杜勝江 溫漢捷 朱傳威 羅重光 周正兵 楊志明 陳建書 朱勛

1. 東華理工大學，核資源與環(huán)境國家重點實驗室，南昌 3300132. 中國科學院地球化學研究所，貴陽 5500813. 中國科學院大學，北京 1000494. 中國地質(zhì)科學院，北京 1000375. 貴州省地質(zhì)調(diào)查院，貴陽 550018

稀散元素(又稱分散元素)一般指在地殼中豐度很低(多為10-9級)，而且在巖石中以極為分散為特征的元素，主要包括鎵(Ga)、鍺(Ge)、硒(Se)、鎘(Cd)、銦(In)、碲(Te)、錸(Re)、鉈(Tl)等8個元素(涂光熾等, 2004; 張乾等, 2005)。稀散金屬因優(yōu)異和特殊的物理、化學性能而被廣泛應用，既為新一代信息技術、新能源生物、新材料、新能源汽車等所需要的功能材料和結構材料，也是現(xiàn)代工業(yè)、國防和尖端科技領域不可缺少的支撐材料(Chen, 2011; Linnenetal., 2012)。雖然前人曾開展過稀散元素成礦的相關研究，獲得了一些認識，但總體研究起步較晚，接近客觀事實的成礦規(guī)律和成礦理論還尚未完善，尤其是地球化學背景還未得到系統(tǒng)梳理。因此，加強稀散元素地球化學背景研究成可為稀散元素礦床的深入研究和勘查工作提供重要的地質(zhì)依據(jù)。將區(qū)域地球化學背景的特殊性和稀散金屬超常富集的必然性作為一個整體進行研究，強調(diào)在特殊地球化學背景框架下，研究稀散金屬選擇性超常富集的機制和過程，是發(fā)展稀散金屬成礦理論的重要途徑。

初步研究表明，揚子板塊西緣銦、鍺、鎵等稀散金屬均有超常富集現(xiàn)象，構成了全球罕見的稀散金屬聚集區(qū)(Hu and Zhou, 2012; Huetal., 2017)(圖1)，故成為研究稀散金屬成礦地球化學背景理想的天然實驗基地。揚子西緣稀散金屬聚集區(qū)具有鮮明的特色：(1)資源儲量大，種類多，構成了全球最重要的稀散礦產(chǎn)資源聚集區(qū)之一，除銦、鍺、鎵超常富集外，硒、鎘、碲、鉈等稀散金屬也超常富集；(2)稀散金屬礦床廣泛發(fā)育，形成眾多大型-超大型的獨立礦床或共伴生稀散金屬礦床，如廣西大廠錫多金屬礦床、云南都龍錫鋅銦礦床、云南會澤鉛鋅鍺礦床、貴州務正道富鎵鋁土礦床、四川石棉大水溝碲礦等(銀劍釗等, 1994; 張佩華等, 2000; 李曉峰等, 2007, 2010; Shimizu and Aoki, 2011; 李進文等, 2013; 皮橋輝等, 2015; 葉霖等, 2018; 徐凈和李曉峰, 2018)；(3)礦床類型多樣，成礦作用迥異，涵蓋了稀散金屬主要的礦床類型，如巖漿熱液型、低溫熱液型、古表生風化-沉積型、有機吸附型等(Orris and Grauch, 2002; Li and Schoonmaker, 2003; Kanazawa and Kamitani, 2006; Sanematsuetal., 2009; Daietal., 2010)。

圖1 揚子板塊西緣稀散金屬礦床分布及剖面位置(據(jù)戚華文等, 2002; 涂光熾等, 2004; 張乾等, 2005; 張長青, 2008; 金中國等, 2011; 葉霖等, 2018修改)Fig.1 The distribution of disperse metal deposits in the western margin of the Yangtze plate (modified after Qi et al., 2002; Tu et al., 2004; Zhang et al., 2005; Zhang et al., 2008; Jin et al., 2011; Ye et al., 2018)

然而，目前對這些稀散金屬超常富集的地球化學背景認識還比較薄弱，稀散元素地球化學超常富集與稀散金屬礦床的耦合關系還未厘清，極大地制約了稀散礦產(chǎn)資源的找礦突破。因此，本文以實測的元古界-中生界剖面為突破口，系統(tǒng)剖析了揚子板塊西緣的稀散元素地球化學背景。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

揚子板塊泛指華南大陸中江紹-欽防構造帶以西的華南區(qū)域，主要包括揚子古微板塊和華夏古微板塊的西部(張國偉等, 2013)。揚子板塊西緣經(jīng)歷長期的地質(zhì)構造演化，形成了基底加蓋層的特殊“雙層結構”，基底與蓋層呈角度不整合接觸。蓋層在研究區(qū)分布廣泛，沉積地層的時代跨度大，由老到新依次發(fā)育有元古界、古生界、中生界、新生界地層，關于基底構成，不同學者認識略有差別，朱維光(2004)認為揚子西緣基底主要為前震旦紀基底，該基底主要由康定群及其之上的中元古代峨邊群、會理群、鹽邊群、登相營群等組成；劉成(2015)認為基底主要由古元古代結晶基底(由康定群、大紅山群、河口群等組成)及其之上的中元古代褶皺基底(由昆陽群、會理群、東川群、大營盤群等組成)構成。盡管不同地方構成基底的地層組名稱不太一樣，但時代都屬于元古代。在前人研究成果基礎上，本文結合研究區(qū)地層出露情況，收集梳理后的揚子板塊基底地層主要包括元古代的雙溪塢群、張八嶺群、肥東群、閥集群，主要巖性為變質(zhì)巖系和少部分過渡巖石。

揚子板塊西緣處于岡瓦納古陸與勞亞古陸的過渡地帶，西面與三江褶皺帶相鄰，南臨華南褶皺帶(張長青, 2008)。由于該區(qū)在不同地質(zhì)歷史時期發(fā)生過多次大陸解體、離移及拼接，經(jīng)歷了多期次的構造、巖漿活動及變質(zhì)作用，造就了區(qū)內(nèi)斷裂構造復雜的格局，主要發(fā)育三個方向的斷裂(劉成, 2015)，即近南北向的安寧河-綠汁江斷裂、羅次-易門斷裂、普渡河-滇池斷裂、小江斷裂等；北西向發(fā)育康定-水城-亞都斷裂、則木河斷裂、峨山-通海斷裂、化念-石屏斷裂、紅河斷裂；北東向的主要發(fā)育貴陽-鎮(zhèn)遠斷裂(圖1)。較多地質(zhì)學家認為揚子板塊西緣是在印支期以來，在古特提斯關閉、板塊碰撞及陸內(nèi)會聚的驅(qū)動下，產(chǎn)生于松潘-甘孜造山帶和揚子穩(wěn)定陸塊西緣的逆沖體系和前陸盆地。許志琴等(1992)提出它可能是松潘-甘孜造山帶主體向揚子克拉通逆沖推覆的前緣過渡帶，逆沖前沿為前陸磨拉石盆地構造。也有學者認為它是C型或L型俯沖帶，可能作為一個獨立造山帶與松潘-甘孜造山帶分開(羅志立, 1984)，而駱耀南等(1998)通過研究，認為它屬于新生的陸內(nèi)造山帶，稱為龍門山-錦屏造山帶，屬于經(jīng)歷多次構造作用的復合造山帶。在以上研究成果基礎上，認為揚子板塊西緣的地質(zhì)演化過程，大致經(jīng)歷基底的形成(元古代)、蓋層形成(早震旦系-晚古生代)、陸內(nèi)裂谷形成(晚二疊世-三疊紀)、前陸盆地造山(侏羅紀-古近紀)等幾個階段(張長青，2008)。

