西大别造山带大磊山地区早志留世基性侵入岩的 岩石成因及其构造背景

金鑫镖，徐 扬，刘 浩，邓 新，张维峰

中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，武汉 4300205；中国地质调查局武汉地质调查中心（中南地质科技创新中心），武汉 430205

秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带横跨中国大陆、东西绵延逾2000 km，因出露全球范围内规模巨大的高压/超高压（HP/UHP）变质带而举世闻名。该造山带被认为是华北和华南两大陆块沿着两条缝合线（商丹带和勉略带），分别于加里东期和印支期拼合而成的复合造山带（张国伟等，2001；Dong Y P et al.，2015），记录了从大洋俯冲-增生、到最后陆-陆碰撞的复杂动力学过程（Wu Y B et al.，2013；Liu X C et al.，2015）。与秦岭地区不同，东部的大别-苏鲁地区广泛出露前寒武纪变质基底和HP/UHP变质岩（刘超然等，2021；徐扬等，2021），普遍缺乏早古生代增生造山的物质记录，该区早古生代大地构造格局及其与原-古特提斯洋的演化关系仍不清楚。

秦岭-桐柏造山带南部的武当-随枣地区广泛发育北西-南东走向的基性岩脉，构成一条在我国大陆造山带中少见的长达数百千米的大规模岩墙群（张成立等，2002；王存智等，2009）。这些基性岩脉通常与超基性岩、碱质火山杂岩（包括碱性玄武岩、粗面岩及火成碳酸盐岩）共生（王坤明，2014；向忠金等，2016），并富集Nb-REE等战略性矿产（Cheng H et al., 2010）。这些来自富集地幔的岩石组合为研究地幔富集过程、壳幔相互作用、区域构造演化提供了很好的地质载体（宋文磊等，2013）。然而，由于复合造山带内岩浆-沉积-变质作用的复杂性导致对该套岩石组合的具体成因仍存在争议。如一部分学者认为它们形成于早志留世，是被动大陆边缘伸展背景下的岩浆产物（黄月华等，1992；夏林圻等，1994）；一部分学者认为它们构成一套双峰式火成岩组合，部分基性岩的OIB型地球化学特征可能与早古生代地幔柱活动有关（张成立等，2007；龙井山等，2016； Zhang G S et al.，2017），还有一些学者认为它们的形成与早古生代古秦岭洋向南俯冲有关，形成于弧后环境（王宗起等，2009；王坤明，2014；王刚，2014）。

目前有关早志留世岩浆岩研究主要集中于秦岭-桐柏造山带南缘的武当-随枣地区（董云鹏等，1998；马昌前等，2004；陈超等，2018），向东在大别造山带内却鲜有报道（Wu Y B et al., 2009；Liu X C et al., 2015）。虽然一些研究表明大别HP/UHP变质带中的部分榴辉岩（如浒湾和熊店榴辉岩）原岩形成于志留纪-泥盆纪（406～425 Ma）（Cheng H et al.，2009；Peters et al., 2013），但这些岩石由于遭受了高级变质作用，地球化学成分已很难揭示其原岩岩浆的性质和构造背景，导致大别造山带早古生代的构造格局和构造演化过程仍不清楚（Liu X C et al., 2015）。最近，在西大别造山带南缘浅变质区的基础地质调查工作中，我们新识别出一个早志留世的基性侵入岩体——傅家河基性岩。本文对该基性侵入岩进行了岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学的系统研究，并结合前人在邻区的研究成果，分析了该基性侵入岩的岩石成因，并探讨其对秦岭-桐柏-大别早古生代岩浆性质及构造演化意义。

