呂慶田， 董樹文， 湯井田， 史大年， 常印佛， SinoProbe-0-CJ項(xiàng)目組

1 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所， 河北廊坊 0650002 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心， 北京 1000373 中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院， 長(zhǎng)沙 4100834 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所， 國(guó)土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 1000375 安徽省國(guó)土資源廳， 合肥 230088

?

多尺度綜合地球物理探測(cè)：揭示成礦系統(tǒng)、助力深部找礦
——長(zhǎng)江中下游深部探測(cè)（SinoProbe-03）進(jìn)展

呂慶田1,2， 董樹文2， 湯井田3， 史大年4， 常印佛5， SinoProbe-03-CJ項(xiàng)目組*

1 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所， 河北廊坊 0650002 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心， 北京 1000373 中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院， 長(zhǎng)沙 4100834 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所， 國(guó)土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 1000375 安徽省國(guó)土資源廳， 合肥 230088

兩個(gè)原因使我們必須開展深部探測(cè).一是尋找深部資源，二是更好地理解形成和控制陸內(nèi)成礦的深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程，預(yù)測(cè)新的礦集區(qū).在深部探測(cè)專項(xiàng)、國(guó)家自然科學(xué)基金和地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目資助下，作者在長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)開展了系統(tǒng)的多尺度、綜合地球物理探測(cè).包括：成礦帶尺度的寬頻地震探測(cè)及“廊帶式”綜合探測(cè)，礦集區(qū)尺度的骨干剖面探測(cè)和三維建模，礦田尺度的三維探測(cè)與反演模擬.探測(cè)結(jié)果在三個(gè)層次取得了一系列新認(rèn)識(shí)和新發(fā)現(xiàn)，完善了相關(guān)探測(cè)方法技術(shù).主要包括：揭示了成礦帶巖石圈結(jié)構(gòu)、深部過(guò)程及對(duì)成巖、成礦的控制，提出了成礦帶形成的動(dòng)力學(xué)模型，詮釋了在狹窄的成礦帶內(nèi)形成大規(guī)模金屬堆積的深部因素；揭示了典型礦集區(qū)地殼三維結(jié)構(gòu)、組成和斷裂分布，建立了礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)模型和區(qū)域成礦模式，推斷了主要控礦巖體、地層的空間展布，預(yù)測(cè)了新的找礦靶區(qū)；開展了“玢巖型”、斑巖型和熱液型多金屬礦床綜合地球物理探測(cè)試驗(yàn)，總結(jié)了勘查模式，預(yù)測(cè)了深邊部找礦靶區(qū)；提出了硬巖區(qū)反射地震數(shù)據(jù)采集設(shè)計(jì)、激發(fā)到接收的有效措施，探索了地震弱信號(hào)提取、噪聲壓制、靜校正和偏移等處理新技術(shù)、新方法；提出了強(qiáng)電磁干擾區(qū)電磁去噪的數(shù)字形態(tài)濾波等技術(shù)，完善了二/三維帶地形和考慮各向異性情況的電磁正反演技術(shù).

長(zhǎng)江中下游成礦帶； 層析成像； 深反射地震； 三維建模； 陸內(nèi)俯沖； 地球動(dòng)力學(xué)模型

1 引言

無(wú)論是成礦學(xué)的發(fā)展，還是深部找礦的現(xiàn)實(shí)需求，重大問(wèn)題的解決都離不開深部探測(cè).通過(guò)不同尺度的綜合地球物理探測(cè)，理解成礦的深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程和決定礦床空間分布的地殼結(jié)構(gòu)；了解成礦、控礦地質(zhì)要素的空間分布，為深部找礦提供必要的深部信息.

礦床的形成，尤其是大型、超大型礦床的形成是巨量物質(zhì)和能量聚集的結(jié)果，它們受地球不同尺度的動(dòng)力系統(tǒng)控制，從全球、區(qū)域到微觀尺度（Blewett et al., 2010）.深入理解一個(gè)礦床的形成過(guò)程，要從地質(zhì)結(jié)構(gòu)、動(dòng)力、物理和化學(xué)等方面理解成礦的全過(guò)程，即成礦系統(tǒng).成礦系統(tǒng)可以定義為：所有決定礦床形成和保存的地質(zhì)要素和過(guò)程（Wyborn et al., 1994）.該系統(tǒng)可以從5個(gè)方面來(lái)描述：1）地球動(dòng)力學(xué)背景；2）地殼結(jié)構(gòu)框架；3）成礦流體來(lái)源和流體源區(qū)性質(zhì)；4）流體通道和遷移路徑；5）成礦物質(zhì)沉淀機(jī)理（Barnicoat et al., 2007）.對(duì)成礦系統(tǒng)各組成部分的探測(cè)和解剖，不僅是理解成礦過(guò)程的基礎(chǔ)，還將有效提高成礦預(yù)測(cè)的成功率.

礦產(chǎn)勘查走向深部已成為國(guó)際大趨勢(shì).近100多年的勘查實(shí)踐表明，勘查技術(shù)的每次進(jìn)步都會(huì)帶來(lái)一批新礦床的發(fā)現(xiàn)，并使勘探深度不斷加大（Gordon, 2006）.在探測(cè)的基礎(chǔ)上，開展三維地質(zhì)建?？梢粤私庖粋€(gè)地區(qū)的結(jié)構(gòu)框架，助力深部成礦預(yù)測(cè).近年，三維地質(zhì)建模已經(jīng)成為礦體形態(tài)描述和深部成礦預(yù)測(cè)的常規(guī)手段，尤其是反射地震技術(shù)，在三維地質(zhì)建模中起到關(guān)鍵約束作用（e.g., Milkereit et al., 1992; Goleby et al., 2002; Malehmir et al., 2006, 2007; and Lü et al., 2013a）.

長(zhǎng)江中下游成礦帶是我國(guó)東部的“礦業(yè)走廊”，產(chǎn)出有200多個(gè)大中型鐵、銅、金等多金屬礦床（Pan et al., 1999）.為什么在此狹窄的空間內(nèi)發(fā)生了巨量金屬富集？深部發(fā)生了什么地球動(dòng)力學(xué)過(guò)程？長(zhǎng)期以來(lái)一直是礦床地質(zhì)學(xué)家關(guān)注的重大科學(xué)問(wèn)題.25年前，常印佛等（1991）在其“長(zhǎng)江中下游銅鐵成礦帶”一書中指出，“長(zhǎng)江中下游是一個(gè)陸內(nèi)成礦帶，在各方面均存在自己的特色，它不同于碰撞造山成礦帶，也不同于大陸邊緣成礦帶，和典型的裂谷成礦帶也有很大差別”.20多年過(guò)去了，大量高精度年代學(xué)工作進(jìn)一步證實(shí)了長(zhǎng)江中下游的成礦作用發(fā)生在145 Ma到120 Ma，峰值在140 Ma 和125 Ma（Zhou, et al., 2008），成礦時(shí)間晚于揚(yáng)子與華北板塊匯聚碰撞（Zhao et al., 1987；Li et al., 1989；Yin and Nie., 1993）約80多個(gè)百萬(wàn)年，成礦階段完全處于大陸內(nèi)部環(huán)境.相對(duì)于洋-陸俯沖（Kerrich and Wyman, 1990; Kerrich et al., 2000）和陸-陸碰撞（Hou and Cook, 2009; 侯增謙，2010）構(gòu)造背景下的深部過(guò)程和成礦系統(tǒng)研究而言，大陸內(nèi)部深部過(guò)程與成礦系統(tǒng)的研究還很薄弱，核心在于對(duì)復(fù)雜的大陸巖石圈結(jié)構(gòu)和深部過(guò)程知之甚少.

最近10多年，在長(zhǎng)江中下游成礦帶深部相繼發(fā)現(xiàn)了姚家?guī)X、沙溪、泥河、小包莊、楊莊、城門山深部等10多個(gè)大型、超大型銅、鐵礦床，深部成礦與找礦潛力再次引起科學(xué)界和工業(yè)界的高度重視.深部的找礦潛力到底有多大、多金屬如何開展深部找礦等問(wèn)題再次擺在礦床學(xué)家和勘探工作者面前.

在國(guó)家深部探測(cè)專項(xiàng)（SinoProbe）、地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目和國(guó)家自然科學(xué)基金支持下，自2009至2014年，SinoProbe-03項(xiàng)目組在長(zhǎng)江中下游地區(qū)開展了多尺度、綜合地球物理探測(cè)研究工作.包括成礦帶尺度的綜合探測(cè)、礦集區(qū)尺度的三維地質(zhì)建模和深部成礦預(yù)測(cè)，以及礦田尺度的三維探測(cè)與礦體定位.在不同尺度的探測(cè)中，針對(duì)遇到的特殊問(wèn)題還開展了技術(shù)攻關(guān)，取得了一批技術(shù)創(chuàng)新成果.本文將主要回顧三個(gè)層次的綜合探測(cè)在長(zhǎng)江中下游成礦帶巖石圈結(jié)構(gòu)、深部過(guò)程、區(qū)域構(gòu)造，典型礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)和方法技術(shù)探測(cè)試驗(yàn)方面取得的新認(rèn)識(shí)、新進(jìn)展，希望能對(duì)關(guān)注和研究長(zhǎng)江中下游成礦帶，以及開展深部探測(cè)和勘探技術(shù)方法研究的科研工作者有所幫助和借鑒.

2 多尺度綜合地球物理探測(cè)工作部署

在國(guó)家“深部探測(cè)技術(shù)與實(shí)驗(yàn)（SinoProbe）”等多個(gè)項(xiàng)目的支持下，作者對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)進(jìn)行了系統(tǒng)的多尺度綜合地球物理探測(cè)（呂慶田等，2011），總體部署可以概括為：“一網(wǎng)、兩帶、四區(qū)、多點(diǎn)”（圖1）.

巖石圈及上地幔結(jié)構(gòu)探測(cè)的“一網(wǎng)、兩帶”部署.“一網(wǎng)”是指覆蓋長(zhǎng)江中下游地區(qū)的寬頻地震臺(tái)網(wǎng).作者先后部署了47臺(tái)和20臺(tái)寬頻地震臺(tái)連續(xù)觀測(cè)了5年，加上收集到的130多個(gè)固定地震臺(tái)站數(shù)據(jù),形成了覆蓋整個(gè)地區(qū)的寬頻地震臺(tái)網(wǎng).利用這些數(shù)據(jù)，先后開展了遠(yuǎn)震層析成像（Jiang et al., 2013; 2014; 2015）、噪聲成像（Ouyang et al., 2014）、各項(xiàng)異性（Shi et al., 2013；歐陽(yáng)龍斌等，2015）和P波、S波接收函數(shù)研究（史大年等，2012）等.“兩帶”是指兩條跨越長(zhǎng)江中下游成礦帶的綜合探測(cè)廊帶，簡(jiǎn)稱“北帶”和“南帶”（圖1）.“北帶”大致以寧蕪礦集區(qū)為中心，呈NW-SE走向，北西起自安徽省利辛縣境內(nèi)，經(jīng)馬鞍山，南東到達(dá)浙江湖州境內(nèi)，全長(zhǎng)約450 km；“南帶”位于安慶南側(cè)，呈NW-SE走向，北西起自湖北境內(nèi)的英山縣（大別山內(nèi)），經(jīng)安徽的太湖和望江縣，南東到達(dá)江西開化縣境內(nèi)，全長(zhǎng)約350 km.沿地質(zhì)廊帶開展了深地震反射（Lü et al., 2015a）、寬角反射/折射（徐濤等，2014；張明輝等，2015）、大地電磁（強(qiáng)建科等，2014；王顯瑩等，2015）探測(cè).在“北帶”還部署了密集（臺(tái)站平均間距5 km）的寬頻地震觀測(cè)（史大年等，2012）.探測(cè)目標(biāo)是揭示巨型成礦帶的巖石圈結(jié)構(gòu)、形成的深部構(gòu)造背景、動(dòng)力學(xué)過(guò)程，以及礦集區(qū)形成的深部控制因素.

礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)探測(cè)的“四區(qū)”部署.“四區(qū)”是指寧蕪、銅陵、廬樅和貴池礦集區(qū)，各礦集區(qū)的剖面部署和工作程度有所差別，其中以廬樅、銅陵礦集區(qū)最為詳細(xì).廬樅礦集區(qū)開展了5條相互交叉的高分辨率反射（Lü et al., 2013b；2015b；呂慶田等, 2014b）、MT剖面探測(cè)（肖曉等，2011, 2014），以及區(qū)域重磁物性填圖與三維建模研究（祁光等，2014；嚴(yán)加永等，2014a；郭冬等，2014）.銅陵礦集區(qū)開展了6條NW-SE向的高分辨率反射地震剖面（Lü et al., 2012）和6條MT剖面探測(cè)（Tang et al., 2013；湯井田等，2014），以及區(qū)域航磁巖性填圖（嚴(yán)加永等，2009）與重力三維反演建模研究（蘭學(xué)毅等，2015）等工作.探測(cè)的主要目標(biāo)是揭示礦集區(qū)三維結(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.總體技術(shù)思路是用骨干剖面為約束，利用區(qū)域重、磁位場(chǎng)三維反演技術(shù)（Lü et al., 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(shí)施鉆探驗(yàn)證.

典型礦床（田）深部探測(cè)的“多點(diǎn)”部署.“多點(diǎn)”是指在廬樅、銅陵等礦集區(qū)，選擇典型類型礦床，如廬樅的沙溪斑巖銅礦（Chen et al., 2012；嚴(yán)加永等，2014b）、泥河（祁光等，2012；匡海洋等，2012；張昆等，2014；）、羅河“玢巖型”鐵礦（呂慶田等，2010）；銅陵礦集區(qū)舒家店斑巖銅礦床（胡英才等，2014）、姚家?guī)X鋅金多金屬礦等，開展三維綜合地球物理方法探測(cè)試驗(yàn).目的是檢驗(yàn)方法應(yīng)用效果、完善三維反演技術(shù)、開展深部及外圍成礦預(yù)測(cè).

圖1 長(zhǎng)江中下游成礦帶及典型礦集區(qū)多尺度綜合地球物理探測(cè)工作部署圖

3 成礦帶巖石圈結(jié)構(gòu)、深部過(guò)程與變形

地震波速度是物質(zhì)、溫度和流體的綜合反應(yīng)，上地幔速度及變化一定程度上反映了熱狀態(tài)和物質(zhì)的性質(zhì)和變化.利用深部探測(cè)部署的寬頻地震臺(tái)和收集到的固定地震臺(tái)站數(shù)據(jù)，項(xiàng)目組應(yīng)用多種層析成像方法獲得了上地幔及巖石圈的速度分布和各向異性參數(shù)；利用深地震反射/折射和MT探測(cè)獲得了更加精細(xì)的地殼速度、反射結(jié)構(gòu)和電性結(jié)構(gòu)，分析這些結(jié)果，對(duì)認(rèn)識(shí)長(zhǎng)江中下游成礦帶巖石圈結(jié)構(gòu)、深部過(guò)程和變形提供了重要的約束.

3.1 上地幔及巖石圈速度結(jié)構(gòu)與界面

利用長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)省份46個(gè)固定臺(tái)站和20個(gè)流動(dòng)臺(tái)站數(shù)據(jù)，選擇678個(gè)遠(yuǎn)震時(shí)間，提取了17118條P波到時(shí)數(shù)據(jù)，開展了遠(yuǎn)震層析成像反演（Jiang et al., 2013; 江國(guó)明等2014）.成像結(jié)果顯示，從地殼到上地幔（400 km），成礦帶P波速度呈現(xiàn)兩高一低的“三明治”結(jié)構(gòu)，即0～50 km深度表現(xiàn)為高速異常，100 km和200 km深度表現(xiàn)為低速異常，而300～400 km深度又表現(xiàn)為高速異常.三維異常形態(tài)基本上平行于成礦帶走向（NE-SW），而且南部較深、北部較淺，總體向南西傾斜.

