长江中下游宁芜火山岩盆地深部结构特征——来自反射地震的认识*

梁锋 吕庆田 严加永 刘振东

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

图1 宁芜矿集区地形及化极磁异常图Fig.1 Ningwu ore-concentrated area topography and magnetic anomaly of reduction to the pole map

长江中下游成矿带位于中国中东部，是中国最重要的铜铁多金属资源产地之一(图1)。在构造位置上长江中下游成矿带位于扬子板块北缘，华北板块和秦岭-大别造山带南侧，该区自晋宁期以来，经历了古生代盖层沉积和中生代板内变形阶段，受特提斯构造域、古太平洋构造域和深部壳幔作用过程复合形成的中生代转换构造背景所控制，长期的构造作用、岩浆活动和成矿作用形成了断隆区和断凹区的次级构造格局及丰富多样的铁、铜、金多金属矿床组合(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998；Pan and Dong,1999；Maoetal., 2006；Zhouetal., 2007，2008；周涛发等，2008)，金属矿床共计有200余处，矿床类型多样，由7个各具特点的矿集区组成，自西向东依次为鄂东南、九瑞、安庆-贵池、铜陵、庐枞、宁芜和宁镇矿集区。其中，庐枞和宁芜矿集区位于断陷型火山盆地内(断凹区)，以玢岩型铁矿化为主；铜陵、安庆-贵池、九瑞和宁镇矿集区位于隆起区(断隆区)，以矽卡岩-斑岩型铜金矿化为主；鄂东南矿集区则具有断隆区和断凹区的过渡性质，以矽卡岩型铁、铜、金矿化为主。

为实现我国矿产资源可持续供给，加强深部成矿理论研究，拓展资源勘查深度，向深部索取资源是重要途径。开展重要成矿带、矿集区的深部探测综合研究不仅可以揭示成矿带、矿集区深部精细结构、物质组成和构造演化过程，提高对成矿深部过程的认识，还可以直接或间接圈定控矿地质体的深部延伸，甚至直接发现隐伏矿体，为深部找矿工作部署提供重要依据。近年来，长江中下游地区主要矿集区深部探测研究取得了重要进展。铜陵矿集区开展的反射地震试验研究，清晰地厘定了铜陵深部精细结构和主要含矿层位“五通组”的空间分布，初步结果为开展深部成矿预测指明了方向，增强了使用地震技术研究成矿规律和探测深部控矿层的信心(董树文等，2010；吕庆田等，2002，2003，2004，2007，2010; Lüetal., 2013)。学者们也对长江中下游庐枞矿集区的深部结构和控矿特征进行了深入的研究，不仅探明了深部结构框架和主要断裂系统，而且也从成矿学角度进行了详细的分析，为找矿及长江中下游深部动力学认识提供了证据(董树文，2010；刘金凯等，2010；卢占武等，2010；侯贺晟等，2010；吕庆田等，2010；严加永等，2014)。为了详细地分析庐枞矿集区深部动力学、结构框架及成矿特征，吕庆田于2013给出了5条呈网状布设的反射地震探测结果，并建立了深部动力学过程及庐枞火山岩盆地清晰的三维结构框架，结合以往地震剖面及地质研究成果，对庐枞火山岩盆地进行了全面的分析(Lüetal., 2013)。这些认识丰富了对长江中下游成矿带深部成矿动力学过程的认识，深化了陆内成矿理论。

本文以长江中下游宁芜火山岩盆地深部结构特征为研究对象，结合该区地质特征，利用三条反射地震剖面探测结果初步厘定了宁芜火山岩盆地的深部结构框架、断裂系统及岩浆岩空间展布特征，为探讨宁芜火山岩盆地，乃至长江中下游成矿带金属矿床的时空分布特征及其地球动力学背景提供了新的证据。

2 地质背景

长江中下游宁芜中生代陆相继承式火山岩盆地位于南京市(宁)和芜湖市(芜)之间，东起于方山-南陵断裂，西临长江，南、北分别以芜湖断裂和南京-湖熟断裂为界，呈北北东向展布，长约60km，宽约20km，火山岩出露面积约1000km2(宁芜研究项目编写小组，1978；薛怀民，1987)(图1、图2)。从图1的地形特征及化极磁异常也可看出宁芜火山岩盆地的火山岩出露范围及主要断裂系统的空间展布特征(一般磁异常的梯度带即是断裂所在位置)。其大地构造位置处于下扬子东北部，北部与华北板块相望，是沿江构造-岩浆-成矿带内众多火山岩盆地的一个典型代表(图1)。盆地边界长期受活动深断裂控制，内部的断裂主要为NNE、EW及NW向三组，构成宁芜盆地的构造骨架(宁芜研究项目编写小组，1978)。其中NNE向断裂大多呈25°～35°方向延伸，控制了盆地内火山岩和次火山岩的分布，而EW及NW向断裂大多呈300°～330°方向延伸，切割火山岩系地层和NNE向断裂(图2)(薛怀民和陶奎元，1989；王德滋等，1996；邢凤鸣，1996；王元龙等，2001；马芳等，2006；范裕等，2011)。火山喷发、潜火山侵入体沿NNE向展布，中心多位于NNE向基底断裂与其它方向断裂的交汇部位。

