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0 引言
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Rodinia超大陆于新元古代中晚期发生裂解（王剑等，2001；李献华等，2012；杜远生等，2015；李献华，2021），并引发了全球范围内的多次冰期事件 （储雪蕾，2004）。因而该时期也被称之为成冰纪，主要发育Kaigas、Sturtian、Marinoan、Gasiers共4次冰期，其中 Sturtian 冰期与 Marinoan 冰期分布范围较广，冰川覆盖至赤道附近，因此又被称为雪球事件 （赵彦彦和郑永飞，2011；Hoffman et al.，2017；兰中伍，2023）。对应国际上的成冰纪，刘鸿允提出“南华大冰期”，指新元古代最早的冰期沉积与最晚的冰期沉积之间的所有沉积总和（刘鸿允等，1999），并于 2000 年由第三届全国地层委员会通过“南华系”称谓，指陡山沱组与青白口系之间的系级年代地层单位（尹崇玉和高林志，2013）。
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扬子板块是Rodinia超大陆的重要组成部分（Li et al.，2008；Dong et al.，2012；Zhao and Guo.， 2012）。前人研究多从岩浆岩的角度讨论扬子板块北缘的大地构造背景，例如新元古代中期扬子板块北缘岩浆岩构造背景关于地幔柱模型（李献华等， 2001，2012；徐学义等，2002； Li et al.，2008；Wang et al.，2008；Zou et al.，2020；李献华，2021）与板块俯冲模型（闫全人等，2004；李永飞等，2007；夏林圻等，2007；Wang et al.，2008）之间的争议，而基于沉积学的研究和讨论还很少（汪正江和储雪蕾， 2015）。较之扬子板块东南缘湘黔桂交界地区记录的大量完整、连续的南华纪沉积地层（张启锐等， 2006；尹崇玉和高林志，2013；林树基等，2013；汪正江等，2015；宋芳等，2016，2019），扬子板块北缘的南华纪地层发育却较为局限。这使得对扬子板块北缘南华纪地层的研究还很薄弱，对其地层特征、沉积环境及其构造背景也缺乏准确认知。
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本文在结合前人研究基础上，以扬子板块北缘镇巴小洋坝地区出露的南华纪沉积地层为研究对象，对其进行系统的地层学、岩相学、岩石地球化学与碎屑锆石 U-Pb 年代学研究，以限定研究区南华纪沉积地层的沉积时限及物源属性，探讨其沉积构造环境及构造背景，进而为扬子板块北缘地区及邻区南华纪时期的沉积环境与构造演化提供新的地质证据。
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1 区域地质概况及南华纪地层特征
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1.1 区域地质概况
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研究区位于南大巴山构造带北缘西段，属于扬子板块北缘与南秦岭构造带过渡的衔接部位（图1a，1b），其东侧为北大巴山构造带，西侧以近南北向的镇巴断裂为界与汉南—米仓山微地块相邻（图1 b）（裴先治等，2009；刘战庆等，2011；Gao et al.， 2020；Hui et al.，2020；Berkana et al.，2022）。
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扬子板块北缘由结晶基底、褶皱基底与沉积盖层组成（裴先治等，2009；甘保平等，2016；Berkana et al.，2022）。结晶基底主要以分布于碧口微地块中的新太古代—古元古代鱼洞子杂岩和出露于米仓山微地块中的后河杂岩为代表；褶皱基底主要以分布于汉中市南郑县碑坝地区的中元古代火地垭群、汉南微地块的新元古代西乡群、碧口微地块内的新元古代碧口群和横丹群、米仓山微地块的新元古代铁船山组及新元古代侵入岩为主；沉积盖层分布于基底岩系周围，发育南华系—震旦系至古生界、中新生界沉积地层，缺失泥盆系、石炭系（凌文黎等， 2002；徐学义等，2009；崔建堂等，2010；邓奇，2013； 敖文昊等，2014；甘保平等，2016；高峰，2020；Hui et al.，2020；惠博，2021；Berkana et al.，2022；成欢等， 2022；吴小伟等，2023）。
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南秦岭构造带以古元古代陡岭杂岩为结晶基底，新元古代以武当群与南华纪耀岭河群及侵入岩为主，震旦纪地层不整合覆盖于武当群与耀岭河群之上（敖文昊，2015；Berkana et al.，2022；贺帅， 2022）。大巴山构造带以巴山弧形断裂分为北大巴山构造带和南大巴山构造带（董云鹏等，2008）。北大巴山构造带由新元古代武当群和耀岭河群浅变质火山岩-火山碎屑岩与早古生代深水相沉积岩构成，并发育有一套碱性基性—超基性侵入杂岩；南大巴山构造带主要发育南华系、震旦系陡山沱组和灯影组、寒武系、奥陶系、志留系、二叠系、三叠系及侏罗系沉积盖层（胡健民等，2008）。
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镇巴断裂将研究区分为东侧的星子山地层小区与西侧的米仓山地层小区（王飞，2009），本文中实测地层剖面及采样位置均在星子山地层小区（图1c）。研究区内主要出露南华系、震旦系、寒武系、奥陶系、志留系、二叠系、三叠系、侏罗系等不同时代地层。其中南华系长安组、古城组、南沱组岩性以灰绿色含砾石英砂岩为主；南华系大塘坡组则主要以灰绿—紫红色薄层粉砂质泥岩为主。
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1.2 南华纪地层特征
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镇巴县小洋坝地区南华系出露完整，沉积连续，层序清楚，总厚度近 700 m，本文将其视为重点研究区，并选择了实测地层剖面位置。根据野外实测剖面观察到的沉积岩石组合特征，共实测了南华纪、震旦纪二个时代的地层，南华系与震旦系整合接触。其中南华纪地层自下而上出露有长安组、古城组、大塘坡组和南沱组（图1c）。
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根据野外实测剖面观察到的沉积岩石组合特征（图2），小洋坝剖面的南华纪地层划分如下：
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南华系总厚度691.43 m
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南沱组（Nh2n）厚度343.13 m
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28 灰色中薄层状细砂岩夹薄层状粉砂质泥岩，砂泥比3∶1 8.16 m
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27 深灰色厚层状含砾粗砂岩 8.76 m
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26 浅紫红色厚层块状细砾岩夹含砾粗砂岩，可见粒序层理、底冲刷构造 17.22 m
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25 灰色厚层块状含砾粗砂岩 244.35 m
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24 灰色中薄层状细砂岩 2.93 m
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23 灰色厚层状粗砂岩 32.45 m
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22 浅灰绿色中薄层状粉砂质泥岩 3.05 m
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21 灰色厚层状细砂岩 2.83 m
