勉略构造带南侧略阳地区踏坡组物源分析：来自碎屑锆石U-Pb年龄的证据

2021-09-10邵嘉坤裴先治李瑞保李佐臣裴磊刘成军高峰陈有炘王盟赵少伟

西北地质 2021年3期

邵嘉坤，裴先治,2*，李瑞保,2，李佐臣,2，裴磊,2，刘成军,2，高峰,2，陈有炘,2，王盟,2，赵少伟,2

(1.长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054；2. 西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室,陕西西安 710054)

0 引言

勉略带，又称为勉县-略阳构造混杂岩带，其北以状元碑断裂为界，南至荷叶坝(夹门子沟)断裂，总体构造特征体现为近东西—北北西向展布、由北向南逆冲推覆的叠瓦状构造带(张国伟等，1995，2003，2015；裴先治等，2001，2002；李亚林等，2002；李三忠等，2002)。勉略构造带提出至今，已取得大量研究成果，但由于漫长的演化历程使得勉略构造带具有独特的复杂性，同时，也为勉略构造带的形成、演化过程研究带来较大争议。张国伟等学者认为勉略构造带是晚古生代—早中生代有限洋盆的蛇绿构造混杂岩带(张国伟等，1995，1997，2004；孟庆任等，1996；赖绍聪等，1998；杜远生等，1999；Dong Yunpeng et al.，2011；许志琴等，2015)；杨志华等(1999)和冯益民等(2004)通过岩石组合分析、沉积相分析、地层划分对比等方法，认为勉略构造带在泥盆纪—三叠纪不存在洋盆。然而近年来不同学者对勉略构造带内部及其周边的洋壳玄武岩、变安山岩(具O型埃达克性质)、陆缘弧型火山岩、洋岛型火山岩、双峰式火山岩等不同类型火山岩研究分析所获得的大量新元古代年代学信息及地球化学数据均指示勉略构造带在新元古代存在古洋盆(张宗清等，2005；闫全人等，2007；刘军锋等，2007；李瑞保等，2009；王涛等，2011；林振文等，2013；Dong Yunpeng et al.，2016；徐通，2016)。

踏坡组位于略阳地区勉略构造带南侧，发育一套粗粒陆源碎屑岩，岩石组合主要由复成分砾岩、含砾砂岩、砂岩、粉砂岩和粉砂质板岩组成。孟庆任等(1996)认为在略阳地区晚古生代发育的略阳沉积盆地，是勉略洋盆南缘裂谷-有限洋盆的一部分。由于后期俯冲造山、碰撞造山作用的影响，略阳盆地北部沉积特征均被构造破坏，踏坡组则代表勉略洋盆南缘裂谷沉积特征而被残留了下来。孟庆仁等(1996)、裴先治(2001)对略阳盆地沉积特征及构造演化进行分析，认为踏坡组所处的略阳盆地在泥盆纪处于被动大陆边缘盆地发育的早期裂谷盆地层序阶段，并于早泥盆世开始裂陷。杨沛兵(2017)也在前人研究基础上对踏坡组进行沉积相划分，认为踏坡组沉积是由陆上到深水的过渡过程，并将其沉积相划分为扇三角洲相、浅海相和海底扇相。王训练等(2019)认为踏坡组碎屑锆石年龄谱与鱼洞子杂岩和崆岭杂岩具有相似行，认为踏坡组物源可能来自鱼洞子地区和崆岭地区。但是，迄今为止，关于踏坡组的研究仍比较薄弱，前人工作以沉积相为主，年代学资料不充分，尤其是对其物源区位置尚未有过系统研究与统一认识。碎屑锆石年代学分析是研究沉积地层物源区的重要手段之一，锆石在岩浆岩、变质岩和沉积岩中普遍存在，并具有较强的抗风化、抗蚀变能力，能够在各种地质环境中完好保留下来。笔者通过LA-ICP-MS碎屑锆石U-Pb年代学测试，结合踏坡组沉积学和岩石学特征，以及勉略构造带、扬子板块北缘构造演化历程，综合分析探讨踏坡组物源区及沉积构造背景。

