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华南大陆由扬子和华夏两大陆块组成，该大陆的周缘和内部广泛发育中元古代末—新元古代岩浆活动。通常认为，华南大陆曾经卷入了全球范围内罗迪尼亚超大陆聚-散演化过程（Zhao Guochun et al.，2012; Zhang Guowei et al.，2013）。在罗迪尼亚超大陆聚-散转换的过程中，华南大陆的构造机制由俯冲-碰撞有关的造山环境向后造山-裂谷等非造山环境转换的时限及其地球动力学机制，一直以来存在激烈的争论，主要存在3种模型。① “板片俯冲”模型认为，在扬子陆块的东南缘和西缘存在两条新元古代岩浆岩弧，它们的形成与洋壳俯冲有关，且弧岩浆活动一直持续到~750 Ma之后，当时扬子陆块外部为开阔的大洋，该陆块可能位于罗迪尼亚超大陆的边缘，甚至是独立于超大陆之外的块体（Zhou Meifu et al.，2006; Zhao Junhong et al.，2018a）。② “地幔柱”模型认为，新元古代早期岩浆活动与罗迪尼亚超大陆的汇聚有关，而~850 Ma之后的岩浆岩是地幔柱之上的裂谷活动的产物（Li Zhengxiang et al.，2008; Lu Kai et al.，2022），扬子陆块在罗迪尼亚超大陆重建中居于核心位置。③ “板块-裂谷”模型认为，弧岩浆活动主要发生在中元古代末—新元古代早期，820~800 Ma之后的岩浆岩为后造山和陆内裂谷岩浆活动的产物（Zheng Yongfei et al.，2007）。随着近年来调查研究的深入，越来越多研究倾向认为：扬子陆块西缘和北缘＞820~800 Ma的岩浆形成于一个与大洋俯冲有关的构造环境（如洋盆-弧前-弧-弧后等；Peng Songbai et al.，2012; Xu Yang et al.，2016; Dong Yunpeng et al.，2017; Hu Peiyuan et al.，2017; Wu Peng et al.，2019; Liu Han et al.，2022; Liu Yu et al.，2022）。但在820~800 Ma之后，新元古代中期（800~635 Ma）岩浆岩呈现多样性，其源区性质和形成环境仍存在较大争议（Li Qiwei et al.，2016; Li Hongbo et al.，2019; Nie Hu et al.，2019）。争论的焦点是：这一期不同类型的岩浆到底是形成于外缘持续的洋壳俯冲有关构造环境（Zhao Junhong et al.，2018a; Niu Panpan et al.，2021; 贺帅，2022; Zhao Limin et al.，2022）还是形成于构造机制转换后的非造山环境（如后造山、大陆裂谷；He Qiang et al.，2018; Hu Juan et al.，2019; Wang Haozheng et al.，2020; Lu Kai et al.，2022）。因此，进一步深入研究扬子陆块新元古代中期岩浆岩属性，对于揭示扬子陆块新元古代构造演化过程及地球动力学机制至关重要。
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扬子陆块北缘主要出露新元古代中—晚期沉积地层，零星出露中元古代末期—新元古代早期（＞800 Ma）的岩浆岩，缺乏新元古代中期（780~635 Ma）的岩浆活动（Zhao Tian et al.，2014; Cai et al.，2021; 牛志军等，2022），难以约束扬子陆块北缘新元古代岩浆-构造演化的全过程，尤其是其深部的动力学机制（Xu Yang et al.，2016）。南秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带基底主要由新元古代岩石组成（图1a），通常被认为是源自扬子陆块北缘的基底物质卷入显生宙的造山带后、遭受不同程度的变质变形而形成的（Wu Yuanbao et al.，2013; Liu Xiaochun et al.，2015）。与扬子陆块北缘不同，该造山带内广泛分布新元古代中期（780~635 Ma）的火山-沉积岩以及侵入岩（基性岩脉/席为主、含少量花岗岩），其面积可达50000 km2以上（Lu Kai et al.，2022），它们的时代跨度大、岩性丰富多样，因此该造山带成为研究扬子陆块新元古代中期岩浆活动和构造演化的关键地区（Zhao Junhong et al.，2018a; Zhao Limin et al.，2022）。一些研究者基于岩浆岩（主要是酸性岩）中弧型/陆壳型的地球化学特征，认为扬子陆块北缘（包括南秦岭-桐柏-大别造山带）与新元古代洋壳俯冲有关的岩浆活动一直持续到~750 Ma之后，与岛弧型基性岩（IAB）共生的洋中脊型（MORB）和板内洋岛型（OIB）基性岩的形成与俯冲板片的断离、软流圈上涌有关（Dong Yunpeng et al.，2017; Zhao Junhong et al.，2018b; Li Tong et al.，2020; Hui Bo et al.，2021; Niu Panpan et al.，2021: Liu Han et al.，2022; Zhao Limin et al.，2022）。另一部分学者则以780~635 Ma广泛出现的双峰式岩浆组合（包含MORB型火山岩、A型花岗质火山岩）作为标志，认为新元古代中期火山-沉积岩形成于板内裂谷盆地，它们的形成受控于俯冲-碰撞后软流圈地幔的上涌（Wang Ruirui et al.，2021; Xu Yang et al.，2022）或受控于（超）地幔柱活动（李献华，2021; Lu Kai et al.，2022）。上述有关南秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带新元古代的岩浆-构造演化过程和动力学机制主要是基于南秦岭—桐柏地区岩浆岩的研究而建立（Wang Mengxi et al.，2013; Li Qiwei et al.，2016; Dong Yunpeng et al.，2017; Zhao Junhong et al.，2018b; Nie Hu et al.，2019; Niu Panpan et al.，2021; Qiu Xiaofei et al.，2021; Lu Kai et al.，2022）。然而，对于大别地区新元古代岩浆岩，尤其是火山岩的研究较为薄弱（刘景波等，2013b; Zhu Jiang et al.，2019; Xu Yang et al.，2022），同时该区新元古代岩浆活动的构造意义仍需进一步探讨。
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最近，笔者及其团队在西大别造山带的红安地区开展了1∶5万基础地质调查工作，在桃花地区新识别出一套变质变形程度不一、缺少安山质组分的双峰式火山岩组合，由拉斑玄武质岩石和A型流纹质岩石共同组成，其特殊的岩性组合与区域上报道的780~635 Ma火山岩不同（Zhu Xiyan et al.，2014; Zhu Jiang et al.，2019; Niu Panpan et al.，2021; Lan Zhongwu et al.，2022；Lu Kai et al.，2022），将会为进一步研究大别造山带新元古代构造-岩浆演化过程提供新的素材。在最新区调成果的基础上，本文对桃花地区的双峰式火山岩开展年代学、同位素地球化学以及全岩地球化学研究，明确其形成时代与岩石成因，并结合区域资料，探讨扬子陆块北缘新元古代岩浆演化过程与构造背景，为造山带构造机制的转换提供约束。
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1 地质背景
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中国大陆的主体格局是由华北和华南两大板块于三叠纪沿秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带碰撞而形成（图1a）。华南板块被认为是由扬子和华夏陆块沿着NNE向江南造山带于新元古代早期拼贴而成（Zhang Guowei et al.，2013; Liu Xiaochun et al.，2015）。扬子陆块位于华南板块西北部，经历了自太古宙以来漫长而复杂的地质演化过程，保留了丰富的前寒武纪地质信息，尤其是该陆块的周缘和内部广泛的中元古代末期—新元古代岩浆活动，通常被认为是卷入了全球板块尺度的罗迪尼亚超大陆的演化过程（Li Zhengxiang et al.，2008; Zhao Guochun et al.，2012; Bader et al.，2013）。扬子陆块北缘前寒武纪基底主要包括太古宙—古元古代变质杂岩、中元古代沉积地层、中—新元古代庙湾蛇绿混杂岩、新元古代早期岩浆岩、以及新元古代中—晚期沉积地层（Peng Songbai et al.，2012; Han Qingsen et al.，2017; 周光颜，2018; 牛志军等，2022）。
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图1 西大别造山带大地构造位置（a）及地质简图（b）（据Liu Xiaochun et al.，2015修改）
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Fig.1 Tectonic location (a) and simplified geological map (b) of West Dabie Orogenic Belt, Central China (modified from Liu Xiaochun et al., 2015)
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西大别造山带位于南秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带的中段，其东、西分别以麻城、大悟断裂与东大别和桐柏地块相邻（图1a）。南界襄樊-广济断裂分隔了造山带前寒武纪变质岩与扬子陆块北缘的震旦纪以来沉积盖层；北界龟山-梅山断裂代表了华北-华南板块在西大别造山带的分界线（图1a）。在该区，数量不明的榴辉岩主要以大小不一的透镜体沿着浒湾、新县、七里坪和高桥等4条榴辉岩带分布，并记录了不同的变质条件（Cheng Hao et al.，2010; Liu Xiaochun et al.，2015; Zhou Ligang et al.，2015）。根据物质建造、变质变形和边界断裂的特征，本文将西大别造山带自北而南划分为6个岩石-构造单元（图1b）：南湾复理石建造、八里畈混杂岩带、浒湾高压榴辉岩带、新县超高压榴辉岩带、红安高压榴辉岩带和木兰山蓝片-绿片岩带。其中，红安高压榴辉岩带可以自北而南依次划分出七里坪构造混杂岩带、红安杂岩、高桥构造混杂岩带和七角山杂岩等4个次级单元（徐扬等，2021a❶）。大量年代学和地球化学研究表明，虽然变质-变形程度不同，但以上各单元的变火成岩石大多具有中—新元古代的原岩年龄（~1100 Ma、820~800 Ma、780~635 Ma），并记录了古生代或三叠纪与HP-UHP变质有关的变质年龄（Zhu Jiang et al.，2019; 徐扬等，2021b; Xu Yang et al.，2022; 童喜润等，2023）。
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红安高压榴辉岩带位于西大别造山带的中部，北界为军师岭断裂、南界为河口-八里湾断裂，其东南出露较宽、向北西收敛，西北端被中生代侵入岩截断（图1b）。在该构造单元中，榴辉（闪）岩和变（超）基性岩以团块、透镜体或不规则条带产出，并沿着北部军师岭断裂和南部桃花-七角山断裂展布，形成七里坪和高桥两个重要的高压榴辉岩带。早期的研究（湖北省地质矿产局鄂东北地质大队，1995❷）将包括榴辉岩在内的变（超）基性岩简单地归入侵入岩。1∶25万麻城市幅区域地质调查（湖北省地质调查院，2003❸）将高桥一带的榴辉岩、变（超）基性岩等特征岩块从原红安群中解体出来，并推定为一条古生代的蛇绿混杂岩带。新一轮的地质调查（徐扬等，2021a❶）对吕王-高桥-永佳河构造带进行了大比例尺的填图，识别出超镁铁质—镁铁质岩、硅泥质岩、双峰式火山岩、榴辉岩等9种岩块（片），这些岩块（片）赋存于一套遭受了强烈剪切变形的片岩之中（图2）。基于岩块的原岩年龄跨度大（~1100 Ma到780~700 Ma）、变质变形程度不一，记录三叠纪变质有关年龄等证据，徐扬等（2021b）认为混杂岩带的物质来源既包括中元古代末期—新元古代早期弧-弧后盆地系统的沉积岩-火山岩-侵入岩，也包括叠置其上的新元古代中期的大陆裂解背景下的陆源碎屑岩-双峰式岩浆岩组合。这些不同时代、不同性质的岩石在三叠纪可能不同程度地卷入了扬子陆块北缘向北的深俯冲-快折返过程，并最终沿着区域上的折返断裂就位于造山带的内部，形成一条包含高压—超高压变质岩的印支期构造混杂岩带（以下简称为“高桥构造混杂岩带”）。该混杂岩带内岩石丰富多样、其时代和属性不一，对剖析造山带的物质组成、来源和复合造山过程具有重要意义。但由于多期次的改造，该混杂岩带内物质组成、时代归属和构造属性仍需进一步精细调查研究。
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以高桥构造混杂岩带为界（图1b），北侧红安杂岩主要包括820~800 Ma片麻状花岗岩、以及覆盖其上的红安岩群天台山岩组和七角山岩组，而南侧的七角山杂岩主要出露为七角山岩组。似层状、岩墙产状的辉长岩/辉绿岩（730~710 Ma、~635 Ma）侵入到红安杂岩和七角山杂岩之中。原始的红安岩群的建群方案（湖北省地质矿产局鄂东北地质大队，1995❷）中，该群的物质复杂、凌乱，建群厚度在13000 m以上（构造叠置的原因），后续的划分方案中，关于该群的地层序列与时代归属存在诸多争议（邓乾忠等，2013）。本轮调查在剔除了构造混杂岩带和变侵入岩之后，重新厘定了红安岩群物质组成和时代，将该岩群划分为：① 天台山岩组，为一套陆缘碎屑岩、酸性火山岩夹少量基性火山岩的构造岩石组合，其锆石U-Pb年龄主要集中在760~750 Ma、730~720 Ma；② 七角山岩组，是一套酸性火山岩和基性火山岩、夹少量陆缘碎屑岩的构造岩石组合，其锆石U-Pb年龄主要集中在750~740 Ma、720~700 Ma；③ 黄麦岭岩组，为一套含铁锰、含磷的碎屑岩-碳酸盐岩组合，其时代与扬子陆块北缘震旦系陡山沱组时代相当。