除了揚子板塊西緣具有特殊“雙層結構”和復雜構造演化特征外，更為引人注目的是研究發(fā)現(xiàn)銦、鍺、鎵等稀散金屬在揚子板塊西緣具有超常富集現(xiàn)象(Hu and Zhou, 2012; Huetal., 2017)，并形成了一系列的伴生(獨立)稀散多金屬礦床(圖1)，比如產(chǎn)于黔中一帶的鋁土礦床常伴生有鎵資源(程鵬林等, 2004; 翁申富和趙爽, 2010; 金中國等, 2011; 翁申富等, 2013; 申小夢等, 2016)，貴州濫木廠獨立鉈礦床(張忠等, 2000; 張杰等, 2007)，云南、四川等地的鉛鋅礦床伴生有鍺-鎘多金屬(王安建等, 2009; 唐永永等, 2011; 寇林林等, 2015)，滇東南成礦帶上的超大型錫-鋅礦床常伴生豐富的銦資源(張寶林等, 2015; 葉霖等, 2018)，川甘交界拉爾瑪金礦中伴生的硒礦(溫漢捷和裘愉卓, 1999)，在石棉地區(qū)還報道有獨立碲礦存在(銀劍釗等, 1994; 張佩華等, 2000)，以上這一系列的稀散金屬礦床多賦存于揚子板塊西緣的沉積蓋層中，少部分產(chǎn)于下部的基底地層。

2 樣品采集及測試方法

2.1 樣品采集

為什么大量的稀散多金屬集中分布于揚子板塊西緣是長期以來存在較大爭議的科學問題，而這可能主要是由于對揚子板塊西緣的稀散金屬的地球化學背景認識非常薄弱。根據(jù)稀散多金屬礦床的空間展布特征，多數(shù)礦床多產(chǎn)于沉積蓋層中，賦礦巖性以沉積巖為主，少部分產(chǎn)于基底地層，為了探索性的揭示揚子板塊西緣的稀散金屬地球化學背景特征，故本研究重點系統(tǒng)采集了蓋層中不同時代的沉積巖樣品，收集了基底地層數(shù)據(jù)。采集每個層系樣品時，系統(tǒng)自下而上采集，保證能反應下部、中部、上部的地層特征，重點從垂向上闡述不同時代地層的稀散元素背景、變化規(guī)律及與稀散礦床的內(nèi)在聯(lián)系。同時，野外采樣也借鑒參考了《1:250000多目標區(qū)域地球化學調(diào)查規(guī)范，中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查技術標準DD2005-01》中的土壤地球化學樣品采集工作方法部分原則，采樣時盡可能的考慮每個地層單元的代表性，綜合考慮其下部、中部和上部的變化特征，根據(jù)采樣層的厚度布置適量的樣品數(shù)量，為提高每個采樣點的樣品代表性，均采集的是新鮮巖石樣品，同一類型的采用刻槽法或者多個子樣構成組合樣的方法，使之盡可能地反應采樣層的總體地質(zhì)特征，對采集的樣品進行破碎加工時，保持場地干凈、通風、無污染，使后期測試數(shù)據(jù)能反應樣品的本質(zhì)地球化學特征。

基于貴州地區(qū)是揚子板塊西緣的重要組成部分，具有典型的揚子板塊特征，貴州的地層背景能較好的反應揚子板塊西緣的地球化學背景，成為揭示揚子西緣特質(zhì)的最好“窗口”，故本文選擇了貴州為重點研究區(qū)，以不同時代地層為重點研究對象，系統(tǒng)測制了元古界-中生界剖面，并采集了不同時代的地層樣品(表1)。本文的元古界-中生界剖面指在揚子西緣的貴州地區(qū)實測的厚度約達12000m超級大剖面，包含了絕大部分的時代地層，只有極少的幾個層位未被包括(未采集到樣品的層位引用前人資料)。涵蓋了從古老的元古界(基底)→古生界→中生界的地層，其中元古界樣品由基底地層(前青白口系)和上覆的青白口系(Qb)、南華系(Nh)及震旦系(Z)的樣品構成；古生界樣品由奧陶系(O)、志留系(S)、泥盆系(D)、石炭系(C)、二疊系(P)的樣品組成；中生界樣品本次主要采集到三疊系(T)樣品(表1)。本文的元古界-中生界剖面累計采集樣品總計約2000余件，根據(jù)地層層序，最后選擇了1133件作為本研究的重點樣品進行分析，這是一項龐大的樣品采集和測試工作，前人尚未開展過。本文通過剖析元古界-中生界剖面不同時代的地層中八種稀散元素含量及變化規(guī)律，從宏觀上揭示了揚子西緣的稀散元素超常富集的地球化學背景。

2.2 測試方法

本文的巖礦樣品微量元素分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，分析儀器為德國耶拿公司的PlasmaQuant MS Elite型電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)。大致實驗流程：將巖礦樣磨制為200目粉末，稱取50mg樣品放入特氟龍罐子中，加入1mL HF和HNO3，把特氟龍蓋子蓋好后放入不銹鋼外套的密封樣裝置中，在溫度為200℃的恒溫箱中放置20h直至樣品完全溶解，再取出冷卻后在電熱板上低溫蒸干，加入0.5mL HNO3重復以上溶解過程，再蒸干后加入Rh內(nèi)標溶液50mg、HNO32mL和適當蒸餾水，再次加蓋封放于200℃烘箱中烘5h，再取出冷卻后轉移至離心管中上機測試。該實驗的分析精度優(yōu)于5%，詳細實驗方法見文獻(Qietal., 2000)。

3 測試結果

3.1 地層(界)稀散元素測試結果

元古界-中生界剖面不同界的地層樣品的Ga、Ge、Se、Cd、In、Te、Re、Tl等8個稀散元素測試結果見表2。與地殼豐度相比，所有地層樣品的Ga、Ge和In均值都要低于地殼豐度值，Te和Re平均含量要高于地殼豐度值，而Se在元古界-中生界剖面的地層中明顯富集，中生界Cd值低于地殼豐度值，古生界和元古界的Cd要高于地殼豐度值，古生界的Tl值稍高于地殼豐度值，其余的均比地殼豐度值低(圖2)。從各時代地層的元素變化系數(shù)可以看出，中生界和古生界地層中Cd變化系數(shù)最大、Te變化系數(shù)最小， 而元古界地層的Cd變化系數(shù)最大、Se變化系數(shù)最小(表2)。具體含量特征如下。