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20 灰色中厚层状含砾粗砂岩 2.85 m
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19 浅灰—灰色厚层块状砂砾岩 8.03 m
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18 灰—深灰色厚层含砾粗砂岩 12.5 m
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大塘坡组（Nh2d）厚度127.82 m
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17 紫红色薄层状粉砂质泥岩夹少量浅绿色粉砂质泥岩 8.75 m
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16 浅灰绿色薄层状粉砂质泥岩夹少量紫红色粉砂质泥岩 8.74 m
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15 紫红色中薄层状粉砂质泥岩夹灰绿色粉砂质泥岩，发育水平层理 60.36 m
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14 浅灰绿色中厚层状粉砂质泥岩、泥质粉砂岩 41.29 m
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13 紫红色中薄层粉砂质泥岩 8.68 m
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古城组（Nh1g）厚度87.03 m
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12 浅灰绿色中层状细砂岩 14.27 m
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11 浅绿色中厚层粗砂岩（偶含砾），发育粒序层理 36.32 m
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10 浅灰—灰色中薄层含砾细砂岩夹粉砂岩，发育平行层理 15.67 m
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9 浅灰绿色厚层块状含砾中砂—细砂岩 8.45 m
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8 浅灰绿色与红褐色相间中厚层细砂岩，发育平行层理 12.32 m
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长安组（Nh1ch）厚度133.45 m
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7 灰—浅灰色中薄层状粉砂岩夹泥质粉砂岩，发育水平层理 5.54 m
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6 浅灰绿色中厚层块状含砾中细粒砂岩 41.28 m
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5 灰—浅灰色厚层状含砾粗砂岩夹细砾岩，发育粒序层理 4.85 m
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4 灰绿色中薄层泥质粉砂岩，发育水平层理 15.23 m
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3 浅灰—浅灰绿色厚层—中厚层状粗粒长石砂岩，发育平行层理、包卷层理 37.53 m
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2 浅灰绿色薄层状粉砂岩，发育水平层理 7.42 m
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1 浅灰绿色厚层状细砂岩 21.60 m
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关岭组（T2g）灰—青灰色厚层状灰岩（未见底）
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图1 研究区地质图
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a—中国大地构造简图（据Li et al.，2022）；b—扬子板块北缘地质简图（据Zhao et al.，2022）；c—镇巴地区地质图及剖面、采样位置（据陈高潮等，2008①修编）；1—第四系；2—下侏罗统白田坝组；3—上三叠统须家河组；4—中三叠统关岭组；5—下三叠统嘉陵江组；6—下三叠统大冶组； 7—上二叠统吴家坪组；8—中二叠统阳新组和下二叠统梁山组并层；9—下志留统新滩组和下志留统龙马溪组并层；10—上奥陶统五峰组、中奥陶统宝塔组和下奥陶统大湾组并层；11—中奥陶统宝塔组和下奥陶统大湾组并层；12—下奥陶统大湾组；13—上寒武统娄山关组；14—中寒武统西王庙组；15—下寒武统清虚洞组；16—下寒武统石牌组；17—下寒武统牛蹄塘组；18—上震旦统灯影组； 19—下震旦统陡山沱组；20—南华系南沱组；21—南华系大塘坡组；22—南华系古城组；23—南华系长安组；24—断层；25—地层界线；26—平行不整合；27—地层产状；28—河流；29—剖面线；30—采样位置
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图2 镇巴小洋坝地区南华系地质剖面图
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1 —粉砂质泥岩；2—泥质粉砂岩；3—粉砂岩；4—长石砂岩；5—细砂岩粗砂岩；6—中砂岩；7—粗砂岩；8—含砾砂岩；9—砂砾岩；10—细砾岩； 11—断层破碎带；12—白云岩；13—灰岩；14—地层分界线；15—断层；16—采样位置及编号；17—同位素年龄样品采集点；18—砾石统计点； 19—中三叠统关岭组；20—南华系长安组；21—南华系古城组；22—南华系大塘坡组；23—南华系南沱组；24—震旦系灯影组；25—震旦系灯影组；26—寒武系牛蹄塘组；
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南华系长安组（Nh1ch）厚133.45 m，主体为一套浅灰绿色中厚层块状含砾砂岩、粗粒长石砂岩、细砂岩夹浅灰—灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩组合。长石砂岩层内发育平行层理（图3a），证明长安组沉积时水动力条件较强。长安组中下部长石砂岩层中发育包卷层理，表明沉积时受到水流改造与重力滑动的复合作用（图3b）。平行层理与包卷层理发育于同一层内，对应鲍玛序列 Tbc 组合。近顶部发育含砾砂岩层，层内砾石分选、磨圆度较差，大多为次棱角状，且砾石成分复杂，主要有花岗质、硅质、砂质等砾石，并可见递变层理，填隙物为粗砂岩（图3c），通过镜下观察（图3d），可见长安组砂岩为杂基支撑结构，杂基成分以黏土质矿物为主，且碎屑颗粒分选差。综合分析认为长安组为一套浊流-碎屑流沉积组合。
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图3 镇巴小洋坝地区南华系地层沉积构造及砂岩镜下照片
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a—长安组长石砂岩平行层理；b—长安组长石砂岩包卷层理；c—长安组含砾粗砂岩递变层理；d—长安组砂岩镜下照片；e—古城组粗砂岩递变层理；f—古城组细砂岩夹粉砂岩Tbd组合；g—古城组砂岩镜下照片；h—大塘坡组粉砂质泥岩水平层理；i—大塘坡组粉砂岩镜下照片；j—南沱组细砾岩粒序层理；k—南沱组细砾岩底冲刷构造；l—南沱组砂岩镜下照片