1 区域地质背景

1.1 区域地质特征

勉略构造带位于秦岭造山带南缘，其北以状元碑走滑断裂为界与南秦岭构造带相邻，南以荷叶坝(夹门子沟)断裂为界与碧口微地块毗邻，主体呈东西—北西西向延伸(图1)，是由一系列由北向南的复合逆冲推覆构造为骨架，诸多不同性质构造岩片组成的叠瓦状逆冲推覆构造系(张国伟等，1995，2003，2004，2015；裴先治等，2001，2002)。勉略构造带在物质组成上包含了勉略古洋盆发育不同阶段的双峰式火山岩、洋壳蛇绿岩、洋岛火山岩、岛弧火山岩以及相关的沉积地层，由于后期俯冲碰撞造山和造山后作用影响，现今表现为不同时代、不同属性的构造岩片相拼接叠置的构造混杂岩带，局部地区出露古老结晶基底。在研究区内，勉略带主要出露三河口群(D1-2S)、略阳组(D2-C1l)、关家沟组(Nhg)、相公山白云岩(xdol)、纸房沟火山岩(zflv)、黑沟峡火山岩(hlv)、五郎坪火山岩(wlv)等不同类型沉积岩、火山岩岩片以及研究区东部时代未定的千枚岩岩片(Xph)。

图1 秦岭造山带大地构造单元划分图(据Dong Yunpeng et al.，2016；张国伟等，2015)Fig.1 Division of tectonic units in Qinling orogenic belt

碧口微地块位于扬子板块西北缘，主体出露新元古代火山-沉积岩系，以枫相院-铜钱坝断裂为界可将其划分为南部新元古代碧口群和北部新元古代横丹群(裴先治等，1989，1992；徐通等, 2013；闫全人等，2003；平先权等, 2014)。此外，还发育有震旦系—寒武系沉积地层(包括陡山沱组碳硅质板岩、泥质灰岩、变砂岩和灯影组白云岩、白云质灰岩)、新元古代侵入岩体(白雀寺岩体、二里坝岩体、铜厂岩体等)和新太古代鱼洞子杂岩(鱼洞子岩群和花岗质片麻岩)。

南秦岭造山带位于勉略构造带北侧，其基底主要由中—新元古代浅变质火山岩和零星出露的新太古代—古元古代中深变质岩块组成，与华北板块和北秦岭构造带的前寒武纪构造演化特征具有显著差别(平先权等, 2014)。系统的Pb、Nd同位素、微量元素地球化学特征以及800～900 Ma地壳急剧垂向增生表明南秦岭构造带与扬子板块具有相同的壳幔演化史，认为南秦岭构造带是由扬子板块北缘发展起来的前陆褶皱冲断带(许志琴等，1986；董云鹏等，2002)。其盖层以震旦纪—古生代沉积地层为主，在研究区内发育大堡岩组(O3db)和白水江群迭部组(S1d)。

1.2 踏坡组地层特征

踏坡组(D1-2t)主要位于勉略构造带南侧，角度不整合覆盖于碧口群和东侧震旦系沉积地层之上，受荷叶坝断裂控制，在平面上呈扇形展布(图2)，主体岩性为一套粗粒陆源碎屑岩，代表勉略构造带南侧泥盆纪原地堆积。踏坡组变质程度较弱，但内部构造变形强烈，变形样式复杂，表现为多期褶皱叠加，紧闭同斜褶皱和较大尺度的宽缓褶皱同存(图3a)，总体上呈由北向南的逆冲推覆的复式单斜构造，并伴随有局部走滑构造。

1.泥盆—石炭系略阳组；2.下—中泥盆统三河口群(主体为一套碎屑岩夹少量碳酸盐岩)；3.下—中泥盆统踏坡组；4.下志留统迭部组；5.上奥陶统大堡岩组；6.震旦系(主要包括陡山沱组和灯影组)；7.南华系关家沟组；8.新元古界碧口群；9.新太古界鱼洞子岩群；10.石英闪长玢岩；11.中细粒二长花岗岩；12.中细粒花岗闪长岩；13.中细粒英云闪长岩；14.中细粒闪长岩；15.堆晶辉长岩；16.辉绿(玢)岩；17.细粒辉长岩；18.超基性岩；19.花岗质片麻岩；20.相公山白云岩岩块；21.纸房沟火山岩岩片；22.黑沟峡火山岩岩片；23.五郎坪火山岩岩片；24.时代未定的地质体；25.角度不整合；26.侵入岩脉动接触界线；27.地层界线、侵入体界线；28.一、二级断层；29.同位素年龄样品位置；30.勘查路线图2 勉略构造带及邻区构造简图和略阳地区地质简图(陕西地质矿产地矿开发局综合研究队)Fig.2 Brief structural diagram of the Mianlue tectonic zone and adjacent area and geological map of the Lueyang area

a. 强硬砂岩层显示紧闭褶皱；b. 火焰状构造；c. 鲍马序列；d. 滑塌块体；e. 砾石特征(踏坡组底部)；f. 砾石特征(踏坡组顶部)；g. ML1299-2镜下照片(+)；h. ML1304-2镜下照片(+)Q.石英；F.长石；R.岩屑图3 踏坡组沉积地层野外露头特征及岩石样品显微照片Fig.3 The photos of characteristics of the outcrop and geological phenomena in the Tapo Formation and the micrograph of the samples

