江南造山帶中段地殼結構特征
——來自武寧—吉安深反射地震隨機介質相關長度分析的認識

劉家豪 , 雍 凡, 劉振東 , 張 輝 , 嚴加永 ,阮小敏 , 高鳳霞 , 陳昌昕

1)中國地質科學院, 北京 100037; 2)中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心, 北京 100037;3)中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所, 河北 廊坊 065000

華南陸塊經歷了長期、復雜且強烈的板塊構造運動及多期次碰撞、拼貼再造過程, 形成了現今面貌(舒良樹, 2012)。新生代的構造疊加, 破壞了華南陸塊前期構造演化的直接證據, 華南陸塊是新元古代以來全球地質構造演化最為復雜的地區之一, 也是創新大陸碰撞理論、認識大陸演化過程的經典地區(毛建仁等, 2014; Zhao et al., 2021)。

江南造山帶由華南陸塊的華夏地塊、揚子地塊于中—新元古代碰撞、拼貼形成, 顯生宙期間, 統一的華南陸塊經歷了復雜的構造運動, 尤其在中生代期間, 隨著特提斯洋的閉合, 華南陸塊由特提斯構造域轉換為古太平洋構造域。因此, 江南造山帶是研究華南陸塊中生代陸內地殼演化及其動力學過程、巖漿活動和成礦作用的關鍵窗口(郭令智等,1984; 舒良樹, 2012; 王孝磊等, 2017)。江南造山帶為一長約1500 km、寬約200 km的條帶狀構造帶,主體呈現為走向 NEE的大型逆沖斷層-褶皺弧形構造體系, 由中—新元古代淺變質巖系及新元古代花崗巖和少量鎂鐵質巖組成, 地表主要出露前寒武紀地質單元(張國偉等, 2013; 王孝磊等, 2017)。隨著板塊構造理論的發展, 郭令智等(1984)認為該區域為一套元古代“溝-弧-盆”體系。近年來, 眾多學者對江南造山帶進行了大量的巖石、地球化學和地球物理研究工作(薛懷民等, 2010; 周永章等, 2017; 王孝磊等, 2017; 羅凡等, 2019; 宋傳中等, 2019; 嚴加永等, 2019, 2022; Yan et al., 2021; 張永謙等, 2022),提高了對江南造山帶深部結構和深部過程的認識,并厘定了部分區域邊界范圍。目前, 對于揚子地塊與江南造山帶北西側和北東段的界線分歧較少。然而, 江南造山帶中段因受到沉積覆蓋、地表巖漿巖出露較少和深部結構狀態探測程度較低等因素的影響, 與揚子地塊及華夏地塊之間的邊界位置仍有爭議(王孝磊等, 2017; Xia et al., 2018; Yao et al., 2019),對其深部結構的研究工作仍有待進一步提高。

地球物理學是現代探索和研究地球內部結構和地球動力學演化過程的主要方法, 經過眾多學者的努力, 地球物理學得到了長足的發展, 如不同的數值模擬方法與地震數據處理方法的提出與改進,在研究地球內部結構中發揮著重要的作用(Alford et al., 1974; Tessmer, 2000; 劉有山等, 2014;Takekawa et al., 2015; 吳國忱等, 2018; 劉國峰等,2020)。其中, 深反射地震探測技術是探測地殼結構、大陸巖石圈結構等深部結構最有效的手段之一(高銳等, 2006; 盧占武等, 2009; 于常青等, 2012)。與傳統油氣地震勘探相比, 深反射地震勘探多穿越造山帶等構造復雜區域, 得到的地震數據信噪比相對較低, 為更好的利用地震數據, 研究人員開發了一些特殊的處理方法, 如基于模式識別的線條圖技術方法, 證實了統計分析方法應用在深反射地震的可行性(雍凡等, 2021)。隨著研究的進步, 基于統計分析技術的數據處理方法, 為更好的解釋深反射地震剖面提供了新的思路。