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南华系古城组（Nh1g）厚 87. 03 m，主体为一套浅灰绿色中厚层粗砂岩、中薄层含砾细砂岩夹粉砂岩、浅灰绿色中—中厚层细砂岩组合。古城组中上部粗砂岩层内发育递变层理（图3e），层理底部为含砾粗砂岩，向上变为不含砾的中砂岩；中部发育含砾岩层，发育块状构造，砾石含量约为55%~60%，粒径以 8~16 mm 为主，砾石分选、磨圆较差，且成分复杂，主要以花岗质、硅质、砂质等砾石为主；岩系中部细砂岩层发育平行层理，反映水动力条件较强，并可见鲍玛序列 Tbd 组合（图3f）。通过镜下观察，可见古城组砂岩为杂基支撑结构，杂基主要成分为黏土质矿物（图3g）。综合认为古城组为一套斜坡相浊流-碎屑流沉积组合。
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南华系大塘坡组（Nh2d）厚 127.82 m，岩性以紫红色中薄层状粉砂质泥岩夹灰绿色粉砂质泥岩为主，反映大塘坡组沉积时处于氧化环境。除中下部发育中厚层状粉砂质泥岩外，其余岩层均为薄—中薄层粉砂质泥岩，且发育水平层理（图3h），证明其沉积时水动力条件较弱。通过镜下观察，可见大塘坡组砂岩为孔隙胶结结构，胶结物主要成分为黏土质（图3i）。综合认定其为浅海陆棚相或远源浊积岩沉积。
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南华系南沱组（Nh2n）厚 343.13 m，主要以灰色厚层块状含砾砂岩、灰色厚层状粗砂岩为主。南沱组近顶部砾岩层内发育粒序层理（图3j）并可见底冲刷构造，通过测量基本层序（图4），可见厚层块状砾岩及正粒序层理，证明南沱组为重力流快速卸荷形成，其中底冲刷构造说明南沱组沉积时水动力条件较强。南沱组砾石分选、磨圆度较差，以次棱角状砾石为主；砾石成分复杂，主要有花岗质、硅质、砂质等成分的砾石，通过镜下观察，南沱组砂岩为杂基支撑结构（图3l），杂基成分主要为黏土质矿物。因此认为南沱组为斜坡相碎屑重力流沉积。
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图4 镇巴小洋坝地区南华系南沱组基本层序
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因含砾岩层中砾石未见擦痕、刻蚀面、压裂等沉积构造，因此南华系砂砾岩并非为一套冰碛岩。古城组与南沱组发育有含砾岩系，分选差、磨圆差，砾石成分复杂。长安组、古城组、南沱组顶部均发育有正粒序层理，长安组发育有包卷层理，南沱组可见底冲刷构造，证明南华纪地层沉积于较强的水动力环境，镜下特征显示南华系砂岩为杂基支撑。综合判定其为一套斜坡相浊流-碎屑流沉积组合（图5）。
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2 南华系碎屑组成特征
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2.1 砾石成分和结构统计分析
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镇巴小洋坝地区的南华系砾岩主要出露于南华系古城组和南沱组，砾石的成分和形态能反映砾石物源区的岩石类型和搬运距离。本文对古城组和南沱组砾岩分别进行砾石统计，每一个统计点选择 1 m×1 m 的范围，统计范围内砾石的成分、砾径、分选及磨圆度，砾径的统计单位为毫米。
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古城组为一套以浅灰绿色含砾砂岩为主的岩石地层单元（图6a，图6b），层厚87. 03 m。本文在该组中共选择了 6 个砾岩统计点进行砾石统计分析 （图7），其成分可分为 3类：以岩浆岩为物源的花岗质砾石；以沉积岩为物源的硅质、砂质、泥质、灰质、白云质砾石；以及石英质砾石。砾石分选性差，砾径以8~16 mm为主，个别砾石可达20 mm，砾石磨圆中等，以次棱角状—次圆状为主。
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从 A 至 F 点（图7），花岗质砾石的占比逐渐减少，但仍为统计数量最多的砾石，证明砾岩的主要物源为岩浆岩；硅质岩等沉积岩砾石占比逐渐增多，但各种砾石的含量变化并无统一规律，且在B、C 点并未统计到灰质、白云质砾石，证明沉积岩砾石的物源区并不统一。
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图5 镇巴小洋坝地区南华系地层柱状图
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砾石磨圆度主要以次圆状与次棱角状为主。次棱角状砾石占比最多且逐步增多，由 A 点的 45% 增加到 F 点的 66%。但花岗质砾石以次圆状为主 （占比 56%），而白云质、灰质砾石则以次棱角状为主（占比47%、77%），证明花岗质砾石由远源搬运而来，而大部分白云质、灰质等以沉积岩为物源的砾石为近源沉积。
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对砾石粒径进行分析，参考砾石长轴 Φ值公式 Φ＝-log2（x/x0）（x 为砾石长轴长度，x0为参考粒径，大小为 1 mm），统计结果为：Φ 值总体分布于-1~-8 之间，变化范围较大，证明分选较差；Φ 值在-3~-4 之间分布最多，即砾径长度为8~16 mm，与野外观察一致。从A至F点，Φ值的主要分布范围由-2~-3逐渐变化为-3~-6，表明砾石粒度逐渐变粗。
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南沱组为一套灰色含砾粗砂岩和细砾岩为主的岩石地层单元（图6c、图6d），层厚 343.13 m。本次在该组中共选择 5 个砾岩统计点进行砾石统计 （图8），其成分可分为 3类：以岩浆岩为物源的花岗质砾石；以沉积岩为物源的硅质、砂质、泥质、灰质、白云质砾石；以及石英质砾石。砾石总体分选性较差，砾径以4~8 mm为主，个别可达50 mm以上，砾石磨圆度以次棱角状为主，磨圆度与砾石本身能干性相关，能干性强的磨圆相对较好，能干性差的磨圆差。
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从A至E点，花岗质砾石的占比逐渐减少，但仍为统计数量最多的砾石，证明砾岩的主要物源为岩浆岩；硅质等沉积岩砾石占比逐渐增多，但各种砾石的含量变化并无统一规律，且在 A、E点并未统计到灰质、白云质砾石，B 点未统计到灰质砾石，D 点未统计到白云质砾石，证明沉积岩砾石的物源区并不统一。
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图6 镇巴小洋坝地区南华系砾岩及砾石照片
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a，b—古城组含砾砂岩中的砾石；c，d—南沱组含砾砂岩中的砾石
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圆状与棱角状砾石占比较少，砾石磨圆度主要以次圆状与次棱角状为主。次棱角状砾石占比最多，由A点的49%增加到C点的59%，证明砾石中大部分磨圆较差。花岗质砾石以次圆状为主（占比 61%），证明花岗质砾石经过一段距离的搬运，为周围构造单元岩浆岩的远源沉积；泥质、砂质砾石则以次棱角状为主（占比均为 60%），尤其棱角状砂质砾石占比 30%，证明大部分以沉积岩为物源的泥质、砂质砾石为近源沉积。
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对砾石粒径进行分析，统计结果为：砾径 Φ 值总体分布于-1~-7之间，证明砾石分选差；A至C点，砾石砾径 Φ 值在-2~-3 之间分布最多，即砾径长度为 4~8 mm，与野外观察一致；D 至 E点，砾石砾径 Φ 值在-3~-4 之间分布最多。从 A 至 E 点，Φ 值的主要分布范围由-2~-5逐渐变化为-3~-5，表明砾石粒度逐渐变粗。
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南沱组与古城组砾石统计特征相似但有些许差别：南沱组较古城组砾石中花岗质、硅质、石英质砾石含量更多，而砂质、白云质、泥质等砾石含量更少；南沱组砾石成熟度更稳定，次棱角状砾石约占 57%，而古城组中次棱角状少则占 45%，多则占 66%；古城组中砾石Φ值分布广，而南沱组砾石Φ更为集中，表明地层由老到新，砾石分选性与成熟度逐渐变好。
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2.2 砂岩碎屑骨架成分统计分析