通过详实的野外地质调查，根据踏坡组出露特征和空间展布，以其岩性组合与沉积构造发育特征为主要依据，对踏坡组进行地层划分，具体划分为以下3个段(图4、图5)。

D2-C1l.略阳组；D1-2t3.踏坡组上段；D1-2t2-3.踏坡组中段上层；D1-2t2-2踏坡组中段中层；D1-2t2-1.踏坡组中段下层；D1-2t1.踏坡组下段；Pt3bk.新元古界碧石群图5 踏坡组柱状图及采样位置Fig.5 The stratigraphic column diagram of the Tapo Formation and the location of samples

下段(D1-2t1)为冲积扇—扇三角洲沉积，主要为灰色厚层-块状复成分砾岩、厚层-块状含砾粗砂岩、粗砂岩夹少量深灰色细砂岩，砾石大小不一，以0.2～11 cm为主，个别砾石粒径达22 cm，砾石主要由花岗岩砾石、砂岩砾石、白云岩砾石和石英岩砾石和少量泥质砾石组成，其中花岗岩砾石、白云岩砾石和石英岩砾石磨圆相对较好，多呈浑圆状-次圆状，而砂岩砾石和泥质砾石磨圆度较差，多为次棱角状-棱角状，可见砾石长轴垂直或大角度相较于层面的泥石流沉积特征，局部砾石显示向上逐渐减少的递变特征。

中段(D1-2t2)为水下扇沉积，岩性组合以细碎屑岩夹中-粗碎屑岩为主，并可细分为下层细碎屑岩层段、中层粗碎屑岩层段和上层细碎屑岩夹含砾砂岩层段。下层(D1-2t2-1)细碎屑岩以中薄层细砂岩和粉砂岩为主，发育有典型的火焰状构造、粒序层理、负载构造等沉积构造，多见鲍马序列(Tbcd)，指示浊流沉积特征；中层(D1-2t2-2)以浅灰色厚层状砾岩、含砾砂岩，浅肉红色厚层状含砾砂岩，灰色薄层状细粒砂岩夹薄层细砂岩、薄层状粉砂岩为特征，砾石大小混杂，多为0.2～4.0 cm，磨圆以次棱角状-棱角状为主，成分多为粉砂岩、硅质岩砾石。局部地区发育大小不一的滑塌块体。浅肉红色含砾砂岩砾石粒径较小，多为0.2～1.0 cm，次圆状-棱角状为主，砾石成分多为砂岩、白云岩和硅质岩砾石，代表了沉积时期短暂的富氧环境；上层(D1-2t2-3)：主体为灰黑色中薄层状砂岩、薄层状粉砂岩，夹灰色中层状细砾岩。该层段沉积构造发育，发育鲍马序列(以Tbcd、Tbcde段为主)、平行层理、爬升层理、粒序层理以及冲刷面构造。

踏坡组上段(D1-2t3)发育扇三角洲沉积的砾岩-含砾砂岩-砂岩，夹少量薄层状粉砂岩，顶部发育千枚岩夹少量中薄层状灰岩，砾石成分以白云岩、灰岩和花岗岩为主，砾石磨圆度较好，主体为次圆状-次棱角状，与略阳组灰岩(D2-C1l)呈指状交叉的接触关系。与上覆略阳组灰岩呈整合接触，局部被后期逆冲断层改造。

2 样品位置和分析方法

2.1 样品位置和样品特征

为限定踏坡组形成时代和物源区特征，在踏坡组南北分别采集粗砂岩、砂岩样品进行碎屑锆石U-Pb年龄谱分析，样品所在地层位置如图3所示。北侧样品(ML1299-2)位于踏坡组上段，粒度相对较细，为灰色中层状中细粒长石岩屑砂岩(图3g)，样品地理坐标为N 33°16′05″；E 106°07′03″；粒径为0.10～0.25 mm，分选、磨圆较差，总体呈现棱角-次棱角状，碎屑骨架中岩屑含量为50%±，石英含量为30%±，长石含量为15%±，钙质胶结，岩屑中包含大量白云质岩屑，长石不同程度蚀变为绢云母；南侧样品(ML1304-2)踏坡组中段，岩性为灰色中厚层状中粗粒岩屑砂岩(图2h)，采样点地理坐标为N 33°17′33″；E 106°08′29″，粒径总体为0.2～0.5 mm，分选、磨圆差，多呈棱角-次棱角状，碎屑骨架以岩屑、石英为主，岩屑含量为60%±，石英含量为20%±，长石为8%±，钙泥质胶结，具有弱定向性。