表1揚子板塊西緣代表區(qū)(貴州)元古界-中生界剖面樣品采集統(tǒng)計表

Table 1 The statistical table of the samples collected from the Proterozoic-Mesozoic sections in the western margin of the Yangtze plate (Guizhou area)

界系剖面名稱頂?shù)?m)厚度(m)累計厚度(m)樣品(件)采樣位置新生界第四系-古近系—0～505050未采—中生界白堊系-侏羅系三疊系—50～300250300未采—改茶組剖面300～439.21139.21439.2111遵義正安楊柳井組剖面439.21～646.44207.23646.4417遵義正安關嶺組剖面646.44～1015.87369.431015.8747遵義正安嘉陵江組剖面1015.87～1617601.13161744遵義正安飛仙關組剖面1617～2215.26598.262215.2647遵義正安古生界二疊系石炭系石炭系-泥盆系泥盆系志留系志留系-奧陶系奧陶系寒武系宣威組剖面2215.26～2438222.74243811黔西地區(qū)峨眉山玄武巖組剖面2438～2850.99412.992850.998黔西地區(qū)茅口組剖面2850.99～3265.9414.913265.917遵義斑竹棲霞組剖面3265.9～3612.39346.493612.3915遵義斑竹梁山組剖面3612.39～3734121.61373410遵義斑竹大竹園組剖面3734～3741.17.13741.16遵義斑竹龍吟組剖面3741.1～4099.41358.314099.4119黔西地區(qū)南丹組剖面4099.41～4683.21583.84683.2139安順紫云打屋壩組剖面4683.21～4724.2841.074724.288安順紫云睦化組剖面4724.28～4812.6788.394812.6713安順紫云五指山組剖面4812.67～4974.73162.064974.7317安順紫云火烘組剖面4974.73～5703.18728.455703.1896安順紫云韓家店組剖面5703.18～6111.58408.46111.5863遵義斑竹石牛欄組剖面6111.58～6299.18187.66299.1841遵義斑竹新灘組剖面6299.18～6453.181546453.1828遵義斑竹龍馬溪組剖面6453.18～6481.0827.96481.0815遵義斑竹五峰組剖面6481.08～6486.0856486.086遵義斑竹寶塔組剖面6486.08～6494.588.56494.584遵義斑竹婁山關組剖面6494.58～6530.2835.76530.2810貴陽開陽石冷水組剖面6530.28～6716.43186.156716.4346貴陽開陽高臺組剖面6716.43～6728.2511.826728.253貴陽開陽清虛洞組剖面6728.25～6921.11192.866921.1156貴陽開陽金頂山組剖面6921.11～7174.77253.667174.7787貴陽開陽明心寺組剖面7174.77～7534.34359.577534.34118貴陽開陽牛蹄塘組剖面7534.34～7601.7667.427601.7625貴陽開陽元古界震旦系南華系青白口系基底地層燈影組剖面7601.76～7887.8286.047887.8108貴陽開陽陡山沱組剖面7887.8～7914.126.37914.114銅仁印江南沱組剖面7914.1～8000.5886.488000.5819銅仁印江大塘坡組剖面8000.58～8024.58248024.5851銅仁印江清水江組剖面8024.58～10624.58260010624.5814凱里天柱雙溪塢群剖面10624.58～11324.5870011324.58張八嶺群剖面11324.58～11824.5850011824.58肥東群剖面11824.58～12224.5840012224.58閥集群剖面12224.58～12624.5840012624.58鄢明才和遲清華,1997揚子地臺揚子地臺揚子地臺揚子地臺

表2揚子板塊西緣代表區(qū)(貴州)元古界-中生界剖面地層(界)樣品測試結果(×10-6)

Table 2 The test results of stratum samples collected from different erathem in the Proterozoic-Mesozoic sections in the western margin of the Yangtze plate (Guizhou area) (×10-6)

元素中生界(Mz)古生界(Pz)元古界(Pt)地殼豐度MinMaxMeanKMinMaxMeanKMinMaxMeanKMeanGa0.12029.009.0631.030.050133.014.6190.790.11034.209.7101.1315Ge0.0500.4700.2160.500.0501.3400.3500.630.0600.5300.2950.611.5Se1.0006.0002.4750.581.00054.002.3642.060.0313.0001.7100.400.05Cd0.0201.3700.0651.770.0208.1200.2312.900.02016.900.4764.910.2In0.0050.1010.0420.750.0050.3140.0600.580.0050.2990.0710.510.1Te0.0500.1000.0680.220.0500.3100.0840.470.0500.3200.1030.580.01Re0.0020.0090.0030.550.0020.2230.0141.770.0020.2020.0152.060.00071Tl0.0200.5200.1120.810.0206.7400.6921.000.0200.7100.2850.740.45

注：K為元素變化系數(shù)，K=標準差/平均值；地殼豐度據(jù)劉英俊等(1984)

圖2 揚子板塊西緣元古界-中生界剖面地層(界)稀散元素變化曲線Fig.2 The variation curve on disperse metal of stratum samples collected from different erathem in the Proterozoic-Mesozoic sections in the western margin of the Yangtze plate

中生界(Mz) 中生界地層在元古界-中生界剖面中垂向深度約300～2200m，累計厚約1900m，采集的樣品主要來自三疊系。Ga含量變化大，為0.12×10-6～29.00×10-6，均值9.06×10-6，低于Ga地殼豐度15×10-6(劉英俊等, 1984)；Ge為總體含量都較低，為0.05×10-6～0.47×10-6，均值0.22×10-6，低于Ge地殼豐度1.5×10-6；Se含量變化不大，為1.00×10-6～6.00×10-6，均值2.48×10-6，遠高于Se地殼豐度0.05×10-6；Cd含量變化不大，位于0.02×10-6～1.37×10-6之間，均值0.07×10-6，低于Cd地殼豐度0.2×10-6；In含量變化較小，位于0.01×10-6～0.10×10-6之間，均值0.04×10-6，低于In地殼豐度0.1×10-6；Te含量變化小，位于0.05×10-6～0.10×10-6之間，均值0.07×10-6，高于Te地殼豐度0.001×10-6；Re含量變化小，位于0.002×10-6～0.009×10-6之間，均值0.003×10-6，高于Re地殼豐度7.10×10-10；Tl含量變化較小，位于0.02×10-6～0.52×10-6之間，均值0.112×10-6，低于Tl地殼豐度0.45×10-6。在中生界地層中，Ga、Ge、Se、Cd、In、Te、Re和Tl元素變化系數(shù)分別為1.03、0.50、0.58、1.77、0.75、0.22、0.55和0.81。