1 地质背景

以一系列NNE向断裂和覆盖盆地为界，秦岭-桐柏-大别-苏鲁造山带自西向东分别为秦岭、桐柏、西大别、东大别和苏鲁等5个横向单元（Wu Y B and Zheng Y F, 2013; Liu X C et al., 2015）。西大别造山带位于该造山带的中段（图1a），其东、西分别以麻城断裂、大悟断裂与东大别和桐柏造山带相邻；南界襄樊-广济断裂分隔了造山带前震旦系变质岩与扬子北缘南华系以来的沉积盖层；北部的龟山-梅山断裂则大体代表了华北-华南两大陆块在地表的分界线。基于岩石组合、变质程度、构造变形等特征，通常将西大别造山带自北而南划分为6个岩石-构造单元：南湾复理石带、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（Liu X C et al. 2015）。大量年代学和地球化学研究表明，除南湾复理石带以外，以上变质变形不同的各单元变质岩的原岩年龄主要集中在新元古代，且记录了古生代或三叠纪与HP/UHP变质有关的变质年龄，而古生代的岩石鲜有报道（徐扬，2017）。

大磊山地区位于湖北省大悟县城南东，构造上处于造山带南缘的绿片岩相浅变质区，现今最显著的构造格局为一南北向略长的椭圆形穹窿构造（图1b），其出露面积约300 km2。穹窿的核部是已剥露出的大磊山片麻状花岗岩，其外围被红安岩群变粒岩、片岩和片麻岩环绕，构成穹窿的翼部。核部大磊山岩体与红安岩群之间呈不整合接触，且已遭受后期多期次变质作用的强烈改造（张业明等，1996）；通常认为中生代以来的构造变形沿袭此不整合接触面发育，其性质早期表现为韧性变形、晚期表现为脆性构造滑动（王国灿和杨巍然，1998）。

图1 西大别大磊山岩体大地构造位置(a)及傅家河基性岩地质简图(b) （据Xu Y et al.，2020修改）Fig. 1 Tectonic location of the Daleishan Pluton in the Western Dabie Orogenic Belt (a) and simplified geological map of the Fujiahe mafic rocks (b)(Modified after Xu Y et al.，2020)

大磊山岩体平面上略呈椭圆形，NNE13°向长轴长约17 km，SWW向短轴长约11 km，出露面积超过100 km2。大磊山岩体片麻理发育，其片麻理总体走向近SN向，倾向东（图1b），构成了短轴状的倒转背形。切割该岩体的多条剖面揭示该岩体的岩相学特征变化不大，以二长花岗岩类为主，野外所见以白云二长片麻岩和二云二长片麻岩为主，局部可见黑云二长片麻岩，而白云钾长片麻岩很少见；且岩体内部相带不明显，各岩相之间为渐变过渡关系。岩体锆石U-Pb年龄为～800 Ma、并具有富集的Hf-Nd同位素组成，为一套高硅富钾的高分异花岗岩（徐扬，2017）。而在岩体内部的铁铺一带，出露一个NNE向展布、长度不足500 m的铁铺闪长岩岩块，并被大磊山岩体侵入，锆石U-Pb定年揭示其形成时代为古元古代（～1970 Ma）（Xu Y et al., 2020）。而在大磊山岩体西部，沿着傅家河两岸出露一套基性岩（即傅家河基性岩）（图1b），1970年1∶5万大悟县南半幅区调工作将其厘定为晋宁期的基性岩、基性次火山岩，此后，并未对该基性岩开展专门的调查与研究，目前其岩相学特征、形成时代和岩石成因尚不清楚。

2 傅家河基性岩野外地质特征及岩相学特征

遥感影像上，傅家河岩体出露在大磊山岩体内部的八家湾-新湾一带，沿着近NNE向山脊展布，其中部被东西向傅家河所截断（图1b），岩体南北长约3 km，东西宽不足500 m，出露面积约1.2 km2。野外地质调查表明，相较于围岩大磊山岩体构造片麻理发育，傅家河基性岩主体表现为块状构造或弱的片理构造（图2a-c），在岩体的边缘部位可见其片理发育，其片理产状与围岩大磊山岩体片麻理一致，均以中低角度向南东倾斜。追索调查发现，傅家河基性岩与围岩的接触部位多被覆盖，但早期调查资料显示该岩体边缘可见绿帘石化现象，指示二者为侵入接触关系（湖北省地质局区测队，1978）。另外，在靠近傅家河岩体的边缘部分，可见大量的浅色捕虏体（图2e、f），其形态各异，棱角状、浑圆状均有，大小不一、其长度从几厘米到二十多厘米不等。捕虏体的岩性均为白云二长片麻岩，主要由钾长石、斜长石和白云母组成（图2f）。

