康滇断隆带北起四川康定，南至云南元江、新平大红山，东至普渡河断裂及小江断裂，西至元谋-绿汁江断裂，是一条呈南北向展布的狭长地带，在大地构造上属于泛扬子构造区(Ⅰ级)扬子陆块(Ⅱ级)(图 1a)。该地区经历了自早元古代开始的漫长地史演化，构造和岩浆岩都极为发育，因而一直受国内外学者所关注的地区并发表了许多的研究成果。Li et al.(1995)研究认为扬子克拉通可能是在中元古代早期澳大利亚和南极陆块拼接形成Rodinia超大陆时的一个陆块碎片，其时间大约为1.0Ga；Fitzsimons(2000)对于南极陆块格林威尔造山期的锆石年代学研究认为其发生的时间应为1400~900Ma之间；Li et al.(2002)将华南格林威尔造山运动发生的时间限定在了1.3~1.0Ga之间；颜丹平等(2002)讨论了华南在Rodinia古陆中的位置；王红军等(2009)探讨了康滇地轴对于Rodinia事件的响应。综合这些研究成果可认为滇中地区在1.0Ga发育强烈地质构造运动，其时代与全球性的格林威尔造山运动同期，可以反映Rodinia超大陆的汇聚和裂解事件。

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地质简图 （a）中国大地构造单元划分图（据侯林等, 2013修改）；（b）昆阳裂谷构造简图；（c）云南武定海孜地区地质简图；图(b)中：Ⅰ-东川断陷盆地；Ⅱ-笔架山断陷盆地；Ⅲ-武定断陷盆地；Ⅳ-易门断陷盆地；Ⅴ-元江断陷盆地；区域断裂编号：①元谋-绿汁江断裂；②汤郎-易门断裂；③普渡河断裂；④，⑤小江断裂；图（c)中：Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ，Ⅳ-岩体编号 Fig. 1 Simplified geological map of studied area (a) simplified geological map of tectonic outline of China (modified after Houet al., 2013); (b) simplified geological map of Kunyang rift; (c) simplified geological map for the Haizi in Wuding district, Yunnan In Fig1b Ⅰ-Dongchuan rift basin; Ⅱ-Beacon Hill rift basin; Ⅲ-Wuding rift basin; Ⅳ-Yimen rift basin; Ⅴ-Yuanjiang rift basin; Regional faults number: ①Yuanmou-Lvzhijiang fault; ②Tanglang-Yimen fault; ③Pudu river fault; ④, ⑤Xiaojiang fault In Fig1c: Ⅰ, Ⅱ, Ⅲ, Ⅳ-Rock mass number

然而，对Rodinia超大陆之前的Columbia超大陆(1.7Ga左右)与扬子地台西南缘地质关系的研究，由于客观条件(地质变迁、风化剥蚀)的限制，到现在为止仅有一些理论上的推测和解释，缺乏确凿的地质证据支持(赵国春等，2002)。笔者于2011~2013年在扬子地台西南缘工作期间发现了海孜1.7Ga双峰式侵入岩体，这在扬子地台西南缘尚属首次，具有重要的地质意义。本文对海孜双峰式岩体进行了初步研究，以期为扬子地台西南缘Columbia超大陆研究提供一些参考。 1 区域地质背景

海孜岩体在大地构造位置上属于康滇裂谷带内的昆阳裂谷。昆阳裂谷夹持于安宁河-元谋-绿汁江深断裂与小江断裂之间，基底构造为东西向或北东东向，裂谷内主体构造为南北向，其中裂谷带一级构造为控制裂谷总体形态、地层空间展布、火山活动及构造岩浆成矿带的南北向边界断裂和裂谷内部平行的深大断裂。裂谷带内的二级构造是裂谷发育中后期或裂谷封闭期区域性的挤压作用过程中形成，主要有南北向、东西向两组断裂，并常与褶皱构造相伴产生。二级断裂构造使昆阳裂谷内的堑垒相间的构造格局进一步复杂化，形成会理-东川及武定-元江两个裂陷槽内的东川、笔架山、武定、易门、元江五个断陷盆地(图 1b)，本次研究的海孜岩体就是位于武定断陷盆地内。

武定断陷盆地内出露的地层主要为古-中元古代东川群地层，包括平顶山组(P₁p)、因民组(Pt₂y)、落雪组(Pt₂l)和鹅头厂组(Pt₂e)，其中，平顶山组(P₁p)主要岩性为千枚岩和粉砂质板岩，落雪组(Pt₂l)主要岩性为中-厚层细晶白云岩，鹅头厂组(Pt₂e)则以中-薄层粉砂质板岩为主。断陷盆地内岩浆岩较发育，大多数为辉绿岩，局部偶有酸性岩出露(王生伟等，2011^① )。海孜地区则是断陷盆地内唯一发育双峰式岩体的地点(图 1c)。

海孜岩体在区内表现为花岗斑岩和辉绿岩2种，其中花岗斑岩在区内共有2处露头，总体出露面积约为0.49km²，是区内主要出露的岩浆岩类型。

花岗斑岩野外出露部分呈近似圆状，岩体边缘呈港湾状，岩体中心与边部的矿物组成变化不大，成岩矿物的粒度也没有很明显的变化(图 1c)。野外和手标本观察花岗斑岩风化面呈灰白色，新鲜面为肉红色，斑状结构，致密块状构造。镜下观察花岗斑岩的主要组成矿物为石英、钠长石、钾长石，其中斑晶矿物为钾长石和钠长石，中细粒为主，少部分粗粒。基质成份为石英及少量绢云母、绿泥石(图 2a，b)。斑岩中所含的金属矿物主要为磁铁矿，呈微细粒状、分散状均匀分布，部分磁铁矿集合体呈不规则小块状，不均匀分布(图 2c)，花岗斑岩中局部还有受晚期热液蚀变的痕迹(图 2d)。

