Geochronology, geochemistry and tectonic evolution of the basaltic trachyandesite in Huize, northeastern Yunnan Province
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摘要:
滇东北会泽地区发现峨眉山玄武岩中沿NNE向发育的玄武粗安岩，通过详细的野外地质调查、镜下岩相学分析、锆石U-Pb定年以及岩石地球化学测试等方法，研究了该玄武粗安岩形成年龄，地球化学特征及其指示的构造演化过程。LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学确定玄武粗安岩形成的加权年龄为（251.6±4.2）Ma（MSWD=0.20），蚀变年龄分别为（143.5±1.9）Ma和（150.5±2.4）Ma。岩石地球化学主量、稀土和微量元素测试表明，玄武粗安岩的SiO2含量在52.09%~54.10%，属于中基性火山岩；Mg#介于19.88~40.86，在TAS图解上整体显示为碱性玄武岩粗安岩系列；稀土元素和微量元素特征显示出会泽玄武粗安岩来自交代的富集地幔源区，岩浆演化过程中发生了一定的单斜辉石、斜长石和磁铁矿的分离结晶作用。会泽玄武粗安岩是峨眉山玄武岩的一部分，推断其为峨眉山地幔柱活动消亡期的产物。
Abstract:Several small-scale basalt trachyandesite rock masses were found in NNE direction in Emeishan basalts of Huize area, northeastern Yunnan Province. Based on detailed field geological survey, microscopic petrographic analysis, zircon U-Pb dating and rock geochemical test, the authors studied the formation age and geochemical characteristics of these basalt trachyandesites and their tectonic evolution process. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating yielded a weighted mean 206Pb/238U age of(251.6±4.2)Ma (MSWD=0.20) for the basalt trachyandesite, and the alteration ages are(143.5±1.9) Ma and(150.5±2.4) Ma, respectively. The content of SiO2 in basalt trachyandesite is between 52.09%-54.10%, implying that it belongs to the intermediate basic volcanic rock. The Mg# values of basalt trachyandesite are from 19.88 to 40.86, and the TAS diagram generally shows that it belongs to alkali basalt trachyandesite series. The characteristics of REE and trace elements show that the basalt trachyandesite of Huize was derived from enriched mantle source. In the process of magmatic evolution, a part of clinopyroxene, plagioclase and magnetite experienced fractional crystallization. It is considered that the basalt trachyandesite of Huize is a part of Emeishan basalts, and that it might have been the product of the extinction of Emeishan mantle plume.
