长江中下游地区成矿深部动力学机制：远震层析成像证据*

江国明 张贵宾 吕庆田 史大年 徐峣

1. 中国地质大学地球物理与信息技术学院，北京 1000832. 中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用和资源评价重点实验室，北京 100037

1 引言

长江中下游地区位于扬子板块北缘的长江断裂带内。在长期的构造作用、岩浆作用和成矿作用下，该地区形成了丰富的铁、铜、金多金属等矿床组合，已成为我国东部重要的铜、铁、锰、锌等金属矿资源基地(Pan and Dong, 1999)。自20世纪20年代以来，国内外学者在该地区进行了广泛而深入的研究，在中生代构造转换与成岩成矿的地球动力学背景、岩浆作用与深部过程、成矿系统及其演化、成矿潜力等方面取得了丰硕的研究成果(周涛发等，2012)。大量的研究结果表明长江中下游地区成矿过程与中生代发生的构造转换及岩浆活动密切相关，但不同的学者对构造转换或岩浆作用的时间仍持不同意见。李文达等(1998)认为我国东南大陆岩石圈构造环境经历了挤压(176～150Ma)、挤压-伸展扩张转换(145Ma)、扩张增强(125～105Ma)、裂解(92Ma)等过程，而且在伸展过程中，伴随着大规模的火山-岩浆侵入作用和地壳减薄等地质现象，而有些学者则认为转换时间可能发生在侏罗纪-早白垩纪之间(任纪舜等，1999)或者中晚侏罗世初期(165±5Ma,董树文等，2011)。近年来，随着同位素定年技术的不断提高，不同学者利用该技术分析了成矿带地区的岩浆岩同位素年代(如，周涛发等，2010, 2011；马立成等，2011)，结果表明145～135Ma期间的岩浆活动主要发生在断隆区(比如铜陵地区)，而135～127Ma期间的岩浆活动则主要发生在断陷区(比如庐枞盆地和宁芜盆地)。这些新的成果大大丰富了人们对成矿带地区成矿与岩浆活动关系的认识。

除了构造转换时间上的不统一，学术界对长江中下游地区成矿的深部动力学过程及岩浆活动机制也存在着不同观点。归纳起来，基本上可分为三种：(1)大陆伸展模式(Liouetal., 1995；邓晋福和吴宗絮，2001)，认为长江中下游地区大规模岩浆活动与扬子-华北板块间的陆-陆碰撞以及碰撞后的伸展事件有关；(2)板块俯冲模式(Chen and Jahn, 1998；陈斌等，2006；Li and Li, 2007)，认为该地区大规模岩浆活动与古太平洋板块俯冲有关；(3)拆沉模式(Yin and Nie, 1993；吕庆田等，2004；史大年等，2012)，认为扬子-华北板块碰撞过程中，扬子板块东部首先发生碰撞并挤入华北板块，随后的大规模岩浆活动是华北和扬子板块相对旋转而导致的岩石圈地幔拆沉和软流圈物质上涌。当然，以上三种观点并不是完全割裂的，只不过表述的侧重点不同，比如拆沉模式中陆-陆板块碰撞后发生的相对旋转，其驱动力可能来自于古太平洋板块的俯冲，而且相对旋转的后果有可能造成大陆伸展。之所以对深部动力学过程存在着如此多的观点，其根本原因是对成矿带及周边地区地壳结构，尤其是深部(上地幔和地幔过渡带内)结构并不是十分清楚所致。