图 2

Fig. 2

图 2 海孜双峰式侵入岩野外及显微照片 (a)灰白色风化花岗斑岩；(b)新鲜花岗斑岩；(c)钠长石斑晶，聚片双晶；(d)钠长石被后期石英交代；(e)辉绿岩风化面呈灰黄色；(f)中-粗粒辉绿岩，新鲜面灰绿色，矿物颗粒粗大；(g)中心相辉绿岩镜下照片，斜长石与辉石均有不同程度蚀变；(h)辉石被后期石英交代；(i)花岗斑岩与辉绿岩接触界线，平直延伸；(j)细粒辉绿岩，青灰色，矿物粒度较中心相明显变小；(k、l)细粒辉绿岩的镜下照片，相对中心相风化较弱，所保存辉石的形态仍相对完整. Ab-钠长石;Mt-磁铁矿;Q-石英;Pl-斜长石;Px-辉石;Bi-黑云母;Hbl-角闪石Fig. 2 Rock types and petrographic microphotographs of the Haizi bimodal intrusive rocks (a)granite porphyry(weathered);(b)granite porphyry(fresh);(c)albite phenocrysts(polysynthetic twins);(d)albites replacement by quartz;(e)diabase(weathered);(f)coarse-grained diabase;(g)microscopic photos for diabase，albites and pyroxenes altered;(h)pyroxenes replaced by quartz;(i)the straight boundary of the granite porphyry and diabase;(j)fine-grained diabase;(k，l)microscopic photos for fine grained diabase. Ab-albite; Mt-magnetite; Q-quartz; Pl-plagioclase; Px-pyroxene; Bi-biotite; Hbl-amphibole

辉绿岩发育在花岗斑岩外围，野外呈层状，似层状，出露面积约0.24km²，与周围的因民组、落雪组地层呈侵入接触关系，局部具有蚀变(图 2b)。辉绿岩按主要矿物粒度可分为中粗粒和细粒两种。中粗粒辉绿岩发育岩体中心部位，呈灰绿色，中-粗粒结构、辉绿结构，致密块状构造(图 2e，f)，主要组成矿物为斜长石、角闪石、辉石和黑云母，含少量磁铁矿(图 2g)。其中斜长石呈板柱状，长柱状，大小约3~5mm，部分斜长石发育在角闪石晶体之中，呈明显嵌晶含长结构。角闪石呈柱状，粒状，大小与斜长石相当，多发生纤闪石化，多色性不明显。部分辉石被碳酸盐交代，呈他形粒状，大小1mm左右。局部见有后期他形粒状石英(图 2h)。

细粒辉绿岩发育在辉绿岩体与花岗斑岩体的接触部位(图 2i)。岩石呈灰绿色，与中间相相比更显灰色而绿色稍淡，主要矿物的粒度较中心部位明显变小，肉眼已不可分辨，部分的细粒辉绿岩中还可见白云岩角砾(图 2j)。岩石的主要组成矿物类型与中-粗粒辉绿岩一致，仍主要由斜长石和角闪石组成(图 2k)。不同的是斜长石和角闪石的矿物粒度明显变小(0.5~1.2mm)，且矿物晶形多为半自形柱状，少数斜长石中见聚片双晶(图 2l)。

总体来看，花岗斑岩和辉绿岩相伴而生(图 3a，b)，但接触关系表现不同，一种平直接触，酸性与基性部分迥异的接触边(图 3c)，延伸较远；另一种是酸性基质胶结辉绿岩角砾(图 3d)。根据两者的接触关系初步推测花岗斑岩的年代应该略晚于辉绿岩。

图 3

Fig. 3

图 3 武定地区海孜辉绿岩-花岗斑岩复合岩体实测剖面 T3s1-舍资组一段；Pt2e-鹅头厂组；Pt2l-落雪组；Pt2y2-因民组二段；Pt2y3-因民组三段；βμ-辉绿岩；γπ-花岗斑岩；br-隐爆角砾岩Fig. 3 Profile of Haizi bimodal intrusive rocks in Wuding area T3s1-No.1 section of Shezi Fm.; Pt2e-Etouchang Fm.; Pt2l-Luoxue Fm.; Pt2y2-No.2 section of Yinmin Fm.; Pt2y3-No.3 section of Yinmin Fm.; βμ-diabase; γπ-granite porphyry; br-cryptoexplosive breccia

岩浆岩的形成时代一直是岩浆岩研究的重点。本次针对发现的两个岩体分别采集了新鲜的花岗斑岩与辉绿岩挑选锆石进行了年代学研究。挑选出的锆石均为不透明-半透明，具较好自形晶。打点时尽量选择晶形相对完整，有明显岩浆环带结构的锆石颗粒(图 4a，b)。

图 4

Fig. 4

图 4 海孜花岗斑岩(a)和辉绿岩(b)的锆石阴极发光照片 Fig. 4 CL photos of zircons from Haizi bimodal intrusive rocks (a)granite porphyry;(b)diabase

