徐峣 張永謙 嚴(yán)加永 徐志伍 陳淼,3 王栩,3 陳昌昕,4 張文文

1.中國地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037 2.中國地質(zhì)調(diào)查局中國地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測中心，北京 100037 3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，北京 100083 4.自然資源部深地動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

武夷山Cu-Pb-Zn多金屬成礦帶(武夷山成礦帶)地處華夏地塊東部，在整體上表現(xiàn)為南西-北東走向的梭子形(丁建華等，2016；林吉焱等，2020；圖1)。受長期構(gòu)造演化和變形的影響，武夷山成礦帶自燕山期以來經(jīng)歷了巖石圈減薄以及多期次、大規(guī)模的巖漿活動(dòng)，形成了良好的成礦條件，成為多種金屬礦產(chǎn)資源的富集區(qū)(舒良樹，2012；丁建華等，2016；林吉焱等，2020；Yanetal.，2021；趙正等，2022)。已有的研究結(jié)果表明，武夷山成礦帶燕山期花崗質(zhì)火山-侵入巖十分發(fā)育(Zhouetal.，2006；毛建仁等，2014；郭良輝等，2016；陽杰華等，2017；Guo and Gao，2018；Guoetal.，2019；Zhangetal.，2021b；Zhaoetal.，2021；圖2)，且Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Sn、Fe等金屬礦產(chǎn)資源異常豐富，目前已發(fā)現(xiàn)約110余種礦產(chǎn)，超過1200余處礦產(chǎn)地(丁建華等，2016)，包括著名的紫金山金銅礦(張德全等，2001a，b)、馬坑鐵鉬礦(張承帥等，2012)以及大排鐵鉛鋅礦(趙希林等，2017)，等等。

武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動(dòng)的動(dòng)力學(xué)過程一直是學(xué)者們研究的熱點(diǎn)。毛建仁等(2010)根據(jù)地質(zhì)構(gòu)造演化、巖漿活動(dòng)以及礦種類型等特征，將武夷山成礦帶燕山期構(gòu)造-巖漿-成礦活動(dòng)劃分為四個(gè)主要的階段：即早燕山裂陷擴(kuò)張期、早燕山陸塊擠壓重熔期、晚燕山底侵伸展期及晚燕山擴(kuò)張裂解期。近些年來，隨著地球科學(xué)的不斷發(fā)展，越來越多的證據(jù)表明，淺地表的巖漿-成礦活動(dòng)可能受控于深部地球動(dòng)力學(xué)過程(呂慶田等，2014，2015，2019，2020)，深部物質(zhì)與能量交換的地球動(dòng)力學(xué)過程，控制著自然資源的分布情況，是理解巖漿-成礦活動(dòng)的核心(董樹文等，2014)。作為華南板塊(華夏地塊)的重要組成部分之一(張永謙等，2019；Zhangetal.，2021a)，武夷山成礦帶地處歐亞板塊與西太平洋板塊、印澳板塊匯聚拼合的最前端(丁建華等，2016)，因此其燕山期巖漿-成礦活動(dòng)必然受到了諸多動(dòng)力學(xué)過程的影響和制約。目前，已有不少學(xué)者構(gòu)建了武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動(dòng)的深部動(dòng)力學(xué)過程和模式，并且多認(rèn)為武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動(dòng)發(fā)生于巖石圈伸展減薄的構(gòu)造背景下，且與幔源物質(zhì)的上涌以及殼幔物質(zhì)的相互作用密切相關(guān)(Zhou and Li，2000；張德全等，2001a，b；毛建仁等，2004a，b，2010；毛景文等，2004，2008；Zhouetal.，2006；張承帥等，2012；He and Santosh，2016；陽杰華等，2017；趙希林等，2017；Guoetal.，2019；羅凡等，2019；張永謙等，2019；Zhangetal.，2020，2021a，b；Linetal.，2021；Yanetal.，2021；劉鵬等，2021)。

然而學(xué)者們關(guān)于武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動(dòng)深部動(dòng)力學(xué)過程的研究，大量證據(jù)主要來自巖石學(xué)、地球化學(xué)以及同位素測年的結(jié)果(Zhou and Li，2000；毛建仁等，2004a，b，2010；毛景文等，2004，2008；Zhouetal.，2006；劉鵬等，2021；Zhaoetal.，2021)，來自地球物理的證據(jù)仍略顯不足，且缺乏針對性(He and Santosh，2016；羅凡等，2019；張永謙等，2019；Zhangetal.，2020，2021a，b；Linetal.，2021；Yanetal.，2021；席家驥等，2021)。與巖石學(xué)、地球化學(xué)等方法不同，地球物理方法在探測地球深部結(jié)構(gòu)方面具有明顯的優(yōu)勢，可獲得來自地殼乃至地幔的物性結(jié)構(gòu)信息。通過在成礦帶開展多尺度的綜合地球物理探測，不僅有助于理解成礦帶成礦的深部動(dòng)力學(xué)過程，同時(shí)還有助于建立成礦模型，開展深部找礦預(yù)測，這一思路已經(jīng)在長江中下游成礦帶取得了較為成功的應(yīng)用(呂慶田等，2014，2015，2019，2020)。因此，在武夷山成礦帶開展類似的工作也十分必要?；谝陨显?，本研究通過搜集武夷山成礦帶及鄰區(qū)寬頻地震臺站的數(shù)據(jù)，采用遠(yuǎn)震走時(shí)層析成像的方法構(gòu)建了武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔P波速度結(jié)構(gòu)，為探討武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動(dòng)的深部動(dòng)力學(xué)過程提供新的證據(jù)和約束。