现代地球物理技术和地球化学测量方法为人们推测地下深部结构和动力学过程提供了更加科学、更加直观的证据。比如，人工深地震反射剖面清楚地显示出岩浆底侵作用的垂向作用范围(吕庆田等，2004)；天然地震接收函数结果表明成矿带地区下方莫霍面深度变浅，似乎意味着该地区存在“幔隆构造”(史大年等，2012；Shietal., 2013)；区域布格重力异常结果也表明成矿带地区存在着“幔隆构造”或地壳减薄；天然地震层析成像结果直接显示出上地幔内存在着低速异常和高速异常，被认为可能是上涌的软流圈物质和拆沉的岩石圈(Jiangetal., 2013)；同位素测量结果显示长江中下游地区的岩浆岩具有幔源特征(王强等，2001；Xuetal., 2002)，而且其空间分布被航磁测量结果所圈定(吕庆田等，2004)，该特征可解释为富集地幔的玄武岩浆底侵到下地壳底部，发生熔融后经分离结晶而形成。从这些所列的资料中，不难看出地球物理和地球化学结果为地质工作者提供了前所未有的地球深部物质的空间赋存状态信息，结合地质同位素定年资料，我们可以更加准确地描述成矿的深部动力学过程，为开辟深部“第二找矿空间”，寻找深部隐伏矿床提供新思路和新途径。

为了获得长江中下游成矿带地区更加详实的深部结构，在“深部矿产资源立体探测与实验(SinoProbe-03)”项目支持下，在该地区开展了天然地震观测、人工地震剖面、大地电磁、重力和地球化学测量等工作，取得了一系列成果(Lüetal., 2013；Shietal., 2013；吕庆田等, 2014；强建科等, 2014；徐涛等, 2014；张永谦等, 2014)。笔者有幸参与该项目，并利用天然地震观测数据研究了成矿带地区深部速度结构，获得了一些初步认识(Jiangetal., 2013)。在此基础上，笔者和课题组其他成员收集了更多的天然地震波形数据，提高了空间分辨率，同时进行了地壳校正工作，使得结果更加可信。最后，结合已有的地质、地球物理、地球化学等成果，对所得结果进行综合解释，强化拆沉模式成矿的合理性。

2 方法与数据

远震P波层析成像法(若无特别说明，简称为远震层析成像法)，作为地震层析成像方法的分支之一，经过40多年的不断发展，已向地学界提供了诸如全球构造演化、大陆与海洋的深部结构、火山、地震断层以及其它多种地质环境下的复杂结构的最新证据，成为地震学家研究地球深部速度结构的强有力工具之一。本研究所采用的远震层析成像法是由Zhaoetal.(1994)提出的。该方法不仅原理简单、计算速度快、易于收敛，而且通过检测板模型定性地分析反演结果的空间分辨率和可信度，其步骤主要包括模型参数化、正演(三维射线追踪)、反演(求解大型稀疏矩阵)和分辨率分析等(Zhaoetal., 1994)。为消除研究区以外速度不均匀体对结果造成的影响，远震层析成像法往往采用相对走时残差，而不是走时残差。尽管该方法能够很好地用以研究地球深部速度结构，但由于远震射线在靠近台站下方的的地壳内交叉较差，无法分辨地壳内的速度异常。为消除地壳横向不均匀性对远震层析成像结果的影响，或者添加近震数据约束地壳速度结构，或者采用地壳校正法(江国明等, 2009)。由于长江中下游地区近震较少，使得可利用的近震波形数据较少，所以本研究选择地壳校正法消除地壳的影响。在第3部分将详细介绍地壳校正过程。

本研究所采用的远震波形数据来自三种不同的途径(图1)：(1)由国家测震台网数据备份中心提供(Zhengetal., 2010)的固定台站记录的远震事件波形数据，记录时间自2007年9月至2011年4月，有效台站共计46个，分布在安徽和江苏两省，台站间隔约50km；(2)由中国地质科学院矿产资源所提供的流动台站(型号：Guralp 3ESPCD)记录的连续波形数据(SinoProbe-03项目资助)，自2009年11月至2011年8月，有效台站共计47个，台站间隔约5km；(3)由中国地质大学(北京)负责布设的流动台站(型号：Guralp 3ESPC)记录的连续波形数据，自2012年6月至2013年6月，有效台站共20个，台站间隔约50km。