大量實例研究和鉆井驗證, 發現地殼深部物質普遍具有多尺度的非均質性(Leary, 1991; Wu et al.,1994; Holliger, 1996; Line et al., 1998), 可以用統計分析學中的方差、相關長度和赫斯特數等在內的介質參數刻畫物質的非均質性。因此, 眾多學者為驗證隨機介質參數在地震勘探的可行性, 采用模擬的方法, 通過建立隨機介質模型進行正演, 對得到的地震波場進行分析對比, 得出了隨機擾動和不同隨機參數對地震波場的影響特征(Levander et al., 1994;奚先和姚姚, 2004; 郭乃川等, 2012)。為進一步證實深反射地震數據能夠反映地下介質的非均質性, 對比實際深反射地震剖面和模擬結果, 發現模擬結果可以對深部地質結構的地震響應提出合理解釋(雍凡等, 2021)。因此, 可以針對深反射地震疊后數據,計算其自相關函數來表征非均質性, 估算參數, 分析地質構造特征。此后多位學者, 完善并改進了參數估算方法, 從估算的隨機介質參數中, 可勾畫出大陸地殼的主要結構特征, 約束非均質性的侵入巖體的位置和形狀, 以及再現莫霍面的深度和形態(Mueller, 1995; Pullammanappallil et al., 1997; Carpentier et al., 2011)。

為進一步認識江南造山帶中段的深部結構特征、塊體邊界以及中生代構造-巖漿-成礦事件的影響, 本文利用武寧—吉安段的深反射地震數據, 通過隨機介質參數估算的方法, 在對相關長度剖面分析的基礎上, 獲得了江南造山帶中段武寧—吉安段的莫霍面的結構特征圖像, 結合前人認識, 重點探討了其中生代構造背景。結合相關長度分析方法, 討論了區域內重要斷裂以及進一步證明了江南造山帶中段與華夏地塊的深部界線。在此基礎上, 對江南造山帶中生代區域構造對成礦的影響進行了探討。

1 區域地質背景

江南造山帶位于華南陸塊中間, 為揚子與華夏地塊在中—新元古代的碰撞結合帶(郭令智等,1984), 主體由晉寧期、燕山期中酸性侵入巖和前南華紀地層結晶褶皺基底構成, 周邊為古生代和中生代淺覆蓋地層區(圖1)。宋傳中等(2019)認為江南造山帶經歷了新元古代的主造山期、早古生代的后造山期以及后期的華南陸內構造的發展階段, 中生代的印支運動和燕山運動對華南地質構造格局產生了重要影響(毛建仁等, 2013), 構造體制由近NS向古特提斯構造域向NW-SE向古太平洋構造域轉換。尤其, 中—晚侏羅世以來, 江南造山帶在古太平洋構造體制下以及陸內深部構造-巖石圈地幔的共同作用下, 表現為區域深大斷裂發育, 以及受斷裂切割而成的隆、坳塊體, 從而奠定了本區現有的構造格局(吳蔚等, 2019)。

圖1 江南造山帶中段區域地質與深反射剖面位置圖Fig. 1 Regional geology and deep reflection profile location map of the middle part of the Jiangnan orogenic belt

江南造山帶中段武寧—吉安段, 可分為九嶺隆起(江南隆起帶)地層區、萍樂坳陷地層區和武功山隆起地層區, 區域地層從元古界到古近紀—新近紀均有發育。出露的地層主要由前南華系的火山沉積巖、南華系未變質或淺變質的巨厚的裂谷沉積巖及震旦系—早古生代穩定淺海沉積序列組成(孫俊俊,2019)。中生代地層在研究區域內廣泛發育, 九嶺地層區及萍樂地層區主要出露三疊系下—中統及白堊系上統圭峰群, 三疊上統、侏羅系、白堊系上統出露于萍樂地層區及武功山地層區。

江南造山帶中段受控于不同地質時期構造運動影響, 形成了一系列特征各不相同的斷裂。區域內主要斷裂有位于中部的北東東向宜豐—景德鎮斷裂帶, 位于南部的近東西向的萍鄉—廣豐斷裂帶。江南造山帶中段構造變形主要屬于三大系統, 即晉寧期揚子與華夏古板塊碰撞形成的反“S”型構造系統及其后期繼承性發展演化; 加里東期南華裂谷系閉合“北貼西拼”造山形成的復雜構造系統; 印支—燕山期陸內造山形成的以前期構造為基礎, 以北東、北北東向構造為主導的復合構造系統。