1 武夷山成礦帶及鄰區(qū)天然地震層析成像研究現(xiàn)狀

迄今為止，學(xué)者們在武夷山成礦帶及鄰區(qū)開展了大量的天然地震層析成像工作，不少學(xué)者的大區(qū)域?qū)游龀上裱芯烤煌潭壬婕拔湟纳匠傻V帶及鄰區(qū)(朱介壽等，2002；Huang and Zhao，2006；Li and van der Hilst，2010；Zhaoetal.，2012；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；Sunetal.，2016；Xiaetal.，2016；He and Zheng，2018；Lietal.，2018；張昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。在這些大區(qū)域?qū)游龀上裱芯恐?，無論是傳統(tǒng)的體波走時(shí)層析成像(He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；Huangetal.，2021)、有限頻層析成像(Sunetal.，2016)、面波層析成像(朱介壽等，2002)，還是P波各向異性層析成像(Jiangetal.，2021)，均表明武夷山成礦帶及鄰區(qū)的上地幔存在著比較顯著的低速異常，且這些低速異常幾乎覆蓋了整個(gè)華夏地塊，不少學(xué)者據(jù)此認(rèn)為華夏地塊的軟流層物質(zhì)較為發(fā)育，且?guī)r石圈較熱，可能存在來自上地幔底部或者地幔過渡帶，甚至是下地幔的熱物質(zhì)的上涌(朱介壽等，2002；Jiangetal.，2015；Sunetal.，2016；Lietal.，2018；張昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。部分學(xué)者認(rèn)為這些熱物質(zhì)的上涌可能與海南地幔柱有關(guān)(Huang，2014；Jiangetal.，2021)。也有一些學(xué)者發(fā)現(xiàn)武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔的低速異常與地表的礦床在空間上具有很好的對應(yīng)關(guān)系，暗示著這些上地幔的熱物質(zhì)可能在一定程度上控制著地表的巖漿-成礦活動(dòng)(He and Santosh，2016)。

小區(qū)域?qū)游龀上窨蓪ξ湟纳匠傻V帶及鄰區(qū)上地幔的低速異常進(jìn)行更加精細(xì)的約束(Huangetal.，2010；Zhengetal.，2013；呂作勇等，2017；曲平等，2020；席家驥等，2021)，但由于使用的成像方法、研究區(qū)域以及原始數(shù)據(jù)的不同，不同學(xué)者對低速異常結(jié)構(gòu)及空間位置的刻畫還存在著差異，進(jìn)而導(dǎo)致對其認(rèn)識仍然存在著分歧。如一些學(xué)者認(rèn)為武夷山成礦帶上地幔的低速異常可能代表了晚中生代期間的巖漿房和巖漿通道，是晚中生代大規(guī)模巖漿活動(dòng)的深部物質(zhì)來源(Huangetal.，2010)。這些學(xué)者同時(shí)指出，新生代的大地幔對流會(huì)引起下地幔物質(zhì)進(jìn)入上地幔，同樣會(huì)沿著該巖漿通道上涌到淺部形成低速異常(于大勇等，2016)。另有一些學(xué)者認(rèn)為，武夷山成礦帶上地幔的低速異常代表了上涌的軟流圈熱物質(zhì)，但這些熱物質(zhì)上涌的機(jī)制受控于南海海盆的演化以及海南地幔柱向北東方向的運(yùn)移，并且可能為新生代的巖漿活動(dòng)提供了深部物質(zhì)來源(呂作勇等，2017；曲平等，2020)。此外，已有的小區(qū)域?qū)游龀上裱芯咳源嬖谥恍┎蛔?。如席家驥等(2021)僅使用了一條天然地震剖面的數(shù)據(jù)進(jìn)行殼幔速度結(jié)構(gòu)研究，因此其成像結(jié)果無法較好地反映三維立體結(jié)構(gòu)；而呂作勇等(2017)使用的臺站大部分位于華夏地塊西部(武夷山以西)，因此其結(jié)果對武夷山成礦帶深部結(jié)構(gòu)的約束會(huì)略顯不足，且他們更側(cè)重于海南地幔柱的演化過程，并未對武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動(dòng)的深部動(dòng)力學(xué)機(jī)制進(jìn)行探討。綜上，仍需在武夷山成礦帶及鄰區(qū)開展針對性的天然地震層析成像工作，以便厘清上地幔低速異常的結(jié)構(gòu)，進(jìn)而探討其起源和演化機(jī)制以及對地表巖漿-成礦活動(dòng)的影響和制約。