样品采集过程中尽量避开捕虏体、脉体、蚀变带和裂隙发育的岩石，而选择成分均一的新鲜岩石用于本文分析。在八家湾、高家湾一带沿着山脊、山坡有较为新鲜露头，其岩性以（变）辉绿岩为主，局部相变为（变）辉绿玢岩。辉绿岩局部可见辉绿结构，弱片理构造，主要矿物为斜长石（45%）、角闪石（35～40%）和少量单斜辉石（2～8 %）以及少量的云母、磁铁矿等（图2b），除局部发生绿泥石化和绿帘石化蚀变外，绝大多数岩石都比较新鲜。辉绿玢岩主要出露于八家湾北侧山垄，岩石以块状构造为主，似斑状结构，斑晶主要由长柱状的斜长石组成，含量5%～15 %，粗大的斜长石斑晶中包括较多的绿帘石嵌晶；基质由角闪石（40%～50%）、斜长石（30%～40 %）和绿帘石（10%-20%）以及少量的云母和石英组成（图2d）。

图2 傅家河基性岩野外照片和显微照片Fig. 2 Representative field photographs and photomicrographs for the Fujiahe mafic rocks.

3 分析方法

3.1 锆石SIMS U-Pb定年

样品碎样和锆石分选工作由河北省廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。锆石单矿物分选后，在双目镜下选择较透明的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶，磨至锆石颗粒中心部位后抛光，然后进行透射光、反射光及阴极发光（CL）照相，该工作在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成，最后参照锆石的阴极发光图像及透、反射光图像，选择合适的锆石颗粒，进行锆石U-Pb定年测试。

锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室CAMECA IMS 1280二次离子质谱仪（SIMS）上完成，采用的20×30 μm的常规束斑，其详细分析方法见Li X H et al.（2009）。锆石标样与锆石样品按照1:3的比例交替测定，U-Th-Pb同位素比值用标准锆石（Sláma et al.，2008）校正获得，U含量采用标准锆石91500（Wiedenbeck et al.，1995）校正获得，以长期监测标样Qinghu获得的标准偏差和单点测试内部精度共同传递得到样品单点误差（Li Q L et al.，2010）。普通Pb校正采用实测204Pb值。由于实测普通Pb含量非常低，假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染，以现代地壳的平均Pb同位素组成（Stacey and Kramers，1975）作为普通Pb组成进行校正。同位素比值及年龄误差均为1σ。

3.2 全岩主量、微量、稀土元素分析

全岩主量、微量、稀土元素含量分析在自然资源部中南矿产资源监督检测中心完成。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）上完成主量元素测试，并用等离子光谱法进行校正，检测方法依据 GB/T14506-1993，精度优于3%。

微量元素及稀土元素含量利用Agilent 7700e ICP-MS和X series 2 ICP-MS仪器分析完成。制备过程：①称取50 mg原岩粉末于熔样罐，加入HNO3和HF各1.0 ml，将钢套拧紧置于烘箱，于190℃左右加热24小时以上；②待钢套冷却后，取出熔样罐放置电热板上开盖蒸至湿干（145℃），加入1.0 ml HNO3继续蒸干，再加入2.5 ml 40%的HNO3，盖盖加热4小时；③冷却后用2%的HNO3稀释至100 g，上机待测。具体的微量元素及稀土元素测试条件及详细流程参见刘勇胜等（2013），其分析精度优于 5%。