2 數據和方法

2.1 深反射地震數據采集與處理

武寧—吉安段深反射地震測線滿覆蓋長度約200 km, 北起九宮山隆起, 向南依次穿越修水—武寧盆地、九嶺隆起、萍樂坳陷和武功山隆起(圖1)。數據采集采用15980-20-40-20-15980觀測系統, 800道接收、80次覆蓋, 道間距40 m; 炮間距200 m, 其中14926至15526段接收點的道距為20 m, 該段的樁號與其連接的兩端外40 m道距的樁號連續編號。與其關聯的炮接收關系通過最大炮檢距不變來控制,即中點激發對稱接收(最大炮檢距對稱不變)。在巖漿巖、變質巖的堅硬巖石類中采用中密度炸藥激發,在新生代中軟地層中采用高密度高爆速炸藥進行激發。激發井深: 20～30 m, 一般采用 20～22 m, 花崗巖地區采用30 m。激發藥量: 20～24 kg, 花崗巖區采用24 kg激發。檢波器類型: 20DX-10Hz, 單串12個檢波器, 采用順測線、垂直測線、斜交測線等方式布設, 組內距 1 m, 組合基距 11 m, 同道檢波器擺放須保證高差不大于1 m。采用428數字地震儀, 采樣間隔: 1 ms, 記錄長度: 30 s。

數據處理采用PROMAX R5000、GRISYS 8.0、ToModel等軟件聯合開展, 通過調整處理方法和參數, 最終確定處理流程, 其中關鍵處理技術包括靜校正、振幅補償、去噪等, 主要處理參數見表1。

表1 主要處理參數表Table 1 Main processing parameter table

武陵山地區屬山地地形, 地表起伏較大, 相對高差達 500～1000 m, 低降速帶、巖性橫向變化大,靜校正問題嚴重。而ToModel是利用層析反演的原理, 專門針對復雜近地表條件下的建模和校正系統(楊青青, 2021), 經過校正后有效的消除了淺層地表所引起的初至抖動及反射層的變形, 靜校正后初至光滑、連續, 反射層更接近雙曲線特征。

針對原始資料中存在的各種噪音干擾, 通過分析它們的頻率域、時間域的特征, 確定采用相應的去噪技術予以消除。PROMAX R500和GRISYS 8.0處理軟件提供了各種疊前去噪模塊, 如消除面波干擾的自適應面波衰減模塊, 內切濾波法面波壓制模塊, 疊前線性干擾濾除模塊, 針對隨機干擾而設計的二維疊前隨機干擾衰減模塊, 針對高能噪聲的高能干擾的分頻壓制模塊等等。如根據該區面波干擾較為嚴重, 速度在 800～1200 m/s之間, 頻率在 4～12 Hz之間, 采用自適應面波衰減模塊消除面波干擾, 結果如圖2所示。

圖2 面波壓制前后Fig. 2 Before and after surface wave suppression

由于在深反射地震勘探中振幅能量的衰減和不均衡, 使得到的深部地震數據信噪比和成像分辨率較低, 因此, 在深反射地震數據處理中, 能量補償十分重要。在縱橫向上需要采取不同方法綜合使用, 補償地震波在時空上振幅和能量的衰減, 平衡縱橫向上的能量, 補償結果如圖3所示。

圖3 振幅補償前后Fig. 3 Before and after amplitude compensation

經過處理得到疊加剖面(圖4)。由疊加剖面可知,剖面上反映了宏觀的信息, 但局部信噪比較弱, 本文嘗試隨機介質參數估算對剖面進行增強, 以期為認識江南造山帶中段地殼結構提供更直觀依據。

圖4 武寧—吉安段深反射地震疊加剖面Fig. 4 Deep reflection seismic stack profile of the Wuning-Ji’an part

2.2 隨機介質參數估算方法

隨機介質參數估算分為兩步: (1)計算自相關函數。Holliger et al.(1994)提出了從地震剖面計算歸一化二維自相關函數的方法, 在 N×M的數據窗口中計算歸一化的二維自相關。公式為:

其中p(xi, zj)是離散的地震信號, l是x方向上的自相關滯后, τ是z方向(即時間方向)上的自相關滯后。

自相關函數求取是隨機介質參數估算的第一步, 也是準確估算隨機介質參數的基礎, 求取方法有自協方差序列(在均值為零的情況下為自相關函數)和通過隨機功率譜計算自相關函數(Gu et al.,2014)。對于直接法計算自相關函數而言, 該方法由于數據長度有限, 計算得到的自相關函數與模型自相關函數存在一定的誤差。功率譜可分為經典譜法和現代譜法, 與經典譜法相比現代譜沒有數據長度的限制, 具有高頻率分辨率的性質。雍凡等(2021)為得到合適的自相關函數, 對比了各種方法求取的自相關函數與構建模型的自相關函數的差異, 得出AR估算的自相關函數誤差較小。