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2 野外地质特征与岩相学特征
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桃花地区位于湖北省红安县南部约12 km，大地构造上位于西大别造山带的红安高压榴辉岩带内部（图1b）。以桃花剪切带和汪家河断裂为界，研究区的中部为高桥构造混杂岩带，具有“岩块+基质”的构造样式，岩块的大小不一，但它们的片麻理、片理协调一致、均以中高角度向南西倾斜（图2）。混杂岩带内的岩块类为（超）基性岩、硅泥质岩、石英岩、双峰式火山岩和基性岩脉等，并在操家岗见及榴辉岩及其退变的榴闪岩（后者发育“白眼圈构造”）。以代表性的操家岗、汪家河构造剖面为例（图3），剖面上的岩石普遍遭受一定程度的变形变质，原生层理（S0）多被新生面理（S1）置换。两条剖面野外均可见宽度超过200~400 m的双峰式火山岩发育，表现为在浅色的长英质片麻岩、变粒岩之中夹有厚度不一的绿色片岩的夹层（图4a、b），二者之间的界线明显、且浅色的长英质岩石的分布面积明显大于绿色片岩（图3）。绿色片岩单层厚度在0.1~2 m不等、局部出露为形态各异、大小不一的构造透镜体，透镜体长轴与围岩的片麻理平行一致（图4c）。绿色片岩的片理发育，矿物细小，偶见残余火山结构，组成矿物包括角闪石（阳起石）、斜长石（钠长石）、黑云母、绿泥石、绿帘石以及少量的榍石等（图4d）。灰白色片麻岩包括黑云斜长片麻岩、二（白）云二长片麻岩以及白云钾长片麻岩等多种类型，矿物组成中长石（钠长石、微斜长石）的含量（＞60%）普遍大于石英，出现或不出现黑云母（≤8%）；且部分岩石具有斑状变晶结构，变斑晶为斜长石（钠长石），其粒度可达1~2 mm（图4e）。变粒岩样品中矿物定向较弱，镜下可见残留的火山岩结构与构造。
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图2 西大别造山带高桥构造混杂岩带桃花段地质简图
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Fig.2 Geological sketch map of the Gaoqiao tectonic mélange belt in the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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与前述操家岗和汪家河相比，混杂岩带南侧徐门寨剖面出露的双峰式火山岩遭受变质变形较弱，野外表现为弱面理的（变）浅粒岩层与绿色片岩层交替出现、构造透镜体相对不发育（图4f、g）。绿色片岩在显微镜下可见片理构造，主要由长柱状黑云母、角闪石和鳞片状的绿泥石组成（图4h）。（变）浅粒岩的矿物定向较弱，主要由微—细粒粒状长石、石英、云母和火山质物质组成（图4i），部分样品可见碱性长石和斜长石斑晶，其大小在0.5~1 mm，发育聚片双晶、卡氏双晶或格子双晶（图4j）。需要指出的是，徐门寨以南的七角山岩组露头中，可见近直立的基性岩脉切割了该套双峰式火山岩组合（图4k）。
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图3 西大别造山带高桥构造混杂岩带桃花段构造地质剖面（剖面位置见图2）
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Fig.3 Cross sections of the Gaoqiao tectonic mélange belt in the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt (the section locations are shown in Fig.2)
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（a）—操家岗剖面（PM02）；（b）—汪家河剖面（PM03）
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(a) —Caojiagang section (PM02) ; (b) —Wangjiahe section (PM03)
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3 分析方法
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3.1 锆石U-Pb定年
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运用标准重矿物分离技术从测年样品中分选出锆石，并在双目镜下尽量挑选透明、晶形完好、无裂隙、具有代表性的锆石颗粒制成环氧树脂样靶，在打磨抛光后再进行阴极发光（CL）图像分析。本文CL图像分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成，仪器为高真空扫描电子显微镜（JSM-IT100），配备GATAN MINICL系统。根据CL图像所揭示的锆石显微结构，选取合适的锆石颗粒及微区进行U-Pb定年。
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样品PM02-48和PM02-54的锆石U-Pb定年在中国科学院广州地球化学研究所离子探针实验室CAMECA IMS 1280型二次离子质谱仪（SIMS）上完成，定年采用20 μm×30 μm的常规束斑。定年过程中，每隔4个样品测试点测试一次Plesovice标准锆石（Sláma et al.，2008），用以对样品Pb/U同位素比值进行校正、并粗略估计Th和U的元素含量。Qinghu标准锆石作为监控样品（Li Xianhua et al.，2013）使用，每隔8个样品测试点测试一次Qinghu，从而监控整个分析测试过程中的可靠性，其详细分析方法见徐健（2019）。同位素比值和年龄误差采用1σ；95%置信区间以内的U-Pb分析结果用于计算平均年龄。
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另外5件锆石样品的定年在中国地质调查局武汉地质调查中心完成，采用RESOlution LR 193 nm激光剥蚀系统和ICAP-Q电感耦合等离子体质谱的联用装置（LA-ICP-MS）。分析所用激光束斑直径为19 μm，激光束能量密度4 J/cm2，频率为3 Hz，详细的仪器参数和分析流程见童喜润等（2023）。锆石微量元素含量利用NIST610为外标，29Si作为内标进行定量计算。锆石U-Pb定年分析采用锆石标准物质91500为外标进行同位素分馏校正，每隔8个样品点分析两次标样91500，同时采用Plésovice为监控样。对分析结果采用软件ICPMSDataCal（Liu Yongsheng et al.，2008）进行处理，谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot 3.0软件完成。
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3.2 锆石氧同位素分析
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锆石原位SIMS氧同位素分析在广州地球化学研究所的CAMECA IMS1280-HR型质谱仪上完成。分析测试使用133Cs+一次离子源，加速电压为10 kV，电流强度为~2 nA，束斑直径约20 μm。氧同位素分析测试过程中，每隔4个样品测试点分析一次Penglai标准锆石（其δ18O=5.3‰），用以矫正仪器质量分馏；测试过程中，每隔8个样品测试点分析一次标准锆石Qinghu（δ18O=5.4‰ ± 0.2‰；Li Xianhua et al.，2013），用于监控测试结果的准确度。详细的分析流程见徐健（2019）。
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图4 西大别造山带桃花地区双峰式火山岩组合野外照片和显微照片
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Fig.4 Representative photographs and photomicrographs showing bimodal-type volcanic rocks from the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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（a、b）—操家岗变基性火山岩与变酸性火山岩的接触关系；（c）—汪家河变基性火山岩与变酸性火山岩的接触关系；（d）—操家岗变基性火山岩的矿物定向特征（-，单偏光）；（e）—操家岗变酸性火山岩镜下特征（+，正交偏光）；（f、g）—徐门寨变基性火山岩与变酸性火山岩的接触关系；（h）—徐门寨变基性火山岩镜下特征（-）；（i）—徐门寨变酸性火山岩中的长英质微粒（+）；（j）—徐门寨变酸性火山岩中的斜长石斑晶（+）；（k）—基性岩脉侵入七角山岩组双峰式火山岩（红安地区）； Mcc—微斜长石；Ab—钠长石；Act—阳起石；Bt—黑云母；Chl—绿泥石；Hbl—角闪石；Ms—白云母；Pl—斜长石；Qz—石英；Ttn—榍石
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(a, b) —contact boundaries between the meta-acidic volcanic rocks and meta-basic volcanic rocks in the Caojiagang area; (c) —contact boundaries between the meta-acidic volcanic rocks and meta-basic volcanic rocks in the Wangjiahe area; (d) —mineral orientation characteristics in the Caojiagang meta-basic volcanic rock (-, plane-polarized light) ; (e) —microscope feature of the Caojiagang meta-acidic volcanic rock (+, orthogonal polarized light) ; (f, g) —contact boundaries between the meta-acidic volcanic rocks and meta-basic volcanic rocks in the Xumenzhai area; (h) —microscope feature of the Xumenzhai meta-basic volcanic rocks (-) ; (i) —felsic particles in the Xumenzhai meta-acidic volcanic rocks (+) ; (j) —plagioclase porphyry in the Xumenzhai meta-acidic volcanic rocks (+) ; (k) —mafic dyke intrudes bimodal volcanic rocks of the Qijiaoshan Formation in the Hong'an area; Mcc—microcline; Ab—albite; Act—actinolite; Bt—biotite; Chl—chlorite; Hbl—hornblende; Ms—muscovite; Pl—plagioclase; Qz—quartz; Ttn—titanite
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3.3 锆石Lu-Hf同位素分析
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锆石原位Lu-Hf同位素分析在武汉地质调查中心完成，采用RESOlution LR 193 nm激光剥蚀系统和Neptune plus多接收电感耦合等离子体质谱的联用装置（LA-MC-ICP-MS）。本次分析采用单点剥蚀模式，斑束大小固定为43 μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照童喜润等（2023）。采用锆石标准物质Penglai和Plésovice为监控样，176Lu对176Hf的干扰采用176Lu/175Lu=0.02656进行校正（Blichert-Toft et al.，1997）。分析数据采用软件ICPMSDataCal处理。计算εHf（t）值时，球粒陨石的176Hf/177Hf比值为0.282772，176Lu/177Hf的比值为0.0332（Blichert-Toft et al.，1997）；一阶段Hf模式年龄计算时亏损地幔值采用Griffin et al.（2006）的结果；两阶段Hf模式年龄计算时，使用的平均地壳176Lu/177Hf比值为0.015（Griffin et al.，2006）。
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3.4 全岩主量、微量元素分析
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全岩主量和微量元素分析在武汉地质调查中心完成。选择新鲜、无脉体、成分均匀的岩石样品，经表面去皮、清洗、自然晾干后碎成小块体，并在盘式振动研磨仪RS 200中粉碎至200目。粉末在烘干、灼烧后计算其烧失量，将样品、助熔剂和氧化剂置于铂金坩埚中熔融，冷却后的样品在日本理学PrimusⅡ X射线荧光光谱仪（XRF）分析完成，并用等离子光谱法进行校正，检测方法依据GB/T14506—1993，其精度优于3%。微量元素含量利用Agilent 7700e ICP-MS和X series 2 ICP-MS分析完成，其精度优于5%。