2.2 实验测试方法

本次样品锆石分选及制靶工作在河北省廊坊市峰泽源岩矿检测技术有限公司利用标准技术完成，阴极发光(CL)照片在西安瑞石科技有限公司完成。单颗粒锆石U-Pb同位素原位测定在天津地质矿产研究所进行，实验仪器为Thermo Fisher公司制造的Neptune，测试系统为激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS)，激光剥蚀斑束直径约为35 μm，选取NISTSRM 610作为元素含量外标计算锆石样品的Pb、Th、U含量，标准锆石GJ-1作为锆石标样(李怀坤等，2009)。采用ICPMS DataCal软件对原始数据进行处理，利用208Pb校正法对普通铅进行校正，用Isoplot宏绘制碎屑锆石年龄频谱图和碎屑锆石U-Pb谐和图，详细数据处理步骤和分析方法见张本仁等，(1996)。为了提高数据可信度，笔者舍弃谐和度小于90%的锆石数据。由于测得年龄数据全部大于1.0 Ga，所以采用207Pb/206Pb年龄进行分析(Griffin et al., 2004；吴元保等，2004)。

3 测试结果

3.1 锆石形态特征

CL图像能够清晰、有效地反映锆石内部结构。踏坡组砂岩样品ML1304-2和ML1299-2代表性锆石阴极发光照片及对应年龄如图6所示。据CL图像显示，锆石多呈无色透明或浅灰黄色，形态上以自形-半自形长柱状、短柱状为主，个别锆石因破碎而呈现出不规则状。少数锆石由于变质重结晶作用导致Th4+流失，而显示为弱条带的灰白-亮白色。据前人研究，不同成因锆石Th、U含量及Th/U值不同，通常认为岩浆锆石的Th、U含量较高，Th/U值较大(一般>0.4)，变质锆石的Th、U含量低，Th/U值小(一般<0.1)(Hermann J et al., 2001；吴元保等，2004)。LA-MC-ICPMS测试数据显示，判别图解如图7所示，北侧砂岩样品ML1299-2锆石Th/U值为0.29～2.56，主要集中在0.4～1.3；南侧砂岩样品ML1304-2锆石Th/U值基本为0.13～2.09，主要集中在0.5～1.3，为典型的岩浆锆石。

图6 踏坡组砂岩样品(ML1299-2、ML1304-2)代表性锆石CL图像及表面年龄Fig.6 Cathodolum Inescence (CL) images and ages of single zircon of the two samples in the Tapo Formation (ML1299-2、ML1304-2)

图7 踏坡组砂岩样品锆石成因判别图解Fig.7 Schematic diagram of the zircon formation of the samples

3.2 锆石U-Pb年龄

每个样品各选取不同大小、形态及震荡环带特征的80个单颗粒锆石进行微区测试，为了保证测试数据准确性和可信度，在选取锆石晶域时力求避免包裹体、裂缝和多期改造区域。测试数据显示南侧砂岩样品ML1304-2谐和度极高，所有测试点谐和度全部处于98%～99%，北侧砂岩样品ML1299-2谐和度较差，去除谐和度低于90%的测试数据，剩余62个有效测试点，所有有效测试点206Pb/238U、207Pb/235U、207Pb/206U表面年龄基本一致，表明所得数据可信度高，测试结果如表1所示。

北侧砂岩样品ML1299-2测试点中最年轻的锆石207Pb/206Pb表面年龄为1 537了Ma，最古老锆石年龄为2 692Ma。根据碎屑锆石U-Pb年龄频谱图(图8a、图8b)，ML1299-2样品年龄主要分为以下2组年龄：1 967～2 035 Ma年龄组锆石32颗，约占总数的52%，碎屑锆石U-Pb年龄谱中表现为强烈峰值，峰值年龄为2 001 Ma；2 413～2 692 Ma年龄组锆石20颗，约占总数的32%，该年龄组峰值年龄为2 456 Ma。此外，还有1 848 Ma年龄锆石1颗，2 192 Ma、2 254 Ma、2 309 Ma、2 317 Ma、2 339 Ma、2 366 Ma等6颗锆石均匀散布在两峰之间。