锆石的阴极发光与测年实验在中国地质科学院矿产资源研究所重点实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnegan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的New wave UP 213激光剥蚀系统，对均匀锆石颗粒²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb，²⁰⁶Pb/²³⁸U，²⁰⁷Pb/²³⁵U的测试精度均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%左右。锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127(U: 923×10^-6; Th: 439×10^-6; Th/U: 0.475)为外标进行校正。测试过程中在每测定5~7个样品前后重复测定两个锆石GJ1对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICP-MS Data Cal程序，测量过程中绝大多数分析点²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb>1000，未进行普通铅校正，²⁰⁴Pb由离子计数器检测，²⁰⁴Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对²⁰⁴Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.8±0.92Ma(n=13，2σ)，对应的年龄推荐值为337.1±0.37Ma(2σ)，两者在误差范围内完全一致。

海孜辉绿岩-花岗斑岩的LA-ICPMS锆石U-Pb分析结果(表 1、图 5a，b)表明，花岗斑岩²⁰⁷Pb/²³⁵U协和年龄为1730±15Ma(MSWD=4.0)，辉绿岩²⁰⁷Pb/²³⁵U协和年龄为1764.7±5.7Ma(MSWD=0.46)。由于所测试的年龄结果均大于1000Ma，所以采用锆石的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄作为岩体的实际年龄，最终确定的花岗斑岩²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为1764±18Ma(MSWD=0.3)，辉绿岩²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为1765.0±5.4Ma(MSWD=0.48)(图 5a，b)。测年的结果与野外观察结果高度一致。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 海孜花岗斑岩-辉绿岩锆石LA-ICPMS锆石部分U-Pb同位素分析结果 Table 1 Part of LA-ICPMS analyzed data of the zircons for Haizi bimodal intrusive rocks 岩性 测点号 同位素比值 年龄(Ma) Th/U 207Pb 206Pb 1σ 207Pb 235U 1σ 206Pb 238U 1σ 207Pb 206Pb 1σ 207Pb 235U 1σ 206Pb 238U 1σ 花岗斑岩 1 0.1057 0.0019 4.3456 0.0700 0.2983 0.0027 1727 17 1702 13 1683 14 0.88 3 0.1067 0.0015 4.5464 0.0547 0.3092 0.0025 1744 11 1740 10 1737 12 0.90 5 0.1102 0.0018 4.6511 0.0660 0.3063 0.0027 1802 14 1758 12 1723 13 0.79 7 0.1072 0.0017 4.4756 0.0645 0.3027 0.0026 1753 14 1726 12 1705 13 0.78 9 0.1091 0.0018 4.7315 0.0717 0.3145 0.0028 1785 15 1773 13 1763 14 0.78 11 0.1070 0.0027 4.5364 0.1084 0.3075 0.0036 1748 27 1738 20 1728 18 0.68 13 0.1133 0.0020 4.6802 0.0742 0.2996 0.0028 1793 51 1732 21 1682 15 0.91 15 0.1050 0.0019 4.5582 0.0751 0.3145 0.0030 1714 17 1742 14 1763 14 0.89 辉绿岩 2 0.109 0.002 4.372 0.103 0.290 0.002 1788 39 1707 19 1642 11 1.139 4 0.108 0.000 4.367 0.027 0.293 0.002 1769 6 1706 5 1658 8 1.213 6 0.108 0.001 4.293 0.041 0.289 0.002 1765 10 1692 8 1635 10 0.936 10 0.107 0.001 4.416 0.053 0.298 0.003 1767 11 1715 10 1681 14 1.405 12 0.107 0.001 4.365 0.073 0.295 0.004 1754 16 1706 14 1667 22 0.973 14 0.108 0.001 4.632 0.120 0.312 0.008 1763 20 1755 22 1749 38 1.088 16 0.109 0.001 4.496 0.060 0.300 0.004 1776 14 1730 11 1693 18 0.906 18 0.108 0.001 4.433 0.067 0.299 0.004 1758 14 1718 12 1686 19 1.034 20 0.108 0.001 3.899 0.055 0.263 0.003 1759 17 1613 11 1505 17 1.295 注：同位素比值误差为1σ绝对误差，年龄误差为1σ相对误差；用204Pb进行了普通Pb校正

表 1 海孜花岗斑岩-辉绿岩锆石LA-ICPMS锆石部分U-Pb同位素分析结果 Table 1 Part of LA-ICPMS analyzed data of the zircons for Haizi bimodal intrusive rocks

图 5

Fig. 5

图 5 海孜花岗斑岩(a)和辉绿岩(b)的锆石207Pb/206Pb加权平均年龄 Fig. 5 The zircons U-Pb weighted average data for Haizi bimodal intrusive rocks (a)age for granite porphyry;(b)age for diabase

本次测试的样品，花岗斑岩来自Ⅳ号岩体，辉绿岩样品来自Ⅱ和Ⅲ号岩体，其他岩体由于风化严重而未进行采样。在对Ⅱ、Ⅲ号岩体进行样品采集时也特别避开了蚀变、矿化和风化较强的部位。用于测试主微量稀土的样品在做粉末时将表皮切除，取新鲜无污染样品粉碎至200目以下。用于挑选锆石的样品用清水清洗后切除表皮，花岗斑岩样品碎至80目，辉绿岩样品碎至100目，以确保锆石没有连生体，然后按重力及电磁法浮选出可能的锆石颗粒，最后在双目镜下挑选剔除杂质，使锆石纯度达到99以上。