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3.5 全岩钕同位素比值分析
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完成前述全岩主量、微量元素分析后，选取烧失量较少的样品粉末用于Sm-Nd同位素比值分析。该分析在武汉地质调查中心Triton Ti型热电离质谱仪完成。分析过程用标准物质GBW04419和GSW04-3258-2015分别对全流程和仪器进行监控。本次分析获得的流程标准GBW04419的143Nd/144Nd=0.512724±0.000008，仪器标准GSW04-3258-2015 143Nd/144Nd=0.512438±0.000008，分别与其参考值在误差范围内一致。
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4 结果
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4.1 锆石阴极发光（CL）图像分析和U-Pb定年
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与酸性火山岩样品锆石丰富不同，本文大多数基性火山岩没有分离出足够的锆石，只有样品PM02-31和PM02-54获得百余颗锆石，可用于定年（图5）。根据不同样品锆石数量、大小和内部结构，样品PM02-31、PM02-35、PM03-10、PM13-17和PM13-89采用LA-ICP-MS法定年，样品PM02-48和PM02-54采用SIMS法测年，其结果分别见附表1和附表2。
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4.1.1 酸性火山岩
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酸性火山岩样品的锆石大多为无色透明，其颗粒呈短柱状或不规则状。其中，样品PM02-35、PM02-48和PM13-89分选出的锆石稍细，长度在40~200 μm不等，长宽比在1∶1~2∶1之间（图5）；样品PM03-10和PM13-17的矿物粒度较粗，分选出的锆石也稍粗，大部分颗粒的长度在50~250 μm之间，其长宽比多在1∶1~2.5∶1之间。在CL图像上，绝大部分锆石具有明显岩浆振荡环带，显示岩浆锆石特点（图5）；部分锆石具有核-边结构（如PM02-48-2、PM02-48-6等），由狭窄的强发光的变质边和环带模糊的发光的核部组成（图5），为后期变质作用改造所致。
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操家岗变粒岩样品PM02-35的44个分析点均具有低Th（大部分＜200×10-6）和U（大部分＜400×10-6）含量，其Th/U比值为0.25~0.81，显示出岩浆锆石的微量元素特征。7个分析点由于Pb丢失等原因，没有获得谐和年龄（附表1）。剩余的37个分析点分布在谐和线上或附近，其中32个点的206Pb/238U年龄集中在730~742 Ma之间，加权平均值为735±4 Ma（MSWD=0.07），代表了该酸性火山岩样品的形成年龄（图6a）；剩余的5个谐和分析点的年龄稍老， 206Pb/238U年龄集中在798~810 Ma之间，可能是继承自源区的残留锆石或是岩浆运移和喷发过程中捕获自围岩的锆石。
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操家岗片麻岩样品PM02-48分析了24个测点，其Th（37×10-6~1550×10-6）和U（67×10-6~1560×10-6）含量变化较大，对应的点年龄变化范围也较大（附表2）。在U-Pb谐和图（图6b）上，可拟合成一条不一致线，它与谐和线的上、下交点年龄分别为764±7 Ma和108±41 Ma（MSWD=1.4）。15个岩浆振荡环带清晰的微区获得了谐和U-Pb年龄，其Th/U比值较高（大于0.5），它们的206Pb/238U年龄加权平均值为746±6 Ma（MSWD=1.13），这与上交点年龄在分析误差范围内一致，代表了该样品的形成年龄。
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图5 西大别造山带桃花地区双峰式火山岩中代表性锆石阴极发光图像
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Fig.5 Cathodoluminescence images of representative zircon grains from bimodal-type volcanic rocks in the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt, showing their internal structures
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黄色圆圈和数值分别代表定年分析点位置及其207Pb/206Pb（＞1000 Ma）或206Pb/238U（＜1000 Ma）年龄值（Ma）；红色圆圈和数值分别为Hf同位素分析点位置及其εHf（t）值；青色圆圈和数值分别为O同位素分析点位置及其δ18O值（‰）
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The yellow circles and values represent the dating analytical locations, apparent207Pb/206Pb (＞1000 Ma) or 206Pb/238U (＜1000 Ma) ages (Ma) ; the red circles and values represent the Hf isotope analytical locations and εHf (t) values; and the cyan circles and values represent the O analytical locations and δ18O values (‰)
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图6 西大别造山带桃花地区双峰式火山岩锆石 U-Pb年龄谐和图
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Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagrams, demonstrating the age of crystallization for bimodal-type volcanic rocks from the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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（a）—变粒岩（酸性火山岩）；（b）—黑云斜长片麻岩（酸性火山岩）；（c）—二云斜长片麻岩；（d）—变粒岩（酸性火山岩）；（e）—浅粒岩（酸性火山岩）；（f）—白云钠长绿泥阳起片岩（基性火山岩）；（g）—黑云绿泥钠长阳起片岩（基性火山岩）；（h）—双峰式火山岩年龄统计图
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(a) —leptynite (acid volcanic rock) ; (b) —biotite-plagioclase gneiss (acid volcanic rock) ; (c) —two-mica-plagioclase gneiss; (d) —leptynite (acid volcanic rock) ; (e) —leucoleptynite (acid volcanic rock) ; (f) —muscovite-albite-chlorite-actinolite schist (basic volcanic rock) ; (g) —biotite chlorite-albite-actinolite schist (basic volcanic rock) ; (h) —summary of ages for bimodal-type volcanic rocks
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汪家河片麻岩样品PM03-10的48个分析点中，有31个分析点获得了谐和U-Pb年龄，其Th（＜500×10-6）和U（＜400×10-6）含量较低，Th/U 比值均大于0.6。绝大部分谐和锆石206Pb/238U年龄集中在738~751 Ma之间（图6c），平均值为745±4 Ma（MSWD=0.12），代表了该火山岩样品的形成年龄；剩余6个分析点的206Pb/238U年龄集中在797~815 Ma之间，与前述样品PM02-35中800~810 Ma年龄一致，这些锆石可能是继承自源区的残留锆石或是源自围岩的捕获锆石。
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徐门寨变粒岩样品PM13-17一共获得了19个谐和分析点，其Th和U含量较低，Th/U比值均大于0.3。其中，18个谐和分析点的206Pb/238U年龄集中在741~750 Ma之间（图6d），加权平均值为745±6 Ma（MSWD=0.04），代表了该样品的形成年龄；剩余的一个分析点位于锆石核部，获得了稍老的206Pb/238U年龄770±17 Ma，该锆石核可能是继承自源区的残留晶或是捕获自围岩捕虏晶。
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徐门寨浅粒岩样品PM13-89有29个分析点获得了谐和U-Pb年龄，它们的Th（29×10-6~533×10-6）和U（64×10-6~547×10-6）含量也较低，其Th/U在0.4~1.2之间。分析点PM13-89-35获得了稍老的年龄（781±11 Ma）；剩余28颗锆石206Pb/238U年龄集中在714~770 Ma之间（图6e），其平均值为744±5 Ma（MSWD=1.07），这与样品PM13-17的年龄在误差范围内一致，代表了该样品的形成年龄。
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4.1.2 基性火山岩
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基性火山岩样品PM02-31和PM02-54中锆石的颜色、形态、大小和内部结构与前述酸性火山岩的锆石类似（图5），多为无色的短柱状自形晶，长度从50 μm到180 μm不等，其长宽比大多在1∶1~2∶1之间；大部分锆石可见细密的岩浆振荡环带；另外少量锆石具有核-边结构，由狭窄的强发光的变质边和环带模糊的发光的核部组成。
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样品PM02-31一共分析了52个测点，31个测点获得了谐和U-Pb年龄，它们具有低的Th（大部分＜500×10-6）和U（大部分＜1000×10-6）含量、以及高的Th/U比值（0.2~1.7）。在谐和图（图6f）上，谐和分析点的206Pb/238U年龄主要集中在746~756 Ma之间，加权平均值为752±4 Ma（MSWD=0.05）；另有7个分析点的206Pb/238U年龄集中在796~808 Ma之间，2个分析点获得了更老的207Pb/206Pb年龄，分别为1256±12 Ma和2010±14 Ma。
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样品PM02-54完成29个点的测年，其Th（0.1×10-6~14208×10-6）和U（22×10-6~3596×10-6）含量变化较大，对应的206Pb/238U年龄变化范围较大，并可以拟合成一条不一致线（图6g），它与谐和线的交点分别为761±23 Ma和199±19 Ma（MSWD=0.72）。其中，10个分析点位于谐和线上或附近，其206Pb/238U年龄加权平均值为736±16 Ma（MSWD = 3.7），与前述酸性围岩（PM02-48）获得的年龄值在误差范围内一致（图6h）。在不谐和分析点中，PM02-54-5等7个分析点所在锆石微区环带不清楚，具有低的Th/U比值（＜0.1），其获得的三叠纪年龄（219~259 Ma）与西大别造山带榴辉岩变质年龄一致（Cheng Hao et al.，2010; Zhou Ligang et al.，2015），反映该样品曾经遭受了三叠纪构造-热事件的改造。
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4.2 锆石Lu-Hf同位素
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4.2.1 酸性火山岩
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Hf分析点布置在U-Pb定年点上、或其附近具有相似结构的微区（图5）。对5件酸性火山岩样品（PM02-35、PM02-48、PM03-10、PM13-17和PM13-89）一共进行了146个点的Lu-Hf同位素分析（附表3）。其中，5个分析点因为分析过程中锆石被击穿或有杂质等原因，未获得有效的结果（附表3）。141个Lu-Hf同位素有效分析点中，15个点分析在前述捕获/继承锆石上，使用其单点206Pb/238U年龄（t1）计算的εHf（t1）值为-15.89~-3.10，对应的二阶段模式年龄（tDM2）为2489~1776 Ma。其中，7颗锆石具有谐和的U-Pb年龄（798~804 Ma），它们的176Hf/177Hf值介于0.281985~0.282207之间，对应的εHf（t）为-11.50~-3.38、tDM2为2210~1771 Ma。