图1 研究区位置及地震台站分布红色方块代表固定台站; 蓝色三角形代表由中国地质大学(北京)负责布设的流动台站; 黑色加号代表由中国地质科学院负责布设的流动台站. 右下角插图内的灰色方块表示研究区域位置Fig.1 Distributions of studied region and seismic stationsRed squares represent the static stations. Blue triangles and black pluses denote temporary stations belonging to Chinese University of Geosciences (Beijing) and Chinese Academy of Geological Sciences, respectively. The gray square in the inset map at the down-right indicates the location of studied regions

为获得信噪比较高的远震事件波形资料，一般选择震级大于5.5级的远震作为有效地震；为消除上地幔和地核内物质速度不均匀性的影响，通常将震中距限制在30°～90°(图2)。最终，有678个远震事件符合要求。从远震震中位置来看，远震主要分布在研究区域的东、南、西三个方向，而北向的事件非常少。

远震层析成像反演时所用的数据为相对走时残差，所以必须从远震事件波形资料中提取相对走时残差信息，通常的做法是首先手动拾取每条波形的初至P波到时，然后根据Zhaoetal.(1994)的方法计算相对走时残差。对于数据量较大时，若仍采用人工识别的方式处理数据，往往造成效率低和精度低的局面。笔者曾改进了Vandecar and Crosson(1990)提出的多道互相关方法，可直接从远震波形中直接提取相对走时残差信息(江国明等，2012；Jiangetal., 2013)，而无需反演走时的过程，大大提高了数据处理的效率和数据精度。本研究采用改进后的多道互相关方法处理所有的远震事件波形资料，最终得到17118条有效的P波相对走时残差数据，精度达到0.01～0.02秒。图3显示了分别利用人工手动拾取方法和多道互相关方法(简称MMCC，江国明等，2012)得到的45个台站上的相对走时残差均方根值。通过对比，不难发现，多道互相关方法得到的数据精度普遍比人工手动方式得到的数据精度高。

图3 远震相对走时残差对比红线和蓝线分别表示手动拾取和MMCC(多道互相关)自动拾取结果(据江国明等, 2012)Fig.3 Comparison of relative residuals for teleseismic dataRed and blue lines represent the results obtained by hand-picking and by the MMCC method, respectively (after Jiang et al., 2012)

3 地壳校正

如前所述，本研究中所用的远震震中距均在30°～90°范围内，这就使得远震射线入射到台站的角度较小(入射角小于30°)，导致射线在地壳内的交叉非常差。根据天然地震层析成像原理可知，射线交叉越差，其空间分辨率越低(在第4部分进行详细讨论)，因此利用远震层析成像方法研究深部速度结构时必须进行地壳校正，以消除地壳内速度非均匀性对成像结果的影响。

(1)

图4 一维和三维速度随深度分布情况四条速度剖线的位置示于图5a中Fig.4 1D and 3D velocity modelsThe locations of four velocity profiles are shown in Fig.5a

为了定量说明地壳校正对最终反演结果的影响程度，我们分别利用地壳校正前、后的相对走时残差数据进行反演，得到两种速度异常模型，然后将两种模型中的速度异常相减得到的差值示于图6中，不难看出地壳校正对浅部的速度结构影响较大(≤100km)，而对深部几乎没影响。从差值上看，最大值达到±0.75%，实际上反演得到的速度异常值范围为-2%～2%(图7)，若不进行地壳校正，那么浅部的速度将会严重畸变。

