呂慶田 董樹文 史大年 湯井田 江國明 張永謙 徐濤 SinoProbe-0-CJ項目組

1.中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 1000372. 中國地質(zhì)科學(xué)院，北京 1000373. 中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，教育部有色金屬成礦預(yù)測重點實驗室，長沙 4100834. 中國地質(zhì)大學(xué)地球物理與信息技術(shù)學(xué)院，北京 1000835. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

1 引言

長江中下游成礦帶是我國東部重要的Cu、Fe、Au、S多金屬資源基地，素有東部“工業(yè)走廊”之稱。成礦帶由7個大型礦集區(qū)、約200多個大中型礦床組成(Pan and Dong,1999; 常印佛等，1991)，從北東到南西依次為寧鎮(zhèn)、寧蕪、銅陵-繁昌、廬樅、貴池、九瑞和鄂東南礦集區(qū)(圖1)，區(qū)域上呈狹窄的帶狀分布。為什么在此狹窄的空間內(nèi)發(fā)生了如此大規(guī)模的巨量金屬富集？深部發(fā)生了什么地球動力學(xué)過程？長期以來一直是礦床地質(zhì)學(xué)家試圖回答的科學(xué)問題。地殼結(jié)構(gòu)與物質(zhì)組成是地球動力學(xué)演化過程的“檔案館”，記錄著構(gòu)造-巖漿事件、變質(zhì)過程和成礦作用留下的各種信息(Hawkesworthetal., 2013)。探測成礦帶所根植的巖石圈結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成，對理解控制成礦的深部因素和預(yù)測新的礦集區(qū)至關(guān)重要。在國家“深部探測技術(shù)與實驗(SinoProbe)”科技專項和國家自然科學(xué)基金重點項目支持下，啟動了“深部礦產(chǎn)資源立體探測技術(shù)與實驗(SinoProbe-03)”子項目，項目在長江中下游和南嶺成礦帶及銅陵、廬樅和于都-贛縣礦集區(qū)部署了系統(tǒng)的深部探測研究工作(呂慶田等，2011)，包括以下三個層次和內(nèi)容。

巖石圈結(jié)構(gòu)探測。主要目標(biāo)是查明成礦帶形成的深部構(gòu)造背景、動力學(xué)過程和礦集區(qū)形成的深部控制因素，預(yù)測未發(fā)現(xiàn)的礦集區(qū)。研究思路上選擇跨過成礦帶關(guān)鍵地段的地質(zhì)廊帶，在廊帶內(nèi)實施寬頻地震、大地電磁、深地震反射、折射等地球物理探測，結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化、巖漿巖和成礦規(guī)律認識，綜合分析成礦帶形成的深部構(gòu)造背景，認識控制成礦帶礦集區(qū)形成的動力學(xué)要素。

典型礦集區(qū)3D結(jié)構(gòu)探測。主要目標(biāo)是揭示礦集區(qū)3D結(jié)構(gòu)及主要控礦地質(zhì)體(構(gòu)造、地層和巖體)的深部延伸；建立礦集區(qū)區(qū)域成礦模式，為深部找礦勘查提供深部信息。研究思路上以穿過礦集區(qū)關(guān)鍵成礦單元的若干地質(zhì)剖面為主要探測對象，實施以反射地震、大地電磁、重磁2D反演為主的綜合探測和解釋，建立礦集區(qū)骨架剖面的2D地質(zhì)-地球物理模型。用此骨架剖面為約束，利用區(qū)域重、磁位場三維反演技術(shù)(Lüetal., 2013a)，構(gòu)建礦集區(qū)三維地質(zhì)-地球物理模型，并在關(guān)鍵地區(qū)實施鉆探驗證，驗證模型的可靠性。

典型礦床(田)的深部探測。通過在典型深部礦床上多種地球物理方法的探測試驗，研究方法的應(yīng)用效果，總結(jié)有效的方法技術(shù)組合，為深部找礦勘查提供技術(shù)支撐。

項目自2009年啟動以來，在長江中下游成礦帶及典型礦集區(qū)完成了大量綜合地球物理探測研究工作，取得了一系列新的發(fā)現(xiàn)和認識。本文重點對成礦帶巖石圈結(jié)構(gòu)探測取得的成果進行綜述。包括覆蓋整個成礦帶的寬頻地震探測、近300km的深地震反射剖面、400km的折射地震剖面和大地電磁探測剖面。在綜合分析上述綜合探測結(jié)果的基礎(chǔ)上，提出了陸內(nèi)成礦帶形成的地球動力學(xué)模型。

圖1 長江中下游成礦帶及鄰區(qū)構(gòu)造格架及主要礦集區(qū)位置示意圖 (據(jù)Pan and Dong, 1999；Mao et al., 2011改繪)1-晚侏羅-早白堊世花崗巖(156～137Ma); 2-白堊紀(jì)火山巖和次火山巖(<135Ma); 3-A型花崗巖帶; 4-斑巖-矽卡巖-層控復(fù)合型Cu-Au-Mo 礦床(>135Ma); 5-矽卡巖型Fe-Cu 礦床(>135Ma); 6-玢巖型 Fe 礦床(<135Ma).XGF-襄樊-廣濟斷裂; TLF-郯廬斷裂; YCF-陽新-常州斷裂.左上角插圖顯示長江中下游成礦帶位置Fig.1 Geological subdivision of Middle and Lower Reaches of Yangtze Metallogenic Belt and neighboring area showing the location of the major ore-districts (modified after Pan and Dong, 1999; Mao et al., 2011) 1-Late Jurassic-Early Cretaceous granite (156～137Ma); 2-Cretaceous volcanic and subvolcanic (<135Ma); 3-A-type granites; 4-porphyry-skarn-stratabound complex Cu-Au-Mo deposits (>135Ma); 5-skarn Fe-Cu deposit (>135Ma); 6-porphyry-type Fe deposits (<135Ma). XGF-Xiangfan-Guangji fault; TLF-Tancheng-Lujiang fault; YCF-Yangxin-Changzhou fault. Insert map shows the location of the Middle and Lower Yangtze River metallogenic belt

2 區(qū)域地質(zhì)背景

長江中下游成礦帶(又稱中下?lián)P子成礦帶)構(gòu)造上位于大別-蘇魯造山帶(超高壓變質(zhì)帶，UHP)的前陸。北西以襄樊-廣濟深斷裂、郯廬左旋走滑斷裂為界，南東以江南斷裂(又稱陽新-常州斷裂)為界，總體上呈南西狹窄、北東寬闊的“V”字型地帶(圖1；常印佛等，1991)。長江中下游成礦帶屬于華南板塊東北緣的一部分，華南板塊由兩個前寒武陸核組成：即太古(？)-古元古(約1800Ma)的揚子陸塊和古元古-中中元古的華夏陸塊，二者在晚中元古-早新元古時期(晉寧運動)碰撞拼貼在一起(劉寶珺和許效松, 1994; Li, 1998)，后期又經(jīng)歷了陸內(nèi)裂谷和造山運動。震旦紀(jì)之后形成了統(tǒng)一蓋層，震旦系-志留系為穩(wěn)定的陸表海碳酸鹽巖、碎屑巖相沉積。加里東運動使區(qū)域隆升成陸，缺失下、中泥盆統(tǒng)；海西期又開始接受沉積，形成了上泥盆統(tǒng)-下三疊統(tǒng)的碎屑巖、碳酸鹽巖和海陸交互含煤系建造。其間劇烈的升降運動形成了多個平行不整合面，造成下石炭統(tǒng)部分地層缺失。在不整合面附近形成區(qū)域重要的控礦層，如中石炭統(tǒng)底部形成的塊狀硫化物礦源層(徐文藝等，2004)，二疊系孤峰和大隆組深水硅質(zhì)巖層等。

中三疊世受印支運動影響(華南板塊與華北板塊碰撞)，區(qū)域構(gòu)造發(fā)生重大變化，區(qū)域沉積環(huán)境從海洋逐漸轉(zhuǎn)向大陸環(huán)境。中三疊統(tǒng)下部普遍出現(xiàn)含膏鹽碳酸鹽巖沉積，之后開始大規(guī)模褶皺隆升，至中侏羅世發(fā)育陸相碎屑巖沉積(常印佛等，1996)。