2 方法和數(shù)據(jù)

本研究采用Zhaoetal.(1992，1994，2009)提出的天然地震層析成像方法(TOMOG3D)構(gòu)建武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔速度結(jié)構(gòu)。TOMOG3D是目前較為成熟的體波走時(shí)層析成像方法之一，通過對研究空間進(jìn)行三維網(wǎng)格剖分，采用LSQR(Paige and Saunders，1982a，b)反演每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的速度異常進(jìn)行成像，已經(jīng)被廣泛地應(yīng)用于地球深部結(jié)構(gòu)探測和深部動(dòng)力學(xué)的研究中(Huang and Zhao，2006；Jiangetal.，2013，2015；Zhengetal.，2013；Huang，2014；張昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。

本研究的研究區(qū)域位于112°～122°E、22°～30°N之間，所用到的地震臺站如圖1所示，這些臺站均位于華夏地塊，共計(jì)157個(gè)。其中固定臺站共計(jì)98個(gè)(CDSN；圖1紅色實(shí)心三角形)，這批數(shù)據(jù)來自中國地震局地球物理研究所國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心(國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心，2007(1)國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心.2007.國家測震臺網(wǎng)地震波形數(shù)據(jù).中國地震局地球物理研究所.doi:10.11998/SeisDmc/SN,http://www.seisdmc.ac.cn；鄭秀芬等，2009)，數(shù)據(jù)記錄的時(shí)間為2016.01-2016.12。流動(dòng)臺站共計(jì)59個(gè)，由兩部分組成：第一部分流動(dòng)臺站呈線性分布，其平均間距約為10km，共計(jì)40個(gè)(IMR；圖1藍(lán)色空心三角形)，由中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所布設(shè)，數(shù)據(jù)記錄的時(shí)間為2017.03-2018.04；第二部分流動(dòng)臺站呈面狀分布，其平均間距約為40km，共計(jì)19個(gè)(PKU；圖1藍(lán)色實(shí)心三角形)，由北京大學(xué)布設(shè)，數(shù)據(jù)記錄的時(shí)間為2017.04-2018.04。

為獲得高質(zhì)量的走時(shí)數(shù)據(jù)，主要采取以下流程進(jìn)行數(shù)據(jù)處理：(1)對遠(yuǎn)震事件進(jìn)行篩選，選取震中距位于28°～90°之間，且震級大于M5.5的遠(yuǎn)震事件，同時(shí)每個(gè)遠(yuǎn)震事件至少被10個(gè)臺站所記錄。滿足條件的遠(yuǎn)震事件共計(jì)278個(gè)，其中固定和流動(dòng)臺站記錄到的遠(yuǎn)震事件個(gè)數(shù)分別為145個(gè)和133個(gè)(圖3)；(2)對記錄的垂向分量波形數(shù)據(jù)進(jìn)行去均值、去趨勢以及帶通濾波(0.05～1Hz)(圖4a-c)，剔除信噪比較低的波形數(shù)據(jù)，并手動(dòng)拾取P波到時(shí)(精度約0.10s)；(3)利用Zhaoetal.(1994)提出的方法計(jì)算相對走時(shí)殘差，剔除絕對值大于2.0s的相對走時(shí)殘差；(4)對獲得的相對走時(shí)殘差數(shù)據(jù)重新分析(即質(zhì)量控制)，剔除不合理的相對走時(shí)殘差數(shù)據(jù)，提高數(shù)據(jù)質(zhì)量。以圖4所示的某遠(yuǎn)震事件波形為例(具體數(shù)據(jù)見表1)，臺站A006的相對走時(shí)殘差在進(jìn)行質(zhì)量控制前為-1.60s，雖然滿足絕對值小于2.0s的要求，但是通過進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，除臺站A006以外，所有臺站的相對走時(shí)殘差的絕對值均未超過0.6s，且臺站A006與A007記錄到的地震波應(yīng)該具有幾乎相同的射線路徑(圖4d；兩個(gè)臺站的間距只有10km)，因此本研究認(rèn)為臺站A006的相對走時(shí)殘差雖然滿足篩選條件，但不合理。由圖4a可以看出：相對其他臺站，臺站A006記錄波形的理論到時(shí)與實(shí)際到時(shí)更加接近，推測可能是由于臺站的GPS授時(shí)產(chǎn)生誤差所導(dǎo)致。故本研究將A006的數(shù)據(jù)剔除，然后再重新計(jì)算相對走時(shí)殘差，此時(shí)剩余臺站的相對走時(shí)殘差減小0.05s(表1)。

表1 質(zhì)量控制前后各臺站的相對走時(shí)殘差(圖4示例波形)Table 1 The relative travel time residuals before and after quality control (seismograms in Fig.4)