主、微量和稀土测试均在北京核工业地质研究所完成。主量测试仪器为AB104-L，PW2404 X射线荧光光谱仪，检测依据为GB/T 14506.14—2010《硅酸盐岩石化学分析方法》第14部分：氧化亚铁量测定；GB/T 14506.28—2010《硅酸盐岩石化学分析方法》第28部分：16个主次成分量测定。测试温度为20℃，测试的相对湿度为30%。微量稀土测试仪器为ELEMENT等离子体质谱分析仪，检测依据为DZ/T 0223—2001《电感耦合等离子体质谱分析方法通则》，测试温度为20℃，测试的相对湿度为30%。 4.1 主微量元素特征分析

海孜辉绿岩-花岗斑岩岩体的主微量测试结果见表 2。主量元素化学特征中，花岗斑岩SiO₂=70.93%~73.04%，Al₂O₃=11.53%~13.50%，Na₂O+K₂O=5.55%~6.76%；辉绿岩SiO₂=44.46%~48.26%，Al₂O₃=12.16%~14.05%，Na₂O+K₂O=6.09%~7.15%；在TAS图解中(图 6a)，海孜辉绿岩的投点落入了副长石辉长岩区域内，而花岗斑岩的投点则落入了花岗闪长岩-花岗岩之间。SiO₂与K₂O的岩石划分(图 6b)则显示海孜辉绿岩属于高钾碱性玄武岩，花岗斑岩则属于低钾流纹岩。主成分的地球化学参数的计算结果也显示花岗斑岩σ平均值(1.28)与辉绿岩差别较大(15.3)，全碱含量花岗斑岩(6.03%)略小于辉绿岩(6.61%)。从TAS图、岩石系列和地球化学参数的结果可知，海孜的辉绿岩应属于过碱性辉长岩，而与其伴生的花岗斑岩则是属于钙碱性花岗岩。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 海孜复合岩体主量(×wt%)和微量(×10-6)元素分析结果 Table 2 Major(×wt%) and trace(×10-6)elements data of the Haizi bimodal intrusive rocks 样品号 D1205-1 D1205-3 D1205-5 D1205-7 D1205-9 D1438-1 D1438-2 D1438-3 D1438-4 HZ628-1 HZ628-2 HZ628-3 HZ628-4 岩性 花岗斑岩 中细粒辉绿岩 中粗粒辉绿岩 SiO2 70.93 72.76 73.04 71.21 72.84 46.82 48.2 47.56 44.46 47.31 48.26 47.93 45.92 Al2O3 13.5 12.21 12.2 11.95 11.53 13.25 12.61 14.05 12.16 12.77 13.05 13.35 12.27 Fe2O3 6.53 6.08 5.91 8.47 7.71 10.63 9.12 6.98 13.27 8.41 3.58 6.88 8.62 MgO 0.26 0.31 0.21 0.41 0.4 4.7 3.92 5.67 4.29 6.36 7.97 5.99 7.12 CaO 0.17 0.4 0.35 0.52 0.48 6.13 8.28 6.63 7.38 6.13 6.12 5.95 4.92 Na2O 6.17 6.02 6.31 5.45 4.89 4.73 5.3 4.14 4.71 3.6 4.24 4.31 3.74 K2O 0.59 0.42 0.22 0.33 0.66 2.18 1.83 2.04 2.05 3.07 1.85 2.78 3.41 MnO 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.03 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04 0.04 0.03 TiO2 0.58 0.56 0.56 0.53 0.55 3.34 3.82 3.5 3.14 3.64 4.2 3.86 3.67 P2O5 0.07 0.06 0.06 0.05 0.05 0.35 0.47 0.35 0.39 0.4 0.42 0.37 0.37 FeO 1.17 1.17 1.11 1.07 0.86 7.83 6.41 9.04 8.12 8.25 10.28 8.53 9.93 LOI 1.44 1.22 1.01 1.66 1.6 2.11 3.33 1.68 2.98 2.14 3.16 0.15 1.25 Rb 32.2 20.5 10.3 11.2 29.3 114 96.1 111 111 164 91.3 141 178 Ba 78 69.6 37.3 28.9 115 143 120 211 173 445 117 173 219 Lu 2.11 1.79 1.78 1.45 1.75 0.587 0.761 0.639 0.686 0.646 0.641 0.738 0.615 Y 110 96.2 110 79.4 94.3 45.6 67.7 45.7 44.2 45.1 43.7 52.9 36.7 Tm 1.91 1.68 1.85 1.42 1.73 0.686 0.896 0.754 0.746 0.703 0.777 0.868 0.639 Yb 13.6 10.5 11.5 8.81 11.4 4.09 5.77 4.74 4.18 4.19 4.2 4.84 3.75 Er 12.4 10.7 11.5 8.73 10.8 4.27 6.91 5.06 4.78 4.74 4.7 5.76 4.03 Dy 20.1 18.4 20.9 20.2 20.2 9.48 14.7 10.4 8.23 9.26 9.18 10.7 7.66 Ho 4.05 3.73 3.99 3.02 3.68 1.73 2.67 1.86 1.56 1.77 1.68 1.9 1.33 Sr 18.4 26.9 21.2 19.7 19 55.5 28.9 113 24.5 105 58.9 62.9 33.7 Pb 3.17 7.35 3.92 3.17 17.1 3.5 10.1 3.71 1.6 3.31 2.09 2.02 1.47 Tb 3.37 3.45 3.32 4.19 4.12 1.78 2.85 1.81 1.46 1.74 1.65 2.25 1.29 Th 29.5 26.6 27 23.8 23.6 2.63 3.62 3.37 2.36 2.98 2.99 3.45 2.63 U 6.5 8.21 7.03 12.5 650 1.78 2.21 1.98 1.36 1.67 1.65 1.96 2.35 Zr 1929 1656 1778 1522 1475 323 382 504 392 410 388 600 487 Hf 51.3 45.5 49.1 40.9 37.8 8.55 9.64 14.3 9.69 10.8 10.2 13.9 11.9 La 57.1 77.1 59.3 145 129 31.5 35.1 40.6 7.06 35.2 41.7 48.6 27.1 Ce 164 196 172 138 145 71.1 80.2 83.6 20.1 74.7 86 96.6 56.6 Pr 16.7 20 16.6 35.9 37.5 9.67 12.1 10.7 3.51 10.1 11.4 12.7 7.68 Nd 63.6 74.8 62.7 149 150 43.6 57.4 47.3 19.8 43.2 47.5 54.9 34 Sm 14.7 16.8 14.4 32.2 32.6 10.4 16.2 10.8 6.63 9.19 10.3 12 9.02 Eu 3.43 3.68 3.54 6.76 6.73 3.13 4.22 3.29 2.3 3.35 2.99 3.88 2.31 Gd 15.8 17.4 16 26.9 26.1 10.3 15.1 10.7 6.89 9.31 9.38 11.4 7.56