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碎屑组分能够反映其源区性质并判别源区的构造背景。根据 Dickinson and Suczed. （1979）的碎屑骨架统计方法，选择杂基含量小于25%且平均粒度在中粒—粗粒的砂岩样品进行统计，每个样品统计骨架颗粒不少于300个。因此挑选南华系长安组 3件样品、古城组3件样品、大塘坡组2件样品、南沱组 5件样品，共 13件样品进行砂岩碎屑骨架成分统计，其镜下照片如图9所示，统计结果见表1（表中加粗部分为石英、长石、岩屑及单个样品内统计颗粒的总数）。
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图7 镇巴小洋坝地区古城组砾石成分和结构统计图
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图8 镇巴小洋坝地区南沱组砾石成分和结构统计图
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统计结果显示：长安组砂岩的3件样品中，石英含量介于 37%~42%，平均含量为 39%；长石含量介于23%~30%，平均含量为27%；岩屑含量介于33%~36%，平均含量为 34%；平均碎屑骨架成分为 Q39F27L34。古城组砂岩的3件样品中，石英含量介于 31%~36%，平均含量为 33%；长石含量为 30%；岩屑含量介于 34%~41%，平均含量为 37%，平均碎屑骨架成分为 Q33F30L37。大塘坡组的 2 件细—粉砂岩样品中，石英含量为 41%；长石含量为 30%；岩屑含量介于 28%~29%，平均含量为 29%；平均碎屑骨架成分为Q41F30L29。南沱组砂岩的5件样品中，石英含量介于 32%~39%，平均含量为 36%；长石含量介于 25%~33%，平均含量为 29%；岩屑含量介于 34%~36%，平均含量为 35%，平均碎屑骨架成分为 Q36F29L35。
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大塘坡组石英含量最多，而岩屑含量最少；古城组石英含量最少，岩屑含量最多；而长安组与南沱组介于其间。
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3 测试方法
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3.1 锆石U-Pb年龄测试方法
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首先将样品粉碎至 0.180~0.154 mm（80~100 目），并用常规磁选和重液方法将锆石分离，得到大于 200 粒锆石颗粒，然后在双目镜下随机挑选不同结构、粒径和外形特征各异的锆石作为测试对象，将锆石颗粒粘在双面胶上，并用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固定化后，利用砂纸等将锆石磨到内部暴露并且抛光，然后对锆石进行反射光、透射光照相以及阴极发光图像研究。力求避开内部裂隙、包裹体以及不同成因的区域，对不同大小、形态和结构锆石进行测试，以期获得更为准确的年龄信息。
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碎样及锆石挑选、锆石制靶、反射光与阴极发光（CL）显微照相在武汉上谱分析科技有限公司完成。单颗粒锆石原位 U-Pb同位素年龄分析在武汉上谱分析科技有限公司实验室的安捷伦电感耦合等离子体质谱仪（Agilent 7900）上测定，仪器为Thermo Fisher公司制造的Neptune，利用激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束直径一般为35 μm，锆石标样采用 GJ-1 标准锆石。后期数据处理采用 ICPMSDATACAL10.8 程序（Liu et al.，2008，2010） 和 Isoplot 宏程序（Ludwig.，2003）进行，利用208Pb校正法对普通铅进行校正（Andersen.，2002），以 NISTSRM610 玻璃标样作为外标计算锆石样品的 U-Th-Pb含量。
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图9 镇巴小洋坝地区南华系砂岩镜下薄片
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a—长安组砂岩；b—古城组砂岩；c—大塘坡组细-粉砂岩；d—南沱组砂岩； Q—石英；Pl—斜长石；Lv—火山岩岩屑；Ls—沉积岩岩屑；Lm—变质岩岩屑
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注：Q—石英；Qm—单晶石英；Qp—多晶石英；F—长石；P—斜长石；K—正长石；L—岩屑；Lv—火山岩岩屑；Ls—沉积岩岩屑；Lm—变质岩岩屑。
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3.2 砂岩地球化学样品测试方法
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镇巴小洋坝地区南华系砂岩主量元素和微量元素由武汉上谱分析公司完成。主量元素使用波长色散X射线荧光光谱仪（ZSXPrimusⅡ）进行分析，分析方法为波长色散 X 射线荧光光谱法，分析标准为《硅酸盐岩石化学分析方法第 28部分：16个主次成分量测定》（GB/T14506.28-2010）；稀土元素及微量元素由电感耦合等离子体质谱仪（Agilent 7700e） 进行分析，分析方法为《硅酸盐岩石化学分析方法》 （GB/T14506.30-2010）。
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4 南华系砂岩碎屑锆石 U-Pb 年龄
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4.1 样品描述
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本研究采集了小洋坝地区南华系长安组下部的细砂岩（ZB002-1）、古城组上部的含砾粗砂岩 （ZB003-4）和南沱组上部的含砾粗砂岩（ZB005-10） 3件同位素年龄样品作为研究对象。长安组细砂岩表面为灰绿色，细粒砂状结构，厚层状构造；碎屑成分（图3d）由石英、长石、岩屑组成，石英呈次棱角状 —次圆状；长石呈半自形板状，部分可见聚片双晶； 岩屑以火山岩岩屑为主，呈次圆状—次棱角状。古城组含砾粗砂岩表面为浅灰绿色，发育粒序层理，镜下可见碎屑结构（图3g），碎屑成分主要有石英、长石及岩屑，石英呈次圆状；长石呈粒状；岩屑以火山岩岩屑为主，呈次棱角状。南沱组含砾粗砂岩表面呈浅紫红色，发育粒序层理及底冲刷构造，碎屑成分（图3l）以石英、长石、岩屑为主，石英呈现半自形—他形粒状；长石以半自形板柱状为主；岩屑以火山岩岩屑为主，多数呈次棱角状。
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4.2 碎屑锆石特征
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样品中碎屑锆石均晶型较好，无色透明，粒径介于 50~140 μm，长宽比介于 1∶1~3∶1之间，锆石整体磨圆度较差，长柱状、短柱状及半截锥状均有发育（图10），基本无裂缝、无明显包裹体。挑选出的锆石绝大多数具有岩浆韵律的典型环带结构或明暗相间的条带状结构，属于岩浆锆石，且该类锆石环带结构和韵律结构均较窄，表现为长英质岩浆锆石的特征。
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图10 镇巴小洋坝地区南华系砂岩样品代表性碎屑锆石阴极发光图像及年龄值
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长安组细砂岩碎屑锆石样品（ZB002-1）的 Th 含量为 15.0×10-6~204.0×10-6，U 含量为 24.1×10-6~208.0×10-6，Th/U 比值为 0.39~1.38；古城组含砾粗砂岩样品 ZB003-4 的 Th 含量为 20.5×10-6~195.0× 10-6，U 含量为 19.5×10-6~190.0×10-6，Th/U 比值为 0.43~1.66；南沱组细砂岩样品ZB005-10的Th含量为 33.2×10-6~531×10-6，U 含量为 56.7×10-6~510× 10-6，Th/U 比值为 0.37~1.39，表现为岩浆锆石的特点（Hoskin and Ireland.，2000； Belousova et al.， 2002）（图11a~c）。
