东褶皱带构造线迹变化之间的线性相关系数为负数可能与齐岳山断裂带东南侧川东褶皱带的右旋走滑运动相关.由此可估算出川东褶皱带位于齐岳山断裂东南侧的部分自晚白垩世以来积累了50～93 km之间的右旋走滑变形.

致谢感谢自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室赵越老师在古地磁样品采集和测试中给予的指导和帮助.