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1. 引言
锶作为岩石圈上部含量最大的微量元素（胡进武等，2004；黄奇波等，2011），广泛存在于自然界中但分布非常不均，锶的分布状态及其存在形态受到自然条件、人类活动等多种因素的影响，导致锶在分布上富集或贫乏（Comar et al., 1957; 范伟等2010）。在不同的时期、不同岩性的基岩地层中锶元素的丰度存在明显的差异性，一般在海相沉积的碳酸盐岩中锶的丰度最高，在含锶矿物的闪长岩、花岗岩、黏土岩以及碳酸盐岩中，锶含量相对比较富集，黏土、砂中锶的丰度最低（刘庆宣等，2004）。作为微量元素，锶主要存在于各种造岩矿物和副矿物中，也能形成一些独立的矿物，主要为存在于碳酸盐岩中的菱锶矿（SrCO3）和天青石（SrSO4），同时文石、方解石、钙长石及石膏等矿物中亦常见锶置换钙的类质同像现象（Clow et al., 1997；文冬光等，1998）。岩石中的锶是地下水中锶的主要物质来源，锶在赋存母岩中主要经风化、淋滤后在地下水流作用下进行迁移转化(文冬光等，1998；康志强等，2011；苏春田等, 2017a, b)，进而进入人类及其他动植物的物质循环。前人研究表明，地下水中锶的分布与富集受渗流地层岩性、溶滤强度、水化学条件（王增银等，2003；祁晓凡等，2009；范伟等, 2010）等因素的影响。目前，各国根据锶的含量及其生理医学作用制定了锶矿泉水的标准，参照饮用天然矿泉水国家标准（GB8537- 2016），地下水的质量浓度达到0.2mg/L，可命名为富锶矿泉水，规定的限值为5mg/L。岩溶水作为山区居民主要饮用的水源，关乎百姓的生活与饮食健康，因而查明地下水中锶的分布状态，揭示锶的动态变化，分析锶的富集规律，具有较大的研究意义与实际价值。
前人对富锶地下水的研究多集中在赋存条件、水质评价等方面，多集中在非岩溶地区（孙岐发等，2019），针对西南岩溶区富锶地下水的研究还较少（祁晓凡等，2009；康志强等，2011；苏春田等, 2017a, b），针对三峡岩溶区的研究则更少。本文选取湖北秭归地区两个岩溶流域为研究区，以岩溶水系统为单元，从锶的物质来源条件入手，分析岩溶水系统中锶的水岩作用过程，研究不同含水岩组、不同水流条件下地下水中锶的分布与富集特征，探讨宜昌三峡岩溶去地下水中锶富集的条件与规律。
2. 研究区概况
2.1 自然地理概况
本文主要针对秭归地区的茅坪河和九畹溪两个岩溶流域开展研究。研究区地处长江之滨、西陵峡畔、清江以北，属于中国地形第二、三阶梯的过渡地带，为川东褶皱与鄂西山地交汇地，境内山脉为大巴山、巫山余脉，地形起伏较大。该地区属于亚热带季风气候，气候温暖、降雨充沛，年降雨量在900~1200 mm，其中汛期降雨量占绝大部分，受季风气候和山峦起伏的影响，降雨量的季节变化和空间差异明显，小气候特征比较显著。秭归县位于鄂西褶皱山地，西南高东北低，平均海拔高程千米以上，山峰耸立，河谷深切，相对高差一般在500~1300 m。其中中低山区多分布于秭归盆地周边，斜坡倾角介于15~25°，面积960 km2；大于25°以上的斜坡主要分布在长江峡谷区、中高山向中低山过渡地带，陡缓变化较大，多形成陡崖。
2.2 地质概况
研究区地处黄陵穹隆西南缘，自北东向西南从侵入岩体、前震旦纪到三叠纪地层连续出露且较齐全，区内南沱组角度不整合于侵入岩与变质岩基底之上，第四系与下伏地层为角度不整合，其余地层之间均为整合与平行不整合接触关系（南沱组与陡山沱组呈平行不整合，纱帽组与云台观组呈平行不整合）。区域内地层主要是以沉积岩为主，累计沉积岩岩层最大厚度约7567 m，其中碳酸盐岩总厚度达到3443 m，占沉积岩总厚度的45.5%，碳酸盐岩地层主要有震旦系，寒武系、奥陶系、志留系、二叠系及三叠系，岩性以灰岩、白云岩为主，非碳酸盐岩地层有志留系、泥盆系、白垩系，岩性以碎屑岩为主，尤以仙女山一带的白垩系的碎屑砾岩、砂岩为特殊，常常发育有可溶性砾岩裂隙孔洞水。
2.3 岩溶含水系统划分
前人在进行岩溶含水系统划分过程中，主要考虑了含水岩组、空间介质结构、组合特征、岩溶水径流方式、埋藏条件等因素（裴建国等，2008; 梁永平等，2015）。秭归地区属于南方岩溶的范畴，多种地层组合特征、构造条件下发育多样的岩溶水系统，既发育有管道裂隙集中排泄型系统、也有裂隙分散排泄型岩溶水系统。根据区域地层的含水性分析，大致可划分为3个岩溶含水系统（图 1）：上震旦岩溶含水系统（Z2d、Z2∈1d）、下寒武—奥陶岩溶含水系统（∈1t、∈1sl、∈2q、∈2O1l、O1n、O1g、O2-3b）、石炭—三叠岩溶含水系统（P1q、P1m、P2w、T1d、T2j），进一步可细分为7个岩溶含水子系统（表 1）。本文依据空间结构、含水介质、排泄方式、代表水流、标高、流量等特征数据，并结合野外调查资料，对岩溶子含水单元排泄特征进行整理划分（表 1）。