由于二維自相關運算非常費時, 為求得較為準確的相關函數, 還需要較大的計算數據。因此, 采用多道一維相關平均代替二維自相關函數的求取,提高了計算效率同時也提高了計算精度和穩定性。首先對數據矩陣每一行或每一列采用AR功率譜法單獨求取一維自相關函數。然后再將計算窗口內的多道自相關函數求平均, 得到的平均自相關函數即可以認為是該數據的橫(縱)一維相關函數。

(2)由于自相關函數域隨機介質參數具有非線性特征, 因此采用迭代求解的方法。擬合最小二乘誤差如下公式所示:

其中ξ(a, v)為相關長度a和赫斯特數v的最小二乘擬合, ?(l, τ)為測到的自相關函數, 而 R(l, τ)是Von Kármán型自相關函數的解析值, 當ξ(a, v)小于規定的閾值時, 參數a和v最適合預測觀測數據隨機介質參數。求取的方法主要有最小二乘擬合、蒙特卡洛反演、特征向量法(Poppeliers, 2007;Scholer et al., 2010; Gu et al., 2014)。

由于深反射地震勘探區域地質構造的復雜性,剖面的非均質性在空間上變化。因此需要滑動分析窗口的方法估算隨空間變化的隨機介質參數(Hurich and Kocurko, 2000)。首先, 定義滑動窗口的大小和窗口位移大小, 窗口大小是計算的重要參數,需要仔細考慮分辨率和統計穩健性之間的平衡, 小窗口大小意味著高分辨率, 而大窗口可以確保統計的魯棒性。隨機介質模型的大小應大于相關長度的2π倍, 否則介質將不能反映正確的隨機介質特性(Frenje and Juhlin, 2000)。由于地殼非均質性的相關長度通常為數百米, 因此窗口的橫向長度應為2000～20 000 m, 窗口的垂直長度應包括足夠的垂直反射率。Carpentier et al.(2011)提出, 窗口的時間跨度應不小于四個主波長。考慮到深反射地震剖面通常為10～40 m的CDP道間距和1～4 ms的采樣率,窗口大小為 200～1000地震道和 100～500倍的采樣率應該是適合對于大多數情況。根據反射的復雜程度, 窗口位移距離應當保證相鄰兩個窗口間至少有窗口水平或垂直尺寸的1/2到1/8的重疊。

通過上述隨機介質參數估算方法, 求取每個窗口的隨機介質參數。最后, 將得到的離散窗口隨機介質剖面采用三次樣條插值法映射到整個地震剖面的非均質性的空間變化規律。

2.3 計算參數選擇

為得到可靠結果, 需要對比計算窗口大小, 觀測隨機介質參數取值范圍, 評估計算可靠性。本文選取橫向窗口大小1000、600、400和200 CDP地震道進行測試, 分別對應20 km、12 km、8 km和4 km的實際寬度, 縱向窗口固定為800 ms, 開展分析對比。從測試結果分析(圖5), 窗口橫向長度越大,橫向自相關長度剖面反映的是地震剖面上非均質性空間變化的整體信息(圖 5a); 計算窗口橫向長度變小, 自相關長度剖面對非均質性空間變化的橫向分辨率隨之提高(圖5b, c), 而且圖5c反映出的信息較為豐富; 如果計算窗口過小, 橫向自相關長度剖面表現為較為離散, 區域的連續性較差(圖5d)。因此,合適的橫向計算窗口的選擇, 可以在滿足橫向分辨率精度的前提下, 在地震剖面上呈現出非均質性在空間上的變化趨勢。窗口的縱向大小應包括足夠的垂直反射, Carpentier et al.(2011)指出窗口的時間跨度應不小于四個主波長。根據對地震剖面頻率分析可知, 該地震剖面的主頻在 20 Hz左右, 波長約為1000/20 Hz= 50 ms。因此, 窗口的縱向大小應大于200 ms。本次計算中采用的800 ms的窗口完全滿足計算要求。

圖5 相關長度剖面對比圖(a, b, c, d的窗口橫向大小分別為1000、600、400和200 CDP地震道)Fig. 5 Diagram showing the comparison of correlation length profiles(the windows of a, b, c, and d are 1000, 600, 400, and 200 CDP channels, respectively)