表 2 海孜复合岩体主量(×wt%)和微量(×10-6)元素分析结果 Table 2 Major(×wt%) and trace(×10-6)elements data of the Haizi bimodal intrusive rocks

图 6

Fig. 6

图 6 海孜双峰式侵入岩Harker图解 (a)TAS分类图，Ir-Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性；(b)SiO2-K2O图解(据Le Maître，2002)Fig. 6 Harker diagrams for the Haizi bimodal intrusive rocks

在微量元素的原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 7a)，标准化曲线表现出了以下特征：①花岗斑岩的曲线总体接近于水平，无明显的左倾或者右倾趋势，辉绿岩的曲线则表现出了明显右倾的趋势；②花岗斑岩相对富集的元素主要有Rb、Th、U、Zr与Hf，相对亏损的元素主要有Ba、K、Sr、P与Ti；辉绿岩相对富集的元素则主要为Rb、La、Nd、Zr、Hf，相对亏损的元素则为Ba、Th、Sr、Ti。总体来看，二者均富集高场强元素(Zr、Hf)，亏损大离子亲石元素(Ba、Sr、K、Ti)；③从辉绿岩到花岗斑岩：Th从亏损→富集；U从亏损→富集；Ti从亏损→富集；④Ba、Rb、Sr与P在花岗斑岩与辉绿岩中均表现为负异常。

图 7

Fig. 7

图 7 海孜双峰式侵入岩微量和稀土元素标准化图解 Fig. 7 Primitive mantle-normalized trace elements diagrams(a) and chondrite-normalized rare earth elements patterns(b)for Haizi bimodal intrusive rocks

根据海孜复合岩体的稀土元素分析结果(表 2)，花岗斑岩的ΣREE、LREE与HREE均略高于辉绿岩，各岩体的稀土元素主要含量特征如下：

花岗斑岩的球粒陨石标准化曲线总体右倾(图 7b)。ΣREE=390.7×10^-6~502.9×10^-6，均值463.3×10^-6，其中LREE=255.2×10^-6~388.4×10^-6，HREE=135.5×10^-6~183.3×10^-6，LREE/HREE=1.74~2.37；(La/Yb)_N=2.83~5.05，(La/Sm)_N=2.37~2.89；δEu=0.63~0.71，均值为0.66。从统计数据来看，花岗斑岩的稀土元素的总量变化不大，但轻重稀土分异明显，且轻稀土明显比重稀土富集。另外，花岗斑岩还具有明显的负Eu异常(δEu=0.66)，其原因可能是在岩浆作用过程中，酸性斜长石吸附了Eu²⁺，以斑晶的形式存在于花岗斑岩中(邓晋福，1996)，这与在岩相学研究中发现大量的斜长石(主要为钠长石)斑晶现象相吻合(图 2c，d)。

在辉绿岩的球粒陨石标准化图中(图 7b)，辉绿岩ΣREE=193.5×10^-6~322.6×10^-6，均值为256.8×10^-6，LREE=128.2×10^-6~228.7×10^-6，HREE=65.35×10^-6~117.4×10^-6，LREE/HREE=1.75~2.63；(La/Yb)_N=4.1~6.77，(La/Sm)_N=1.36~2.55；δEu=0.81~1.1，均值0.92；曲线集中分布但右倾的趋势更加明显，基本上随原子序数的增加，稀土元素的含量不断下降，因此在辉绿岩的稀土元素含量中，轻重稀土的分异比花岗斑岩明显，另外辉绿岩也具有轻微的负Eu异常。 4.2 锆石Hf同位素研究

