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0 引言
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新元古代晚期，南华纪以全球气候巨变、低纬度冰川广泛分布为特点，国际上又称之为“成冰纪”。南华系在中国的扬子分区有着广泛发育与分布。除去冰成岩外，还有碎屑岩类的砂岩、页岩、凝灰岩以及少量的浅变质沉积岩与火山熔岩。
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但对于南华系底界年龄问题，国内一直争议不断，存在以下几种不同认识：（1）以相当于Sturtian冰期的江口组下界年龄作为南华系的底界年龄（张启锐和储雪蕾，2006；张启锐等，2008）；（2）以 “Rodinia”超大陆裂解事件的起始界面作为南华系的底界（王剑等，2003；王剑，2005）；（3）由于板溪群及相当层位属裂谷盆地早期快速充填的复理石夹火山碎屑岩建造，与寒冷气候无关且不同步，建议另建新系介于南华系和青白口系之间（王鸿祯， 1986；汪正江，2008）。
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为确定南华系的底界年龄，众多学者通过对南华系碎屑锆石年龄进行了大量的研究，主要年龄观点有：约 780 Ma、约 760 Ma和约 720 Ma（高林志等， 2013；孙海清等，2014；刘建清等，2015；崔晓庄等， 2016），但近年来，随着定年技术不断地改进以及对南华系早期地层的化学蚀变指数的研究越加深入，众多学者在南华系早期地层中获得了可靠准确的定年数据，如：兰中伍等（2014）在桂北拱洞组顶部凝灰岩层获得了可靠的、精度较高的测年结果，测年结果分别为约（715.9±2.8） Ma 和约（716.3± 3.4） Ma，该年龄与修订后的国际年代地层表（2015 年版）中的成冰系 Sturtian 冰期底界年龄约 720 Ma 大致相当，因此越来越多的学者开始认为南华系底界年龄应为约 720 Ma 而并非原先所认为的约 760 Ma和约 780 Ma。
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陕南镇巴地区大地构造位置属于扬子地块北缘、四川盆地东北部边缘及北大巴山交接地区，东侧为南秦岭北大巴山构造带，西侧为扬子地块北缘汉南—米仓山微地块，其大地构造位置非常特殊，横跨扬子地块和秦岭造山带两大构造单元（图1a，张国伟和孟庆任，1995；张国伟，2015），地质情况较为复杂。陕南镇巴地区的南华系沉积地层最初是作为震旦系下统进行研究的，其研究历史可以从20 世纪 60 年代开始，在 1966 年陕西区测队编绘的 1∶20万地质图上，震旦系划分很粗略且下震旦统并没有进一步划分和命名地层单位，只有上统划分为陡山沱组和灯影组（陕西省地质局区域地质测理队，1966①）。1989 年陕西省地质矿产局在《陕西省区域地质志》中，上震旦统还是延续以前的划分，下统没有命名统称下震旦统（陕西省地质矿产局， 1989）。1998 年陕西省地质矿产局在《陕西省岩石地层》中将下震旦统划分出了莲沱组和南沱组（陕西省地质矿产局，1998）。2008 年陕西省地质调查院与长安大学合作进行了镇巴地区 1∶5 万地质填图，将镇巴地区南华系依据区域地层对比进一步划分为莲沱组（长安组）、古城组、大塘坡组和南沱组。镇巴穿心店地区出露了层序较为完整的南华系—震旦系沉积地层，前人对镇巴及邻近地区的研究主要集中于震旦系沉积环境分析研究以及区域构造分析 （裴先治等，2009；李瑞保等，2010；刘战庆等，2011； 张忠义，2019），而对于南华系沉积地层的沉积环境和物源分析研究较少，对此本文选取镇巴穿心店地区南华系沉积地层作为研究对象并对其进行系统的碎屑岩岩石学、岩石地球化学与LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究，以限定其沉积时限及物源特征，探讨其形成的构造背景进而为扬子地块北缘及邻区新元古代晚期的构造演化过程提供有效地质证据。
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1 区域地质概况及南华系沉积地层特征
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1.1 区域地质概况
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扬子地块北部前寒武纪地质记录完备，其中太古宙—古元古代基底岩石主要为分布于扬子地块北缘峡东地区的崆岭杂岩、钟祥杂岩，以及分布于扬子地块西北缘碧口地区的鱼洞子杂岩和米仓山地区的后河杂岩（何政伟等，1997；马大铨等，1997； 凌文黎等，1998；Wu et al.，2012；Wang et al.， 2013）。扬子地块北部中元古代地层出露较少，在北缘、西北缘地区可见少量中元古代沉积地层出露，自东北向西南，包括随州地区打鼓石群、神农架地区神农架群和米仓山地区火地垭群（Zhao and Cawood，2012；汪正江等，2015；耿元生等，2017）。
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扬子地块北部新元古代地层以侵入杂岩体和火山-沉积岩系为主，且主要分布于扬子地块西北缘及南秦岭构造带内。其中扬子地块西北缘火山沉积岩系以汉南地区的三花石群和西乡群、米仓山地区的铁船山组和碧口地区的碧口群、横丹群等为代表（裴先治，1989；张国伟等，1995；张宗清等， 2002；Dong et al.，2011，2012），侵入杂岩体则主要出露于汉南—米仓山地区，在碧口地区和龙门山构造带内也有少量分布（凌文黎等，2006；Xiao et al.， 2007；Wang et al.，2012；李佐臣等，2013）。此外，扬子地块北缘和西北缘还出露有极少量新元古代残留蛇绿岩，包括宜昌太平溪—邓村一带的庙湾蛇绿混杂岩、勉略构造带三岔子蛇绿混杂岩以及碧口地区董家河和峡口驿—黑木林蛇绿混杂岩等（邱啸飞等，2015；徐通，2016；Wu et al.，2019）。
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南秦岭构造带内发育有新元古代火山-沉积岩系地层和中酸性侵入岩以及少量的蛇绿混杂岩（张国伟等，2000；陆松年等，2005；Dong et al.，2017）。其中新元古代火山-沉积岩系主要包括武当群和耀岭河群（胡健民等，1995；蔡志勇等，2007；凌文黎等，2007；Zhu et al.，2014； Wang et al.，2017），主要分布于鄂西北郧县、郧西县、竹山县和房县以及随州、安康、石泉和柞水等地区（王宗起等，2009；薛怀民等，2011；薛怀民和马芳，2013），中酸性侵入岩则主要有凤凰山杂岩体（又称铁瓦殿杂岩体）、陡岭杂岩体和小磨岭杂岩体等（李淼，2003；杨朋涛等， 2012；杨钊等，2008）。
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本文重点研究的镇巴穿心店地区位于镇巴断裂和兴隆场断裂之间，在大地构造分区上属于扬子地块北缘星子山地层小区的一部分，研究区及其邻近的地层小区主要被几条近南北向分布的区域逆冲断裂分割，主要的逆冲断裂有城口断裂（即巴山弧形断裂）、镇巴断裂、兴隆场断裂等。这些断裂的性质以逆冲断层为主，并伴有右行走滑性质。区域上断裂连续性好，走向近南北-北西向-北西西向，地形特征明显，对整个区域的地层和岩性都有很大的控制作用。由于构造活动的影响各时代的地层出露情况不同，星子山地层小区的地层总体上出露较完整。由下至上、由西向东依次发育有南华系、震旦系、寒武系、奥陶系、志留系、二叠系和三叠系，缺失泥盆系、石炭系（图1b）。
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图1 镇巴及邻区构造简图（a，据Dong et al.，2017修改）和研究区域地质简图（b，据王天明等，2008②修改）
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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—中二叠统阳新组与下二叠统梁山组并组；9—下志留统新滩组与下志留统龙马溪组并组；10—上奥陶统五峰组、中奥陶统宝塔组与下奥陶统大湾组并组；11—上寒武统娄山关组；12—中寒武统西王庙组；13—下寒武统清虚洞组； 14—下寒武统石牌组；15—下寒武统牛蹄塘组；16—上震旦统灯影组；17—下震旦统陡山沱组；18—南华系南沱组；19—南华系大塘坡组；20—南华系古城组；21—南华系长安组；22—断层；23—野外实测剖面路线；24—平行不整合；25—同位素测年样品采样点；26—地名；27—公路
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1.2 南华纪地层特征
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本研究在对前人研究结果归纳总结的基础上，以镇巴穿心店地区南华系沉积地层作为重点研究对象，剖面从镇巴马龙洞到穿心店（图2），剖面总方位 40°，该剖面南华系出露完整，沉积连续，层序清楚，总厚度为 1048 m。根据野外实测剖面观察到的沉积岩石组合特征，将镇巴穿心店地区实测剖面叙述如下（图2）。