經(jīng)過以上步驟的數(shù)據(jù)處理，最終共獲得15154條高質(zhì)量的相對走時(shí)殘差數(shù)據(jù)，其中固定和流動(dòng)臺站記錄的數(shù)據(jù)分別為10442條和4712條。圖5a為各臺站的平均相對走時(shí)殘差分布圖，大致以115°E為界，位于華夏地塊西部的臺站的平均相對走時(shí)殘差以正值為主，而位于華夏地塊東部的臺站的平均相對走時(shí)殘差則以負(fù)值為主，與已有的結(jié)果比較吻合(呂作勇等，2017)。說明華夏地塊西部地殼和上地幔頂部的平均速度結(jié)構(gòu)以低速為主，而華夏地塊東部地殼和上地幔頂部的平均速度結(jié)構(gòu)以高速為主，這與層析成像結(jié)果也具有很好的對應(yīng)關(guān)系(圖5b,c)。

3 檢測板測試

在利用TOMOG3D方法對實(shí)測數(shù)據(jù)進(jìn)行反演之前，需要確定最佳的網(wǎng)格剖分間距(Zhaoetal.，1992，1994)。檢測板測試是獲得最佳網(wǎng)格剖分間距的一種有效方法。首先在網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)賦予正、負(fù)相間的速度擾動(dòng)(通常相對全球一維速度模型，如PREM模型(Dziewonski and Anderson，1981)或IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)等)，建立一個(gè)復(fù)雜三維速度理論模型(圖6a)；然后按照臺站(圖1)和地震事件(圖3)的實(shí)際位置在復(fù)雜三維速度理論模型(記為理論模型)里進(jìn)行三維射線追蹤，生成“理論走時(shí)數(shù)據(jù)”；接著利用“理論走時(shí)數(shù)據(jù)”進(jìn)行反演，從而獲得三維速度模型(記為反演模型)；最后對比理論模型與反演模型之間的差異，確定各網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)速度異常的恢復(fù)程度(圖6b-i)。如果理論模型能夠被很好的恢復(fù)，則說明網(wǎng)格剖分間距比較合理，進(jìn)而表明反演結(jié)果的可信性；否則，需要調(diào)整網(wǎng)格的剖分間距，直到獲得合理的恢復(fù)度(席家驥等，2021)。

本研究的檢測板測試采用IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)作為初始速度，在相鄰網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)上分別賦予±3%的速度擾動(dòng)進(jìn)行射線追蹤得到理論走時(shí)數(shù)據(jù)，并對理論走時(shí)數(shù)據(jù)添加方差為0.10s的隨機(jī)誤差用于模擬隨機(jī)噪聲。圖6b-i顯示了最佳網(wǎng)格剖分模型的檢測板測試結(jié)果：在水平方向上，網(wǎng)格間距在黑框內(nèi)為0.8°×0.75°，在黑框外均為1°(圖6a)；在垂向上，共設(shè)置了8個(gè)水平層，分別設(shè)置在10km、50km、120km、200km、280km、360km、440km和500km的深度(圖6b-i)。由圖6b-c可以看出，10km和50km兩個(gè)水平層的檢測板測試結(jié)果相對較差，僅臺站下方的分辨率較好，這是因?yàn)檫h(yuǎn)震射線幾乎近垂直經(jīng)過上地幔頂部及地殼到達(dá)臺站，導(dǎo)致射線在地殼內(nèi)的交叉程度較差且分布不均勻(江國明等，2014；徐峣等，2014)。隨著深度的增加，檢測板測試結(jié)果逐漸得到改善(圖6d-i)，并在200～500km的深度范圍內(nèi)比較穩(wěn)定，大部分地區(qū)的速度擾動(dòng)可以很好地被恢復(fù)出來。從整體上看，雖然部分地區(qū)淺部未能得到有效的檢測板測試結(jié)果，但華夏地塊，特別是武夷山成礦帶及鄰區(qū)的檢測板測試結(jié)果均比較理想，能夠滿足研究需要。

4 層析成像結(jié)果

在反演時(shí)，阻尼因子可用于平衡走時(shí)殘差均方根和模型方差之間的關(guān)系，因此選取合適的阻尼因子至關(guān)重要。經(jīng)過多次測試，本研究選取17作為最佳的阻尼因子(圖7)。

4.1 水平剖面層析成像結(jié)果

圖5展示了水平剖面的層析成像結(jié)果。由圖中可以看出，華夏地塊地殼和上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)比較一致(圖5b,c)。東部(武夷山成礦帶及其東側(cè))以高速異常為主，而西部(南嶺成礦帶)則表現(xiàn)為大范圍的低速異常。這與臺站的平均相對走時(shí)殘差分布情況基本一致(圖5a)。推測華夏地塊東部上地殼(圖5b)的高速異?？赡芊从沉宋湟纳匠傻V帶地表大范圍的隆起特征或者無沉積層覆蓋(劉建華等，1995)，而華夏地塊西部上地殼的低速異常(圖5b)，可能與上地幔熱物質(zhì)上涌有關(guān)(圖5c-g和圖8b)。