锆石Hf同位素值蕴含了丰富的地质信息。本文对定年锆石颗粒进行了原位Hf同位素测试，其中花岗斑岩测点15个，辉绿岩测点17个，测点位置与U-Pb定年位于同一岩浆环带上。实验及计算结果见表 3。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 武定海孜双峰式侵入岩的锆石Hf同位素数据 Table 3 Zircons Hf isotopic compositions of the Haizi bimodal intrusive rocks 测点号 Age(Ma) 176Hf 177Hf 2δ 176Yb 177Hf 2δ 176Lu 177Hf 2δ (176Hf 177Hf)t εHf(t) tDM(Ma) tCDM(Ma) fLu/Hf D1205-1 1702 0.281732 0.000025 0.069086 0.001512 0.001238 0.000028 0.281692 -0.282562 2144 2404 -0.9627 D1205-3 1740 0.281752 0.000024 0.060452 0.001107 0.001092 0.000016 0.281716 1.429401 2108 2327 -0.967099 D1205-5 1758 0.281745 0.000022 0.069122 0.000597 0.001212 0.000009 0.281704 1.427523 2125 2341 -0.963502 D1205-7 1726 0.281758 0.000024 0.077696 0.003988 0.001338 0.000062 0.281714 1.053981 2114 2340 -0.959701 D1205-9 1773 0.281812 0.000023 0.027713 0.000307 0.000578 0.000004 0.281793 4.912392 1998 2137 -0.982601 D1205-11 1738 0.281836 0.000029 0.115399 0.006338 0.001831 0.000087 0.281776 3.517257 2031 2196 -0.944857 D1205-13 1732 0.281724 0.000023 0.061597 0.000516 0.001165 0.000004 0.281686 0.173489 2151 2399 -0.96491 D1205-15 1742 0.281843 0.00003 0.150497 0.007177 0.002664 0.000131 0.281755 2.860733 2068 2240 -0.919757 D1438-2 1707 0.281785 0.000023 0.068143 0.000658 0.00148 0.000009 0.281737 1.428925 2084 2302 -0.955408 D1438-4 1724 0.281712 0.000023 0.082533 0.00088 0.001683 0.00006 0.281656 -1.049525 2199 2469 -0.949298 D1438-6 1699 0.281763 0.000029 0.135511 0.000461 0.002477 0.000015 0.281683 -0.65968 2172 2425 -0.92539 D1438-10 1700 0.28175 0.000027 0.028876 0.000211 0.000563 0.000004 0.281732 1.098437 2082 2317 -0.983038 D1438-12 1711 0.281756 0.00002 0.053526 0.000756 0.001133 0.000007 0.281719 0.877603 2106 2339 -0.965875 D1438-14 1739 0.281639 0.000034 0.068724 0.00162 0.001771 0.000056 0.281581 -3.397965 2305 2625 -0.946658 D1438-16 1730 0.281744 0.000029 0.038022 0.000685 0.000769 0.000011 0.281719 1.308678 2101 2327 -0.976823 D1438-18 1718 0.28167 0.00002 0.03103 0.00069 0.00067 0.00003 0.281647 -1.53797 2200 2494 -0.979825 D1438-20 1613 0.28176 0.00002 0.00181 0.00004 0.08328 0.00062 0.2817 1.252 2144 2357 -0.945478 注：εHf(t)=10000×{[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR，0-(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt-1)]-1}. tDM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Lu/177Hf)DM]}. tDMC=tDM-(tDM-t)×[(fcc-fs)/(fcc–fDM)]. fLu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR-1. 其中：λ=1.867×10-11/a;(176Lu/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S为样品测量值;(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR，0=0.282772;(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325;(176Lu/177Hf)平均地壳=0.015; fcc=[(176Lu/177Hf)平均地壳/(176Lu/177Hf)CHUR]-1; fs=fLu/Hf; fDM=[(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR]-1; t为锆石结晶年龄

表 3 武定海孜双峰式侵入岩的锆石Hf同位素数据 Table 3 Zircons Hf isotopic compositions of the Haizi bimodal intrusive rocks

一般而言，岩浆岩锆石的ε_Hf(t)<0，表明其岩浆源自成熟的大陆地壳，对于花岗岩来讲，其类型类似于S型花岗岩；ε_Hf(t)>0说明其岩浆与镁铁质地幔有关，或者是新增生大陆地壳，对于花岗岩来讲，它比较类似于I型花岗岩(Doe and Remer， 1982)。

依据实验数据，花岗斑岩的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf变化范围为0.000578~0.002664，平均值为0.001207，辉绿岩的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf变化在0.000563~0.002477之间，平均0.001359(表 3)。辉绿岩与花岗斑岩的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf均小于0.002，表明这些锆石在形成之后，仅有较少放射成因Hf积累，所测得的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf可以代表锆石结晶时岩浆体系的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。

海孜花岗斑岩中锆石Hf同位素组成较单一，(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_t集中分布在0.281660~0.281793范围内(图 8a)，ε_Hf(t)值大多在0.1354~5.6758之间(图 8b)，有两个ε_Hf(t)值为负(D1205-1与D1205-14)，反映出新生地壳的特点；单阶段Hf同位素模式年龄t_DM1变化于1968~2169Ma之间，其二阶段成因模式年龄t_DM2=2070~2446Ma之间。

图 8

Fig. 8

图 8 海孜辉绿岩-花岗斑岩的Hf同位素组成及其变化 Fig. 8 Hf isotopic composition and temporal variations of Haizi bimodal intrusive rocks

辉绿岩中的(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_t集中分布在0.281567~0.281737范围内(图 8a)，ε_Hf(t)大多为负值，有4个正值。负值分布范围在-6.928776~-0.617262之间，正值分布范围在0.877603~1.428924，显示了较为复杂的岩石成因信息(图 8b)。其单阶段模式年龄在2081~2317Ma之间，二阶段模式年龄在2302~2662Ma之间。