利用138個(gè)固定地震臺(tái)和19個(gè)流動(dòng)臺(tái)站數(shù)據(jù)，項(xiàng)目組還開展了噪聲及雙平面波層析成像反演（Ouyang et al., 2014），得到了長(zhǎng)江中下游地區(qū)從地表到250 km深度范圍內(nèi)的三維S波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果表明在6 km深度范圍，盆地區(qū)總體表現(xiàn)為低速特征，河淮、蘇北和江漢盆地表現(xiàn)出比南陽(yáng)和合肥盆地更低的速度；大別—蘇魯造山帶和華南褶皺帶表現(xiàn)為高速特征；在26 km深度，大別造山帶表現(xiàn)為低速特征.最顯著的特征是在長(zhǎng)江中下游成礦帶下方100 km到200 km深度范圍內(nèi)存在一個(gè)明顯的低速體，且從西南的九瑞礦集區(qū)到東北的寧蕪礦集區(qū)，該低速體深度逐漸變淺，速度逐漸變低（Ouyang et al., 2014），這一特征與遠(yuǎn)震層析成像結(jié)果總體一致.

為研究上地幔和巖石圈內(nèi)部主要界面的起伏，項(xiàng)目組利用“北帶”密集部署的寬頻地震臺(tái)數(shù)據(jù)，開展了接收函數(shù)研究，選取了信噪比較高的4851個(gè)遠(yuǎn)震P波和205個(gè)遠(yuǎn)震S波接收函數(shù)參加了疊加成像（史大年等，2012；Shi et al., 2013）.結(jié)果顯示，研究區(qū)內(nèi)上地幔中410 km和670 km間斷面比較平坦，深度未見有明顯異常，但Moho面具有明顯的“幔隆”特征.在P波接收函數(shù)成像剖面上，Moho面具有最強(qiáng)轉(zhuǎn)換振幅、連續(xù)，且存在著明顯的橫向起伏變化，Moho最淺出位于寧蕪礦集區(qū)下方，大約在29 km；向東西兩側(cè)逐漸加深，最深處在郯廬斷裂附近，約36 km，揚(yáng)子和華北克拉通內(nèi)部Moho 基本在32～33 km之間.S波接收函數(shù)更適合上地幔結(jié)構(gòu)成像，與P波接收函數(shù)不同，它們不受來(lái)自地殼多次波的干擾.S波接收函數(shù)結(jié)果顯示大約在70 km深度有一個(gè)負(fù)轉(zhuǎn)換界面，很可能是軟流圈頂界面的反映.這一結(jié)果與Chen 等（2006）和Sodoudi 等（2006）在大別和郯廬斷裂帶獲得的結(jié)果一致.S波接收函數(shù)結(jié)果說(shuō)明長(zhǎng)江中下游成礦帶存在軟流圈頂界面的隆起.

根據(jù)速度分布特征，呂慶田等（2014a）認(rèn)為，P波層析成像第一層高速異常的分布大致反映長(zhǎng)江中下游成礦帶的巖石圈厚度60～70 km，與該剖面的接收函數(shù)結(jié)果非常一致（Shi et al., 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(duì)應(yīng)著“冷的”、堅(jiān)硬的物質(zhì)（比如俯沖的板塊或巖石圈），而低速異常則對(duì)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”速度結(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.呂慶田等（2014a）認(rèn)為“三明治”速度結(jié)構(gòu)可能與巖石圈的拆沉有關(guān)，高速體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；而位于100～200 km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.這與長(zhǎng)江中下游成礦帶的巖漿巖普遍具有與埃達(dá)克（adakite）巖石類似的地球化學(xué)特征相吻合，它們來(lái)自增厚的巖石圈（下地殼）拆沉、熔融的結(jié)果.

3.2 上地幔及下地殼各向異性

使用國(guó)際上通用的橫波分裂測(cè)量方法（Vinnik et al., 1989; Silver and Chan, 1991; Silver and Savage, 1994），項(xiàng)目組對(duì)研究區(qū)開展了SKS和SKKS各向異性參數(shù)測(cè)量和研究（Shi et al., 2013）.研究結(jié)果表明，快波偏振方向沿“北帶”廊帶有較大的變化，且規(guī)律性明顯.華北地臺(tái)內(nèi)部可觀測(cè)到的快波偏振方向總體呈NW-SE方向.“北帶”廊帶北西端到滁河斷裂，可以看到快波偏振方向呈順時(shí)針逐漸旋轉(zhuǎn)，直到大致平行斷裂帶的NE向.長(zhǎng)江中下游成礦帶內(nèi)大多數(shù)的臺(tái)站快波的偏振方向在45°N—65°E之間，大致平行構(gòu)造走向.江南斷裂以東，快波偏振方向從近似平行構(gòu)造線方向又變?yōu)閃NW-ESE.

研究區(qū)各向異性參數(shù)的另一個(gè)特征是快波偏振方向隨震源方位不同而變化.比如，對(duì)大多數(shù)來(lái)自南東134°方向的地震，江南斷裂附近臺(tái)站的快波偏振方向一致呈65°N—85°E；但對(duì)來(lái)自北西317°方向的地震，快波偏振方向呈120°N—130°E.這種現(xiàn)象的可能解釋是地幔變形在有限空間內(nèi)突然變化，導(dǎo)致各向異性橫向變化迅速.長(zhǎng)江中下游出現(xiàn)的這種變化，可能的解釋是來(lái)自不同方向的SKS、SKKS穿過(guò)了不同的各向異性層，造成在短距離內(nèi)發(fā)生較大變化，這種特征通常在造山帶、陸內(nèi)裂谷帶等狹窄線性構(gòu)造區(qū)遇到（Nicolas,1993），反映上地幔流動(dòng)變形方向在造山帶下的突然變化.

引起橫波分裂的原因通常認(rèn)為是最后一次造山運(yùn)動(dòng)形成、并“凍結(jié)”在上地幔的“化石”各向異性（Silver and Chan, 1991），或者是現(xiàn)今軟流圈流動(dòng)形成的地幔各向異性（Vinnik et al., 1989），或者是上述兩者成因兼而有之（Vinnik et al., 1992）.華北克拉通、長(zhǎng)江中下游成礦帶和揚(yáng)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(zhǎng)江中下游成礦帶上地幔由于受到華北克拉通的阻擋，在長(zhǎng)江中下游地區(qū)發(fā)生了切向（垂直擠壓應(yīng)力方向）流動(dòng)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.沿成礦帶中央的馬鞍山（MAS）、安慶（ANQ）臺(tái)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(dòng)變形是產(chǎn)生上地幔各向異性的機(jī)制.

接收函數(shù)成像研究中，Shi等（2013）發(fā)現(xiàn)長(zhǎng)江中下游成礦帶的下地殼與其周邊的下地殼在結(jié)構(gòu)上存在明顯的不同.在22 km處存在一個(gè)近水平的反射（/轉(zhuǎn)換）界面，極性為負(fù)，表示該界面下面為相對(duì)低速層.該界面對(duì)于不同方位入射的地震波，其反射（/轉(zhuǎn)換）極性不同.對(duì)于沿成礦帶走向（NE-SW）方向入射的地震波，其下地殼表現(xiàn)為高速特征，而對(duì)于垂直于成礦帶走向方向入射的地震波，其下地殼卻又表現(xiàn)為低速特征.說(shuō)明長(zhǎng)江中下游成礦帶現(xiàn)今的下地殼存在著明顯的地震波各向異性.通過(guò)理論正演模擬，Shi等（2013）認(rèn)為長(zhǎng)江中下游成礦帶下地殼具有約5%的各向異性，各向異性層對(duì)稱軸方向呈NE-SW向，厚約10 km,且以11°傾角向南西（225°）方向傾斜.由于中下地殼深度缺少裂隙（Kern，1982），下地殼的地震波各向異性不大可能是裂隙引起的，最有可能是各向異性礦物晶體，如黑云母、角閃石，甚至橄欖石定向排列引起的.角閃石和橄欖石分別被認(rèn)為是下地殼（Tatham et al., 2008）和上的地幔（Mainprice and Nicolas, 1989）地震波各向異性的主要來(lái)源，因?yàn)樗鼈兙w的排列方向都易隨變形而改變.根據(jù)上述分析，下地殼的各向異性可以解釋為強(qiáng)烈殼幔相互作用、流動(dòng)變形留下的動(dòng)力學(xué)“痕跡”，其中包含巖漿過(guò)程的貢獻(xiàn).

3.3 地殼結(jié)構(gòu)與變形特征

分析多條跨越長(zhǎng)江中下游成礦帶不同位置的深反射地震剖面（Lü et al., 2015a； 呂慶田等，2015c），發(fā)現(xiàn)成礦帶及鄰區(qū)地殼結(jié)構(gòu)和變形具有以下特征：1）“三層”非耦合地殼結(jié)構(gòu)；2）大尺度褶皺、逆沖變形和對(duì)沖構(gòu)造；3）成礦帶對(duì)應(yīng)“鱷魚嘴”構(gòu)造，指示存在“陸內(nèi)俯沖”；4）Moho“鼻狀”隆起.

3.3.1 “三層”非耦合地殼結(jié)構(gòu)

根據(jù)反射同相軸的密度、形態(tài)、傾向、連續(xù)性和相互之間的交叉關(guān)系，長(zhǎng)江中下游地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)具有明顯的分層特征（Lü et al., 2013b, 2015a），大致可分為上、中、下三層（圖2）.上地殼（TWT，0～4.0 s）：反射密集、形態(tài)多變；中地殼（TWT，4.0～7.0 s）：反射密集，形態(tài)以大尺度、長(zhǎng)“波長(zhǎng)”為特征；局部卷入上地殼，更多的參與下地殼變形；下地殼（TWT，7.0～11.0 s）：反射相對(duì)稀疏（火山巖盆地區(qū)除外），以大區(qū)域“單斜”和水平反射為特征.需要指出的是，根據(jù)反射特征對(duì)地殼結(jié)構(gòu)的劃分與傳統(tǒng)的以地殼物質(zhì)和地震波速度為依據(jù)的劃分（Holbrook et al., 1992; Rudnick and Fountain, 1995）有些差異；另外，不同地區(qū)和構(gòu)造背景的地殼結(jié)構(gòu)也存在較大差異，如銅陵隆起與廬樅凹陷等，一些地方中、下地殼很難分開，呈現(xiàn)出“雙層結(jié)構(gòu)”.

中、上地殼之間存在明顯的滑脫界面（decollement），深度大致在4.0 s（TWT），不同地方差異較大.上地殼多數(shù)斷裂、變形都終止在此深度附近.上地殼與中地殼變形總體呈不耦合狀態(tài)，但局部也可以看到中、上地殼同步變形的情況；中、下地殼之間雖然沒(méi)有一個(gè)連續(xù)的滑脫層，但二者之間明顯的反射差異可以推測(cè)存在物性界面，使中、下地殼在變形過(guò)程中解耦，這個(gè)界面大致與地殼中脆型到韌性的轉(zhuǎn)換界面對(duì)應(yīng)，大約在21 km（張國(guó)民等，2002）.根據(jù)華南地區(qū)區(qū)域地層、構(gòu)造地質(zhì)及巖性特征分析，區(qū)域滑脫面可能存在于早志留系頁(yè)巖層、早寒武系黑色頁(yè)巖層，或震旦粉砂巖和頁(yè)巖層（朱光等, 1999; Yan et al., 2003）.上、中地殼之間的滑脫界面在一些地方可能與這些區(qū)域滑脫面吻合.

3.3.2 上地殼大尺度褶皺、逆沖與對(duì)沖構(gòu)造

穿過(guò)不同構(gòu)造單元的地震反射總體上呈現(xiàn)出與構(gòu)造單元性質(zhì)相對(duì)應(yīng)的反射特征（圖2）.伸展凹陷區(qū)，如潛山—孔城凹陷、沿江凹陷等，反射剖面清晰地揭示出凹陷盆地的輪廓和內(nèi)部沉積層結(jié)構(gòu)，以及基底復(fù)雜的褶皺、沖斷和疊瓦構(gòu)造；隆起區(qū)，既有以強(qiáng)烈擠壓為特征的緊閉褶皺，又有蜿蜒起伏的“波浪式”褶皺、漆折和疊瓦（imbrication），不同規(guī)模和尺度的構(gòu)造疊加在一起，小到幾十米，大到二三十公里.

上地殼變形還呈現(xiàn)出區(qū)域變化的特點(diǎn)，大致以“長(zhǎng)江深斷裂（CJF）”為界（呂慶田等，2015c），西側(cè)的反射構(gòu)造總體向NW傾斜（張八嶺除外），東側(cè)的反射構(gòu)造總體向SE傾斜，構(gòu)成以長(zhǎng)江深斷裂（CJF）為中心的“對(duì)沖”構(gòu)造樣式（圖2）.從郯廬斷裂到揚(yáng)子板塊內(nèi)部，上地殼變形呈現(xiàn)出由緊閉褶皺、沖斷和推覆逐漸演變?yōu)閰^(qū)域?qū)捑忨薨櫋⒒驇今薨?比如，滁全凹陷下方出現(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)凹陷兩側(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(qiáng)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(guò)程中，被區(qū)域拆離斷層切斷.沿江凹陷、寧蕪火山巖盆地及其以東，一直到剖面尾端，上地殼表現(xiàn)為大尺度“波浪”式褶皺，在“波谷”和“波峰”之間不乏較陡的沖斷和推覆構(gòu)造（Lü et al., 2015a）.這種反射特征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(zhǎng)江以北的小尺度緊閉褶皺、沖斷和疊瓦形成鮮明對(duì)比.

3.3.3 “鱷魚嘴”構(gòu)造與陸內(nèi)俯沖

深反射地震揭示的最顯著的地殼結(jié)構(gòu)特征（Lü et al., 2015a）是在寧蕪火山巖盆地、沿江凹陷（長(zhǎng)江深斷裂）和郯廬斷裂之下，出現(xiàn)類似于碰撞造山帶的“鱷魚嘴”構(gòu)造（Brewer et al., 1980; Meissner et al., 1989），即中、上地殼物質(zhì)沿逆沖斷裂向上逆沖，而下地殼物質(zhì)沿著剪切帶向下俯沖或疊置，形成“地殼根（crustal root）”，在相鄰塊體地殼中間形成楔狀體.向上逆沖的物質(zhì)由于進(jìn)入冷的、剛性的上地殼，很容易被保存再來(lái)；但“鱷魚嘴”構(gòu)造的“下顎”只有在熱流和伸展作用不太強(qiáng)的地方才能保留下來(lái).

從整個(gè)長(zhǎng)江中下游地區(qū)的下地殼（TWT，7.0～10.5 s）反射特征看，主要有兩種反射模式，即“單斜”和負(fù)向“對(duì)沖”模式.在火山巖盆地之下也可看到密集的近水平反射，或與前兩種模式疊加在一起.典型的下地殼“單斜”反射，出現(xiàn)在“北帶”廊帶的深地震反射剖面上（圖2），介于長(zhǎng)江深斷裂至茅山斷裂之間的下地殼，多組NW傾斜的“單斜（ramp）”反射從中地殼一直延伸到寧蕪盆地的上地幔（45 km），并導(dǎo)致寧蕪火山巖盆地和長(zhǎng)江深斷裂帶之下的Moho界面多處錯(cuò)斷，這種特征還出現(xiàn)在郯廬斷裂之下，但沒(méi)有寧蕪盆地下方典型.只有少數(shù)下地殼的傾斜反射錯(cuò)斷了Moho面，多數(shù)情況則是Moho面切斷了下地殼的傾斜反射.一些穿過(guò)長(zhǎng)江深斷裂的剖面下地殼表現(xiàn)為負(fù)向“對(duì)沖”構(gòu)造形態(tài)（呂慶田等，2015c），即大致以長(zhǎng)江深斷裂為界，兩側(cè)下地殼反射傾向相反；一些剖面下地殼的近水平密集反射，可能與后期下地殼的強(qiáng)烈?guī)r漿活動(dòng)和伸展流動(dòng)有關(guān).“鱷魚嘴”構(gòu)造的出現(xiàn)和上地殼強(qiáng)烈的擠壓變形使作者提出以下大膽推測(cè)：

1）長(zhǎng)江中下游成礦帶在燕山期可能發(fā)生陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)，在陸內(nèi)塊體之間發(fā)生陸內(nèi)俯沖或下地殼的疊瓦，俯沖產(chǎn)生“殼根”，使地殼增厚.

