稀散元素(又称分散元素)一般指在地壳中丰度很低(多为10-9级)，而且在岩石中以极为分散为特征的元素，主要包括镓(Ga)、锗(Ge)、硒(Se)、镉(Cd)、铟(In)、碲(Te)、铼(Re)、铊(Tl)等8个元素(涂光炽等, 2004; 张乾等, 2005)。稀散金属因优异和特殊的物理、化学性能而被广泛应用，既为新一代信息技术、新能源生物、新材料、新能源汽车等所需要的功能材料和结构材料，也是现代工业、国防和尖端科技领域不可缺少的支撑材料(Chen, 2011; Linnenetal., 2012)。虽然前人曾开展过稀散元素成矿的相关研究，获得了一些认识，但总体研究起步较晚，接近客观事实的成矿规律和成矿理论还尚未完善，尤其是地球化学背景还未得到系统梳理。因此，加强稀散元素地球化学背景研究成可为稀散元素矿床的深入研究和勘查工作提供重要的地质依据。将区域地球化学背景的特殊性和稀散金属超常富集的必然性作为一个整体进行研究，强调在特殊地球化学背景框架下，研究稀散金属选择性超常富集的机制和过程，是发展稀散金属成矿理论的重要途径。

初步研究表明，扬子板块西缘铟、锗、镓等稀散金属均有超常富集现象，构成了全球罕见的稀散金属聚集区(Hu and Zhou, 2012; Huetal., 2017)(图1)，故成为研究稀散金属成矿地球化学背景理想的天然实验基地。扬子西缘稀散金属聚集区具有鲜明的特色：(1)资源储量大，种类多，构成了全球最重要的稀散矿产资源聚集区之一，除铟、锗、镓超常富集外，硒、镉、碲、铊等稀散金属也超常富集；(2)稀散金属矿床广泛发育，形成众多大型-超大型的独立矿床或共伴生稀散金属矿床，如广西大厂锡多金属矿床、云南都龙锡锌铟矿床、云南会泽铅锌锗矿床、贵州务正道富镓铝土矿床、四川石棉大水沟碲矿等(银剑钊等, 1994; 张佩华等, 2000; 李晓峰等, 2007, 2010; Shimizu and Aoki, 2011; 李进文等, 2013; 皮桥辉等, 2015; 叶霖等, 2018; 徐净和李晓峰, 2018)；(3)矿床类型多样，成矿作用迥异，涵盖了稀散金属主要的矿床类型，如岩浆热液型、低温热液型、古表生风化-沉积型、有机吸附型等(Orris and Grauch, 2002; Li and Schoonmaker, 2003; Kanazawa and Kamitani, 2006; Sanematsuetal., 2009; Daietal., 2010)。

图1 扬子板块西缘稀散金属矿床分布及剖面位置(据戚华文等, 2002; 涂光炽等, 2004; 张乾等, 2005; 张长青, 2008; 金中国等, 2011; 叶霖等, 2018修改)Fig.1 The distribution of disperse metal deposits in the western margin of the Yangtze plate (modified after Qietal., 2002; Tuetal., 2004; Zhangetal., 2005; Zhangetal., 2008; Jinetal., 2011; Yeetal., 2018)

然而，目前对这些稀散金属超常富集的地球化学背景认识还比较薄弱，稀散元素地球化学超常富集与稀散金属矿床的耦合关系还未厘清，极大地制约了稀散矿产资源的找矿突破。因此，本文以实测的元古界-中生界剖面为突破口，系统剖析了扬子板块西缘的稀散元素地球化学背景。

1 区域地质背景

扬子板块泛指华南大陆中江绍-钦防构造带以西的华南区域，主要包括扬子古微板块和华夏古微板块的西部(张国伟等, 2013)。扬子板块西缘经历长期的地质构造演化，形成了基底加盖层的特殊“双层结构”，基底与盖层呈角度不整合接触。盖层在研究区分布广泛，沉积地层的时代跨度大，由老到新依次发育有元古界、古生界、中生界、新生界地层，关于基底构成，不同学者认识略有差别，朱维光(2004)认为扬子西缘基底主要为前震旦纪基底，该基底主要由康定群及其之上的中元古代峨边群、会理群、盐边群、登相营群等组成；刘成(2015)认为基底主要由古元古代结晶基底(由康定群、大红山群、河口群等组成)及其之上的中元古代褶皱基底(由昆阳群、会理群、东川群、大营盘群等组成)构成。尽管不同地方构成基底的地层组名称不太一样，但时代都属于元古代。在前人研究成果基础上，本文结合研究区地层出露情况，收集梳理后的扬子板块基底地层主要包括元古代的双溪坞群、张八岭群、肥东群、阀集群，主要岩性为变质岩系和少部分过渡岩石。

扬子板块西缘处于冈瓦纳古陆与劳亚古陆的过渡地带，西面与三江褶皱带相邻，南临华南褶皱带(张长青, 2008)。由于该区在不同地质历史时期发生过多次大陆解体、离移及拼接，经历了多期次的构造、岩浆活动及变质作用，造就了区内断裂构造复杂的格局，主要发育三个方向的断裂(刘成, 2015)，即近南北向的安宁河-绿汁江断裂、罗次-易门断裂、普渡河-滇池断裂、小江断裂等；北西向发育康定-水城-亚都断裂、则木河断裂、峨山-通海断裂、化念-石屏断裂、红河断裂；北东向的主要发育贵阳-镇远断裂(图1)。较多地质学家认为扬子板块西缘是在印支期以来，在古特提斯关闭、板块碰撞及陆内会聚的驱动下，产生于松潘-甘孜造山带和扬子稳定陆块西缘的逆冲体系和前陆盆地。许志琴等(1992)提出它可能是松潘-甘孜造山带主体向扬子克拉通逆冲推覆的前缘过渡带，逆冲前沿为前陆磨拉石盆地构造。也有学者认为它是C型或L型俯冲带，可能作为一个独立造山带与松潘-甘孜造山带分开(罗志立, 1984)，而骆耀南等(1998)通过研究，认为它属于新生的陆内造山带，称为龙门山-锦屏造山带，属于经历多次构造作用的复合造山带。在以上研究成果基础上，认为扬子板块西缘的地质演化过程，大致经历基底的形成(元古代)、盖层形成(早震旦系-晚古生代)、陆内裂谷形成(晚二叠世-三叠纪)、前陆盆地造山(侏罗纪-古近纪)等几个阶段(张长青，2008)。