中晚侏羅世-早白堊世，區(qū)域構(gòu)造體制發(fā)生了重大轉(zhuǎn)變，由近東西向的陸陸碰撞構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換為北東向的俯沖構(gòu)造體制(張岳橋等，2009；徐先兵等，2009)。受古太平洋板塊的NW向低角度俯沖的遠程擠壓應(yīng)力影響，研究區(qū)及整個華南板塊發(fā)生上千千米的陸內(nèi)造山運動。伴隨強烈的陸內(nèi)造山過程及隨后的伸展作用，形成了長江中下游成礦帶“隆”、“拗”相間的構(gòu)造格局，發(fā)生了豐富多彩的成巖、成礦作用。隆起區(qū)(如，銅陵、寧鎮(zhèn)、貴池等礦集區(qū))發(fā)育一套高鉀鈣堿性巖石系列，形成了以矽卡巖-斑巖型銅、鐵、金礦床為主的成礦系統(tǒng)；拗陷區(qū)(如，寧蕪、廬樅等礦集區(qū))發(fā)育了一套橄欖安粗巖巖石系列，形成了以“玢巖”鐵、硫礦床為主的成礦系統(tǒng)(常印佛等，1991；唐永成等，1998；周濤發(fā)等，2008)。近年的地球化學(xué)研究表明，很多與成礦關(guān)系密切的巖石具有埃達克(Adakite)質(zhì)巖石的特點(Xuetal., 2002; 王強等，2003；Wangetal., 2006)。

圖2 長江中下游成礦帶及典型礦集區(qū)深部探測剖面位置及部署示意圖1-主要斷裂；2-固定地震臺站；3-流動地震臺站；4-MT測深點；5-反射地震剖面，黃色為非SinoProbe剖面；6-廣角反射接收點；7-廣角反射激發(fā)點.TLF-郯廬斷裂；XHF-響水-淮陰斷裂；CHF-滁河斷裂；MSF-茅山斷裂；JNF-江南斷裂；SDF-壽縣-定遠斷裂；XMF-曉天-磨子潭斷裂；XGF-襄樊-廣濟斷裂Fig.2 Map showing the layout and location of deep exploration profiles in Middle and Lower Reaches of Yangtze Metellogenic Belt and major ore-districts1-major faults; 2-permanent seismic stations; 3-portable broad-band seismic stations; 4-MT sounding points; 5-reflection seismic profile, yellow are non-SinoProbe profiles; 6-wide-angle stations；7-wide-angle shot points. TLF-Tan-Lu fault；XHF-Xiangshui-Huaiyin fault；CHF-Chehe fault；MSF-Maoshan fault；JNF-Jiangnan fault；SDF-Shouxian-Dingyuan fault；XMF-Xiaotian-Mozitan fault；XGF-Xiangfan-Guangji fault

3 數(shù)據(jù)采集及處理

3.1 剖面部署

按照深部礦產(chǎn)資源立體探測技術(shù)與實驗(SinoProbe-03)項目的總體設(shè)計(呂慶田等，2011)，成礦帶層次的巖石圈結(jié)構(gòu)與物質(zhì)探測在長江中下游成礦帶部署了一條跨越不同構(gòu)造單元的綜合地球物理探測廊帶(TRAN-YMB，圖2)。廊帶北西起自安徽省利辛縣境內(nèi)，經(jīng)馬鞍山，南東到達浙江湖州境內(nèi)，全長約450km(各種方法探測剖面長度略有區(qū)別見圖2)。廊帶完整地跨過了華北板塊、長江中下游成礦帶，進入華南板塊內(nèi)部。自北西向南東，廊帶依次穿過5個二級構(gòu)造單元，即合肥盆地、張八嶺隆起、滁全拗陷、沿江拗陷和皖南-蘇南拗陷(朱光等，1999)。構(gòu)造單元之間分別以郯廬斷裂、淮陰-響水?dāng)嗔?、滁河斷裂和江南斷裂分?圖2)。在廊帶內(nèi)分別開展了寬頻地震觀測(Shietal., 2013；Jiangetal., 2013；江國明等，2014)，深地震反射剖面(Lüetal., 2014)，廣角反射剖面(徐濤等，2014)和MT剖面探測(強建科等，2014)。

3.2 數(shù)據(jù)采集與處理

3.2.1 寬頻地震

寬頻地震數(shù)據(jù)由兩部分構(gòu)成，一部分來自本項目部署的流動地震臺站，另一部分來自成礦帶周邊省份的固定地震臺站，由國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心提供。數(shù)據(jù)時間自2007年9月至2011年4月，有效固定臺站共計46個，臺站間隔約50km(圖2)。項目部署的流動臺站(Guralp 3ESPCD)觀測包括兩個階段(圖2)：第一階段自2009年11月至2011年8月，臺站集中部署在安徽定遠到浙江湖州一線的區(qū)域綜合地球物理探測廊帶內(nèi)(TRAN-YMB)，有效臺站共計47個，臺站間隔約5km；第二階段自2012年6月至2013年6月，臺站部署在成礦帶中段大別山至江南古陸之間，有效臺站共20個，臺站間隔約50km。

利用上述數(shù)據(jù)開展了3個方面的數(shù)據(jù)處理和研究：遠震層析成像，P-和S-波接收函數(shù)和SKS、SKKS各向異性參數(shù)計算。遠震層析成像使用Zhaoetal.(1994)提出的方法，在數(shù)據(jù)中優(yōu)選出震級大于5.5、震中距在30°～90°的678個遠震事件，提取了17118條有效P-波相對走時殘差數(shù)據(jù)(精度達到0.01～0.02秒)參與層析反演，獲得了成礦帶深至上地幔(400km)的P波速度圖像(Jiangetal., 2013; 江國明等，2014)。

使用共轉(zhuǎn)換點偏移(CCP)P-和S-波接收函數(shù)(RF)技術(shù)(Kindetal., 2002)獲得地殼和上地幔的結(jié)構(gòu)。該技術(shù)通過探測來自殼內(nèi)速度界面、Moho和巖石圈與軟流圈界面(LAB)的P-S或S-P轉(zhuǎn)換波對界面進行成像。在接收函數(shù)計算中采用了時間域反褶積方法(Ligoria and Ammon, 1999)，選取適當(dāng)高斯濾波因子以保留一些地殼內(nèi)的高頻信號(P-波到 2Hz，S-波到1Hz)。最終選取了信噪比較高的142個地震事件中的4851個遠震P-波接收函數(shù)，205個S波接收函數(shù)參加了疊加成像(史大年等，2012；Shietal.,2013)。

在所采集的數(shù)據(jù)中觀測到了很好的遠震SKS和SKKS震相，作者使用“互相關(guān)函數(shù)”法(Silver and Chan, 1991; Vinniketal., 1989)對這些震相進行各向異性參數(shù)計算(Shietal., 2013)。計算結(jié)果獲得了沿跨越成礦帶綜合地球物理探測廊帶(TRAN-YMB)及周邊的各向異性參數(shù)，對研究該區(qū)地殼和上地幔變形及動力學(xué)研究提供了新的信息。

3.2.2 反射地震

反射地震數(shù)據(jù)采集由中石化西南石油局云南物探公司分別于2009年11月至2010年1月和2010年12月至2011年6月完成，使用法國生產(chǎn)的SN428XL數(shù)字地震儀。按照采集參數(shù)的不同，反射地震剖面探測分為深地震反射和高分辨率反射。前者主要用于跨越成礦帶的區(qū)域地球物理探測廊帶(TRAN-YMB)的數(shù)據(jù)采集；后者主要用于礦集區(qū)的數(shù)據(jù)采集。二者的主要區(qū)別在于激發(fā)和接收參數(shù)的不同，如激發(fā)井深、藥量和接收檢波器間距(詳見表1)。

數(shù)據(jù)處理使用CGG、OMEGA、Promax和部分自行開發(fā)的軟件進行。在對野外數(shù)據(jù)質(zhì)量進行分析的基礎(chǔ)上，認為影響資料處理質(zhì)量的主要問題有：靜校正、信噪比低、頻率問題、不同激發(fā)條件造成的資料振幅、相位不一致問題、低降速層造成的地震子波拉伸畸變、偏移及參數(shù)選擇等。