古生界(Pz) 古生界地層在元古界-中生界剖面中垂向深度約7600～2200m，累計厚約5400m。地層時代跨度大，包括寒武系、奧陶系、志留系、泥盆系、石炭系和二疊系地層單元。古生界地層樣品的Ga含量變化大，為0.05×10-6～133.0×10-6，均值14.70×10-6，接近地殼豐度；Ge總體含量都較低，為0.05×10-6～1.34×10-6，均值0.35×10-6，低于地殼豐度；Se含量變化較大，為1.00×10-6～54.00×10-6，均值2.36×10-6，遠高于地殼豐度；Cd含量變化大，位于0.02×10-6～8.12×10-6之間，均值0.23×10-6，略比地殼豐度高；In含量變化較大，位于 0.005×10-6～0.314×10-6之間，均值0.06×10-6，略低于地殼豐度；Te含量變化小，位于0.05×10-6～0.31×10-6之間，均值0.08×10-6，高于地殼豐度；Re含量變化較大，位于0.002×10-6～0.223×10-6之間，均值0.014×10-6，高于地殼豐度；Tl含量變化較小，位于0.02×10-6～6.74×10-6之間，均值0.69×10-6，高于地殼豐度。Ga、Ge、Se、Cd、In、Te、Re和Tl元素變化系數(shù)分別為0.79、0.63、2.06、2.90、0.58、0.47、1.77和1.00。

元古界(Pt) 空間跨度大，深度約7600～12600m，累計厚約5000m。地層時代跨度上，主要包括了基底地層(前青白口系)和上覆的青白口系(Qb)、南華系(Nh)和震旦系(Z)，基底主要輕度-中度變質(zhì)形成的變質(zhì)巖系和少部分過渡巖石(即正常沉積巖過渡到變質(zhì)巖)組成，上覆地層為正常的沉積巖系。整個元古界地層Ga含量變化較大，為0.11×10-6～34.20×10-6，均值9.71×10-6，低于地殼豐度；Ge為總體含量都較低，為0.06×10-6～0.53×10-6，均值0.30×10-6，低于地殼豐度；Se含量變化較小，為0.03×10-6～3.00×10-6，均值1.71×10-6，遠高于地殼豐度；Cd含量變化大，位于0.02×10-6～16.90×10-6之間，均值0.48×10-6，高于地殼豐度；In含量變化較大，位于0.005×10-6～0.299×10-6之間，均值0.07×10-6，略低于地殼豐度；Te含量變化小，位于0.05×10-6～0.32×10-6之間，均值0.10×10-6，高于地殼豐度；Re含量變化較大，位于0.002×10-6～0.202×10-6之間，均值0.015×10-6，高于地殼豐度；Tl含量變化較小，位于0.02×10-6～0.71×10-6之間，均值為0.29×10-6，低于地殼豐度。Ga、Ge、Se、Cd、In、Te、Re和Tl元素變化系數(shù)分別為1.13、0.61、0.40、4.91、0.51、0.58、2.06和0.74。

表3揚子板塊西緣代表區(qū)(貴州)元古界-中生界剖面地層(系)樣品測試分析結果(×10-6)

Table 3 The test results of stratum samples collected from different system in the Proterozoic-Mesozoic sections in the western margin of the Yangtze plate (Guizhou area) (×10-6)

元素地層Ga誤差Ge誤差Se誤差Cd誤差In誤差Te誤差Re誤差Tl誤差T9.0639.3770.2160.1072.4751.4460.0650.1160.0420.0310.0680.0150.0030.0010.1120.091P3x35.9644.3710.2450.1563.0911.5780.4880.8780.1510.0210.0570.0080.0110.0130.1300.055P2-3em29.0382.0490.3560.0695.2500.4630.1100.0280.1040.0060.0740.0140.0020.0010.1060.053P14.31922.0010.2250.2082.6002.0900.3320.5810.0950.0780.0690.0210.0060.0080.1870.280C2.1275.3780.0990.0411.2140.4260.3130.2350.0400.0310.0590.0140.0100.0080.2060.215D17.0028.4410.2610.1251.0000.0000.0610.0490.0680.0190.0990.0350.0020.0010.6920.306S18.4848.0460.5230.2951.1850.3960.1270.2030.0600.0260.0690.0240.0030.0020.7890.364O16.6644.9440.4950.1283.3751.8471.4652.2720.0530.0160.1620.0650.0270.0281.5220.88014.3799.2820.3550.1544.93310.6930.2350.8170.0540.0280.0790.0470.0270.0360.7280.868Z1.2963.4330.3270.0941.1880.5440.0830.1170.0390.0630.0500.0000.0260.0420.1350.144Nh22.5925.8250.1920.0482.0570.4470.9193.4400.0800.0200.1100.0620.0050.0030.4850.112Qb16.6825.0390.2560.1231.0000.0000.1590.1950.0740.0150.0830.0380.0020.0000.2900.147基底16.5002.6931.2800.3500.0440.0110.0630.0090.0000.0000.0000.0000.0000.0000.4230.111

3.2 地層(系)稀散元素測試結果

以系為地層單元，對元古界-中生界剖面的8種稀散元素含量進行了整理，主要包括基底(前青白口系)和蓋層不同系的地層中稀散元素的平均含量，同時，為了更好的反應出二疊系地層稀散元素含量情況，本文也把二疊系峨眉山玄武巖組(P2-3em)和二疊系宣威組(P3x)作為單獨分析單元列出，具體含量見表3。

4 討論

4.1 元古界-中生界剖面稀散元素總體背景

通過系統(tǒng)分析元古界-中生界剖面基底和蓋層的稀散元素含量特征(表3、圖3)，結合典型稀散元素礦床及其賦礦層位(表4)，發(fā)現(xiàn)青白口系之上的蓋層總體均普遍富集稀散元素，而基底地層(除Ge外)的稀散元素背景總體不高。因此，初步推斷揚子板塊西緣分布的大部分稀散元素礦床的成礦物質(zhì)可能主要來源于蓋層，少量來源于基底，礦床成因與蓋層關系可能更為密切，少量的稀散元素礦床的形成可能與基底有關。

4.2 稀散元素富集特征

4.2.1 Ga富集特征

Ga在基底地層中的含量為13.0×10-6～20.0×10-6(均值16.5×10-6)，與大陸地殼的豐度相當，局部略微富集；元古界大塘坡組粘土巖中Ga的含量為0.19×10-6～34.20×10-6(均值22.60×10-6)，Ga在這一層位發(fā)生略微的富集；陡山沱組除了底部粉砂巖、砂巖層中Ga的含量與地殼豐度相當以外，上部磷塊巖以及白云石的Ga含量普遍較低，含量為0.1×10-6～22.9×10-6(均值0.8×10-6)。