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126个测点分析在谐和与不谐和的同岩浆作用的锆石上，其176Hf/177Hf的变化范围较大（0.282182~0.282428）。使用单点206Pb/238U年龄（t1）回算的176Hf/177Hf（t1）介于0.281844~0.282834之间，绝大部分集中在0.282061~0.282240之间。不谐和与谐和锆石的176Hf/177Hf（t1）值并没有随206Pb/238U年龄的降低而发生显著变化（图7a），表明不谐和的锆石与谐和的锆石源于同一岩浆事件，其Lu-Hf同位素体系并没有因为后期Pb丢失而发生明显改变（Zeh et al.，2007）。因此，可用各样品的形成年龄（t）回算谐和与不谐和同岩浆锆石的初始Lu-Hf同位素组成（附表3）。结果显示，样品PM02-35的εHf（t）值为-11.10~-5.67，tDM2为2139~1843 Ma；样品PM02-48的εHf（t）值为-9.90~-5.13，tDM2为2083~1824 Ma；样品PM03-10的εHf（t）值为-16.39~-3.89，tDM2为2435~1752 Ma；样品PM13-17的εHf（t）值为-15.74~+1.58，tDM2为2400~1451 Ma；样品PM13-89的εHf（t）值为-8.47~-4.53，tDM2为2003~1787 Ma。
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4.2.2 基性火山岩
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基性火山岩样品PM02-31共进行了34个点Lu-Hf同位素分析（附表3）。两颗古元古代锆石（PM02-31-7和PM02-31-40）使用其单点207Pb/206Pb年龄（t1）计算的εHf（t1）值分别为-3.94和+1.10，tDM2年龄分别为2775 Ma和2829 Ma；8颗790~817 Ma锆石的εHf（t1）值在-9.67~-3.50之间，对应的tDM2年龄为2112~1777 Ma；剩余24颗锆石年龄分布在130~756 Ma之间。其中，15颗746~756 Ma的谐和锆石计算的176Hf/177Hf（t1）值在0.281986~0.282241之间；9颗不谐和锆石的年龄虽然变化较大（130~755 Ma），但其176Hf/177Hf（t1）值集中在0.282007~0.282162之间，与前述谐和的锆石类似（图7a），表明这些不谐和锆石与谐和锆石源自同一岩浆源区，其Lu-Hf同位素体系并未因Pb丢失发生显著改变。这24颗锆石使用206Pb/238U年龄平均值（t=752 Ma）回算的εHf（t）为-11.21~-2.17，对应的tDM2年龄在2159~1664 Ma之间。
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基性火山岩样品PM02-54共进行了13个点Lu-Hf同位素分析（附表3）。9颗谐和锆石（714~783 Ma）计算的176Hf/177Hf（t1）值集中在0.282021~0.282213之间；4颗不谐和锆石（230~759 Ma）的176Hf/177Hf（t1）在0.282310~0.282457之间，明显高于样品中谐和锆石的该值（图7a），表明这些不谐和锆石的Lu-Hf同位素遭受了后期变质事件的不同程度的改造。9颗谐和锆石使用单点年龄计算的εHf（t1）为-9.28~-3.37，对应的tDM2年龄在2077~1730 Ma之间。
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4.3 锆石氧同位素
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氧同位素分析点选在锆石 U-Pb分析点上或附近（图5）测试。酸性火山岩样品PM02-48一共进行了23点的锆石O同位素分析（附表3）。其中，15个分析点位于具有谐和年龄的锆石上，获得的δ18O值介于+3.33‰~+6.46‰。这些谐和锆石具有清晰的岩浆振荡环带（图5）以及低的U含量（图7b），其δ18O值反映了锆石原有的O同位素组成（寄主岩浆的氧同位素组成）。剩余8个分析点位于不谐和的锆石上，其U含量变化较大（139×10-6~1560×10-6），δ18O值变化更大（-4.56‰~+6.37‰），可能与后期不同程度地遭受了热液蚀变有关。
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图7 西大别造山带桃花地区双峰式火山岩锆石176Hf/177Hf（t1）（a）和δ18O与其206Pb/238U年龄（t1）的协变图（b）
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Fig.7 Plots of 176Hf/177Hf (t1) ratios (a) and δ18O values vs 206Pb/238U age (t1) (b) for zircons from bimodal-type volcanic rocks in the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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176Hf/177Hf（t1）是使用单点的206Pb/238U年龄值计算所得；图7b中插图为锆石δ18O值与U含量的协变图，地幔锆石的δ18O值引自Valley et al.，2005
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176Hf/177Hf (t1) ratios were corrected to their apparent 207Pb/238U ages (t1) ; plot of zircon δ18O vs U contents is shown in the inset of Fig.7b; the δ18O values of the normal mantle zircon are after Valley et al., 2005
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基性火山岩样品PM02-54中10个谐和锆石的δ18O值介于+2.06‰~+5.75‰之间，与酸性围岩样品一致（图7b）；而9个不谐和锆石（U=22×10-6~2958×10-6）获得的δ18O值变化范围较大（-1.86‰~+5.36‰），也是不同程度热液蚀变改造的结果，已不能反映锆石结晶时氧同位素组成。
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4.4 全岩主量、微量元素
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4.4.1 酸性火山岩
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操家岗和汪家河的黑（白/二）云斜长片麻岩的主量元素含量变化较大（附表4），如SiO2=65.64%~79.34%、Al2O3=8.72%~14.74%、MgO=0.88%~4.33%、TiO2=0.24%~0.55%、TFeO=1.34%~5.03%、P2O5=0.01%~0.15%和K2O=0.61%~4.38%（图8a）。在不活泼元素的岩石分类图解（图8b）上，它们分散落在流纹英安岩-安山岩/玄武岩等多个区域。这些样品的稀土元素（REE）总量也变化较大（ΣREE=95×10-6~168×10-6）。在稀土元素球粒陨石标准化配分图（图9a）上，不同样品的轻、重稀土元素分馏程度以及Eu的亏损程度不尽相同，它们的（La/Yb）N变化于4.95~19.593之间， Eu/Eu*变化于0.04~0.97之间。在微量元素原始地幔标准化蛛网图（图9b）上，大离子亲石元素（LILE，如Rb、Ba）和强不相容元素（Th、U）相对富集，高场强元素（HFSE，如Nb、Ta和Ti）相对亏损。
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图8 西大别造山带桃花地区双峰式火山岩的岩石分类图解
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Fig.8 Geochemical classifications of bimodal-type volcanic rocks from the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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（a）—SiO2-K2O图解，实验熔体引自Beard et al.（1991）（角闪岩，100、300、600、900 MPa，800~1000℃）、Rapp et al.（1995）（低钾玄武岩，800~3200 MPa，1000~1100℃）、Sisson et al.（2005）（中—高钾玄武岩-安山岩，700 MPa，825~975℃）和Patiño Douce et al.（1995）（黑云斜长片麻岩，300~1500 MPa，850~930℃）; （b）—Nb/Y-Zr/TiO2图解（据Lang Mingde et al.，2023）; （c）—SiO2-TFeO/MgO图解; （d）—Th/Yb-Zr/Y图解（据Ross et al.，2009）。扬子陆块北缘和西大别造山带的870~800 Ma岩浆岩引自Zhang Shaobing et al.（2008）、Zhao Junhong et al.（2013）、Wu Hui et al.（2016）、Cui Xiang et al.（2021）和Xu Yang et al.（2022）
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(a) —SiO2 vs K2O diagram, experimental melts are from Beard et al. (1991) (amphibolite, 100、300、600、900 MPa, 800~1000℃) , Rapp et al. (1995) (low potassium basalt, 800~3200 MPa, 1000~1100℃) , Sisson et al. (2005) (medium-high potassium basalt-andesite, 700 MPa, 825~975℃) , and Patino Douce et al. (1995) (biotite plagioclase gneiss, 300~1500 MPa, 850~930℃) ; (b) —Nb/Y vs Zr/TiO2 diagram (after Lang Mingde et al., 2023) ; (c) —SiO2 vs TFeO/MgO diagram; (d) —Th/Yb vs Zr/Y diagram (after Ross et al., 2009) . The 870~800 Ma magmatic rocks from the northern margin of the Yangtze Block and the West Dabie Orogen are from Zhang Shaobing et al. (2008) , Zhao Junhong et al. (2013) , Wu Hui et al. (2016) , Cui Xiang et al. (2021) , and Xu Yang et al. (2022)
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与操家岗和汪家河片麻岩样品相比，徐门寨浅粒岩-变粒岩样品的主量元素含量变化不大（附表4），它们具有高的SiO2（75.13%~76.47%）和K2O（3.38%~4.41%；图8a）含量，以及较低的MgO（0.05%~0.06%）、CaO（0.09%~0.26%）、TiO2（0.16%~0.20%）和P2O5（0.02%~0.03%）含量。在不活泼元素的岩石分类图解（图8b）上，它们落在流纹岩-碱流岩的区域。相较于操家岗-汪家河酸性火山岩样品，徐门寨样品具有高的稀土元素总量（142×10-6~485×10-6），以及高的HFSE含量（如Nb=17.8×10-6~62.2×10-6、Zr=491×10-6~2260×10-6）。在稀土元素标准化配分图（图9a）上，轻、重稀土元素之间分馏程度较弱[（La/Yb）N=1.57~5.85]，可见明显的Eu负异常（Eu/Eu*=0.21~0.57），显示“海鸥型”分布模式。在微量元素蛛网图（图9b）上，可见Nb、Ta、Sr和Ti的负异常，以及Zr、Hf的正异常。
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4.4.2 基性火山岩
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操家岗、汪家河和徐门寨的17件基性火山岩样品的SiO2含量变化不大（附表4），介于45.05%~50.61%之间；但其他主量元素的含量变化较大，如MgO为3.25%~9.04%，CaO为4.98%~13.02%、TiO2为1.24%~3.24%，TFeO为10.10%~20.61%，P2O5为0.12%~0.61%。与前述酸性火山岩石不同，基性火山岩样品均具有较低的K2O含量（≤1%），属于低钾玄武岩系列（图8a）。在Zr/TiO2-Nb/Y图解（图8b）上，所有样品均落在亚碱性玄武岩的成分区；它们具有较高的TFeO/MgO（1.22~6.34）比值，属于拉斑玄武岩系列（图8c），这与不活泼微量元素的岩石分类结果一致（图8b）。
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图9 西大别造山带桃花地区双峰式火山岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图
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Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams for bimodal-type volcanic rocks from the Taohua area, West Dabie Orogenic