針對上述處理關(guān)鍵問題，處理中采用以下關(guān)鍵處理技術(shù)：

(1)精細的疊前預(yù)處理，包括廢炮廢道剔除，嚴格的觀測系統(tǒng)定義與線性動校正等；

(2)采用球面擴散補償和地表一致性振幅補償相結(jié)合進行振幅補償處理， 使橫向和淺中深層能量變化合理， 真實反映地下巖性變化的特點；

表1長江中下游成礦帶及典型礦集區(qū)反射地震數(shù)據(jù)采集參數(shù)一覽表

Table 1 Seismic acquisition parameters of reflection seismic for the Middle and Lower Reaches of Yangtze Metallogenic Belt and ore-district

采集參數(shù)深地震反射高分辨率反射使用地區(qū)區(qū)域地球物理剖面廬樅、銅陵和寧蕪礦集區(qū)有效道數(shù)720720最大偏移距1440m7190m炮點距240m80m覆蓋次數(shù)6090檢波點距40m20m炮線與接收線1Sx1R(激發(fā)與接收同線)1Sx1R(激發(fā)與接收同線)?記錄長度24s16s采樣率2ms2ms震源類型爆炸震源爆炸震源檢波器類型20DX?1020DX?10檢波組合12個組合，組內(nèi)距1m12個組合，組內(nèi)距1m激發(fā)井深24～30m18～22m激發(fā)藥量20～30kg8～14kg

注：*廬樅LZ-09-02線與銅陵TL-11-01線采用寬線接收，中間炮線，兩側(cè)檢波線，炮線位于兩檢波線之間

(3)使用層析靜校正技術(shù)，避免了巖石裸露區(qū)無法進行折射靜校正的問題；

(4)采用多反射界面剩余靜校正與速度分析相結(jié)合技術(shù)，提高成像質(zhì)量；

(5)使用疊前多域組合去噪技術(shù)，有效壓制各種干擾，提高數(shù)據(jù)的信噪比。包括：采用自適應(yīng)面波衰減技術(shù)和區(qū)域濾波技術(shù)對面波進行消除和衰減；在T-X域采用傾斜疊加的方法識別出線性干擾，并從原始數(shù)據(jù)中減去，實現(xiàn)線性干擾的濾除；對高能干擾采用分頻壓制技術(shù)，提高去噪的保真程度；

(6)采用地表一致性反褶積及多道預(yù)測反褶積來拓展頻帶寬度，提高波組特征；

(7)通過制作高質(zhì)量速度譜，利用多種輔助手段，如動校道集、常速掃描疊加剖面、變速掃描疊加段以及動態(tài)疊加段等，識別速度，保證準(zhǔn)確拾取速度；

(8)采用DMO處理技術(shù)為偏移提供高質(zhì)量的疊加數(shù)據(jù)，同時通過DMO速度分析，為偏移提供消除地層傾角影響的初始速度場；

(9)使用基于起伏地表的疊前時間偏移技術(shù)，提高成像精度。實際資料處理中，以處理地質(zhì)效果為目標(biāo)，采用邊試驗、邊處理的思路進行，最終確定的處理流程見Lüetal.(2013b)。

3.2.3 折射地震

折射地震剖面大致沿安徽利辛到江蘇宜興一線，位于反射地震剖面北側(cè)。數(shù)據(jù)采集于2011年9月～10月完成，沿剖面設(shè)計6個人工源激發(fā)點(平均激發(fā)藥量2.2t TNT)，炮點間距 60～90km；采取多井組合激發(fā)方式。沿剖面布設(shè)250臺便攜式三分量數(shù)字地震儀進行數(shù)據(jù)采集，臺站間距1.5～2.0km，剖面總長約450km，記錄來自地殼和上地幔頂部不同深度、不同屬性的深層地震波信息。在正確識別各種來自殼內(nèi)和Moho界面反射震相的基礎(chǔ)上，使用射線追蹤法(Zelt and Smith, 1992；Xuetal., 2006, 2010)模擬多震相走時曲線，獲得地殼和上地幔頂部速度模型(徐濤等，2014)。

3.2.4 大地電磁

MT數(shù)據(jù)采集使用加拿大鳳凰公司的V5-2000大地電磁儀，其頻率范圍為320～0.00055Hz，擴展頻率達到0.0001Hz，全頻段40個頻點，擴展后為44個頻點。每個測點測量2個相互正交的水平電場分量(Ex，Ey)和3個相互正交的磁場分量(Hx，Hy，HZ)。根據(jù)野外168小時連續(xù)觀測試驗，區(qū)域地質(zhì)廊帶(TRAN-YMB)的MT數(shù)據(jù)采集時間24小時即可滿足探測深度要求。

數(shù)據(jù)處理流程主要包括：(1)掃描時間序列，根據(jù)電磁干擾程度選擇合適的時間段參與Robust阻抗估計；(2)對部分干擾大的測點在時間域進行形態(tài)濾波，壓制噪聲；(3)檢查功率譜，選擇受噪聲影響較小的功率譜參與阻抗估計；(4)剔除突變的阻抗飛點；(5)維性分析與Rhoplus曲線平滑。數(shù)據(jù)分析和處理細節(jié)見Tang(2013)、湯井田等(2014)、肖曉等(2011, 2014)和強建科等(2014)。

4 深部探測結(jié)果及地質(zhì)解釋

4.1 寬頻地震探測結(jié)果

4.1.1 上地幔及巖石圈結(jié)構(gòu)

遠震層析成像結(jié)果(江國明等，2014)顯示從地殼到上地幔(400km)，成礦帶呈現(xiàn)“三明治”結(jié)構(gòu)，即0～50km深度表現(xiàn)為高速異常，100～200km深度表現(xiàn)為低速異常，而200～400km深度又表現(xiàn)為高速異常(所有速度異常都是相對IASP91速度模型。 Kennett and Engdahl，1991)。在三維空間展布上，上地幔的低速體和高速體，基本上平行于成礦帶走向方向(NE-SW)，而且南部較深、北部較淺，總體向南西傾斜。根據(jù)第一層高速異常的分布，大致推測長江中下游成礦帶巖石圈厚度在60～70km，與該剖面的接收函數(shù)結(jié)果非常一致(Shietal., 2013)。上地幔的速度異常通常由溫度和物質(zhì)組成的變化引起，高速異常對應(yīng)著“冷的”、堅硬的物質(zhì)(比如俯沖的板塊或巖石圈)，而低速異常則對應(yīng)著“熱的”、較軟的物質(zhì)(比如，軟流圈熱物質(zhì))。研究區(qū)的“三明治”結(jié)構(gòu)或可解釋為俯沖的古老洋殼殘余，或拆沉的巖石圈根部。大區(qū)域?qū)游龀上裱芯堪l(fā)現(xiàn)(Li and van der Hilst, 2010)，太平洋板塊俯沖的“殘余”洋殼堆積在410～660km的地幔過渡帶，深度上大于成礦帶中心位于300km的高速體。因此，推測該深度的高速體不可能是俯沖的洋殼堆積，更可能是增厚的巖石圈(下地殼)拆沉，并下沉到該深度的殘留體。這與長江中下游成礦帶的巖漿巖普遍具有與埃達克(adakite)巖石類似的地球化學(xué)特征(王強等，2001；許繼鋒等，2001；Xuetal., 2002)相吻合，它們來自增厚的巖石圈(下地殼)拆沉、熔融的結(jié)果。按照這種解釋，位于100～200km之間的低速體應(yīng)該是上升的軟流圈物質(zhì)，它們替代了拆沉的巖石圈。

P-波和S-波接收函數(shù)成像給出了成礦帶殼-幔界面(Moho)、巖石圈和軟流圈邊界清晰的圖像(Shietal., 2013)。S波接收函數(shù)可以避免地殼內(nèi)的多次波干擾，因此，更適合用于研究上地幔結(jié)構(gòu)。研究區(qū)已有的S波接收函數(shù)結(jié)果已經(jīng)顯示沿郯廬斷裂帶巖石圈厚度在60～70km，存在一個區(qū)域軟流圈隆起帶(Chenetal., 2006; Sodoudietal., 2006)。本研究獲得的S-波接收函數(shù)進一步證實在長江中下游成礦帶存在軟流圈隆起，LAB深度在50～70km之間，在寧蕪礦集區(qū)的最淺處只有50km(圖3c)。