4 结果分析

4.1 检测板测试

地球物理反演问题中基本上都涉及到地层介质网格化问题，即把三维地层介质剖分成离散的网格节点或块体。在天然地震层析成像中，通常将网格节点上的速度作为未知量，通过反演走时残差而得到。剖分节点的间隔，即空间分辨率，决定于射线交叉的程度。为了获得最佳的网格剖分间隔，一般采用检测板测试的方式：(1)对地层按照某一间隔进行剖分；(2)对相邻两个节点处的速度分别赋给3%和-3%的异常，以构建“三维理论速度模型”；(3)在三维理论模型中，根据远震和台站位置计算走时，并添加标准偏差为0.1秒的随机误差，生成“观测走时”；(4)将所有节点处的速度异常值设定为0%，同样根据远震和台站的实际位置计算走时，作为“理论走时”；(5)将“观测走时”减掉“理论走时”得到“走时残差”，反演计算得到每个节点处的速度异常值；(6)将反演得到的异常值与“三维理论速度模型”中的异常值(即3%和-3%)进行对比，如果网格间隔设计恰当，那么反演后的速度模型应与原始理论模型一致。本研究中，水平方向的间隔为0.5°，垂向间隔为50～100km，检测板测试结果如图7所示，从浅部至深部，理论速度异常值基本上能得到恢复，说明所设定的网格间隔是合理的。但在浅部，空间分辨率受台站分布的影响较大，随着深度的增加，分辨率逐渐提高。当到达500km时，研究区西北部的分辨率显著比其它部分要低，这是因为西北部的远震较少(图2)，所以射线也比较少，导致射线交叉较差。

图5 研究区下方莫霍面深度(a)和地壳内走时残差分布(b)

图a中，白色三角形为Shietal.(2013)计算莫霍面深度时所用台站，黑色加号表示Crust1.0模型①中的网格节点位置，图中的数字对应图4中4个速度采样点的位置，白色折线表示(b)的显示范围;图b中，地壳内走时残差分布，白色方块表示本研究所用台站的位置. 两个图里的白色曲线代表郯庐断裂

Fig.5 Moho depths under the study region (a) and distributions of travel time residuals in the crust (b)

In Fig.5a, white triangles indicate the stations for calculating the Moho used by Shietal. (2013) and black pluses denote the locations of grids in the model of Crust1.0. The numbers correspond to the locations of sampling points shown in Fig.4. In Fig.5b, white squares represent the stations used in this study. The curved line means the Tanlu fault

4.2 层析成像结果

利用地壳校正后的相对走时残差数据经过反演即可得到不同深度层上的速度分布。为了全方位地展示研究结果，我们将分水平剖面和纵向剖面两种方式进行描述。但需要说明的是，所有结果显示的物理属性均是以全球一维速度模型——iasp91速度模型(Kennett and Engdahl，1991)为背景的相对速度异常(单位：%)，正、负值分别表示高速和低速异常。

图6 地壳校正前后速度异常差值分布Fig.6 Differences caused by the crust-correction for velocity anomalies at different depths

图7 检测板测试结果每个子图正上方的数值代表各层的深度值；实心圆和空心圆分别表示负异常和正异常，圆的大小代表异常值的大小Fig.7 Results of checkerboard testThe numbers at the top of each subgraph represent the depths. Closed and open circles denote lower and higher anomalies, respectively. And the size of circle is proportional to the anomaly

图8显示了6个不同深度层上的速度异常分布情况。通过对比检测板结果(图7)，不难判断出大部分速度异常是可信的。由50km递增到500km，每一层上的横向速度变化均较剧烈，而且随深度的增加，纵向速度变化亦较明显，这说明成矿带地区下方速度结构非常复杂。进一步分析，还发现成矿带地区下方的速度异常随深度变化而交替转换。在50km深度层上，成矿带地区对应着高速异常，而在100km和200km深度层上，该高速异常被低速异常所代替；但到了300～400km深度，低速异常又被高速异常取代。由于500km深度层上的检测板结果不是十分理想，所以不对该层位的速度异常进行分析。

图8 不同深度层上的速度异常分布各层深度标在每个子图的右上角；红色和蓝色分别代表低速和高速异常；色彩棒示于图的最下方Fig.8 Velocity anomalies at different depthsThe depth value is shown at the top right corner of each subgraph. Red and blue colors represent the lower and the higher anomalies, respectively. The scale bar is shown at the bottom