沉积地层主要由三叠系中上三叠统至侏罗系中侏罗统组成，以断裂与邻区为界，分布有三叠系黄马青组(T3h)及侏罗系象山群(J1-2xn)等地层。盆地内上覆火山岩系为中生代燕山期岩浆活动在盆地内形成的大量橄榄安粗岩系火山岩组合，火山岩由老至新分为龙王山、大王山、姑山和娘娘山四组(宁芜研究项目编写小组，1978)，各组之间均为喷发不整合接触，构成4个火山岩旋回(图2)。各旋回的火山活动均由爆发相开始，此后溢流相逐渐增多，最后以火山沉积相结束，喷发方式由裂隙-中心式向典型的中心式喷发演化。火山岩类由熔岩、碎屑熔岩、火山碎屑岩及次火山岩组成，火山碎屑岩的总量高于熔岩类。宁芜盆地内的主要侵入岩为闪长玢岩，岩体出露面积0.01km2到10km2不等，明显受NNE、EW及NW向深部隐伏断裂控制，与盆地内玢岩型铁矿床关系密切。区域的重磁资料及矿区的钻孔结果表明(宁芜研究项目编写小组，1978；杨振威等，2012)，地表成群的小岩体在深部可能彼此相连或部分相连。宁芜盆地中段局部地区地表出露花岗岩体，大多呈小岩体产出，经过钻探和物探证实，它们在深部也是连成一片，并切穿早期形成的闪长玢岩(林刚等，2010)。

宁芜火山岩盆地内大型铁矿床包括梅山矿床、凹山矿床、陶村矿床、和尚桥矿床、白象山矿床、和睦山矿床和姑山矿床。产出部位主要有3种：①产于火山岩中；②产于潜火山岩体及其附近火山岩层中；③产于潜火山岩体与前火山岩系沉积岩接触带中。主要的矿床类型包括：①火山沉积层状矿床(如龙旗山铁矿)；②潜火山岩体与围岩接触带上下的脉状充填矿床(如梅山铁矿和姑山主矿体)；③潜火山岩体中的细脉浸染状矿床(如陶村、吉山铁矿)；④潜火山岩体上部及其与熔岩及火山碎屑岩接触带附近的脉状伟晶状矿床(如凹山铁矿)；⑤火山岩中热液充填脉状矿床(如龙虎山铁矿)；⑥潜火山岩体与前火山岩系的沉积岩层接触带中的充填矿床(如凤凰山铁矿和钟九铁矿)(马芳等，2006)。

3 采集和处理

本次野外共布设了三条反射地震测线NW01、NW02及NW03(图2)。除了NW02整条测线布设于宁芜火山岩盆地内以外，其它两条测线都是途径研究区范围。结合本文研究目的，截取了NW01剖面所属的宁芜火山岩盆地部分，其CDP范围为5900～8000(CDP间距为20m)。NW03走向大致平行于NW01,截取范围为CDP6500～9179(CDP间距为10m)。野外采集工作由中国石化集团西南石油局云南物探公司于2011年6月完成，历时3个多月。野外使用Sercel公司的428XL地震仪器进行接收。主要采集参数见表1。

考虑到宁芜火山岩盆地地下结构复杂多变且地表起伏较大的实际情况，在处理过程中，进行了针对性的处理方法和处理流程试验， 通过试验研究制定了合理的处理流程， 选用了有效的处理模块和参数，从而获得了能够清晰反映宁芜火山岩盆地深部结构特征的叠前时间偏移剖面。总结整个处理过程，主要存在以下三方面的难点：干扰严重，信噪分离难；静校正问题复杂；岩性变化大及地质结构复杂导致不能获得准确的速度场。针对以上三方面的问题，分别采取了叠前多域噪声压制；非线性层析反演静校正；详细分析不同地段岩性变化特征及建立该区的初步地质模型，并收集该区的岩石物性特征来保证速度场的准确性。具体处理流程见图3。

表1采集参数表

Table 1 Acquisition parameters

属性名称NW01NW02NW03测线方位NW⁃SENNE⁃SSWNW⁃SE测线长度42km56．3km27．1km接收道数720720720最大偏移距14．44km7．2km7．2km炮间距80m80m80m激发类型炸药炸药炸药覆盖次数609090道间距40m20m20mCDP间距20m10m10m接收长度24s16s16s采样率2ms2ms2ms检波器频率10Hz10Hz10Hz检波器组合12单串12单串12单串激发井深24～30m8～18m8～18m药量20～24kg6～14kg6～14kg