圖3 沿地質(zhì)廊帶P-和S-波接收函數(shù)圖像，顯示地殼和上地幔結(jié)構(gòu)(據(jù)Shi et al., 2013) (a)-地形及寬頻臺站位置； (b)-P 波接收函數(shù)剖面；(c)-S波接收函數(shù)剖面.A，H和D分別指示成礦帶下地殼低速轉(zhuǎn)換界面和各向異性層，揚子下地殼的高速界面和合肥盆地深部南東傾斜的構(gòu)造；LAB-巖石圈-軟流圈界面.斷裂符號意義同圖2Fig.3 Seismic images of the crustal and upper mantle structures along the main seismic profile (after Shi et al., 2013)(a)-topography and station positions along the profile; (b)-P-wave receiver function cross-section; (c)-S-wave receiver function cross-section. A, H and D indicate the converted phases for the relatively low velocity and anisotropic layer in the lower crust of the YMB, the high-velocity layer in the lower crust of the YC and the south-dipping structure beneath the Hefei Basin respectively. LAB-the lithosphere-asthenosphere boundary. For the fault abbreviations see Fig.2

沿剖面Moho界面在29～35km之間變化，對應(yīng)寧蕪火山巖盆地最淺，沿剖面向東南逐漸加深到約33km，向北西逐漸加深到郯廬斷裂下的35km，郯廬斷裂以西的合肥盆地Moho又逐漸變淺(32km)。對應(yīng)成礦帶的Moho形態(tài)總體上表現(xiàn)為上凸的“弧形”，凸起的頂點位于寧蕪盆地之下(圖3)。其它方法，如利用網(wǎng)格搜索法獲得的Moho深度(Shietal., 2013)和區(qū)域重力異常反演的Moho深度(嚴加永等，2011)都指示寧蕪火山巖盆地之下Moho隆起的存在。從以上分析可以看到，巖石圈的減薄、軟流圈的隆起和地殼的減薄等事件都集中發(fā)生在長江中下游成礦帶之下，反映出這些事件深部過程之間的有機聯(lián)系。

沿剖面地殼內(nèi)存在明顯的轉(zhuǎn)換界面，在合肥盆地中下地殼存在南東傾的高速轉(zhuǎn)換界面，根據(jù)油氣勘探揭示的盆地結(jié)構(gòu)(趙宗舉等，2001)，高速轉(zhuǎn)換界面可以解釋為伸展構(gòu)造體制下的殼內(nèi)區(qū)域滑脫面。寧蕪火山巖盆地中下地殼具有異常速度結(jié)構(gòu)，仔細分析來自不同方位的遠震接收函數(shù)，發(fā)現(xiàn)殼內(nèi)界面(22km附近)轉(zhuǎn)換波的極性和振幅隨震源方向的變化而變化，當(dāng)震源方位平行于成礦帶走向時(NE-SW)，成礦帶下地殼表現(xiàn)為高速特征，但當(dāng)震源方位垂直于成礦帶走向時(大致平行剖面方向)，下地殼呈現(xiàn)低速特征。這種特征反映出下地殼物質(zhì)具有明顯的地震各向異性。進一步的理論模擬表明(Shietal., 2013)，下地殼的各向異性層厚度10km, 速度各向異性約5%，快波速度軸向南西225°，傾角11°。中下地殼的各向異性不太可能為定向分布的裂隙引起，因為下地殼的壓力足以使任何裂隙閉合。最可能的成因是巖漿活動(底侵作用)和構(gòu)造作用使下地殼巖漿過程(MASH-melting-assimilation-storage-homegenization)發(fā)生流動變形所致。流動變形可以使礦物(角閃石、橄欖石等)晶體沿流動方向排列，從而產(chǎn)生速度各向異性(Zhang and Karato, 1995)。

4.1.2 上地幔各向異性與變形

圖4顯示研究區(qū)SKS和SKKS橫波分裂各向異性參數(shù)計算結(jié)果。從圖4可以看出，快波偏振方向沿剖面有較大的變化，且規(guī)律性明顯。華北地臺內(nèi)部可觀測到的快波偏振方向總體呈NW-SE方向，幾乎平行剖面方向；快慢波時差約0.8s。位于大別東北、靠近郯廬斷裂的臺站SCH顯示不同的快波偏振方向(NE-SW向)，可能受郯廬斷裂或板塊邊界的影響。沿剖面到滁河斷裂，可以看到快波偏振方向呈順時針逐漸旋轉(zhuǎn)，直到大致平行斷裂帶。長江中下游成礦帶內(nèi)(滁河斷裂到江南斷裂之間)大多數(shù)的臺站快波的偏振方向在N45°～65°E之間，大致平行構(gòu)造線方向。江南斷裂以東，快波方向從近似平行構(gòu)造線方向又變?yōu)閃NW-ESE。

圖4 長江中下游成礦帶及鄰區(qū)橫波各向異性參數(shù)計算結(jié)果(據(jù)Shi et al., 2013)線段表示可靠計算結(jié)果，線段長短表示快慢波時差，線段方向表示快波偏振方向；十字符號表示不可靠計算結(jié)果或沒有橫波分裂，其中徑向或切向平行反方位角方向.不同顏色的線段表示不同方位射線的計算結(jié)果；圖中斷裂符號意義同圖2Fig.4 Shear-wave splitting results of SKS and SKKS in the Middle and Lower Reaches of YMB region (after Shi et al., 2013)Bars represent the well constrained splitting results with their orientation parallel to the fast polarization direction (α) and length proportional to splitting time (δt); Crosses represent unconstrained or null results with one leg parallel to the back-azimuth. Different colors are used to distinguish the results of different (southeast and northwest) incoming waves. For the fault abbreviations see Fig.2

快波偏振方向沿剖面變化的另一個顯著特征是隨震源方位的變化(圖4)。比如，對大多數(shù)來自南東134°方向的地震，江南斷裂附近臺站的快波偏振方向一致呈N65°～85°E；但對來自北西317°方向的地震，快波偏振方向呈N120°～130°E。這種特征表明，研究區(qū)的各向異性并非單一均勻各向異性層，可能具有多層、且流動變形方向不同。由于地殼各向異性層的貢獻通常在0.1s (Barruol and Mainprice, 1993)，顯然觀測到的0.8s以上的快慢波時差應(yīng)該主體由上地幔各向異性層引起。下地殼各向異性的方向(Shietal., 2013)與上地幔方向基本一致的特征，說明了下地殼與上地幔變形的本質(zhì)聯(lián)系。

雖然很多臺站沒有觀測到各向異性，但并不能說明真實沒有各向異性。一種解釋是，當(dāng)震源方位平行或垂直各向異性主軸方向時，通常觀測不到；另一種解釋是，橫波穿過了相鄰的兩層各向異性層，其強度近似，但各向異性方向近似垂直，結(jié)果使產(chǎn)生的快慢波延遲相互抵消。無論哪種解釋，都反映出研究區(qū)上地幔各向異性存在短距離、復(fù)雜的變化，這和造山帶上地幔小尺度流動變形的動力學(xué)特征(Helffrichetal., 1994)相吻合。

總體上，華北克拉通、成礦帶和揚子克拉通分別具有NW-SE, NE-SW和WNW-ESE的快波偏振方向，區(qū)域上形成各向異性的“三明治”結(jié)構(gòu)。表明在總體NW-SE擠壓下，長江中下游成礦帶上地幔由于受到華北克拉通的阻擋，在板塊邊界發(fā)生了切向(垂直擠壓應(yīng)力方向)流動變形，而上地殼仍然發(fā)生NW-SE向的褶皺或沖斷變形。這種解釋與層析成像發(fā)現(xiàn)的上地幔NE-SW走向的低速體十分吻合。我們還注意到在成礦帶中央的MAS、ANQ臺站上具有最大的快慢波延遲，這與上地幔低速體的空間位置十分吻合，很有可能該低速體的NE-SW向的流動變形是產(chǎn)生上地幔各向異性的機制。

4.2 反射地震探測結(jié)果

4.2.1 地殼結(jié)構(gòu)與變形

圖5 CDP 1至5000段疊前時間偏移地震剖面(a)、地表地質(zhì)(b)及地質(zhì)解釋(c)(據(jù)Lü et al., 2014)Pt-Pz-元古界-古生界地層；J1-下侏羅防虎山組；J2+3-中上侏羅圓筒山組周公山組；K1-下白堊統(tǒng)；K+E-白堊系及第三系地層，其底邊界的推斷參考了區(qū)域重力資料；TLF-郯廬斷裂；XHF-響水-淮陰斷裂；CHF-滁河斷裂；NCB-華北板塊；SCB-華南板塊；A、B、C、D和E表示殼內(nèi)相對完整的塊體或巖片 Fig.5 Raw (a) and interpreted migrated seismic segment (c) from CDP 1 to 5000 for the deep seismic reflection profile with surface geology (b) (after Lü et al., 2014)Pt-Pz-Proterozoic-Paleozoic strata; J1-Lower Jurassic Fanghushan Formation; J2+3-Middle-Upper Jurassic Yuantongshan Formation and Zhougongshan Formation; K1-Lower Cretaceous; K+E-Cretaceous and Tertiary strata, the bottom boundary of which is deduced by reference to the regional gravity data; TLF-Tan-Lu fault; XHF-Xiangshui-Huaiyin fault; CHF-Chuhe fault; NCB-North China block; SCB-South China block; The letters A, B, C, D and E indicate comparatively complete blocks or flakes

