羌北地块早-中志留世古地磁学初步研究结果及其构造意义

姜南，吴汉宁，李玉玉，卫弼天，周亚楠，张伟杰,2，高扬,3，于亮,4，武佳坤,5，霍斐斐,6，刘雨纯，王保锋，程鑫*

1 西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室，西安 710069 2 南方科技大学海洋科学与工程系，广东深圳 518055 3 中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081 4 中国科学院青藏高原研究所，北京 100101 5 兰州大学资源环境学院，兰州 730000 6 遵义师范学院，贵州遵义 563006

0 引言

青藏高原的形成涉及多地块多阶段离散-汇聚过程，在经历漫长的构造运动之后，现今可从青藏高原识别出数条规模不等的碰撞结合带.青藏高原的主体可被5条大的缝合带从北至南依次划分为柴达木地块、松潘—甘孜地块、羌北地块、羌南地块、拉萨地块、喜马拉雅地块.其中位于青藏高原核心的羌北地块，北部以西金乌兰—金沙江缝合带为界与松潘—甘孜地块相邻，南部以龙木措—双湖缝合带为界与羌南地块相邻(图 1a).

图1 (a)羌北地块及邻区大地构造简图(修改自Yan et al.,2019).相邻块体之间的缝合带由北向南依次为EKL-AKMS：东昆仑—阿尼玛卿—木孜塔格缝合带；XJS：西金乌兰—金沙江缝合带；LSS：龙木措—双湖缝合带；BNS：班公湖—怒江缝合带；ITS：印度—雅鲁藏布江缝合带.(b)采样区地质简图(修改自夏军等，2009)Fig.1 (a)Regional geological map of the North Qiangtang Terrane and adjacent areas (modified from Yan et al.,2019).The suture zone between adjacent blocks from north to south are EKL-AKMS,East Kunlun-Ayimaqin-Muztagh suture zone;XJS,Xijir Ulan-Jinsha River suture zone;LSS,Longmu Co-Shuanghu suture zone;BNS,Bangong Lake-Nujiang suture zone;ITS,Indus-Yarlung Zangbo River suture zone.(b)Geological map of the sampling area (modified from Xia et al.,2009)

目前，关于羌北地块早古生代的起源与归属问题仍是广大学者争论的焦点.一种观点认为羌北地块早古生代期间可能与冈瓦纳大陆的印度板块北缘相连(Rong et al.,2003;Gehrels et al.,2011;Li et al.,2018)，晚古生代从冈瓦纳大陆裂离并向北漂移(Chang et al.,1986;Song et al.,2017;Ma et al.,2019)，于晚三叠世拼贴至欧亚大陆南缘(Zhou et al.,2019;Song et al.,2020;Yu et al.,2022)；另一种观点认为羌北地块早古生代期间可能是劳亚大陆/华夏大陆的一部分，并且长期位于古特提斯大洋北侧(肖序常等，1986；李才，1987，2008;李才等，2008；潘桂堂等，2004；Zhai et al.,2018).

古地磁学作为定量重建板块古位置的唯一手段，可通过岩石中记录的原生剩磁方向计算得出不同地质历史时期块体的古纬度，进而描述其运动学方式.近些年来，羌北地块古地磁学研究工作取得一些重要进展，从上古生界(Huang et al.,1992;Cheng et al.,2012,2013;Song et al.,2017;Yang et al.,2017)和中生界(程鑫等,2012;Yan et al.,2016;Ma et al.,2019;Zhou et al.,2019;Song et al.,2020;Guan et al.,2021;Yu et al.,2022)获得了一大批高精度且可靠性相对较高的古地磁数据.已有古地磁结果表明，羌北地块晚石炭世至中二叠世期间并未发生明显的纬向运动，相对稳定的处于南半球低纬度地区.晚二叠世至晚三叠世期间以大约11 cm·a-1的运动速率快速北移，最终与欧亚大陆发生碰撞.晚古生代至中生代古地磁数据的积累，使广大学者对羌北地块在此期间的运动学过程以及古特提斯洋演化有了较为深刻的认识.然而，受制于青藏高原恶劣的自然环境与剖面出露较差的情况，对羌北地块下古生界开展的古地磁学研究较少，鲜有古地磁数据报道.这限制了我们对青藏高原北部早古生代特提斯洋演化的认识.本文报道羌北地块早-中志留世古地磁研究初步结果，籍此探讨羌北地块早古生代古位置及其起源问题.

