長江中下游成礦帶三維S波速度結構及對深部過程的約束

徐峣， 呂慶田， 張貴賓， 江國明，張昌榕， 單希鵬， 吳強

1 中國地質大學（北京）地球物理與信息技術學院， 北京 1000832 中國地質科學院礦產資源研究所，國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室， 北京 1000373中國地質科學院地球深部探測中心， 北京 1000374 安徽省勘查技術院， 合肥 230031

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長江中下游成礦帶三維S波速度結構及對深部過程的約束

徐峣1,2,3， 呂慶田2,3， 張貴賓1， 江國明1，張昌榕1， 單希鵬1， 吳強4

1 中國地質大學（北京）地球物理與信息技術學院， 北京 1000832 中國地質科學院礦產資源研究所，國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室， 北京 1000373中國地質科學院地球深部探測中心， 北京 1000374 安徽省勘查技術院， 合肥 230031

利用73個固定臺站記錄的163個遠震事件數據，采用多道互相關技術挑選了5524條S波到時數據，并對S波到時數據進行地殼校正，在此基礎上采用天然地震層析成像方法和遠震S波到時信息，獲得了長江中下游成礦帶上地幔的三維S波速度結構模型.研究結果表明：（1）研究區域上地幔存在著明顯的低速異常，且走向與成礦帶相同，可能為上涌的軟流圈熱物質；（2）研究區域地幔過渡帶和上地幔底部存在著明顯的高速異常，可能為俯沖的古太平洋板塊和拆沉的巖石圈；（3）成礦帶上地幔的低速異常呈現由南向北逐漸變淺的空間分布特征，該特征表明軟流圈熱物質由南向北上涌.綜合分析認為，成礦帶中生代大規模巖漿活動和成礦作用的深部過程主要與巖石圈的拆沉密切相關.

長江中下游成礦帶； 天然地震層析成像； 深部動力學； 軟流圈上涌； 巖石圈拆沉； 古太平洋板塊俯沖

1 引言

長江中下游成礦帶（成礦帶）西起江漢盆地東緣，東抵太湖東岸和天目山，南達贛北九嶺，北與大別山和“兩淮”、蘇北平原相連，主跨湖北、江西、安徽和江蘇四省，面積約10萬平方公里.在構造上，成礦帶屬于華南板塊（揚子陸塊和華夏陸塊在880 Ma前后拼合而成，以江山—紹興縫合帶為界，以下簡稱江紹縫合帶）的一部分，位于揚子陸塊東北緣，緊鄰華北板塊，北部分別以襄樊—廣濟斷裂（襄廣斷裂）、郯城—廬江斷裂（郯廬斷裂）為界，南部以陽新—常州斷裂（陽常斷裂）為界，總體上呈南西狹窄、北東寬闊的“V”字型地帶（呂慶田等，2004）.成礦帶內銅、鐵、金、鉬等金屬礦比較發育，自西向東分布著鄂東南、九瑞、安慶—貴池、廬樅、銅陵、寧蕪、和寧鎮七個礦集區（圖1），共計200多個大型多金屬礦床組合，主要以層控矽卡巖型、玢巖型和熱液脈型礦床為主（Mao et al., 2006,2011；周濤發等，2008）.

成礦帶構造演化過程主要經歷三個階段，前震旦紀基底形成階段、震旦紀-早三疊世沉積蓋層階段以及中三疊世以來的碰撞造山和造山后板內變形階段（翟裕生等，1992；謝桂青等，2008b）.中生代期間，成礦帶內爆發了大規模巖漿活動，造就了該巨型成礦帶的形成.如周濤發等（2008）認為，成礦帶內的巖漿活動和成礦活動主要集中在145～120 Ma，峰值位于140 Ma和120 Ma.