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如图11d~f，碎屑锆石的稀土元素配分模式图解也可以指示其成因，小洋坝地区南华系砂岩的碎屑锆石稀土元素配分图均显示轻稀土元素相对亏损、重稀土元素相对富集，且有明显的 Ce 正异常和 Eu 负异常的左倾模式，具有典型的岩浆锆石特征 （Belousova et al.，2002；Siebel et al.，2009）。
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图11 镇巴小洋坝地区南华系砂岩碎屑锆石成因类型判别图解（a、b、c）及碎屑锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（d、 e、f，球粒陨石数据据Sun and Mc Donough.，1989）
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4.3 碎屑锆石U-Pb年龄
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南华系碎屑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试数据详见附表2（电子版）。其中长安组样品 ZB002-1共完成测点80个，有效锆石颗粒（谐和度≥ 90%）77 颗（图12a、d），其中测点 08、12、14、15、19、 55、61、70的数据谐和度小于 95%，其他测点的数据谐和度均在 95% 以上。最年轻和最老的锆石年龄分别为 723 Ma 和 845 Ma，主要年龄峰值为 768 Ma，次要年龄峰值为820 Ma。
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古城组样品ZB003-4共完成测点80个，有效锆石颗粒（谐和度≥90%）78 颗（图12b、e），其中测点 35、45、68、72 的数据谐和度小于 95%，其他测点的数据谐和度均在 95% 以上。最年轻和最老的锆石年龄分别为 667 Ma 和 995 Ma，主要年龄峰值为 764 Ma，次要年龄峰值为825 Ma。
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南沱组样品 ZB005-10 共完成测点 80 个，有效锆石颗粒（谐和度≥90%）73 颗（图12c、f），其中测点 14、28、36、51、52的数据谐和度小于 95%，其他测点的数据谐和度均在 95% 以上。最年轻和最老的锆石年龄分别为 638 Ma 和 912 Ma，主要年龄峰值为 858 Ma，次要年龄峰值为643 Ma，再次为732 Ma。
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综上所述，长安组样品获得的最小年龄为 723 Ma，南沱组样品获得的最小年龄为 638 Ma，证明小洋坝地区的长安组最早于723 Ma开始沉积、南沱组最早于638 Ma开始沉积。
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5 南华系砂岩岩石地球化学特征
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5.1 主量元素特征
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镇巴小洋坝地区南华系碎屑岩中共采集长安组样品6个，古城组样品4个，大塘坡组样品5个，南沱组样品 8 个，碎屑岩样品主量元素数据特征见附表3（电子版）。干体系换算后，小洋坝地区长安组砂岩的 SiO2 含量介于 64.30%~74.64%，平均值为 69. 01%，古城组、大塘坡组、南沱组砂岩的SiO2含量平均值分别为 73.47%、62.50%、75.38%，表明样品中富硅矿物石英的含量偏高。
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SiO2/Al2O3比值可以判定成分成熟度。长安组 Al2O3 含量介于 13.54%~16.58%，平均值为 15. 05%，古城组、大塘坡组、南沱组 Al2O3含量平均值分别为 13.89%、18.93%、11.81%，表明样品中富硅铝矿物含量较高。长安组 SiO2/Al2O3 比值介于 3.88~5.51，平均值为4.63，证明砂岩的成分成熟度较高；古城组 SiO2/Al2O3比值介于 4.5~5.8，平均值为5.3，证明砂岩的成分成熟度较低；大塘坡组SiO2/ Al2O3比值介于 2.94~3.88，平均值为 3.35，证明砂岩的成分成熟度较高；南沱组 SiO2/Al2O3比值介于 4.3~12.8，平均值为7.1，证明成分成熟度较低。长安组 MgO 含量介于 1.48%~4. 07%，平均含量为 2.88%；CaO 含量介于 0.53%~1.56%，平均含量为 0.97%；古城组、大塘坡组、南沱组的 MgO 平均含量分别为 1.68%、3. 05%、1.67%；CaO 平均含量分别为 0.69%、0.97%、0.73%。二者证明样品中碳酸盐岩提供的碎屑物质较少。长安组 Na2O 含量介于 3.84%~5. 02%，平均含量为 4.54%；K2O 含量介于 2.06%~2.82%，平均含量为 2.40%；Na2O/K2O 比值介于1.36~2.43，平均值为1.95，古城组、大塘坡组、南沱组的 Na2O/K2O 比值平均值分别为 1.92、0.84、 1.21，变化范围较小，证明受到了低程度的淋滤作用。
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图12 镇巴小洋坝地区南华系砂岩碎屑锆石U-Pb年龄谐和图（a、b、c）及年龄分布直方图（d、e、f）
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在Al2O3-Fe2O3和Al2O3-SiO2判别图解中（图13），南华系砂岩样品均落于长石类矿物和石英类矿物区域中，证明其沉积物源的属性为中酸性岩，与砾石统计中占比最多的花岗质砾石相对应。
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图13 镇巴小洋坝地区南华系砂岩Al2O3-Fe2O3（a）及Al2O3-SiO2图解（b，底图据Bailey，1981）
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5.2 稀土元素及微量元素特征
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南华系砂岩样品稀土元素及微量元素数据见附表1和附表3（电子版）。小洋坝地区南华系砂岩稀土元素总量 ΣREE 为 53. 08×10-6~192. 09×10-6，平均值为 106. 08×10-6；LREE 值介于 42. 02×10-6~167.37×10-6，平均值为 92. 08×10-6；HREE 值介于 20.12×10-6~82.89×10-6，平均值为 14.24×10-6； LREE/HREE 比值介于 1.15~2.93，平均值为 2. 05，低于上地壳 LREE/HREE 比值 9.33，反映源区壳内分异程度较高。据球粒陨石标准稀土元素（REE）配分曲线显示（图14a），小洋坝地区南华系砂岩富集轻稀土元素，重稀土元素较平坦，各组样品的 REE 配分曲线形态相似，表明沉积物具有同源性；（La/ Yb）N值介于3.44~9.40，平均值为6.79，轻稀土元素分馏较强。δEu介于0.68~1.27，平均值为0.83；δCe 介于0.87~1. 07，平均值为0.98，说明小洋坝地区南华系碎屑岩为 Eu 负异常和 Ce 负异常，证明南华系砂岩的母岩原始物质来自上地壳的长英质岩石。在上地壳标准化微量元素模式图中（图14b），曲线形态相似，富集 Ba、Rb、Li等元素，亏损 Sr、Tb、Ta等元素，总体与上地壳的微量元素特征相似，指示其母岩为上地壳岩石。