为了更加清楚地展示速度异常随深度的交替变化，我们设计了六条剖线(图9)，其中三条剖线(AA′、BB′和CC′)垂直于成矿带走向，而另三条剖线(DD′、EE′和FF′)则平行于成矿带走向。从图9所示的剖面图上，可以看出速度异常整体表现为“两高一低”的特征：浅部和深部分别存在着一个高速层，而中间夹着一个低速层。为了描绘深部的高速层和中间的低速层之间的空间分布特征，我们抽取±0.5%的等值面，并作了透视图(图10)。结果发现，无论是低速体还是高速体，基本上都是沿着平行于成矿带走向的方向分布，而且南部较深、北部较浅。

一般而言，高速异常对应着温度低且坚硬的物质(比如俯冲的板块或岩石圈)，而低速异常则对应着温度高且较软的物质(比如软流圈热物质或岩浆)(比如Zhaoetal., 1994)。对于本研究地区，地球化学研究结果表明宁镇地区发现的中生代埃达克侵入岩可能与中生代时期下地壳的消融有关(Xuetal., 2002)，而且深反射地震和接收函数结果也都显示出长江中下游成矿带地区下方的地壳发生了减薄(吕庆田等，2004；Shietal., 2013)，而引起下地壳消融或减薄的热源可能来自上侵的软流圈物质(Xuetal., 2000)。结合这些研究成果，我们将本研究中获得的“两高一低”速度异常体分别解释为：浅部的高速异常体为现在的岩石圈(厚度约80km)；中部的低速异常体为上涌的软流圈热物质；深部的高速异常体为拆沉的岩石圈物质。

5 讨论

本研究利用远震层析成像方法获得了深至500km范围(主要是上地幔)内的速度结构，不但为分析成矿的深部动力学机制提供了直接的天然地震学证据，而且使讨论的深度范围不再局限于地壳或壳幔边界，而是可扩展至上地幔底部。

如前文所述，关于长江中下游地区成矿的深部动力学机制主要有大陆伸展、板块俯冲和岩石圈拆沉等三种模式。本研究的结果更倾向于支持拆沉模式(吕庆田等，2004)，因为该模式所涉及的岩石圈拆沉和软流圈物质上涌均可在本研究提出的速度模型中得到验证。尽管我们的结果仅能反映地下介质当前的空间特征，但仍可依据现有的状态反推初始条件。我们的结果显示拆沉的岩石圈已下沉至上地幔底部(图9)，那么岩石圈拆沉之前应该是靠近地表并处于增厚阶段。长江中下游地区的类埃达克岩石的存在为地壳增厚提供了有力证据(许继峰等，2001；Xuetal., 2002)。不仅如此，在晚三叠世-早侏罗世，由于受到古太平洋板块北西向挤压力作用，华南板块的东北部产生强烈的大陆挤压形变并导致下扬子地区的岩石圈逐渐增厚(吕庆田等，2004)。约在早侏罗世-早白垩世，华北块体与华南块体发生相反方向的旋转，大陆由挤压向拉张转换，导致增厚的岩石圈发生拆沉(邓晋福等，1994)。岩石圈的拆沉可能又引起软流圈物质的上涌(Nelson，1992)和地壳的隆升(史大年等，2012)。上涌的软流圈物质发生减压熔融，底侵在壳幔边界和下地壳中。随着底侵作用的增强，下地壳温度增高并发生部分熔融，熔融的岩浆通过早期形成的断裂上侵，导致了长江中下游地区爆发大规模的岩浆活动，并伴随着大规模成矿作用(吕庆田等，2004)。