近些年來，對成礦帶中生代經歷的深部動力學過程的探討逐漸成為研究的熱點.眾多學者都試圖通過現有的資料，還原成礦帶中生代深部動力學過程，以便深入理解成礦帶的成礦規律和控礦因素，為深部找礦提供思路，開辟“第二找礦空間”，并進一步加強對地球動力學的認識.然而，目前學術界對成礦帶中生代深部動力學過程的認識還不統一，許多學者通過各自的研究結果提出了不同的模式.如，呂慶田等（2004, 2014）提出了拆沉模式，該模式認為成礦帶的形成與該地區自二疊紀末期經歷的一系列碰撞擠壓、拆沉伸展和底侵熔融等過程有關，這一模式得到了地球物理資料（比如，Wang et al., 2000；Zhang et al., 2000a, 2000b；呂慶田等，2003；Lü et al., 2015），特別是天然地震資料的支持（史大年等，2012；Shi et al., 2013；Jiang et al., 2013；江國明等，2014）.Li Z X和Li X H（2007）提出了板塊水平俯沖模式，該模式認為成礦帶的形成與古太平洋板塊的小角度俯沖有關，這一模式得到了部分地球化學和巖石學證據的支持（Li et al., 2013；Yang et al., 2014）.Ling等（2009, 2011）提出了洋中脊俯沖模式，該模式認為成礦帶的形成與古太平洋板塊和伊澤奈崎板塊的洋中脊俯沖有關，也得到了部分學者的支持（Sun et al., 2010）.

圖1 長江中下游成礦帶及其鄰區構造背景圖

天然地震層析成像能夠較好地獲得研究區域深部的速度結構特征，是了解地球內部結構的主要方法.不少學者曾利用該方法對成礦帶及其鄰區的速度結構進行過不同尺度的研究，極大地豐富了人們對成礦帶深部結構的認識.Li等（2006）構建了亞洲東南部P波速度結構模型，在華南地區的地幔過渡帶發現了大范圍的高速異常；Huang和Zhao（2006）構建了中國大陸及鄰區P波速度結構模型，在華南地區的上地幔和地幔過渡帶分別發現了大范圍的低速異常和高速異常；鄭洪偉等（2012）、鄭洪偉和李廷棟（2013）構建了中國東部P波速度結構模型，發現成礦帶上地幔的低速異常表現為從深處向北涌向地表；Jiang等（2013）、江國明等（2014）構建了成礦帶深至500 km的P波速度結構模型，發現成礦帶下方的速度異常呈“兩高一低”的分布格局，深部的高、低異常走向與成礦帶走向基本一致，并且呈由南向北（由西向東）逐漸變淺的趨勢；Ouyang等（2014）采用背景噪聲和雙平面波層析成像，構建了精細的成礦帶S波速度結構模型，也在成礦帶下方100～200 km發現了由南向北逐漸變淺的低速異常；最近，Jiang等（2015）利用P波構建了成礦帶及秦嶺—大別造山帶深至800 km的速度結構模型，在成礦帶上地幔發現了大范圍的低速異常，在上地幔底部和地幔過渡帶發現了大范圍的高速異常，且成礦帶下方的低速異常亦由南向北逐漸變淺.

雖然目前關于成礦帶的速度結構模型有很多，但這些模型大多基于P波構制，S波相對較少.相對P波來說，S波對流體、熱物質比較敏感，基于S波構制的速度結構模型能夠較好地刻畫出地幔物質橫向流動、軟流圈熱物質上涌等深部動力學過程.不僅可以與P波速度結構模型進行對比，互相驗證，確認可靠的速度異常，而且還可以進一步得到波速比、泊松比等物性參數，對深部介質進行更好的約束，為理解速度異常提供新的支撐點（張學民，2005；楊婷等，2012；張風雪等，2014）.雖然Ouyang等（2014）構建了成礦帶的S波速度結構模型，但受方法限制，該模型的深度僅為250 km，無法提供深部（比如軟流圈或者地幔過渡帶）的S波速度結構特征.為了獲取深部的S波速度結構，本研究利用布設在成礦帶及其鄰區固定臺站接收到的遠震數據，構建了成礦帶深至600 km的S波速度結構模型，為成礦帶中生代的深部動力學過程提供新的約束，并對其進行有益的探討.

2 數據和方法

本次研究區域范圍為北緯28°—36°和東經115°—123°之間，覆蓋了除鄂東南礦集區以外的成礦帶（圖1和圖2a）.波形數據來自國家測震臺網數據備份中心（鄭秀芬等，2009）（圖3）.為獲取信噪比較高的波形數據，依據以下三個原則對其進行篩選：（1）記錄波形數據的臺站必須位于研究區域范圍內（圖2a）；（2）遠震震中距為30°～90°之間，且震級大于5.5級（圖2b）；（3）每個臺站至少記錄5個地震事件，且每個地震事件至少被5個臺站記錄到.數據處理時首先采用巴特沃斯帶通濾波器對波形數據進行去噪，截止頻率范圍為0.1～1 Hz.然后采用江國明等（2012）、Jiang等（2013）改進的多道互相關方法（MMCC）從波形數據中自動獲取相對走時殘差.在此過程中，剔除互相關較差的波形數據和相對走時殘差較大的波形數據，然后再重新拾取.如果由于部分波形數據被剔除而導致無法滿足原則（3），需要重新對數據進行篩選.經過上述步驟，最終篩選了73個臺站記錄的163個遠震事件，共5524條S波相對走時殘差數據（圖4）.在MMCC方法中，數據的精度由臺站的采樣率決定，本研究中，臺站的采樣率為10 Hz，故數據的精度為0.1 s.