上地殼(0～4s TWT) 上地殼變形與地表構(gòu)造單元對應(yīng)完好，不同的構(gòu)造單元具有不同的反射特征，反映出構(gòu)造變形和物質(zhì)組成上的區(qū)域變化。以郯廬斷裂為界，東西差異十分明顯，合肥盆地反射近水平，靠近郯廬斷裂帶附近略有抬升，并有錯斷。盆地沉積層與基底反射清晰可辨，前者由幾組強波組構(gòu)成，后者存在明顯的錯斷，成層性變差(圖5c)。郯廬斷裂以東，上地殼呈現(xiàn)密集的傾斜反射，CDP點2201到3401，反射同相軸向SE傾斜；而CDP 3401到5001之間反射同相軸一致向NW傾斜，反映出兩個塊體構(gòu)造變形與反射成因的差異。CDP點2201到3401對應(yīng)張八嶺隆起，它由晚元古界和太古界結(jié)晶基底組成。張八嶺隆起地表存在數(shù)條近直立的基底韌性剪切帶(Zhuetal., 2005)，由于韌性剪切帶是很好的地震反射體(Jones and Nur, 1984)，可以推測張八嶺隆起內(nèi)部一系列SE傾斜的反射為這些韌性剪切帶的深部延伸(Lüetal., 2014)。這些基底韌性剪切帶的存在及其空間延伸也反映了張八嶺塊體壓扭擠出的動力學(xué)過程(圖5c)。CDP 3401到5001對應(yīng)滁全拗陷，淺地表呈現(xiàn)一個非對稱伸展盆地形態(tài)，盆地底部反射清晰，并受控于系列SE傾斜的正斷層。盆地下方出現(xiàn)一系列近似平行的、傾向NW的反射同相軸，并有規(guī)律地被切斷。根據(jù)拗陷兩側(cè)出露的老地層及其變形特征，這些NW傾斜的密集反射反映出蓋層曾經(jīng)歷了強烈擠壓變形，形成緊閉褶皺、沖斷和疊瓦的構(gòu)造式樣。在后期伸展過程中，被區(qū)域拆離斷層切斷。

圖6 CDP 5000至10000段疊前時間偏移地震剖面(a)、地表地質(zhì)(b)及地質(zhì)解釋(c)(據(jù)Lü et al., 2014)Pt-Pz-元古界-古生界地層；Pz-古生界地層；Mz-中生界地層；K+E-白堊系和第三系地層；CHF-滁河斷裂；CJF-長江深斷裂；MTF-主逆沖斷裂；MSF-茅山斷裂；F、G和H表示殼內(nèi)相對完整的塊體或巖片；地質(zhì)解釋圖例同圖5Fig.6 Raw (a) and interpreted migrated seismic segment (c) from CDP 5000 to 10000 for the deep seismic reflection profile with surface geology (b) (after Lü et al., 2014)Pt-Pz-Proterozoic-Paleozoic strata; Pz-Paleozoic strata; Mz-Mesozoic strata; K+E-Cretaceous and Tertiary strata; CHF-Chuhe fault; CJF-Changjiang deep fault; MTF-Main thrust fault; MSF-Maoshan fault; The letters F, G and H indicate comparatively complete blocks or flakes. The legend for geological interpretation is same as Fig.5

滁河斷裂往東，NW傾斜的密集反射逐漸演變不連續(xù)“弧”形反射，之間存在明顯的錯斷，顯得較為凌亂。這種特征或可解釋為蓋層的箱式褶皺和沖斷褶皺，后期伸展過程中被拉開。根據(jù)反射同相軸之間的關(guān)系，在沿江拗陷和寧蕪火山巖盆地之下可以識別出幾組SE傾斜的拆離斷層(圖6，CJF、MTF)。作者認為這幾組拆離斷層控制了沿江拗陷和寧蕪火山巖盆地的形成，并分別稱之為長江深斷裂帶(CJF)和主拆離斷裂帶(MTF)。這些拆離斷裂帶在擠壓期或是系列逆沖斷裂，伸展期反轉(zhuǎn)為拆離斷層。寧蕪火山巖盆地以東，一直到剖面尾端，上地殼表現(xiàn)為大尺度“波浪”式褶皺，比如CDP點7100～8500之間的不對稱“波谷”式反射，寬約28km；CDP點9000～10100之間的“波峰”式反射，寬約22km(圖6, G)；在“波谷”和“波峰”之間不乏較陡的沖斷和推覆構(gòu)造；又如，CDP點11100～13500之間的巨型“波浪”褶皺，巨型褶皺的背斜從CDP點11100到12000，向斜從CDP點11700到13500，“波長”超過30km(圖7)。從1:50萬地質(zhì)圖上分析(國土資源部中國地質(zhì)調(diào)查局，1999*國土資源部中國地質(zhì)調(diào)查局.1999. 中華人民共和國1︰50萬數(shù)字地質(zhì)圖數(shù)據(jù)庫)，該巨型褶皺向南西方向一直延伸到安徽的寧國。這種反射特征或反映出蓋層變形以大尺度、塊體整體變形為特征，形成了地殼尺度的褶皺、沖斷和疊瓦，與長江以北的小尺度緊閉褶皺、沖斷和疊瓦形成鮮明對比。

圖7 CDP 10000至15000段疊前時間偏移地震剖面(a)、地表地質(zhì)(b)及地質(zhì)解釋(c)(據(jù)Lü et al., 2014)Pz-Mz-古生界-中生界地層；K+E-白堊系和第三系地層；MSF-茅山斷裂；JNF-江南斷裂；NLF-寧國-溧陽斷裂；GWF-廣德-無錫斷裂；L、M、N、O和P表示殼內(nèi)相對完整的塊體或巖片；地質(zhì)解釋圖例同圖5Fig.7 Raw (a) and interpreted migrated seismic segment (c) from CDP 10000 to 15000 for the deep seismic reflection profile with surface geology (b) (after Lü et al., 2014)Pz-Mz-Paleozoic-Mesozoic strata; K+E-Cretaceous and Tertiary strata; MSF-Maoshan fault; JNF-Jiangnan fault; NLF-Ningguo-Liyang; GWF-Guangde-Wuxi fault; The letters L, M, N, O and P indicate comparatively complete blocks or flakes. The legend for geological interpretation is same as Fig.5

中、下地殼(4～10s，TWT) 中下地殼可以分為特征迥異的四段，郯廬斷裂以西段，郯廬斷裂至長江深斷裂段，長江深斷裂至江南斷裂段和江南斷裂以東段。郯廬斷裂以西，合肥盆地中、下地殼表現(xiàn)為緩傾斜、密集的反射，傾斜方向多變；內(nèi)部可以識別出傾向不同的剪切帶，反映出在擠壓變形過程中的巖片拆離、疊置過程。中下地殼這種密集的反射特征或是古老克拉通的典型特征(Allmendingeretal., 1987)，記錄了早期克拉通形成時殼幔物質(zhì)的多次交換過程。

郯廬斷裂至長江深斷裂之間的中、下地殼總體反射稀疏，存在零星水平或緩傾斜反射，靠近Moho附近反射增加，向西接近郯廬反射逐漸增多，并傾向NW。長江深斷裂至江南斷裂段，中、下地殼顯示出與長江以西的巨大差異，總體呈現(xiàn)密集、長距離連續(xù)的反射特征。中地殼還出現(xiàn)“巖片”整體被擠出和疊置的構(gòu)造現(xiàn)象，比如圖6中的F塊體沿MTF被向上擠出，H塊體插入其下(圖6)。下地殼(7.0～10.5s，TWT)出現(xiàn)多組NW傾斜的強反射。從茅山斷裂開始，這些強反射從中地殼一直延伸到寧蕪盆地的上地幔(圖6)，并導(dǎo)致寧蕪火山巖盆地和長江深斷裂帶之下Moho面多處錯斷。