吴福元等(2007)指出有关Hf同位素的示踪，t_DM2的年龄更能反映源区物质在地壳中的平均留存年龄，因此在大多数情况下应该考虑其两阶段的成因模式年龄。如果模式年龄与岩体的实际年龄相近的话，就表示这个玄武岩是来源于亏损地幔的；若相差很大，且模式大于形成年龄，表明受到地壳混染或者来源于富集地幔。一般而言，花岗岩的模式年龄均大于形成年龄。海孜花岗斑岩t_DM2=2070~2446Ma，辉绿岩t_DM2=2302~2662Ma，二者的二阶段模式年龄均大于实际年龄。对于海孜辉绿岩来讲，岩浆上升过程中可能混入了地壳物质，也反映了地壳的初始拉张行为，代表了1.7Ga左右新地壳的增生事件(Huppert and Sparks， 1988)。 5 问题与讨论 5.1 岩石成因类型

研究表明，海孜双峰式侵入岩体的酸性端元(花岗斑岩)属于低钾钙碱性过铝质(SP)铁质A型花岗岩(王子正等，2013)。而基性端元(辉绿岩)则具有偏碱性的拉斑质玄武岩的地球化学特征(郭阳等，2014)。众所周知，双峰式岩体实际上是由部分熔融的地幔岩浆经过结晶分异或同化混染作用形成的一套具有SiO₂间断特征的岩石组合，两个端元的岩石成因和物质来源都是分离的，已有的岩相学和同位素数据表明，玄武岩来源于与地幔柱有关的岩浆活动(Geist et al., 1995)，所以双峰式火成岩的关键是酸性端元(流纹岩)的成因(Christiansen et al., 2007)。

通常认为流纹岩的成因有两种：一种流纹岩和玄武岩可分别来自不同的母岩浆，二者在空间上的共生可能仅与一次热事件有关(Sigurdsson，1977)。这种流纹岩的出露面积一般相比玄武岩要大得多(Hildreth，1981; Cull et al., 1991)。由于这种基性岩浆和酸性岩浆来源不同，生成的玄武岩和流纹岩在微量元素和Sr、Nd和Hf同位素组成上就有很大的差异(Doe and Remer，l982; Davies and MacDonald，l987)；另一种流纹岩和玄武岩可以具有共同的幔源母岩浆，流纹岩是经玄武岩浆分离结晶作用形成的，其中只有微量或根本没有陆壳物质的加入(Grove and Kinzler， 1986; MacDonald et al., 1987; Bacon and Druitt， 1988)。

反观海孜双峰式岩体的地球化学特征，不难看出以下特点：(1)两个端元的微量元素总量差别并不大(图 5)；(2)两个端元之间Ba、Rb、Sr与P等元素均表现出一致的亏损趋势，总体来看，两端元均富集高场强元素(Zr、Hf)，亏损大离子亲石元素(Ba、Sr、K、Ti)；(3)从Hf同位素分析(图 8)，花岗斑岩与辉绿岩的Hf同位素之间的差异并不大。综合以上三点，我们推测海孜双峰式侵入岩体的两个端元源区具有一定的关系。 5.2 构造环境探讨

岩浆岩所处的构造环境是地质研究中极为重要的研究内容。作为扬子地台西南缘首次发现的早元古界双峰式侵入岩，蕴含着扬子地块前寒武纪地质演化的重要信息。而作为构造环境研究的“探针”，岩浆岩的微量元素由于其含量较少且性质稳定，不易受岩石圈组份的混染影响，与地质活动相对响应，可以较准确的反映岩石形成的初始构造环境。在2Nb-Zr/4-Y图解中(图 9a)中，海孜辉绿岩全部落入A1+A2区，即板内裂谷玄武岩区；在Zr-Zr/Y图解中(图 9b)，投影点也全部落入板内裂谷玄武岩区域内。两个构造图均指示海孜辉绿岩形成于板内裂谷环境。在SiO₂-Al₂O₃图解中(图 9c)，海孜花岗斑岩投影点全部落入RRG+CEUG区，指示它是与裂谷有关的花岗岩；在Yb+Nb-Nb图解中(图 9d)，海孜花岗斑岩投点主要落在了WPG区，可以推断其形成于板内的伸展环境。

图 9

Fig. 9

图 9 海孜双峰式侵入岩形成构造环境判别图 (a)A1+A2-板内碱性玄武岩；A2+C-板内拉斑玄武岩，B-P型MORB，D-N型MORB；C+D-火山弧玄武岩(Meschede，1986)；(b)WPA-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；IAB-岛弧拉斑玄武岩(Pearce and Norry， 1979)；(c)IAG-岛弧花岗岩类；CAG-大陆弧花岗岩类；CCG-大陆碰撞花岗岩类；POG-后造山花岗岩类；RRG-与裂谷有关的花岗岩类；CEUG-与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类；(d)VAG-火山弧花岗岩；ORG-洋脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩Fig. 9 Discrimination diagrams of tectonic setting for Haizi bimodal intrusive rocks

Ti元素对于探讨岩浆岩的形成构造环境同样也有着重要的指示意义。林强等(2000)对中生代大兴安岭流纹岩与玄武岩成因关系研究认为，低Ti流纹岩的地球化学性质类似于陆内(或大陆边缘)与玄武岩浆分异作用有关的流纹岩，高Ti流纹岩类与碱性系列玄武岩类之间地球化学的双峰态类似于非洲肯尼亚裂谷玄武岩与碱性流纹岩组合，是大陆溢流玄武岩诱发的大陆地壳岩石的部分熔融产物，并且高Ti流纹岩继承了碱性系列玄武岩亏损高场强元素的地球化学性质(Black et al., 1997)。