圖2 臺站及遠震事件分布圖

圖3 遠震波形示例

天然地震層析成像采用Zhao等（1992,1994）提出的TOMOG3D，該方法將模型空間網格化，并且將每個網格節點的速度擾動視為未知參數進行反演；模型空間中任意一點的速度通過周圍8個節點的速度線性插值得出，保證了速度在模型空間中的連續性；射線追蹤采用偽射線彎曲法的改進方法計算走時和射線路徑；反演采用LSQR進行計算（Paige and Saunders,1982），不僅計算速度較快，而且反演結果的精度較高.

圖4 射線分布圖

對TOMOG3D而言，初始模型的剖分在很大程度上取決于射線的交叉情況（圖4），并決定著層析成像的質量.在數據量不變的前提下，模型剖分的好壞對層析成像的結果起著決定性的影響.如果模型剖分過于密集，雖然結果的空間分辨尺度變小，但節點上的射線交叉程度也隨之降低，無法保證最終結果的可信度；如果模型剖分過于稀疏，雖然可以提高射線交叉程度，但空間分辨尺度變大，不利于分辨小尺度異常.為獲得最佳網格剖分間距，采用檢測板測試法確定模型剖分的合理性.首先，根據預定的網格間距對地層模型進行剖分，并選定合適的一維速度模型，利用臺站和事件的實際位置進行射線追蹤，得到“理論走時”；其次，對剖分模型的網格節點賦予相對于一維速度模型的速度擾動，保證相鄰網格節點的速度擾動正負相間，構建復雜的三維速度模型；再次，利用相同的臺站和事件進行射線追蹤，并加入隨機誤差模擬噪聲的影響，得到“觀測走時”；最后，利用“觀測走時”與“理論走時”的殘差，反演得到每個網格節點的速度異常值.如果反演得到的速度異常值與給定的速度擾動一致，那么網格模型的剖分就比較合理，也就兼顧了最終層析成像結果的可信度和分辨率.圖5顯示了最佳網格剖分模型在9個水平層上的檢測板測試結果，橫向網格間距為1°（約111.2 km），垂向網格間距為50～100 km.初始一維速度模型選擇IASP91速度模型（Kennett and Engdahl, 1991），相鄰網格節點分別被賦予±3%的速度擾動，隨機誤差的方差為0.1 s.由圖5可以看出，除了700 km和800 km兩個水平層外，其他7個水平層均能很好地將速度擾動還原出來，因此對最終的層析成像結果，只討論600 km深度以淺的速度異常.

地殼內部速度橫向不均勻性會導致遠震射線在地殼和上地幔頂部的交叉較差（圖4），如果缺乏近震數據或者人工地震數據的約束，深部成像的質量會受到影響.為保證最終的速度結構模型更加精確，本研究采用地殼校正的方法（江國明等，2009, 2014；徐峣等，2014），將50 km深度以淺地層內速度橫向不均勻性對相對走時殘差的影響消除，具體過程見相關文章（江國明等，2009, 2014；徐峣等，2014）.圖6顯示了各個臺站的平均相對走時殘差經地殼校正后的變化情況，可以看出，位于成礦帶內大部分臺站的平均相對走時殘差均減小，而成礦帶外臺站的平均相對走時殘差幾乎均增大，說明從地表到地下50 km，成礦帶內的速度整體上比較高，而成礦帶外的速度整體上比較低.

圖5 檢測板測試結果

圖6 地殼校正后臺站平均相對走時殘差變化

3 層析成像結果

為了獲得最佳的層析成像結果，反演時需根據數據擬合方差與速度模型方差確定最佳阻尼因子，通過選取不同阻尼因子反復測試，最終確定最佳阻尼因子為11（圖7）.圖8—10顯示了最終的S波層析成像結果，其中，圖8顯示了7個水平剖面的速度異常分布情況；圖9顯示了6個垂直剖面的速度異常分布情況，剖面位置如圖1所示；圖10顯示了速度異常的三維立體圖.