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图 1 研究区水文地质简图及主要泉点分布图Figure 1. Hydrogeological map showing distribution of main springs in the study area表 1 岩溶含水子系统的介质结构及排泄特征Table 1. Structure and drainage characteristics of karst water-bearing units
3. 样品采集与测试
3.1 样品采集与处理
2016—2018年期间，本文依托中国地质调查局二级项目“宜昌长江南岸岩溶流域水文地质环境地质调查”，系统地采集了研究区泉水、典型断面地表水样品，对重点岩溶泉点进行月度监测，并选送测区内主要含水岩组的岩样进行岩石矿物组成分析。针对不同岩溶水系统，选取了31组岩溶泉点作为长期监测点（长观站）（图 1），用于分析地下水的动态变化规律。本文的研究数据来源于区域水文地质调查，及31个岩溶泉长期监测点（长观站）月度样采集，共整理了415组水样数据，93组岩矿分析数据，基于此对锶的分布特征进行分析。
水样采集采用600 mLPVC瓶，现场用水样涮洗3次，同时对水样水温、pH、电导率、流量等指标进行现场测定。此后样品在12 h内送回室内，采用《中华人民共和国地质矿产行业标准DZ/T 0064.49- 93地下水水质检验方法》酸碱滴定法测试并计算碱度。同时将水样用孔径0.45 μm的醋酸纤维膜过滤后，分装于2个50 mLPET瓶中分别用于阴阳离子测试，其中阳离子测试样会使用分析纯HNO3酸化至pH＜2，阴离子样则不加处理。
3.2 样品测试
水化学样品的测试在中国地质大学（武汉）地质调查研究院实验中心完成，阴离子由戴安离子色谱仪ICS2100测试，阳离子由赛默飞公司生产的ICP-OES（ICAP6300）测试；岩石样品矿物组成测试在澳实分析检测（广州）有限公司测试完成，锶等矿物组分均采用封闭酸溶-电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS）测试。
4. 分析与讨论
4.1 锶的物源条件分析
通过对93组岩矿分析数据分析可知，不同地质年代的沉积地层中锶的含量大不相同（表 2），在震旦系地层中，灯影组地层锶含量比陡山沱组高，灯影组锶含量可达到2900 μg/g，均值为1121 μg/g，且组内不同段含量差异明显，如灯影组二段的白云质灰岩中锶含量介于800~2600 μg/g，其含量较一段和三段的白云岩大，灯影组地层整体变异系数为88.2%（n=10）；寒武系上统娄山关组白云岩中锶含量介于77~2500 μg/g，变异系数为62.5%（n=11），锶含量均值大但分布上存在差异性；奥陶系地层锶含量均不高，介于100~400 μg/g，变异系数相对较低；嘉陵江组地层锶的含量较高，均值为2861 μg/g，变异系数也较高，为137.3%（n=17）。
表 2 秭归岩溶地层中锶含量概况统计Table 2. Statistics of Sr contents in karst strata in the Zigui area
可知，秭归地区富锶地层主要为灯影组、娄山关组、嘉陵江组。从沉积相来看，上述沉积地层均为干旱气候条件下碳酸盐台地浅滩、潮坪-潟湖沉积（徐长昊，2016），为封闭性较好的沉积环境，是蒸发沉积富锶地层发育的良好条件。
同时对区内浅层包气带内岩样分析发现，表层岩石中天青石矿物较少，锶含量偏低且与CaO的相关性较好，而与MgO、SO3、Al2O3的相关性一般。主要是由于表层岩石受到较强的淋滤作用而导致锶的流失，此外浅循环系统中的锶会以类质同像形式存在于方解石矿物中。
对由钻孔揭露深层封闭地层岩样分析发现，锶主要以天青石形式存在，常常与石膏矿物共存。如钻孔ZK05揭露的娄山关组地层中，锶含量普遍较高且与SO3有较好的相关性（R2=0.737，n=10）。另在对钻孔ZK03揭露的奥陶系岩心分析发现，随着MgO含量的增大，岩性逐渐白云岩化，同时锶含量逐渐减小（图 2）；此外，锶的含量会随着碳酸盐中泥质含量的增大（SiO2含量增大）而减小（图 2）。
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图 2 ZK03孔奥陶系岩心中MgO－Sr（a）与SiO2－Sr（b）浓度关系Figure 2. Relationship of Sr vs. MgO and SiO2 of rocks revealed from ZK034.2 锶的水岩作用过程分析