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6 讨论
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6.1 沉积时限
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为有效限定小洋坝地区南华系的沉积时限，本文将获得的碎屑锆石年龄与前人在邻区内获得的南华纪沉积地层年代学资料进行比较：前人于碧口微地块内获得了红岩沟地区南华系碎屑锆石 U-Pb 年龄920~750 Ma，最小年龄峰值为795 Ma（毛帆等， 2021）；华严寺地区南华系碎屑锆石年龄 2383~706 Ma，最小年龄峰值为 711 Ma（杨再兵等，2022）。勉略构造带内，前人获得了火神庙地区南华系变质沉积地层碎屑锆石 U-Pb 年龄为 932~723 Ma，最小年龄峰值 725 Ma（苏朕国等，2019）；三岔子地区南华系变质地层碎屑锆石 U-Pb年龄为 2824~678 Ma，最小峰值年龄 725 Ma（弓晨等，2019）；五郎坪—天门山地区南华系变质地层碎屑锆石 U-Pb 年龄为 2563~736 Ma，最小年龄峰值 742 Ma（王昭阳等， 2022）。在城口地区，前人获得了与南华系同时代耀岭河群沉积岩碎屑锆石 U-Pb年龄 1000~600 Ma，最小峰值年龄730 Ma（Huang et al.，2021）。
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图14 镇巴小洋坝地区南华系砂岩稀土元素球粒陨石标准化配分图（a，球粒陨石数据据Boynton，1984）和上地壳标准化微量元素模式图（b，上地壳标准化数据引自Taylor and McLenna.，1985）
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本研究获得的小洋坝地区南华系长安组细砂岩（ZB002-1）的碎屑锆石年龄为 845~723 Ma，最小年龄值为 723 Ma，年龄峰值为 768 Ma；古城组含砾粗砂岩（ZB003-4）的碎屑锆石年龄为 995~667 Ma，最小年龄值和最小年龄峰值为 667 Ma；南沱组细砂岩（ZB005-10）的碎屑锆石年龄为912~638 Ma，最小年龄值为638 Ma，最小年龄组峰值为643 Ma。
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综上所述，前人获得的南华系年龄与本次研究获得碎屑锆石年龄范围相近、峰值相似，证明这些地区沉积地层的时代具有一致性。前人对 Sturtian 冰期与 Marinoan 冰期的界线进行了大量的讨论，认为 Sturtian冰期的开始时间为约 717 Ma，终止于 659 Ma，Marinoan 冰期于 649~639 Ma 开始，终止于 635 Ma（赵彦彦和郑永飞，2011；兰中伍，2023），也对南华系顶底界年龄做出了大量讨论，认为南华系底界年龄为 720 Ma，顶界年龄为 635 Ma（张启锐，2010； 尹崇玉和高林志，2013；Gao et al.，2020；Hui et al.， 2020；兰中伍，2023），这与研究区获得的长安组最小年龄值 723 Ma、南沱组最小年龄值 638 Ma 相近。因此认为镇巴小洋坝地区南华系底界年龄应为720 Ma，顶界年龄应为635 Ma。
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6.2 沉积环境与古气候分析
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CIA 指数由 Nesbitt and Young（1982）提出，为指示碎屑岩源区岩石风化程度的化学蚀变指数 （Nesbitt and Young，1982；冯连君等，2006；李明龙等，2019）。CIA 值的范围为 50~100，50 代表岩石未经历化学风化，而 100 代表岩石经历了完全化学风化。当CIA值介于85~100，代表强风化，表明沉积环境为炎热潮湿的热带环境；介于65~85，代表中等风化，表明沉积环境为温暖湿润气候；介于 50~65，代表弱风化，表明沉积环境为寒冷干燥气候（冯连君等，2006；李明龙等，2019）。研究区内南华系长安组 CIA 值介于 54.6~58.2；古城组 CIA 值介于 54.3~57.4之间；大塘坡组样品的 CIA 值介于 59.4~69.4； 南沱组 CIA 值介于 55.7~67.5，平均值为 60. 0（图15）。证明长安组、古城组沉积时为寒冷干燥的气候环境，大塘坡组沉积时为温暖湿润的气候环境，南沱组沉积时仍为寒冷干燥的气候环境。结合前文沉积相判定、砾石统计结果及沉积时限的讨论，认为长安组、古城组沉积于 Sturtian 冰期，南沱组沉积于 Marinoan 冰期，是冰川融化后由冰水远距离搬运的重力流沉积。
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在沉积过程中，为消除 K、Na、Ca元素对原岩的影响（冯连君等，2006；李明龙等，2019），Harnois （1988）提出了化学风化作用指数（CIW值）。CIW值越高，表明源区的沉积环境越温暖潮湿，风化程度越强；CIW值越低，则表明源区的沉积环境越寒冷干燥，风化程度越弱（Xu et al.，2018；李明龙等， 2019）。长安组、古城组、大塘坡、南沱组样的 CIW 值分别为60.1~64.4、60.4~64.4、68.6~79.5、62. 0~75.7。在地球化学古气候指标与再旋回判别图解中，长安组与古城组样品落于弱风化区域（图15），而大塘坡组与南沱组部分样品落于中等风化区域，与CIA值的判别结果相符。
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CIW值仅是CIA值的计算中去除了K2O，并未考虑钾长石中的 Al 元素。因此无论是否经历风化作用，母岩中富集钾长石样品的 CIW 值都偏高。因此，Fedo et al（1995）提出斜长石蚀变指数（PIA值），其计算公式为：[（Al2O3-K2O）/（CaO*+Na2O+Al2O3-K2O）]×100%。PIA＜70 时，为弱风化；PIA＞70 时，为中等风化。长安组的PIA值介于55.7~59.9；古城组样品的PIA值介于55.3~59.5；大塘坡组PIA值介于 63. 0~76. 0；南沱组样品的 PIA 值介于 57.2~72.3。进一步印证了南华系长安组、古城组与南沱组沉积时为弱风化的寒冷干燥的气候环境，大塘坡组沉积时为温暖湿润的气候环境。CIW 值、PIA 值与CIA值演化趋势一致，反映出研究区南华纪时期，古气候由寒冷干燥-温暖湿润-寒冷干燥的演化趋势，与两次冰期演化趋势相符。
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图15 镇巴小洋坝地区南华系砂岩样品地球化学古气候指标与再旋回判别图
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A-CN-K图解中（图16a），南华系砂岩整体落于弱风化与中等风化之间，与上述判定结果一致，且具有从花岗闪长岩到白云母的演化趋势，指示风化阶段由斜长石演化为黏土矿物。
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成分变异指数 ICV 的计算公式为 ICV=（Fe2O3+ K2O+CaO*+Na2O+MgO+MnO+TiO2）/Al2O3，当 ICV＞1 时，代表构造活动的首次沉积；当ICV＜1时，代表再次沉积（Cox et al，1995）。长安组样品 ICV 值介于 1.25~1.67，代表长安组为首次沉积；古城组样品 ICV 值介于 1.15~1.52，代表古城组为首次沉积；大塘坡组样品 ICV 值介于 0.98~1.56，平均值为 1.27，证明其为首次沉积；南沱组 ICV 值介于 1.16~1.56，代表南沱组为首次沉积。Th/Sc-Zr/Sc 图解中（图16b），南华系砂岩样品与成分演化的线性关系较弱，进一步证明研究区经历了较弱的再循环作用。
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6.3 物源分析