隨著深度的增加，華夏地塊上地幔表現(xiàn)為大范圍的低速異常(圖5d-g)，與已有的層析成像結(jié)果基本一致(朱介壽等，2002；Li and van der Hilst，2010；Jiangetal.，2015；He and Santosh，2016；Xiaetal.，2016；張昌榕等，2018；曲平等，2020；Huangetal.，2021)，說明華夏地塊上地幔存在著大規(guī)模的熱物質(zhì)。上地幔內(nèi)的高速異常則主要位于臺灣島以及揚(yáng)子地塊部分地區(qū)(圖5d-g)。這些高速異常在已有的層析成像結(jié)果中也有相應(yīng)的表現(xiàn)(Huangetal.，2010，2021；Zhaoetal.，2012；Zhengetal.，2013；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；張昌榕等，2018；曲平等，2020)。結(jié)合已有的研究，本研究推測臺灣島下方上地幔內(nèi)的高速異?？赡転樾律詠硐蚍坡少e海板塊下方俯沖并發(fā)生斷離的歐亞板塊(圖5f-g)。而揚(yáng)子地塊內(nèi)的高速異常則可能為晚中生代以來揚(yáng)子地塊巖石圈發(fā)生變形改造所留下的痕跡(Huangetal.，2010；圖5f)，或者指示了來自華夏地塊的地幔熱物質(zhì)對揚(yáng)子地塊巖石圈的“侵蝕”的過程(曲平等，2020；圖5g)。

在440km水平層(圖5h)，華夏地塊下方的低速異常開始逐漸收縮，并在500km的水平層向南遷移(圖5i)。此外，研究區(qū)域內(nèi)的揚(yáng)子地塊下方的地幔過渡帶內(nèi)存在大范圍的高速異常，該高速異常在500km水平層仍然比較清晰，且主要位于26°N以北的地區(qū)(圖5h,i)。結(jié)合已有的層析成像和CCP疊加結(jié)果，本研究認(rèn)為該高速異常為中生代以來向華南板塊俯沖并且滯留在地幔過渡帶內(nèi)的古太平洋板塊(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014，2021；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；張昌榕等，2018；Hanetal.，2020)。

4.2 垂直剖面層析成像結(jié)果

圖8a-b為垂直剖面的層析成像結(jié)果，剖面的位置如圖5b所示。剖面AA’為北西-南東走向，與流動(dòng)臺站的位置重合；剖面BB’為南西-北東走向，與華夏地塊的走向基本一致。不難發(fā)現(xiàn)，武夷山成礦帶及其東側(cè)的上地幔存在著兩個(gè)比較顯著的低速異常(L1、L2；圖8a,b)。這兩個(gè)低速異常主要位于200～400km的深度且互相連通，說明華夏地塊東部上地幔的熱物質(zhì)存在著大規(guī)模的橫向流動(dòng)和能量交換。東南沿海地幔過渡帶同樣存在著一個(gè)顯著的低速異常(L3；圖8a)，表現(xiàn)為自南東向北西上涌的趨勢，并在上地幔與L1相連通，說明武夷山成礦帶深部可能存在著一個(gè)向北西傾斜的地幔柱或者熱物質(zhì)上涌的通道。此外，南嶺成礦帶下方的低速異常也比較顯著，從上地殼一直向下延伸到上地幔(L4；圖8b)，說明南嶺成礦帶在深部可能同樣存在著一個(gè)熱物質(zhì)上涌的通道。

除了低速異常，在武夷山成礦帶上地幔的頂部同時(shí)還存在著一個(gè)顯著的高速異常，該高速異常的厚度約為100km，且在東南端相對較薄(圖8a,b)。S波接收函數(shù)結(jié)果表明(Lietal.，2013；葉卓等，2014；張耀陽等，2018)，武夷山成礦帶的巖石圈厚度在70～100km左右。據(jù)此可推測該高速異?？赡艽砹宋湟纳匠傻V帶下方的巖石圈。與S波接收函數(shù)結(jié)果相比，遠(yuǎn)震層析成像對巖石圈結(jié)構(gòu)的分辨能力不是很敏感，但仍能還原出部分信息，如Jiangetal.(2013)利用相同的方法，得到了長江中下游成礦帶現(xiàn)存巖石圈的痕跡。另一個(gè)比較顯著的高速異常則位于東南沿海地區(qū)約80～250km的深度(圖8a)。該地區(qū)位于歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖的最前端，推測其下方的高速異?？赡鼙碚髁藲W亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖后遺留的痕跡(Huangetal.，2010，2021；Zhengetal.，2013)。

4.3 可恢復(fù)測試

為進(jìn)一步驗(yàn)證層析成像結(jié)果的可靠性，本研究進(jìn)行了可恢復(fù)測試。可恢復(fù)測試的思路和流程與檢測板測試基本一致，只是網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)上的速度擾動(dòng)值由檢測板測試中的±3%替換成實(shí)際的反演結(jié)果值(或稍作修改后的結(jié)果)。相對檢測板測試，可恢復(fù)測試的優(yōu)點(diǎn)在于更加接近真實(shí)情況。通過分析主要速度異常的恢復(fù)程度，可進(jìn)一步檢驗(yàn)其可靠性，提高了對復(fù)雜速度結(jié)構(gòu)的檢測效果。為模擬隨機(jī)噪聲的影響，對理論計(jì)算得到的走時(shí)數(shù)據(jù)仍然加入了方差為0.10s的隨機(jī)誤差。圖8c-d為兩條剖面的可恢復(fù)測試結(jié)果。通過與圖8a-b進(jìn)行對比，主要的速度異常均能夠被恢復(fù)出來，進(jìn)一步佐證了本研究獲得的速度異常的可靠性。