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图2 陕南镇巴穿心店地区南华系地质剖面图
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1 —白云岩；2—细砾岩；3—含砾粗砂岩；4—粗砂岩；5—细砂岩；6—粉砂岩；7—泥质粉砂岩；8—粉砂质泥岩；9—断层；10—采样位置及编号；11—地层产状；12—砾石统计点；13—同位素年龄采样点；14—岩石地球化学采样点；15—下寒武统清虚洞组； 16—南华系南沱组；17—南华系大塘坡组；18—南华系古城组；19—南华系长安组；20—下震旦统陡山沱组；21—上震旦统灯影组；22—下寒武统牛蹄塘组
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镇巴穿心店地区南华系地层岩性列述如下
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1.3 南华系沉积环境分析
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长安组位于穿心店地区南华系底部，与下伏 （西侧）下寒武统清虚洞组和西王庙组呈逆冲断层接触关系，厚度为307 m，岩性以浅灰绿色厚层块状含砾粗砂岩为主，以及少量含砾细砂岩夹粉砂岩，下段含砾粗砂岩底部可见平行层理发育（图3a），中段粗砂岩可见透镜状包卷层理发育（图3b），上段自下而上由厚层状粗砂岩向块状含砾细砂岩过渡，偶见红褐色泥砾以漂浮状镶嵌于灰绿色含砾细砂岩之中（图3c）。室内薄片镜下特征显示，该组砂岩整体石英、长石含量较高，镜下矿物颗粒杂乱排列，无明显分选定向（图3d），符合近源碎屑流快速堆积特征，综合判断应为扇三角洲前缘相的碎屑流沉积。
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古城组相较于上覆的大塘坡组和下伏的长安组出露厚度小，厚度仅为 39.5 m，以浅灰绿色厚层状含砾细砂岩为主，底部含砾细砂岩可见小型板状交错层理和砂砾岩透镜体发育（图3e），顶部细砂岩可见平行层理发育（图3f），反映沉积过程中水动力条件较强，野外岩相观察与室内镜下薄片显示该组砾石含量相较于下伏的长安组明显提高（含量可达 15%~20%），基质以泥沙质为主，砾石磨圆一般，无明显定向性，砾径多为 3~6 mm，个别可达 10~15 mm，综合分析认为古城组属于扇三角洲前缘相的水下分流河道沉积产物。
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大塘坡组厚度为 101 m，以紫红色中—厚层状泥质粉砂岩和粉砂质泥岩为主，常见泥沙互层，层理面可见砂岩条带与泥质粉砂岩构成粗-细-粗的正韵律（图4a），泥质粉砂岩中可见泥质纹层（图4b），指示沉积过程中水体环境较浅，应是在水动力条件弱的静水环境下沉积形成。此外，研究区南华系大塘坡组与黔、湘、鄂、渝等邻近区域黑色含锰的大塘坡组在岩性上存在明显不同，结合下文该组古气候地球化学指标变化，综合分析认为大塘坡组应是在浅水氧化环境下形成，为陆棚相的泥质陆棚沉积。
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南沱组位于穿心店地区南华系最顶部，厚度为 601 m，以浅灰色厚层块状含砾粗砂岩、砂砾岩为主，夹少量薄层状泥质粉砂岩。砾岩层层理不明显，主体为块状构造，局部可见正粒序层理（图4c） 和包卷层理（图4d）。野外岩相观察和砾石统计分析表明，南沱组砾石主要为泥沙质胶结，砾石含量由底至顶逐步下降，平均含量可达 40%~50%，砾石成分以花岗岩、砂岩和石英岩为主，砾石磨圆多为次圆状—次棱角状，砾径变化较大，主要集中在10~15 mm，少数可达 80 mm，偶见表面发育多组细长且交叉的冰川擦痕（图4e），顶部粉砂质泥岩中可见细砾级压弯和切穿下伏纹层的冰筏坠石（图4f、4g）。区域上南沱组地层常与 Marinoan 冰期进行对比，传统认为是一套受到单一冰川作用控制形成的冰碛岩，但近年来，众多研究表明，扬子地块北缘由于其特殊的古地理位置，受区域冰期作用影响较小，多数冰川沉积物都经过例如冰水作用等的后期改造，反映的是混合成因，而并非严格意义上的“冰碛岩”。研究区南沱组镜下薄片观察显示，石英、长石含量较高（50%~60%），杂基含量低（5%）为典型的颗粒支撑，矿物颗粒杂乱排列，无明显分选定向（图4h），符合近源碎屑流快速堆积特征。同时，研究区南沱组局部可见的正粒序层理和包卷层理也进一步暗示了南沱组并非仅受到单一的冰川作用影响，而是在冰筏作用和碎屑流的两者混合作用下形成。研究区南沱组整体岩性序列上由底部含砾粗砂岩至顶部含坠石的泥质粉砂岩的由粗到细的多个间断性正韵律（图5），指示了沉积过程中崩解的冰川前缘向海洋方向逐渐推进的过程，综合分析认为南沱组应是冰海相的冰水碎屑流沉积。
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2 南华系碎屑组成与砂岩地球化学特征
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2.1 南华系砾石成分和结构统计
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陕南镇巴穿心店地区南华系含砾岩层主要出露于古城组和南沱组，其中以南沱组较厚规模的砾岩及含砾砂岩更具代表性。对南沱组的 20、23、 24层中砾石成分和结构进行了统计（A，B 和 C 点），同时为了确保统计结果可靠，统计区域均大于 140 cm×140 cm。结果显示南沱组砾石成分复杂，主要以花岗岩为主（62%~78%），其次为砂岩、石英岩、灰岩、硅质岩（图6a），砾石大小不一，多在1~8 cm范围内，少量为10~12 cm，个别可达24~30 cm，磨圆度较差，大部分为次圆状—次棱角状（图6b），结构成熟度与成分成熟度相对较低，表明沉积碎屑距离物源区较近，搬运距离较短，应是近源快速沉积的产物。同时，从图中可见南沱组 20 层（A 点）、23 层（B 点）和 24层（C点）砾石统计点在砾石成分和磨圆度方面均存在着差异，从20层（A点）统计点到24层（C 点）统计点，砂岩所占比例由 22% 到 8% 逐步下降，花岗岩所占比例由65%到78%波动上升，次圆状由 36%到44%波动上升，次棱角状由52%到38%逐步下降，由此可推断，该套地层沉积时期，花岗岩物源区供给逐渐增加，砂岩、石英岩物源区供给逐渐减少。南沱组 20层（A 点）、23层（B 点）和 24层（C 点） 砾石粒径 Φ 值分布零散，变化范围主要在-3~-4、-4~-5、-5~-6之间相对较集中，指示砾石分选性差且分布零散，同时可见，砾石 Φ 值由 20 层（A 点）到 24层（C 点），砾石粒径峰值呈现由大到小的变化趋势（图6c），反映伴随层位逐渐抬升，砾石沉积粒度逐渐变细。
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图3 镇巴穿心店地区长安组和古城组野外照片
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a—长安组下段粗砂岩见平行层理；b—长安组中段粗砂岩见透镜状包卷层理；c—长安组上段含砾细砂岩见泥砾；d—长安组砂岩镜下矿物颗粒无明显分选定向性；e—古城组底部含砾细砂岩见板状交错层理；f—古城组顶部细砂岩见水平层理
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图4 镇巴穿心店地区大塘坡组和南沱组野外照片
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a—大塘坡组底部泥质粉砂岩见正韵律层理；b—大塘坡组顶部泥质粉砂岩见泥质纹层；c—南沱组下段含砾粗砂岩见正粒序；d —南沱组中段粗砂岩见包卷层理；e—南沱组上段含砾粗砂岩砾石见冰川擦痕；f—南沱组顶部含砾粉砂质泥岩见冰坠石；g— 南沱组顶部含砾粉砂质泥岩见冰坠石；h—南沱组含砾粗砂岩镜下矿物颗粒无明显分选定向，杂基含量低为颗粒支撑
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图5 镇巴穿心店地区南华系沉积地层柱状图
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2.2 南华系砂岩碎屑骨架成分特征
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根据砂岩碎屑能够有效反映源区母岩物质的特性，本文采用 Dickinson 碎屑骨架成分技术法，从研究区南华系长安组（2 片）、古城组（1 片）、大塘坡组（1 片）、南沱组（6 片）中挑选 10 片砂岩岩石薄片进行碎屑骨架成分统计（图7），所挑选的砂岩岩石薄片杂基和胶结物含量均小于 25%，且每个砂岩岩石薄片统计颗粒不少于300个，统计结果见表1。
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图6 镇巴穿心店地区南沱组砾石成分和结构统计结果
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a—南沱组砾岩层砾石成分直方图；b—南沱组砾岩层砾石磨圆度直方图；c—南沱组砾岩层砾石Φ值频率直方图