4 分析结果

4.1 锆石SIMS U-Pb定年结果

从28 kg基性岩（DW11）中分选出近150颗锆石，锆石晶形、颗粒大小较为均匀，大多为柱状，其长轴多为50～170 μm，长宽比多在1∶1～1∶2.5之间。阴极发光图像上，大部分自形晶锆石发育板状环带结构，或者显示均匀的内部结构（图3a），这与基性岩浆中结晶的锆石特征一致（Finch and Hanchar，2003）。此类锆石的18个分析点获得的Th和U含量变化不大，分别集中于201×10-6～900×10-6和133×10-6～445×10-6之间（表1），其Th/U比值一般大于1，也进一步指示这些锆石为岩浆成因。18个分析点获得的206Pb/238U年龄值集中在430.6～456.3 Ma（图3b），获得U-Pb谐和年龄为439±3 Ma（MSWD= 0.08）（图3 c），这一年龄值与它们的加权平均值（439±3 Ma，MSWD=1.06）在误差范围内一致，共同约束了傅家河基性岩的结晶年龄为439±3 Ma。

图3 傅家河基性岩代表性锆石阴极发光图像（a）及U-Pb年龄谐和图（b、c）Fig. 3 Cathodoluminescence images for representative zircon grains showing internal structures, analytical locations, apparent 206Pb/238U ages (Ma)(a) , Zircon U-Pb concordia diagrams for the Fujiahe mafic rocks(b、c) 图（a）中椭圆和数值分别代表U-Pb年龄测试位置和206Pb/238U年龄值（Ma）

另外，还有几颗锆石（如DW11-3锆石）内部可见细密的岩浆振荡环带，与酸性岩浆中结晶的锆石类似，该锆石具有相对较高的Th（600×10-6）和U（1225×10-6）含量，其Th/U比值为0.49，获得的206Pb/238U年龄值为783±12 Ma，这与傅家河基性岩的围岩（～800 Ma大磊山岩体）的年龄值一致，据此推测该颗锆石为基性岩浆上侵过程中捕获自围岩。

4.2 全岩元素分析结果

在傅家河岩体的不同部位采集了6件代表性样品用于全岩元素含量分析（表2）。样品的SiO2含量变化较大，介于44.00～55.82 wt%之间，同时具有变化 的TiO2（0.91～1.66 wt%）、TFeO（8.59～15.39 wt%）和CaO（5.17～15.83 wt%）含 量，较 低 的MgO含量（4.35～6.02 wt%），其Mg#值介于43～54之间。样品具有高的钠（Na2O=1.50～4.51 wt%）和总碱含量（K2O+Na2O=1.61～5.20 wt%），在TAS图解上均投在亚碱性或者亚碱性与碱性岩石的界线附近（图4a），这与SiO2-Zr/Tio2图解上的岩石分类结果一致（图4b）。样品同时具有高TFeO/MgO、低Th/Yb比值，显示出拉斑玄武质的特征（图4c、d）。