圖7 數據擬合方差與速度模型方差曲線圖

從圖8可以看出，成礦帶及其鄰區在300 km以淺主要以低速異常為主（圖8a—8d），與已有的層析成像結果比較一致（Huang and Zhao, 2006；鄭洪偉等，2012；鄭洪偉和李廷棟，2013；Jiang et al., 2013,2015；江國明等，2014；Ouyang et al., 2014）.在50 km的水平剖面，低速異常僅位于成礦帶中部（圖8a），隨著深度加深，低速異常逐漸擴大，并在200 km的水平剖面達到最大幅值，基本覆蓋了研究區域的整個華南板塊，甚至向北延伸到了蘇魯造山帶（圖8c）.而在400 km以深，成礦帶及其鄰區下方主要表現為高速異常（圖8e—8g），該異常在其他學者的層析成像結果中也有體現（Li et al., 2006；Huang and Zhao, 2006；Jiang et al., 2013,2015；江國明等，2014）.高速異常向西一直延伸到大別造山帶，并在400 km和500 km的水平剖面與另一高速異常相連（圖8e—8f）.雖然高速異常的范圍在600 km的水平剖面上有所減小，但是也基本覆蓋了成礦帶，并向南延伸到了江紹縫合帶（圖8g）.

從圖9可以看出，六條垂直剖面在上地幔均存在著大范圍的低速異常，在上地幔底部和地幔過渡帶均存在著大范圍的高速異常.低速異常主要集中在100～300 km，甚至向下延伸至地幔過渡帶（圖9f），向上延伸到了50 km（圖9a—9c,9e）.高速異常幾乎占據了上地幔底部和地幔過渡帶，甚至向上延伸到300 km（圖9）.從圖9d—9e中還可以發現，成礦帶下方的低速異常呈現出由南向北逐漸變淺的空間分布趨勢，與已有的一些層析成像結果比較吻合（鄭洪偉等，2012；鄭洪偉和李廷棟，2013；Jiang et al.,2013,2015；江國明等，2014；Ouyang et al.,2014）.

圖8 七個水平剖面上的層析結果

為了清楚地顯示速度異常的空間分布情況，本研究抽取了±0.4%的速度異常，構制了研究區域下方的速度異常三維立體圖（圖10）.不難看出，研究區域的淺部和深部分布著大范圍的低速異常和高速異常區，且低速異常走向與成礦帶基本相同.

4 結果分析與討論

4.1 層析成像結果分析

4.1.1 上地幔低速異常

層析成像結果的一大特征是在上地幔100～300 km發現了顯著的低速異常（圖8—10），該特征也在前人的層析成像結果中有較好的體現（由于研究方法、研究范圍以及分辨率的不同，不同學者得到的低速異常的位置略有出入）：背景噪聲和雙平面波層析成像顯示低速異常主要位于100～200 km（Ouyang et al., 2014）；大區域P波層析成像顯示低速異常主要位于100～400 km（Huang and Zhao, 2006；鄭洪偉和李廷棟，2013）；小區域P波層析成像顯示低速異常主要位于100～200 km（鄭洪偉等，2012；Jiang et al., 2013；江國明等，2014），或者100～300 km（Jiang et al., 2015）.

目前，學者們普遍認為成礦帶的形成與軟流圈熱物質的上涌以及殼幔物質的相互作用密切相關.成礦帶內廣泛分布著燕山期花崗閃長巖、閃長巖、花崗巖，這些侵入巖均具有幔源特征，為富集地幔的玄武巖漿底侵到下地殼底部，發生熔融后經分離結晶形成的（吳福元等，2003；王強等，2003；徐夕生等，2004；徐夕生和謝昕,2005；謝桂青等，2008a），這與在上地幔發現的低速異常相符.因為從介質的物性來看，溫度較高、較軟的物質（比如巖漿、軟流圈的熱物質）一般會表現為低速異常（呂慶田等，2014）.因此，本研究認為上地幔的低速異常為上涌的軟流圈熱物質，與一些學者的解釋相同（鄭洪偉等，2012；鄭洪偉和李廷棟，2013；Jiang et al., 2013,2015；江國明等，2014；Ouyang et al., 2014），盡管他們對軟流圈熱物質上涌的機制還存在著一些爭議（見4.2節）.值得注意的是，成礦帶下方的低速異常呈現由南向北逐漸變淺的空間分布趨勢，走向與成礦帶相同（圖9d—9e,圖10），說明成礦帶下方軟流圈熱物質由南向北逐漸上涌.