2）上地殼與中、下地殼在造山過(guò)程總體上處于解耦狀態(tài).中、下地殼出現(xiàn)拆離的深度約21 km（雙程走時(shí)7.0 s），這一深度位于中國(guó)東部現(xiàn)今地震震源深度底界（19.0 km）之下約2.0 km，處于地殼內(nèi)部剛性強(qiáng)度最小的深度，物質(zhì)處于塑性流動(dòng)狀態(tài)（存在殼內(nèi)薄弱帶）.

3.3.4 Moho“鼻狀”隆起

多種地球物理方法探測(cè)對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)的Moho面形態(tài)取得一致的結(jié)果.反射地震發(fā)現(xiàn)（呂慶田等，2015a），從華北克拉通到揚(yáng)子板塊內(nèi)部，Moho界面在29到35 km之間變化，對(duì)應(yīng)寧蕪火山巖盆地最淺（29 km，地殼平均速度按6 km·s-1），向東西兩側(cè)逐漸加深，揚(yáng)子板塊內(nèi)加深到約33 km，華北板塊加深到郯廬斷裂下的35 km，合肥盆地的32 km.折射地震聯(lián)合縱測(cè)線和非縱測(cè)線地震數(shù)據(jù)，獲得長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)Moho深度的區(qū)域變化，寧蕪礦集區(qū)內(nèi)的Moho面深度整體較淺，約32～34 km，華北塊體合肥盆地內(nèi)Moho面深度整體較深，約34～35 km（張明輝等，2015）.天然地震網(wǎng)格搜索法獲得的Moho深度變化在28～36 km，寧蕪礦集區(qū)下方約29 km（Shi et al., 2013）；這些結(jié)果與區(qū)域重力異常反演的Moho深度（嚴(yán)加永等，2011）在趨勢(shì)變化上是一致的，即沿成礦帶呈“鼻狀”隆起.雖然不同方法得出的Moho面的物理意義有所差別，但各種方法結(jié)果的趨勢(shì)驚人一致，說(shuō)明地殼減薄、軟流圈上隆確實(shí)集中發(fā)生在長(zhǎng)江中下游成礦帶之下.3.4 構(gòu)造背景與動(dòng)力學(xué)模式討論

基于不同的地質(zhì)、地球化學(xué)和地球物理數(shù)據(jù)，很多學(xué)者提出過(guò)長(zhǎng)江中下游地區(qū)的構(gòu)造背景和深部動(dòng)力學(xué)模式.歸納起來(lái)有：“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（Okey et al., 1992），同碰撞轉(zhuǎn)換斷層模式（Zhu et al., 2009），地殼拆離模式（Li, 1994），洋脊俯沖模式（Ling et al.,2009；孫衛(wèi)東等，2010），以及古太平洋斜向俯沖的左行平移模式（Xu et al., 1987; 1994）等.關(guān)于成礦巖漿的形成動(dòng)力學(xué)模式主要集中在兩類：增厚的下地殼拆沉與熔融（Xu et al., 2002; Wang et al., 2007; 侯增謙等, 2007）；俯沖的洋殼熔融，或俯沖引起的富集地幔熔融（Ling et al., 2009; Zhou and Li, 2000）.鑒于篇幅所限，本文不展開討論這些模式優(yōu)缺點(diǎn)，只強(qiáng)調(diào)本文取得的重要發(fā)現(xiàn)和提出的動(dòng)力學(xué)模式.

歸納起來(lái)，多尺度綜合探測(cè)取得的主要發(fā)現(xiàn)：

1）上地殼經(jīng)歷了強(qiáng)烈縮短，下地殼及巖石圈地幔可能發(fā)生俯沖，或疊置增厚.

2）巖石圈70～200 km之間存在低速層，300～400 km為高速層.

3）上地幔及下地殼各向異性顯示，沿成礦帶走向方向軟流圈物質(zhì)發(fā)生流動(dòng)變形.

4）LAB（巖石圈-軟流圈界面）和Moho面沿成礦帶呈“鼻狀”隆起.

上述證據(jù)猶如地質(zhì)歷史演化過(guò)程中的一張張圖片，將其連接起來(lái)便可以推測(cè)區(qū)域構(gòu)造演化歷史.呂慶田等（2015a）結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造、巖石地球化學(xué)等資料，提出長(zhǎng)江中下游地區(qū)的構(gòu)造演化動(dòng)力學(xué)模式如下：

1）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(méi)有產(chǎn)生強(qiáng)烈的變形和巖漿活動(dòng).郯廬斷裂表現(xiàn)為同碰撞造山的陸內(nèi)轉(zhuǎn)換斷裂（Zhu et al., 2009），大別和蘇魯U(kuò)HP分別在郯廬斷裂南北兩側(cè)同時(shí)形成，期間研究區(qū)或發(fā)生了逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)（Gilder et al., 1999）.印支期造山運(yùn)動(dòng)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)造域轉(zhuǎn)向?yàn)I太平洋構(gòu)造域（張?jiān)罉虻龋?009, 2012），并逐漸受控于古太平洋板塊向華南大陸低角度NW向俯沖的應(yīng)力體系，在研究區(qū)及整個(gè)華南地區(qū)產(chǎn)生了強(qiáng)烈的陸內(nèi)造山（燕山運(yùn)動(dòng)）.由于受華北板塊和大別地塊的強(qiáng)力阻擋，長(zhǎng)江中下游地區(qū)地殼發(fā)生強(qiáng)烈變形，上下地殼拆離，上地殼發(fā)生強(qiáng)烈褶皺、沖斷或推覆，下地殼和巖石圈地幔發(fā)生陸內(nèi)俯沖或疊置，并使巖石圈增厚（>100 km），形成了晚中生代沿江陸內(nèi)造山帶.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.

2）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)致沿江造山帶急劇隆升和隨后的垮塌伸展，以及大規(guī)模幔源巖漿活動(dòng)（Kay and Kay, 1993）.拆沉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; Wang et al., 2007; Ling et al., 2009）.長(zhǎng)江中下游很多成礦巖體具有很強(qiáng)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（Wang et al., 2007）.總之，燕山期的陸內(nèi)俯沖、巖石圈拆沉、熔融和底侵作用，或許是造成長(zhǎng)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(jī)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)為穩(wěn)定的伸展環(huán)境，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(dòng)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(zhǎng)江中下游地區(qū)最終形成現(xiàn)在的“隆”“凹”相間的構(gòu)造格局，地殼逐漸趨于穩(wěn)定.

4 典型礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)探測(cè)與成礦預(yù)測(cè)

長(zhǎng)江中下游成礦帶經(jīng)過(guò)復(fù)雜的構(gòu)造演化，最終形成了現(xiàn)今“斷隆”、“斷凹”相間的構(gòu)造格局.“斷隆區(qū)”，如銅陵、九瑞、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)（147～137 Ma）；“斷凹區(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（135 Ma），形成了以“玢巖”型鐵、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）.長(zhǎng)期以來(lái)，對(duì)兩類不同類型礦集區(qū)的深部結(jié)構(gòu)、巖漿系統(tǒng)和主要控礦地質(zhì)體的空間延伸并不清楚，一定程度上影響了對(duì)成礦過(guò)程的認(rèn)識(shí)和深部資源潛力的評(píng)價(jià).項(xiàng)目組選擇兩類典型的礦集區(qū)：廬樅和銅陵，開展了以高分辨率反射地震為主的綜合地球物理探測(cè)和建模，在此基礎(chǔ)上開展了區(qū)域深部成礦預(yù)測(cè)，簡(jiǎn)述如下.

4.1 廬樅礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)與成礦預(yù)測(cè)

廬樅礦集區(qū)的綜合探測(cè)及研究包括：5條相互垂直的高分辨率反射地震（Lü et al., 2013b, 2015b; 呂慶田等，2014b）和大地電磁測(cè)深剖面（肖曉等，2011，2014），總長(zhǎng)近300 km，覆蓋整個(gè)礦集區(qū)；區(qū)域重、磁研究（劉彥等，2013）、巖性填圖（嚴(yán)加永等，2014）和三維建模（祁光等，2014）；區(qū)域成礦模式研究（周濤發(fā)等，2014）和深部成礦預(yù)測(cè)等，取得主要進(jìn)展如下：

4.1.1 上地殼結(jié)構(gòu)與斷裂系統(tǒng)

基于高分辨率反射地震、MT測(cè)深和多尺度重磁邊緣檢測(cè)結(jié)果，獲得了廬樅礦集區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)、組成和主要斷裂帶的分布（Lü et al., 2015b）.礦集區(qū)東西向結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)“兩凹一隆”格局，西側(cè)為潛山—孔城凹陷，東側(cè)為廬樅火山巖盆地，二者之間以一隆起相隔（圖3）；兩個(gè)凹陷除了火山活動(dòng)強(qiáng)度差異較大外，結(jié)構(gòu)上有類似之處.兩個(gè)盆地都存在一個(gè)基底斷裂，控制盆地的發(fā)育與演化，但潛山—孔城坳陷基底斷裂（CHF）平緩，而火山巖盆地之下的基底斷裂（CFZ）陡傾，而且延伸更深（圖3）.礦集區(qū)南北向結(jié)構(gòu)呈“南凹北隆”階梯式臺(tái)升的格局，兩個(gè)“臺(tái)階”斷裂分別為湯家院—磚橋斷裂（圖4 ④）、廬江—黃姑閘—銅陵拆離斷層（LTHT）.廬樅火山巖盆地呈不對(duì)稱“箕狀”，四周由向盆地傾斜的邊界斷裂圍限，北、東邊界斷裂（BF2、LHTD）為深斷裂，控制火山巖盆地的發(fā)展與演化.廬樅火山巖東北部和東部，發(fā)現(xiàn)相對(duì)完好的早、中侏羅世沉積盆地，分別呈NWW-SEE和NE-SW走向，深達(dá)5.0 km，可能是印支陸-陸碰撞后伸展階段形成的盆地.

圖3 廬樅礦集區(qū)LZ-09-01線綜合地球物理探測(cè)及地質(zhì)解釋剖面圖（據(jù)Lü et al., 2015b）

圖4 廬樅礦集區(qū)地殼結(jié)構(gòu)及斷裂系統(tǒng)綜合解釋圖（據(jù)Lü et al.,2015b）

構(gòu)造上，礦集區(qū)有“三橫六縱”斷裂系統(tǒng)（Lü et al., 2015b）.其中NWW-SEE和NW-SE向斷裂有三條，即：

1） 廬江—黃故閘—銅陵拆離斷層（LHTD）：該斷層是礦集區(qū)北界的一條重要斷層，一直延伸到中地殼，是廬樅礦集區(qū)“北隆南坳”的第一臺(tái)階，在區(qū)域構(gòu)造演化中具有特殊意義，向東經(jīng)銅陵一直延伸到杭州灣，往西可能與信陽(yáng)—舒城斷裂相接.

2） 湯家院—磚橋斷裂：本次探測(cè)新發(fā)現(xiàn)的一條斷裂，構(gòu)成“北隆南坳”的第二臺(tái)階，向西或終止于郯廬斷裂，或與磨子譚—曉天斷裂相接（圖4④）.

3） 義津—陶家巷斷裂（圖4③）：為廬樅火山巖盆地主體的南界，斷裂規(guī)模較小，往西終止于郯廬斷裂，往東或與木鎮(zhèn)斷裂相連（MZF）.

NE-SW向斷裂主要有6條（圖4）.即：

1） 郯廬斷裂：在廬樅地區(qū)似乎沒(méi)有表現(xiàn)出深大斷裂的特點(diǎn).

2） 滁河斷裂（CHF）：是滁河斷裂的南部延伸，控制了潛山—孔城凹陷的發(fā)育和演化.該斷裂在擠壓期或?yàn)槟鏇_斷裂，在伸展階段反轉(zhuǎn)為正斷層，而且區(qū)域演化過(guò)程和強(qiáng)度隨空間而變化，在礦集區(qū)北部基底隆起區(qū)，仍為逆沖斷層.

3） 長(zhǎng)江深斷裂帶（CJF）：大致沿長(zhǎng)江呈弧形分布，由沿江系列拆離斷層組成，控制沿江沉積凹陷的形成；擠壓期為一組逆沖斷層，在廬樅盆地東側(cè)形成雙重構(gòu)造（Duplex），造成古生代-中生代地層出露.該斷裂帶的發(fā)現(xiàn)第一次揭示了“長(zhǎng)江深斷裂帶”的性質(zhì)（呂慶田等，2015c）.

4） 羅河—缺口斷裂（圖4①）：大致沿火山巖盆地西緣展布，為廬樅火山巖盆地的西邊界斷裂.

5） 陶家灣—施家灣斷裂（圖4②）：大致沿火山巖盆地東緣展布，傾角較陡，為廬樅火山巖盆地的東邊界斷裂，向南可能與樅陽(yáng)—黃屯基底斷裂交匯；

6） 樅陽(yáng)—黃屯基底斷裂（圖4⑤）：大致沿火山巖盆地中心展布，近似直立，是控制火山巖盆地的主要基底斷裂，也是上地殼巖漿遷移的主要通道（Lü et al., 2013b）.

廬樅礦集區(qū)構(gòu)造變形復(fù)雜，表現(xiàn)出時(shí)空多變的特點(diǎn)（圖5）.上地殼物質(zhì)組成的區(qū)域變化和不均勻主要源于構(gòu)造變形的結(jié)果.上地殼的隆起區(qū)仍保留有擠壓變形的構(gòu)造形態(tài)，如長(zhǎng)江深斷裂帶、沙溪隆起下面的同心褶皺、廬江北部的尖頂褶皺等（呂慶田等，2014b），這些擠壓構(gòu)造走向多為北東-南西，與區(qū)域構(gòu)造線方向一致.礦集區(qū)廣泛分布的沉積盆地、區(qū)域拆離斷層和正斷層，有力證明擠壓構(gòu)造的后期發(fā)生了強(qiáng)烈伸展運(yùn)動(dòng)，雖然伸展盆地的長(zhǎng)軸方向多為北東-南西走向，但一系列向南、或南西傾斜的正斷層（如LHTD）說(shuō)明伸展運(yùn)動(dòng)也不局限于NW-SE向.