通过对茅坪河与九畹溪两个流域岩溶地下水样分析，从富锶水化学类型、水岩作用程度、物理化学条件等方面，对该区地下水锶分布与富集展开讨论。
针对研究区所采集的415组水样，从Piper三线图（图 3）来看，地下水中锶含量大于2 mg/L时，水中阳离子以Ca2+、Mg2+为优势离子，阴离子以SO42-为主；地下水中锶含量在0.70~10 mg/L时，水中阳离子以Na+为主，阴离子以Cl-为主；地下水中锶含量小于0.70 mg/L时，水中阴离子以HCO3-为主。因此，锶浓度相对较高的地下水化学类型主要包括SO4型和Cl型，其中尤以SO4型地下水的锶浓度最高。
岩溶地下水中离子组分主要来源于对母岩的溶滤作用，其决定着地下水中主要水化学过程(康志强等，2011; 苏春田等，2017a)。母岩中锶含量影响着水流系统地下水中锶的分布(文冬光等，1998；苏春田等，2017b)。地下水中锶离子主要来源于富锶矿物（天青石、菱锶矿），赋存在方解石、文石及白云石类质同像形态的锶，以及铝硅酸盐中的锶等的溶解（徐兴国，1984），具体的化学反应方程式如下：
(1) 
(2) 
(3) 表层岩溶泉可反映局部水流系统的水化学特征。基于所采集的334处表层岩溶泉，绘制出研究区锶在表层岩溶水中的分布规律，发现全区存在5处富锶地下水分布区（图 4），且这些富锶地下水分布与富锶地层的分布表现出一致性，二叠系阳新组岩溶水，三叠系嘉陵江组岩溶水，寒武系娄山关组岩溶水，寒武系水井沱组岩溶水及震旦系灯影组岩溶水。其中杨新组表层岩溶水中Sr含量介于0.26~ 0.76 mg/L；嘉陵江组介于0.23~0.60 mg/L；娄山关组介于0.13~0.43 mg/L；水井沱组与灯影组介于0.22~0.72 mg/L。
对于排泄区，选取研究区内4处锶含量较高的地层中出露的地下水点为例，即白龙潭、龙洞、迷宫泉和龙王洞（表 1）。从锶离子与硫酸根离子、重碳酸根离子的浓度关系（图 5）发现，嘉陵江组白龙潭岩溶泉水锶含量较高，与硫酸根离子有较好的一致性（R2=0.707，n=5），另知嘉陵江组岩矿分析中SO3含量较高，反映出在该泉域的径流途径上有天青石的存在；娄山关组迷宫泉与重碳酸根离子和硫酸根离子均呈现较好的相关性（R2=0.668，n=10；R2= 0.768，n=13），反映出径流途径中存在两种富锶矿物溶解。此外，针对地下水中丰、枯两季表现出差异性（图 5），主要是由于研究区具有典型南方岩溶管道-裂隙水系统，地下水径流路径和径流时间短、水岩作用不充分（罗明明等，2015），表现出枯季地下水中锶含量普遍比丰水期的要高。由上可知，岩溶水中锶离子含量与各岩溶水系统中富锶矿物含量密切相关，流经的地层岩性差异导致各岩溶水流系统表现出不同的水岩作用过程，或受石膏、天青石矿物溶解的影响，或受菱锶矿溶解的影响，或受多种锶源的混合补给。
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图 5 地下水锶与HCO3-、SO42-的摩尔浓度关系Figure 5. Relationship between strontium concentration and HCO3-, SO42- in groundwater4.3 地下水流系统中锶的分布规律
对于锶在多级水系系统中的分布规律，本文以泗溪流域庙坪—鱼泉洞多级水流系统为例（图 1b），不同级次的地下水中锶含量及饱和程度易表现出差异性（表 3，图 6）。庙坪洼地表层岩溶泉为局部水流系统，锶含量均值为0.08 mg/L，si_Str与si_Cel均比较低（表 3），多为方解石中类质同像锶的溶解释放；鱼泉洞泉水为中间水流系统，地下水锶含量均值为0.22 mg/L，si_Stron与SI_Cel相比于局部水流系统稍高但未达到饱和（表 3），但冬季其锶的饱和指数相对夏季要高，主要由于冬季水流滞缓，水岩作用相对充分（表 3）；以钻孔ZK04揭露的区域水流系统，其锶均值在2.33 mg/L，si_Str、si_Cel、si_Cal、si_Dol均趋于饱和（图 6）。可知地下水与母岩水岩相互作用的时间与水流路径长短决定了地下水中富锶矿物的饱和程度及地下水中锶含量（张群利等，2011；苏春田等，2017a）。
表 3 不同级次水流水化学信息统计表Table 3. Hydrochemistry of different water flow levels