南侧砂岩样品ML1304-2中最年轻的锆石表面年龄为1 432Ma，最古老的锆石年龄为3 297Ma。碎屑锆石U-Pb年龄频谱图(图8c、图8d)显示，其主要年龄分布可细化为：1 969～2 089Ma年龄组锆石有45颗，约占总数的56%，碎屑锆石年龄谱中表现为强烈峰值，峰值年龄为2 005Ma；2 424～2 706Ma年龄组锆石27颗，占总数的34%，峰值年龄为2 480Ma；3 122Ma、3 297Ma锆石各1颗；2 140Ma、2 224Ma、2 306Ma等3颗锆石散布在两峰之间。

图8 踏坡组砂岩样品碎屑锆石U-Pb年龄频谱图及谐和图Fig.8 Detrital zircon U-Pb age spectrum and harmonic diagram of the samples

4 讨论

4.1 踏坡组砾石组分分析

沉积学和岩石学方法是判断陆源碎屑岩物质来源、推测源区母岩类型的手段之一。肉眼可见的砾岩、含砾砂岩中的砾石是野外判别物源区最直接、最有效的方法。

本次获取踏坡组砾石统计数据14组。其中，统计点1～8位于踏坡组上段，统计点9～10位于踏坡组中段，统计点11～14位于踏坡组下段，具体点位见图4。踏坡组砾石统计结果如图9所示，砾石成分主要包括花岗岩砾石、石英岩砾石、白云岩砾石与灰岩砾石，砾石磨圆度相对较好，约占砾石总量78%～96%。考虑到白云岩、灰岩以及砂岩等并不能够产出锆石，因此对踏坡组砾石组分分析是十分必要的。值得注意的是：除以上主要砾石成分外，还含有一定量棱角状-次圆状的砂岩砾石和板岩砾石，主体呈现长条状，认为是早期尚未完全固结的砂岩和强风化板岩在踏坡组沉积时期高能水动力的作用下破碎形成的产物。

图9 踏坡组主要砾石含量对比Fig.9 The comparison of content of major groups of gravel in Tapo Formation

不难发现，踏坡组下段与踏坡组中—上段主要砾石成分与磨圆度具有明显差异性，将不同层位主要砾石成分进行对比可清晰发现(图9)，踏坡组下段砾石成分以灰岩砾石和白云岩砾石为主，约占60%～80%，花岗岩砾石相对较少；而踏坡组中段与上段砾石则以花岗岩砾石和石英岩砾石为主，约占总量60%～90%，灰岩砾石和白云岩砾石剧烈减少，指示踏坡组沉积时期物源可能发生由白云岩、灰岩物源区向花岗岩物源区的转变。

在踏坡组砾石磨圆度统计图(图10)中依然显示出踏坡组下段与中—上段具有明显不同，下段砾石中次棱角状和次圆状占据明显优势，而在上端则以次圆状和浑圆状砾石为主。这同样证实了踏坡组物源的变化，且随着白云岩和灰岩物源区物质供给逐渐减少，花岗质物源区物质供给逐渐增多，且碎屑物质搬运距离愈来愈远。

图10 踏坡组砾石磨圆度统计图Fig.10 Statistics of roundness of gravel in Tapo Formation

踏坡组周缘主要发育有前寒武及早古生代地质体主要有鱼洞子杂岩、碧口群和震旦纪陡山沱组、灯影组。鱼洞子杂岩主体于略阳县鱼洞子地区(张宗清等，2001)，以构造岩片形式近东—西向展布，物质组成上包括了斜长角闪岩、变粒岩、绿片岩、石英岩和少量磁铁石英岩为主的鱼洞子岩群和一套TTG岩系(张欣等，2010；王洪亮等，2011)。碧口群位于踏坡组南侧，主要发育一套火山-沉积岩系；陡山沱组下部主要为变砂岩和含砾粗砂岩，上部主要发育碳质板岩、泥质灰岩夹硅质岩；灯影组则以广泛发育的白云质灰岩和白云岩为特征。显然，大量的白云质灰岩砾石和白云岩砾石无疑来自邻近的震旦系陡山沱组、灯影组，而花岗岩砾石和石英岩砾石可能来自于鱼洞子杂岩，而南侧的碧口群尚未或很少为踏坡组提供碎屑物质。而砾石成分在垂向上的差异表明随踏坡组沉积早期，不整合于其下的陡山沱组和灯影组为其提供主要碎屑物质，但随着沉积进行，临近灯影组和陡山沱组剥蚀殆尽，踏坡组物源区随之迁移，由该地区古老基底——鱼洞子杂岩可能为踏坡组提供物质供给。