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OIB、E-MORB和N-MORB据Sun and McDonough，1989
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The values of OIB, E-MORB, and N-MORB are after Sun and McDonough, 1989
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基性火山岩稀土元素总量介于52×10-6~169×10-6之间，它们显示平坦、或稍向右倾斜的稀土元素配分模式（图9c），其（La/Yb）N=1.30~3.63，没有明显的Eu的异常（Eu/Eu*=0.98~1.14），大体与富集型洋中脊玄武岩（E-MORB）的稀土元素配分模式平行一致。在微量元素蛛网图（图9d）上，这些样品都具有弱的Zr、Hf的负异常，只有部分样品显示Nb、Ta和Ti的负异常。
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4.5 全岩钕同位素
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操家岗和汪家河3件片麻岩（PM03-48、PM03-10和PM03-12）的143Nd/144Nd（m）介于0.511919~0.512195之间（附表5），以t=745 Ma计算的εNd（t）=-5.08~-1.64，对应的二阶段模式年龄tDM2=1843~1563 Ma。3件徐门寨样品测得了更低的143Nd/144Nd（m）值（0.511825~0.511919），年龄校正的εNd（t）=-13.29~-9.60，对应的tDM2为2496~2206 Ma。基性样品具有比酸性样品更高的143Nd/144Nd（m）值（0.512426~0.512751），计算的εNd（t）=-0.05~+5.96，对应的一阶段模式年龄tDM1=1861~1087 Ma。
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5 讨论
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5.1 桃花地区双峰式火山岩的形成时代
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如前述，早期工作曾将红安群归于古—中元古代、新元古代、早古生代等不同的时代，其内部的岩石-构造单元划分存在多种方案（湖北省地质矿产局鄂东北地质大队，1995❷；湖北省地质调查院，2003❸）。在高桥构造混杂岩带内部和南侧七角山岩组所选取的5件酸性火山岩样品的锆石呈现较好的柱状晶形，绝大部分颗粒生长环带清晰，显示岩浆锆石的特征（图5）；绝大部分的高谐和度的锆石（n=109）获得了一致的U-Pb年龄、集中在750~740 Ma之间（图6），表明高桥构造带内部与外部七角山岩组的双峰式火山岩的形成时代一致。而且，该区侵入到双峰式火山岩组合的辉长岩-辉绿岩（图4k）的年龄为720~710 Ma和~635 Ma（徐扬等，2021a❶），限定该区双峰式火山岩时代应早于720~710 Ma。野外接触关系与本文定年结果相符，共同约束桃花地区的双峰式火山岩组合形成于新元古代中期（750~740 Ma），这与西大别造山带七角山岩组双峰式火山岩以及伴生的A型、I型花岗岩的年龄（742~735 Ma）一致（Zhu Jiang et al.，2019）。
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在野外，不同程度变质变形的基性与酸性火山岩呈互层状产出、或互为包体产出（图3、4），表明桃花地区双峰火山岩是由基性与酸性岩浆交替喷发而形成的。两件变基性火山岩中分选的少量锆石为短柱状，具有较窄的岩浆振荡环带（图5），呈现酸性岩浆中结晶锆石的特征。同时，它们的U-Pb年龄（750~740 Ma、810~790 Ma）、Hf-O同位素组成与伴生的酸性火山岩的一致（图6、7）、且锆石εHf（t）与全岩εNd（t）值差异较大，表明基性火山岩中的锆石是玄武质岩浆在岩浆房、岩浆通道、或地表过程中同化混染围岩或地表物质所获得的，其Hf-O同位素组成不能反映其寄主基性岩浆初始组分特征。
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随着近年来调查研究的深入，区域上越来越多的新元古代中期岩浆活动被报道。例如，① 桐柏造山带的桐柏杂岩和随县群中基性—酸性岩组合的年龄为760~722 Ma（Niu Panpan et al.，2021; 贺帅，2022）；② 东大别造山带北淮阳构造带的辉长岩、花岗岩以及火山岩组合的年龄为757~739 Ma（Wu Yuanbao et al.，2007; 刘景波等，2013b）；③ 苏鲁造山带内部的正片麻岩-榴辉岩、浅变质的双峰式岩浆岩组合的原岩年龄也集中在760~740 Ma（Zhou Jianbo et al.，2008; Fu Bin et al.，2013）。最近，在扬子陆块东北缘的张八岭隆起中识别的火成岩的年龄介于820~740 Ma之间、峰期出现在750 Ma左右（Zhao Tian et al.，2014; Cai et al.，2021; Yuan Xiaoyu et al.，2021）。这些新证据进一步表明，包括本文新识别的750~740 Ma双峰式火山岩在内，南秦岭-桐柏-大别造山带广泛发育新元古代中期（760~720 Ma）岩浆活动，且普遍具有双峰式岩浆组合的特征，它们对揭示扬子陆块北缘新元古代构造-岩浆演化及地球动力学过程有着重要意义。
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5.2 桃花地区双峰式火山岩组合的岩石成因
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5.2.1 基性火山岩
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用于分析的基性火山岩样品相对新鲜，地球化学分析时的烧失量（LOI）较小，介于0.02%~2.16%之间（绝大部分≤2%）；大部分的主量元素和微量元素含量变化不大（附表3），且具有平行一致的稀土和微量元素配分模式、Ce的异常不明显（图9c、d），表明成岩后的变质-蚀变作用并没有显著改造这些元素的含量。虽然一些主量元素（如MgO、TFeO、TiO2、CaO）和过渡族金属元素（如Cr、Ni）的含量有一定的变化，但它们与MgO（或SiO2）显示较好的线性关系（图10），表明这些元素的变化可能受控岩浆演化过程中的分离结晶或矿物堆晶。Mg、Ti、Fe、Cr、Ni、HFSE（Th、Nb、Ta、Hf）、REE等元素与不活泼元素 Zr 呈现显著的线性关系（图略），进一步说明这些元素在变质-蚀变过程中不活动。因此，这些元素可与变质-蚀变过程中稳定的Sm-Nd同位素一并用于探讨基性火山岩的岩石成因。
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操家岗、汪家河和徐门寨的基性火山岩在野外具有相似的产出状态（图2~4）和平行一致的稀土配分型式（图9c），其主量元素含量和εNd（t）值与SiO2或MgO呈现线性演化关系（图10a），说明这些采自不同地方样品源自相似的源区，其母岩浆还可能遭受了岩浆结晶分异和地壳混染等作用的影响。样品具有变化的Mg#值（24~62）、Cr（12×10-6~314×10-6）和Ni（15×10-6~125×10-6），接近于或小于实验获得的原始岩浆参数（Mg#=68~72，Cr=300×10-6~500×10-6，Ni=300×10-6~400×10-6; Frey et al.，1978），支持本文基性火山岩的母岩浆经历了不同程度的结晶分异。在元素含量或比值与SiO2与MgO含量的相关图解（图10a）上，样品的MgO含量随SiO2含量的升高而减低，CaO、Cr和Ni 含量随MgO含量的降低而降低（图10c、e、f），指示岩浆演化中存在橄榄石和单斜辉石的结晶分离；Eu/Eu*比值变化不大、且显示 Eu的正异常（图10b），则表明岩浆演化过程中未经历显著的斜长石的分离。样品的TFeO和TiO2含量随MgO的减少而增加（图10d），结合样品中可见少量含铁钛矿物（如榍石、磁铁矿；图4d），推测样品中变化的TFeO和TiO2含量可能与岩浆初始Fe-Ti含量变化、以及熔体中沉淀的含Fe-Ti矿物的积累有关（Zhao Junhong et al.，2018b）。
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基性火山岩整体具有低的稀土元素和强不相容元素（Th、U）含量，显示平坦或稍向右倾斜的稀土元素配分模式（图9c），无Nb-Ta异常或弱的Nb-Ta负异常（图9d），以及变化的Nd同位素组成（图11a），整体显示出MORB向IAB的演化趋势（图11b~d）。这样的成分特征既可能是类似MORB的岩浆源区不同程度地遭受了俯冲带物质交代所致，也可能是MORB岩浆运移喷发过程中吸收了陆壳物质而造成的（Zhao Junhong et al.，2018b）。桃花地区基性火山岩与酸性火山岩在野外互层状产出、基性火山岩（层）中可见酸性火山岩包体（图3、4）；且基性火山岩中存在与围岩年龄和Hf-O同位素组成一致的捕获锆石（图5~7），表明基性火山岩形成过程中混染了围岩物质。另一方面，对地壳混染反应敏感的εNd（t）、Th/Nb、Th/Yb、Zr/Y、Nb/Yb、La/Nb比值（Rudnick et al.，2003）都介于MORB和围岩酸性岩之间（图11b~f），且εNd（t）随着Th/Nb（图11a）和SiO2（图略）的升高而降低，进一步指示部分样品中的IAB型微量元素和富集的Nd同位素可能是不同程度地同化吸收围岩物质所致。
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图10 桃花地区双峰式火山岩部分元素和元素比值与SiO2和MgO的相关图解
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Fig.10 Plots of major and trace elements and their ratios against SiO2 and MgO for bimodal-type volcanic rocks from the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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（a）中部分熔融变玄武岩获得的实验熔体来自Martin et al.（2005）
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The field of experimental melts in (a) are from Martin et al. (2005)
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部分样品（PM13-24、PM13-32、PM13-90）具有高的εNd（t）值（+2.75~+5.96）以及低的Th/Nb（0.12~0.13）和La/Nb（2.44~2.72）比值，代表了分析样品中遭受围岩混染最弱的样品，其组成最接近初始岩浆组分，将用于基性火山岩的源区性质的讨论。这些低混染样品的εNd（t）为正高值、接近或略低于当时的亏损地幔值（图11a）；具有平坦的稀土元素配分模式[（La/Yb）N=1.66~2.86；图9c]；它们的不相容元素比值Zr/Y（3.09~3.95）、Th/Yb（0.11~0.20）、Nb/Yb（0.85~1.54）、Zr/Nb（25.5~35.2）、Th/Zr（0.04~0.05）介于N-MORB（亏损型洋中脊型玄武岩）与E-MORB之间（图11b~f），指示它们源于亏损的软流圈地幔或轻微富集的地幔。由于Th和Nb元素在地幔部分熔融过程中具有相似的不相容性，其Th/Nb比值对部分熔融过程不敏感，有利于示踪玄武岩的源区性质（Pearce et al.，2021）。低混染样品的Th（0.39×10-6~1.00×10-6）和Nb（3.15×10-6~7.70×10-6）含量略高于N-MORB（Th=0.12×10-6、Nb=2.33×10-6），接近于E-MORB（Th=0.6×10-6、Nb=8.3×10-6），其Th/Nb比值（0.12~0.13）与E-MORB接近（0.07），进一步指向一个亏损的软流圈地幔（或轻微富集的地幔源区）。另一方面，地幔部分熔融时源区有石榴子石的残留所形成的熔体具有低的重稀土元素或Y含量（Condie et al.，2017）。桃花低混染样品的Yb含量为3.69×10-6~5.04×10-6，接近或略高于N-MORB（3.05×10-6），其低的Dy/Yb（1.66~1.89）和TiO2/Yb（0.51~0.64）与贫石榴子石的尖晶石地幔源区熔融形成的玄武岩相似（图11f）。在（Tb/Yb）PM-（Yb/Sm）PM图解（图11g）上，它们均落在石榴子石相在地幔源区中贡献很低的区域（Zhang Zhaochong et al.，2006），表明其岩浆源自一个贫石榴子石（深度较浅）的地幔源区的部分熔融。综上所述，桃花双峰火山岩中的玄武岩岩浆可能来源于亏损的（或轻微亏损的）软流圈地幔在减压条件下的部分熔融，岩浆的结晶分异和围岩混染导致了其元素和同位素组成不同程度的变化。
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图11 桃花地区基性火山岩的岩石成因判别图解
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Fig.11 Petrogenetic discrimination diagrams for basic volcanic rocks from the Taohua area, West Dabie Orogenic Belt