图3 处理流程Fig.3 Processing workflow

4 剖面解释

构造是控制区域总的地质特征和演化历史的主导因素，探测深部结构与构造特征及其组合样式，是探讨深部成矿作用过程的重要手段之一。宁芜中生代断陷型火山岩盆地地质条件复杂，经历了多次构造事件作用，而在火山岩盆地深部揭示不同构造层次及盆地结构形态则至关重要。本文所展示的这三条高分辨反射地震叠前时间偏移剖面，最长的NW02线(56.3km)位于宁芜火山岩盆地的南东部，呈北东-南西向展布。其它两条NW01(42km)和NW03线(27.1km)分别布设于宁芜火山岩盆地的中部和南部边缘，均呈北西-南东向展布(图2)。剖面解释结果分别见图4(NW01)、图5(NW02)及图6(NW03)。为了更加清楚地反映和对比地下结构特征，也给出了测线交叉处的剖面图7(NW01和NW02交叉图)和图8(NW02和NW03交叉图)及三条剖面的下地壳反射特征图(图9)。这三条反射地震叠前时间偏移剖面详尽地展现出了以往地质事件遗留下来的地质构造信息，本文结合其它物探方法的认识及该区的地质特征，对这三条地震叠前时间偏移剖面结果进行了全面的分析和解释，获得了符合地质、地震剖面结构特征的较为合理的结果。初步揭示了宁芜火山岩盆地的内部结构框架，这一结果为宁芜火山岩盆地的深部结构认识及该区深部矿产资源预测提供了有利证据。

4.1 NW01

NW01反射地震剖面全长42km，走向南东-北西(图2)。从横向来看，可将NW01反射叠前时间偏移剖面分为三个构造单元(图4)：长江断裂带北西凹陷带？断陷型宁芜火山岩盆地；方山-南陵断裂南东部的滑脱带。

图4 NW01反射地震叠前时间偏移剖面(a)及解释结果(b)图b背景为线条图.F1、F2：宁芜火山岩盆地南、北边界断裂；BCF：盆中基底断裂(梅山-东山断裂)；K-Q：白垩系到第四系地层；T-J：三叠系到侏罗系地层；S-T：志留系到三叠系地层；Pt-S：元古代到志留系地层；TWT：双程旅行时；De：志留系滑脱面；CDP：共深度点Fig.4 NW01 seismic reflection migration profile (a) and interpretation result (b)Background of Fig.4b is a skeleton map of Fig.4a. F1, F2: southern and northern boundary fault of Ningwu volcanic basin; BCF: central basement fault of Ning-Wu basin (Meishan-Dongshan fault); K-Q: Cretaceous-Quaternary stratum; T-J: Triassic-Jurassic stratum; S-T: Silurian-Triassic stratum; Pt-S: Proterozoic era-Silurian stratum; TWT: two way traveltime; De: Silurian decollement; CDP: common depth point

从反射特征分析来看，在NW01CDP6200到6350之间，存在一个明显的深断裂——长江断裂带？倾向北西，一直延伸到剖面底部，错断了其经过的各时代地层，造成北西部的地层相对下移。再往南东方向来看，夹于方山-南陵断裂和长江断裂带之间的部分即为断陷型宁芜火山岩盆地，盆地中间深，两边逐渐变浅，最深处大约为1.2s(TWT：双程旅行时)左右。盆地左右两边存在具正断层性质的F1和F2断裂，分别控制着宁芜火山岩盆地的北西和南东边缘。F1断裂倾向北西，向下延伸深度大约为2s(平均速度为4km/s的话，深度大约为4km左右)，止于CDP6800下方位置。该断裂地表出露有早白垩世细中粒石英二长岩，周围展布有大王山组紫红及杂色凝灰质砂岩、泥岩及安山、粗面质火山喷发岩和龙王山组安山质、粗安质火山角砾岩、角砾凝灰岩、沉火山角砾岩，辉石安山岩、角闪安山岩、安山质集块角砾火山岩。宁芜盆地火山喷发序列特征表明，F1断裂应是控制宁芜中生代火山岩盆地南东部龙王山和大王山火山喷发旋回的主干断裂。与F1断裂相对应的F2断裂倾向南东，向下延伸深度大约为4.5km左右，止于CDP6650下方位置，地表出露有早白垩世石英二长岩、斑状石英二长岩及假白榴石斑岩岩体，岩体周围展布有娘娘山和姑山组并层的凝灰质砂岩、石英安山岩、粗安岩、粗面岩等火山岩和大王山组沉火山角砾岩、凝灰质粉砂岩、页岩、泥岩，安山岩、粗安岩、集块角砾岩、角砾熔岩等火山岩。进一步分析反射剖面波组特征，可见宁芜火山岩盆地下方存在一个地壳级别的断裂BCF(这儿被称为盆中基底断裂)，与F1和F2断裂汇聚于CDP6800下方。结合下地壳层状反射体的存在(图9)及BCF断裂周围反射特征不明显的特征，本文认为盆中基地断裂两侧的稀疏反射区即是宁芜火山岩盆地下部的岩浆房位置(图4)，这一认识与NW02线下部岩浆房的认识相统一。区域的重磁资料及矿区的钻孔结果也表明(宁芜研究项目编写小组，1978；林刚等, 2010)，地表成群的小岩体在深部可能彼此相连或部分相连。