綜合以上分析, 窗口橫向大小選為 400地震道(8 km), 縱向窗口大小選擇為800 ms既能保證計算誤差較小, 又能提供較為理想的橫向分辨率, 因此是研究區較為合適的計算參數。

3 討論

3.1 莫霍面結構

由本文相關長度剖面得到的莫霍面表現為在10～13 s左右具有相對較大的相關長度的條帶, 大致具有1 s的厚度, 莫霍面由北向南逐漸抬升, 即地殼往南逐漸減薄, 在萍鄉—廣豐斷裂處達到最淺, 而且相關長度值從北往南總體呈現減少的趨勢(圖6)。

圖6 武寧—吉安地質剖面(a)及深反射地震相關長度剖面解釋圖(b)Fig. 6 Interpretation diagram of Wuning-Ji’an geological profile (a) and deep reflection seismic correlation length profile (b)

從區域上看, 華南陸塊東部的莫霍面深度變化較大, 莫霍面深度逐漸從陸內約34 km向沿海方向抬升到28 km(Teng et al., 2013)。熊小松等(2009)認為在華南陸塊周緣斷裂存在莫霍面錯斷的現象, 華南地區莫霍面具有由西往東、從北向南深度逐漸變淺的趨勢, 在局部區域莫霍面具有隆起的特征。王有學和韓國華(1997)通過研究得出華南陸塊的莫霍面由北向南變淺的特點。熊紹柏和劉宏兵(2000)發現華南地區東北部的莫霍面自北西向南東總體減薄。

對于華南陸塊分界線的江南造山帶莫霍面的埋深, 鄧陽凡等(2011)根據構建的華南地區三維地殼速度模型, 提出華南陸塊平均地殼厚度為 37 km左右, 其中揚子地塊的莫霍面深度為 40 km, 華夏地塊的莫霍面深度為32 km左右, 總體上呈現出揚子地塊厚地殼而華夏地塊地殼較薄的特征。江南造山帶作為揚子地塊與華夏地塊之間的碰撞結合帶,其地殼厚度總體呈現為由較薄地殼的華夏地塊, 向較厚地殼的揚子地塊變化的不均勻過渡帶, 由圖 7可知, 在本文研究區域(紅色測線), 地殼厚度由北向南逐漸減薄, 與本文相關長度剖面得出的結果相符合(Zhang et al., 2021; 陳昌昕等, 2022)。同時, 對比相同剖面, 不同地球物理方法獲得的莫霍面深度,如圖 8所示, 天然地震和重力反演獲得莫霍面深度變化趨勢與本研究得出的結果較為一致, 均表現出莫霍面由北向南逐漸抬升。

圖7 華南大陸東部地區地殼厚度分布圖(修改自Zhang et al., 2021)Fig. 7 Distribution of crust thickness in the eastern region of South China (modified from Zhang et al., 2021)

圖8 相鄰地區莫霍面深度變化圖(紅色為重力結果(Yan et al., 2021)、綠色為地震結果(吳蔚等, 2019)、黑色為本文結果)Fig. 8 Depth variation map of the Moho surface in adjacent areas (red is the result of gravity (Yan et al., 2021),green is the result of seismic activity (WU et al., 2019), and black is the result of this study)

根據前人的劃分標準(楊明桂等, 2009), 華南地區的揚子和華夏地塊及東南陸緣對應為弱-次減薄區、中減薄區和強減薄區。眾多學者通過研究, 認為華南陸塊經歷了多期次的擠壓-伸展轉換, 在整個燕山期東南地區都處于伸展構造環境下, 造成了強烈的巖漿活動(謝桂青, 2003; 周新民, 2003; Li et al., 2018, 2020)。

在伸展減壓構造背景下, 導致巖石圈地幔部分熔融、地殼伸展減薄, 誘發軟流圈物質上涌(毛建仁等, 2014; 宋傳中等, 2019; Dong et al., 2020; Zhang et al., 2021)。陳昌昕等(2022)認為, 受地幔上涌作用影響, 增厚的“山根”發生減薄, 江南造山帶內莫霍面的深度自東向西逐漸加深, 表明地幔上涌的影響由東向西減弱。而在江南造山帶中段武寧—吉安段的莫霍面深度由南往北逐漸增加, 推測該區域受地幔上涌的影響由南往北逐漸減弱。