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表1统计结果显示，长安组 2件砂岩样品中，岩屑含量为 28%~31%，平均值为 16%；石英含量为 41%~42%，平均值为 41%；长石含量为 27%~31%，平均值为 29%。古城组 1 件砂岩样品中，岩屑含量为16%，石英含量为38%，长石含量为45%。大塘坡组 1 件砂岩样品中，岩屑含量为 30%，石英含量为 43%，长石含量为 27%。南沱组 6件砂岩样品中，岩屑含量为 32%~48%，平均值为 38%；石英含量为 34%~39%，平均值为 37%；长石含量为 18%~30%，平均值为 25%。南华系砂岩碎屑成分由老至新，表现出岩屑含量逐渐增加，石英和长石含量逐渐减少的趋势（图8）。
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综合上述统计结果，研究区南华系由长安组沉积向上覆的南沱组砂岩的过渡过程中碎屑矿物中的长石含量明显减少，岩屑含量明显增加，石英含量略有减少。推测研究区南华系沉积物来自较近的侵蚀物源区且水体逐渐变深的沉积环境，这与前文所提及的南华系沉积相判断基本一致。同时根据碎屑骨架成分统计结果显示，南华系各组岩屑均以火山碎屑为主，并且含有大量的单晶石英，据此推测研究区南华系沉积物源可能多具有岩浆岩构造特征。
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图7 镇巴穿心店地区南华系砂岩镜下照片
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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—钾长石；L—岩屑；Lv—火山碎屑；Ls—沉积岩碎屑；Lm—变质岩碎屑
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图8 镇巴穿心店地区南华系砂岩岩屑（a）、石英（b）、长石（c）垂向变化图解
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2.3 砂岩岩石地球化学特征
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陆源碎屑岩在风化、搬运以及成岩过程中经历的一系列的物理、化学变化会不同程度地破坏源于母岩区不稳定的矿物成分，而使相对稳定的矿物成分富集在沉积物中，但一些微量元素的比值（如 Tu/ U、La/Sc等）不会发生显著变化，其岩石地球化学特征仍受控于物源区。本次研究共采集南华系 18 件新鲜砂岩样品，其中莲沱组 3 件、古城组 1 件、大塘坡组 4 件、南沱组 10 件，在武汉上谱分析科技有限责任公司对采集的18件砂岩样品进行主量元素、稀土元素和微量元素分析测试，测试方法分别为 X 射线荧光光谱法（XRF）和电感耦合等离子体质谱方法 （ICP-MS），以期为判断其母岩类型、源区构造背景及区域构造演化等问题提供有效信息。
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2.3.1 主量元素特征
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穿心店地区南华系砂岩主量元素含量见附表1，数据处理时，已除去烧失量，重新换算成 100%。砂岩氧化物质量分数分析表明研究区南华系各组具有较低的 SiO2/Al2O3 比值（3.32~10.3，平均值 5.57）、Fe2O3/K2O 比值（0.70~2.11，平均值 1.44）和 K2O/Na2O比值（0.51~2.26，平均值 1. 01），其中南沱组砂岩 SiO2含量最高为 66%~85%，平均值为 75%， Al2O3含量最低为 8%~17%，平均值为 13%，其次为古城组砂岩与长安组砂岩（74%，13%；62%~73%， 14%~18%），大塘坡组粉砂岩 SiO2 含量最低 61%~70%，平均值为64%，Al2O3含量最高为14%~18%，平均值为 17%。在 Al2O3-SiO2图解和 Al2O3-Fe2O3图解中（图9），可看出各组砂岩均落入长石类矿物范围，次为富硅的石英类矿物，还含有少量的富铁矿物，说明研究区南华系砂岩硅、铝矿物含量较高，样品整体成分成熟度偏低，未遭受强烈淋滤作用。研究区各组砂岩 MgO、CaO、MnO 和 P2O5含量均较低（其中 CaO 为 0.33~3.91，平均值 1. 09；MgO 为 0.46~3.89，平均值 2.22；MnO 为 0. 02~0.12，平均值 0. 07；P2O5为 0. 03~0.24，平均值 0.13），说明碳酸盐岩提供的碎屑物质较少，重矿物（如磷灰石，绿帘石）可能存在。
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图9 镇巴穿心店地区南华系砂岩主量元素Al2O3-SiO2（a，底图据Bailey，1981）和南华系砂岩主量元素Al2O3-Fe2O3图解（b，底图据Bailey，1981）
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2.3.2 稀土元素与微量元素特征
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沉积岩微量元素与稀土元素在源岩风化剥蚀、沉积物搬运沉积、成岩过程中很少受外动力地质作用的影响，故相比于常量元素其更能有效反映物源区物质组成和大地构造背景，在沉积物物源示踪具有重要意义。
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图10 镇巴穿心店地区南华系稀土元素球粒陨石标准化配分图（a，球粒陨石据Taylor and McLennan，1985）；微量元素原始地幔标准化蜘蛛图（b，原始地幔数据据Sun and McDonough，1989）
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本文在陕南镇巴穿心店地区南华系中获得的砂岩稀土与微量元素分析数据见附表1（电子版），南华系砂岩样品稀土元素总量 ΣREE 变化较大为 41.3×10-6~168×10-6，平均值为 112×10-6，其中长安组稀土元素总量最高（100×10-6~151×10-6），其次为大塘坡组与南沱组（86.9×10-6~147. 0×10-6，41.3× 10-6~143. 0×10-6），古城组稀土元素总量最低（73.5× 10-6），明显高出上地幔稀土元素含量（17.7×10-6），同时大部分样品与上地壳稀土元素含量 165×10-6 （Taylor and McLennan，1985）相接近。此外南华系各组砂岩均表现出较高的 ΣLREE/ΣHREE 比值，其中古城组的 ΣLREE/ΣHREE 比值为 5.34，相较于其余3组略低，其次为长安组，其ΣLREE/ΣHREE比值为 6.31~6.44，平均值为 6.32，大塘坡组 ΣLREE/ ΣHREE 比值略高于长安组（6.12~6.95，平均值为 6.61），南沱组 ΣLREE/ΣHREE 最高（5.30~9.37，平均值为 7.20），说明研究区南华系砂岩样品的轻稀土元素相较于重稀土元素分馏程度更高，轻稀土元素富集，且具有弱的负 Eu异常（图10a）。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上，研究区南华系整体表现为富集 Ba、Th、La、Nd 等元素，亏损 Nb、Sr 等元素 （图10b），在高场强元素中南华系各组的Zr、Hf、Nb、 Ta 等元素的含量均与上地壳含量相接近。根据镇巴穿心店地区南华系微量元素原始地幔蛛网图和稀土元素配分模式图，推测研究区南华系长安组、古城组、大塘坡组、南沱组可能来自同一源区且可能属于亲上地壳的长英质岩石源区。
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2.3.3 沉积物再循环程度判别和物源区化学风化
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（1）沉积物再循环程度判别
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目前国内外判断沉积再循环程度主要采用成分变异指数 ICV 来进行判断，其计算公式为 ICV=（Fe2O3+K2O+CaO*+Na2O+MgO+MnO+TiO2）/Al2O3，当 ICV＞1. 00，指示细碎屑岩中黏土矿物较少，代表构造活动带的首次沉积，当 ICV＜1. 00，指示沉积物中含有较多的黏土矿物，可能是再沉积的产物（Cox et al.，1995）。经过计算研究区南华系长安组的 ICV 值处于 1.24~1.35，平均值为 1.28，古城组 ICV 值为 1. 08，大塘坡组 ICV 值处于 1. 07~1.30，平均值为 1.27，南沱组 ICV 值处于 0.83~1.62，平均值为 1.14。表明研究区南华系主要为构造活动带的首次沉积。
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Th/Sc-Zr/Sc 图解同样也是判断沉积物再循环程度的重要指标，碎屑沉积岩的 Th/Sc 值和 Zr/Sc 值可用于判别沉积物再循环程度，二者线性关系系数越大，沉积物再循环程度越高，反之，再循环程度则越低（Mclennan，1989；McLennan et al.，1993）。研究区南华系在Th/Sc-Zr/Sc图解（图11a）中表现出较弱的线性相关关系，说明研究区南华系沉积物再旋回程度较低，砂岩成分变化与物源区密切相关，可以准确地反映源区风化程度及古气候特征。