4.2 碎屑锆石源区分析

笔者所测踏坡组2个砂岩样品的碎屑锆石年龄频谱图均具有2个明显的峰值区，分别为2 706～2 413 Ma和2 089～1 967 Ma。此外，还具有少数中—新太古代和中元古代锆石年龄异常集中的年龄峰值指示踏坡组可能为近源快速堆积的产物。

现今踏坡组周缘主要出露扬子板块北缘、南秦岭构造带以及碧口微地块相关地质体，现有研究表明，南秦岭地区在泥盆纪与踏坡组以海槽相隔，碧口微地块中的火山岩以及侵入岩相关的大量同位素年代学指示其形成时间为879～776 Ma。显然，南秦岭构造带与碧口微地块相关地质体尚不能成为踏坡组的合理物源区，即踏坡组碎屑物质极可能来自于扬子板块北缘。扬子板块太古宙—古元古代结晶基底现今零星出露于扬子板块北缘(Wang Xuance et al., 2012)，与本次工作年龄数据相符的主要地质体有略阳地区鱼洞子杂岩、碑坝地区后河杂岩、宜昌地区崆岭杂岩以及大别山黄土岭片麻岩。

4.2.1 2 706～2 413 Ma年龄组信息

2 600～2400 Ma是全球大陆形成和新太古代—古元古代Kenorland超大陆稳定的重要时期，前人多次获得古太古代—新太古代模式年龄(2.7～3.5 Ga)表明新太古代扬子板块经历太古宙地壳再造并伴随有年轻地壳的加入(Hui Bo et al., 2017；Zhou Guangyan et al., 2018；Chen Qiong et al., 2018，2019)。然而扬子板块前寒武纪基底受南华纪、震旦纪及显生宙以来沉积地层覆盖仅零星裸露(Condon D et al., 2005)。湖北宜昌崆岭地体(3.45～1.9 Ga)是扬子板块古太古代—古元古代结晶基底的典型代表，并被广泛认为是扬子板块太古宙陆核(韩鹏园，2017)，主要包括太古宙TTG片麻岩(2.9～3.45 Ga)、斜长角闪岩(～3.0 Ga)、新太古代A型花岗质片麻岩(2.6～2.7 Ga)和古元古代变沉积岩(高山等，2001；Jiao Wenfang et al., 2009；Guo Jingliang et al., 2014)。Sun Ming et al.(2008)和Wu Yuanbao et al.(2008)在大别造山带黄土岭麻粒岩获得新太古代—古元古代SIMS和LA-ICPMS锆石U-Pb年龄(2.9～2.7 Ga)。而从岩性组合与高度集中的年龄谱来看，踏坡组应为近源快速堆积的产物，其物源区不可能太远，年龄组成上也并未发现大量>2.7 Ga碎屑锆石年龄。因此，无论是从空间配置关系还是年龄组成上，崆岭杂岩和黄土岭片麻岩都不可能成为踏坡组的合理物源。因此，2 706～2 413 Ma年龄组锆石更合理的物源区应为邻近的扬子板块北缘新太古代—古元古代结晶基底的碧口微地块的鱼洞子杂岩(2.7～2.4 Ga)。

鱼洞子杂岩构造位置位于勉略构造带南侧，主要由鱼洞子岩群和花岗质片麻岩系组成(张欣等，2010；王洪亮等，2011)。前人关于鱼洞子杂岩年代学研究给出不同岩性锆石U-Pb年代学资料(2 815～2 449 Ma)，Hui Bo et al.(2017)通过LA-ICPMS锆石U-Pb测年方法分别获得鱼洞子TTG片麻岩年龄为(2 815±18) Ma、角闪斜长片麻岩年龄为(2 692±28) Ma、黑云斜长片麻岩年龄为2 449～2 480 Ma；王洪亮等(2011)认为鱼洞子岩群磁铁石英岩中岩浆锆石LA-ICPMS锆石U-Pb不一致曲线上交点年龄为 (2 645±25)Ma；Zhou Guangyanetal(2018)同样获得鱼洞子杂岩TTG岩系2.65 Ga年龄数据(LA-ICPMS锆石U-Pb年龄)，并认为在2.48 Ga鱼洞子地区经历了古老地壳重熔事件。TTG岩系全岩Nd模式年龄为3.3～2.9 Ga，表明鱼洞子杂岩具有明显的地壳演化史，岩浆来源可能为中太古代，并在～2.5 Ga经历古老地壳熔融(张宗清等，2001；张欣等，2010；王洪亮等，2011；Chen Zhihong et al., 2016；Hui Bo et al., 2017；Zhou Guangyan et al., 2018；Chen Qiong et al., 2018，2019)。