1 区域地质概况与样品采集

羌北地块被认为是一个具有前寒武纪结晶基底的稳定地块(谭富文等，2009；何世平等，2011；姜庆运等，2021).地块古生界和中生界发育齐全(潘桂堂等，2004).早古生代地层主要出露于地块西部的拉竹龙—龙木措地区(王权等，2004；夏军等，2006a，b)和东部的青泥洞—海通地区(西藏地质矿产局，1993).地块西部的奥陶系—志留系为碎屑岩和海相碳酸盐沉积，具有扬子板块西缘沉积建造和生物组合面貌的特点.奥陶系和志留系之上被泥盆系角度不整合覆盖，被认为是晚加里东运动的痕迹(夏军等，2009).

采样剖面位于阿里地区日土县东汝乡松西村以北35 km的龙木措北岸(34.4°N，80.3°E).夏军等(2009)将该区志留系划分为三个组，自下至上依次为龙木措组(S1-2l)、单面山组(S2-3d)、心形湖组(S3-4x)(图 1b)，各组之间为整合接触关系，古新统蚂蟥山组(Em)陆相红层角度不整合覆盖于心形湖组(S3-4x)之上.龙木措组主要由灰-青灰色薄-中层生物碎屑灰岩、白云岩夹石英砂岩以及钙质页岩组成；单面山组主要发育灰黄色中-薄层细砾岩、岩屑砂岩、灰白色厚层石英砂岩以及粉砂质泥岩.心形湖组主要包含黄色薄-中层细砾岩、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩以及石英砂岩、粉砂质泥岩.

龙木措组含丰富的腕足、双壳、珊瑚及海百合茎等.包括珊瑚Subslveolitessp.,Halysitessp.,Cateniporasp.等志留纪的常见分子，腕足类Hindella,Stricklandia,Striispirifer等下志留统典型的化石类型，及丰富的Geisonocerascf.rivale,Oonoxerascf.acinacas,Columenassp.,Arioncerassp.,A.submoniilform,Virgocerassp.,Dawsonocerassp.等中志留世常见的头足类化石，确定其时代为早-中志留世(Gradstein et al.,2012;夏军等，2009；戎嘉余等，2019).

本文选择了一条地层出露较好，岩石新鲜的剖面采集龙木措组古地磁样品.在长约500 m的剖面上共布置10个灰岩采点，共采集125块古地磁独立定向样品.使用便携式汽油钻机进行钻样，配合使用磁罗盘对样品定向和测量地层产状，利用手持式GPS确定采样点的地理坐标.

2 实验测试与分析

2.1 实验方法

将龙木措组灰岩样品切割后，用环氧树脂固定于载玻片上，打磨至0.5～0.55 mm厚，抛光后烘干，用于岩相学观察与实验.为了确保导电性，实验前对样品表面进行喷碳处理，然后在20 kV的加速电压与4.8 mm的工作距离下，用Thermo Scientific Helios G4 UC聚焦离子双束显微镜观察其详细显微结构，随后用牛津电制冷能谱仪获取元素组成.该实验在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成.

将直径2.54 cm样品加工为高2.2 cm的标准圆柱状古地磁样品后，选取代表性样品首先测量其等温剩磁(IRM)获得曲线，然后进行三轴等温热退磁(Lowrie,1990)实验.挑选代表性样品研磨为粉末后，测量其磁化率随温度变化(k-T)曲线.采用逐步热退磁(TD)和交变退磁(AF)两种方法来获取样品特征剩磁(ChRM)方向.退磁实验及剩磁测量均在残余磁场小于300 nT的磁屏蔽空间内完成.以上实验在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁年代学实验室与西北大学大陆动力学国家重点实验室完成.

IRM曲线以及三轴等温热退磁实验加场阶段所用设备为IM-10-30脉冲磁力仪.对进行三轴等温热退磁实验的样品沿样品Z、Y、X互相垂直的三个方向依次施加2.5 T、0.4 T、0.1 T的磁场后进行逐步热退磁，使用JR-6A旋转磁力仪测量其剩磁强度.k-T曲线实验使用CS4高温装置与MKF2卡帕桥(AGICO,Brno,Czech Republic)对样品进行加热与测量，测量时将代表性样品粉末置于氩气环境中加热至700 ℃并随后冷却至35 ℃.TD-48热退磁炉被用来对样品进行加热退磁.系统热退磁时，在低温阶段(0～300 ℃)，温度间隔设置为50～100 ℃，高温阶段(300～580 ℃)温度间隔设置为15～25 ℃，邻近磁性矿物居里温度时，温度间隔设置为5～10 ℃.系统交变退磁实验，退磁间隔为5～10 mT，最高退至80 mT.样品剩磁分量方向测量在2G-755低温超导磁力仪上进行.