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图11 镇巴穿心店地区南华系砂岩Th/Sc-Zr/Sc图解（a，底图据 McLennan et al.，1993）和A-CN-K图解（b，底图据 Nesbitt and Young，1984）
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（2）化学风化与古气候演化
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CIA 指数是目前判断化学风化程度的主要依据，其计算公式如下：CIA=[Al2O3/（Al2O3+CaO* +Na2O+K2O）]×100，CIA值越高代表Na，K和Ca矿物从母岩中淋失越多，化学风化程度越高（Nesbitt and Young，1982）。一般来说，CIA值小于 50或 55表明未经风化，100 代表完全风化。同时 CIA 值也可反映古气候，一般认为 CIA 值处于 80~100，指示炎热潮湿的热带气候；CIA 值处于 70~80，指示温暖湿润气候；CIA值处于 50~70则指示寒冷干燥气候条件，如冰碛岩和冰水沉积。
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经过计算穿心店地区南华系长安组CIA值处于 52.2~57.9，平均值为 55.2，古城组 CIA 值处于 56.3，大塘坡组 CIA 值处于 46.1~62.4，平均值为 56.8，南沱组 CIA 值处于 54.2~60.7，平均值为 57.5。在 A-CN-K 图解中（图11b），研究区南华系砂岩样品偏离化学风化预测趋势线，表明其受到了一定程度的钾交代作用（Jian et al.，2013），对此利用公式 K2O 初始=K2O 样品-K2O 加入（Panahi et al.，2000） 矫正，矫正后的砂岩样品CIA值用CIA* 表示，矫正后的研究区南华系砂岩样品 CIA* 值均有所增大，长安组 CIA* 值由底部 58.1 过渡至上部 66.3，平均值为 62. 0，整体 CIA* 值与更新世黏土（冰水沉积）的范围相当（表2），反映源区寒冷干燥的古气候。古城组 CIA* 值为 64.5，与更新世黏土（冰水沉积）的范围相当（表2），化学风化程度低，反映源区寒冷干燥的气候条件。大塘坡组 CIA* 值波动幅度较大，为 50. 0~76.7，平均值为 67.1，该组下段层位 CIA* 值逐步下降，为50. 0~72.2，反映出研究区大塘坡组间冰期早期至中期气候不稳定，源区处于寒冷干燥与温暖湿润波动变化的气候条件下。该组上段层位 CIA* 值逐步上升，为50. 0~76.7，反映大塘坡组中段仍处于寒冷干燥气候控制下，直到间冰期晚期气候才逐步转为温暖湿润气候并渐趋稳定，这与黔、湘、鄂、渝等邻近区域大塘坡组稳定转暖的古气候存在明显不同，南沱组下段CIA* 值由69.3~64.6逐步下降，反映自南沱组冰期启动后气候由温暖湿润又转为寒冷干燥，南沱组整体CIA* 值为64.6~69.7，平均值为 66.7，与更新世黏土（冰水沉积）的范围相当（表2），反映源区整体处于寒冷干燥的古气候条件下。
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注：数据据Nesbitt and Young，1982，1984修订
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大量的研究表明在碎屑岩形成过程中K2O易被淋滤形成钾离子，并在进入溶液以后通过离子交换附着在碎屑岩表面，因此为了消除K2O的影响，国内外学者提出了 CIW 指数用来评价化学风化作用强度，其计算公式为 CIW=Al2O3/（Al2O3+CaO* +Na2O）× 100。CIW 在 CIA的基础上去除了钾，若 CIW 变化趋势与 CIA* 基本一致，则可排除钾交代作用对 CIA 指数演化趋势的影响，进一步证明研究数据的可靠性 （Harnois et al.，1988）。研究区 CIW 与 CIA 的差值由长安组底部 5.88 过渡至古城组的 8.39，逐步增大，说明样品受钾交代作用逐渐增强。大塘坡组 CIW 与 CIA 差值呈现波动变化的趋势，由底部 13.2 到中部3.87再到顶部的14.3，进一步说明大塘坡组受到了较强的钾交代作用，这与 A-CN-K 图解中的趋势基本一致，南沱组 CIW 与 CIA 差值为 11.2~8.10，且保持逐步下降的趋势，这与之前所述的CIA* 的演化趋势基本一致（图12）。
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此外，部分学者认为 CIW 与 CIA 的计算可能忽略了钾长石中的铝的影响，会导致整体计算结果偏高，并对此提出了斜长石蚀变指数PIA，其计算公式为 PIA=[（Al2O3-K2O）/（CaO* +Na2O+Al2O3-K2O）]× 100%，同样可以较好地反映母岩风化程度（Fedo et al.，1995）。经过计算研究区南华系长安组 PIA 值为 52.8~60.6，平均值为 56.8，古城组 PIA 值为 58.5，大塘坡组 PIA 值变化较大为 45.4~69.7，变化趋势与 CIA*、CIW 基本保持一致（图12），平均值为 60.7，南沱组PIA值为56. 0~64.1，平均值为60.4。
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综上所述，本研究样品的 CIW 和 PIA 与 CIA* 值演化趋势基本保持一致（图12），反映出长安组—古城组—大塘坡组早中期—大塘坡组晚期—南沱组，古气候由寒冷干燥—有波动的寒冷干燥—趋于稳定的温暖湿润 — 寒冷干燥的古气候演化趋势 （图12）。
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（3）古氧相判别
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众多研究表明，华南地区大塘坡组锰矿床的产出岩层主要为黑色炭质岩系，一般认为是在深水还原环境下沉积的（张飞飞，2014；瞿永泽等，2018；李明龙等，2021；赵军等，2021；滕吉文，2023；王佳等， 2023；杨闯等，2023；赵军等，2023），而此次在野外观察到的研究区内的大塘坡组为一套紫红色厚层状粉砂岩，暗示其应是在水体环境较浅的富氧环境下沉积形成。因此，从古氧相的角度来对研究区内大塘坡组与邻近区域的黑色含锰的大塘坡组之间的差异进行分析，是很有必要的。
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Rb 的离子半径较大，吸附性较强，容易被黏土矿物吸附而保留下来，而 Sr 的离子半径较小，容易被地表水或者地下水带走，因此，Rb/Sr值的大小可以反映淋溶程度，即降雨量的大小。对于陆源碎屑岩来说，Rb/Sr 值与源区古气候具有正相关关系 （Dai et al.，2018；徐小涛和邵龙义，2018；Zhang et al.，2018a）。长安组 Rb/Sr值介于 0.34~0.89，古城组 Rb/Sr 值为 0.53，大塘坡组下段 Rb/Sr 值为 0.42~1.16，南沱组 Rb/Sr 值为 0.82~1. 06，均指示源区较低的化学风化作用，反映了长安组、古城组、大塘坡组早中期、南沱组沉积期间的干燥的气候条件，大塘坡组下段和上段的 Rb/Sr 值均值分别为 0.96、 2.26，与CIA值在纵向上具有较好的相关性（相关系数为 0.64，图13a），反映出研究区大塘坡组早中期至晚期降水逐渐增多，气候逐渐由干燥转为湿润，但值得注意的是研究区大塘坡组与黔、湘、鄂、渝等邻近区域大塘坡组相比整体气候干燥降水较少，仅间冰期晚期为较湿润的气候，暗示了研究区大塘坡沉积过程中水体深度可能不及邻近区域。
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图12 镇巴穿心店地区南华系砂岩地球化学古气候指标
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此外，根据前人研究可知，V、Ni、Cr、Co、U 等元素对氧化还原十分敏感，因此这些元素的比值也可作为判断沉积物氧化还原环境的重要标志（Jones and Manning，1994）。V/Cr 可有效鉴别古氧相，V/Cr ＜2. 00指示氧化环境，2. 00＜V/Cr＜4.25指示为弱氧化环境，V/Cr＞4.25指示缺氧环境。长安组 V/Cr 值介于2. 07~2.31，平均值为2.16，指示形成于弱氧化环境。古城组V/Cr值为1.81，指示形成于氧化环境。大塘坡组 V/Cr 值介于 1.94~2.24，平均值为 2. 06，指示总体处于氧化环境。从纵向上看，长安组 V/Cr 值由早期 2.31 过渡到古城组的 1.81，沉积环境氧化程度逐渐减弱，直至大塘坡组早期转为弱氧化环境，V/Cr 值最大可达 2.24，在大塘坡组中晚期直至南沱组又转为氧化环境。
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图13 镇巴穿心店地区南华系砂岩CIA与Rb/Sr相关关系图（a，底图据Jones and Manning，1994）和U/Th-Ni/Co图解（b） （底图据Jones and Manning，1994）