3.2 斷裂與構造邊界

構造邊界是劃分地質單元的基礎, 也是認識區域構造格架和地質演化的依據。本剖面范圍內, 區域重要斷裂有宜豐—景德鎮斷裂和萍鄉—廣豐斷裂,以這兩個斷裂為界, 可分為北、中、南三段。

(1)宜豐—景德鎮斷裂。由相關長度剖面可知宜豐—景德鎮斷裂, 傾向北西, 由上到下傾角逐漸變緩, 斷裂附近南北兩側地殼表現出不同的相關長度值: 斷裂北側一帶及到下地殼范圍內相關長度剖面主要表現為高相關長度值, 而且其下方莫霍面的相關長度值存在明顯變化, 斷裂南側靠近斷裂附近,反映為低相關長度值區域, 從疊加剖面可知, CDP點 5000—7000一帶宜豐—景德鎮斷裂兩側的反射特征不同, 北側反射能量較弱, 南側反射能量較強,見圖 9。以上都說明以宜豐—景德鎮斷裂為界, 兩側具有不同的結構和物性特征。

根據劉博等(2018)對長江中下游地區大地電磁分析結果可知, 宜豐—景德鎮斷裂侵入較深, 兩側的電阻率差異較大, 斷裂北西側的九嶺隆起表現為高阻特征, 而南東側的萍樂坳陷則呈現相對低阻,意味著斷裂兩側具有不同的深部結構特征。根據嚴加永等(2019, 2022)得出的欽杭結合帶及鄰區的重磁異常可知, 宜豐—景德鎮斷裂兩側之間存在著局部差異, 結合重磁多尺度邊緣檢測、大地電磁及天然地震結果的綜合分析(Yan et al., 2021), 認為宜豐—景德鎮斷裂不是欽杭結合帶的北界。因此, 推測宜豐—景德鎮斷裂兩側存在物性和結構上的差異,但并不是研究區范圍內欽杭結合帶的北界, 且斷裂侵入較深, 為區域重要深大斷裂。

(2)萍鄉—廣豐斷裂。在相關長度剖面上萍鄉—廣豐斷裂南北兩側同樣表現出不同的相關長度值的變化, 以斷裂為界北側地殼中存在一個表現為低相關長度值的區域, 斷裂南側為一相關長度值較大的區域, 在疊加剖面上, CDP點9000～11 000一帶以萍鄉—廣豐斷裂為界北側反射剖面主要表現為分布均勻、較透明反射特征; 斷裂南側為密集反射帶, 能量強, 可能是巖漿沿著殼幔薄弱區上侵到地殼不同位置就位后固化了的巖體作用的結果, 兩側相關長度值與反射特征的不同都代表著兩側的物質組成不一致, 見圖9。

圖9 深反射地震相關長度剖面與疊加剖面解釋對比圖Fig. 9 Comparison diagram of deep reflection seismic correlation length profile and stack profile interpretation

韓松等(2016a, b)根據景德鎮—溫州和進賢—柘榮大地電磁測深剖面結果, 認為江紹斷裂為江南造山帶中段和華夏地塊的邊界。周永章等(2017)認為欽杭結合帶為古老俯沖帶, 地質演化具有整體一致性。區域重、磁、電、震綜合地球物理研究表明萍鄉—廣豐斷裂一線屬于欽杭結合帶的北界(嚴加永等, 2019), 因此, 萍鄉—廣豐斷裂與江紹斷裂的地質演化應具有整體的一致性。且舒良樹等(2012)認為萍鄉—廣豐斷裂屬于萍鄉—紹興斷裂的一部分,萍鄉—紹興斷裂為江南造山帶與華夏地塊的南部分界線。因此, 推測萍鄉—廣豐斷裂屬于江南造山帶中部與華夏地塊的分界線。

從相關長度剖面可以看出, 在宜豐—景德鎮和萍鄉—廣豐斷裂下方莫霍面的相關長度值有明顯變化, 推測是由于這兩個斷裂侵入較深, 致使莫霍面的錯斷造成的。根據巖石、地球化學研究表明研究區域內巖漿巖以燕山期形成的 I型為主, 且主要沿宜豐—景德鎮斷裂分布, 反映區域構造-巖漿事件或與幔源物質上涌有關(楊明桂等, 2015a; 呂勁松等, 2017)。張永謙等(2022)認為江紹斷裂向深部延伸造成莫霍面的錯斷, 但錯段處還存在爭議。韓松等(2016a)根據電性結構分析得出紹興—江山—萍鄉斷裂帶為超殼斷裂。因此, 認為宜豐—景德鎮斷裂和萍鄉—廣豐斷裂為深大斷裂, 向深部地殼延伸使得莫霍面錯斷, 使得這兩個斷裂下方莫霍面的相關長度值發生了變化, 莫霍面錯斷給巖漿和地幔熱液沿斷裂上涌并沿地層和裂隙侵入中上地殼提供了構造前提, 巖漿和地幔熱液的上涌導致區域內形成大面積I型花崗巖。