果结试U-Pb 测石锆（SIMS）针探子离次二（DW11）岩性基河家1 傅表Table 1 SIMS zircon U-Pb analysis result of the Fujiahe mafic rocks（DW11）(%)1σ 111.6 569.6±1σ(%)207Pb/206Pb±20.5（Ma）龄年456.7±1σ(%)207Pb/235U 6.3 434.6±1σ(%)206Pb/238U 1.5 0.0697值比±1σ(%)206Pb/238U 5.52素位同0.568(%)207Pb/235U 1σ 5.31 207Pb/206Pb±0.0591 Th/U 1.5 74.7 446.8 13.7 447.5 6.6 447.6 1.53 0.0719 3.76 0.5538 3.44 0.0559 2.46 19.5 811 10.1 790.6 11.6 783.3 1.57 0.1292 1.83 1.1784 0.94 0.0661 0.49 161.8 282.9 26.9 428.7 6.9 456.3 1.56 0.0734 7.6 0.5254 7.44 0.0519 1.92 26.2 388.5 6.9 435.1 6.6 443.9 1.53 0.0713 1.93 0.535 1.18 0.0544 1.37 17.8 427 6 434.4 6.3 435.8 1.5 0.0699 1.7 0.534 0.8 0.0554 2.02 20.6 434.5 6.3 434.8 6.3 434.9 1.5 0.0698 1.77 0.5345 0.93 0.0556 1.58 32 432.8 7.6 442.8 6.5 444.7 1.52 0.0714 2.1 0.5467 1.45 0.0555 1.31 28.8 433.6 7 430.6 6.3 430 1.51 0.069 1.99 0.5281 1.31 0.0555 0.93 24.8 444.1 6.6 432.6 6.3 430.5 1.51 0.0691 1.88 0.5312 1.12 0.0558 1.41 33.7 431 7.7 438.9 6.4 440.4 1.51 0.0707 2.15 0.5408 1.53 0.0555 1.41 25.2 460.7 6.9 447.3 6.5 444.7 1.5 0.0714 1.89 0.5535 1.14 0.0562 1.53 31 414.3 7.3 436.3 6.4 440.5 1.5 0.0707 2.05 0.5368 1.4 0.0551 1.35 32.3 478.2 7.6 446.5 6.4 440.4 1.5 0.0707 2.11 0.5524 1.48 0.0567 1.36 50.7 395.2 9.8 434.9 6.5 442.4 1.52 0.071 2.75 0.5346 2.3 0.0546 1.3 28.9 462.5 7.2 441.1 6.3 437 1.5 0.0701 2 0.544 1.32 0.0563 1.26 27.1 464.1 7 438.4 6.3 433.6 1.51 0.0696 1.95 0.54 1.23 0.0563 1.48 21 442.5 6.5 440.9 6.6 440.6 1.55 0.0707 1.82 0.5437 0.95 0.0558 1.78 31.6 431.6 7.3 431.5 6.3 431.5 1.5 0.0692 2.08 0.5296 1.43 0.0555 1.35 Th 10-6）（×201 U 10-6）（×133 824 335 600 1225 693 360 284 208 900 445 536 339 281 214 231 250 436 310 343 243 453 296 289 215 250 184 206 159 227 179 300 203 710 399 240 177号点测及品样DW11-01 DW11-02 DW11-03 DW11-04 DW11-05 DW11-06 DW11-07 DW11-08 DW11-09 DW11-10 DW11-11 DW11-12 DW11-13 DW11-14 DW11-15 DW11-16 DW11-17 DW11-18 DW11-19

表2 傅家河基性岩及其围岩捕虏体全岩主量(wt%)、微量、稀土(×10-6)元素含量分析结果Table 2 Dataof major,trace and rare earth elements of the Fujiahe mafic rocks and its xenolith

图4 傅家河基性岩岩石硅碱（TAS）图解（a）、SiO2-Zr/TiO2图解（b）（底图据Floyd and Winchester，1978）、 TFeO/MgO-SiO2图解（c）及Th/Yb-Zr/Y图解（d）（底图据Ross and Bédard，2009）Fig. 4 Geochemical classifications for the Fujiahe mafic rock.Total alkali vs. silica (TAS)(a)、 SiO2 vs. Zr/TiO2(b)、（Floyd and Winchester，1978）、 TFeO/MgO vs. SiO2 (c) and Th/Yb vs. Zr/Y(d) （Ross and Bédard，2009）.