PMGSC(Enkin,1990)和PaleoMac6.5(Cogné,2003)软件用来分析退磁结果.使用主分量分析法(Kirschvink,1980)获取单个样品的剩磁方向，然后Fisher统计(Fisher,1953)获取平均方向.

2.2 岩相学与岩石磁学结果

扫描电镜观察与能谱分析显示，龙木措组灰岩样品未发现变质现象.样品中的主要的磁性矿物为铁氧化物，大多数铁氧化物呈现自形至不规则形，直径介于1～2.5 μm之间(图 2)，为典型的碎屑颗粒结构.

图2 龙木措组灰岩样品扫描电镜(A—C)与能谱分析图(1—4)扫描电镜图中(A—C)的实心点(1—4)与能谱分析结果(1—4)相对应.Fig.2 Scanning electron microscope images (A—C)and results of the energy dispersive spectroscopy (EDS)analyses (1—4)of Longmu Co Formation limestones Solid circles (1—4)in panels (A—C)indicate EDS analytical points (1—4).

代表性样品的IRM曲线显示，IRM在外加磁场强度小于300 mT时，随场强增加迅速爬升并达到准饱和状态(图3a,b)，表明样品中主要以中-低矫顽力的载磁矿物为主.三轴等温剩磁热退磁实验结果显示，代表性样品所含中间磁成分和软磁成分相对占主导地位，在400 ℃前迅速衰减，最终均在580 ℃完全解阻，硬磁组分含量较低，解阻温度大约为670 ℃(图3c,d).k-T曲线的加热曲线显示，350 ℃之前磁化率随温度升高平稳衰减，在350 ℃至580 ℃之间磁化率先迅速增加然后急剧下降(图3e—h)，可能指示了Hopkinson峰的存在.样品冷却曲线高于加热曲线，可能是氩气环境中少量铁硅酸盐和磁赤铁矿、赤铁矿等被还原为磁铁矿所致.综上，研究区龙木措组灰岩样品中主要载磁矿物为磁铁矿.

图3 代表性样品等温剩磁获得曲线归一化图(a，b)、三轴等温剩磁热退磁曲线归一化图(c，d)及磁化率随温度变化(k-T)曲线归一化图(e—h)三轴等温热退磁实验中的红色、黑色与蓝色曲线分别代表软磁、中间磁与硬磁组分，k -T中的红色与蓝色曲线分别代表升温与降温过程.Fig.3 Normalized isothermal remanent magnetization acquisition curves (IRM)(a，b),thermal demagnetization of three-axis IRM (c，d)and k -T curves (e—h)for representative samplesRed,black and blue curves in three-axis IRM represent soft,medium and hard components,while in k-T curves red and blue curves represent heating and cooling,respectively.

2.3 退磁实验结果

样品的热退磁及交变退磁矢量正交投影图(Zijderveld,1967)显示，龙木措组灰岩样品退磁曲线多具有单分量(图4a,e,f)或双分量特征(低温/低场分量：0～350 ℃/0～15 mT和高温/高场分量：300～585 ℃/15～80 mT)(图4b,c,d).具有单分量特征的样品，其方向与双分量样品的高温/高场方向基本一致，在正交矢量投影图中表现为线性方式趋近于原点.部分样品的低温/低场分量方向为Dg=348.3°,Ig=66.3°,kg=12.2,n=21,α95=9.5°;Ds=36.7°,Is=42.7°,ks=12.3,n=21,α95=9.5°，在地理坐标系下与现代地磁场方向总体接近，可能为现代地磁场的黏滞剩磁.另一部分样品的低温/低场分量为散乱分布的黏滞剩磁.龙木措组部分灰岩样品的剩磁强度随温度下降较快，至400 ℃已降低至NRM的10%以下，导致磁信号不太稳定，未能分离出高温剩磁分量.

图4 龙木措组灰岩代表性样品热退磁与交变退磁Z图(地理坐标下)空心圆与实心圆分别代表剩磁方向在垂直面和水平面上的投影.Fig.4 Orthogonal vector plots of thermal and alternating field demagnetization curves of typical specimens of Longmu Co Formation limestone in geographic coordinates Open (solid)circles represent the projection of vector endpoints on the vertical (horizontal)plane.