4.1.2 “多級(jí)”巖漿系統(tǒng)結(jié)構(gòu)

廬樅火山巖盆地下地殼的反射與其它地區(qū)明顯不同，具有很強(qiáng)的反射“各向異性”.沿廬樅盆地中央長(zhǎng)軸方向，下地殼頂、底部（6.0 s和10.0 s，TWT）存在一個(gè)長(zhǎng)距離強(qiáng)反射層，稱之為廬樅反射體（LZR）.它大致呈弧形，延伸長(zhǎng)度在45 km以上，幾乎與廬樅火山巖盆地的長(zhǎng)度相當(dāng)（Lü et al., 2013b）.在與盆地長(zhǎng)軸方向垂直的地震剖面上，LZR也存在，但延伸要短很多（5～10 km）.通過(guò)對(duì)比世界上其它火山巖區(qū)中、下地殼的層狀、長(zhǎng)距離反射層（Jarchow, et al., 1993; Pratt, et al., 1993; Mandler and Clowes, 1997, 1998; Ross and Eaton, 1997）及由Deemer和Hurich （1994）進(jìn)行的理論模擬結(jié)果，Lü等（2013b）認(rèn)為下地殼頂、底面的巨型反射層是底侵的基性巖漿沿著NE向的深斷裂，或者地殼薄弱帶上侵到地殼不同位置的巖漿體，或巖漿分異后的殘晶體.綜合考慮到上地殼受斷裂控制的侵入巖體的分布，Lü等（2013b）提出了廬樅礦集區(qū)“多級(jí)巖漿系統(tǒng)”結(jié)構(gòu)模型.該模型認(rèn)為，廬樅礦集區(qū)巖漿活動(dòng)總體上受NE向的盆中深斷裂（樅陽(yáng)—黃屯隱伏斷裂）控制，初始巖漿緣于幔源玄武質(zhì)巖漿的多次底侵，經(jīng)過(guò)“MASH”（Melting-Assimilation-Storage-Homogenization）過(guò)程堆積在下地殼底部.在伸展體制下，熔融的巖漿更容易流向壓力較小的地區(qū).當(dāng)熔融體累積達(dá)到一定的溫度和壓力，熔融體在地殼薄弱區(qū)開始沿“煙囪狀”垂直通道向上運(yùn)移，上升的巖漿通道遇到中地殼強(qiáng)各向異性界面（韌性-脆性轉(zhuǎn)換帶）將滯留，并逐漸連接形成次一級(jí)巖漿房（Vigneresse, et al., 1999），隨后彼此相互連接形成了一個(gè)橫向展布的大的巖漿房（Rubin, 1993; Vigneresse, 1995b），導(dǎo)致廬樅地區(qū)NE延長(zhǎng)的席狀巖漿房（如LZR）.新的“MASH”過(guò)程可能繼續(xù)發(fā)生，當(dāng)達(dá)到某種壓力和溫度下，巖漿繼續(xù)沿?cái)嗔严蛏线\(yùn)移就位至上地殼，形成侵入體，或爆發(fā)出地表形成火山巖.

在脆性上地殼，區(qū)域變形控制了花崗質(zhì)巖漿的分離、上升和侵位（Hutton, 1992; Vigeresse, 1995a; 1995b; 1999），豐富的A型花崗巖體沿NE向的廬樅火山巖盆地分布，空間上與北東向線性構(gòu)造相連（嚴(yán)加永等, 2011）.在巖漿侵入過(guò)程中，伸展體制為巖漿注入、侵位形成更高一級(jí)的巖漿房創(chuàng)造了條件.上地殼反射的不連續(xù)或透明區(qū)即為淺部巖漿房、侵入體和噴發(fā)的通道.

4.1.3 深部成礦預(yù)測(cè)與深部鈾礦新發(fā)現(xiàn)

深部成礦預(yù)測(cè)在思路上有別于淺部的成礦預(yù)測(cè)，淺部成礦預(yù)測(cè)更加注重示礦信息的性質(zhì)、組合，按照“成礦模式+綜合信息”的“二元”判別準(zhǔn)則，一般遵循從已知到未知的類比.深部成礦預(yù)測(cè)首先必需了解三維地質(zhì)結(jié)構(gòu)，即控礦地質(zhì)體（地層、構(gòu)造、巖漿巖）的深部延伸，需要遵循“三維結(jié)構(gòu)+成礦模式+綜合信息”的“三元”判別準(zhǔn)則.

按照上述深部成礦預(yù)測(cè)的思路，祁光等（2014）依據(jù)5條高分辨率反射地震剖面構(gòu)建初始模型，利用重磁全三維反演對(duì)模型進(jìn)行修正，建立了礦集區(qū)三維地質(zhì)-地球物理模型，大致刻畫了礦集區(qū)的結(jié)構(gòu)框架、火山巖、侵入巖和基底地層分布，為深部成礦預(yù)測(cè)提供深部地質(zhì)信息.周濤發(fā)等（2011）對(duì)礦集區(qū)各種類型的典型礦床進(jìn)行研究，建立了礦集區(qū)區(qū)域成礦模式.模式總結(jié)了不同類型礦床的空間分布及控礦要素：盆地內(nèi)部正長(zhǎng)巖中發(fā)育脈狀鐵礦化，斷裂帶附件發(fā)育脈狀銅礦化；盆地內(nèi)部正長(zhǎng)巖頂部發(fā)育鈾礦化；盆地外緣A型花崗巖中的斷裂帶附近發(fā)育脈狀鐵礦化；盆地外緣A型花崗巖及與其接觸的砂巖中發(fā)育鈾礦化；盆地中的玢巖型鐵礦化主要發(fā)育在閃長(zhǎng)玢巖體與火山巖地層及基底地層的接觸帶部位.

圖5 廬樅礦集區(qū)三維格架圖（據(jù)Lü et al.,2015b）.（a）5條反射剖面線條及電阻率模型；（b）5條反射地震線條圖及地質(zhì)解釋

在上述研究的基礎(chǔ)上，項(xiàng)目組對(duì)礦集區(qū)大比例尺重、磁、化探等示礦信息進(jìn)行了系統(tǒng)的提取和分析，通過(guò)與已知礦床綜合信息異常的對(duì)比，建立了“玢巖型”和“斑巖型”等主要礦床類型的找礦模式.按照“三元”信息判別準(zhǔn)則，預(yù)測(cè)了泥河—羅河外圍玢巖型鐵礦、岳山鉛鋅礦外圍鉛鋅礦、大礬山深部斑巖型銅礦、沙溪南部岱嶠山銅礦、井邊—巴家灘銅鈾礦和羅嶺與正長(zhǎng)巖有關(guān)的鐵礦等多個(gè)深部找礦遠(yuǎn)景區(qū).

在綜合分析基礎(chǔ)上，在廬樅盆地中部井邊—巴家灘銅鈾深部找礦遠(yuǎn)景區(qū)內(nèi)的劉屯附近進(jìn)行鉆孔驗(yàn)證，結(jié)果取得重大找礦發(fā)現(xiàn).γ測(cè)井（高文利等，2015）和鉆孔巖心分析顯示，在鉆孔深度1500～1740 m之間的正長(zhǎng)巖中，發(fā)現(xiàn)高強(qiáng)度鈾礦化，U異常高于萬(wàn)分之一巖心厚度累計(jì)97余米；1848 m以下的二長(zhǎng)巖局部也出現(xiàn)U異常.進(jìn)一步研究認(rèn)為，深部鈾礦化為交代堿性巖復(fù)合型鈾礦的新認(rèn)識(shí).通過(guò)對(duì)鈾礦化體的巖石學(xué)、礦物學(xué)、蝕變特征和含礦巖石的年代學(xué)研究，發(fā)現(xiàn)U富集存在兩期，即巖漿期和巖漿期后熱液期，兼具堿性巖型鈾礦和交代巖型鈾礦特征，屬于交代堿性巖復(fù)合型鈾礦.該認(rèn)識(shí)為深部尋找與A型花崗巖有關(guān)的鈾礦指明了方向（熊欣等，2014）.

4.2 銅陵礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)與成礦預(yù)測(cè)

銅陵礦集區(qū)的綜合探測(cè)和研究工作包括：6條近乎平行的高分辨率反射地震（Lü et al., 2012）和大地電磁測(cè)深剖面（Tang et al., 2013; 湯井田等，2014a），剖面滿覆蓋長(zhǎng)200 km（圖1）；區(qū)域重、磁場(chǎng)研究（嚴(yán)加永等，2015）、巖性填圖（嚴(yán)加永等，2009）和三維建模（蘭學(xué)毅等，2015）；區(qū)域成礦模式和成礦機(jī)制研究（Xu et al., 2011; 徐曉春等，2014）和深部成礦預(yù)測(cè)等，以下給出取得主要進(jìn)展.

4.2.1 上地殼結(jié)構(gòu)與斷裂系統(tǒng)

銅陵礦集區(qū)6條高分辨率反射地震偏移剖面清楚顯示，上地殼由各式逆沖和復(fù)雜褶皺組成（圖6）.以銅陵中央斷裂（TCF，向北可能與MTF1相接）為界，礦集區(qū)內(nèi)部大致可分為北西和南東兩個(gè)塊體.“北西塊體”由一系列背斜、向斜構(gòu)成，從北西到南東依次為：銅官山背斜、朱村向斜、永村橋—舒家店背斜等（圖7）.在獅子山北部的順安、黃滸鎮(zhèn)等覆蓋區(qū)，深部并沒(méi)有明顯的盆地，仍為由中生代-古生代蓋層組成的復(fù)雜褶皺區(qū).在繁昌的紅花山地區(qū)，依次有樓屋基背斜和烏金嶺背斜.從南到北背斜褶皺軸向由北東、北北東到北東東變化.“南東塊體”夾持在丁橋—戴家匯斷裂（MTF2）和銅陵中央斷裂（TCF）之間，往南西方向逐漸變窄.該塊體與傳統(tǒng)的鳳凰山復(fù)向斜吻合，根據(jù)多條反射地震剖面的反射特征，鳳凰山復(fù)向斜表面上看類似復(fù)合向斜，實(shí)際上由一系列逆沖巖片和逆沖相關(guān)褶皺組成（圖6）.宣城—南陵斷陷受丁橋—戴家匯斷裂（MTF2）控制，呈不對(duì)稱“箕狀”.往北東方向，盆地“一分為二”，由一個(gè)斷陷盆地，變?yōu)閮蓚€(gè)盆地，中間夾一隆起，該隆起沿茅山斷裂分布.銅陵隆起北部發(fā)育有北西-南東展布的火山巖盆地（繁昌火山巖盆地），盆地內(nèi)部結(jié)構(gòu)均勻，北深南淺，最深處估計(jì)或達(dá)3.0 km.火山巖盆地區(qū)域上受近東西向的廬江—黃姑閘—銅陵拆離斷層和北東向的銅陵中央斷裂共同控制.

區(qū)域斷裂系統(tǒng)可以概括為“兩橫三縱”，共有5條主要斷裂（圖7），它們控制了銅陵礦集區(qū)的結(jié)構(gòu)框架.“兩橫”為北側(cè)的廬江—黃姑閘—銅陵拆離斷層，南部的木鎮(zhèn)斷裂；“三縱”分別為：長(zhǎng)江深斷裂帶（CJF3）、銅陵中央斷裂（TCF）和丁橋—戴家匯斷裂（MTF2）.各斷裂帶的特點(diǎn)如下：

1） 廬江—黃故閘—銅陵拆離斷層（LHTD）：是廬樅礦集區(qū)反射地震探測(cè)首先發(fā)現(xiàn)的（見前述）巨型拆離斷層，呈近東-西走向，向南西傾斜，一直延伸到中地殼.該斷裂向東經(jīng)銅陵北部可能一直延伸到杭州灣，往西或與信陽(yáng)—舒城斷裂相接.

2） 長(zhǎng)江深斷裂帶（CJF3）：由一系列逆沖斷層組成的沖斷構(gòu)造系，該構(gòu)造的發(fā)現(xiàn)第一次揭示了“長(zhǎng)江深斷裂帶”的性質(zhì)，即陸內(nèi)造山階段為一組逆沖斷裂，伸展垮塌階段反轉(zhuǎn)為正斷層或拆離斷層，并控制了沿江凹陷的形成和演化.

3） 銅陵中央逆沖斷裂（TCF）：一條重要的沖斷層，呈北東-南西走向，向南東傾斜，向北可能與NW-11-01剖面的MTF1逆沖斷裂對(duì)接.區(qū)域上它將銅陵隆起分為兩部分，上盤為一系列逆沖巖片疊置構(gòu)成的復(fù)雜沖斷構(gòu)造系.

4）丁橋—戴家匯斷裂（MTF2）：很早就學(xué)者提出該斷裂是一條控盆斷裂，呈北東-南西走向，傾向南東，構(gòu)成宣城—南陵斷陷的北界.該斷裂伸展期是控盆斷裂，擠壓期是一條規(guī)模巨大的逆沖斷層，向北或一直延伸到寧蕪，與下地殼“單斜”反射一起構(gòu)成具有特色的“鱷魚嘴”反射構(gòu)造.

5）木鎮(zhèn)斷裂（MZF）：由一組向北或北西傾斜的斷裂組成，為宣城—南陵斷陷的南部邊界，呈近東西走向，向西或與義津—陶家巷斷裂（圖4②）相接，構(gòu)成廬樅盆地南部邊界.在晚中生代陸內(nèi)造山期或?yàn)閿嗔褟澢薨櫍╢ault-bend fold），伸展期反轉(zhuǎn)為拆離斷層，控制盆地的發(fā)育.

圖7 銅陵礦集區(qū)地殼結(jié)構(gòu)及斷裂系統(tǒng)綜合解釋圖

銅陵礦集區(qū)構(gòu)造變形復(fù)雜，表現(xiàn)出空間多變的特點(diǎn).蓋層部分以逆沖、漆折、斷層相關(guān)褶皺等擠壓變形構(gòu)造樣式為特點(diǎn)；而基底變形以“寬緩”的褶皺和沖斷為特征，二者雖然都為擠壓變形，但明顯不耦合，之間存在明顯的滑脫拆離面（圖6，D2）.伸展構(gòu)造沿礦集區(qū)周邊分布，形成沿江凹陷、宣城—南陵斷陷和繁昌火山巖盆地，與銅陵隆起之間以拆離斷層相間.

4.2.2 中下地殼結(jié)構(gòu)與深部過(guò)程

與廬樅礦集區(qū)相比，銅陵下地殼的反射“彌漫”在整個(gè)中、下地殼，總體表現(xiàn)出“單斜”或負(fù)向“對(duì)沖”的特點(diǎn)（圖6），但從南到北，“單斜”反射逐漸變?yōu)榻椒瓷?，與地表伸展盆地的寬窄存在一定的正相關(guān)，反映出伸展強(qiáng)度由弱到強(qiáng)的區(qū)域變化.廬樅礦集區(qū)下地殼的反射則集中出現(xiàn)在Moho附近和下地殼的頂部，以近水平反射為主.兩種反射特點(diǎn)或反映出兩類礦集區(qū)深部變形和巖漿過(guò)程的差異：

1）伸展階段，廬樅礦集區(qū)中、下地殼受到了再改造，水平伸展作用更為強(qiáng)烈；銅陵礦集區(qū)則保留了一部分?jǐn)D壓期的構(gòu)造“痕跡”，如下地殼的近乎“對(duì)沖”的反射和錯(cuò)斷的Moho等（圖6）.

2）巖漿過(guò)程可能存在差異.處于強(qiáng)烈伸展的廬樅礦集區(qū)，殼幔邊界發(fā)生基性巖漿底侵和MASH過(guò)程后，巖漿從殼幔邊界經(jīng)過(guò)中地殼的巖漿房，直接噴發(fā)到地表；銅陵礦集區(qū)雖然處于伸展?fàn)顟B(tài)，但其內(nèi)部的伸展構(gòu)造并不發(fā)育，伸展期活化的斷層多發(fā)生在銅陵周邊，銅陵仍作為一個(gè)擠壓的塊體，內(nèi)部沒(méi)有形成順暢的通道供巖漿直接噴出地表.項(xiàng)目組還發(fā)現(xiàn)，無(wú)論是寧蕪、廬樅，或是繁昌，火山巖盆地深部都存在直接溝通中下地殼的斷裂通道，這或許也是形成火山巖盆地和隆起的重要原因之一.