在疊加剖面上九嶺隆起下方地殼內存在明顯的反射波組短小、不連續, 甚至透明的區域, 整體結構呈現“凹”形; 以及在相關長度剖面上可知, 該區域為中部比兩側相關長度值較小, 兩側相關長度值與莫霍面區域相關長度值較為一致, 見圖 9, 以及結合上述得出的宜豐—景德鎮斷裂使得莫霍面發生錯斷, 深源巖漿沿著主要斷裂和次生斷裂運移,因此, 推斷該異常區域是部分深部巖漿沿著地殼薄弱區上侵到地殼不同位置固化的巖體。

3.3 中生代深部過程與區域成礦作用

江南中段控礦構造格局是多期板塊構造活動的結果, 中生代發生的構造轉換事件, 引發了成礦大爆發(楊明桂等, 2015b)。根據巖石地球化學研究表明, 在江南造山帶區域內的巖石在形成過程中,地幔物質發揮了重要作用(王強等, 2001, 2002; 許繼峰等, 2001; Xu et al., 2002), 而地幔物質的上移離不開斷裂提供的通道。研究區域內的萍樂坳陷帶屬于欽杭成礦帶的一部分, 燕山期花崗巖廣泛發育是欽杭成礦帶的突出地質特征(蔣少涌等, 2008), 由于構造背景、巖漿源區的差異, 不同的巖漿具有不同的地球化學成分和演化規律, 從而形成不同的礦床。I2型花崗巖與中生代鎢鉬礦關系密切(呂勁松等,2017), 世界儲量第一的朱溪鎢礦和第二大的大湖塘鎢礦均位于宜豐—景德鎮斷裂附近。楊明桂等(2015c)發現在宜豐—景德鎮和萍鄉—廣豐斷裂之間存在一條深斷裂束, 深大斷裂帶的存在為幔源物質的上涌提供了通道。從側面體現了宜豐—景德鎮和萍鄉—廣豐斷裂致使莫霍面發生錯斷。另外嚴加永等(2022)發現在江南造山帶金礦床密集分布, 多位于深大斷裂及其邊部次級斷裂上, 砂巖型銅礦、斑巖型、矽卡巖型銅礦也具有深大斷裂控礦特征。因此, 研究區域內的深大斷裂使得莫霍面發生錯斷,在中生代晚期的伸展構造體制下, 地幔部分發生熔融、地殼伸展減薄, 使得地幔物質上涌, 深大斷裂和次級斷裂為深源巖漿與成礦流體提供了通道, 以及發生在斷裂上的后期構造作用都促進了礦產的形成。

4 結論

利用江南造山帶中段武寧—吉安段的深反射地震數據, 開展隨機介質相關長度計算, 通過對得到的相關長度剖面的分析以及結合已有的研究工作,得出以下結論:

(1)在武寧—吉安段, 地殼厚度沿剖面由北向南逐漸減薄, 推測研究區域主要受控于燕山期晚期伸展構造體制, 在伸展構造背景下, 導致地殼減薄,誘發幔源物質上涌, 且地幔上涌由南往北逐漸減弱。

(2)宜豐—景德鎮斷裂為區域重要斷裂, 進一步證明了萍鄉—廣豐斷裂為江南造山帶中部與華夏地塊的分界線, 這兩條斷裂向深部延伸造成了莫霍面的錯斷。并對中生代區域構造與成礦作用的關系進行了分析, 認為在伸展構造背景下, 這兩條深大斷裂為幔源物質的上涌提供了通道, 控制了金、鎢等礦床的形成。

致謝: 感謝中石化石油工程地球物理有限公司南方分公司 SGC2133地震隊在深反射地震數據采集中的辛苦付出, 感謝審稿人對本文提出的寶貴修改意見。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190012 and DD20221643), and National Natural Science Foundation of China (Nos.92062108, 42074099 and 41630320).