地层坐标系下，龙木措组灰岩样品的高温/高场剩磁分量方向大多数(n=51块)为北西向正倾角，少数(n=14块)为南东向负倾角，并且呈对趾分布(图5a).由于I02、I09采点分离出高温分量的样品数过少，α95大于16°，将其剔除.剩余8个采点平均方向为Dg=299.1°,Ig=20.4°,Kg=25.8,N=8,α95=11.1°;Ds=321.8°,Is=41.7°,Ks=31.1,N=8,α95=10.1°(表1、图5b).样品水平的平均方向为Dg=299.7°,Ig=21.4°,kg=16.0,α95=4.9°;Ds=322.4°,Is=41.8°,ks=17.7,α95=4.6°(表1、图5c)，与采点平均值方向一致，并且通过了C级倒转检验(r=9.1

图5 (a)地层校正后龙木措组样品特征剩磁分量在各层中分布示意图；(b)龙木措组特征剩磁分量采点水平下赤平投影图；(c)龙木措组特征剩磁分量样品水平下赤平投影图实心/空心符号分别代表向下/上的倾角;五角星代表平均方向的位置.Fig.5 (a)Distribution of the characteristic remanent magnetization of samples in each layer after tilt-correction of Longmu Co Formation.(b)Equal-area projections of site-mean directions from the Longmu Co Formation. (c)Equal-area projections of sample-mean directions from the Longmu Co Formation Solid and open symbols represent downward and upward inclination,respectively;stars indicate the overall-mean directions.

表1 羌北地块日土县地区早-中志留世古地磁结果一览表(参考点：34.4°N,80.3°E)Table 1 Early-Middle Silurian paleomagnetic results from Rutog area in the North Qiangtang Terrane (reference point:34.4°N,80.3°E)

本文所获得的羌北地块早-中志留世高温/高场段方向与已有的羌北地块晚石炭世-早二叠世Ds/Is=30.2°/-40.9°，α95=2.3°(Yang et al.,2017)、早-中二叠世Ds/Is=214.3°/27.4°，α95=15.5°(Cheng et al.,2012)、晚二叠世Ds/Is=207°/28.8°，α95=11.4°(Cheng et al.,2013)、早三叠世Ds/Is=226.2°/27.1°，α95=10.2°(Zhou et al.,2019)、中三叠世Ds/Is=29.4°/40.4°，α95=6.0°(Song et al.,2020)、晚三叠世Ds/Is=26.1°/51.6°，α95=5.0°(Zhou et al.,2019)、中-晚侏罗世Ds/Is=355.7°/42.1°，α95=6°(程鑫等,2012)、白垩纪Ds/Is=51.3°/56.1°，α95=6.5°(Tong et al.,2015)、古近纪Ds/Is=9.5°/34.3°，α95=8.9°(Halim et al.,1998)、新近纪Ds/Is=350.6°/54.6°，α95=6.2°(李永安等,1995)的特征剩磁方向明显不同，因此本次研究所获得的羌北地块早-中志留世灰岩沉积地层的高温/高场段方向很有可能代表岩石形成时的原生剩磁方向.

3 讨论

本次研究所获得的羌北地块早-中志留世古地磁特征剩磁方向在地层坐标系下体现为北西向的正倾角与南东向的负倾角，对此本文给出了以下两种解释.第一种，假设龙木措组特征剩磁中北西向的正倾角(南东向负倾角)为古地磁场正极性期(负极性期)所获得，则表明早-中志留世期间羌北地块位于北纬24°，对应的古地磁极位置为55.3°N，343.3°E.第二种，假设龙木措组特征剩磁中北西向的正倾角(南东向负倾角)为古地磁场负极性期(正极性期)所获得，则表明早-中志留世期间羌北地块位于南纬24°，对应的古地磁极位置为-55.3°N，163.3°E.两种假设所获得的古地磁极位置均显著区别于羌北地块早-中志留世之后所获得的可靠古地磁极位置(图6)，进一步说明本文获得的古地磁数据可能是原生剩磁信息.目前已有的羌北地块古地磁结果表明，晚石炭世-早二叠世期间羌北地块位于南半球23.4°(Yang et al.,2017)，然后在晚二叠世期间开始快速北移.若将早-中志留世时期羌北置于北半球24°，则羌北地块在早-中志留世至晚石炭世-早二叠世期间将纵跨赤道，产生大约50°的南向纬向运移量，而后再迅速北移，地块发生如此大规模且快速的往复运动是难以解释的.反之，若将羌北地块早-中志留世置于南半球24°，那么，至晚石炭世-早二叠世期间，羌北地块较为稳定的处于南半球低纬度地区，而后从晚二叠世开始快速北移，该模式更易于描述羌北地块的运动学过程，且符合最新的特提斯单向裂解演化模式(万博等，2019).因此，本文更加倾向于将羌北地块早-中志留世期间置于南半球24°.