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图 6 地下水中Sr2+与SO42-的关系si_Cal—方解石饱和指数；si_Dol—白云岩饱和指数；si_Cel—天青石饱和指数；si_Str—菱锶矿饱和指数Figure 6. Relationship between Sr2+ and SO42- in groundwatersi_Cal-Calcite saturation index; si_Dol-Dolomite saturation index; si_Cel: Celestine saturation index; si_Str-Strontianite saturation index此外，通过对钻孔ZK04及钻孔ZK05中锶含量分析（表 3，图 6），发现两者锶离子浓度均很大。在两孔钻进施工中，均有H2S与CH4等还原性气体溢出，且岩心中有机炭的含量相对较高，尤其是ZK05岩矿组分中发现有单质S存在。推知两孔均混有碳酸盐岩和硫酸盐岩（富含大量的石膏），且均为相对封闭的还原环境。
在这种封闭缺氧还原环境中，地下水中的SO42-在有机炭和脱硫细菌作用下，容易发生脱硫酸作用（刘硕等，2016），其化学反应式为：
(4) 
(5) 当地层中含有大量铁的时候S2-便会与铁结合，逐渐生成黄铁矿，而硫化氢气体极易溶于水（溶解比例约为1∶3），在氧气充足的时候，H2S会被氧化成硫酸与碳酸盐结合形成石膏矿物沉淀，但当氧气不足的时候，少部分的H2S会被氧化成单质S，更大一部分仍以气体的形式存在于封闭的还原条件中，这也就是ZK05孔岩心组分中单质S存在的原因。硫酸根离子的转化，促进了石膏、天青石的溶解过程，致使地下水中锶离子富集，甚至使天青石溶解达到饱和，同时菱锶矿的溶解也增大了地下水中锶的含量（罗璐等，2015）。
5. 结论
本文通过对秭归岩溶流域锶的分布与迁移进行分析，得到以下结论：
（1）研究区内嘉陵江组、娄山关组、灯影组地层中的锶含量最高，代表着潮坪-潟湖沉积相；区内浅层岩石中天青石矿物较少，锶含量偏低；深层封闭地层岩样中锶主要以天青石形式存在，常常与石膏矿物共存。
（2）富锶岩溶水的水化学类型主要包括SO4型和Cl型，尤以SO4型地下水的锶浓度最高；母岩中锶的含量决定了地下水中锶的浓度，且锶主要通过溶滤作用进入地下水中。
（3）地下水水流系统中水岩作用程度及地下水的滞留时间均影响地下水中锶的浓度，浅循环岩溶地下水流系统中锶均未达到饱和，少数深循环区域地下水流系统中锶浓度趋近饱和状态。对于富含石膏、天青石的封闭还原环境有利于地下水中锶的富集。
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图 1 峨眉山玄武岩分布图（a, 据何斌等，2006；李宏博等，2012修改）、研究区地质简图（b）、岩体剖面图（c）
（a）：1—玄武岩；2—断层及编号；3—地名。（b, c）：1—中元古界昆阳群鹅头山组；2—南华系澄江组；3—震旦系陡山沱组；4—震旦系灯影组；5—寒武系筇竹寺组；6—泥盆系宰格组；7—石炭系；8—二叠系梁山组；9—二叠系阳山组；10—峨眉山玄武岩三段；11—峨眉山玄武岩四段；12—三叠系飞仙关组；13—三叠系嘉陵江组；14—三叠系关岭组；15—玄武粗安岩；16-白云质灰岩；17—玄武粗安岩；18—砂岩；19—逆断层；20—断层线；21—整合接触界线；22—角度不整合界线；23—采样点；F1—怒江断裂；F2—柯街断裂；F3—澜沧江断裂；F4—金沙江—哀牢山断裂；F5—木里—丽江断裂；F6—弥渡—华坪断裂；F7—甘孜—理塘断裂；F8—龙门山—箐河断裂；F9—炉霍—道孚断裂；F10—雅砻江—绿汁江断裂；F11—安宁河—益门断裂；F12—小江断裂；F13—华山断裂；F14—垭都—紫云断裂；F15—师宗—弥勒断裂
Figure 1. Distribution of basalts in the Emeishan (a, after He Bin et al., 2006; Li Hongbo et al., 2012); geological schematic map of the study area (b); section of rock mass (c)
Fig. 1a: 1-Basalt; 2-Fault and its serial number; 3-Place name.Fig. 1b, c, 1-Mesoproterozoic Etoushan Formation of Qunyang system; 2-Chengjiang Formation of Nanhua system; 3-Doushantuo Formation of Sinian; 4-Dengying Formation of Sinian; 5-Qiongzhusi Formation of Sinian; 6- Zaige Formation of Devonian; 7- Carboniferous; 8- Liangshan Formation of Permian