综上所述，踏坡组2 706～2 413 Ma年龄组年龄特征与扬子板块西北缘新太古代—古元古代早期地质演化和相关年龄报道具有高度同一性，最老锆石3 122 Ma和3 297 Ma与鱼洞子杂岩模式年龄相一致，可能为古老陆壳重熔残留的产物，认为鱼洞子杂岩可能为踏坡组重要物源区之一。

4.2.2 2 089～1 967 Ma年龄组信息

2.1～1.8 Ga构造年代学记录在扬子板块北缘广泛存在，强烈的岩浆活动和变质事件代表该时期强烈的碰撞造山事件，其形成可能与古元古代Columbia超大陆汇聚与裂解有关(张丽娟等，2011；Hu Juan et al., 2013；肖亮，2018)。2 089～1 967 Ma年龄段锆石年龄在勉略构造带及其邻区的报道主要集中在后河杂岩和沉积地层中。后河杂岩是扬子板块西北缘出露的古老结晶基底，主要呈残存状零星出露于汉中市南郑县后河、碑坝、朱家坝地区，主要由下部强烈混合岩化的灰色片麻岩系(TTG岩系)、变基性岩(斜长角闪岩)和上部副变质岩组成(肖亮，2018)。Wu Yuanbao et al.(2012)获得后河地区TTG片麻岩LA-ICPM锆石U-Pb年龄为(2 081±9)Ma，并认为该年龄代表了后河杂岩TTG岩系形成时代。

虽然扬子板块新太古代—古元古代地质体仅呈零星状出露，但是，在扬子板块内部沉积地层和变质地层中仍有大量2 089～1 967 Ma年龄报道(Liu Xiaoming et al., 2008；佘振兵，2007；张丽娟等，2011；Wu Yuanbao et al., 2012)。现有资料表明相关地质体主要有：大别山黄土岭麻粒岩(1 992 Ma，锆石蒸发法；1 998 Ma，石榴子石逐步溶解法；2 002 Ma，SIMS；2 052 Ma，LA-ICPMS)(周汉文等，1998；吴元保等，2003；夏群科等，2003)，崆岭杂岩副片麻岩(1 939 Ma，Sm-Nd等时线法)、角闪岩(1 958 Ma，Sm-Nd等时线法)(凌文黎，1996)、奥长花岗岩(～1 990 Ma，SHRIMP)(夏群科等，2003；Chen Qiong et al., 2019)、变泥质岩(～1 940 Ma，LA-ICPMS)(Zhang Shaobing et al., 2006)和混合岩(1 980～2 013 Ma，SHRIMP)(Zhang Shaobing et al., 2006)。卢山松等(2012)通过地球化学研究认为后河杂岩具有岛弧岩浆岩特征，并形成于活动大陆边缘。Liu Xiaoming et al.(2008)对三峡地区南华—震旦纪沉积地层进行大量同位素年代学研究，获得的太古宙—古元古代年龄谱与笔者研究具有高度相似性。从年龄关系来看，后河杂岩貌似是踏坡组的合理物源，但是，现有研究认为，后河杂岩所处的米仓山地区抬升于侏罗纪(许长海等，2010)，在早—中泥盆世并不能为踏坡组提供碎屑物质。

经以上综合分析，能够作为踏坡组的合理物源地质体貌似只有附近的鱼洞子杂岩，但是现有研究并未发现鱼洞子杂岩有～2.0 Ga年龄报道。因此，有2种可能：其一，鱼洞子杂岩曾经可能存在～2.0 Ga年龄，但是在后期抬升剥蚀或构造演化中被剥蚀掉，陕西地质矿产地质矿产开发局综合研究队在1∶5万略阳幅地质图测制中指出在苏家河地区有鱼洞子岩群出露，并与踏坡组呈角度不整合接触，由此可见，鱼洞子杂岩的原始分布区域可能要比现今出露的范围更为广泛；其二，2.1～1.8 Ga年龄信息代表扬子板块北缘古元古代强烈的俯冲-碰撞造山事件，其形成可能与古元古代Columbia超大陆汇聚与裂解有关(Li Sanzhong et al., 2007；Li Longming et al., 2014)，而踏坡组邻区可能存在～2.0 Ga年龄地质体，由于扬子板块和华北板块碰撞造山过程中被推覆块体所掩盖。综合分析认为，鱼洞子杂岩或现今尚未出露地表的扬子板块西北缘古元古代古老基底为踏坡组提供大量沉积物质。