图5 NW02反射地震叠前时间偏移剖面(a)及解释结果(b)图b的背景为线条图.K：白垩系地层；J-Q：侏罗系到第四系地层；T-J：三叠系到侏罗系地层；S-T：志留系到三叠系地层；Pt-S：元古代到志留系地层；SBF：南基底断裂；F3：断裂；TWT：双程旅行时；De：志留系滑脱面；CDP：共深度点Fig.5 NW02 seismic reflection migration profile (a) and interpretation result (b)Background of Fig.5b is a skeleton map of Fig.5a. K: Cretaceous stratum；J-Q: Jurassic-Quaternary stratum; T-J: Triassic-Jurassic stratum; S-T: Silurian-Triassic stratum; Pt-S: Proterozoic era-Silurian stratum; SBF: south basement fault; F3:fault; TWT: two way traveltime; De: Silurian decollement; CDP: common depth point

在宁芜火山岩盆地的下地壳位置，存在倾向北西及平坦的层状反射体，且有错断Moho面的趋势(图9)。关于下地壳叠层状反射问题，Meissner and Brown (1991)、Meissner and Mooney (1992)和Sadowiaketal.(1991)对欧洲和北美大陆的深反射地震特征进行了较为全面的总结，并提出了大陆地壳的几种最常见的反射地震结构类型。他们认为下地壳叠层状反射或近水平反射层，往往伴有上地壳的透明性(反射不明显或者无反射)，且这一特征主要出现于年轻的伸展构造区或造山后伸展崩落区，与长江中下游中生代经历构造体制转换的构造背景相一致(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998；李文达等，1998；董树文等，2007；宋传中等，2011)。然而，下地壳叠层状反射体的认识有很多，可能是铁镁质岩浆底侵的反映(Warneretal., 1990; Prattetal., 1993),也可能是熔融岩浆体(Jarchowetal., 1993)，或韧性剪切带和塑性流体(Brown and Juhlin, 2005)，或流体填充的多孔隙异常带(Hyndman, 1988)的反映，总之，很难厘定其反射成因，除非这些反射可以追踪到地表，因为 地表的地质结构是已知的(Meissner and Mooney, 1992)。尽管答案很多，但结合该区下部Moho面具不连续性和世界上其它火山岩区下地壳存在的层状反射层(Jarchowetal., 1993; Prattetal., 1993; Mandler and Clowes, 1997, 1998; Ross and Eaton, 1997)的解释结果及长江中下游的构造演化规律来看，这种层状反射最有可能是铁镁质岩浆底侵后固化于下地壳的产物(许继峰等，2001；王强等，2001；吕庆田等，2004)。地表可见的大范围火山物质及侵入体也是这些深部岩浆房进一步演化的结果。其次，从区域地质特征来看，中生代末期，区域构造机制从晚侏罗的转换挤压向早白垩纪的伸展作用转变，可能是古太平洋板块向北西方向俯冲角度变化的结果(Zhou and Li, 2000; Zhuetal., 2010)，也可能是岩石圈拆离所造成的(张旗等，2001；朱光等，2008)，从而导致幔源岩浆上侵到下地壳，在壳幔边界处就位。这两个过程有可能将底侵的岩浆拉长，产生水平流动或者横向剪切。后者可以排除，因为在岩浆作用时期没有剪切事件发生。在伸展机制下，最大应力场方向是垂向的，底侵的岩浆流体沿着已存在的断裂或者地壳薄弱区水平流动成为可能，当流体慢慢的积累，在一定的温度和压力下，沿着近垂直的地壳薄弱区向上运移，就位并补充中地壳的岩浆房，同时，中地壳的岩浆房彼此相连接形成了一个横向展布的大的岩浆带。随后岩浆分异并萃取出低密度的流体，在合适的条件下，爆发出地表，形成火山岩或就位于浅部区域形成侵入体(Sandrinetal., 2009)。当低密度物质被萃取出来后，密度较高的岩浆物质留在原地固结形成强的波阻抗界面，从而在地震反射剖面上可见强反射层的存在。后期的伸展作用可能将已形成的岩浆体拉断且变平坦，上地壳不连续和透明的地震反射特征就是浅部岩浆房所形成的侵入体和喷出物的反映。结合以上的认识及盆中基底断裂周围的透明反射特征，可推测出宁芜火山岩盆地的岩浆演化过程，岩浆首先沿着深部基底主干断裂——盆中基底断裂就位于宁芜火山岩盆地下方，随后就位的岩浆沿着活动的F1和F2断裂及其分支断裂上侵，发生了火山喷发及沉积作用，同时岩浆慢慢冷却而在盆地深部形成了侵入岩体。