上古生界地層中Ga含量為0.1×10-6～29.1×10-6(均值15.6×10-6)，Ga主要在下寒武統(tǒng)牛蹄塘組炭質(zhì)泥頁巖、明心寺組粉砂巖-泥質(zhì)白云巖、上奧陶統(tǒng)五峰組粉砂巖-泥質(zhì)粉砂巖中，以及志留系泥質(zhì)粉砂巖層中較為富集。其中，牛蹄塘組泥頁巖-粉砂巖之中的Ga含量為14.1×10-6～24.5×10-6(均值19.3×10-6)，明心寺組粉砂巖-泥質(zhì)白云巖中Ga含量為12.3×10-6～28.4×10-6(23.1×10-6)，志留系韓家店組泥質(zhì)粉砂巖中Ga含量為0.11×10-6～29.1×10-6(均值18.2×10-6)，龍馬溪組及新灘組中Ga含量為9.2×10-6～25.2×10-6(均值19.1×10-6)。

下古生界Ga含量變化較大，含量為0.1×10-6～133.0×10-6(均值12.7×10-6)，且在大竹園組及宣威組中富集程度較高。中泥盆統(tǒng)火烘組中Ga的含量為1.08×10-6～26.0×10-6(均值19.9×10-6)，上泥盆統(tǒng)泥晶灰?guī)r中Ga的含量為0.15×10-6～1.26×10-6(均值0.4×10-6)；下石炭統(tǒng)睦化組生物碎屑灰?guī)r中Ga的含量為0.1×10-6～1.5×10-6(均值0.4×10-6)，下石炭統(tǒng)打屋壩組粘土巖夾灰?guī)r層的Ga含量為6.5×10-6～25.6×10-6(均值14.6×10-6)， 上石炭統(tǒng)南丹組泥晶灰?guī)r及生物碎屑灰?guī)r中Ga的含量為0.1×10-6～0.32×10-6(均值0.14×10-6)；下二疊統(tǒng)生物碎屑灰?guī)r及泥晶灰?guī)r中Ga的含量為0.5×10-6～27.7×10-6(均值6.6×10-6)，大竹園組鋁土礦層或富鋁巖系中Ga的含量為29.1×10-6～133.0×10-6(均值66.3×10-6)，中二疊統(tǒng)棲霞組生物碎屑灰?guī)r找中Ga的含量為0.1×10-6～22.4×10-6(均值2.18×10-6)，中二疊統(tǒng)茅口組生物碎屑灰?guī)r中Ga的含量為0.1×10-6～0.2×10-6(均值0.1×10-6)，上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組中Ga的含量為24.3×10-6～30.7×10-6(均值29.0×10-6)，上二疊統(tǒng)宣威組中Ga的含量為28.0×10-6～43.2×10-6(均值36.0×10-6)。

表4典型稀散元素礦床及賦礦層位統(tǒng)計

Table 4 Typical disperse metal element deposits and ore-bearing stratum

稀散元素及典型礦床實例規(guī)模賦礦層位類型資料來源Ga貴州清鎮(zhèn)貓場鋁土礦大型石炭系九架爐組伴生程鵬林等,2004;申小夢等,2016貴州遵義務川大竹園鋁土礦大型二疊系大竹園組伴生翁申富和趙爽,2010;翁申富等,2013貴州務川瓦廠坪鋁土礦大型二疊系大竹園組伴生金中國等,2011Ge云南臨滄鍺礦超大型新近系獨立戚華文等,2002;劉德亮等,2015四川會東大梁子鉛鋅礦大型震旦系燈影組-寒武系筇竹寺組伴生寇林林等,2015Se川甘交界拉爾瑪金礦大型寒武系太陽頂群伴生溫漢捷和裘愉卓,1999湖北恩施魚塘壩硒礦中型中二疊統(tǒng)茅口組伴生樊海峰等,2008Cd云南蘭坪金頂鉛鋅礦超大型白堊系-古近系伴生唐永永等,2011;王安建等,2009四川會東大梁子鉛鋅礦超大型震旦系燈影組-寒武系筇竹寺組伴生寇林林等,2015云南馬關都龍錫鋅礦大型中寒武統(tǒng)田蓬組伴生李進文等,2013;葉霖等,2018貴州都勻牛角塘鎘鋅礦床大型上震旦統(tǒng)和寒武系伴生谷團等,2000;劉鐵庚等,2004四川會理天寶山鉛鋅礦大型上震旦統(tǒng)燈影組白云巖伴生王瑞等,2012四川呷村銀鉛鋅多金屬礦大型上三疊統(tǒng)呷村組伴生朱維光等,2001In云南個舊錫多金屬礦超大型三疊系個舊組伴生張歡等,2003;張寶林等,2015廣西大廠錫多金屬礦超大型泥盆系和石炭系伴生ShimizuandAoki,2011;皮橋輝等,2015云南馬關都龍錫鋅礦超大型中寒武統(tǒng)田蓬組伴生李進文等,2013;葉霖等,2018云南中甸紅山銅礦中型出露上三疊紀地層,容礦巖系為矽卡巖伴生俎波等,2011Te四川石棉大水溝碲礦大型中下三疊統(tǒng)獨立銀劍釗等,1994;張佩華等,2000Tl云南蘭坪金頂鉛鋅礦超大型白堊系-古近系伴生王安建等,2009;唐永永等,2011貴州濫木廠獨立鉈礦床大型上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M-下三疊統(tǒng)夜郎組獨立張忠等,2000;張杰等,2007云南南華獨立鉈礦床中型侏羅系獨立張忠等,2000四川呷村銀鉛鋅多金屬礦中型上三疊統(tǒng)呷村組伴生朱維光等,2001

中生代地層在區(qū)域上以三疊系地層出露為典型，其Ga元素從下統(tǒng)飛仙關組到上統(tǒng)改茶組含量逐漸降低。總體Ga含量為0.1×10-6～29.0×10-6(均值9.1×10-6)，其中，下三疊統(tǒng)飛仙關組粉砂巖-泥巖層的Ga含量為4.7×10-6～29.0×10-6(均值21.6×10-6)，嘉陵江組的Ga含量為0.9×10-6～23.6×10-6(均值7.3×10-6)，中三疊統(tǒng)關嶺組的Ga含量為0.2×10-6～15.6×10-6(均值3.2×10-6)，上三疊統(tǒng)楊柳井組Ga含量為0.2×10-6～2.6×10-6(均值0.7×10-6)，改茶組Ga含量為0.1×10-6～2.0×10-6(均值0.6×10-6)。

4.2.2 Ge富集特征

Ge在元古界基底地層中的含量為0.96×10-6～1.80×10-6(平均含量1.28×10-6)。其中四堡時期的地層Ge含量在0.96×10-6～1.80×10-6之間(均值1.28×10-6)，上部雙溪塢群地層中的Ge含量(1.80×10-6)略微高于地殼豐度(1.5×10-6, 劉英俊等, 1984; 1.6×10-6, Taylor and McLennan, 1985)；清水江組中Ge含量為0.08×10-6～0.53×10-6(均值0.26×10-6)。