5 討論

5.1 華夏地塊東部上地幔低速異常(L1、L2)

本研究最主要的結(jié)果是在武夷山成礦帶及其東側(cè)上地幔200～400km的深度范圍識別出顯著的低速異常(L1、L2)，這些低速異?；竞w了華夏地塊東部(圖5e-g)，與已有的研究比較一致(朱介壽等，2002；Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2010，2021；Li and van der Hilst，2010；Zhaoetal.，2012；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh,2016；Sunetal.，2016；曲平等，2020；席家驥等，2021)。這些速度結(jié)構(gòu)反映出華夏地塊東部上地幔目前仍存在著熱物質(zhì)的富集區(qū)，且熱物質(zhì)在這些富集區(qū)之間進(jìn)行著大規(guī)模的橫向流動(dòng)(圖8a,b)，進(jìn)而導(dǎo)致華夏地塊東部的上地幔表現(xiàn)為大范圍的低速異常(圖5e-g)。但關(guān)于這些熱物質(zhì)的起源，學(xué)者們的意見并未統(tǒng)一。有些學(xué)者認(rèn)為可能與海南地幔柱有關(guān)(呂作勇等，2017；曲平等，2020)，這一認(rèn)識主要基于華夏地塊上地幔的低速異常與海南地幔柱相連通(Huang，2014；Xiaetal.，2016；呂作勇等，2017)。但從本研究的結(jié)果看，海南地幔柱對華夏地塊東部的影響似乎有限。如圖5和圖8b所示，華夏地塊西部(L4)受海南地幔柱的影響相對較多，而在華夏地塊東部，L1受海南地幔柱的影響可能僅限于L4與L1之間熱物質(zhì)的橫向流動(dòng)，L2受到的影響則會(huì)更小。因此，似乎無法將L1、L2的起源均歸因于海南地幔柱。另一方面，來自地球物理、地球化學(xué)、礦物化學(xué)以及數(shù)值模擬的大量證據(jù)表明(鄢全樹和石學(xué)法，2007)，南海的形成演化以及海南地幔柱對華夏地塊產(chǎn)生顯著影響的時(shí)期主要發(fā)生在新生代，而武夷山成礦帶及鄰區(qū)在燕山期已發(fā)生了多期次、大規(guī)模的巖漿-成礦活動(dòng)(圖2)。因此，如果將L1、L2的起源歸因于海南地幔柱，那就意味著L1、L2與武夷山成礦帶及鄰區(qū)燕山期巖漿-成礦活動(dòng)沒有太大的關(guān)系，這與一些學(xué)者的發(fā)現(xiàn)也不相符(He and Santosh，2016)。綜上，本研究認(rèn)為海南地幔柱可能對L1、L2目前的結(jié)構(gòu)和形態(tài)、甚至對武夷山成礦帶及其東側(cè)新生代以來的巖漿活動(dòng)起到了影響，但并非是L1、L2起源的深部機(jī)制。