图6 NW03反射地震叠前时间偏移剖面(a)及解释结果(b)图b的背景为线条图.F4：白象山-姑山断裂；J-Q: 侏罗系-第四系地层；T：三叠系地层 S-P：志留系到二叠系地层；Pt-S：元古代到志留系地层；TWT：双程旅行时；De：志留系滑脱面；CDP：共深度点Fig.6 NW03 seismic reflection migration profile (a) and interpretation result (b) Background of Fig.6b is a skeleton map of Fig.6a. F4: Baixiangshan-Gushan fault; J-Q: Jurassic-Quaternary stratum；T: Triassic stratum; S-P: Silurian-Permian stratum; Pt-S: Proterozoic era-Silurian stratum; TWT: two way traveltime; De: Silurian decollement; CDP: common depth point

从NW01反射叠前时间偏移剖面的整体特征来看，又可分为明显的上下两部分，中间为区域滑脱面De所分割，结合长江中下游沉积盖层序列的岩性特征，推测最可能形成滑脱层的是早志留系页岩层，早寒武系黑色页岩层，震旦粉砂岩和页岩层及其从脆性到韧性转变的地壳过渡带(Zhuetal., 1999)。根据NW01剖面上下反射变形差异、顺层剪切及滑脱特征，结合区域构造和岩层演变规律，可以推断，该滑脱面应位于志留系石英砂岩、长石石英砂岩、页岩、泥灰岩中。其形成于挤压机制下，随后又在伸展构造作用下被激活(Listeretal., 1986)，这一解释和区域地质观测结果相一致(Hildeetal., 1976；李文达等，1998；Lüetal., 2013)。从CDP7250向南东直到剖面的末端，即为方山-南陵断裂南东部的滑脱带。区域性的方山-南陵断裂，倾向南东，向下延伸与区域滑脱面De重合，且南东向地层顺层滑脱同时兼具逆冲特征，表明该断裂是一个具有正逆断层两种性质的深断裂，主要以滑脱性质为主。

从以上分析来看，控制宁芜火山岩盆地火山-岩浆活动的北东和南西边界断裂并非人们经常认为的两大基底深断裂：方山-南陵断裂和长江断裂带。从剖面反射波组及表层出露的侵入岩体特征，可追踪出两个倾向相反的上地壳断裂F1和F2及地壳级BCF(盆中基底断裂)控制着火山岩盆地基底形态及北西和南东方向火山-岩浆活动的空间展布形态。

4.2 NW02

NW02剖面长度56.3km，走向南南西-北北东。测线南南西方向起自宁芜火山岩盆地的南西边缘，经过宁芜火山岩盆地的东部，止于盆地的北部边缘(图2)。根据反射地震叠前时间偏移剖面和地质特征，可以将宁芜火山岩盆地以马鞍山-薛津断裂为界分为两个大的区块(图5)：南南西隆起区和北北东凹陷区。首先来看南南西隆起区，从NW02叠前时间偏移剖面来看，白象山-护河断裂(首次发现的断裂)很可能是一个平行于NW03线且处于其南南西方向不远处的不明深断裂，倾向北北东，向下延伸到剖面底部。白象山-护河断裂南南西方向相对于北北东方向，存在明显的抬升，这个可以从CDP1000到1400范围内出露的下侏罗统钟山组地层看出，其岩性为灰白色、中粒岩屑石英砂岩及灰、细粒石英砂岩、砂质页岩、炭质页岩和煤层，底为含砾砂岩或砾岩，而白象山-护河断裂北北东方向主要为第四系沉积物及白垩系火成岩地层(图2)。

图7 NW01和NW02剖面交叉图K：白垩系地层；T-J：三叠到侏罗系地层；S-T：志留到三叠系地层；Pt-S：元古到志留系地层；TWT：双程旅行时；De：志留系滑脱面；CDP：共深度点Fig.7 NW01 and NW02 intersection profileK: Cretaceous stratum; T-J: Triassic-Jurassic stratum; S-T: Silurian-Triassic stratum; Pt-S: Proterozoic era-Silurian stratum; TWT: two way traveltime; De: Silurian decollement; CDP: common depth point