幾乎所有基底之上的蓋層中Ge的含量都低于其在地殼中的平均豐度。志留系韓家店組底部泥質(zhì)粉砂巖以及石牛欄組頂部富有機質(zhì)灰?guī)r中Ge相對較為富集，含量為0.14×10-6～1.34×10-6(均值為0.96×10-6)，但仍然低于其在地殼中的平均含量。韓家店組自下而上Ge含量逐漸減少。Ge在大竹園組、峨眉山玄武巖層以及宣威組中的含量相對于上下層位有明顯升高的趨勢。其在大竹園組中的含量為0.41×10-6～0.91×10-6(均值0.64×10-6)，在峨眉山玄武巖層中的含量為0.23×10-6～0.47×10-6(均值0.36×10-6)，宣威組中含量為0.05×10-6～0.49×10-6(均值0.24×10-6)。自峨眉山玄武巖層到宣威組，以及上覆的三疊系地層，Ge的含量逐漸降低，說明玄武巖層是區(qū)域上此時期Ge富集的主要原因。

圖3 揚子板塊西緣代表區(qū)(貴州)元古界-中生界剖面稀散元素含量變化曲線及典型稀散元素礦床(點)分布Fig.3 The disperse metal variation diagrams of the Proterozoic-Mesozoic sections from the western margin of the Yangtze plate (Guizhou area) and the distribution of typical dispersed element deposits or mineral occurrences

4.2.3 Se富集特征

從元古界-中生界剖面地層(系)的Se變化特征(圖3)，Se在基底地層中含量極低。Se在下寒武統(tǒng)牛蹄塘組泥頁巖中有強烈異常，含量為1.00×10-6～54.00×10-6，均值6.23×10-6。中-上奧陶統(tǒng)寶塔組、上奧陶統(tǒng)五峰組和龍馬溪組，也有一定程度富集，含量為1.00×10-6～6.00×10-6，均值為3.17×10-6。下二疊統(tǒng)大竹園組鋁土質(zhì)粘土巖中富集Se，含量為3.00×10-6～10.00×10-6，均值為5.75×10-6。中-上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組和上二疊統(tǒng)宣威組中也見Se的富集，含量為1.00×10-6～6.00×10-6，均值為4.17×10-6。下三疊統(tǒng)飛仙關組和下-中三疊統(tǒng)嘉陵江組中Se含量為1.00×10-6～6.00×10-6，均值為2.70×10-6。

以上分析，表明揚子西緣具有Se高背景值的主要為下寒武統(tǒng)和二疊系地層，在下寒武系牛蹄塘組中超常富集，對比地殼豐度(0.05×10-6)，均值(6.23×10-6)的富集系數(shù)達到125倍；二疊系大竹園組的鋁土質(zhì)粘土巖中Se富集系數(shù)達115倍。這些具有Se超常富集地球化學背景的巖性主要為主要為黑色泥頁巖，硅質(zhì)巖及粘土巖。這些特征與西秦嶺拉爾瑪下寒武統(tǒng)含硒建造背景值(5.47×10-6)類似(涂光熾和高振敏, 2003)。

4.2.4 Cd富集特征

由于Cd在鎘在自然界中很為分散，含量很低，因此Cd的克拉克值尚不準確，目前多數(shù)研究者給出的Cd的克拉克值為0.2×10-6，由地殼經(jīng)地幔向地核方向Cd含量有增高的趨勢(涂光熾等, 2004)

Cd在基底地層中的總體含量極低，幾乎無異常。Cd在南華系南沱組、下寒武統(tǒng)金頂山組、明心寺組、牛蹄塘組地層中均有富集，尤其是在南沱組的石英雜砂巖和牛塘組黑色頁巖和分別富集高達12.10×10-6和8.12×10-6。上奧陶統(tǒng)五峰組炭質(zhì)泥頁巖中也有一定程度的富集，含量為(0.05×10-6～5.91×10-6，均值1.95×10-6)，最高者位于黑色粉砂質(zhì)炭質(zhì)泥巖。下二疊統(tǒng)大竹園組鋁土質(zhì)粘土巖中Cd的含量偶見異常，含量為0.12×10-6～4.14×10-6，均值為2.14×10-6。上三疊統(tǒng)宣威組碎屑巖Cd含量為0.03×10-6～2.98×10-6，均值0.49×10-6，最高者出現(xiàn)在底部粘土之中。中生界的下三疊統(tǒng)飛仙關組Cd也略微富集，含量為0.02×10-6～1.37×10-6，均值0.08×10-6。

可見，富Cd的層位主要集中于粘土巖系(南沱組、金頂山組、明心寺組、牛蹄塘組)以及與火山或巖漿作用關系緊密的層位(大竹園組、宣威組)及少部分的飛仙關組。在黑色巖系中的略微富集可能與鎘具有親硫性和親石性有關，黑色巖系中往往含有大量硫化物，鎘可進去硫化物中。

4.2.5 In富集特征

In在上地殼中的豐度(0.1×10-6, Taylor and McLennan, 1985)，由于本次研究未收集到基底的In含量數(shù)據(jù)，故In在基底中富集情況不清楚。

蓋層之上，In含量大多低于上地殼中In的含量，僅僅在大塘坡組部分粘土巖、局部燈影組灰?guī)r、早寒武世牛蹄塘組底部富金屬硫化物層位、早寒武世局部富泥頁巖層位、大竹園組富鋁質(zhì)巖系以及峨眉山玄武巖層及宣威組中有一定程度的富集。較為富集In的幾個層位的巖性及In含量敘述如下。

大塘坡組粘土巖中In含量為0.05×10-6～0.16×10-6(均值0.09×10-6)，較為富集In的層位靠近大塘坡組的下段。南沱組含礫砂巖中In含量最高也可達0.1，與正常大陸地殼的豐度一致。陡山沱組下段粉砂巖中In的含量為0.01×10-6～0.08×10-6(均值0.03×10-6)，向上到燈影組頂部細晶白云巖中，In的含量為0.01×10-6×10-6～0.23×10-6(均值0.07×10-6)，局部地段發(fā)生了In的弱富集。牛蹄塘組In的含量為0.01×10-6～0.09×10-6(均值0.06×10-6)。明心寺組粘土巖-粉砂巖層中In的含量為0.01×10-6～0.11×10-6(均值0.08×10-6)。下寒武統(tǒng)金頂山組In含量為0.01×10-6～0.14×10-6(均值0.05×10-6)，發(fā)生In富集的層位在藻屑灰?guī)r之上粘土巖過渡的巖性中，可能對應當時構造活動加強，巖漿活動的信號在巖層中得以保存(Zhouetal., 2017)。大竹園組富Al巖系中In的含量為0.11×10-6～0.31×10-6(均值0.22×10-6)，對In具有一定程度的富集。峨眉山玄武巖層中In的含量為0.09×10-6～0.11×10-6(均值0.1×10-6)，與In在地殼中的豐度相當，局部巖性對In略微富集。宣威組粉砂巖層中In的含量為0.11×10-6～0.18×10-6(均值0.15×10-6)。