system; 9- Yangshan Formation of Permian; 10-Third member of Emeishan basalt; 11-Fourth member of Emeishan basalt; 12-Feixianguan Formation of Triassic; 13-Jialingjiang Formation of Triassic; 14- Guanling Formation of Triassic; 15- Basalt trachyandesite; 16- Dolomitic limestone; 17- Basalt trachyandesite; 18- Sandstone; 19-Thrust fault line; 20- Fault line; 21- Contact line; 22-Angular unconformity boundary; 23-Sampling point. F1-Nujiang fault; F2-Kejie fault; F3- Lancang River fault; F4- Jinshajiang- Ailaoshan fault; F5- Muli- Lijiang fault; F6- Midu- Huping fault; F7- Garze- Litang fault; F8-Longmenshan-Qinghe fault; F9-Luhuo-Daofu fault; F10-Yalongjiang-Luzhi River fault; F11-Anlingjiang-Yimen fault; F12-Xiaojiang fault; F13-Huashan fault; F14-Yadu-Ziyun fault; F15-Shizong-Maitreya fault
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图 2 会泽玄武粗安岩岩相学特征图
a—玄武粗安岩手标本；b—玄武粗安岩少斑结构和间粒结构（单偏光）；c—玄武粗安岩基质矿物组成（单偏光）；d—玄武粗安岩捕掳晶（正交光）。Pl—斜长石；Chl—绿泥石；Px—辉石；Mt—磁铁矿；Kf—钾长石
Figure 2. Petrographic characteristics of basaltic trachyandesite
a-Basaltic trachyandesite specimens; b-Basaltic trachyandesite with less plaque structure and intergranular structure (plainlight); c-Basaltic trachyandesite matrix mineral (plainlight); d-Basaltic trachyandesite trapping crystal (crossed nicols). Pl-Plagioclase; Chl-Chlorite; Px-Pyroxene; Mt-Magnetite; Kf-Kotassium feldspar
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图 3 会泽玄武粗安岩CL图像及U-Pb年龄
Figure 3. CL image and zircon U-Pb age of basaltic trachyandesite in Huize
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图 4 会泽玄武粗安锆石U-Pb年龄谐和图
Figure 4. Zircon U-Pb concordia age diagram of basaltic trachyandesite in Huize
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图 5 玄武粗安岩SiO2-(Na2O+K2O)图解（a, 底图据Lebas et al., 1986）及玄武粗安岩SiO2-K2O图解（b, 底图据Hastie et al., 2007）
Figure 5. SiO2- (Na2O + K2O) diagram of basaltic trachyandesite (a, after Lebas et al., 1986) and SiO2-K2O diagram of basaltic trachyandesite (b, after Hastie et al., 2007)