除了海南地幔柱的觀點(diǎn)，還有部分學(xué)者認(rèn)為熱物質(zhì)的起源與古太平洋板塊的俯沖有關(guān)(Sunetal.，2016)。中生代以來，古太平洋板塊向華南大陸下方的低角度俯沖導(dǎo)致整個(gè)中國東部地區(qū)發(fā)生了大規(guī)模的弧后伸展作用(舒良樹，2012)，目前，俯沖的古太平洋板塊已經(jīng)部分滯留在地幔過渡帶中(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；張昌榕等，2018；Hanetal.，2020；圖5h,i)。該過程不僅造成了華南板塊的巖石圈發(fā)生大規(guī)模伸展減薄，這在本研究的結(jié)果中也有所表現(xiàn)——武夷山成礦帶巖石圈的厚度目前僅為100km左右(圖8a,b)，推測為巖石圈經(jīng)歷減薄后所殘留的痕跡，同時(shí)在巖石圈伸展減薄的背景之下，還會(huì)引起巨量花崗巖漿的上升侵位(舒良樹，2012)。Jiangetal.(2015，2021)指出，低速異常可在上地幔存在超過100～150Myr甚至更久，因此，燕山期以來形成的熱物質(zhì)狀態(tài)仍可被天然地震層析成像方法識別出來。據(jù)此，本研究推測L1、L2的起源可能與古太平洋板塊的俯沖有關(guān)。古太平洋板塊的快速俯沖導(dǎo)致上地幔底部及地幔過渡帶內(nèi)產(chǎn)生大量水，進(jìn)而出現(xiàn)部分熔融并且上涌(Zhaoetal.，2009；Zhao and Ohtani，2009)。上涌的熱物質(zhì)在上地幔某區(qū)域內(nèi)富集，從而形成地幔楔，且熱物質(zhì)在這些地幔楔之間也進(jìn)行著橫向流動(dòng)(圖8b)。在本研究中，L2位于俯沖的古太平洋板塊的上方，是板塊俯沖脫水導(dǎo)致熱物質(zhì)上涌的直接證據(jù)(圖8b)。這些幔源熱物質(zhì)繼續(xù)上升侵位，并與地殼物質(zhì)發(fā)生相互作用，進(jìn)而導(dǎo)致武夷山成礦帶及鄰區(qū)爆發(fā)大規(guī)模的巖漿-成礦活動(dòng)。H-κ接收函數(shù)結(jié)果顯示武夷山成礦帶相對較高的波速比(Vp/Vs)很可能是晚中生代基性巖漿底侵的結(jié)果(Heetal.，2013；Guoetal.，2019；張永謙等，2019；Zhangetal.，2021a，b；楊曉瑜和李永華，2021)，這一觀點(diǎn)不僅得到了重力資料的支持(Yanetal.，2021)，且非常契合本研究的推斷。此外，巖石學(xué)和地球化學(xué)證據(jù)也支持了本研究的觀點(diǎn)(張德全等，2001a，b；毛建仁等，2004a，b，2010；趙希林等，2017；劉鵬等，2021)。毛建仁等(2004a，b)在閩西南開展的同位素年代學(xué)和地球化學(xué)的研究結(jié)果表明，四方巖體的形成與幔源的基性巖漿有關(guān)；劉鵬等(2021)對東南沿海早白堊世Sn(W)成礦事件進(jìn)行了系統(tǒng)的總結(jié)，發(fā)現(xiàn)與成礦有關(guān)的黑云母花崗巖和花崗斑巖在成巖過程中有較多新生地殼和地幔物質(zhì)的加入，推測可能形成于巖石圈的伸展背景之下。

至于為何未在L1的下方發(fā)現(xiàn)俯沖的古太平洋板塊，本研究認(rèn)為可能與古太平洋板塊的后撤有關(guān)(Zhangetal.，2021b)，這一過程不僅導(dǎo)致華夏地塊地幔過渡帶俯沖板塊的缺失(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；Hanetal.，2020；圖5h,i)，同時(shí)還造成了成礦活動(dòng)從內(nèi)陸到沿海逐漸發(fā)生的趨勢。Zhou and Li(2000)的研究結(jié)果表明，武夷山成礦帶及鄰區(qū)存在著一個(gè)巨型花崗質(zhì)火山-侵入巖帶，且?guī)?nèi)燕山期火山-侵入巖的年齡表現(xiàn)為自西北內(nèi)陸向東南沿海逐漸減小的趨勢，說明武夷山成礦帶及鄰區(qū)燕山期巖漿-成礦活動(dòng)逐步從內(nèi)陸向沿海地區(qū)進(jìn)行遷移。該現(xiàn)象可能在深部機(jī)制上受控于古太平洋板塊的后撤(Zhouetal.，2006；劉鵬等，2021)。隨著古太平洋板塊的后撤，前期形成的地幔楔(L1)被保留了下來，并持續(xù)對地表的巖漿-成礦活動(dòng)產(chǎn)生影響。在閩西南地區(qū)開展的一系列地球化學(xué)和同位素測試的結(jié)果表明越至晚期形成的巖石中地幔組分含量越高，隨著時(shí)間的推移，幔源巖漿在巖漿形成過程中的參與程度逐漸加大，殼幔作用更加劇烈(毛建仁等，2004a，b；趙希林等，2017)。此外，古太平洋板塊的后撤還導(dǎo)致上地幔產(chǎn)生橫向的應(yīng)力，進(jìn)一步加強(qiáng)了熱物質(zhì)在地幔楔之間的橫向流動(dòng)和能量交換(圖8b)。

5.2 東南沿海地幔過渡帶及華夏地塊西部上地幔低速異常(L3、L4)

除了L1、L2兩個(gè)顯著的低速異常，本研究還分別在東南沿海地幔過渡帶及華夏地塊西部上地幔發(fā)現(xiàn)了顯著的低速異常(L3和L4)。在圖8a中，L3與L1相連通，表現(xiàn)出自南東向北西逐漸上傾的趨勢。自新生代以來，歐亞板塊與菲律賓海板塊在琉球島弧、臺灣島等地發(fā)生了復(fù)雜的碰撞俯沖(Li and van der Hilst，2010)，特別是在臺灣島下方，向下俯沖的歐亞板塊發(fā)生了斷離，并且斷離的板塊已經(jīng)進(jìn)入了地幔過渡帶當(dāng)中(Huangetal.，2010；Zhengetal.，2013；圖5f,g)，導(dǎo)致地幔過渡帶產(chǎn)生大尺度的地幔對流以及熱物質(zhì)的上升侵位，引起地幔過渡帶甚至下地幔的物質(zhì)進(jìn)入上地幔(Huangetal.，2010；于大勇等，2016)。因此，本研究認(rèn)為L3可能代表新生代以來歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產(chǎn)生的熱物質(zhì)。從整體來看，L3和L1組成了熱物質(zhì)上涌的通道，新生代熱物質(zhì)沿著通道上涌，然后再通過地幔楔進(jìn)行橫向擴(kuò)散，或者進(jìn)一步上涌，對武夷山成礦帶及鄰區(qū)新生代的巖漿活動(dòng)起到了一定的影響。