图8 NW02和NW03剖面交叉图J-Q：侏罗到第四系地层；T：三叠系地层；S-T：志留到三叠系地层；S-P：志留到二叠系地层;Pt-S：元古到志留系地层；TWT：双程旅行时；De：志留系滑脱面；CDP：共深度点Fig.8 NW02 and NW03 intersection profileJ-Q: Jurassic-Quaternary stratum; T: Triassic stratum; S-T: Silurian-Triassic stratum；S-P: Silurian-Permian stratum; Pt-S: Proterozoic era-Silurian stratum; TWT: two way traveltime; De: Silurian decollement; CDP: common depth point

在剖面南南西方向存在一个小型断裂F3，具正断层性质，错断了下部滑脱面De的同时也控制着其左方小型凹陷盆地的北北东边缘。从地震叠前时间偏移剖面来看，剖面最左边的小盆地呈现双层结构特征，并且有向南南西方向滑脱的趋势，可能与70～40Ma北西-南东及北西方向的大别山区在45±10Ma的伸展作用有关(Grimmeretal., 2002)。依据波组特征分析，在马鞍山-薛津断裂和白象山-护河断裂之间的下部位置(即CDP2101到2801下部位置)，存在一个南南西倾的SBF断裂(这儿被称为南基地断裂)，向下延伸至CDP2101下方位置，与白象山-护河断裂对接。结合从中地壳直到下地壳的强反射波组及上地壳的透明反射特征来看，白象山-护河断裂和南基地断裂应为宁芜火山岩盆地南部的主要火山-岩浆通道。另外，在南基地断裂北北东方向3s到4s之间存在一个透明反射区，这种透明反射最有可能是一个展布于宁芜火山岩盆地下方的呈隆起状的中地壳岩浆房，为宁芜火山岩盆地火山-岩浆活动提供着补给，同时为流体活动供给着热源，这一认识很好的解释了宁芜盆地广泛发育的火成岩类岩石。

在马鞍山-薛津断裂北北东部(即CDP2801到剖面末端范围下方位置)存在一个明显的凹陷区。从反射波组特征来看，马鞍山-薛津断裂是一个低角度的拆离断层，与深部的志留系滑脱面De会合于CDP3501下方3s位置处，组成了一个从地表一直延伸到中地壳的巨型滑脱面，导致从CDP2801到剖面末端的下部地层整体向北北东方向滑脱。

图9 宁芜反射地震剖面下地壳及Moho面反射特征图9a的CDP间距为20m；b和c都为10m.TWT：双程旅行时；De：志留系滑脱面；CDP：共深度点；Moho：莫霍面Fig.9 Refletors under lower crust and Moho features of Ning-Wu three seismic reflection profilesCDP spacing of Fig.9a is 20m, of Fig.9b and Fig.9c is 10m. TWT: two way traveltime; De: Silurian decollement; CDP: common depth point; Moho: Mohorovicic discontinuity

从构造地质学角度分析可知，一般情况下，在碰撞挤压及伸展作用强烈的地区，地壳深部的滑动面的一部分或大部分可能向上延伸，与近地表的逆冲推覆构造过渡结合。上面的反射特征和这个认识相一致，同时也证明了构造地质学认识的正确性。另外，该部分整体具有薄皮构造的特征，即沉积盖层在基底上滑脱变形，基底没有同时卷入变形。盖层变形的褶皱-逆冲带终止于一条巨大的滑脱面De上，盖层变形与基底构成显著的构造不协调关系。滑脱面上部的叠瓦构造、褶皱及马鞍山-薛津断裂南南西和北北东方向地层出露特征(南南西侏罗系地层广泛分布，而北北东方向主要以白垩系火山岩为主)表明，该部分具有俯冲和滑脱两种构造性质，即具有挤压和伸展作用交替出现的构造背景，这一认识与中生代古太平洋板块变方向向长江中下游俯冲有关(孙卫东等，2008；Liuetal., 2010；Sunetal., 2010)。结合地震剖面总体反射波组和表层地质特征来看，宁芜火山岩盆地下部隐伏的南基地断裂(SBF)、白象山-护河断裂、马鞍山-薛津断裂及盆中断裂是控制宁芜火山岩盆地火山-岩浆向上运移的主干岩浆通道。在白垩纪伸展机制作用背景下(常印佛等，1991；唐永成等，1998；吕庆田等，2004；周涛发等，2007, 2008, 2010)，岩浆沿着南基地断裂(SBF)和盆中断裂分期次的向上运移，首先形成外围的龙王山组火成岩，随后为大王山，姑山和娘娘山组火成岩(宁芜研究项目编写小组，1978)。其中以龙王山组和大王山组为主，占了整个盆地内火山岩出露面积的90% 以上，为一套偏碱性的中基性岩石组合，目前多倾向于认为属于橄榄玄粗岩系列(王德滋等，1996)。另外，结合志留系滑脱面De的空间展布特征，推测侏罗系-三叠系界面到志留系滑脱面De之间的部分应为志留系到三叠系的沉积地层，由于没有表层岩性出露且反射结构复杂，所以不能详细地分清其内部各时代地层在空间的展布形态。