4.2.3 深部成礦預(yù)測(cè)與科學(xué)鉆探新發(fā)現(xiàn)

蘭學(xué)毅等（2015）以高分辨率反射地震剖面和銅陵礦集區(qū)鉆孔等資料為約束，利用重、磁二度半反演技術(shù)，建立了銅陵礦集區(qū)三維地質(zhì)-地球物理模型，揭示了礦集區(qū)結(jié)構(gòu)、構(gòu)造框架、主要控礦地層（五通組）和巖漿巖的空間展布，預(yù)測(cè)了深部找礦靶區(qū)；嚴(yán)加永等（2009）利用1∶5萬(wàn)航磁數(shù)據(jù)，開展了三維巖性識(shí)別，給出了中酸性巖體的空間形態(tài)，為尋找隱伏礦床提供了有價(jià)值的隱伏巖體信息.

銅陵礦集區(qū)成礦條件和礦田-礦床空間分布規(guī)律研究，不僅對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)意義重大，而且對(duì)中國(guó)東部類似地區(qū)的成礦與找礦研究都具有重要指導(dǎo)意義.徐曉春等（2014）在對(duì)獅子山礦田深入研究的基礎(chǔ)上，確定了代表性礦床的控礦構(gòu)造和賦礦巖石、礦體和礦石、蝕變和礦化特征，研究了礦體與巖體空間關(guān)系及成巖成礦年齡，探討了成礦物質(zhì)來(lái)源，分析了成巖成礦大地構(gòu)造背景，在此基礎(chǔ)上，建立了以獅子山礦田為代表的銅陵礦集區(qū)斑巖型-矽卡巖型-淺成熱液型礦床綜合成礦模式（徐曉春等，2014）.

大比例尺重、磁、化探等示礦信息是進(jìn)行深部成礦預(yù)測(cè)的重要基礎(chǔ)，項(xiàng)目組使用現(xiàn)代數(shù)據(jù)處理技術(shù)，對(duì)礦集區(qū)的區(qū)域信息進(jìn)行系統(tǒng)分析、提取和挖掘，通過(guò)與已知礦床綜合信息異常的對(duì)比，建立了“熱液型”和“斑巖型”兩種主要礦床類型的找礦模式.按照“三元”信息判別準(zhǔn)則，預(yù)測(cè)了西湖銅金礦、包村北銅礦、姚家灣—殷家河口斑巖型銅礦和茗山—永存橋銅金礦深部成礦遠(yuǎn)景區(qū).

在區(qū)內(nèi)成礦條件、成礦規(guī)律和成礦預(yù)測(cè)研究基礎(chǔ)上，選定了永存橋地區(qū)作為深部科學(xué)鉆探地址.經(jīng)過(guò)2160 m鉆探驗(yàn)證，取得了一些新的發(fā)現(xiàn)和認(rèn)識(shí)：

1）在永存橋背斜核部發(fā)現(xiàn)奧陶系，且通過(guò)蛤蟆嶺金礦的研究證明本地區(qū)奧陶系可以成礦，對(duì)于尋找銅陵地區(qū)深部第二找礦空間意義重大.

2）鉆孔中發(fā)現(xiàn)鉛鋅礦化和輝石閃長(zhǎng)巖脈，對(duì)于在永存橋背斜核部找礦提供了一定的線索.

5 典型礦床的探測(cè)方法試驗(yàn)與技術(shù)進(jìn)展

5.1 典型礦床方法試驗(yàn)與找礦技術(shù)組合

現(xiàn)代地球物理勘探技術(shù)方法層出不窮，而礦床類型、產(chǎn)出環(huán)境又多種多樣.尋找針對(duì)某類礦床的有效方法技術(shù)組合，在實(shí)際礦產(chǎn)勘查中有重要的現(xiàn)實(shí)意義.項(xiàng)目組在廬樅和銅陵礦集區(qū)分別選取了代表性的礦床類型，開展了二維和三維多種地球物理勘查方法探測(cè)試驗(yàn)，一方面檢驗(yàn)了技術(shù)，總結(jié)了找礦技術(shù)組合；另一方面對(duì)礦區(qū)外圍進(jìn)行了成礦預(yù)測(cè).

5.1.1 泥河“玢巖型”鐵礦

在礦區(qū)及外圍開展了大比例尺重、磁位場(chǎng)分離（劉彥等，2012）、全三維反演（祁光等，2012），AMT、CSAMT、TEM和SIP等電磁探測(cè)方法試驗(yàn)（匡海洋等，2012；張昆等，2014），對(duì)比了不同方法的探測(cè)效果.結(jié)果顯示，在鉆孔資料的約束下，重磁全三維反演可以精確反演礦體空間形態(tài)，可以指導(dǎo)鉆孔部署.各類電磁法對(duì)火山沉積巖和次火山巖體電性特征的宏觀反映大體一致，但在細(xì)節(jié)上存在差異.電阻率的分布可以大致反映次火山巖體和火山沉積巖的范圍和形態(tài)，一些方法或?qū)\色和深色蝕變的空間分布范圍有一定分辨.提出了利用“重、磁局部同高異常圈定礦體位置、電磁法大致確定礦體深度”的“玢巖型”鐵礦找礦方法組合.強(qiáng)調(diào)“重磁位場(chǎng)分離”和“全三維反演”在“玢巖型”鐵礦深部勘查中的重要作用；認(rèn)為“全三維反演”技術(shù)是認(rèn)識(shí)礦床三維空間結(jié)構(gòu)的可靠手段，其結(jié)果甚至可以直接用來(lái)估算資源儲(chǔ)量.

5.1.2 沙溪斑巖型銅礦

在沙溪“斑巖型”銅礦區(qū)開展了AMT、CSAMT、TEM和SIP方法試驗(yàn)（Chen et al., 2012）和重磁場(chǎng)三維巖性反演研究（嚴(yán)加永等，2014），并進(jìn)行了方法應(yīng)用效果評(píng)估.結(jié)果表明AMT等方法可以有效揭示深部巖體的空間分布，對(duì)間接預(yù)測(cè)礦體十分有用.通過(guò)三維可視化平臺(tái)建立了石英閃長(zhǎng)巖體3D電阻率模型，很好的展視出了呈瘤狀的石英閃長(zhǎng)斑巖體在深部的分布狀態(tài)，為礦區(qū)及外圍找礦提供了參考.提出了“斑巖型”銅礦綜合勘查技術(shù)模型，即“重磁和AMT確定巖體深度和形態(tài)，激電確定異常性質(zhì)”.通過(guò)對(duì)沙溪銅礦及周邊重、磁數(shù)據(jù)的三維反演，結(jié)合大地電磁、音頻大地電磁和地質(zhì)解釋，推測(cè)沙溪主礦體東側(cè)可能還存在兩個(gè)巖枝，并指出沙湖山和夏家墩等地是尋找斑巖型銅金礦的有利地段；鳳臺(tái)山西部也有可能存在隱伏礦體，是深部找礦的有利靶區(qū).

5.1.3 舒家店斑巖型銅礦

在舒家店“斑巖型”銅礦區(qū)開展了AMT、CSAMT和SIP三種電磁探測(cè)方法試驗(yàn)，對(duì)比了不同方法的探測(cè)效果.結(jié)果顯示，各種電磁方法對(duì)沉積地層和侵入巖體，電阻率特征基本一致.志留系下統(tǒng)墳頭組地層電阻率最低，石英閃長(zhǎng)斑巖、花崗閃長(zhǎng)斑巖和閃長(zhǎng)巖的電阻率最高，輝石閃長(zhǎng)巖電阻率最低.多期次侵入體的電阻率差異遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于含礦所造成的電阻率差異，因此，電阻率方法只能通過(guò)電阻率填圖，實(shí)現(xiàn)間接找礦.提出了利用“重、磁局部同高異常圈定成礦巖體、電磁法填圖確定侵入體的空間展布”的斑巖型銅礦找礦方法組合.舒家店斑巖銅礦具有電阻率中等，極化率中等，但頻率相關(guān)系數(shù)和時(shí)間常數(shù)2個(gè)結(jié)構(gòu)參數(shù)較大的特點(diǎn).

5.1.4 姚家玲熱液型鋅金多金屬礦

在姚家?guī)X“熱液型”銅礦區(qū)開展了TEM和SIP方法試驗(yàn)，并進(jìn)行了方法應(yīng)用效果評(píng)估.結(jié)果表明TEM可以有效揭示深部成礦構(gòu)造，直接預(yù)測(cè)礦體位置.復(fù)電阻率方法揭示的頻散率和相位異?？蛇M(jìn)一步確定TEM低電阻率異常的性質(zhì).在姚家玲背斜構(gòu)造和巖體內(nèi)捕虜體控礦模式指導(dǎo)下，提出了“熱液型”鋅、金多金屬礦綜合勘查技術(shù)模型，即“重磁和各種電阻率測(cè)深方法確定巖體深度和形態(tài)，激電和化探確定異常性質(zhì)”的找礦技術(shù)組合.通過(guò)對(duì)姚家?guī)X北部火山巖覆蓋區(qū)的綜合電磁探測(cè)結(jié)果分析，認(rèn)為該區(qū)可以作為深部找礦靶區(qū).

5.2 礦集區(qū)深部探測(cè)方法進(jìn)展

在東部礦集區(qū)開展綜合地球物理探測(cè)面臨諸多挑戰(zhàn)，首先是地質(zhì)結(jié)構(gòu)復(fù)雜，地層嚴(yán)重變形，構(gòu)造和巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈；其次是巖石密度、速度差異較小、成層性差，導(dǎo)致反射信號(hào)微弱；最后是干擾嚴(yán)重.各種電磁干擾、礦山干擾、人文干擾嚴(yán)重影響地球物理數(shù)據(jù)采集的品質(zhì).因此，從數(shù)據(jù)采集、預(yù)處理到正反演各階段都需要方法技術(shù)創(chuàng)新.

5.2.1 硬巖區(qū)反射地震采集與處理技術(shù)

針對(duì)硬巖區(qū)反射地震數(shù)據(jù)采集、處理和解釋面臨的各種挑戰(zhàn)，項(xiàng)目組嘗試了各種方法、措施，以提高采集數(shù)據(jù)的信噪比，形成了適合火山巖、灰?guī)r等硬巖地區(qū)的反射地震數(shù)據(jù)采集集成技術(shù).主要包括：基于波動(dòng)方程模型正演和照明的觀測(cè)系統(tǒng)優(yōu)化設(shè)計(jì)方法；基于精細(xì)表層參數(shù)調(diào)查的井深設(shè)計(jì)技術(shù)；緩沖激發(fā)與泥漿悶井技術(shù)；寬線接收技術(shù)等1）呂慶田，吳明安，湯井田等，2014. 廬樅礦集區(qū)立體探測(cè)技術(shù)與深部成礦預(yù)測(cè)示范，科研報(bào)告..完善和形成了適合于礦集區(qū)和復(fù)雜地表的地震數(shù)據(jù)處理技術(shù)流程.主要包括：首波層析靜校正技術(shù)，地表一致性處理技術(shù)（振幅處理、反褶積），疊前噪聲衰減技術(shù)；深部高精度速度分析方法，剩余靜校正技術(shù)，基于起伏地表的疊前時(shí)間偏移技術(shù)等.實(shí)現(xiàn)了硬巖區(qū)高質(zhì)量反射地震成像技術(shù)的集成創(chuàng)新.

5.2.2 電磁探測(cè)技術(shù)

天然電磁場(chǎng)源具有隨機(jī)性、信號(hào)微弱、且易受干擾等特點(diǎn)，對(duì)天然場(chǎng)源電磁探測(cè)技術(shù)帶來(lái)極大不便.為此，項(xiàng)目組開展了系列信號(hào)處理技術(shù)研究，有效提高了天然場(chǎng)源電磁探測(cè)技術(shù)的適用性.湯井田等（2008）基于Hilbert-Huang變換時(shí)頻分析方法，提出了利用Hilbert時(shí)-頻能量譜對(duì)大地電磁信號(hào)進(jìn)行時(shí)段篩選，以提高信號(hào)品質(zhì)；利用經(jīng)驗(yàn)?zāi)B(tài)分解方法及其多尺度濾波特征，有效地分析MT信號(hào)中的噪聲分布特征，并進(jìn)行干擾壓制.礦集區(qū)因采礦活動(dòng)通常會(huì)出現(xiàn)一些振幅大、相對(duì)規(guī)則的強(qiáng)電磁干擾，湯井田等（2012a）研究了這種干擾的特征，提出了基于數(shù)學(xué)形態(tài)學(xué)的信噪分離方法，探討了傳統(tǒng)形態(tài)濾波、廣義形態(tài)濾波和多尺度形態(tài)濾波的大地電磁強(qiáng)干擾分離方法，有效改善了大地電磁視電阻率和相位曲線形態(tài)（湯井田等，2012b）；在此基礎(chǔ)上，研究了Top-hat變換、中值濾波和信號(hào)子空間增強(qiáng)的大地電磁二次信噪分離方法（湯井田等，2012c, 2014b）.針對(duì)MT、AMT數(shù)據(jù)的“死頻帶”數(shù)據(jù)畸變問(wèn)題，周聰?shù)龋?015）提出了基于Rhoplus分析的校正方法，給出了該方法的適用條件、關(guān)鍵技術(shù)與評(píng)價(jià)方案，提供了大量實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)證明了其應(yīng)用效果.

在二維/三維電磁正反演技術(shù)方面，張昆等（2011）推導(dǎo)了井地大地電磁場(chǎng)二維NLCG 反演算法，優(yōu)化了反演代碼，通過(guò)對(duì)比不同測(cè)點(diǎn)埋深的正、反演結(jié)果，發(fā)現(xiàn)測(cè)點(diǎn)埋置在地下能夠壓制地面噪音，提高反演的分辨能力.在此基礎(chǔ)上，通過(guò)改進(jìn)預(yù)處理方法，提出了一個(gè)新的非線性共軛梯度預(yù)處理因子，實(shí)現(xiàn)了大地電磁場(chǎng)NLCG三維反演，減低了對(duì)初始模型的依賴.通過(guò)并行計(jì)算方案，實(shí)現(xiàn)了PC機(jī)上的高效三維反演（張昆等，2013）.湯井田等（2014c）實(shí)現(xiàn)了有限元-無(wú)限元結(jié)合的三維電磁正演和反演，極大地減少了計(jì)算區(qū)域和時(shí)間（肖曉等，2014）；Ren 和Tang（2014）提出了虛擬場(chǎng)結(jié)合多級(jí)展開的快速正反演計(jì)算策略.在數(shù)據(jù)采集方面，還提出了時(shí)空陣列電磁數(shù)據(jù)采集和處理方法，可有效實(shí)現(xiàn)平面波阻抗與非平面波阻抗的分離，陣列越大、采集時(shí)間越長(zhǎng)，去噪效果越好.

5.2.3 重磁處理和三維建模技術(shù)

計(jì)算速度是實(shí)現(xiàn)重磁三維正、反演的重要因素，陳召曦等（2012a, 2012b）基于GPU并行計(jì)算方案，實(shí)現(xiàn)了任意形體重磁三維正演計(jì)算和海量數(shù)據(jù)的三維反演，利用重磁場(chǎng)進(jìn)行構(gòu)造信息提取和巖性填圖是目前國(guó)際重磁領(lǐng)域的前沿課題，嚴(yán)加永等（2011; 2014a）、郭冬等（2014）完善和改進(jìn)了基于三維重磁反演的多尺度邊緣檢測(cè)技術(shù)，發(fā)展了基于重磁三維物性反演的三維巖性填圖技術(shù).基于地球物理反演的三維地質(zhì)-地球物理建模技術(shù)是目前深部找礦勘查的主要技術(shù)，Lü 等（2013）提出了地質(zhì)-地球物理約束下的3D建模方法技術(shù)，該方法基于離散體的人機(jī)交互重磁三維反演技術(shù)，在構(gòu)造模式、鉆孔資料和反射地震剖面的約束下，可實(shí)現(xiàn)礦集區(qū)5km的“透明化”.該技術(shù)在廬樅、銅陵等礦集區(qū)和礦田三維建模中取得較好的效果（祁光等，2012；2014）.