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（a）—全岩εNd（t）-Th/Nb；（b）—Zr/Y-Zr；（c）—Th/Yb-Nb/Y（据Pearce et al.，2021）；（d）—Nb/Th-La/Nb；（e）—Nb/Zr-Th/Zr（据Kepezhinskas et al.，1997）；（f）—TiO2/Yb-Nb/Yb（据Pearce et al.，2021）；（g）—（Yb/Sm）PM-（Tb/Yb）PM图解（据Zhang Zhaochong et al.，2006）。图中，扬子陆块北缘和南秦岭-桐柏-大别造山带新元古代早期（870~800 Ma）岩浆岩（据Zhang Shaobing et al.，2008; Zhao Junhong et al.，2013; Wu Hui et al.，2016; Cui Xiang et al.，2021; Xu Yang et al.，2022）以及新元古代中期（730~635 Ma）基性岩（据Zhu Xiyan et al.，2015; Li Qiwei et al.，2016; Zhao Junhong et al.，2018b; Nie Hu et al.，2019; 贺帅，2022; Liu Yu et al.，2022; Lu Kai et al.，2022; Zhao Limin et al.，2022; Xu Yang et al.，2024）用于对比分析。LCC（大陆下地壳平均值）和UCC（大陆上地壳平均值）据Rudnick et al.，2003
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（a）—whole-rock εNd（t）vs Th/Nb;（b）—Zr/Y vs Zr;（c）—Th/Yb vs Nb/Y（after Pearce et al.，2021）;（d）—Nb/Th vs La/Nb;（e）—Nb/Zr vs Th/Zr（after Kepezhinskas et al.，1997）;（f）—TiO2/Yb vs Nb/Yb（after Pearce et al.，2021）;（g）—（Yb/Sm）PM-（Tb/Yb）PM图解（after Zhang Zhaochong et al.，2006）. The early Neoproterozoic（870~800 Ma）magmatic rocks（after Zhang Shaobing et al.，2008; Zhao Junhong et al.，2013; Wu Hui et al.，2016; Cui Xiang et al.，2021; Xu Yang et al.，2022），as well as the mid-Neoproterozoic（730~635 Ma）mafic rocks from the northern margin of the Yangtze Block and the South Qinling-Tongbai-Dabie orogen（after Zhu Xiyan et al.，2015; Li Qiwei et al.，2016; Zhao Junhong et al.，2018b; Nie Hu et al.，2019; He Shuai，2022; Liu Yu et al.，2022; Lu Kai et al.，2022; Zhao Limin et al.，2022; Xu Yang et al.，2024）are shown for comparison. UCC（upper continental crust）and LCC（lower continental crust）are from Rudnick et al.，2003
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5.2.2 酸性火山岩
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双峰式火山岩组合中，流纹岩与玄武岩的关系主要有两种模式：① 二者源于同一个母岩浆，流纹岩是玄武质岩浆结晶分异的产物，在该模型下二者具有相似的微量元素和同位素特征，且流纹岩相对玄武岩体量小得多（Shinjo et al.，2000）；② 源于不同的母岩浆，玄武岩一般为幔源，流纹岩为地壳深熔或者是壳-幔源岩浆混合的产物，二者在微量元素和同位素组成上差异很大，且流纹岩的体量比玄武岩大得多（Van Wagoner et al.，2002; Xia Yan et al.，2020）。桃花双峰火山岩组合中以发育酸性火山岩为主（图3、4），且二者元素和Nd同位素组成显著不同（图8~10和图11a），这与同源岩浆分异模型不符，二者可能是同一构造事件下不同的岩浆源区熔融的产物。
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（1）操家岗和汪家河酸性火山岩：操家岗和汪家河酸性样品的烧失量较小、介于0.76%~2.30%之间。Mg、Ti、HFSE（Nb、Ta、Hf）、REE等与元素Zr呈现显著的线性关系（图略），说明成岩后的变质-蚀变过程对这些元素含量改造较小。因此，这些不活泼元素将和锆石Hf-O同位素、全岩Nd同位素一起用于岩石成因的讨论。如前述，操家岗和汪家河的酸性火山岩具有变化的矿物组合，对应的地球化学组成也变化较大（附表4），如SiO2=65.64%~79.34%，MgO=0.15%~4.33%，TiO2=0.08%~0.55%（图10），ΣREE=95×10-6~168×10-6，显示变化的稀土和微量元素配分模式（图9a、b）。操家岗和汪家河样品包含一定量残留/捕获锆石，样品PM02-35和PM03-10的同岩浆锆石εHf（t）值变化范围较大（＞5ε单位），其锆石δ18O（+3.33‰~+6.46‰，）和全岩εNd（t）=（-5.08~-1.64）也存在不同程度的变化（附表3和附表5）。这些变化的成分特征，除了暗示操家岗和汪家河酸性火山岩可能源自一个不均一的岩浆源区，还可能与开放体系中的岩浆混合及围岩混染有关（Kemp et al.，2007）。样品PM02-48岩浆锆石的δ18O值低于地幔正常值（5.3‰±0.6‰；Valley et al.，2005），反映其寄主岩浆是高温热液蚀变岩石部分熔融形成的、或者是岩浆侵位过程中受到低δ18O物质混染所致（Fu Bin et al.，2013; Zhao Junhong et al.，2018b）。样品PM02-48和PM03-10具有低的SiO2含量（65.64%~69.02%），其MgO含量（2.88%~4.33%）明显高于基性岩部分熔融获得熔体的MgO含量（图10a），指示其岩浆形成演化过程中存在壳幔相互作用、或者是存在玄武质岩浆物质的加入（Martin et al.，2005）。部分主量元素（如MgO、TiO2）和微量元素含量（图9、10）、以及全岩εNd（t）值都介于时空上伴生的基性火山岩和徐门寨高硅酸性火山岩之间，进一步约束上述成分变化可能与母岩浆在运移、喷发至地表成岩过程中不同程度地混合/混染了伴生的基性岩浆物质。因此，操家岗和汪家河酸性火山岩的岩石成因中涉及开放岩浆体系中的复杂过程，现有的地球化学数据已很难代表其原始岩浆成分特征，其岩石成因仍有待后续一步研究。
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（2）徐门寨酸性火山岩：与操家岗和汪家河酸性火山岩不同，徐门寨样品相对新鲜、变质变形较弱（图4f~j），其烧失量非常小（＜0.1%）。样品PM13-17具有弱的Ce异常（Ce/Ce*=0.83；图9a），指示该样品可能遭受一定程度的热液蚀变的改造；另外，该样品的岩浆锆石εHf（t）值为-15.74~+1.58，表明该样品混入了不同性质的物质，故不参与后续讨论。其余4件样品未见Ce异常（Ce/Ce*=1.03~1.05；图9a），表明它们只是遭受低程度的蚀变改造。这4件低蚀变样品的活泼元素（Rb、Ba、K）以及不活泼元素（HFSE、REE）均与Zr显示较好的线性关系（图略），这些特征表明后期变质-蚀变作用对其元素组成改造较弱，它们将和锆石Hf-O、全岩Nd同位素一起用于岩石成因的探讨。
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与操家岗和汪家河酸性火山岩不同，徐门寨样品的矿物组成较为稳定、为不含暗色矿物的浅色的粒岩（图4 f~j）。4件低蚀变样品的元素含量变化不大（图8~10），具有平行一致的稀土和微量元素配分模式（图9c~d），其锆石εHf（t）值（-8.47~-4.53）和全岩εNd（t）值（-13.29~-9.60）都变化不大，指示其岩石成因中不存在岩浆混合、也未经强烈的围岩混染。这些样品具有高SiO2（≥75%）以及低的MgO（≤0.1%）、Cr（≤41×10-6）和Ni（≤7×10-6）含量（图10），其锆石εHf（t）和全岩εNd（t）均为低的负值（≤-4.53），明显区别于其伴生的基性火山岩[εNd（t）=-0.05~+5.96]，说明徐门寨酸性岩岩浆形成演化过程中幔源物质的贡献非常小，主要是地壳物质部分熔融的产物（Martin et al.，2005; Xia Yan et al.，2020）。
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徐门寨酸性火山岩为弱过铝质（A/CNK=1.00~1.04），与S型花岗岩不符。徐门寨样品富硅（SiO2≥75%），富碱（K2O+Na2O≥7%），贫镁（MgO≤1%）、钙（CaO≤0.3%）和铝（Al2O3≤12%）；富集REE、HFSE（如Th、Zr、Hf、Nb、Y）和LILE（如Rb、U），而贫Sr（图9a、b），对应的Zr+Ce+Y+Nb≥600×10-6，10000Ga/Al≥2.6。在岩石成因类型判别图解（图12a~c）上均落入A型花岗岩区，指示徐门寨酸性火山岩源自一套A型花岗质岩浆岩。另一方面，徐门寨样品具有高的SiO2以及低的MgO、TiO2、Al2O3、TFeO、CaO、P2O5含量（附表4），可见“海鸥型”的稀土配分模式、强烈的Sr、Eu、P和Ti的负异常（图9a、b），显示分异花岗岩的特征（Wu Fuyuan et al.，2017）。样品的Ba、Zr、Sr含量和Eu/Eu*值均与SiO2负相关（图10b），支持其岩浆演化过程中存在长石、锆石等矿物的结晶分异。综上所述，徐门寨酸性岩为A型花岗质岩浆经历一定程度的结晶分异而喷发形成的火山岩。使用锆石饱和温度计估算岩浆温度≥880℃（附表4），这与A型花岗岩形成于较高的温度条件一致（Patiño Douce，1997）。同时，它们的Yb/Ta和Y/Nb比值明显高于OIB、而接近IAB（图12d），类似于Eby（1992）定义的A2型花岗岩类（图12e）。
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徐门寨酸性火山岩的锆石Hf和全岩Nd的二阶段模式年龄都集中在古元古代（1.8~2.5 Ga），暗示它们可能是由区域上古元古代地壳物质熔融的产物。但是，目前已知的西大别和桐柏地区古元古代岩浆岩具有更高的不相容元素含量和更富集的Hf-Nd同位素组成（周光颜，2018; Xu Yang et al.，2020; 尹须伟等，2021）。若以它们作为徐门寨酸性火山岩的源区岩石，按照平均地壳176Lu/177Hf=0.015演化至t=750 Ma时，西大别和桐柏地区古元古代岩石的εHf（t）和εNd（t）值均小于-20，低于徐门寨酸性火山岩的所测值（图13a），排除了它们是徐门寨酸性火山岩源岩的可能。扬子陆块北缘（包括西大别造山带）出露大量的870~800 Ma基性-中性-酸性岩浆岩（Zhang Shaobing et al.，2008; Zhao Junhong et al.，2013; Wu Hui et al.，2016; Cui Xiang et al.，2021; Xu Yang et al.，2022），其Hf-Nd同位素组成与750~740 Ma徐门寨酸性火山岩的类似（图11a、13a），也可以作为徐门寨酸性火山岩的源区岩石。徐门寨酸性火山岩样品中普遍存在820~800 Ma锆石（可能为源区残留锆石），且这些锆石的Hf同位素与扬子陆块北缘870~800 Ma岩浆岩的一致，也指出这一推论。实验岩石学结构表明，花岗质岩浆中高钾的特征通常继承自一个富钾的岩浆源区（Rapp et al.，1995; Sisson et al.，2005）。扬子陆块北缘870~800 Ma岩浆岩普遍具有中—高的K2O含量（图8a）、以及岛弧（陆壳型）的微量元素特征（亏损Nb-Ta）；以区域上的这些稍老的岩浆岩作为源岩，既可以解释徐门寨酸性火山岩中高钾组分的来源，也可以解释其类似于A2型花岗岩的微量元素特征（如高的Yb/Ta和Y/Nb比值）。综上所述，徐门寨酸性火山岩是由分异的A型花岗质岩浆喷发而形成的，其母岩浆可能为区域上870~800 Ma岩浆岩在高温低压条件下部分熔融形成的产物。
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5.3 构造意义：对扬子陆块北缘新元古代洋陆转换的新约束
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随着调查与研究的深入，前人已在扬子陆块的西缘、北部及其内部识别出多处中元古代末—新元古代早期的蛇绿岩（残片）及其相关岩石，包括~1066 Ma石棉蛇绿岩（Hu Peiyuan et al.，2017）、950~900 Ma勉略蛇绿岩（Wu Peng et al.，2019）、1100~900 Ma庙湾蛇绿岩（Peng Songbai et al.，2012），这些新识别的洋壳残片指示了扬子陆块的西缘和北缘（现今的方位）在当时存在一个开阔的大洋（Zhou Meifu et al.，2006; Bader et al.，2013）。与之相匹配，扬子陆块的西缘和北缘广泛发育与大洋俯冲作用有关的岩浆岩组合，包括：扬子陆块西北缘的880~825 Ma碧口辉长岩-闪长岩-花岗岩（花岗岩具有埃达克质地球化学特征；Hui Bo et al.，2021）、830~800 Ma西乡岩群火山岩（Xu Xueyi et al.，2009）；扬子陆块内部和北缘的~1100 Ma神农架安山岩（Qiu Xiaofei et al.，2011）、860~800 Ma黄陵岩基（包括辉长/辉绿岩-闪长岩-TTG质花岗岩-高钾I型花岗岩等；Zhang Shaobing et al.，2008; Zhao Junhong et al.，2010; Wu Hui et al.，2016; Cui et al.，2021）、870~820 Ma大洪山侵入岩与火山岩（Xu Yang et al.，2016; Liu Yu et al.，2022）；南秦岭的940~850 Ma小磨岭杂岩（Dong Yunpeng et al.，2017）；西大别高桥构造带的~1100 Ma基性岩（Zhou Ligang et al.，2015; 徐扬等，2021b）、大磊山等地的820~800 Ma花岗质岩基（Xu Yang et al.，2022）；以及东大别的820~800 Ma辉石岩-花岗质岩石（Zhang Shaobing et al.，2016; Yuan Xiaoyu et al.，2021）。它们共同约束扬子陆块西缘和北缘（包括南秦岭-桐柏-大别造山带）一条长期活动（1100~800 Ma）的与大洋俯冲有关的岩浆活动带（Bader et al.，2013; Zhao Junhong et al.，2018a）。但是，在820~800 Ma之后，扬子陆块的北缘是否已从与洋壳俯冲有关造山环境转换为非造山环境，仍存在分歧（Zhao Junhong et al.，2018a; Hu Juan et al.，2019; Niu Panpan et al.，2021; Wang Ruirui et al.，2021; Lu Kai et al.，2022）。本文在西大别新识别的750~740 Ma双峰式火山岩，为进一步探讨扬子陆块北缘新元古代构造-岩浆演化提供了新的制约信息。