海孜辉绿岩属于碱性辉长岩，花岗斑岩则是属于钙碱性花岗岩，两者均出现了不通程度的Ti亏损，从其TiO₂的含量上看属于低Ti系列岩石。从化学组分及岩石系列来看，海孜的辉绿岩与花岗斑岩的产出环境应该是裂谷环境。所以不管是Ti元素还是微量元素，两者结果均一致指示海孜双峰式岩体是形成于板内裂谷的拉张环境之中。

Rogers and Santosh(2002)认为Rodinia超大陆之前可能还存在一个Columbia超级大陆，该超大陆由南非、马达加斯加、印度、澳大利亚和部分南极陆块与北美陆块西缘连在一起，格陵兰、波罗的和西伯利亚与北美陆块东北缘连在一起，各个地块的拼合大致发生在2.1~1.8Ga(Zhao et al., 2002; Condie，2002)，其裂解的时间大致为1.6~1.2Ga。

关于哥伦比亚超大陆的研究，在国内现在相对成熟的是华北古大陆。在华北古大陆上，保存了1.7Ga前后的一系列非造山裂解事件的地质记录，为探讨华北与其它古大陆之间的关系提供了重要的科学依据(陆松年等，2002)。已有研究也表明华北古大陆在约1.7Ga时发生了非造山裂解事件群，其1.8~1.4Ga时期生物群的特点与北美、西伯利亚、波罗的和印度具有相似性。因此，华北古大陆可能是古元古代-中元古代哥伦比亚超大陆中的组成部分(LeCheminant and Heaman， 1991)。

在本区，由于客观条件限制(风化剥蚀、后期地质破坏等)，与哥伦比亚超大陆有关的地质证据并不多，也因此对于扬子古陆是否是Columbia超大陆的一部分，还存在争议(尹福光等，2012)。尽管如此，部分学者还是试图从现存的零星证据上寻找扬子古陆块与哥伦比亚超大陆的关联。彭敏等(2009)对侵位于湖北宜昌崆岭杂岩中的圈椅埫A型花岗岩(1854±17Ma)做了详细的年代学和地球化学研究，认为其是在Columbia 超大陆聚合之后裂解之前的期间，扬子北部形成的碰撞造山带在大陆岩石圈的伸展作用下，引起深部太古宙地壳在后造山的伸展环境中发生拉张垮塌所熔融产生的花岗岩，同时他也报道了扬子崆岭高级变质地体古元古代基性岩脉的侵入年龄为1852±11Ma，认为系碰撞后伸展环境下的产物，指示在约1.85Ga扬子陆块发生了由碰撞挤压向伸展作用的构造转换。

而在扬子古陆块西缘1.7Ga的基性岩墙群十分发育，这应该是探讨古大陆块体之间亲缘关系的一个重要依据，扬子陆块西缘会理地区辉长岩侵位年龄为1694±16Ma，明显晚于扬子陆块上记录的Columbia超大陆形成时碰撞造山事件发生的时间，也晚于由碰撞挤压到伸展构造转换的时间，因而可能是Columbia超大陆裂解期地壳在伸展构造环境下幔源岩浆沿张性断裂侵入的产物。所以扬子陆块西缘中元古代地层内发育的基性岩脉岩墙可能是Columbia超大陆裂解作用在扬子陆块的反映。

尹福光等(2012)利用岩石学、地球化学和沉积学证据，结合构环境分析，论述了上扬子古陆块从2.0Ga至1.4Ga期间地质历史演化特点，包括2.2~1.8Ga的造山运动、1.7~1.5Ga的非造山裂解事件、1.5~1.2Ga的陆架裂陷事件以及1.0Ga左右的碰撞造山事件。同时还强调这些事件与北美、西伯利亚、波罗和印度具有相似性，暗示上扬子古陆可能是古元古-中元古代哥伦比亚超大陆中的组成部分。

海孜双峰式侵入岩体中花岗斑岩的年龄为1764±18Ma，辉绿岩年龄为1765±5.4Ma，从其年龄和形成构造环境分析，该双峰式侵入岩应该是此非造山裂解事件群的产物，属于本区昆阳裂谷裂解的产物。据近几年测试结果分析，可以认为昆阳裂谷初始拉张应在1.8~1.6Ga左右(常向阳等，1997; Zhao et al., 2010; 王生伟等，2011)，与古元古宙末期全球范围内发生的Columbia超级大陆裂解事件(约1.7Ga)在时间上高度一致。所以，昆阳裂谷的形成很可能不是孤立的构造事件，它与哥伦比亚超大陆的裂解有着密切关系，很可能是Columbia超大陆裂解的一个组成部分。海孜双峰式侵入岩的发现填补了1.7Ga这一时间段内扬子地台西南缘岩浆岩的空白，对于研究扬子地台早元古时期的演化与哥伦比亚超大陆的关系提供了第一个落点。 6 结论

(1)滇中武定海孜辉绿岩和花岗斑岩体的锆石年代学测定表明花岗斑岩体的年龄为1764±18Ma，而辉绿岩体的年龄为1765±5.4Ma，两者同时期产出，这是扬子地台西南缘首次发现的1.7Ga双峰式侵入岩；

(2)岩石地球化学研究显示海孜辉绿岩属于高钾碱性玄武岩系列，花岗斑岩属于低钾流纹岩系，两者均形成于板内裂谷拉张环境中，可能均与幔源母岩浆有关；

(3)海孜的辉绿岩与花岗斑岩岩体均形成于裂谷拉张环境，是昆阳裂谷裂解(1.6~1.8Ga)产物，与Columbia超大陆的裂解密切相关，因此海孜双峰式侵入岩体可作为研究扬子古陆块与哥伦比亚超大陆的一个衔接点，具有重要的地质意义。