6 結(jié)論

在深部探測(cè)（SinoProbe）專項(xiàng)等多個(gè)項(xiàng)目的資助下，作者對(duì)長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)進(jìn)行了系統(tǒng)的多尺度綜合地球物理探測(cè)研究工作.在巖石圈深部結(jié)構(gòu)、構(gòu)造背景和動(dòng)力學(xué)，礦集區(qū)三維結(jié)構(gòu)、區(qū)域成礦模式和深部成礦預(yù)測(cè)研究，以及礦田多方法探測(cè)試驗(yàn)等方面取得了一些新進(jìn)展、新認(rèn)識(shí)，總結(jié)如下：

1） 長(zhǎng)江中下游成礦帶是一個(gè)構(gòu)造上非常獨(dú)特的構(gòu)造-物理單元.上地幔地球物理特征明顯有別于鄰區(qū)的華北板塊和揚(yáng)子板塊：具有較薄的巖石圈厚度，較低的上地幔P波和S波速度、且低速體頂面從南到北逐漸抬升至70 km；上地幔各向異性參數(shù)快波偏振方向平行與成礦帶走向，與華北和揚(yáng)子板塊形成“三明治”結(jié)構(gòu)；地殼結(jié)構(gòu)與鄰區(qū)迥異，上下地殼變形呈非耦合狀態(tài).上地殼變形以大尺度褶皺、逆沖和雙重構(gòu)造為特征，并大致以長(zhǎng)江為界，東西呈“對(duì)沖”構(gòu)造形態(tài)；下地殼以長(zhǎng)距離“單斜”構(gòu)造、或負(fù)向“對(duì)沖”構(gòu)造為特點(diǎn)，在寧蕪火山巖盆地和沿江凹陷之下出現(xiàn)“鱷魚嘴”構(gòu)造形態(tài). 根據(jù)這些地球物理特征，加上區(qū)域構(gòu)造演化和地表地質(zhì)證據(jù)，作者認(rèn)為燕山期發(fā)生了強(qiáng)烈的陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)，長(zhǎng)江中下游成礦帶可能是一個(gè)“陸內(nèi)俯沖帶”，上地殼發(fā)生強(qiáng)烈擠壓變形，下地殼和巖石圈地幔發(fā)生“陸內(nèi)俯沖”或疊瓦，使地殼增厚.在隨后的區(qū)域伸展變形期，增厚的下地殼和巖石圈地幔拆沉，軟流圈上隆，大量幔源物質(zhì)沿“長(zhǎng)江深斷裂”侵入到上地殼，控制了區(qū)域巖漿巖和成礦帶的分布.

2） 銅陵和廬樅礦集區(qū)都經(jīng)歷了燕山期的陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)，由于后期伸展的區(qū)域不均勻性，形成了現(xiàn)在的“隆起”和“凹陷”.廬樅礦集區(qū)由“三橫六縱”斷層系統(tǒng)組成，多以拆離斷層和正斷層為特點(diǎn)，但前白堊系基底仍保留擠壓構(gòu)造變形的特征；銅陵礦集區(qū)由“兩橫三縱”斷裂系統(tǒng)組成，上地殼主體仍由逆沖、褶皺等擠壓構(gòu)造系統(tǒng)控制，Moho錯(cuò)斷仍清晰可見，四周由伸展構(gòu)造圍限.兩類礦集區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)有一定差異，隆起區(qū)上地殼較薄、中下地殼較厚；凹陷區(qū)則反之.兩類礦集區(qū)都存在“多級(jí)”巖漿系統(tǒng)結(jié)構(gòu)，但由于地殼結(jié)構(gòu)不同、伸展強(qiáng)度不同，造成幔源巖漿侵入和遷移方式存在差異.隆起區(qū)或以“彌漫式”“內(nèi)侵（intraplating）”為特征，凹陷區(qū)或以大規(guī)?！暗浊郑╱nderplating）”、MASH過(guò)程和巖漿快速向上遷移為特征，這或許是造成兩類礦集區(qū)成礦差異的原因之一.兩類礦集區(qū)深部仍有巨大的找礦潛力，廬樅礦集區(qū)應(yīng)加強(qiáng)盆地北部火山巖覆蓋層之下的斑巖-矽卡巖型礦床和與正長(zhǎng)巖有關(guān)的鈾礦的勘查；銅陵礦集區(qū)則應(yīng)加強(qiáng)深部斑巖型銅礦和外圍熱液型鉛鋅、金多金屬礦的勘查.

3） 多種地球物理方法探測(cè)試驗(yàn)為開展“玢巖型”、“斑巖型”、“熱液型”鐵、銅、多金屬礦床深部勘查提供了方法選擇.同時(shí)，在勘查程序上，要加強(qiáng)對(duì)區(qū)域三維地質(zhì)-地球物理模型的建立和研究，準(zhǔn)確了解主要控礦層位、巖體和構(gòu)造的深部延伸.深部礦產(chǎn)勘查要求地球物理勘查必須走向“精細(xì)”化，即從施工設(shè)計(jì)、數(shù)據(jù)采集、噪聲壓制、數(shù)據(jù)處理和反演解釋各環(huán)節(jié)，都要考慮對(duì)有效信號(hào)的增強(qiáng).文中總結(jié)的反射地震采集、處理和成像技術(shù)為類似地區(qū)開展類似工作提供了借鑒；礦集區(qū)強(qiáng)干擾下的去噪技術(shù)可以用于礦區(qū)的MT、AMT和CSAMT探測(cè)的噪聲壓制；在骨干地震剖面、構(gòu)造地質(zhì)、地表地質(zhì)和鉆孔地質(zhì)約束下的人機(jī)交互重磁三維反演建模技術(shù)，將會(huì)在礦集區(qū)和礦田層次的“透明化”中發(fā)揮更大的作用.

致謝 感謝國(guó)土資源部科技司、中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局科外部、中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院的有關(guān)領(lǐng)導(dǎo)和專項(xiàng)辦的領(lǐng)導(dǎo)對(duì)本研究的大力支持.數(shù)據(jù)采集得到了安徽省國(guó)土資源廳、安徽省地礦局、安徽省地調(diào)院、江蘇省國(guó)土廳及沿線地方各級(jí)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)處理工作.滕吉文院士、高銳院士、于晟研究員、王椿庸研究員、劉啟元研究員、盧民杰研究員、于長(zhǎng)青研究員等，一直參與數(shù)據(jù)采集方案的論證、質(zhì)量檢查和野外驗(yàn)收，對(duì)項(xiàng)目取得高質(zhì)量的數(shù)據(jù)起到了重要作用.在此，對(duì)上述提到的領(lǐng)導(dǎo)、專家一并表示最衷心的感謝！

Barnicoat A C, The pmd*CRC Y4 Team. 2007. Putting it all together: anatomy of a giant mineral system. In: Bierlein F P, Knox-Robinson C M. （Eds）, Proceedings of Geoconference （WA） Inc. Kalgoorlie, Western Australia, Geoscience Australia Record 2007/14, pp. 47-51.

Blewett R S, Henson P A, Roy I G, et al. 2010. Scale-integrated architecture of a world-class gold mineral system: The Archaean eastern Yilgarn Craton, Western Australia.PrecambrianResearch, 183:230-250.

Brewer J A, Smithson S B, Oliver J E, et al. 1980. The Laramide orogeny: evidence from COCORP deep crustal seismic profiles in the Wind River mountains, Wyoming.Tectonophysics, 62: 165-189.

Chang Y F, Liu X P, Wu Y C. 1991. The Copper-Iron Belt of the Lower and Middle Reaches of the Changjiang River. Beijing: Geological Publishing House （in Chinese）： 1-359.

Chen L, Zheng T Y, Xu W W. 2006. A thinned lithospheric image of the Tanlu Fault Zone, eastern China: constructed from wave equation based receiver function migration.J.ofGeophy.Res., 111: B09312.

Chen X, Lü Q T, Yan J Y. 2012. 3D electrical structure of porphyry copper deposit: A case study of Shaxi copper deposit.AppliedGeophysics, 9（3）: 270-278.

Chen Z X, Meng X H, Guo L H, et al. 2012a. Three-dimensional fast forward modeling and the inversion strategy for large scale gravity and gravimetry data based on GPU.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 55（12）: 4069-4077.

Chen Z X, Meng X H, Liu G F, et al. 2012b. The GPU-based parallel calculation of gravity and magnetic anomalies for 3D arbitrary bodies.Geophysical&GeochemicalExploration（in Chinese）, 36（1）: 117-121.

Deemer S J, Hurich C A. 1994. The reflectivity of magmatic underplating using the layered mafic intrusion analog.Tectonophysics，232：239-255.

Gao W L, Kong G S, Pan H P, et al. 2016. Geophysical logging in scientific drilling borehole and find of deep Uranium anomaly in Luzong basin.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4522-4533,doi:10.6038/cjg20151215.

Gilder A A, Leloup P H, Courtillot V, et al. 1999. Tectonic evolution of the Tancheng-Lujiang （Tan-Lu） fault via Middle Triassic to Earlt Cenozoic paleomagnetic data.J.ofGeophy.Res., 104（B7）: 15365-15390.

Goleby B, Korsch R, Fomin T, et al. 2002. Preliminary 3-D geological model of the Kalgoorlie region, Yilgarn Craton,Western Australia, based on deep seismic-reflection and potential-field data.AustralianJournalofEarthSciences, 49: 917-933.

Gordon R. 2006. New approaches for discovery: An economic look at the impact of new technology applied to wealth creation in exploration. SEG Meeting （abstract）.

Guo D, Yan J Y, Lü Q T, et al. 2014. 3D density mapping constrained by geological information: model study and application.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 763-776.

Holbrook W S, Mooney W D, Christensen N I. 1992. The seismic velocity structure of the deep continental crust. In Continental Lower Crust （eds. Fountain D M, Arculus R and Kay R W）. Elsevier, Amsterdam, 1-44.

Hou Z Q, Pan X F, Yang Z M, et al. 2007. Porphyry Cu-（Mo-Au） deposits not related to oceanic-slab subduction: Examples from Chinese porphyry deposits in continental settings.Geoscience（in Chinese）, 21 （2）: 332-351.

Hou Z Q, Cook N J. 2009. Metallogenesis of the Tibetan collisional orogeny: A review and introduction to the special issue.OreGeologyReviews, 36: 2-24.

Hou Z Q. 2010. Metallogenesis of continental collision.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 84（1）: 30-58.

Hu Y C, Li T L, Fan C S, et al. 2014. Experimental research of electromagnetic exploration method in Shujiadian copper deposit, Tongling, Anhui Province.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 612-619.

Hutton D H W. 1992. Granite sheeted complexes: evidence for dyking ascent mechanism.TransactionsoftheRoyalSocietyofEdinburgh,EarthSciences, 83: 377-382.

Jarchow C M, Thompson G A, Catching R D, et al. 1993. Seismic evidence for active magmatic underplating beneath the Basin and Range province, western United States.J.Geophys.Res., 98: 22095-22108.

Jiang G M, Zhang G B, Lü Q T, et al. 2013. 3-D velocity model beneath the Middle-Lower Yangtze River and its implication to the deep geodynamics.Tectonophysics, 606: 36-48.

Jiang G M, Zhang G B, Lü Q T, et al. 2014. Deep geodynamics of mineralization beneath the Middle and Lower Reaches of Yangtze River: Evidence from teleseismic tomography.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 30（4）: 907-917.

Jiang G M, Zhang G B, Zhao D P, et al. 2015. Mantle dynamic and Cretaceous magmatism in east-central China: Insight form teleseismic tomograms.Tectonophysics, http:∥dx.doi.org/10.1016/j. tecto.2015.09.019.

Kay R W, Kay S M. 1993. Delamination and delamination magmatism.Tectonophysics, 219: 177-189.

Kern H. 1982. P- and S-wave velocities in crustal and mantle rocks under simultaneous action of high confining pressure and high temperature and the effect of the rock microstructure. In: Schreyer, W. （Ed.）, High Pressure Researches in Geoscience. Schweizerbarth, Stuttgart, 15-45.

Kerrich R, Wyman D. 1990. Geodynamic setting of mesothermal gold deposits: An association with accretionary tectonic regimes.Geology, 18: 882-885.

Kerrich R, Goldfarb R J, et al. 2000. The geodynamic of world class gold deposits: Characteristics, space-time distribution, and origins, a Reviews.EconomicGeology, 13: 501-551.

Kuang H Y, Lü Q T, Zhang K, et al. 2012. Application pf comprehensive magnetotelluric sounding technique in prospecting deep structure: A case study of Nihe porphyrite iron deposit.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 86（6）: 948-960.

Lan X Y, Du J G, Yan J Y, et al. 2015. 3D gravity and magnetic interactive inversion modeling based on prior information：A case study of the Tongling ore concentration area.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4436-4449,doi:10.6038/cjg20151209.

Li S G, Hart S R, Zhang S G. 1989. Timing of collision between the north and south China blocks: the Sm-Nd isotopic age evidence.ScienceinChina（SeriesD）, 32（11）: 1393-1400.

Li Z X. 1994. Collision between the north and south China blocks: A crustal-detachment model for suturing in the region east of the Tanlu fault.Geology, 22: 739-742.

Ling M X, Wang F Y, Ding X, et al. 2009. Cretaceous ridge subduction along the lower Yangtze river belt, Eastern China.EconomicGeology, 104: 303-321.

Liu Y, Lü Q T, Yan J Y, et al. 2012. The structure of Luzong ore district and its metallogenic indication from gravity and magnetic information.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 28（10）: 3125-3138.

Lü Q T, Han L G, Yan J Y, et al. 2010. Seismic imaging of volcanic hydrothermal iron-sulfur deposits and its hosting structure in Luzong ore district.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 26（9）: 2598-2612.

Lü Q T, Chang Y F, SinoProbe-03 team. 2011. Crustal structure and three-dimension deep exploration for mineral resources: An introduction to SinoProbe-03 project.ActaGeoscienticaSinica（in Chinese）, 32（S1）: 49-64.

Lü Q T, Tang J T, Liu Z D. 2012. Crustal Structure of Tongling Ore District and its Control on Mineral Genesis, as Revealed by Integrated Geophysical Profiles. Abstract in 34th IGC, Brisbane, Australia, 5-10 August.

Lü Q T, Qi G, Yan J Y. 2013a. 3D geological model of Shizishan ore field constrained by gravity and magnetic interactive modeling: A case history.Geophysics, 78（1）: B25-B35.

Lü Q T, Yan J Y, Shi D N, et al. 2013b. Reflection seismic imaging of the Lujiang-Zongyang volcanic area: an insight into the crustal structure and geodynamics of an ore district.Tectonophysics, 606: 60-78.

Lü Q T, Dong S W, Shi D N, et al. 2014a. Lithosphere architecture and geodynamic model of Middle and Lower reaches of Yangtze metallogenic belt: A review from SinoProbe.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 30（4）:889-906.

Lü Q T, Liu Z D, Tang J T, et al. 2014b. Upper crustal structure and deformation of Lu-Zong Ore district: Constraints from integrated geophysical dats.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 447-465.

Lü Q T, Shi D N, Liu Z D, et al. 2015a. Crustal structure and geodynamic of the Middle and Lower reaches of Yangtze metallogenic belt and neighboring areas: insights from deep seismic reflection profiling.JournalofAsianEarthScience, 114:704-716.