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在还原环境中，Ni和 Co 通常以离子形式存在，而在氧化环境中，它们则更容易以固体形式沉淀。因此，通过测量 Ni/Co比值，可以判断岩石或矿物形成时的氧化还原条件。一般来说，Ni/Co比值＜1. 00 的岩石或矿物通常形成于还原环境，而 Ni/Co 比值 ＞1.50 的则通常形成于氧化环境（Wei，2012； Zhang et al.，2018）。长安组 Ni/Co 比值为 1.58~1.94，古城组 Ni/Co 比值为 1.95，大塘坡组 Ni/Co 比值为1.76~1.96，南沱组Ni/Co比值为1.67~2.37，研究区南华系砂岩均处于氧化环境下。同时在U/ThNi/Co 图解（图13b）中南华系砂岩样品也均落入氧化还原区域内。
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综上所述，研究区南华系砂岩总体处于氧化环境中，其中长安组、古城组、大塘坡组中晚期以及南沱组均处于氧化环境下，而大塘坡组早期处于弱氧化环境下。结合前文所提及的 CIA、CIW、PIA 以及 Rb/Sr值的变化趋势可以看出研究区大塘坡组与黔、湘、鄂、渝等邻近区域的大塘坡组在沉积环境方面存在明显的不同，对此本文推测研究区大塘坡组并非形成于通常所认为的深水还原环境下而是在浅水氧化环境下形成，更加深入的区域环境演化证据仍需进一步研究。
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3 碎屑锆石U-Pb年龄
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3.1 样品位置
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本次采集了镇巴穿心店地区南华系长安组含砾粗砂岩（ZB010-1）、古城组含砾粗砂岩（ZB010-4）和南沱组含砾粗砂岩（ZB012-10）共 3 件同位素年龄样品（图2，图5），采样点地理坐标分别为：32° 30'37″N，107°57'05″E；32°30'38″N，107°57'10″E；32° 30'46″N，107°57'26″E。
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3.2 分析方法
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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粒径、结构和外形特征各异的锆石作为测试对象，将锆石颗粒黏在双面胶上，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，对不同形态、不同结构锆石进行测试，以期获得更为准确的年龄信息。
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锆石 U-Pb同位素定年在武汉上谱分析科技有限责任公司 LA-ICP-MS 上完成。分析用激光剥蚀系统为 GeoLas HD，等离子体质谱仪为 Agilent 7900。激光能量 80 mJ，频率 5 Hz，激光束斑直径 32 µm。具体分析条件及流程详见文献（Liu et al.， 2008）。微量元素校正标准样品：NIST610，同位素比值校正标准样品：91500，同位素比值监控标准样品：GJ-1。以上样品均为国际标准物质，对分析数据的离线处理采用中国地质大学（武汉）刘勇胜开发的软件 ICPMSDataCal（Liu et al.，2008，2010）完成。锆石样品的 U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot软件（Ludwig，2003）完成，具体操作方法详见文献（李怀坤等，2009）。
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3.3 锆石形态特征及微量元素特征
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共完成碎屑锆石分析点 240 个，碎屑锆石大多为无色或浅黄色，粒径多数为 70~150 µm，长柱状、短柱状、不规则状、等粒状均有发育，基本无裂缝，锆石总体磨圆度较差，指示其搬运距离较短。本次所获得的碎屑锆石大多具有明显的环带结构和明暗相间的条带，具有岩浆成因锆石特点，且锆石 CL 图像上可见明暗相间的条带状结构，表现出长英质岩浆锆石特点（图14）。
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图14 镇巴穿心店地区南华系代表性碎屑锆石阴极发光图像及其年龄值
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一般认为 Th/U 比值大于 0.4为岩浆结晶锆石， Th/U 比值小于 0.1 为变质成因锆石（Hoskin and Ireland，2000），样品ZB010-1碎屑锆石的Th含量为 12.8×10-6~267×10-6，U 含量为 18.4×10-6~299×10-6， Th/U比值为0.40~1.51（图15a）；样品ZB010-4碎屑锆石的 Th 含量为 15.6×10-6~195×10-6，U 含量为 18. 0×10-6~364×10-6，Th/U 比值为 0.33~1.65（图15b）；样品 ZB012-10 碎屑锆石的 Th 含量为 17.6× 10-6~511×10-6，U 含量为 20.7×10-6~449×10-6，Th/U 比值为0.37~1.54（图15c），研究区南华系碎屑锆石均表现出岩浆锆石特征。不同成因的锆石在其稀土元素配分模式图解也会有差异，典型岩浆锆石显示出轻稀土元素相对亏损，重稀土元素相对富集，明显的 Ce 正异常和 Eu 负异常的左倾模式，幔源锆石的稀土元素配分显示出弱 Eu 异常或 Eu 没有异常、稀土元素总量低、重稀土元素部分相对平缓等特点（Belousova et al.，2002；Siebel et al.，2009），表明研究区南华系碎屑锆石具有岩浆锆石特征。
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图15 镇巴穿心店地区南华系碎屑锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图与碎屑锆石Th/U比值图解（球粒陨石数据 Sun and Mcdonough，1989）；
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a—长安组；b—古城组；c—南沱组
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图16 镇巴穿心店地区南华系砂岩碎屑锆石U-Pb年龄谐和图及年龄分布直方图
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a—长安组；b—古城组；c—南沱组
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3.4 碎屑锆石U-Pb年龄谱
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本文对>1000 Ma 的样品采用207Pb/206Pb 的表面年龄，对<1000 Ma 的样品采用206Pb/238U 的表面年龄。长安组样品ZB010-1共完成测点80个（附表2，电子版），有效锆石颗粒 80 颗（谐和度≥90%），碎屑锆石中最年轻与最老的锆石年龄分别为约 722 Ma 与约 965 Ma，最小年龄组年龄为约 722 Ma。其中主峰值年龄为约 740 Ma，次峰值年龄为约 760 Ma、约 795 Ma、约 830 Ma、约 850 Ma（图16a）。
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古城组样品 ZB010-4 共完成测点 80 个（附表2），有效锆石颗粒 78 颗（谐和度≥90%），谐和度＜ 90% 的 2 颗（测点 20、测点 45），碎屑锆石中最年轻与最老的锆石年龄分别为约 663 Ma 与约 932 Ma，最小年龄组年龄为约 663 Ma。主峰值年龄为约 745 Ma，次峰值年龄为约 800 Ma、约 860 Ma、约 930 Ma（图16b）。
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南沱组样品 ZB012-10 共完成测点 80 个（附表2），有效锆石颗粒 79 颗（谐和度≥90%），谐和度＜ 90% 的 1 颗（测点 29），碎屑锆石中最年轻与最老的锆石年龄分别为约 641 Ma 与约 954 Ma，最小年龄组平均年龄为约 648 Ma。主峰值年龄为约 750 Ma，次峰值年龄为约 780 Ma、约 810 Ma、约 890 Ma（图16c）。
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3.5 南华系形成时代分析