4.3 NW03

NW03反射叠前时间偏移剖面走向北西-南东，全长27.1km，展布于宁芜火山岩盆地的南部边缘(图2)。 从整个叠前时间偏移剖面反射特征来看，该部分由一个明显的背斜构造及两个基底断裂所控制(图6)。背斜轴部位于CDP7260处，走向北东-南西。基底隐伏断裂F4(这儿称为白象山-姑山断裂)刚好位于该背斜的轴部，错断了其所经过的地层。根据收集到的钻孔信息及表层地质特征(宁芜研究项目编写小组，1978)，清楚地厘定出了侏罗系及三叠系地层的空间展布形态。

F4断裂及其北西方向最为明显的特征是侏罗系及三叠系地层从CDP7620往北西方向逐渐变深，从其形态来看，应属宁芜向斜的一部分。这一结构特征表明，轴部呈北北东-南南西向的宁芜向斜在盆地南部变为了北东-南西向展布，这种向斜轴部的突变是该区中生代北西向应力作用的结果。从长江中下游构造应力场演变规律来看，这种北西向应力是晚中生代古太平洋板块向华南板块俯冲的结果(吴利仁，1985；Maruyamaetal., 1997；汪洋等，2004；Lingetal., 2009)。而宁芜向斜轴部方向的变化最直接的原因可能是马鞍山-薛津断裂具有走滑性质，在北西向应力作用期，马鞍山-薛津断裂北东部向北西方向滑移，而南西部相对于北东部向南东方向运动，从而造成宁芜向斜轴部发生了错段，表明马鞍山-薛津断裂不仅是一个低角度的基底拆离断层，而且也是一个区域性走滑断层。白象山-姑山断裂倾向北西，周围反射稀疏，甚至透明(无明显反射)，结合表层出露的呈北东-南西向展布的闪长玢岩体的形态及姑山组火山岩来看，该断裂应是控制宁芜火山岩盆地南部火山-岩浆活动的主干断裂。白象山-姑山断裂与白象山-护河断裂及F3基底小型断裂(图5)组成一网状断裂系统，一起控制着宁芜火山岩盆地南部地区的盆地形态和晚中生代火山-岩浆活动。白象山-姑山断裂南东方向侏罗系和三叠系地层的空间展布形态和其北西方向的地层特征差异不大，明显的区别是区域性志留系滑脱面引起地层整体向北西方向滑脱，从而造成南东部地层相对抬升和北西相对凹陷的构造格局。其次，该部分中部的方山-南陵断裂与NW01反射叠前时间偏移剖面上该断裂的性质及特征相同，造成了各时代地层向南东方向下滑。

从整个NW03反射地震叠前时间偏移剖面来看，基本可以厘定侏罗系及三叠系地层的大体厚度、深度及空间展布形态。然而，CDP7620下放呈拱形特征的波组样式值得深入分析，结合下地壳反射特征(图9c)及区域上对该区地球动力学背景的认识，本文认为这种波组特征应是岩浆底侵作用的结果(王强等2001；张旗等，2001；吕庆田等，2004；朱光等，2008)。

5 讨论

厘定宁芜火山岩盆地的深部结果特征，对长江中下游成矿带意义重大。依据三条反射地震剖面的反射波组特征，可将宁芜火山岩盆地的深部结构概括为：一面两褶定框架，断裂岩浆改结构(一面：滑脱面De；两褶：宁芜北部的向斜和南部的背斜)。志留系砂页岩中的滑脱面De将构造形态差异明显的上下两部分并置于一起，上部变形剧烈，而下部变形相对不是那么明显(Lüetal., 2013)。本文判断该滑脱面De是以岩石圈的多级滑脱圈层体系为依据(马立成，2009)。浅层次层圈结构和组成易于观察，界面性质易于确定，而深层次的层圈及其界面一般不能直接被观察。长期以来，人们对这些界面究竟是物性的、物态的，还是构造的，曾经有不同看法。然而经过长期的地质和地球物理综合分析发现，测得的大多数界面是构造性质的，其中多数界面是滑动面或拆离面。这些滑动面的一部分或大部分可能向上延伸，与近地表的逆冲推覆构造过渡结合。分析滑脱面的一般方法和特征是：界面的结构构造特征、构造岩的组成和变形，以及界面上下变形的差异，是鉴定界面存在及产出深度、性质、构造属性的基本标志；顺层剪切常常引起顺层重复或切削，造成地层厚度增减；剖面上常常表现为地层的局部重复或不均匀缺失；沉积岩石圈中的滑脱面主要局限于不整合面、岩性(岩系)界面、高塑性层、高空隙压带。依据长江中下游沉积盖层序列的岩性特征，最可能形成滑脱层的是早志留系页岩层，早寒武系黑色页岩层，震旦粉砂岩和页岩层及其从脆性到韧性转变的地壳过渡带(Zhuetal., 1999；Lüetal., 2013)。本文根据三条剖面上下反射波组差异、剪切和滑脱性质，及区域自晋宁期以来经历了古生代稳定盖层沉积阶段和中生代板内构造变形阶段的特征(宁芜研究项目编写小组,1978；常印佛等1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998)，推断该滑脱面位于志留系石英砂岩、长石石英砂岩、页岩、泥灰岩中。从区域的构造背景和反射波组特征来看，滑脱面De的活动时间应同步于中生代的构造变形。方山-南陵断裂，马鞍山-薛津断裂及盆中断裂在深部几乎都止于该滑脱面De，同时也有错段该面的趋势。以此来看，滑脱面De具有多期次的特征，这个与中生代构造机制转换相符合(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998；Hilde,1976；任纪舜等，1999；李文达等，1998；董树文等，2007；宋传中等，2011)。