样 品 的 稀 土 元 素（REE）总 量 在74×10-6～ 133×10-6之间。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图（图5a）上，轻稀土元素（LREE）相对重稀土元素（HREE）富集，且轻、重稀土元素的分异程度不一（（La/Yb）N=3.51～7.55），同时具有变化的Eu异常（Eu/Eu*=0.87～1.13）。在微量元素原始地幔标准化蛛网图（图5b）上，相对其相邻元素，可见明显的大离子亲石元素（LILE，如Rb、Ba、Pb）的正异常和高场强元素（HFSE，如Nb、Ta、Ti）的负异常。

相较于其寄主基性岩，捕虏体具有相对高的SiO2（70.45 wt%）、K2O（4.16 wt%）、Na2O（3.54 wt%）和低的MgO（0.86 wt%）含量；同时，更加富集Th（10.42×10-6）、U（1.19×10-6）和 稀 土（∑REE = 212×10-6）等不相容元素（表2），其轻、重稀土元素分异更加显著（（La/Yb）N=12.78）（图5a），Nb、Ta、Ti等高场强元素的亏损更加明显（图5b）。

5 讨论

5.1 岩石成因

本文所分析的基性岩脉样品相对新鲜，除高蚀变样品DW47外（其烧失量=3.6 wt%），其余的样品烧失量均较小（＜1.9 wt%），具有相似的稀土和微量元素组成，在稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（图5 a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（图5b）上分布曲线相一致。不同样品的SiO2、MgO、Al2O3、TiO2、TFeO、CaO含量虽有变化，但大多呈现一定的线性演化关系（图6），表明这些元素含量的变化主要受控于岩浆演化过程中的矿物结晶分离，受变质蚀变的影响较小。REE、HFSE、Th、U等元素与极不活泼元素Zr显示一定线性关系，也反映这些元素并没有遭受成岩后变质作用的显著影响（Polat and Hofmann, 2003）。综上所述，上述主量元素（Mg、Al、Ti、Fe、Ca）和REE、HFSE、Th以及U等微量元素可以一起用于岩石成因讨论。

图5 傅家河基性岩及围岩捕虏体稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns （a）and primitive mantle-normalized spider diagrams for the Fujiahe mafic rocks（b）OIB.洋岛玄武岩；E-MORB.富集洋中脊玄武岩;N-MORB.正常洋中脊玄武岩; 元素组成及标准化值据Sun and McDonough，1989.

未经分异的幔源基性岩浆通常具有高的镁（如：Mg#＞65）和相容元素含量（如：Ni＞300×10-6、 Cr＞300×10-6）（Frey et al.，1978）。相较而言，本文基性岩具有低的Mg#值（43～54）和Ni（41×10-6～202×10-6）、 Cr（67×10-6～614×10-6）含量，同时样品具有变化的SiO2、TiO2、TFeO、CaO和 MgO含 量（图6），指 示其母岩浆可能经历了橄榄石、辉石等矿物结晶分离。在元素含量或比值与MgO含量的相关图解（图6）上，CaO、Cr、 Ni、Co含量和CaO/Al2O3比值随着MgO含量的降低而降低，也表明了岩浆演化中存在橄榄石和辉石的结晶分离；Al2O3、Eu/Eu*与MgO呈正相关关系则可能是斜长石从岩浆中分离的结果；而样品中TFeO、TiO2含量随MgO的减少而减少，则可能与钛铁氧化物的分离有关。综上所述，傅家河基性岩的母岩浆在其侵位过程中可能经历了橄榄石/辉石、长石和钛铁氧化物的分离结晶。

图6 傅家河基性岩部分元素含量、元素比值与MgO含量的相关图解Fig. 6 Plots of major and trace elements versus MgO for the Fujiahe mafic rocks.

傅家河基性岩相对富集轻稀土（LREE）和大离子亲石（LILE）元素、而亏损重稀土元素（HREE）和高场强元素（HFSE），具有明显的Nb-Ta负异常（图5b），类似于弧型（陆壳型）的地球化学特征，既可能继承了遭受俯冲物质交代的富集地幔，也可能是基性岩浆上侵过程中吸收了陆壳物质造成的（王刚，2014）。