圖9 六條垂直剖面上的層析結果

圖10 速度異常三維圖

4.1.2 上地幔底部和地幔過渡帶高速異常

層析成像結果的另一大特征是在上地幔底部和地幔過渡帶發現了大范圍的高速異常（圖8—10），與Jiang等（2015）的層析成像結果比較一致.此外，不少學者也在各自的層析成像研究中發現了該高速異常，并對該高速異常有著不同的解釋：

Li等（2006）、Huang和Zhao（2006）在地幔過渡帶以及下地幔頂部發現了該高速異常.他們的研究區域較大，涉及整個中國大陸及其鄰區，因此他們對高速異常的解釋主要從中國東部的構造演化背景出發.古太平洋板塊的俯沖對中國東部的構造格局產生了重要的影響：華北克拉通遭受到的大規模破壞（朱日祥等，2011），中國東部巖石圈出現的大規模減薄（吳福元等，2003；薛懷民等，2010）以及中國東部區域應力的變化（謝桂青等，2008b；Mao et al., 2006, 2011），都與古太平洋板塊俯沖有關.從Li等（2006）、Huang和Zhao（2006）獲得的高速異常的位置來看，很有可能是俯沖的古太平洋板塊的痕跡.

Jiang等（2013）和江國明等（2014）則在上地幔底部發現了該高速異常，他們的研究區域較小，集中在成礦帶及其鄰區，他們對高速異常的解釋主要從成礦帶自身的構造演化背景出發.中國東部巖石圈出現過大規模的減薄（吳福元等，2003；薛懷民等，2010），成礦帶也不例外.布格重力異常的結果顯示成礦帶下方呈現“鼻”狀正異常，說明成礦帶下方可能存在著“幔隆構造”（呂慶田等，2004）；深反射地震剖面表明成礦帶中下地殼存在著似強反射層，可能為基性或者超基性巖漿底侵所致（Wang et al., 2000；Zhang et al.,2000a,b；呂慶田等，2003, 2004；Lü et al., 2015）；接收函數的結果顯示成礦帶下方的地殼厚度較鄰區薄，可能存在著“幔隆構造”或地殼減薄（史大年等，2012；Shi et al., 2013）.以上這些現象很可能形成于巖石圈拆沉減薄的背景之下（呂慶田等，2004）.Jiang等（2013）和江國明等（2014）獲得的高速異常位于上地幔的底部，并沒有進入地幔過渡帶之中，不太可能是俯沖的古太平洋板塊的痕跡，反而很可能是拆沉的巖石圈下沉到該深度的殘留體.

然而，從本研究得到高速異常的空間分布來看，無法單獨用俯沖的古太平洋板塊或者拆沉的巖石圈予以解釋（圖8—10）.周濤發等（2008）認為，成礦帶的構造演化背景極其復雜，既受中國東部構造演化背景的控制，又有著自身的特殊性.因此本研究認為，對高速異常的解釋，也要從中國東部和成礦帶自身兩個構造演化角度出發.Li等（2006）、Huang和Zhao（2006）的研究區域較大，研究深度較深，雖然能夠很好地識別出地幔過渡帶中的高速體，但其分辨率較低，很有可能造成上地幔底部的高速體無法被識別出來.Jiang等（2013）和江國明等（2014）的研究區域較小，分辨率較高，雖然能夠很好地識別出上地幔底部的高速體，但其研究深度較淺，無法發現地幔過渡帶中的高速體.綜上，本研究將上地幔底部和地幔過渡帶的高速異常解釋為拆沉的巖石圈和俯沖的古太平洋板塊，并認為兩個高速體在構造演化的過程中，在地幔過渡帶附近發生了接觸.最近，Jiang等（2015）利用P波構建了關于成礦帶更加精細的P波速度結構模型，也在上地幔底部和地幔過渡帶中發現了顯著高速異常，并與本研究有著相同的解釋.

4.1.3 大別造山帶下方高速異常

雖然研究區域只涉及大別造山帶東緣一小部分，但該區域下方的高速異常從100 km一直延伸到600 km（圖8—10）.高速異常在400 km十分微弱（圖8—10），可能是兩個高速體在該深度發生了接觸.400 km以深可能為俯沖的古太平洋板塊；而400 km以淺的高速異常，徐佩芬等（1999）、Xu等（2001）將其解釋為俯沖的揚子陸塊的痕跡.雖然該地區的檢測板測試結果相對較好（圖5），但由于該地區位于研究區域的邊緣（圖1），且分布在該地區的臺站相對較少（圖2a），因此本研究對該高速異常持保留態度，不做討論.