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前人对穿心店地区含砾岩系的形成时代报道很少，尚无可靠的同位素年代学资料报道。此次野外采集到的碎屑锆石 U-Pb 年龄数据中，长安组 ZB010-1 样品中最年轻与最老的锆石 U-Pb 年龄分别为约 722 Ma 与约 965 Ma，最小年龄组年龄为约 722 Ma；古城组 ZB010-4 样品中最年轻与最老的锆石年龄分别为约 663 Ma 与约 932 Ma，最小年龄组年龄为约 663 Ma；南沱组 ZB012-10 样品中最年轻与最老的锆石年龄分别为约 641 Ma与约 954 Ma。
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结合本文对南华系底部长安组的碎屑锆石 U-Pb测年研究，穿心店地区南华系底界应大于约 722 Ma，这与国际上目前较为公认的南华系底界年龄约 720 Ma基本一致，故将研究区南华系底界年龄放置在约 720 Ma较为合适。
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前人在上扬子地区积累了大量的古生物及同位素测年资料，多数观点认为南华系—震旦系界线年龄应该在约 635 Ma，这与此次野外采集到的南沱组碎屑锆石 U-Pb 最小年龄十分接近，此外研究区南华系上覆地层为特征明显且覆盖广泛的震旦系陡山沱组和灯影组，且研究区南华系顶部南沱组与震旦系陡山沱组之间呈整合接触关系。综合前人的时代划分与碎屑锆石 U-Pb年龄分布情况以及野外地层剖面中的层序关系，将南华系顶界年龄放置在约 635 Ma。综上所述，本文认为研究区南华系的形成时代应该大致在约 635~约 720 Ma，更加精细的年代学资料仍需进一步研究。
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4 南华系沉积物源分析
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4.1 南华系沉积物源属性判别
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（1）南华系砂岩碎屑骨架成分特征
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众多学者们通过对世界上近百个已确定区域构造环境地区的现代海相和陆相砂岩组分的统计、对比和判识分析，建立了碎屑沉积岩的定量判别标准和三角形模式图（Dickinson，1979，1985； Dickinson et al.，1983）。
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在 Qm-P-K 图解中，南华系长安组、古城组、大塘坡组、南沱组四组砂岩样品均落入环太平洋型火山岩-侵入岩范围内（图17a）。在 Qp-Ls-Lv （图17b）图解中，南华系长安组和古城组少量样品落入混合造山带砂岩范围内，大塘坡组与南沱组均落入火山弧造山带范围内。在Qt-F-L（图17c）三角图解中，南华系 4 组砂岩主体均落入弧岩浆岩的范围。综上所述研究区南华系的物源区主体应为岩浆弧。
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（2）南华系砂岩地球化学证据
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Al2O3/TiO2值可以有效地对砂岩物源进行示踪，是沉积物源分析的重要指标，碎屑沉积物的 Al2O3/ TiO2值<14时，可能来源于镁铁质岩石，当Al2O3/TiO2 值为 19~28 时，则可能来源于由安山质和流纹英安质岩石（花岗闪长岩或英云闪长岩）（Hayashi et al.， 1997）。研究区南华系砂岩 Al2O3/TiO2 值均为 19~28，反应物源应主要为中酸性岩浆岩（图18a）。此外，TiO2/Zr 值也可以作为物源属性的判别指标，研究区南华系长安组、古城组、大塘坡组、南沱组TiO2/ Zr 值的平均值分别为 32.9、27.1、41.1、29.1，可见研究区南华系 TiO2/Zr值均小于 55（图18b），由此可以推断研究区南华系砂岩的物源为长英质岩石。
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图17 镇巴穿心店地区南华系砂岩Dickinson判别图解（底图据Dickinson，1985）
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a—Qm-P-K图解；b—Qp-Ls-Lv图解；c—Qt-F-L图解
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图18 镇巴穿心店地区南华系砂岩物源属性判别图解（底图据Hayashi et al.，1997）
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a—Al2O3-TiO2图解；b—TiO2-Zr图解；c—Cr/Th-Sc/La图解；d—Co/Th-La/Sc图解
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此外，由于 La、Th、Sc、Co和 Cr等微量元素由于在碎屑岩中的稳定性质，其元素间的比值也可以被用来指示物源区属性。一般来说，Co通常富集于镁铁质岩石中，而 La 和 Sc 则更多存在于长英质岩石中。在Cr/Th-Sc/La图解中，研究区南华系砂岩绝大部分样品均靠近石英二长岩区域，落入长英质物源区（图18c）。在 Co/Th-La/Sc 图解中，研究区南华系砂岩样品除南沱组个别样品，其余均靠近花岗闪长岩—石英二长岩范围内，落入长英质物源区（图18d）。此外，研究区南华系砂岩与不同物源区元素比值进一步对比（表3）结果显示，研究区南华系砂岩的La/Sc比值、Th/Sc比值和Cr/Th比值均接近长英质岩石物源区，与前文判断保持一致，这表明研究区南华系砂岩的物源区应为岩浆弧，沉积物源属性为中酸性岩浆岩。
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4.2 南华系物源构造背景分析
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众多学者们利用（Fe2O3+MgO）-TiO2、（Fe2O3+ MgO）-Al2O3/SiO2、（Fe2O3+MgO）-K2O/Na2O、（Fe2O3+ MgO）-Al2O3/（Na2O+CaO）等化学参数，建立一系列物源区判别图解与判别函数，并据此划分出了 4 种不同的构造物源区：大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘。此外，物源区构造背景和一些微量元素含量也存在紧密的联系，应用较为广泛的是 La-Th-Sc、Th-Co-Zr/10 和 Th-Sc-Zr/10 图解 （Bhatia，1983）。
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在 SiO2-K2O/Na2O 图解中南华系砂岩样品绝大多数样品落入活动大陆边缘区域内，少数样品落入被动大陆边缘区域（图19a）；在（Fe2O3+MgO）-Al2O3/ SiO2图解中南华系砂岩样品分布较为分散，在大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘均有分布（图19b）；在（Fe2O3+MgO）-TiO2 和（Fe2O3+ MgO）-Al2O3/（Na2O+CaO）图解中南华系砂岩样品大部分落入活动大陆边缘与大陆岛弧区域（图19c、 d）。研究区南华系砂岩样品在 Th-Sc-Zr/10、La-Th-Sc 和 Th-Co-Zr/10 图解中均落入大陆岛弧范围及其附近（图20）。此外，稀土元素由于其可继承沉积物源区特征的特点，被广泛应用于识别古盆地的构造背景。将穿心店砂岩稀土元素特征与不同构造背景下的砂岩稀土元素值进行对比分析（表4），同样十分接近大陆岛弧—活动大陆边缘的构造环境特点。综合上述地球化学元素特征，研究区南华系物源区构造背景应为活动大陆边缘—大陆岛弧环境，这与之前研究区砂岩地球化学物源分析结果基本一致。
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图19 镇巴穿心店地区南华系砂岩样品主量元素的构造环境判别图解（底图据Bhatia，1983；Roser and Korsch，1986）
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a—SiO2-K2O/Na2O图解；b—（Fe2O3+MgO）-Al2O3 /（Na2O+CaO）图解；c—（Fe2O3+MgO）-TiO2图解；d—（Fe2O3+MgO）-Al2O3/SiO2图解；OIA—大洋岛弧；CIA—大陆岛弧；ACM—活动大陆边缘；PM—被动大陆边缘
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注：数据据Armstrong-Altrin et al.，2004。
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图20 镇巴穿心店地区南华系砂岩微量元素的构造环境判别图解（底图据Bhatia and Crook，1986）