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研究区南华纪地层的砾石分选差、磨圆差，主要成分有花岗质砾石与硅质、石英质砾石及少量灰质与白云质砾石，证明南华系物源存在多样性，主要物源为邻区岩浆岩，而碳酸盐岩砾石可能来自火地垭群内的碳酸盐岩。通过对南华系砂岩样品进行主微量元素分析，其结果证明南华系砂岩的母岩原始物质来自上地壳的长英质岩石。南华系碎屑锆石磨圆较差，整体为次棱角状—次圆状。碎屑锆石 U-Pb年龄谐和分布图与分布直方图也呈现较为集中的特点，说明南华系砾岩为近源堆积。对南华系砂岩源岩属性进行判别（图17），南华系砂岩样品大部分落于长英质物源区域，证明源岩为长英质岩石。表明研究区内砂岩的源岩为近源堆积的长英质岩石，为邻区新元古代中酸性岩浆岩。
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图16 镇巴小洋坝地区南华系砂岩A-CN-K图解（a，底图据Nesbitt and Young，1984；Fedo et al.，1995）与南华系砂岩 Th/Sc-Zr/Sc图解（b，底图据McLennan et al.，1993）
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Pl—斜长石；K-sp—钾长石；Ka—高岭土；Chl—绿泥石；Gi—水铝矿；Sm—蒙脱石；Il—伊利石；Ms—白云母
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图17 镇巴小洋坝地区南华系砂岩源岩属性判别图（底图据Bhatia，1983）
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在碎屑沉积岩源区构造背景 Qt-F-L、Qp-Ls-Lv判别图解中，南华系砂岩样品全部落入岛弧范围内（图18a，18b）；Qm-P-K 图解中，南华系砂岩样品落入环太平洋火山-深成岩物源区（图18c），证明南华系砂岩的主要物源为岩浆弧。
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在 La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10 三角图解（图19）中，南华系砂岩样品大多分布在大陆岛弧区域内，即研究区内南华系砂岩源区的构造环境为大陆岛弧环境。
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研究区南华系砂岩碎屑锆石 U-Pb年龄均属于新元古代，由碎屑锆石的形态特征、稀土元素球粒陨石标准化配分模式图及 Th/U 比值可知其均为岩浆锆石。其中属于新元古代早期的锆石 U-Pb年龄峰值为995~820 Ma。
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受Rodinia超大陆聚合和裂解的影响，新元古代时期扬子板块北缘汉南—米仓山微地块内发育了一系列岩浆事件（凌文黎等，2001，2006；赵凤清等， 2006；徐学义等，2009；李婷，2010；Dong et al.， 2012；敖文昊等，2014；甘保平等，2016；段博林等， 2018；郑光高等，2019）。汉南—米仓山微地块记录了新元古代早中期岩浆事件：汉南微地块内获得西乡群孙家河组流纹岩年龄（833±5）Ma（徐学义等， 2009）、英安岩年龄（833±5）Ma（夏林圻等，2009；崔建堂等，2010），西乡县龙王塘地区辉长岩年龄 （863.6±4.4）Ma、花岗岩脉年龄（863.6±3.8）Ma（郑光高等，2019）；望江山岩体闪长岩年龄（819±10）Ma （Zhou et al.，2002）；毕机沟花岗闪长岩年龄 （822.3±6.4）Ma（段博林等，2018）；黄官正长花岗岩年龄（814±25）Ma（敖文昊，2015）。米仓山微地块内获得光雾山正长花岗岩年龄（836±8）Ma（潘伟奇， 2018；魏国安等，2019）；喜神坝黑云母花岗岩年龄（886.5±6.8）Ma（敖文昊，2015）；碑坝杂岩体花岗闪长岩年龄（863±10）Ma（Zhou et al.，2002；凌文黎等， 2006）。
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图18 镇巴小洋坝地区南华系砂岩Dickinson判别图解（底图据Dickinson，1985）
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Qt—石英；Qm—单晶石英；Qp—多晶石英；F—长石；P—斜长石；K—正长石；L—岩屑；Ls—火山岩岩屑；Ls-沉积岩岩屑
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图19 镇巴小洋坝地区南华系砂岩微量元素构造环境判别图解（底图据Bhatia and Crook，1986）
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A—大洋岛弧；B—大陆岛弧；C—活动大陆边缘；D—被动大陆边缘
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研究区内南华系获得的新元古代中晚期的锆石 U-Pb年龄峰值为 764~643 Ma。研究区西侧的汉南—米仓山微地块均发育新元古代中晚期岩浆事件。汉南微地块内获得西乡群三郎铺组凝灰岩年龄（760.4±4.5）Ma（邓奇，2013）；五堵门复式花岗岩体英云闪长岩年龄（789±10）~（764±12）Ma（赵凤清等，2006；凌文黎等，2006）、花岗闪长岩年龄（735± 8）Ma（Zhou et al，2002）；黄官花岗岩体中的二长花岗岩年（777±8）Ma（Dong et al.，2012）；祖师店奥长花岗岩年龄（728±3）Ma（敖文昊等，2014）。米仓山微地块内获得了碑坝正长花岗岩年龄（745±11）Ma、石英闪长岩年龄（774±37）Ma（李婷，2010）；坪河二长花岗岩年龄（742±6）Ma（甘保平等，2016）。
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长安组、古城组、南沱组碎屑锆石 U-Pb年龄测点各80个（附表2），其中长安组碎屑锆石U-Pb年龄大于 800 Ma 的测点共 13 个，古城组大于 800 Ma 的测点共20个，而南沱组大于700 Ma的测点共55个。结合图12可知，由长安组到南沱组，其碎屑锆石U-Pb年龄中更为古老的锆石占比逐渐增加，即年轻的地层反而含有更多古老的锆石。证明物源区的剥蚀程度逐渐增强，使更多古老锆石出露于地表并被搬运至研究区内沉积，形成于地层顺序相反的倒序，更从侧面反映研究区的物源主要来自附近的岩浆岩。
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综上所述，汉南—米仓山微地块的新元古代岩浆事件与研究区获得的南华系碎屑锆石年龄信息有良好的对应关系，综合砾石成分和结构统计分析、砂岩碎屑组分和微量元素判别分析，认为汉南 —米仓山微地块新元古代岩浆岩为研究区南华系的主要物源。
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6.4 地质意义
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近年来，众多学者对分布于扬子板块北缘的岩浆岩进行岩石学、岩石地球化学及锆石 U-Pb 年代学等方面的研究，这对研究扬子板块北缘新元古代时期的构造演化过程有重要意义，对于新元古代早中期（950~835 Ma）形成的岩浆岩被普遍认为形成于与俯冲相关的岛弧环境（Ling et al.，2003；Dong et al.，2012；甘保平，2017；潘伟奇，2018；Zhao et al.， 2018；高峰，2020）。