Lü Q T, Liu Z D, Yan J Y, et al. 2015b. Crustal-scale Structure and Deformation of Lu-Zong Ore District: Joint interpretation from Integrated Geophysical Data.Interpretation, 3（2）: SL39-SL61.

Lü Q T, Liu Z D, Dong S W, et al. 2015c. The Nature of Yangtze River deep fault zone: Evidence from deep seismic data.ChineseJ.Goephys. （in Chinese）, 58（12）:4344-4359,doi:10.6038/cjg20151202.

Mainprice D, Nicolas A. 1989. Development of a lattice preferred orientation of minerals.ComputationalGeosciences, 16: 385-393.

Malehmir A, Tryggvason A, Juhlin C, et al. 2006. Seismic imaging and potential field modeling to delineate structures hosting VHMS deposits in the Skellefte Ore District, Northern Sweden.Tectonophysics, 426: 319-334.

Malehmir A, Tryggvason A, Lickorish H, et al. 2007. Regional structural profiles in the western part of the Palaeoproterozoic Skellefte ore district, northern Sweden.PrecambrianResearch, 159: 1-18.

Mandler H A F, Colwes R M. 1997. Evidence for extensive tabular intrusions in the Precambrian shield of western Canada: A 160-km-long sequence of bright reflections.Geology, 25 （3）: 271-274.

Mandler H A F, Colwes R M. 1998. The HSI bright reflector: further evidence for extensive magmatism in the Precambrian of western Canada.Tectonophysics, 288: 71-81.

Meissner R, Tanner B. 1993. From collision to collapse: phase of lithospheric evolution as monitored by seismic records.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 79: 75-86.

Milkereit B, Green A, Sudbury Working Group. 1992. Deep geometry of the Sudbury structure from seismic reflection profiling.Geology, 20: 807-811.

Nicolas, A. 1993. Why fast polarization direction of SKS seismic waves are parallel to mountain belts.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 78: 337-342.

Okay A I, Sengor A M C. 1992. Evidence for intracontinental thrust-related exhumation of the ultra-high- pressure rocks in China.Geology, 20: 411-414.

Ouyang L B, Li H Y, Lü Q T, et al. 2014. Crustal and uppermost mantle velocity structure and its relationship to the formation of ore districts in the Middle-Lower Yangtze River region.EarthandPlanetaryScienceLetters, 408: 378-389.

Ouyang L B, Li H Y, Lü Q T, et al. 2015. Crustal shear wave velocity structure and radial anisotropy beneath the Middle-Lower Yangtze River region from seismic ambient noise tomography.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 58（12）:4388-4402,doi:10.6038/cjg20151205.

Pan Y, Dong P. 1999. The lower Changjiang （Yangze/Yangtze River） metallogenic belt, Easter Central China: intrusion- and wall rock-hosted Cu-Fe-Au, Mo, Zn, Pb, Ag deposits.OreGeologyReviews, 15: 177-242.

Pratt T L, Mondary J F, Brown L D, et al. 1993. Crustal structure and deep reflector properties: Wide angle shear and compressional wave studies of the midcrustal currency bright spot beneath southeastern Georgia.J.Geophys.Res., 98: 17723-17735.

Qiang J K, Wang X Y, Tang J T, et al. 2014. The geological structure along Huainan-Liyang magnetotelluric profile: Constraints from MT data.ActaPetrologicaSinica, 30（4）: 957-965.

Qi G, Lü Q T, Yan J Y, et al. 2012. Geologic constrained 3D gravity and magnetic modeling of Nihe deposit—A case study.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 55（12）: 4194-4206.

Qi G, Lü Q T, Yan J Y, et al. 2014. 3D geological modeling of Luzong ore district based on priori information constrained.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 466-477.

Ren Z Y, Tang J T. 2014. A goal-oriented adaptive finite-element approach for multi-electrode resistivity system.GeophysicalJournalInternational, 199（1）: 136-145.

Ross G M, Eaton D W. 1997. The Winagami reflector sequence: Seismic evidence for post-collisional magmatism in the Proterozoic of western Canada.Geology, 25: 199-202. Rubin A M. 1993. Dikes vs diapers in viscoelastic rock.EarthPlanet.Sci.Lett., 119: 641-659.

Rudnick R L, Fountain D M. 1995. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective.Rev.Geopgys., 33（3）: 267-309.

Shi D N, Lü Q T, Xu W Y, et al. 2012. Crustal structures beneath the Mid-Lower Yangtze metallogenic belt and its adjacent regions in Eastern China: evidence from P-wave receiver function imaging for a MASH metallization process?ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 86（3）: 389-399.

Shi D N, Lü QT, Xu W Y, et al. 2013. Crustal structure beneath the middle-lower Yangtze metallogenic belt in East China: Constraints from passive source seismic experiment on the Mesozoic intra-continental mineralization.Tectonophysics, 606: 48-60.

Silver P G, Chan W W. 1991. Shear wave splitting and subcontinental mantle deformation.JournalofGeophysicalResearch, 96: 16429-16454.

Silver P G, Savage M K. 1994. The interpretation of shear-wave splitting parameters in the presence of two anisotropic layers.GeophysicalJournalInternational, 119: 949-963.

Sodoudi F, Yuan X, Liu Q, et al. 2006. Lithospheric thickness beneath the Dabie Shan, central eastern China from S receiver functions.GeophysicalJournalInternational, 166: 1363-1367.

Sun W D, Ling M X, Yang X Y, et al. 2010. Ridge subduction and porphyry copper gold mineralization: An overview.SciChinaEarthSci. （in Chinese）, 40（2）: 127-137.

Tang J T, Hua X R, Cao Z M, et al. 2008. Hilbert-Huang transformation and noise suppression of magnetotelluric sounding data.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 51（2）: 603-610.

Tang J T, Xu Z M, Xiao X, et al. 2012a. Effect rules of strong noise on magnetotelluric （MT） sounding in the Luzong ore cluster area.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 55（12）: 4147-4159.

Tang J T, Li J, Xiao X, et al. 2012b. Mathematical morphology filtering and noise suppression of magnetotelluric sounding data.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 55（5）: 1784-1793.

Tang J T, Li J, Xiao X, et al. 2012c. Magnetotelluric sounding data strong interference separation method based on mathematical morphology filtering.JournalofCentralSouthUniversity:ScienceandTechnology（in Chinese） , 43（6）: 2215-2221.

Tang J T, Zhou C, Wang X Y, et al. 2013. Deep electrical structure and geological significance of Tongling ore district.Tectonophysics, 606:79-96.

Tang J T, Zhou C, Ren Z Y, et al. 2014a. Three dimensional magnetotelluric inversion and structural framework of Tongling ore district, Anhui.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 598-611.

Tang J T, Li H, Li J, et al, 2014b. Top-Hat transformation and magnetotelluric sounding data strong interference separation of Lujiang-Zongyang ore concentration area.JournalofJilinUniversity:EarthScienceEdition（in Chinese）, 44（1）: 336-343.

Tang J T, Zhang L C, Gong J Z, et al. 2014c. 3D frequency domain controlled source electromagnetic numerical modeling with coupled finite-infinite element method.JournalofCentralSouthUniversity:ScienceandTechnology（in Chinese）, 45（4）: 1251-1260.

Tang Y C, Wu Y C, Chu G Z, et al. 1998. Geology of Copper-gold polymetallic deposits in the along-Changjiang area of Anhui Province （in Chinese）. Beijing: Geological Publishing House, 1-243.

Tatham D J, Lloyd G E, Butler R W H, et al. 2008. Amphibole and lower crustal seismic properties.EarthandPlanetaryScienceLetters, 267: 118-128.

Vigneresse J L. 1995a. Control of granite emplacement by regional deformation.Tectonophysics, 249: 173-186.

Vigneresse J L. 1995b. Crustal regime of deformation and ascent of granitic magma.Tectonophysics, 249: 187-202.

Vigneresse J L, Tikoff B, Am?glio L. 1999. Modification of the regional stress field by magma intrusion and formation of tabular granitic plutons.Tectonophysics, 302: 203-224.

Vinnik L P, Farra V, Romanowicz B. 1989. Azimuthal anisotropy in the earth from observations of SKS at GEOSCOPE and NARS broadband stations.BulletinoftheSeismologicalSocietyofAmerica, 79: 1542-1558.

Vinnik L P, Makeyeva L, Milev A, et al. 1992. Global patterns of azimuthal anisotropy and deformations in the continental mantle.GeophysicalJournalInternational, 111: 433-447.

Wang Q, Wyman D A, Xu J F, et al. 2007. Partial melting of thickened or delaminated lower crust in the middle of eastern China: Implications for Cu-Au mineralization.JournalofGeology, 115, 149-161.

Wang X Y, Tang J T, Zhang L C, et al. 2015. Lithospheric electrical structure in the middle and lower reach of Yangtze River metallogenic belt inferred from magnetotelluric sounding.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4403-4414,doi:10.6038/cjg20151206.

Wyborn L A I, Heinrich C A, Jaques A L. 1994. Australian Proterozoic mineral systems: essential ingredients and mappable criteria [abs.]. In: Hallenstein, P.C. （Ed.）, Australian Mining Looks North-the Challenges and Choices. Australian Institute of Mining and Metallurgy Publication Series 5, 109-115.

Xiao X, Tang J T, Zhou C, et al. 2011. Magnetotelluric sounding in the Lujiang-Zongyang ore district and preliminary study of electrical structure.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 85（5）: 873-886.

Xiao X, Wang X Y, Tang J T, et al. 2014a. Conductivity structure of the Lujiang-Zongyang ore concentrated area, Anhui province: Constraints from magnetotelluric data.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 478-495.

Xiao X, Yuan Y, Tang J T. 2014b. 2.5-D DC resistivity forward modeling by finite-infinite element coupling method.JournalofCentralSouthUniversity:ScienceandTechnology（in Chinese）, 45（8）: 2691-2700.

Xiong X, Xu W Y, Yang Z S, et al. 2014. Characteristics and genesis of hypothermal uranium and thorium mineralization in Luzong basin: Evidence from the scientific drilling ZK01 at Zhuanqiao.ActaPetrologicSinica（in Chinese）, 30（4）: 1017-1030.

Xu J W, Zhu G, Tong W X, et al. 1987. Formation and evolution of the Tancheng-LuJiang wrench fault system: a major shear system to the northwest of the Pacific Ocean.Tectonophysics, l34: 273-310.

Xu J W, Zhu G. 1994. Tectonic models of the Tan-Lu fault zone, eastern China.InternationalGeologyReview, 36: 771-784.

Xu J F, Shinjo R, Defant M J. 2002. Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: Partial melting of delaminated lower continental crust?Geology, 30: 1111-1114.

Xu T, Zhang Z J, Tian X B, et al. 2014. Crustal structure beneath the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt and its surrounding area: Constraints from active source seismic experiment along the Lixin to Yinxing profile in the East China.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 30（4）: 918-930.

Xu X C, Zhang Z Z, Liu Q N, et al. 2011. Thermodynamic study of the association and separation of copper and gold in the Shizishan ore field, Tongling, Anhui Province, China.OreGeologyReviews, 43: 347-358.

Xu X C, Fan Z L, He J, et al. 2014. Metallogenic model for the copper-gold-polymetallic deposit in Shizishan ore-field, Tongling, Anhui Province.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 30（4）: 1054-1074.

Yan D P, Zhou M F, Song H L, et al. 2003. Origin and tectonic significance of a Mesozoic multi-later over-thrust system within the Yangtze Block （South China）.Tectonophysics, 361: 239-254.

Yan J Y, Lü Q T, Meng G X, et al. 2009. Aeromagnetic 3D inversion imaging for intermediate-acid intrusive bodies and its indication for deep ore prospecting in Tongling ore concentration district.MineralDeposits（in Chinese）, 28（6）: 838-849.

Yan J Y, Lü Q T, Meng G X, et al. 2011. Tectonic framework research of the Middle and Lower Yangtze metallogenic belt vased on gravity and magnetic multi-scale edge detection.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 85（5）: 900-914.

Yan J Y, Lü Q T, Chen X B, et al. 2014a. 3D lithologic mapping test based on 3D inversion of gravity and magnetic: A case study in Lu-Zng ore concentration district, Anhui Province.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 30 （4）: 1041-1053.

Yan J Y, Lü Q T, Wu M A, et al. 2014b. Prospecting indicator of Anhui Shaxi porphyry copper deposit based on regional gravity and magnetic 3D inversion.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 507-518.

Yan J Y, Lü Q T, Chen M C, et al. 2015. Identification and extraction of geological structure information based on multi-scale edge detection of gravity and magnetic fields: An example of the Tongling ore concentration area.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4450-4464,doi:10.6038/cjg20151210.

Yin A, Nie S Y. 1993. An indentation model for the North and South China collision and the development of the Tan-Lu and Honam fault systems, Eastern Asia.Tectonics, 12: 801-813.

Zhang G M, Wang SY, Li L, et al. 2002. Earthquake focal depth in China and its tectonic significance.ChineseScienceBulletin（in Chinese ）, 47（9）: 663-668.

Zhang K, Wei W B, Lü Q T, et al. 2011. The study of 2D nonlinear conjugate gradients inversion of borehole-to-surface magnetotelluric.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 85（5）: 915-924.

Zhang K, Dong H, Yan J Y, et al. 2013. A NLGG inversion method of magnetotelluric with parallel structure.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 56（11）: 3922-3931.

Zhang K, Yan J Y, Lü Q T, et al. 2014. The electromagnetic exploration experimentation of Nihe porphyry iron ore in Anhui.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 496-506.

Zhang M H, Xu T, Lü Q T, et al. 2015. 3D Moho depth beneath the middle-lower Yangtze metallogenic belt and its surrounding areas: Insight from the wide angle seismic data.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4360-4372,doi:10.6038/cjg20151203.

Zhang Y Q, Xu X B, Jia D, et al. 2009. Deformation record of the change from Indosinian collision-related tectonic system to Yanshanian subduction-related tectonic system in South China during the Early Mesozoic.EarthScienceFrontiers（in Chinese）, 16（1）: 234-247.

Zhang Y Q, Dong S W, Li J H, et al. 2012. The new progress in the study of Mesozoic tectonics of South China.ActaGeoscienticaSinica（in Chinese）, 33（3）: 257-279.

Zhao X, Coe R S. 1987. Palaeomagnetic constraints on the collision and rotation of North and South China.Nature, 327: 141-144.

Zhou C, Tang J T, Ren Z Y, et al. 2015. Application of the Rhoplus method to audio magnetotelluric dead band distortion data.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4648-4660,doi:10.6038/cjg20151226.

Zhou T F, Fan Y, Yuan F. 2008. Advances on petrogensis and metallogeny study of the mineralization belt of the Middle and Lower Reaches of the Yangtze River area.ActaPetrologicaSinica, 24（8）: 1665-1678.

Zhou T F, Fan Y, Yuan F, et al. 2011. Petrogenesis and metallogeny study of the volcanic basins in the Middle and Lower Yangtze metallogenic belt.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 85（5）: 712-730.

Zhou T F, Fan Y, Yuan F, et al. 2014. The metallohenic model of Nihe deposit in Lu-Zong basin and genetic relationship between gypsum-salt layer and deposit.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 88（4）: 562-573.

Zhou X M, Li W X. 2000. Origin of Late Mesozoic igneous rocks in Southeastern China: implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas.Tectonophysics, 326: 269-287.

Zhu G, Xu J W, Liu G S, et al. 1999. Tectonic pattern and dynamic mechanism of the foreland deformation in the Lower Yangtze region.RegionalGeologyofChina（in Chinese）, 18（1）: 73-79.

Zhu G, Liu G S, Niu M L, et al. 2009. Syn-collisional transform faulting of the Tan-Lu fault zone, East China.Int.J.EarthSci. （GeolRundsch）, 98: 135-155.