图6 羌北地块早-中志留世(S1-2)、晚石炭世(C2)(Cheng et al.,2012)、晚石炭-早二叠世(C2-P1)(Yang et al.,2017)、早二叠世(P1)(Song et al.,2017)、早-中二叠世(P1-2)(Cheng et al.,2012)、中二叠世(P2)(Cheng et al.,2013)、晚二叠世(P3)(Cheng et al.,2013)、早三叠世(T1)(Zhou et al.,2019)、晚三叠世(T3)(Zhou et al.,2019)、早侏罗世(J1)(程鑫等,2012)、中侏罗世(J2)(程鑫等,2012)、晚侏罗世(J3)(程鑫等,2012)、白垩纪(K)(Tong et al.,2015)、古近纪(E)(Tong et al.,2017)与新近纪(N)(李永安等，1995)极位置赤平投影图Fig.6 Equal-area projection of Early-Middle Silurian (S1-2),Late Carboniferous (C 2)(Cheng et al.,2012),Late Carboniferous-Early Permian (C2-P1)(Yang et al.,2017),Early Permian (P1)(Song et al.,2017),Early-Middle Permian (P1-2)(Cheng et al.,2012),Middle Permian (P2)(Cheng et al.,2013),Late Permian (P3)(Cheng et al.,2013),Early Triassic (T1)(Zhou et al.,2019),Late Triassic (T3)(Zhou et al.,2019),Early Jurassic (J1)(Cheng et al.,2012),Middle Jurassic (J2)(Cheng et al.,2012),Late Jurassic (J3)(Cheng et al.,2012),Cretaceous (K)(Tong et al.,2015),Eogene (E)(Tong et al.,2017)and Neogene (N)(Li et al.,1995)poles of the North Qiangtang Terrane

将本次研究所获得的早-中志留世羌北地块的古地磁结果与同时代且数据质量较高的华北、华南以及塔里木地块(表2)进行对比.可以看出，早-中志留世期间华北地块位于15.1°N(参考点：38°N，113°E)，与同时期的塔里木地块古纬度相似(参考点：39°N，81°E处古纬度为14.0°N)，两者均位于东冈瓦纳大陆西侧(Huang et al.,2019)且与羌北地块之间纬度相差较大.目前研究表明，冈瓦纳大陆在志留纪24 Ma内发生了较大规模的顺时针旋转，导致冈瓦纳大陆由早志留世近南北向展布转变为晚志留世近东西向展布，其最东北部的澳大利亚板块也由北半球低纬度转变为南半球低纬度(Domeier,2018).古地磁研究表明，华南地块在早古生代期间与澳大利亚西缘具有高度的亲缘性(Yang et al.,2004;Han et al.,2015;Zhang et al.,2015;Xian et al.,2019)，也很有可能伴随冈瓦纳大陆发生了相同的顺时针旋转(Domeier,2018)，从而导致其古纬度发生了一定程度的变化.由此可见，采样地层时代的限定是十分重要的，因此本文选择时代最为接近且满足古地磁判别标准(Q=5)(Van der Voo,1990)的早-中志留世华南地块的古地磁结果(Wu et al.,1998)，虽然该结果可能受到大幅度局部旋转的影响造成磁偏角出现偏差(Huang et al.,2018)，但可用磁倾角进行古纬度的恢复，计算所得古纬度为21.1°S(参考点：34.4°N，80.3°E)，在同一参考点(34.4°N，80.3°E)下与羌北地块早-中志留世具有相似的古纬度(24°S).

表2 华南、华北、塔里木及羌北地块早-中志留世古地磁极数据表Table 2 Early-Middle Silurian paleomagnetic poles for the South China block,North China block,Tarim block and North Qiangtang Terrane

从沉积学与古生物学角度来看，羌北地块奥陶纪至泥盆纪与华南地块西缘具有相似的沉积建造以及生物组合特征，二者均发育泥盆系覆盖于志留系之上的角度不整合，记录了相似的加里东期造山事件(崔建堂等，2006；夏军等，2006a，2009；Wang et al.,2013a;Yao and Li,2016)，表明羌北地块与华南地块在早古生代期间可能是紧密相连的，没有被截然分开过(王权等，2004)，与本文的古纬度结果相符合.综上，古地磁结果与地质证据均指示羌北地块在早-中志留世期间与华南地块距离接近并且具有一定的亲缘性.