In的富集與巖漿作用聯(lián)系緊密(Zhangetal., 1998; Seifert and Sandmann, 2006; Schwartz-Schampera and Herzig, 2002)，與In的不相容性及易揮發(fā)的地球化學性質(zhì)相關(Schwartz-Schampera and Herzig, 2002)，易在后期熱液中富集以InCl4-及InClOH+的方式遷移(Sewardetal., 2000)。已有研究表明Kudryavyi和Merapi火山噴氣中富集In、Zn、Pb、Cd、Cu等元素(Wahrenbergeretal., 2002)，Kudryavyi火山作用形成的閃鋅礦中In高達14.9%(Kovalenkeretal., 1993)。上揚子地臺富銦的層位幾乎都對應構造活動強烈的時期，如廣西運動以及東吳運動，構造活動強烈時期的巖漿作用為這些層位帶來了In的富集(Zhouetal., 2017)。

4.2.6 Te富集特征

Te在整個地球中的豐度值為300×10-9(McLennan, 1989)，地殼中的豐度為1×10-9(劉英俊等, 1984)，地幔中為8×10-9(Richards, 2003)，地核中為885×10-9(Richards, 2003)。在上地殼中為3×10-9(Li and Schoonmaker, 2003)，其在上地殼中的含量低于Au，是地殼中含量最低的金屬元素。

圖4 揚子板塊西緣元古界-中生界剖面Zn-Cd變化曲線Fig.4 Zn-Cd variation diagram of the “Super large geochemical section” from the western margin of the Yangtze plate

本次研究為收集到基底Te含量數(shù)據(jù)，故未能知曉Te在基底中的分布情況。蓋層之上，Te在大塘坡組底部黑色頁巖-粘土巖中的含量較高，為0.007×10-6～0.200×10-6(均值0.140×10-6)與大塘坡組黑色巖系中Te富集類似，Te在牛蹄塘組黑色頁巖中也具有一定程度的富集，含量為(0.05×10-6～0.17×10-6，均值0.08×10-6)。下奧陶統(tǒng)寶塔組及五峰組中，Te的含量為0.09×10-6～0.31×10-6(均值0.16×10-6)，上奧陶統(tǒng)龍馬溪組及新灘組底部Te的含量為0.05×10-6～0.15×10-6(均值0.09×10-6)，也發(fā)生了Te略微的富集。泥盆系火烘組粘土巖中Te的含量為0.05×10-6～0.23×10-6(均值0.10×10-6)，也具有略微Te的富集。大竹園組富Al巖系中Te的含量為0.06×10-6～0.13×10-6(均值為0.10×10-6)，對Te有一定程度的富集。峨眉山玄武巖層中Te的含量為0.06×10-6～0.09×10-6(均值0.07×10-6)，宣威組粉砂巖層中Te的含量為(0.05×10-6～0.07×10-6，均值0.06×10-6)。

可見，富Te的層位集中為黑色巖系(大塘坡組、牛蹄塘組、寶塔組及五峰組、火烘組)以及與火山或巖漿作用關系緊密的層位(大竹園組、峨眉山玄武巖層、宣威組)。在黑色巖系中的略微富集與Te容易被鐵錳氧化物吸附或者Te可以進入水鐵礦晶格有關(Etschmannetal., 2016)；而在與火山活動或者巖漿作用相關的層位中的富集與Te的親銅性相關。

4.2.7 Re富集特征

本次研究未收集到基底的Re數(shù)據(jù)，而在震旦系燈影組白云巖和下寒武統(tǒng)牛蹄塘組黑色泥巖中發(fā)生富集，Re含量為0.002×10-6～0.223×10-6，均值0.034×10-6。上奧陶統(tǒng)五峰組黑色炭質(zhì)泥頁巖中Re有一定程度富集，含量為0.03×10-6～0.083×10-6，均值0.026×10-6。下二疊統(tǒng)大竹園組鋁土質(zhì)粘土巖、中二疊統(tǒng)梁山組石英砂巖和棲霞組灰?guī)r的Re也有一定程度的富集，含量為0.002×10-6～0.004×10-6，均值為0.003×10-6。下三疊統(tǒng)飛仙關組鈣質(zhì)砂巖，鈣質(zhì)泥巖中也略含Re，含量為0.002×10-6左右。

4.2.8 Tl富集特征

Tl在基底地層中的含量為低，為0.06×10-6～0.65×10-6，均值0.32×10-6，略低于地殼豐度0.45×10-6(劉英俊等, 1984)。下寒武統(tǒng)牛蹄塘組灰黑色粉砂巖、黑色泥巖中普遍都富集Tl，含量為0.12×10-6～6.74×10-6,均值3.10×10-6，最富集段為粉砂巖段。中-上奧陶統(tǒng)寶塔組和上奧陶統(tǒng)五峰組也有一定富集，Tl含量0.31×10-6～2.94×10-6，均值為1.46×10-6。上奧陶統(tǒng)龍馬溪組、下志留統(tǒng)新灘組、石牛欄組、韓家店組的碎屑巖中Tl略富集，含量為0.05×10-6～1.47×10-6，均值0.877×10-6。上泥盆統(tǒng)-下石炭統(tǒng)火烘組的黑色含炭質(zhì)粉砂質(zhì)泥巖、炭質(zhì)泥巖Tl含量為0.55×10-6～1.55×10-6，均值0.77×10-6。下二疊統(tǒng)大竹園組Tl含量為0.10×10-6～1.30×10-6，均值0.71×10-6，略微富集。

4.3 黑色巖系與Se、Re和Te的富集背景

富Se、Te的層位集中于黑色巖系以及與火山或巖漿作用關系緊密的層位(峨眉山玄武巖組、宣威組)。結合野外空間特征，以上黑色巖系中常常發(fā)育有Ni-Mo層，Se和Te的富集可能與Ni-Mo層發(fā)育有關。

Re在貴州赫章五里坪鉛鋅礦中較為富集，礦體產(chǎn)于石炭系下統(tǒng)擺佐組白云巖與上司組炭質(zhì)粘土巖形成的層間破碎帶和層間軟弱帶中(鄧克勇等, 2007)，Re平均含量6×10-6(工業(yè)指標2×10-6)，最高為11.5×10-6(內(nèi)部未發(fā)表數(shù)據(jù))，因此，已經(jīng)達到工業(yè)品位。盡管這一結果大致與遵義下寒武統(tǒng)牛蹄塘組的Ni-Mo礦中Re的含量相當(約10×10-6)，但其Mo/Re比值(約400左右)遠遠低于牛蹄塘組的Ni-Mo礦的Mo/Re比值(約5000)(內(nèi)部未發(fā)表數(shù)據(jù))，顯示這一礦床的Re有超常富集的潛力。該礦床是除四川沐川發(fā)現(xiàn)的小型Mo-Re礦點外又一個發(fā)現(xiàn)的賦存在黑色頁巖中的富Re礦床，其含量也明顯高于一些砂巖型鈾礦床，具有重要的意義。