4.2 成礦帶深部動力學過程

軟流圈熱物質上涌的機制是理解成礦帶中生代深部動力學過程的關鍵.然而學術界對該機制的認識還不統一，部分學者將其歸因于古太平洋板塊俯沖：朱日祥等（2011）認為大洋板塊的快速俯沖導致軟流圈非穩態的流動和上覆巖石圈的弱化和破壞，繼而引起軟流圈熱物質向上流動；Li Z X和Li X H（2007）認為古太平洋板塊以小角度向中國東部水平俯沖并在成礦帶下方發生斷離脫水和折退（roll-back），引起軟流圈熱物質大規模上涌；Ling等（2009, 2011）認為古太平洋板塊和伊澤奈崎板塊的洋中脊向中國東部俯沖，帶來大量的熱量，引起軟流圈熱物質大規模上涌.還有部分學者認為軟流圈熱物質的上涌與古太平洋板塊俯沖沒有直接關系，而可能與成礦帶巖石圈的拆沉和下地殼的底侵熔融等深部過程有關（呂慶田等，2004,2014），或者受控于華北板塊與揚子陸塊的深部巖石圈縫合線（李曙光，2001）.

從層析成像的研究來看，學者們的認識也不盡相同.鄭洪偉和李廷棟（2013）認為揚子陸塊俯沖斷離導致了軟流圈熱物質的上涌；Ouyang等（2014）將軟流圈熱物質的上涌歸因于古太平洋板塊俯沖；Jiang等（2013）、江國明等（2014）則支持巖石圈拆沉；最近，Jiang 等（2015）在洋中脊俯沖模式的基礎上，結合巖石圈拆沉模式，提出了雙板塊俯沖模式（double-slab subduction model），該模式認為洋中脊俯沖是軟流圈熱物質上涌的主要深部機制，巖石圈拆沉是軟流圈熱物質上涌的次要深部機制.

已有的研究結果表明，二疊紀末/早三疊世，華南板塊開始向華北板塊下方俯沖并發生碰撞（呂慶田等，2004；Mao et al., 2006, 2011），此時中國東部受到的區域應力主要來自于華南板塊和華北板塊碰撞產生的南北向擠壓.隨著華南板塊向華北板塊下方的擠入，中國東部包括成礦帶在內的巖石圈開始增厚，一度達到了180 km.而目前中國東部巖石圈的厚度僅為80 km左右，說明巖石圈在歷史上曾經出現過大規模的減薄，厚度超過了100 km（比如，吳福元等，2003；薛懷民等，2010）.薛懷民等（2010）的研究結果進一步表明成礦帶下方巖石圈的減薄屬于一種“突發式”的機械拆沉.如4.1.2節所述，地球物理資料為拆沉提供了大量的證據.本研究（圖9d—9e,10）以及Jiang等（2013, 2015）、江國明等（2014）的研究也在上地幔底部發現了拆沉巖石圈的痕跡.拆沉的巖石圈會導致軟流圈熱物質大規模上涌，上升占據原來巖石圈所處的位置，并底侵到殼幔邊界和下地殼中，發生熔融，產生具有埃達克性質的巖漿，這種巖漿通常容易富集成礦物質（呂慶田等，2004, 2014）.成礦帶內廣泛分布著埃達克巖和類埃達克巖，以及具有幔源性質的侵入巖，很有可能就是上述過程的結果（比如，張旗等，2001；王強等，2002）.

地球化學的研究結果表明，成礦帶的巖漿活動和成礦活動呈現由南向北逐漸變新的趨勢（比如，周濤發等，2008；Sun et al., 2013）.從本研究（圖9d—9e,10）和其他層析成像結果（鄭洪偉等，2012；鄭洪偉和李廷棟，2013；Jiang et al., 2013, 2015；江國明等，2014；Ouyang et al., 2014）可以推測出成礦帶南部的軟流圈熱物質先于北部發生上涌，兩者之間存在著對應關系.部分學者認為，成礦帶內巖石圈的拆沉首先發生在南端（江國明等，2014），因此成礦帶南部首先爆發大規模的成礦作用.受構造應力的影響，成礦帶北部也會陸續發生巖石圈的拆沉，造成軟流圈熱物質的上涌，進而爆發大規模的成礦作用，造成了低速異常“南深北淺”的空間分布格局和成礦帶由南至北逐漸變新的成礦順序.綜合以上分析，本研究認為巖石圈拆沉是軟流圈熱物質上涌的主要深部機制.