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图 6 玄武粗安岩球粒陨石标准化稀土元素配分（a）及原始地幔标准化微量元素蛛网（b）（标准值据Winchester and Floyd, 1977）
Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagram(b)for the basaltic trachyandesite (standard value after Winchester and Floyd, 1977)
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图 7 会泽玄武粗安岩MgO与其他氧化物及微量元素协变关系图
Figure 7. Covariation relationship between MgO and other oxides and trace elements in Huize basaltic trachyandesite
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图 8 玄武粗安岩（La/Sm）-（Sm/Yb）图解（底图据Mahoney et al., 1997）
PM—原始地幔；DMM—亏损地幔；CLM—大陆岩石圈地幔；LC—下地壳；CC—整个地壳；UC—上地壳
Figure 8. (La / Sm)-(Sm / Yb) diagram of basaltic trachyandesite (after Mahoney et al., 1997)
PM-Primitive mantle; DMM-Depleted mantle; CLM-Continental lithosphere mantle; LC-Lower crust; CC-Whole crust; UC-Upper crust
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图 9 成岩环境图解
a—Th-Hf-Nb图解（据Pearce et al., 1973）; b—Nb-Zr-Y图解（据Meschede, 1986）; c—Ti-Zr-Y图解（据Meschede, 1986）; d—Zr/Y-Zr图解（据Pearce et al., 1973）; e—Ta/Hf-Th/Hf图解（据Pearce et al., 1973）; f—Th/Yb-Ta/Yb图解（据Pearce, 1982）
Figure 9. Diagenetic environment diagram
a-Th-Hf-Nb diagram (after Pearce et al., 1973); b-Nb-Zr-Y diagram (after Meschede, 1986); c-Ti-Zr-Y diagram (after Meschede, 1986); d-Zr / Y-Zr diagram (after Pearce et al., 1973); e-Ta / Hf-Th / Hf Graphic illustration (after Pearce et al., 1973); f-Thze / Yb-Ta / Yb graphic (after Pearce, 1982)
表 1 滇东北会泽玄武粗安岩（D6211）锆石U-Pb定年分析结果
Table 1 U–Pb dating results of zircon U-Pb from the Huize basalt trachyandesite (D6211) in northeast Yunnan
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表 2 会泽玄武粗安岩样品主量元素（%）和微量元素（10-6）分析结果
Table 2 Major elements (%) and trace elements (10-6) analytical results of Huize basaltic trachyandesite samples
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表 3 研究区玄武岩和OIB端元及各主要化学储库不相容元素比值
Table 3 Basalt and OIB end elements and incompatible element ratios in major chemical reservoirs in the study area
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