附中文參考文獻(xiàn)

常印佛，劉湘培，吳言昌．1991．長(zhǎng)江中下游銅鐵成礦帶．北京：地質(zhì)出版社，1-359.

陳召曦，孟小紅，郭良輝等. 2012a. 基于GPU 并行的重力、重力梯度三維正演快速計(jì)算及反演策略. 地球物理學(xué)報(bào)，55（12）：4069-4079.

陳召曦，孟小紅，劉國(guó)峰等，2012b，基于GPU 的任意三維復(fù)雜形體重磁異?？焖儆?jì)算，物探與化探，36（1）：117-121.

高文利， 孔廣勝， 潘和平等. 2016. 廬樅盆地科學(xué)鉆探地球物理測(cè)井及深部鈾異常的發(fā)現(xiàn).地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4522-4533,doi:10.6038/cjg20151215.

郭冬，嚴(yán)加永，呂慶田等. 2014. 地質(zhì)信息約束下的三維密度填圖技術(shù)研究及應(yīng)用. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，88（4）：763-776.

侯增謙，潘小菲，楊志明等. 2007. 初論大陸環(huán)境斑巖銅礦. 現(xiàn)代地質(zhì)，21（2）:332-351.

侯增謙. 2010. 大陸碰撞成礦論. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，84（1）：30-58.

胡英才，李桐林，范翠松等. 2014. 安徽銅陵舒家店銅礦的電磁法試驗(yàn)研究. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，88（4）：612-619.

江國(guó)明，張貴賓，呂慶田等. 2014. 長(zhǎng)江中下游地區(qū)成礦深部動(dòng)力學(xué)機(jī)制：遠(yuǎn)震層析成像證據(jù)，巖石學(xué)報(bào)，30（4）：907-917.

匡海洋，呂慶田，張昆等. 2012. 多種電磁探測(cè)技術(shù)在深部控礦構(gòu)造探測(cè)中的應(yīng)用研究. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，86（6）：948-960.

蘭學(xué)毅, 杜建國(guó), 嚴(yán)加永等. 2015. 基于先驗(yàn)信息約束的重磁三維交互反演建模技術(shù)——以銅陵礦集區(qū)為例.地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4436-4449,doi:10.6038/cjg20151209.

劉彥，呂慶田，嚴(yán)加永等. 2012. 廬樅礦集區(qū)結(jié)構(gòu)特征重磁研究及其成礦指示. 巖石學(xué)報(bào)，28（10）：3125-3138.

呂慶田，韓立國(guó)，嚴(yán)加永等. 2010. 廬樅礦集區(qū)火山氣液型鐵硫礦床及控礦構(gòu)造的反射地震成像. 巖石學(xué)報(bào)，26（9）：2598-2612.

呂慶田，常印佛，SinoProbe-03項(xiàng)目組. 2011. 地殼結(jié)構(gòu)與深部礦產(chǎn)資源立體探測(cè)技術(shù)實(shí)驗(yàn)—SinoProbe-03項(xiàng)目介紹，地球?qū)W報(bào)，32（增刊I）：49-64.

呂慶田，董樹文，史大年等. 2014a. 長(zhǎng)江中下游成礦帶巖石圈結(jié)構(gòu)與成礦動(dòng)力學(xué)模型—深部探測(cè)（SinoProbe）綜述. 巖石學(xué)報(bào)，30（4）：889-906.

呂慶田，劉振東，湯井田等. 2014b. 廬樅礦集區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)與變形：綜合地球物理探測(cè)結(jié)果，地質(zhì)學(xué)報(bào)，88 （4）: 447-465.

呂慶田，劉振東，董樹文等. 2015c. “長(zhǎng)江深斷裂帶”的構(gòu)造性質(zhì)：深地震反射證據(jù). 地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4344-4359,doi:10.6038/cjg20151202.

歐陽(yáng)龍斌，李紅誼，呂慶田等. 2015. 長(zhǎng)江中下游及鄰區(qū)地殼剪切速度結(jié)構(gòu)和徑向各向異性. 地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4388-4402,doi:10.6038/cjg20151205.

強(qiáng)建科，王顯瑩，湯井田等. 2014. 淮南—溧陽(yáng)大地電磁剖面與地質(zhì)結(jié)構(gòu)分析. 巖石學(xué)報(bào)，30（4）：957-965.

祁光，呂慶田，嚴(yán)加永等. 2012. 先驗(yàn)地質(zhì)信息約束下的三維重磁反演建模研究—以安徽泥河鐵礦為例，地球物理學(xué)報(bào)，55（12）：4194-4206.

祁光，呂慶田，嚴(yán)加永等. 2014. 基于先驗(yàn)信息約束的三維地質(zhì)建模：以廬樅礦集區(qū)為例. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，88（4）：466-477.

史大年，呂慶田，徐文藝等. 2012. 長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)地殼結(jié)構(gòu)—MASH成礦過(guò)程的P波接收函數(shù)成像證據(jù). 地質(zhì)學(xué)報(bào)，86（3）：389-399.

孫衛(wèi)東，凌明星，楊曉勇等. 2010. 洋脊俯沖與斑巖銅金礦成礦. 中國(guó)科學(xué)：地球科學(xué), 40（2）：127-137.

湯井田，化希瑞，曹哲民等. 2008. Hilbert-Huang 變換與大地電磁噪聲壓制. 地球物理學(xué)報(bào), 51（2）: 603-610.

湯井田，徐志敏，肖曉等. 2012a. 廬樅礦集區(qū)大地電磁測(cè)深強(qiáng)噪聲的影響規(guī)律．地球物理學(xué)報(bào)，55（12）: 4147-4159.

湯井田，李晉，肖曉等. 2012b. 數(shù)學(xué)形態(tài)濾波與大地電磁噪聲壓制. 地球物理學(xué)報(bào)，55（5）：1784-1793.

湯井田，李晉，肖曉等. 2012c. 基于數(shù)學(xué)形態(tài)濾波的大地電磁強(qiáng)干擾分離方法. 中南大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），43（6）: 2215-2221.

湯井田，周聰，任政勇等. 2014a. 安徽銅陵礦集區(qū)大地電磁數(shù)據(jù)三維反演及其構(gòu)造格局，地質(zhì)學(xué)報(bào)，88（4）：598-611.

湯井田，李灝，李晉等. 2014b. Top hat 變換與廬樅礦集區(qū)大地電磁強(qiáng)干擾分離. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版），44（1）: 336-343.

湯井田, 張林成, 公勁喆等. 2014c. 三維頻率域可控源電磁法有限元-無(wú)限元結(jié)合數(shù)值模擬. 中南大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），45（4）: 1251-1260.

唐永成，吳言昌，儲(chǔ)國(guó)正等. 1998. 安徽沿江地區(qū)銅金多金屬礦床地質(zhì). 北京: 地質(zhì)出版社，1-243.

王顯瑩，湯井田，張林成等. 2015. 長(zhǎng)江中下游成礦帶中段巖石圈電性結(jié)構(gòu)研究，地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4403-4414,doi:10.6038/cjg20151206.

肖曉，湯井田，周聰?shù)? 2011. 廬樅礦集區(qū)大地電磁探測(cè)及電性結(jié)構(gòu)初探. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，85（5）：873-886.

肖曉，王顯瑩，湯井田等. 2014a. 安徽廬樅礦集區(qū)大地電磁探測(cè)與電性結(jié)構(gòu)分析.地質(zhì)學(xué)報(bào)，88（4）：478-495.

肖曉, 原源, 湯井田. 2014b. 基于有限元-無(wú)限元耦合的2.5D直流電阻率數(shù)值模擬. 中南大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版）, 45（08）: 2691-2700.

熊欣，徐文藝，楊竹森等. 2014. 廬樅盆地高溫鈾釷礦化特征、成因及其找礦意義—來(lái)自磚橋科學(xué)深鉆ZK01 的證據(jù)，巖石學(xué)報(bào)，30（4）: 1017-1030.

徐濤，張中杰，田小波等. 2014. 長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)地殼速度

結(jié)構(gòu)：來(lái)自利辛-宜興寬角地震資料的約束. 巖石學(xué)報(bào)，30（4）：918-930.

徐曉春，范子良，何俊等. 2014. 安徽銅陵獅子山礦田銅多金屬礦床的成礦模式. 巖石學(xué)報(bào)，30（4）: 1054-1074.

嚴(yán)加永，呂慶田，孟貴祥等. 2009. 銅陵礦集區(qū)中酸性巖體航磁3D成像及對(duì)深部找礦方向的指示. 礦床地質(zhì)，28（6）: 838-849.

嚴(yán)加永，呂慶田，孟貴祥等. 2011. 基于重磁多尺度邊緣檢測(cè)的長(zhǎng)江中下游成礦帶構(gòu)造格架研究. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，85（5）：900-914.

嚴(yán)加永，呂慶田，陳向斌等. 2014a. 基于重磁反演的三維巖性填圖試驗(yàn)—以安徽廬樅礦集區(qū)為例. 巖石學(xué)報(bào)，30 （4）: 1041-1053.

嚴(yán)加永，呂慶田, 吳明安等. 2014b. 安徽沙溪銅礦區(qū)域重磁三維反演與找礦啟示. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，88（4）: 507-518.

嚴(yán)加永, 呂慶田, 陳明春等. 2015. 基于重磁場(chǎng)多尺度邊緣檢測(cè)的地質(zhì)構(gòu)造信息識(shí)別與提取——以銅陵礦集區(qū)為例.地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4450-4464,doi:10.6038/cjg20151210.

張國(guó)民, 汪素云，李麗等. 2002. 中國(guó)大陸地震震源深度及其構(gòu)造意義. 科學(xué)通報(bào)，47（9）：663-668.

張昆，魏文博，呂慶田等. 2011. 井地大地電磁非線性共軛梯度二維反演研究. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，85（5）：915-924.

張昆，董浩，嚴(yán)加永等. 2013. 一種并行的大地電磁場(chǎng)非線性共軛梯度三維反演方法. 地球物理學(xué)報(bào)，56（11）：3922-3931.

張明輝，徐濤，呂慶田等. 2015. 長(zhǎng)江中下游成礦帶及鄰區(qū)三維Moho面結(jié)構(gòu)：來(lái)自人工源寬角地震資料的約束. 地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4360-4372,doi:10.6038/cjg20151203.

張?jiān)罉?，徐先兵，賈東等. 2009. 華南早中生代從印支期碰撞構(gòu)造體系向燕山期俯沖構(gòu)造體系轉(zhuǎn)化的形變記錄. 地學(xué)前緣，16（1）：234-247.

張?jiān)罉颍瓨湮?，李建華等. 2012. 華南中生代大地構(gòu)造研究新進(jìn)展. 地球?qū)W報(bào)，33（3）: 257-279.

周聰, 湯井田, 任政勇等. 2015. 音頻大地電磁法“死頻帶”畸變數(shù)據(jù)的Rhoplus校正. 地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4648-4660,doi:10.6038/cjg20151226.

周濤發(fā)，范裕，袁鋒. 2008. 長(zhǎng)江中下游成礦帶成巖成礦作用研究進(jìn)展. 巖石學(xué)報(bào)，24（8）: 1666-1678.

周濤發(fā)，范裕，袁鋒等. 2011. 長(zhǎng)江中下游成礦帶火山巖盆地的成巖成礦作用. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，85（5）: 712-730.

周濤發(fā)，范裕，袁峰等. 2014. 安徽廬樅盆地泥河鐵礦床與膏鹽層的成因聯(lián)系及礦床成礦模式. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，2014，88（4）：562-573.

朱光，徐嘉煒，劉國(guó)生等. 1999. 下?lián)P子地區(qū)前陸變形構(gòu)造格局及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制. 中國(guó)區(qū)域地質(zhì)，18（1）: 73-79.

（本文編輯 劉少華）

Multi-scale and integrated geophysical data revealing mineral systems and exploring for mineral deposits at depth: A synthesis from SinoProbe-03

Lü Qing-Tian1, 2, DONG Shu-Wen2, TANG Jing-Tian3, SHI Da-Nian4, CHANG Yin-Fu3, SinoProbe-03-CJ Group*

1InstituteofGeophysicalandGeochemicalexploration,ChineseAcademyofGeologicalSciences,HebeiLangfang065000,China2ChinaDeepExplorationCenter—SinoProbeCenter,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China3SchoolofGeosciencesandInfo-physicsofCentralSouthUniversity,Changsha410083,China4MLRKeyLaboratoryofMetallogenyandMineralAssessment,InstituteofMineralResources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China5DepartmentofLandandmineralResourcesofAnhuiProvince,Hefei230088,China

There are two reasons make it essential to explore the deep, one is the need for deep mineral exploration, and the other better understanding the deep dynamic processes that control the formation and distribution of major ore deposits, particularly, in the intra-continental setting. Financed by the SinoProbe （China′s largest national collaborative, multidisciplinary Earth science research project）, National Nature Sciences foundation and Chinese Geological Survey, the authors have conducted multi-scale and integrated deep exploration across middle and lower reaches of Yangtze Metallogenic Belt （YMB） and its major ore districts in Eastern China. These data range in scale from terrane and belt, district to camp-scale. The methods included broadband seismic, deep reflection seismic, wide-angle reflection/refraction, magnetotelluric sounding and gravity and magnetic modelling. The results provide first-order insights into physical and structural properties of the lithosphere and upper mantle beneath the YMB. These insights provide geodynamic clues and constraints as to why YMB is so well endowed in metals. The results also provide first-order constraints for the upper crustal structure, composition and fault distribution of major ore districts. Based on these information at depth, the three dimension geological model was constructed, which provides knowledge of the depth extent of subsurface or ore-controlling geologic units （e.g., faults, strata, and intrusions） that thus leads to a new targeting for deep mineral. Some typical exploration models for “porphyry” iron, porphyry copper and hydrothermal polymetal deposits were summarized through the 3D integrated geophysical methods test, and deep potential for exploration was evaluated around the deposits. In term of technical progresses, a series of measures were taken from acquisition parameter design, shooting to receiving. New methods from weak seismic signal extraction, noise suppression, static to pre-stack migration were proposed and tested. Mathematical morphology filtering and other denoising techniques, and 2D/3D forward and inversion methods considering the influence of the topography and anisotropy were proposed in the magnetotelluric sounding （MT） data processing.Keywords The Middle and lower Yangtze metallogenic Belt; Tomography; Deep seismic reflection; Three dimension geological modelling; Intro-continental subduction; Geodynamic model

國(guó)家深部探測(cè)專項(xiàng)第3項(xiàng)目（SinoProbe-03），地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目（1212011220243,1212011220244）和國(guó)家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目（40930418）聯(lián)合資助.

呂慶田，男，1964年生，研究員，博士生導(dǎo)師，主要從事深部探測(cè)和金屬礦勘查技術(shù)方法研究.E-mail:lqt@cags.ac.cn

*SinoProbe-03-CJ項(xiàng)目組成員：吳明安，杜建國(guó)，周濤發(fā)，徐曉春，張貴賓，江國(guó)明，徐濤，李紅誼，鄧居智，李桐林，嚴(yán)加永，劉振東，肖曉，張昆，祁光，趙金花等.

10.6038/cjg20151201.

10.6038/cjg20151201

P631; P541

2015-09-29，2015-10-10收修定稿

呂慶田， 董樹文， 湯井田等. 2015. 多尺度綜合地球物理探測(cè)：揭示成礦系統(tǒng)、助力深部找礦——長(zhǎng)江中下游深部探測(cè)（SinoProbe-03）進(jìn)展.地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4319-4343,

Lü Q T, Dong S W, Tang J T, et al. 2015. Multi-scale and integrated geophysical data revealing mineral systems and exploring for mineral deposits at depth: A synthesis from SinoProbe-03.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4319-4343,doi:10.6038/cjg20151201.