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对于新元古代中期（835~720 Ma）的构造背景尚存在争议，主要存在岛弧与地幔柱两种观点。部分学者认为形成于新元古代中期的岩浆岩与两期地幔柱作用相关，该时期岩浆岩具有双峰式火山岩特征，形成于大陆裂谷（李献华等，2001，2012；李献华，2021）。然而，新元古代中期扬子板块北缘的岩石组合与构造背景十分复杂，并非为简单的裂谷环境；此外，双峰式火山岩亦可出现于弧后盆地、造山后伸展等构造环境（王焰等，2000；Luo et al.，2018）。 872~742 Ma期间，米仓山微地块产生了大量形成于俯冲挤压环境、具有岛弧性质的岩浆岩；随后在 845~746 Ma期间，汉南微地块同样产生了具有岛弧性质的岩浆岩，即米仓山与汉南微地块先后因洋壳俯冲形成陆缘弧。而在776~742 Ma期间，米仓山微地块产生的岩浆岩形成于弧后盆地环境，例如前文中提到出露于坪河、黄官、祖师店等地区的岩浆岩均形成于伸展环境（敖文昊等，2014；甘保平，2017； 潘伟奇，2018）。综上所述，新元古代中期扬子板块北缘仍为俯冲环境，形成于裂解环境的岩浆事件可能与弧后伸展作用的构造过程有关（Dong et al.， 2012；Gao et al.，2020）。
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在新元古代中晚期（720~635 Ma），扬子板块北缘及周边地区报道了大量形成于伸展背景下的构造岩浆事件。汉南—米仓山微地块内，西乡地区的正长花岗岩（707±20） Ma、喜神坝地区的二长花岗岩（706±9） Ma，其形成环境均指示了裂解构造背景 （Dong et al.，2012）。新元古代初期，南秦岭造山带为扬子板块北缘的组成部分，发育的岩浆事件具有与扬子板块北缘相似的构造演化环境（凌文黎等， 2010）。武当地区获得的耀岭河群玄武岩（644±7） Ma、（663±5） Ma 形成于板内拉张环境（Zhao et al.， 2022），凌文黎等（2007）于武当地区郧阳区桂花乡、竹山县德胜铺采集的耀岭河群基性火山岩（685±5） Ma 与基性侵入岩（679±3） Ma 形成于拉张裂谷环境，邓乾忠等（2016）于湖北郧阳区高庙村获得的耀岭河群基性火山岩（636.1±6.1）Ma、（645.2±9）Ma 为裂谷环境的产物，即新元古代中晚期扬子板块北缘为伸展裂解的构造背景。
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在新元古代中晚期伸展裂解背景下，扬子板块北缘及周缘地区存在大量的沉积事件：如碧口微地块的南华纪沉积地层（毛帆等，2021；杨再兵等， 2023），勉略构造带内的关家沟组（弓晨等，2019；苏朕国等，2019）等。研究区内获得的南华系碎屑锆石 U-Pb 年龄与前人获得的碎屑锆石年龄特征相似、峰值相近，证明它们拥有相似的构造演化历程。结合区域构造演化、前人对该区域沉积地层的研究以及碎屑锆石近源快速堆积的特征，综合研究认为镇巴小洋坝地区南华系沉积事件对应了新元古代晚期扬子板块北缘后碰撞-裂解沉积阶段，为汉南 —米仓山及邻区新元古代中晚期岩浆岩在边缘裂谷环境中快速堆积形成。
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7 结论
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（1）南华系碎屑锆石 U-Pb 测年分析获得的长安组、古城组和南沱组最小碎屑锆石年龄分别为 723 Ma、667 Ma、638 Ma。结合区域资料，认为小洋坝地区南华系沉积地层的沉积时限约为 720~635 Ma。
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（2）南华系砂岩中砾石成分复杂，主要以花岗质砾石为主，其碎屑组分中石英占比最多。主微量元素特征、碎屑锆石特征及砂岩判别图解共同证明其物源为中酸性岩浆岩，结合碎屑锆石 U-Pb 年龄及区域资料，认为南华系主要物源为扬子板块北缘汉南—米仓山微地块新元古代中酸性岩浆岩。
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（3）镇巴小洋坝地区南华系砂岩 CIA、CIW、PIA及 ICV 指数判别结果显示，长安组、古城组、南沱组沉积于寒冷干燥的气候环境，而大塘坡组沉积于温暖湿润的气候环境；结合砾石统计与沉积相判定，认定南华系砂岩沉积于冰川融化后由冰水远距离搬运的重力流沉积环境。
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（4）镇巴小洋坝地区南华纪沉积事件可能对应了新元古代中晚期扬子板块北缘地区的后碰撞-裂解阶段，为汉南—米仓山及邻区新元古代中晚期岩浆岩在边缘裂谷环境中快速堆积形成，亦是Rodinia 超大陆裂解在该地区的沉积响应。
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注释
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摘要
扬子板块北缘镇巴小洋坝地区出露了一套完整的南华纪沉积地层，分析其沉积时限、沉积环境及物源示踪对扬子板块北缘新元古代中晚期沉积-构造演化具有重要意义。本文对陕南镇巴小洋坝地区南华系砂岩样品进行碎屑锆石U-Pb测年分析，化学蚀变指数（CIA）、化学风化指数（CIW）、斜长石蚀变指数（PIA）、成分变异指数（ICV）判别及物源分析。结果显示小洋坝地区南华系的沉积时限应为 720~635 Ma。长安组、古城组、南沱组沉积于寒冷干燥气候，而大塘坡组沉积于温暖湿润气候。其物源区主要为扬子板块北缘汉南—米仓山微地块。研究区南华系对应了新元古代中晚期扬子板块北缘地区的后碰撞-裂解阶段，是新元古代中晚期Rodinia超大陆裂解在该地区的沉积响应。
Abstract
A complete set of Nanhuaian sedimentary strata is exposed in the Zhenba Xiaoyangba area at the northern margin of the Yangzi Plate， and the analysis of its depositional timeframe， depositional environments， and source tracing are of great significance for the Middle and Late Neoproterozoic sedimentary-tectonic evolution at the northern margin of the Yangzi Plate. The U-Pb dating analysis of detrital zircon， chemical alteration index （CIA）， chemical weathering index （CIW）， plagioclase alteration index （PIA）， compositional variability index（ICV）， and source analysis of the sandstone samples from the Zhenba Xiaoyangba area， southern Shaanxi Province， were car- ried out. The results show that the depositional time of the Nanhua System in the Xiaoyangba area should be 720- 635 Ma. The Chang'an Formation， Gucheng Formation， and Nantuo Formation were deposited in a cold and dry climate， while the Datangpo Formation was deposited in a warm and humid climate. The source area is mainly the Hannan-Micangshan micro-massif at the northern margin of the Yangtze Plate. The Nanhua System in the study area corresponds to the post-collisional rifting stage of the northern margin of the Yangtze Plate in the Late Neoproterozoic， and it is the depositional response of the breakup of the Rodinia supercontinent in this area in the Late Neoproterozoic.
关键词
扬子板块北缘 ； 南华系 ； 碎屑锆石U-Pb年龄 ； 碎屑物源 ； 构造演化