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图12 桃花地区酸性火山岩的岩石成因类型判别图解（据Whalen et al.，1987; Eby，1992）
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Fig.12 Genetic type discrimination for felsic volcanic rocks from the Taohuha area, West Dabie Orogenic Belt (after Whalen et al., 1987; Eby, 1992)
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（a）—TFeO/MgO-（Zr+Nb+Ce+Y）图解；（b）—10000Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）图解；（c）—Zr-10000Ga/Al图解；（d）—Yb/Ta-Y/Nb图解；（e）—Nb-Y-Ce图解；图中黄陵826~800 Ma高钾I型花岗岩（据Zhang Shaobing et al.，2008; Zhao Junhong et al.，2013）、大磊山~800 Ma高钾I型花岗岩（据Xu Yang et al.，2022）、宣化店~740 Ma A2型花岗岩（据Zhu Jiang et al.，2019）、以及武当地区667~642 Ma A1型花岗岩（据张维峰等，2018; Lan Zhongwu et al.，2022）用于对比分析
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(a) —TFeO/MgO vs Zr+Nb+Ce+Y diagram; (b) —10000Ga/ Al vs Zr +Nb+Ce+Y diagram; (c) —Zr vs 10000Ga /Al diagram; (d) —Yb/ Ta-Y /Nb diagram; (e) —Nb-Y-Ce diagram; the826~800 Ma Huangling high-K I-type granites (after Zhang Shaobing et al., 2008; Zhao Junhong et al., 2013) , Daleishan~800 Ma high-K I-type granites (after Xu Yang et al., 2022) , ~740 Ma Xuanhuadian A2-type granites (after Zhu Jiang et al., 2019) , and 667~642 Ma Wudang A1-type granites (after Zhang Weifeng et al., 2018; Lan Zhongwu et al., 2022) are shown for comparison
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南秦岭-桐柏-大别造山带广泛分布780~635 Ma火山-沉积岩（通常被称之为武当岩群、耀岭河岩群、红安岩群和宿松岩群等），大量的基性岩脉/席侵入其中。这一时期的火山岩组合中普遍缺少安山质成分，显示出双峰式火山岩组合的特征（Ling Wenli et al.，2008; Yang Yanan et al.，2016; Lu Kai et al.，2022; Lan Zhongwu et al.，2022）。通常而言，双峰式火山岩组合可以形成于多种不同的大地构造环境，常见的包括板内和后造山裂谷、主动大陆边缘的弧后盆地等，但鲜见于大洋岛弧环境（Shinjo et al.，2000; Van Wagoner et al.，2002）。在本文750~740 Ma双峰式火山岩组合中，基性岩为拉斑玄武质，其中的低混染样品显示与N-MORB类似的同位素和微量元素组成特征（图9、11、13），指示其母岩浆是亏损的软流圈地幔在减压条件下的部分熔融的产物（图11g）。本文新发现的N-MORB型基性火山岩早于在南秦岭和大别报道的N-MORB型基性岩（730~720 Ma和~650 Ma；Li Qiwei et al.，2016; Zhao Junhong et al.，2018b; Xu Yang et al.，2024），表明新元古代N-MORB型岩浆活动至少可以追溯至750~740 Ma。
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综合前人数据来看，南秦岭-桐柏-大别造山带新元古代中期的基性岩的时代主要集中在750~740 Ma、730~720 Ma和650~635 Ma等3个时期（图13a），它们显示变化多样的地球化学特征（图11），且以N-MORB型和E-MORB型为主，并伴有少量的IAB型和OIB型。新元古代中期N-MORB型基性岩浆直接指示了当时存在一个亏损的软流圈地幔，并为区内岩浆活动提供物质。与N-MORB型基性岩伴生的其它类型的基性岩，不论是E-MORB型，还是IAB型和OIB型，它们的锆石εHf（t）和全岩εNd（t）大多为正值（图11a、13a），均反映了前述亏损地幔的贡献。在岩石成因判别图解上（图11a、c~e），可见由N-MORB型向E-MORB型或IAB型渐变演化的趋势，表明这些不同类型的基性岩可能源自一个共同的亏损的软流圈地幔，部分岩石中富集的Hf-Nd同位素和弧型的地球化学信号可能是软流圈和大陆岩石圈相互作用、以及地壳混染的结果（Zhao Junhong et al.，2018b; 贺帅，2022）。少量基性岩显示OIB型地球化学特征（图11a~f），具有高的全岩εNd（t）值（+0.20~+3.92）、中等的87Sr/86Sr（i）值（0.7035~0.7077），以及低的206Pb/204Pb（i）（16.97~18.12）、207Pb/204Pb（i）（15.36~15.54）和208Pb/204Pb（i）（37.48~38.64），则被认为是亏损的软流圈地幔中加入EMI型富集地幔所致（Zhu Xiyan et al.，2015; Li Tong et al.，2020）。
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另一方面，本文酸性火山岩可以划分为I型和A型花岗质岩浆岩，这与南秦岭-桐柏-大别双峰式火山组合中的酸性火山岩成因类型一致（Zhu Jiang et al.，2019; Yuan Xiaoyu et al.，2021; 贺帅，2022; Zhao Limin et al.，2022）。这些A型花岗质岩石通常具有高的锆石饱和温度（如本文的锆石饱和温度达880℃以上），指示其母岩浆形成于岩石圈拉张减薄、幔源岩浆上侵的大地构造环境（Eby，1992）。He Qiang et al.（2018）在大别地区新厘定的~750 Ma高温-低压变质事件也支持了这一结论。另外，南秦岭武当地区的667~642 Ma A型花岗岩则更加富集Nb-Ta、具有更高的Yb/Ta和Y/Nb比值（张维峰等，2018; Lan Zhongwu et al.，2022），显示出A1型花岗岩的特征（图12d~e）。它们的同位素和微量元素组成（如锆石εHf（t）=-1.8~+1.5，全岩εNd（t）=+0.62~+3.34）与该区同时代的OIB型基性岩的（εNd（t）=+0.2~+ 3.92，Zhu Xiyan et al.，2015; Li Tong et al.，2020; Lu et al.，2022）类似，反映这些A1型花岗岩是区内OIB型岩浆结晶分异的产物（张维峰等，2018）。南秦岭-西大别不同类型的A型花岗质岩石则进一步表明，在软流圈上涌背景下，幔源岩浆上侵不仅为地壳熔融提供了能量（如本文A2型流纹岩）、还为区域上的A1型花岗质岩浆输入了物质，软流圈地幔广泛参与了新元古代中期的各种岩浆活动。综上所述，软流圈上涌和岩石圈拉张减薄、及其诱发的软流圈、岩石圈地幔和地壳熔融和相互作用，是南秦岭—桐柏—大别地区多种类型的岩浆岩（以MORB型基性岩和A型花岗岩为主）形成的主要动力学背景；其对应的构造环境既可能是俯冲板片断离和回撤、引起软流圈上涌形成的弧后盆地（Zhao Junhong et al.，2018a; Niu Panpan et al.，2021; Zhao Limin et al.，2022），也可能是俯冲-碰撞后造山带垮塌和/或地幔柱底侵形成的裂谷环境（Wang Ruirui et al.，2021; Xu Yang et al.，2022; Lu Kai et al.，2022）。
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图13 桃花地区双峰式火山岩锆石（a）εHf（t）值、（b）δ18O值与年龄的协变图
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Fig.13 Plots of εHf (t) (a) and δ18O (b) values vs ages for zircons from bimodal-type volcanic rocks in the Taohua area
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数据来源：（1）扬子陆块北缘古元古代基性岩（Han Qingsen et al.，2017; Li Qiwei et al.，2019）；（2）桐柏和西大别古元古代岩浆岩（Xu Yang et al.，2020; 尹须伟等，2021; 周光颜，2018）；（3）扬子陆块北缘黄陵860~800 Ma岩浆岩（Zhang Shaobing et al.，2008; Zhao Junhong et al.2013; Wu Hui et al.，2016; Cui Xiang et al.，2021）、大洪山870~820 Ma岩浆岩（Xu Yang et al.，2016; 蒋幸福等，2021; Liu Yu et al.，2022）；（4）西大别造山带~800 Ma大磊山花岗岩（Xu Yang et al.，2022）、740~730 Ma红安岩群火山岩（Zhu Jiang et al.，2019）、~635 Ma红安基性侵入岩（笔Xu Yang et al.，2024）；（5）南秦岭-桐柏造山带730~635 Ma基性岩数据来源同图11；（6）南秦岭-桐柏-大别造山带榴辉岩和角闪岩（Fu Bin et al.，2013; Zhu Jiang et al.，2019）；（7）南秦岭-桐柏造山带武当岩群和耀岭河岩群酸性火山岩及花岗岩（Fu Bin et al.，2013; Liu Jingbo et al.，2013a; 刘景波等，2013b; Wang Lijuan et al.，2013; Zhu Xiyan et al.，2014; Yang Yanan et al.，2016; Wang Ruirui et al.，2017; Niu Panpan et al.，2021; Qiu Xiaofei et al.，2021）
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Data source: (1) Huangling Paleoproterozoic mafic rocks (Han Qingsen et al., 2017; Li Qiwei et al., 2019) ; (2) Paleoproterozoic magmatic rocks from the Tongbai-West Dabie orogen (Xu Yang et al., 2020; Yin Xuwei et al., 2021; Zhou Guangyan, 2018) ; (3) 860~800 Ma Huangling magmatic rocks (Zhang Shaobing et al., 2008; Zhao Junhong et al.2013; Wu Hui et al., 2016; Cui Xiang et al., 2021) and 870~820 Ma Dahongshan magmatic rocks (Xu Yang et al., 2016; Jiang Xingfu et al., 2021; Liu Yu et al., 2022) in the northern margin of the Yangtze Block; (4) ~800 Ma Daleishan granite (Xu Yang et al., 2022) , 740~730 Ma volcanic rocks of the Hong'an Group (Zhu Jiang et al., 2019) and~635 Ma mafic intrusive rocks (Xu Yang et al., 2024) in the West Dabie orogen; (5) 730~635 Ma mafic rocks from the South Qinling-Tongbai orogen are given in Fig.11; (6) eclogites and amphibolites from the South Qinling-Tongbai-Dabie orogen (Fu Bin et al., 2013; Zhu Jiang et al., 2019) ; (7) acid volcanic and intrusive rocks from the South Qinling-Tongbai orogen (Fu Bin et al., 2013; Liu Jingbo et al., 2013a, 2013b; Wang Lijuan et al., 2013; Zhu Xiyan et al., 2014; Yang Yanan et al., 2016; Wang Ruirui et al., 2017; Zhu Jiang et al., 2019; Niu Panpan et al., 2021; Qiu Xiaofei et al., 2021)