傅家河基性岩体边缘部位发育白云二长片麻岩的包体（图2e-f），其矿物组合、地球化学组成与围岩大磊山岩体（徐扬，2017）一致，指示这些包体可能是在岩浆上侵过程中捕获自围岩的捕虏体。DW11样品中锆石DW11-3点测得783±12 Ma的年龄也与大磊山岩体（～800 Ma）的年龄在误差范围内一致（图3），进一步指示该基性岩的母岩浆同化了本地围岩物质。相较于原始地幔，傅家河基性岩中的捕虏体具有高的硅和不相容元素含量（表2），相对富集LREE、LILE、Th和U，而亏损HREE和HFSE（Nb-Ta-Ti）（图5a、b）；基性岩浆吸收了类似于该捕虏体组分的物质，会显著提高LREE、LILE、Th和U含量、并造成其La/Yb、La/Sm、La/Nb、Th/Nb和Th/La比值变大。本文基性岩中Th/Nb、La/Sm和 La/Nb比值随着SiO2含量增加而增加（图7a、b、c），其（Th/La）PM、La/Sm比值分别随着Th、La含量增加而增加（图7d、e），并逐渐向捕虏体样品组分方向演化（图8a、b、c），表明样品的弧型地球化学特征可能是遭受了类似于捕虏体组分的围岩混染的结果。

图7 傅家河基性岩及围岩捕虏体Th/Nb -SiO2（a）、（La/Sm）N -SiO2（b）、La/Nb-SiO2（c）、（Th/La）PM-Th（d）及La/Sm-La（e）相关图解Fig. 7 Plots of Th/Nb vs. SiO2(a)，(La/Sm) N vs. SiO2(b)，La/Nb vs. SiO2(c)，(Th/La)PM vs. Th(d) and La/Sm vs. La (e) for the Fujiahe mafic rocks

在由Nb、La、Th等元素构成的源区性质和构造环境判别图解（Fan W M et al.，2004；Dilek and Furnes，2011）上，傅家河基性岩样品点落入了洋中脊玄武岩向岛弧玄武岩的过渡区域（图8a、b、c），这可能是傅家河基性岩遭受了不同程度的地壳混染所致。一般认为，Zr、Y含量（或者Zr/Y比值）受地壳混染的影响较低（夏林圻等，2007）。在这些元素构成的构造环境判别图解上，傅家河基性岩大部分样品具有高的Zr和Zr/Y比值，它们大多落入板内玄武岩的范围内（图8d）。另一方面，低硅高镁样品DW39受结晶分异的影响低，可代表其初始岩浆的组分特征（表2）；该样品中高TiO2含量（1.66 %）与板内玄武岩一致（图8e），指示傅家河基性岩形成于板内环境（Pearce，1982），这与区域上同一时期的基性岩墙、碱性火山岩形成的构造环境一致（王存智等，2009；Zhang G S et al.，2017；陈超等，2018）。

图8 傅家河基性岩大地构造环境判别图解Fig. 8 Tectonic environment discrimination diagrams to the Fujiahe mafic rocks.（a）Nb/Th - La/Nb 图解（底图据Fan W M et al.，2004）；（b）(Nb/La)PM - (La/Sm)N图解；（c）Th /Yb -Nb/Yb 图解（底图据Dilek and Furnes，2011）；（d）Zr/Y - Zr图解；（e）Ti -Zr图解（底图据Pearce，1982）

5.2 区域构造背景

目前对武当-随枣早志留世岩浆岩形成的构造背景和动力学机制的认识仍存在分歧，包括大陆裂谷环境（黄月华等，1992；邹先武等，2011）、地幔柱活动导致的陆壳伸展环境（张成立等，2007； 龙井山等，2016）、陆缘弧后环境（Wang K M et al.，2015）等。另外还有学者强调，南秦岭早古生代的岩石圈裂解事件与西侧勉略带古特提斯演化在空间位置上存在连续性，代表了古特提斯洋在该区的初始裂解（胡健民等，2002）。