4.4 鉛鋅礦床與Zn、Cd背景

揚子板塊西緣是我們重要的低溫成礦域，它既是重要的Au、Hg、Sb、As、Pb、Zn和Ag多金屬成礦區(qū)，同時也是稀散元素富集區(qū)，其中川滇黔地區(qū)分布有大量鉛鋅礦床，如四川會東大梁子鉛鋅礦(震旦系燈影組-寒武系筇竹寺組)、云南馬關都龍錫鋅礦(中寒武統(tǒng)田蓬組)、貴州都勻牛角塘鎘鋅礦床(上震旦統(tǒng)和寒武系)和四川會理天寶山鉛鋅礦(上震旦統(tǒng)燈影組白云巖)，這些礦床的賦礦層位主要集中在震旦系和寒武系(谷團等, 2000; 劉鐵庚等, 2004; 王瑞等, 2012; 李進文等, 2013; 寇林林等, 2015; 葉霖等, 2018)，另外，這些鉛鋅礦床常常伴生有Cd。

研究發(fā)現(xiàn)，不同類的鉛鋅礦床具有顯著不同的Cd元素——同位素地球化學特征，因此可利用Cd含量、Zn/Cd比值、Cd同位素相關關系作為礦床成因判別的地球化學示蹤體系(Wenetal., 2016)。其中，MVT型鉛鋅礦床具有高和變化較大的Cd含量及低Zn/Cd比值；Sedex型鉛鋅礦床具有低和變化較大的Cd含量及高Zn/Cd比值；與巖漿(火山)作用有關的鉛鋅礦床具有中等但集中的Cd含量及中等的Zn/Cd比值(Wenetal., 2016)。結合鉛鋅礦床賦礦層位、巖性與Zn/Cd比值關系，發(fā)現(xiàn)細碎屑巖為主的層位一般有較高的Zn/Cd含量，碳酸鹽巖為主的層位Zn/Cd含量較低，更值得注意的是Zn/Cd<200的鉛鋅礦床類型一般為MVT型。從Zn與Cd變化曲線可以看出(圖4)，Cd往往隨著Zn的增減而增減，二者具有相似的變化趨勢，即在成礦過程中，Zn/Cd幾乎都是同比例帶入帶出，共同遷移，表明Cd和Zn具有相似的地球化學行為，因此，Cd的地球化學特征(如Cd同位素特征)可很好的指示成礦物質(zhì)Zn的來源。另外，本研究發(fā)現(xiàn)，奧陶系(O)中的Cd異常高，對應的Zn含量也較高(圖4)，這是以前未引起重視的重要信息。

4.5 鋁土礦與Ga地球化學背景

從元古界-中生界剖面的Ga變化曲線(圖3)，可看出Ga在二疊系地層中富集，二疊系又是重要的鋁土礦發(fā)育層位，另外，在石炭系中也存在Ga富集，石炭系的九架爐組也常常產(chǎn)鋁土礦和耐火粘土礦，暗示Ga主要伴生于鋁土礦中，Ga的富集與鋁土礦有密切的聯(lián)系。Ga在上二疊統(tǒng)宣威組(P3x)最為富集，這與我們最近在滇東-黔西地區(qū)測試的宣威組底部富含鈮-鎵-稀土元素結果相符，該富集層普遍厚度5～10m，局部達15m(實測)。這一現(xiàn)象最早在《貴州1:20萬威寧幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告》(貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1972(1)貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1972. 貴州1︰20萬威寧幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)中略提到威寧鹿房的宣威組底部見稀土礦化層，且伴生有Ga、U、Th、Nb。后來，張正偉等(2010)也相繼報道了黔西地區(qū)宣威組存在富鎵礦化層，且區(qū)域?qū)游环€(wěn)定，暗含在峨眉山玄武巖噴發(fā)結束后存在一個相對穩(wěn)定的沉積盆地環(huán)境，表明該層具有很好的找礦前景。通過我們對前期測量的多條富集層剖面樣品測試，發(fā)現(xiàn)鈮和鎵、稀土元素均有富集，Ga平均含量為51×10-6，最高為134×10-6(內(nèi)部未發(fā)表數(shù)據(jù))，而根據(jù)《稀有金屬礦產(chǎn)地質(zhì)勘查規(guī)范DZ/T 0202—2002》，一般鋁土礦中鎵的工業(yè)品位20×10-6，故已超過了工業(yè)品位，最高者約為工業(yè)品位的70倍，發(fā)生了Ga的超常富集。

In與Ga同屬于ⅢA族，二者在元古界-中生界剖面元素變化曲線中顯示相似的變化趨勢(圖3)，均是在與火山作用密切相關的層位(宣威組P3x)中最為富集，這可能暗示了In與Ga在表生風化過程中一起運移，但這一推測還需后期深入的研究。

4.6 富Ge鉛鋅礦與Ge地球化學背景

揚子板塊西緣Ge礦床主要的代表有云南臨滄獨立鍺礦床(超大型)(戚華文等, 2002; 劉德亮等, 2015)和四川會東大梁子富Ge鉛鋅礦(大型)(寇林林等, 2015)。四川會東大梁子鉛鋅礦賦礦層位為震旦系燈影組-寒武系筇竹寺組(表4)，但是從元古界-中生界剖面稀散元素背景值分析，發(fā)現(xiàn)震旦系-寒武系中Ge背景值都不高，另從整個基底到蓋層，雖然均低于地殼的Ge豐度，但是基底相對于蓋層較富集Ge，這暗示鉛鋅礦中伴生的Ge，很可能來自于基底或者與深部作用有關。

5 結論

本文通過揚子板塊西緣稀散元素超常富集地球化學背景研究，獲得了以下初步認識：

(1)前青白口系的基底地層(除Ge)，稀散元素背景總體不高；

(2)新元古代和古生代是重要的稀散元素富集階段，可能與這一時期的黑色巖系成礦系統(tǒng)有關，尤其是奧陶系過去重視程度不夠，應引起重視；

(3)揚子板塊西緣廣泛分布的峨眉山玄武巖層一般具有較高的稀散元素背景，可能是重要的礦源；

(4)Se和Re的賦礦層位與高背景層位對應關系較好，其它元素雖然對應關系不明顯，但賦礦層位上下部一般為高背景層，反映了成礦物質(zhì)淺源或就近的特點；

(5)Ge的來源可能與基底或深部作用有關；

(6)Cd常伴生于鉛鋅礦中，且Cd和Zn共同遷移；

(7)Ga常伴生于鋁土礦床中，且初步顯示Ga與In共同遷移，但有待深入研究。