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本文倾向于南秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带在新元古代中期处在板内裂谷环境、而非弧后盆地，其主要依据是：① 这一时期大规模发育双峰式火山岩和裂谷盆地（Ling Wenli et al.，2008; Xia Linqi et al.，2012; Yang Yanan et al.，2016），整个造山带缺乏新元古代中期岛弧岩浆带中广泛发育的安山质岩浆；② 本文研究区和该区大量基性岩具有MORB和OIB型地球化学特征，虽然部分基性岩中具有弧型（陆壳型）的地球化学印记，但它们可能是早期被交代的地幔在非造山环境下的熔融、或者是源自软流圈地幔的岩浆遭受岩石圈地幔和地壳组分改造的结果（Zhao Junhong et al.，2018b; 贺帅，2022; Lu Kai et al.，2022）；③ 近年来笔者团队的地质填图表明，南秦岭—桐柏—大别—苏鲁地区新元古代中期不同类型的岩石在整个造山带内呈无规律的面状分布，很难建立俯冲板片回撤、弧岩浆带迁移的模型。另一方面，包括本文样品（图7b）在内，南秦岭—桐柏—大别—苏鲁地区780~670 Ma锆石普遍具有低的δ18O值（图13b），构成规模巨大的环扬子陆块新元古代低δ18O岩浆省（Zou Hao et al.，2021）。相较于弧后盆地，大陆裂谷由于深大断裂发育，具有持久性高的岩浆产率与高热流值，是形成大规模低δ18O岩浆最有利的构造环境（Liu Jingbo et al.，2013a; Yang Yanan et al.，2016）。
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综上所述，扬子陆块北缘在中元古代末期—新元古代早期（≥820~800 Ma）为俯冲-增生-碰撞环境（Peng Songbai et al.，2012; Dong Yunpeng et al.，2017; Hu Peiyuan et al.，2017; Hu Juan et al.，2019; Wu Peng et al.，2019; Wang Haozheng et al.，2020），而在新元古代中期（780~635 Ma）已转变为后造山伸展和大陆裂谷环境（Wang Ruirui et al.，2021; Xu Yang et al.，2022）。这一构造机制转换可以由造山带垮塌或者与板块动力学有关的远程水平作用力引起，未必需要地幔柱构造的参与（Zhao Junhong et al.，2018a），也可以是地幔柱上涌造成的大陆岩石圈破裂（李献华，2021）。虽然南秦岭报道了一些具有类似OIB地球化学特征的基性岩和A1型花岗岩（Zhu Xiyan et al.，2015; Li Tong et al.，2020; Zhao Limin et al.，2022; Lan Zhongwu et al.，2022），但尚未识别出具地幔柱活动相关特征的岩浆岩组合（如科马提岩、高镁玄武岩、大陆溢流玄武岩等）。因此，新元古代中期该区是否存在地幔柱活动、以及何种动力学机制促使大陆裂解，仍需进一步调查研究。
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6 结论
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（1）在西大别造山带新识别出一套双峰式火山岩组合，SIMS和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，它们形成时代为新元古代中期（750~740 Ma）。
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（2）双峰式火山岩中，基性火山岩具有类似MORB型和IAB型的地球化学特征，是亏损的（或轻微富集的）软流圈地幔在减压条件下的部分熔融的产物，其岩浆形成后遭受了结晶分异和围岩物质混染。
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（3）部分酸性火山岩显示A2型花岗岩类似的地球化学特征，可能是区域上新元古代早期（870~800 Ma）岩浆岩在高温低压条件下部分熔融的产物，大陆裂谷环境下的软流圈上涌为熔融提供了热源。
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（4）南秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带在新元古代中期（780~635 Ma）处在一个软流圈上涌、岩石圈拉张减薄的动力学背景之下，高温-低压条件下的软流圈、岩石圈地幔和地壳的熔融及其相互反应，是这一时期不同性质岩浆形成的主要原因。
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致谢：衷心感谢两位匿名评审专家提出的意见和建议！
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附件：本文附件（附表1~5）详见http://www.geojournals.cn/dzxb/dzxb/article/abstract/202407090?st=article_issue
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注释
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❶ 徐扬，邓新，金鑫镖，刘浩，张维峰.2021a.1∶5万红安县幅地质图及说明书. 中国地质调查局武汉地质调查中心.
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❷湖北省地质矿产局鄂东北地质大队.1995.1∶5万红安县幅区域地质调查报告. 湖北省地质矿产局鄂东北地质大队.
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❸湖北省地质调查院.2003.1:25万麻城市幅区域地质调查报告. 湖北省地质调查院.
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摘要
扬子陆块北缘新元古代中期的构造机制（是俯冲-增生造山、还是后造山-裂谷）是华南新元古代构造演化研究中长期争论的重要科学问题。本文在西大别造山带红安桃花地区新识别出双峰式火山岩，为进一步揭示扬子陆块新元古代中期岩浆-构造演化过程和动力学机制提供了新的制约信息。SIMS和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，桃花双峰式火山岩形成年龄为750~740 Ma。基性火山岩为拉斑玄武质，显示由正常洋中脊型玄武岩向弧型玄武岩演化的微量元素特征，且具有变化的全岩εNd(t)值（-0.05~+5.96）。这些基性火山岩可能是亏损的软流圈地幔在减压条件下部分熔融的产物，岩浆经历了结晶分异和围岩混染。酸性火山岩中，徐门寨样品富硅（SiO2≥75%）和碱（K2O+Na2O≥7%），富集REE和HFSE（如Zr、Hf、Nb、Y），其Zr+Ce+Y+Nb≥600×10-6，10000Ga/Al≥2.6，与分异A型花岗岩类相似。它们同时具有富集的Hf-Nd同位素组成，其锆石εHf(t)值主要集中在-12.32~-1.88，而全岩εNd(t)值为-13.29~-9.60，可能是区域上新元古代早期的岩浆岩在高温低压条件下部分熔融形成的产物。综合本文和前人的资料表明，南秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带在新元古代中期（780~635 Ma）的双峰式岩浆组合形成于一个软流圈上涌、岩石圈拉张减薄的大陆裂谷环境；高温-低压条件下的软流圈、岩石圈地幔和地壳的熔融及其相互反应，是这一时期不同性质岩浆形成的主要原因。
Abstract
The Neoproterozoic tectonic evolution of the northern Yangtze Block remains controversial, with ongoing debate whether it transitioned from compressional to extensional at 820~800 Ma or persisted as a subduction setting until around 700 Ma. This study presents new data on the Taohua bimodal volcanic rocks in the West Dabie orogenic belt, providing novel constraints on the Neoproterozoic tectonic evolution and dynamic mechanisms of the Yangtze Block. SIMS and LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of these bimodal volcanic rocks yields consistent ages of 750~740 Ma. The basic volcanic rocks display tholeiitic characteristics and exhibit N-MORB-like to arc-like trace element patterns, with variable whole-rock εNd(t) values ranging from -0.05 to +5.96. These observations suggest that these basic rocks were probably generated by decompression melting of a depleted asthenospheric mantle, followed by fractional crystallization and wall-rock contamination. The acid volcanic rocks from the Xumengzhai area are enriched in silicon (SiO2≥75%), alkalis (K2O+Na2O≥7%), REE and HFSE (Zr, Hf, Nb, Y), with high Zr+Ce+Y+Nb (≥600×10-6) and 10000×Ga/Al ratios (≥2.6), showing a close affinity to fractionated A-type granites. Their evolved zircon εHf(t) (mostly -12.32 to -1.88) and whole-rock εNd(t) (-13.29 to -9.60) values indicate an evolved crustal source, potentially generated by partial melting of Early Neoproterozoic magmatic rocks in the region, followed by fractional crystallization. The integration of these new findings with previous studies of Neoproterozoic rocks in the South Qinling-Tongbai-Dabie-Sulu orogenic belt leads to the proposition that the 780~635 Ma bimodal magmas in this belt were probably formed in a continental rift environment characterized by episodic extension-related asthenosphere upwelling and lithosphere thinning during the middle Neoproterozoic. This scenario implies that melting of the asthenosphere, lithospheric mantle, and crust under high-temperature and low-pressure conditions, coupled with interactions between the asthenosphere and the lithosphere, played a prominent role in the formation of the 780~635 Ma bimodal-type volcanic rocks and their diverse magmatic geochemical features.