综合踏坡组砾石成分和碎屑锆石年龄谱信息，认为其物源主要来自以鱼洞子杂岩和后河杂岩为代表的扬子板块西北缘变质结晶基底和踏坡组周缘的震旦系陡山沱组和灯影组。

4.3 地质意义

勉略构造带及邻区记录的大量新元古代早中期板块汇聚型岩浆事件表明勉略古洋盆存在时间限定在新元古代(826～812 Ma)(闫全人等，2007)，新元古代中晚期进入后碰撞裂解阶段(闫全人等，2007；王涛，2008；徐通等，2013，2016；林振文等，2013)。早古生代勉略构造带则处于持续裂解阶段，勉略带及邻区相关年龄纪录较少，勉略带北侧大堡岩组洋岛型玄武岩(455～446 Ma)(王涛，2008)、东延北大巴山洞河组双峰式火山岩、碱性岩以及后龙门山毛塔子双峰式火山岩(472±9) Ma(李佐臣，2009)均指示勉略构造带及其邻区在早古生代处于裂解环境(Dong Yunpeng et al., 2016)。早古生代末裂谷肩部抬升使得扬子板块西北缘遭受剥蚀，大面积缺失泥盆—石炭系，但在勉略带内部广泛发育泥盆—石炭系(赖绍聪等，1998；李三忠等，2003)。早—中泥盆世总体表现为伸展环境下的裂陷盆地-被动大陆边缘沉积体系，勉略带北部早泥盆世三河口群发育一套浊积岩沉积(或复理石沉积)，南侧则以踏坡组陆源碎屑岩和整合于其上的略阳组碳酸盐岩沉积组合作为响应。

踏坡组沉积地层记录了勉略构造带由伸展裂陷向稳定沉积的演变过程，并将伸展裂陷完成时间限定在早—中泥盆世。从沉积岩性组合和沉积构造特征，可将踏坡组划分为3个岩性段。踏坡组下段为一套冲积扇—扇三角洲沉积的岩厚层-块状砾岩、含砾砂岩，可见典型的泥石流沉积特征，指示强水动力作用下的快速垂向加积；中段为斜坡相水下扇沉积，主要发育细粒的中细粒砂岩，局部发育砾岩、砂砾岩，发育典型的鲍马序列Tbcd、火焰状构造、滑塌构造、粒序层理以及负载构造等沉积构造，指示斜坡相浊流沉积和液化沉积物流沉积；上段主体发育厚层-块状砾岩、中薄层状砂岩、细砂岩以及粉砂质板岩，向上逐渐过渡到略阳组台地相沉积，呈整合接触，岩性组合上符合与浅水扇三角洲沉积特征。将沉积岩性组合与区域构造演化结合分析：踏坡组下段和中段形成于泥盆纪伸展环境下的裂陷盆地，从而也说明勉略构造带在略阳地区伸展裂陷可能持续到早泥盆世。随着伸展裂陷作用停止，略阳地区逐渐抬升，在踏坡组顶部沉积—套粗粒碎屑岩，随后在勉略构造带内部及邻区发育大范围的碳酸盐岩台地沉积，在略阳地区发育一套以深灰色生物碎屑灰岩、微晶灰岩夹少量泥质灰岩、碳质千枚岩以及粉砂质板岩组成，即整合于踏坡组之上开阔台地相的略阳组。

综合区域地质事实和前人研究成果，踏坡组记录了勉略构造带由伸展裂陷向稳定沉积的演变过程，并将伸展裂陷完成时间限定在早—中泥盆世。综合砾石成分统计与碎屑锆石同位素年代学分析，认为现今出露于踏坡组邻区的震旦系陡山沱组和灯影组、新太古代鱼洞子杂岩以及未出露的古元古代结晶基底为踏坡组主要物源区。并且随沉积进行，物源供给上由陡山沱组和灯影组逐渐向鱼洞子杂岩等古老基底转变。