至于俯沖的古大洋板塊，本研究認為只是間接地參與了成礦帶的形成.最近，部分學者的研究結果表明成礦帶內埃達克巖和類埃達克巖的形成可能與古太平洋板塊俯沖有關（Ling et al., 2009, 2011；Li et al., 2013；Yang et al., 2014），他們在此基礎上認為古太平洋板塊俯沖是軟流圈熱物質上涌的主要深部機制，并提出了兩種俯沖模式：即前文提及的水平俯沖模式（Li and Li, 2007；Li et al., 2013；Yang et al., 2014）和洋中脊俯沖模式（Ling et al., 2009, 2011；Sun et al., 2010）.對于水平俯沖模式，最大的困惑在于古太平洋板塊能否以小角度持續俯沖上千公里并在成礦帶下方發生板塊斷離，且這一模式與本研究（圖8—10）以及部分學者的層析成像的結果不太相符（Li et al.,2006；Huang and Zhao.,2006；Jiang et al., 2015）.相比之下，洋中脊俯沖模式與層析成像結果比較吻合，Jiang等（2015）也支持這一模式.不過，有學者指出該模式與華南地區燕山期巖漿巖的時空分布不符（Li et al., 2013），且Jiang等（2015）的觀點是結合前人的研究結果提出來的，缺乏直接的證據.目前，關于成礦帶內埃達克巖和類埃達克巖的成因，學者們之間還存在著爭議，雖然最新的研究結果表明可能與古太平洋板塊俯沖有關，但相關的研究相對較少，本研究還是傾向贊同成礦帶內埃達克巖和類埃達克巖是加厚陸殼部分熔融的產物.綜合以上討論，本研究認為古大洋板塊俯沖只對中國東部區域應力的變化產生影響，間接地導致軟流圈熱物質的上涌.

結合以上討論和前人的研究，本研究認為巖石圈拆沉是造成成礦帶中生代深部成礦作用的關鍵機制，古太平洋板塊俯沖僅起到了改變區域應力的作用.成礦帶中生代深部動力學過程可能如下所示：

二疊紀末/早三疊世，華南板塊開始向華北板塊下方俯沖并發生碰撞，中國東部的巖石圈發生增厚（呂慶田等，2004；Mao et al., 2006, 2011），此時中國東部受到的區域應力主要來自于華南板塊和華北板塊碰撞產生的南北向擠壓.隨著古太平洋板塊俯沖，中侏羅世開始，中國東部逐漸受控于古大洋板塊俯沖的遠程應力體系，整個華南地區產生了強烈的陸內造山運動（呂慶田等，2014），并進一步導致中國東部巖石圈增厚.隨著古大洋板塊俯沖的加劇以及俯沖方向的轉換，中國東部受到的區域應力逐漸由南北方向的擠壓轉換為東西方向的拉張（謝桂青等，2008b；Mao et al.,2006,2011；Ouyang et al., 2014），華北板塊與華南板塊之間發生相對旋轉，古特提斯洋逐漸關閉，中國東部逐漸進入了拉張減薄的環境，受區域拉張應力和增厚巖石圈自身的不穩定性的影響，晚侏羅/早白堊世，中國東部包括成礦帶在內的巖石圈發生拆沉，導致軟流圈熱物質大規模上涌，成礦帶下方出現地殼的伸展減薄以及下地殼的底侵熔融，軟流圈熱物質上涌至淺部成礦，致使成礦帶爆發了大規模的巖漿作用和成礦作用.由于巖石圈的拆沉始于現今成礦帶的南部，也因此就造成了低速異常“南深北淺”的構造格局和成礦帶由南至北逐漸變新的成礦順序.

5 結論

本研究利用布設在成礦帶及其鄰區的一系列固定臺站，利用地殼校正的方法，構建了成礦帶深至600 km的S波速度結構模型，得出以下結論.