江南斷裂以東段，中地殼(4.0～7.0s，TWT)反射密集，且振幅強，最顯著的特征是多處出現(xiàn)疊置的反射同相軸(圖7)，比如圖7中L、M、N、O、P等位置，作者將其解釋為結(jié)晶基底巖片的逆沖、疊瓦，甚至雙重構(gòu)造(Duplex)。中地殼這些反射與上地殼反射空間上不連續(xù)。上地殼反射多終止在蓋層與基底之間的滑脫面上(圖7)，反映出地殼在擠壓變形過程中，上、中地殼是解耦的(Decoupling)，雖同步擠壓，但不同步變形。下地殼(7.0～10.5s，TWT)大致以江南斷裂為界，東南段出現(xiàn)系列NW傾斜的反射，并在CDP點12500附近造成Moho錯斷。這種特征類似剖面中段寧蕪火山巖盆地的情形，或許是下地殼俯沖的殘留痕跡，或代表陸內(nèi)俯沖的早期階段。

整個剖面的Moho面呈上凸的“弧形”，深度在30～34.5km之間變化。最淺處在寧蕪火山巖盆地和江南斷裂之下，最深處在合肥盆地。Moho面多處存在錯斷，最明顯的錯斷出現(xiàn)在郯廬斷裂、寧蕪火山巖盆地、江南斷裂帶和皖南-蘇南拗陷內(nèi)部(CDP點12500)，表明塊體邊界和殼幔交換強烈地區(qū)均會出現(xiàn)Moho的錯斷。

4.2.2 “鱷魚嘴”構(gòu)造與陸內(nèi)俯沖

深地震反射剖面呈現(xiàn)的最顯著、最重要的特征是，在寧蕪火山巖盆地、沿江拗陷(長江深斷裂)和郯廬斷裂之下出現(xiàn)“鱷魚嘴”反射結(jié)構(gòu)形態(tài)，即中上地殼反射向上逆沖(現(xiàn)今表現(xiàn)為拆離正斷層)，下地殼反射向下俯沖(圖6)，中間形成殼內(nèi)楔狀體。為敘述方便，作者將寧蕪之下的逆沖斷裂帶命名為主逆沖斷裂帶(MTF)，長江之下的逆沖斷裂由于它與傳統(tǒng)的長江深斷裂帶吻合，本文也稱之為長江深斷裂帶。二者都由若干條逆沖斷裂組成，形成具有一定寬度的逆沖帶。仔細觀察，可以看到下地殼(7.0～10.5s，TWT)出現(xiàn)的多組NW傾斜的強反射，從茅山斷裂開始，由中地殼一直延伸到寧蕪盆地的上地幔(圖6)，并導(dǎo)致寧蕪火山巖盆地和長江深斷裂帶之下Moho面多處錯斷。這種特征還出現(xiàn)在郯廬斷裂之下，但沒有寧蕪盆地之下典型。

20世紀(jì)70年代，Oxburgh(1972)在研究東阿爾卑斯時已經(jīng)注意到這種構(gòu)造形態(tài)，被撕裂的巖石圈上地殼遠距離推覆，形成異地地體(稱為“巖片”，flakes)；與之相應(yīng)的下地殼和巖石圈地幔沉入到地幔中。Li (1994)在研究華南與華北碰撞構(gòu)造時提出了類似的模式，他認為華南板塊上、下地殼在兩板塊碰撞過程中拆離，上地殼逆沖在華北板塊上，向北推覆了400多千米，而下地殼在南京(東西向)附近俯沖到華北的地幔中。大陸地殼和巖石圈地幔俯沖下沉到另一大陸之下的現(xiàn)象，在碰撞板塊邊界時有發(fā)生，如比利牛斯(Roureetal., 1989)、喜馬拉雅(Zhaoetal., 1993)。Doin and Herry(2001)對大陸俯沖過程及榴輝巖的作用進行了物理模擬，結(jié)果表明殼內(nèi)薄弱帶(weak zones)的存在與否對地殼變形的方式影響巨大。如果殼內(nèi)解耦帶存在，地殼處于不穩(wěn)定狀態(tài)。在匯聚擠壓應(yīng)力作用下，相對剛性的巖石圈地幔沿著地殼內(nèi)低粘性通道向下俯沖，并形成造山楔狀體，其寬度和幾何形態(tài)取決于殼內(nèi)解耦強度和大陸地殼物質(zhì)組成。

深地震反射剖面揭示出兩個重要事實：(1)長江深斷裂以東，中上地殼與下地殼變形完全解耦。中、下地殼出現(xiàn)拆離的深度位于約21km(TWT 7.0s)，這一深度位于中國東部現(xiàn)今地震震源深度底界(19.0km)之下約2.0km(張國民等，2002)，處于地殼內(nèi)部剛性強度最小的深度，物質(zhì)處于塑性流動狀態(tài)(存在殼內(nèi)薄弱帶)。(2)NW向傾斜的下地殼反射一致延伸到上地幔(Lüetal., 2014)，最深處到45km(15s, TWT)。基于上述事實和陸內(nèi)俯沖的物理模擬結(jié)果(Doin and Herry, 2001)，作者認為在長江中下游成礦帶以及郯廬斷裂之下曾發(fā)生了陸內(nèi)俯沖作用，俯沖發(fā)生在陸內(nèi)不同塊體之間，俯沖作用導(dǎo)致相對剛性的下地殼物質(zhì)沉入上地幔。俯沖的下地殼基性物質(zhì)到達一定深度(>40km)將發(fā)生榴輝巖化，由于榴輝巖的密度反轉(zhuǎn)，形成負向重力，將進一步拖曳俯沖的大陸巖石圈。本文提出的陸內(nèi)俯沖在時間和空間上與Li(1994)所指的地殼拆離與俯沖完全不同。時間上，本文提出的陸內(nèi)俯沖發(fā)生在中、晚侏羅世，受古太平洋板塊NW向擠壓的影響，是華南板塊內(nèi)部塊體之間產(chǎn)生的陸內(nèi)俯沖；空間上，陸內(nèi)俯沖沿長江中下游成礦帶主帶分布，有可能向南一直延伸到華南板塊內(nèi)部。

4.3 折射地震探測結(jié)果

寬角反射/折射地震剖面顯示沿剖面的宏觀速度變化和地殼厚度變化(徐濤等，2014)。上地殼速度總體上與沉積盆地和隆起相吻合，比如郯廬斷裂西側(cè)的合肥盆地，受盆地巨厚沉積的影響，整個盆地顯示出低速特征；滁河斷裂以東的沿江拗陷、寧蕪火山巖盆地和皖南-蘇南拗陷都表現(xiàn)為低速體特征。張八嶺隆起、沿江拗陷東側(cè)(接近江南斷裂)表現(xiàn)為高速特征，與這兩個地區(qū)結(jié)晶基底出露較淺相吻合。幾條主要塊體邊界斷裂附近都呈現(xiàn)低速特征，比如郯廬、滁河、江南斷裂。郯廬斷裂附近的低速主要出現(xiàn)在其西側(cè)，滁河和江南斷裂附近的低速體出現(xiàn)在其東側(cè)，而且低速體一直延伸到中地殼。重力模擬結(jié)果(張永謙等2014)也進一步證實了這些斷裂附近低密度、低速體的存在。由于橫向上低密度體的密度變化并不大(<0.05g/cm3)，很難解釋。幾種可能的解釋包括：蓋層增厚、斷裂帶附近巖石破碎、裂隙發(fā)育，或物質(zhì)的橫向不均勻等因素引起。

折射Moho的平均深度總體上與反射Moho一致，并在30～35km之間變化。除了寧蕪火山巖盆地外，沿剖面折射Moho的起伏變化與反射Moho基本一致，比如郯廬斷裂下方反射和折射Moho都變深；江南斷裂下反射和折射Moho 都抬升等。明顯不一致的地方在寧蕪火山巖盆地之下，反射Moho是抬升，而折射Moho則是下降(變深)。仔細分析兩種方法獲得的Moho其地質(zhì)意義有所不同，折射Moho以速度突變?yōu)閯澐謽?biāo)準(zhǔn)，與傳統(tǒng)的巖性Moho(超基性與中酸性/基性界面)基本吻合，而反射Moho的成因復(fù)雜，結(jié)構(gòu)多變(Hammer and Clowes, 1997; Cook, 2002; Eaton, 2005)。如果將反射Moho看做是多次基性巖漿底侵的最低面，可以很好解釋折射與反射Moho出現(xiàn)的“矛盾”。正如上節(jié)所述，寧蕪火山巖盆地之下發(fā)生了陸內(nèi)俯沖，下地殼和巖石圈地幔在此下沉，后期的基性巖漿底侵侵位較高，造成反射Moho抬升。這一推測也可解釋寧蕪火山巖盆地上地幔頂部速度偏低的事實。