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OIA—大洋岛弧；CIA—大陆岛弧；ACM—活动大陆边缘；PM—被动大陆边缘
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注：不同构造背景的砂岩数据据Bhatia and Crook，1986；Kutterolf et al.，2008。
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4.3 南华系碎屑锆石物源分析
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研究区南华系中所有碎屑锆石均属于新元古代，结合前文所述的碎屑锆石形态特征、Th/U 比值以及地球化学元素比值可以推断研究区南华系碎屑锆石源区物质以新元古代中酸性岩浆岩为主。
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位于研究区西侧的现今扬子地块北缘的汉南 —米仓山微地块发育有大量新元古代中晚期构造岩浆事件，且主要出露于西乡群和汉南侵入杂岩中，其中西乡群自下而上可进一步划分为白勉峡组、三湾组、孙家河组、三郎铺组和大石沟组，前人获得西乡群孙家河组与白勉峡组流纹岩和英安岩锆石 U-Pb 年龄为约 904~约 946 Ma（凌文黎等， 2002），测年结果差距较大，但仍指示其属于新元古代。汉南侵入杂岩则主要包括两类岩石组合，一类为基性—超基性深成侵入岩，如：柳树店地区辉长岩锆石 U-Pb 年龄为约 898 Ma（Dong et al.，2012），望江山地区苏长辉长岩的锆石 U-Pb 年龄为约 826 Ma（Zhao et al.，2002），碑坝地区的辉长岩和辉长闪长岩锆石 U-Pb 年龄为约 870~约 880 Ma（Luo et al.，2018），牟家坝地区的角闪石辉长岩锆石 U-Pb 年龄为约 746 Ma（Zhao and Zhou，2009），毕机沟地区辉长岩的 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄为约 782~约 797 Ma（Dong et al.，2017），另一类则以花岗质岩石为主以及少量的闪长岩，如：天平河地区二长花岗岩锆石 U-Pb年龄为约 760~约 770 Ma，喜神坝地区黑云母花岗岩锆石 U-Pb 年龄为约 887 Ma（Ao et al.，2019），五堵门复式花岗岩岩体中的英云闪长岩锆石U-Pb年龄为约 764 Ma（赵凤清等，2006），二里坝地区的花岗闪长岩锆石U-Pb年龄为约 735 Ma （Zhao et al.，2008），祖师店地区的奥长花岗岩锆石 U-Pb年龄为约 728 Ma（敖文昊等，2014），大石沟组的流纹斑岩和花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为约 776~约 803 Ma（徐学义等，2009），黄家营地区的闪长岩锆石U-Pb年龄为约 764 Ma（耿英英，2010），沙河坎地区闪长岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄为约 767 Ma （Zhao et al.，2010）。
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研究区南华系碎屑锆石磨圆度较差，且年龄均集中于新元古代，暗示该套沉积地层为近源快速堆积，以上构造岩浆事件与陕南镇巴穿心店地区南华系碎屑锆石年龄谱中的新元古代年龄信息具有良好的对应关系（图21），综合区域地质及构造演化推测汉南—米仓山微地块新元古代岩浆岩为研究区南华系提供了主要的沉积物源。
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4.4 地质意义
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近年来，众多学者对扬子地块北缘广泛分布的新元古代岩浆岩进行了一系列岩石学、岩石地球化学及锆石 U-Pb 年代学等方面的研究，这对研究新元古代大陆地壳生长与再造的主要过程和 Rodinia 超大陆聚合—裂解机制具有重要意义。
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扬子地块北缘新元古代早中期（>约 835 Ma）的岩浆岩普遍被认为是形成于与洋壳持续俯冲作用相关的构造环境，但对于新元古代中期（约 835~约 720 Ma）岩浆岩构造背景则存在岛弧和地幔柱这两种争议较大的观点。一些学者认为，扬子地块北缘新元古代中期的岩浆活动与导致 Rodinia 超大陆裂解的超级地幔柱作用有关，该时期的岩浆岩具有双峰式火山岩特征，应是形成于与地幔柱作用相关的大陆裂谷环境（Wang et al.，2008；Wu et al.，2019； 李献华，2021）。然而近年来，众多研究表明扬子地块北缘新元古代中期的岩石组合十分复杂，并非简单地形成于大陆裂谷环境（徐学义等，2002，2010； 闫全人等，2004；夏林圻等，2007）。
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在约 870~约 830 Ma 期间，在米仓山地区前人报道了大量形成于俯冲背景下，具有岛弧性质的岩浆岩，如：正源辉长岩、光雾山花岗岩和西河辉长岩等（凌文黎等，2006；Luo et al.，2018），随后在约 820~约 740 Ma期间，汉南微地块同样可见大量的花岗质岩石和基性侵入岩报道，其地球化学特征均表现出富集大离子亲石元素，亏损 Nb、Ta等高场强元素，LILE 和 HFSES 平坦分布的地球化学特征，暗示该时期俯冲作用的存在（Ling et al.，2003；Zhao and Zhou，2009；Dong et al.，2011，2012）。而在约770~约 740 Ma 期间，米仓山微地块报道的大量岩浆岩，如：黄官 A 型花岗岩、大汉山—碑坝地区的铁船山、陶家坝 I 型花岗岩以及天平河二长花岗岩，其地球化学特征均指示米仓山微地块该时期可能处于与汉南微地块截然不同的弧后伸展构造环境（Gan et al.，2016；Luo et al.，2018；Ao et al.，2019）。综上所述，扬子地块北缘新元古代中期（约 820~约 720 Ma）仍为俯冲环境，少数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。
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在新元古代中晚期（约 635~约 720 Ma），扬子地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、沉积事件。在汉南-米仓山微地块内，前人获得西乡地区正长花岗岩和喜神坝地区二长花岗岩年龄分别为约 707 Ma、约 706 Ma，其地球化学特征均指示形成环境为裂解构造背景（Dong et al.，2012）。此外，在南秦岭造山带武当地区，前人获得武当地区耀岭河群火山岩和基性侵入岩的年龄为约 685~约 679 Ma，其地球化学表现出明显的陆内裂谷特征（凌文黎等，2007，2010）。Zhaoet al. （2022）获得武当地区耀岭河群镁铁质火山岩年龄为约 663~约 644 Ma，其地球化学特征表明应为裂谷构造背景下的产物。此外，Huang et al.（2022）对城口地区的耀岭河群碎屑岩进行了系统的研究，限定了该区域耀岭河群年龄为约 650~约 635 Ma，并认为其构造背景应为陆内裂谷环境，响应了 Rodina 超大陆的裂解。此外，前人在扬子地块周缘地区报道了大量沉积事件，如：徐通（2016）对康县碾坝一带的关家沟组沉积地层进行了研究，认为其为裂谷环境下近源快速堆积的浊积岩建造，杨再兵等 （2023）对华严寺地区的南华系沉积地层进行研究，认为其为裂谷环境下的浊流沉积和陆源碎屑流组合的沉积建造，陈骁帅等（2023）对城口一带的木座组与代安河组沉积地层进行了研究，认为其为边缘裂谷环境下近源冰水碎屑流的沉积建造，毛帆等 （2021）在碧口微地块红岩沟地区南华系获得碎屑锆石 U-Pb年龄介于约 920~约 750 Ma，峰值年龄为约 850 Ma。苏朕国等（2019）在略阳火神庙地区关家沟组变质沉积岩系中获得的碎屑锆石 U-Pb年龄介于约 932~约 723 Ma，峰值年龄为约 838 Ma。弓晨等（2019）对略阳三岔子—金家河地区关家沟组含砾千枚岩中获得的碎屑锆石 U-Pb 年龄介于约 966~约 678 Ma，峰值年龄为约 837 Ma。此次，研究区内获得的南华系碎屑锆石主要年龄区间介于约 780~约 641 Ma，并显示出约 750~约 740 Ma 的显著峰值，与前人获得的锆石年龄特征相似、峰值相近，证明其拥有相似的构造演化历程，结合区域构造演化及前人对该区岩浆岩事件、沉积地层的研究，镇巴穿心店地区南华系沉积事件可能对应了新元古代中晚期扬子地块北缘地区伸展-裂解阶段，应为边缘裂谷环境中的沉积盖层。
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图21 扬子地块北缘汉南—米仓山地区新元古代岩浆岩年龄分布（据Dong et al.，2012；弓晨等，2019修改）