地质学观点认为我国东部自中生代以来曾爆发过两次大规模的岩浆活动：第一次爆发于中侏罗世-晚白垩世(Zhangetal., 2004)；第二次爆发于新生代(Li, 2000)。地球化学同位素定年资料显示九瑞、铜陵、庐枞-宁芜等地区的岩浆活动鼎盛时期虽然都集中于148～125Ma之间，但存在着自南向北逐渐过渡的趋势(Yangetal., 2011)，这与图10所示的速度异常体表现出的“南深北浅”的特征之间似乎存在着某种联系。古地磁研究表明，华北块体与华南块体在早三叠世时在华北块体的东部开始碰撞(现今成矿带的南部)(Zhao and Coe，1987)。晚三叠世-早侏罗世时，华北和华南地块进入大规模碰撞拼合期，郯庐走滑断裂形成并向北延伸。在碰撞的过程中，下扬子地壳和岩石圈逐渐增厚。由于碰撞开始于成矿带的南部，所以南部地区的岩石圈增厚较快，重力不稳定性较强。一旦大陆进入伸展拉张期(早白垩世-中白垩世)，越不稳定的岩石圈越容易发生拆沉，也就越有可能先发生岩浆活动和成矿作用。因此， 成矿带南部的岩石圈可能先发生拆沉，然后向北过渡，也就造成了速度异常体“南深北浅”的构造格局和成矿带由南至北逐渐变新的成矿顺序。

关于软流圈热物质的起源，可能来自古太平洋岩石圈深俯冲脱水而引起的软流圈物质熔融的产物，但由于我们的研究深度只有500km，从而在结果中未能发现俯冲的古太平洋岩石圈，因此无法进行深入的讨论。但有一点可以肯定，上涌的软流圈物质为成矿带地区提供了足够的热量，当这些热量传递至下地壳时，引起下地壳物质的大规模熔融，与幔源岩浆混染，上升至上地壳浅部就位成矿(史大年等，2012)。

图9 速度异常纵剖面图六条剖线的位置示于右侧平面图内. 速度剖面图中的虚线分别表示莫霍面和410-km速度不连续面. 倒三角表示剖线与郯庐断裂的交叉位置. 色彩棒示于图的中间Fig.9 Cross-section views of velocity anomaliesThe locations of six profile lines are shown in the plan figure at the right. The dashed lines in the velocity profiles represent the Moho and the 410-discontinuity depths, respectively. The inversed triangles in the profiles of AA’, BB’ and CC’ denote the crossing location between the profile lines and the Tanlu fault. The scale bar is shown in the middle

图10 速度异常分别为0.5%和-0.5%的等值面透视图(a)-自西南方向观测; (b)-自西北方向观测. 蓝色和黄色分别代表高速体和低速体. 底图为研究区域内的地形图. 红色曲线代表不同的断层Fig.10 Perspective of velocity anomaly contour as to be 0.5% and -0.5% respectively(a)-viewing from the south-west direction and (b)-from the north-west direction. Blue and yellow colors denote the higher and the lower anomalies, respectively. The base map is the topography of the studied region. The red curved lines indicate different faults

6 结论

长江中下游地区成矿的深部动力学背景一直是地学界研究的热点。本研究利用远震层析成像方法获得了深至500km范围内的三维速度模型，为讨论成矿的深部动力学机制提供了确凿的天然地震学依据。

本研究结果表明长江中下游地区地下速度结构非常复杂，在上地幔内存在“两高一低”的速度异常体。这些异常体的空间分布与成矿带走向基本一致，而且表现为“南深北浅”的空间特征。结合其它已有成果，将深部的高、低速异常体分别解释为拆沉的岩石圈和上涌的软流圈热物质。这种解释与成矿的拆沉模式非常吻合。拆沉模式认为岩石圈的拆沉引起了软流圈物质的上涌，进而导致了大规模岩浆活动。我们的结果则显示出拆沉的岩石圈已下沉至上地幔底部，这为拆沉模式提供了有力证据。但遗憾的是，我们的结果无法提供软流圈物质起源的依据，下一步还需收集更多的数据进行更大范围的速度反演，以期为深部动力学讨论提供更好的结果。

致谢感谢国家数字测震台网数据备份中心提供的远震事件波形资料；感谢日本东北大学赵大鹏教授提供的远震层析成像程序；感谢两位匿名专家提出的宝贵意见和建议，使文章内容和结构更加完整；文中的大部分图件由GMT软件完成，感谢Wessel and Smith(1998)提供的免费作图软件。

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