4.4 大地電磁探測結(jié)果

采用二維連續(xù)介質(zhì)人機交互式反演方法(戴世坤和徐世浙，1997)獲得整條剖面300km的視電阻率的變化(強建科等，2014,)。由于地下電阻對少量相互連通的良導(dǎo)體十分敏感(Jones, 2013)，比如地下鹵水、熔融體、導(dǎo)電層(沉積層)，造成對電阻率剖面的地質(zhì)解釋十分困難。上地殼電阻率的高低變化分別與老地層、巖漿巖和沉積盆地對應(yīng)，之間以近似垂直的低速體分割，總體上與地表構(gòu)造劃分相吻合?；鹕綆r盆地與沉積盆地在電性特征上差距較大，可能與沉積盆地富含水或鹵水有關(guān)；斷裂通常以低阻為特征，主要原因也是富含相互連通的裂隙水。大陸巖石圈的一般電性模型(Jones, 2013)呈現(xiàn)“高、低、高”的“三明治結(jié)構(gòu)”，下地殼通常表現(xiàn)為低阻或良導(dǎo)特征，而且還與地殼年齡有關(guān)，越老的下地殼電阻率越低，其成因一直是學(xué)界爭論的問題。對比長江中下游全地殼的視電阻率剖面，若不考慮橫向的對比，總體上符合上地殼電阻率大于下地殼的一般規(guī)律。橫向上大致以郯廬斷裂為界，東西電阻率呈現(xiàn)較大的變化，合肥盆地(華北)中下地殼為極低電阻率，這或與華北古老克拉通下地殼富含F(xiàn)e、Na和水的熱動力作用有關(guān)(Yang, 2011);郯廬斷裂以東的長江中下游地區(qū)相對于合肥盆地下地殼呈現(xiàn)高阻特征，而江南古陸下地殼又變?yōu)榈妥?。這或與不同構(gòu)造單元下地殼的物質(zhì)組成和熱動力條件有關(guān)。電性Moho(eMoho)鑒于MT方法的分辨率和“死頻帶”(0.1～10s)問題，在世界各地極少可以直接觀測到(Jones, 2013)，同樣僅依據(jù)MT反演結(jié)果在我們的剖面很難直接找出eMoho的位置。

5 成礦帶深部動力學(xué)模型

長江中下游及鄰區(qū)具有亞洲東部最為獨特的構(gòu)造、巖漿和成礦“奇觀”，比如，規(guī)模巨大的大別-蘇魯超高壓變質(zhì)帶(Xuetal., 1992)，長達數(shù)千千米的郯廬斷裂突然中止于大別山南側(cè)，并使大別、蘇魯超高壓變質(zhì)帶平移500多千米(Okay and Sengor, 1992; Okayetal., 1993)，NE向區(qū)域構(gòu)造與近E-W向造山帶斜交，廣泛而強烈的巖漿作用和大規(guī)模成礦作用(Pan and Dong, 1999；常印佛等，1991)等?？臻g上形成由郯廬斷裂連接南北兩側(cè)超高巖變質(zhì)帶、中間為長江中下游成礦帶的反“L”形狀。長期以來，研究區(qū)獨特的地質(zhì)現(xiàn)象引起了國內(nèi)外學(xué)者的濃厚興趣，開展了大量研究。一些學(xué)者針對大別-蘇魯UHP的形成及區(qū)域構(gòu)造格局，提出了“大陸擠入(Indenter Model)”模式(Yin and Nie, 1993)，碰撞后陸內(nèi)轉(zhuǎn)換斷層模式(Okayetal., 1993)，同碰撞轉(zhuǎn)換斷層模式(Zhuetal., 2009)，地殼拆離模式(Li, 1994)以及古太平洋斜向俯沖的左行平移模式(Xuetal., 1987; Xu and Zhu, 1994)等。

有些學(xué)者則更加關(guān)注成巖、成礦的深部過程。一些學(xué)者認為古太平洋板塊俯沖角度的變化和地幔楔的熔融及玄武巖漿的底侵是華南近千千米巖漿活動的成因(Jahnetal., 1990; Zhou and Li, 2000)；也有學(xué)者則用平板俯沖、板片拆沉和折退(roll-back)機制來解釋華南復(fù)雜的構(gòu)造-巖漿時空分布(Li and Li, 2007)；另外一些學(xué)者認為古太平洋板塊和伊澤奈崎(Izanagi)板塊之間的洋脊俯沖在長江中下游之下，并用洋脊附近洋殼的熔融、“板片窗”等認識來解釋成礦帶巖漿巖帶的分布和 adakite 質(zhì)巖石的成因(Lingetal.,2009；孫衛(wèi)東等，2010)。與俯沖觀點不同，還有些學(xué)者認為中生代大規(guī)模巖漿活動和成礦作用源于中國東部巖石圈的拆沉和軟流圈的上隆(鄧晉福等，1994;鄧晉福和吳宗絮, 2001)，與古太平洋板塊俯沖無關(guān)，大規(guī)模巖漿活動或源于超級地幔柱的作用(張旗等，2001，2009)。

本文綜合地球物理探測結(jié)果對區(qū)域構(gòu)造模式和成巖、成礦的深部動力學(xué)提供新的約束：(1)接收函數(shù)結(jié)果顯示長江中下游現(xiàn)今的巖石圈較薄(50～70km)，成礦帶對應(yīng)軟流圈上隆帶；(2)遠震層析成像結(jié)果證實了長江中下游地區(qū)巖石圈已拆沉，拆沉的巖石圈呈長方體大致平行成礦帶方向分布，并向SW傾斜；(3)上地幔各向異性結(jié)果顯示，成礦帶上地幔變形明顯不同于華北和揚子內(nèi)部，沿成礦帶方向(NE-SW)存在軟流圈物質(zhì)的流動變形；(4)深地震反射數(shù)據(jù)證實，在成礦帶主帶的寧蕪火山巖盆地及長江之下存在陸內(nèi)俯沖，陸內(nèi)俯沖或是巖石圈拆沉前增厚的主要機制。

上述地球物理探測結(jié)果對成礦帶動力學(xué)模型提供了有力的約束，結(jié)合近年巖石地球化學(xué)的結(jié)果，作者提出針對長江中下游成礦帶的地球動力學(xué)模型。該模型認為：中、晚三疊世華南板塊(SCB)與華北板塊(NCB)的碰撞(印支期造山)，在研究區(qū)并沒有產(chǎn)生強烈的變形和巖漿活動。郯廬斷裂表現(xiàn)為同碰撞造山的陸內(nèi)轉(zhuǎn)換斷裂(Zhuetal., 2009)，大別和蘇魯UHP分別在郯廬斷裂南北兩側(cè)同時形成，期間研究區(qū)或發(fā)生了逆時針旋轉(zhuǎn)(Gilderetal., 1999)。印支期造山運動或只在大別和蘇魯?shù)那瓣懹邢薹秶斐山麰-W向褶皺和沖斷。中侏羅世開始，區(qū)域構(gòu)造體制逐漸從特提斯構(gòu)造域向濱太平洋構(gòu)造域轉(zhuǎn)換(張岳橋等，2009, 2012)，并逐漸受控于古太平洋板塊向華南大陸之下低角度NW向俯沖的遠程應(yīng)力體系，在研究區(qū)及整個華南地區(qū)產(chǎn)生了強烈的陸內(nèi)造山(燕山運動)。由于受華北板塊和大別地塊的阻擋，長江中下游地區(qū)地殼發(fā)生強烈變形，上下地殼拆離，上地殼發(fā)生緊閉褶皺、沖斷或推覆，下地殼和巖石圈地幔發(fā)生陸內(nèi)俯沖，并使巖石圈增厚(>100km)，形成了晚中生代沿江陸內(nèi)造山帶(圖8)。從晚侏羅或早白堊世開始，隨著古太平洋板塊俯沖應(yīng)力減弱(或因角度變陡)，增厚的巖石圈因下地殼物質(zhì)發(fā)生榴輝巖化使密度反轉(zhuǎn)處于重力不穩(wěn)定狀態(tài)，繼而發(fā)生拆沉。