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图中年龄数据来源：1—据Dong et al.，2012；2—据甘保平等，2016a；3—据赵凤清等，2006；4—据Luo et al.，2018；5—据Ling et al.，2003；6— 据Zhao and Zhou，2009；7—据敖文昊等，2014；8—据凌文黎等，2006；9—据Zhao et al.，2008；10—据Zhao and Zhou，2009；11—据Zhao et al.， 2010；12—据耿英英，2010；13—据Dong et al.，2011；14—据Zhou et al.，2002；15—据夏林圻等，2009
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5 结论
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（1）陕南镇巴穿心店地区南华系由下至上可划分为四套岩石地层单位：长安组为扇三角洲前缘相的碎屑流沉积，古城组为扇三角洲前缘相的分流河道沉积，大塘坡组为陆棚相的泥质陆棚沉积，南沱组为冰海相的冰水碎屑流沉积。
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（2）陕南镇巴穿心店地区南华系砂岩地球化学特征表明，研究区南华系化学风化作用较弱，经历了较低程度的沉积物再旋回作用，CIW、PIA 和 CIA* 等地球化学指标反映出南华系经历了寒冷干燥— 有波动的寒冷干燥—趋于稳定的温暖湿润寒冷干燥的古气候演化。
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（3）陕南镇巴穿心店地区南华系砂岩全岩地球化学表明，其物源区主要来自亲上地壳的中—酸性岩浆岩，大地构造背景为活动大陆边缘—大陆岛弧，结合碎屑锆石年代和年龄谱系特征，认为其物源主要来自扬子地块北缘汉南—米仓山微地块。
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（4）根据区域地质资料和前人研究以及地层序列中的层位关系，综合分析认为穿心店地区南华系形成时代为约 720~约 635 Ma，研究区南华纪沉积事件可能对应新元古代中晚期扬子板块北缘伸展－解阶段，为Rodinia超大陆裂解过程的响应。
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注释
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① 陕西省地质局区域地质测量队.1966.1∶20万紫阳幅地质图说明书[R].
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② 王天明，裴先治，丁仨平 .2008.1∶5 万镇巴幅地质图说明书 [R]. 西安：陕西省地质调查院.
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摘要
扬子地块北缘镇巴穿心店地区发育有完整的南华系—震旦系沉积地层，记录了研究区及邻区南华纪沉积特征，对于研究扬子地块北缘新元古代晚期构造演化历史和 Rodinia超大陆演化过程具有重要的地质意义。研究区南华系由下至上可划分为4套岩石地层单位，分别为长安组、古城组、大塘坡组和南沱组。南华系砂岩地球化学特征表明，研究区南华系化学风化作用较弱，经历了较低程度的沉积物再旋回作用。砂岩的CIA、CIW、PIA、Rb/Sr等古气候指标显示，研究区南华系具有由寒冷干燥—有波动的寒冷干燥—趋于稳定的温暖湿润—寒冷干燥的古气候演化趋势。在Dickinson三角图解中清晰地反映了南华系各组砂岩具有再旋回造山带和切割岩浆弧物源的特征，同时砂岩岩石地球化学特征也指示南华系的物源区主体应由中酸性岩浆岩组成。南华系长安组、古城组和南沱组3件碎屑锆石U-Pb年龄样品的年龄分布特征类似，主要年龄区间为新元古代晚期（约 780~约 641 Ma），并显示出约 750~约 740 Ma的显著峰值。结合区域地质资料，研究区南华系沉积时代应为约 720~约 635 Ma，物源应主要来自位于现今研究区西侧的扬子地块北缘汉南—米仓山微地块的新元古代岩浆岩，其沉积事件对应于新元古代中晚期扬子地块北缘伸展-裂解阶段，为Rodinia超大陆裂解过程的沉积响应。
Abstract
An intact Nanhua-Sinian sedimentary cover has been formed in the Zhenba-Chuanxindian area on the northern margin of the Yangtze block. The sedimentary characteristics during the Nanhua period in the research area and its neighboring areas were recorded， which is of important geological significance for studying the Late Neoproterozoic structural evolution and evolution of the supercontinent Rodinia on the northern margin of the Yangtze Block. The Nanhua system in the research area can be divided into four lithostratigraphical units from bot- tom to top， namely Chang’an Formation， Gucheng Formation， Datangpo Formation and Nantuo Formation. The geochemical characteristics of sandstones from the Nanhua System suggest weak chemical weathering and low levels of sediment recycling of the Nanhua System in the research area. The paleoclimatic indicators of sandstones such as CIA，CIW，PIA and Rb/Sr indicate a paleoclimatic trend of the Nanhua system in the research area from cold-dry to fluctuating cold-dry to stable warm-humid and then to cold-dry climate. Dickinson’s triangular diagram clearly reflects that the sandstones from each formation in the Nanhua System have the characteristics of recycled Orogen and cut magmatic arc provenances. In addition， the geochemical characteristics of sandstone rocks also indicate that the provenance of the Nanhua System should be mainly composed of intermediate-acidic magmatic rocks. Three of the sampled units in the Nanhua system， Chang’an Formation， Gucheng Formation and Nantuo Forma- tion， have similar distribution characteristics of detrital zircon U-Pb age， mainly in the Late Neoproterozoic （ca. 780-ca. 641 Ma）， presenting a significant peak at ca. 750-ca. 740 Ma. Combined with regional geological data， the sedimentary age of the Nanhua System in the research area should be ca. 720-ca. 635 Ma. The provenance should mainly come from the Neoproterozoic magmatic rocks of the Hannan-Micangshan microcontinent located on the northern margin of the Yangtze Block in the west of the current research area. The sedimentary event cor- responds to the extensional-rifting phase during the Mid-late Neoproterozoic on the northern margin of the Yangtze Block， which is a sedimentary response to the fragmentation of the supercontinent Rodinia.