武当-随枣广泛分布的（超）基性岩脉、碱性火山岩和火成碳酸岩组合，形成时代集中在450～400 Ma之间（岩浆活动的峰期在430 Ma左右）；其中基性岩大多高碱、富集高场强元素（如Nb、Ti和Zr），具有与大陆玄武岩（或者洋岛玄武岩）类似的元素和同位素组成（王坤明，2014；王刚，2014；龙井山等，2016；Zhang G S et al.，2017），指示早志留世软流圈地幔上涌和熔融带来的热量进一步造成岩石圈地幔和地壳的裂解和熔融（王宗起等，2009），其形成的岩浆经历演化形成区内碱性杂岩及碳酸岩（马昌前等，2004；Cheng H et al.，2010；王刚，2014；万俊等，2016），同时也使武当-随枣地区在伸展背景下形成了镇安-旬阳塌陷盆地（胡健民等，2003）。北大巴山火山岩互层的沉积岩中发现了丰富的牙形石及笔石化石，也证实该区存在一个富碳富硅的裂谷盆地（雒昆利和端木和顺，2001）。

地幔柱活动通常具有极高的温度，会导致地幔橄榄岩的熔融，从而产生大规模拉斑玄武岩（Winter，2001）。南秦岭早古生代岩浆岩组合明显缺失大陆拉斑玄武岩系列（张成立等，2002；龙井山等，2016），暗示该套碱性岩浆并非大规模地幔柱活动的产物，而可能与大陆裂谷环境有关。一般而言，大陆裂谷作用代表了地壳的伸展拉张，其经典岩石组合为碱性玄武岩、拉斑玄武岩及各自组成的双峰式火山岩（王焰等，2000）。其中，碱性岩发育代表了裂谷早期阶段；碱性玄武岩和拉斑玄武岩同时发育则表明大陆地壳已明显减薄、进入裂谷的中期阶段；当大陆最终裂解形成新的洋壳时，岩石组合又以拉斑玄武岩为主（胡健民等，2003）。武当-随枣早古生代450～430 Ma的幔源岩浆以碱性玄武质为主、缺失拉斑玄武质系列，指示该区大陆裂谷作用只是持续活动到早志留世；区内含有粗面岩砾石的砾岩沉积指示南秦岭内裂陷盆地自晚志留世开始进入收缩（张国伟等，2001），大陆裂谷活动并没有进一步发展，它与勉略地区晚古生代古特提斯洋演化的关系并不明确（陈虹等，2014）。

大别造山带HP/UHP变质岩中普遍缺失古生代岩石。本文首次在西大别造山带南部识别出～440 Ma的傅家河基性岩体，首次证实了秦岭-桐柏南缘武当-随枣地区的大陆岩浆活动可延伸至西大别造山带南部（如本文的大磊山地区）。傅家河基性岩与大洪山基性岩脉（436～433 Ma，陈超等，2018）具有类似的形成年龄和地球化学组成，可归为一套碱质、拉斑玄武质的板内基性岩。而值得注意的是，它们与邻近的随枣地区碱性玄武岩（董云鹏等，1998）不同，本文傅家河和大洪山基性岩的部分样品显示出拉斑玄武质的属性，至于它们之间的成因关系还有待下一步研究。另一方面，基于本文单独地质体，仍无法全面体现大别造山带南部早古生代的构造格局，今后仍需进一步识别区内的古生代地质体和地质事件，以提升对大别地区早古生代大地构造演化的认识。

6 结论

（1）西大别造山带南缘大磊山地区傅家河基性岩体的岩性以弱面理化的辉绿岩为主，局部相变为辉绿玢岩；地球化学组成上属于一套碱质-拉斑玄武质岩石，其岛弧型地球化学特征可能是其母岩浆上侵过程中吸收了围岩物质造成的，高Zr、Ti含量和Zr/Y比值指示其为一套大陆裂谷岩浆岩。

（2）SIMS锆石U-Pb定年结果显示傅家河基性岩体形成时代为早志留世（439±3 Ma），证实了武当-随枣地区的450-400 Ma大陆裂谷岩浆活动东延至西大别造山带南部的大磊山地区。

感谢两位匿名审稿专家提出的有益的意见和建议。