一般认为，早古生代期间，组成冈瓦纳大陆的主要块体聚集在南半球(Huang et al.,2018)，包括现代的南美洲、非洲、南极洲、澳大利亚以及印度半岛和阿拉伯半岛等(Cocks and Torsvik,2002).青藏高原的羌南、拉萨和喜马拉雅地块均存在冈瓦纳大陆北缘泛非期岩浆活动记录(许志琴等，2005；李才等，2009；胡培远等，2010；刘一鸣，2017；贠晓瑞等，2019)，表明三者早古生代期间应位于冈瓦纳大陆北部边缘.拉萨地块古生代变质沉积岩地层碎屑锆石年龄以及Hf同位素研究结果表明，拉萨地块早古生代期间与澳大利亚具有亲缘性，位于澳大利亚板块西北部(Zhu et al.,2011).羌南地块早古生代浅变质沉积地层碎屑锆石年龄结果表明，早古生代期间羌南地块与冈瓦纳大陆喜马拉雅—印度板块具有亲缘性且与其北缘相邻(Metcalfe,2009；董春艳等，2011；Zhu et al.,2011;Usuki et al.,2013;Burrett et al.,2014;Dan et al.,2020).由于早古生代期间印支地块与华南地块和羌南地块具有共同的沉积学和动物化石记录以及相似的碎屑锆石年龄谱特征，因此印支地块早古生代可能位于华南地块西部与羌南地块之间(Wang et al.,2010;Cocks and Torsvik,2013).Sibumasu地块早-中志留世笔石(Panghkawkwo)的发现(Loydell and Aung,2017)，表明Sibumasu地块与冈瓦纳大陆和华南都具有亲缘关系.加之，其又与澳大利亚西北缘之间具有十分相似的早古生代碎屑锆石年龄分布特征(Dew et al.,2021)，因此Sibumasu地块可能位于华南与澳大利亚西北缘之间.

目前，冈瓦纳大陆普遍缺失志留纪古地磁数据(Domeier,2018)，我们难以直接利用古地磁数据将羌北地块与冈瓦纳大陆及其北缘地块进行对比分析.但羌北地块与冈瓦纳大陆北缘羌南地块之间早古生代的地层序列、生物组合、沉积建造及岩浆活动存在显著差异，表明羌北地块与冈瓦纳大陆北缘应该没有相连(李才等，2004a；程立人等，2007).同时，羌北地块南侧龙木措—双湖缝合带早古生代蛇绿岩的发现(李才等，2008a；王立全等，2008；胡培远等，2014；Zhai et al.,2007,2016)，进一步证实了早古生代期间，羌北地块与冈瓦纳大陆北缘之间以大洋相隔(图 7).

图7 早-中志留世羌北地块及其周缘块体古地理重建示意图(修改自Huang et al.,2018)KAZ：哈萨克斯坦；NCB：华北；T：塔里木；SCB：华南；Qa：柴达木；NQT：羌北；SQT：羌南；LH：拉萨；IC：印支；Si：滇缅泰马.Fig.7 Early-Middle Silurian palaeogeographic reconstruction of North Qiangtang Terrane and its surrounding blocks (modified from Huang et al.,2018)KAZ (Kazakhstan),NC (North China),T (Tarim),SC (South China),Qa (Qaidam),NQT (North Qiangtang Terrane),SQT (South Qiangtang Terrane),LH (Lhasa),IC (Indochina).Si (Sibumasu).

4 结论

本文报道了羌北地块早-中志留世灰岩沉积地层的古地磁新结果.获得了特征剩磁分量Ds=321.8°，Is=41.7°，α95=10.1°，N=8，得到了-55.3°N，163.3°E(dp/dm=7.6°/12.4°)的古地磁极位置和24.0°S的古纬度.结合板块重建、古生物学、沉积学及古地磁学证据，本文认为羌北地块在早-中志留世期间与华南地块位置接近，二者作为一个相对整体，独立存在于冈瓦纳大陆的印度板块北侧古大洋中.

致谢感谢北京大学黄宝春教授、长安大学赵杰博士、西北大学张东海博士在文章撰写过程中提出的宝贵意见；感谢尼玛师傅在野外采样过程中的帮助.