（1） 研究區域上地幔存在著大范圍的低速異常，且低速異常的走向與成礦帶相同，可能為上涌的軟流圈熱物質；

（2） 研究區域上地幔底部和地幔過渡帶存在著大范圍的高速異常，可能為拆沉的巖石圈和俯沖的古太平洋板塊；

（3） 成礦帶上地幔的低速異常呈由南向北逐漸變淺的空間分布特征，表明軟流圈熱物質由南向北逐漸上涌，這一特征與成礦帶巖漿活動和成礦活動呈現由南向北逐漸變新的時間分布可能存在著對應關系.

本研究認為巖石圈拆沉是成礦帶中生代深部成礦作用關鍵因素，古太平洋板塊俯沖并沒有直接導致大規模巖漿活動和成礦作用的發生.

由于數據的限制，本研究的區域相對較小，構建的模型還不夠精細，無法確定古大洋板塊和拆沉巖石圈的具體接觸位置，大別造山帶下方的高速異常仍有待商榷.在后期的研究中，需要收集更多的數據，擴大研究區域，構建更加精細的速度模型，并將研究深度擴展到下地幔，以便對成礦帶中生代深部成礦機制取得進一步的認識.

致謝 感謝中國地震局地球物理研究所“國家數字測震臺網數據備份中心”為本研究提供地震波形數據.感謝日本東北大學趙大鵬教授提供的層析成像程序.感謝歐陽龍斌、范振宇、汪洋、劉娜、劉堯以及索奎等提供的幫助與討論.文章中所有圖件均由GMT繪制而成，感謝Wessel和Smith提供的免費繪圖軟件.同時感謝兩位匿名審稿專家對本文章提出了寶貴意見.

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（本文編輯 胡素芳）

S-wave velocity structure beneath the Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt and the constraints on the deep dynamic processes

XU Yao1,2,3, Lü Qing-Tian2,3, ZHANG Gui-Bin1, JIANG Guo-Ming1, ZHANG Chang-Rong1, SHAN Xi-Peng1, WU Qiang4

1SchoolofGeophysicsandInformationTechnology,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China2MLRKeyLaboratoryofMetallogenyandMineralAssessment,InstituteofMineralResources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China3ChinaDeepExplorationCenter-SinoProbeCenter,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China4GeologicalExplorationTechnologiesInstituteofAnhuiProvince,Hefei230031,China

The Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt （MLYRMB） is one of the most important metallogenic belts in China and plenty of researches have done in this belt. In this paper, we determined a 3-D S-wave velocity structure of the mantle down to 600 km depth beneath the MLYRMB by using 5524 S-wave relative travel times collected from 163 teleseismic events recorded by 73 static seismic stations located within this belt and its adjacent areas. The tomography method used in our study is the TOMOG3D, which has been widely used in a lot of tomography studies and gained a lot of achievements. In the data processing, we chose the data with high signal to noise ratio according to 3 criteria and used an automatic method called MMCC to pick up the relative travel times precisely. Besides that, we have also applied the crust correction method to reduce the effect caused by the crustal inhomogeneity, in order to make the final result more accurate. Our result shows:（1）there exist a low velocity anomaly in the upper mantle and the trend of the anomaly is consist with MLYRMB, which maybe the upwelling of asthenosphere;（2）there exist a high velocity anomaly in the mantle transition zone and the bottom of upper mantle which maybe the subduction of paleo-Pacific plate and the delaminated lithosphere; （3） the low velocity anomaly beneath the belt has a trend that is gradually shallower from the south to the north, which means the up welling of asthenosphere start from south to north.Combining a lot of studies about geophysics, geochemistry, geology and so on, we assumed that the formation of the MLYRMB in Mesozoic was mainly caused by the delamination of lithosphere.

The Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt； Seismic tomography； Deep dynamic processes； Upwelling of asthenosphere； Delamination of lithosphere； Subduction of paleo-Pacific plate

地質調查工作項目（1212011220243，1212011220244），國家深部探測專項第3項（SinoProbe-03），“十二五”國家科技支撐計劃課題（2011BAB04B01）聯合資助.

徐峣，男，1989年生，中國地質大學（北京）博士研究生，主要從事天然地震層析成像研究.E-mail:873973573@qq.com

10.6038/cjg20151204.

10.6038/cjg20151204

P631

2015-06-03，2015-10-29收修定稿

徐峣， 呂慶田， 張貴賓等. 2015. 長江中下游成礦帶三維S波速度結構及對深部過程的約束.地球物理學報，58（12）:4373-4387,

Xu Y, Lü Q T, Zhang G B, et al. 2015. S-wave velocity structure beneath the Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt and the constraints on the deep dynamic processes.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4373-4387,doi:10.6038/cjg20151204.