巖石圈拆沉將導(dǎo)致軟流圈物質(zhì)上隆，替代拆沉巖石圈所占據(jù)的空間，并導(dǎo)致區(qū)域造山帶隆升和應(yīng)力場變化、以及大規(guī)模幔源巖漿活動(Kay and Kay, 1993)。增厚的古老下地殼在地幔中熔融，或早期底侵在下地殼的幔源物質(zhì)再熔融，將產(chǎn)生具有Adakite性質(zhì)的巖漿，這種巖漿通常容易富集成礦物質(zhì)，易于成礦(侯增謙等, 2007; Wangetal., 2007; Lingetal., 2009)。長江中下游很多成礦巖體具有很強的Adakite質(zhì)巖親和性，或是由于大量增厚的下地殼物質(zhì)再熔融的結(jié)果(Wangetal., 2007)。總之，燕山期的陸內(nèi)俯沖、巖石圈拆沉、熔融和底侵作用，是造成長江中下游晚侏羅和早白堊大規(guī)模成巖和成礦作用的主導(dǎo)機制。

隨著早白堊紀(jì)巖石圈的拆沉，區(qū)域構(gòu)造體制逐漸轉(zhuǎn)為伸展環(huán)境，長江中下游“造山帶”開始垮塌，上地殼出現(xiàn)斷陷盆地，盆地內(nèi)出現(xiàn)巨厚的白堊紀(jì)紅層沉積；巖漿活動逐漸減弱，但局部盆地出現(xiàn)玄武巖噴溢。經(jīng)歷了白堊紀(jì)、第三紀(jì)的演化，長江中下游地區(qū)最終形成現(xiàn)在的“隆”“拗”相間的構(gòu)造格局，地殼逐漸趨于穩(wěn)定。

圖8 中、晚侏羅世長江中下游地區(qū)陸內(nèi)造山動力學(xué)模式示意圖(據(jù)Lü et al., 2014)模型指示上地殼發(fā)生廣泛的褶皺、沖斷和推覆，下地殼和巖石圈地幔發(fā)生陸內(nèi)俯沖.TLF-郯廬斷裂；XHF-響水-淮陰斷裂；CHF-滁河斷裂；CJF-長江深斷裂；MTF-主逆沖斷裂；NCB-華北板塊；SCB-華南板塊Fig.8 A geodynamic model of the Middle and Lower Reaches of Yangtze Metellogenic Belt showing the Middle-Late Jurassic intracontinental orogen (after Lü et al., 2014)The model predicts that the extensive folding, thrusting and nappe were occurred in the upper crust, and the underthrusting was happened in the lower crust and uppermost mantle. TLF-Tanlu fault; XHF-Xiangshui-Huaiyin fault; CHF-Chuhe fault; CJF-Changjiang deep fault; MTF-Main thrust fault; NCB-North China Block; SCB-South China Block

6 結(jié)論

在深部探測(SinoProbe)專項的支持下，作者在長江中下游成礦帶及鄰區(qū)開展了寬頻地震觀測，并在跨越成礦帶的地質(zhì)廊帶(TRAN-YMB)內(nèi)完成了近300km的深地震反射剖面、450km的廣角反射/折射剖面和71個MT測深點。經(jīng)數(shù)據(jù)處理和分析，取得一些新的證據(jù)和認識。

(1)發(fā)現(xiàn)了長江中下游成礦帶巖石圈拆沉的遠震層析成像證據(jù)。包括空間上沿成礦帶分布的上地幔頂部的低速體和中心在300km的高速體。作者認為高速體是該地區(qū)已經(jīng)拆沉的巖石圈物質(zhì)殘留，低速體代表上隆的軟流圈物質(zhì)。該結(jié)果與S-波接收函數(shù)發(fā)現(xiàn)的巖石圈厚度較薄(50～70km)，且呈上凸“弧形”的結(jié)果相吻合；

(2)發(fā)現(xiàn)了華北、長江中下游和揚子上地幔各向異性具有橫向“三明治”結(jié)構(gòu)。橫波各向異性結(jié)果顯示，成礦帶的各向異性與華北和揚子幾乎垂直，反映出在長江中下游陸內(nèi)造山階段，受華北克拉通的阻擋，沿成礦帶上地幔發(fā)生了NE-SW向的流動變形。該結(jié)果與層析成像發(fā)現(xiàn)的上地幔呈NE-SW延伸的低速體相吻合，指示此低速體或為上地幔各向異性層；

(3)發(fā)現(xiàn)陸內(nèi)俯沖的反射地震證據(jù)。深地震反射結(jié)果表明，長江中下游成礦帶地殼曾發(fā)生強烈擠壓變形，從郯廬斷裂到揚子板塊內(nèi)部變形逐漸減弱，并在寧蕪火山巖盆地、長江深斷裂帶等地方出現(xiàn)上、下地殼拆離的“鱷魚嘴”構(gòu)造。指示下地殼和巖石圈地幔在中、晚侏羅世陸內(nèi)造山階段發(fā)生了陸內(nèi)俯沖或疊瓦，作者認為這或是巖石圈增厚的主要機制；

(4)發(fā)現(xiàn)寧蕪火山巖盆地之下折射Moho與反射Moho深度不一致，進一步證實了陸內(nèi)俯沖的存在。折射地震和MT給出了跨越長江中下游成礦帶地殼和巖石圈上地幔的速度和電性剖面，發(fā)現(xiàn)在寧蕪火山巖盆Moho較深，且上地幔頂部速度較低，進一步證實了陸內(nèi)俯沖的存在。速度和電性剖面還提供了地殼物質(zhì)、熱和斷裂(含水性)的空間結(jié)構(gòu)；

(5)提出了長江中下游成礦帶成礦地球動力學(xué)模型。該模型認為發(fā)生在研究區(qū)的印支造山和燕山造山運動是兩次獨立的造山過程。印支造山在長江中下游地區(qū)并沒有產(chǎn)生強烈的地殼變形，郯廬斷裂僅為同造山時期的轉(zhuǎn)換斷層，大別和蘇魯造山帶分別在郯廬斷裂的南北兩側(cè)同期形成。因古太平洋板塊NW向低角度俯沖遠程效應(yīng)引起的燕山期造山運動，是決定研究區(qū)構(gòu)造格局、并產(chǎn)生強烈?guī)r漿活動的根源。燕山運動是一期快速造山過程，不僅造成長江中下游成礦帶強烈的地殼變形，同時還發(fā)生了陸內(nèi)俯沖或疊瓦，使巖石圈增厚。增厚的巖石圈在隨后的區(qū)域應(yīng)力減弱和自身不穩(wěn)定性的雙重因素作用下，發(fā)生拆沉和軟流圈的上隆。拆沉巖石圈的熔融(包含下地殼的熔融)、底侵和軟流圈上隆的熱流作用，導(dǎo)致長江中下游地區(qū)大規(guī)模的巖漿作用和成礦作用。

致謝感謝國土資源部科技司、中國地質(zhì)調(diào)查局科外部、中國地質(zhì)科學(xué)院的有關(guān)領(lǐng)導(dǎo)和專項首席科學(xué)家董樹文研究員對本研究的大力支持；數(shù)據(jù)采集得到了安徽省國土資源廳、安徽省地礦局、安徽省地調(diào)院、江蘇省國土廳及沿線地方各級政府的大力支持和協(xié)助；吉林大學(xué)的董世學(xué)教授和一些研究生參與了野外采集質(zhì)量監(jiān)控工作；北京派特森科技發(fā)展有限公司的薛愛民、李兵高工參與了數(shù)據(jù)處理，對他們的支持和辛勤工作表示感謝和致敬；還要感謝滕吉文院士、于晟研究員、王椿庸研究員、劉啟元研究員、高銳研究員等，他們參與數(shù)據(jù)質(zhì)量采集的質(zhì)量檢查和驗收，對項目取得高質(zhì)量的數(shù)據(jù)起到了重要作用。

項目執(zhí)行期間，我的好朋友、老同學(xué)張忠杰研究員英年早逝，萬分悲痛。謹以此文表達對忠杰的懷念。

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