L4主要位于南嶺成礦帶南部及其以南的地區(qū)(圖5和圖8b)，且L4可從上地殼一直向下追溯，結(jié)合已有的結(jié)果(Huang，2014；Xiaetal.，2016；呂作勇等，2017；圖1)，L4在上地幔與L1及海南地幔柱相連通，在地幔過渡帶與L3相連通。已有的研究結(jié)果表明，南嶺成礦帶及其鄰區(qū)W-Sn等金屬礦產(chǎn)資源比較發(fā)育(毛景文等，2007；Zhaoetal.，2018a，b，2021)，毛景文等(2007)認(rèn)為，南嶺地區(qū)中生代大規(guī)模W-Sn成礦活動(dòng)主要爆發(fā)在中晚侏羅世，在時(shí)間上與古太平洋板塊俯沖所導(dǎo)致的花崗巖活躍期具有很好的相關(guān)性(張永謙等，2019)。但中晚白堊世以來，華夏地塊西部并未出現(xiàn)大規(guī)?；鹕?巖漿活動(dòng)，造成這一現(xiàn)象的主要原因可能與古太平洋板塊停止俯沖有關(guān)(毛景文等，2007)。層析成像及CCP疊加的結(jié)果也未在華夏地塊西部的地幔過渡帶發(fā)現(xiàn)俯沖的古太平洋板塊的痕跡(Huangetal.，2014；Jiangetal.，2015；Hanetal.，2020；圖5)。因此本研究推測，L4最初的形成可能受控于古太平洋板塊的俯沖，并與華夏地塊東部上地幔的地幔楔(L1、L2)進(jìn)行著熱物質(zhì)的交換(圖8b)，但晚燕山期以來受古太平洋板塊俯沖的影響逐漸減弱。本研究認(rèn)為L4目前更可能代表了一個(gè)熱物質(zhì)上涌的通道，其形成與古太平洋板塊的俯沖有關(guān)，但隨著時(shí)間的推移，海南地幔柱、歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產(chǎn)生的熱物質(zhì)陸續(xù)加入并沿著該通道上涌(圖5和圖8b)。L4為何可以一直向上進(jìn)入上地殼？華夏地塊西部相對較低的波速比(Vp/Vs)和相對較薄的地殼暗示著該地區(qū)基性下地殼物質(zhì)的缺失，可能發(fā)生過下地殼的拆沉(Heetal.，2013；Zhangetal.，2021a；楊曉瑜和李永華，2021)，從而在地殼內(nèi)形成大范圍的低速異常。由于南嶺成礦帶不是本研究的重點(diǎn)，故在此不再進(jìn)行深入的探討。

6 結(jié)論

本研究利用15154條高質(zhì)量遠(yuǎn)震P波到時(shí)數(shù)據(jù)，針對武夷山成礦帶及鄰區(qū)開展了遠(yuǎn)震體波走時(shí)層析成像研究，構(gòu)建了武夷山成礦帶及鄰區(qū)深至500km的上地幔三維速度結(jié)構(gòu)模型。

(1)武夷山成礦帶及其東側(cè)上地幔內(nèi)的低速異常主要位于200～400km深度范圍內(nèi)，代表了熱物質(zhì)富集的地幔楔，其形成可能與古太平洋板塊的俯沖和脫水有關(guān)，同時(shí)可能還受到了新生代海南地幔柱以及歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產(chǎn)生的熱物質(zhì)的影響。

(2)東南沿海地幔過渡帶的低速異常代表了新生代以來歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產(chǎn)生的熱物質(zhì)；而南嶺成礦帶下方的低速異常一直從上地幔延伸到上地殼，其形成演化受到了古太平洋板塊俯沖、海南地幔柱以及歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖的共同影響，可能代表了一個(gè)熱物質(zhì)上涌的通道。

(3)武夷山成礦帶燕山期大規(guī)模的巖漿-成礦活動(dòng)可能與古太平洋板塊的俯沖和后撤有關(guān)。

致謝感謝匿名審稿專家提供的寶貴意見和建議；感謝日本東北大學(xué)趙大鵬教授提供的層析成像程序；感謝中國地震局地球物理研究所國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心提供的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)資料(doi:10.11998/SeisDmc/SN，http://www.seisdmc.ac.cn)；感謝北京大學(xué)蓋增喜副教授、馮永革老師提供的部分流動(dòng)臺站的波形數(shù)據(jù)資料；本研究的圖件由GMT6繪制，感謝Wesseletal.(2019)提供的免費(fèi)作圖軟件；感謝羅凡等人在野外數(shù)據(jù)采集過程中的辛苦付出。