NW01和NW03剖面中部位置分别可见一向斜和一背斜，决定着宁芜火山岩盆地的基本框架。依据两条剖面向斜和背斜的空间展布位置，推测宁芜向斜轴部在南段发生了转折，这种转折只可能是北西向应力或南东向应力作用的结果，而北西向应力只可能来自于古太平洋板块俯冲作用(吴利仁等，1985；Maruyamaetal., 1997；汪洋等，2004；Sunetal., 2007；孙卫东等，2008；Lingetal., 2009；Liuetal., 2010)，南东向应力则来自于大别山前陆的制约作用(董树文和邱瑞龙，1993；李曙光等，2001；侯增谦等，2004；Maoetal., 2006)。然而，华北和华南板块于中生代早期反‘L’斜向碰撞(Yin and Nie, 1993)和其后的反弹回撤可以很好的解释郯庐断裂的走滑性(Zhao and Coe, 1987；吕庆田等，2004)，但不能很好地解释发育于长江中下游地区的丰富的褶皱群及展布于华南板块东部边缘的具分带性的火成岩带(周新民和李武显，2000; Zhou and Li, 2000)，因此，本文更倾向于认为这种轴部的转折是古太平洋板块向华南板块多期次俯冲的结果。过去人们一直认为，长江断裂带和方山-南陵断裂控制着宁芜火山岩盆地的北西和南东边界及火山岩浆活动(宁芜研究项目编写小组,1978)，然而，NW01剖面反射波组和表层出露的侵入岩体及火山岩的空间分布规律表明，直接控制宁芜火山岩盆地的北西和南东边界断裂应为F1和F2断裂(图4)，F1和F2断裂汇聚处的透明反射也表明了深部岩浆房的存在，故而可以很好地解释宁芜火山盆地的岩浆通道和盆地的凹陷特征。另外，本文试图尝试否定长江断裂带的存在性。依据三条地震剖面解释结果及下地壳的反射波组特征，可以排除具有区域性质的长江断裂带的存在，但证据又不够充分。理由如下：本文所展示的NW01和NW03剖面并未明显看到具有深达下地壳的长江断裂带的波组特征，尽管NW01剖面CDP6200下方反射波组有错段关系，但在NW03剖面则不存在这一特征，所以也不能肯定地说，存在于NW01剖面的断裂即为人们常说的长江断裂带。其次，长江中下游成矿带深反射地震剖面结果上，从来未能发现有明显特征的位于长江附近的具有深断裂特征的断层(董树文等，2010；Lüetal., 2013)。最为重要的是，下地壳层状反射体和上地壳透明反射位置的空间展布特征也排除了长江附近存在深断裂的可能性。至于长江断裂带到底存在与否，可能还需要其它方面的证据给予支持。

中生代中末期的断裂和岩浆活动对一面两褶结构框架进行了深刻改造，然而断裂和岩浆活动的地球动力学背景一直未能统一，观点来自于各个学科，有些学者认为是地幔上隆和长江断裂带的控制作用(常印佛等，1991)，板内断块岩浆活动带(翟裕生等，1992；秦克章等，1999；邓军等，2006)，大陆边缘环境向陆内断块环境的过渡转换及约135Ma以后的伸展拉张(周涛发等，2008)，板内裂谷带(邢凤鸣等，1999)，也有学者认为是与古太平洋板块俯冲作用(吴利仁等，1985；Maruyamaetal., 1997；汪洋等，2004；Sunetal., 2007；孙卫东等，2008；Lingetal., 2009；Liuetal., 2010),岩石圈伸展(Li and Li, 2007)或拆沉、底侵作用等深部动力学过程(张旗等，2001；许继峰等，2001；王强等，2001；吕庆田等，2004; Lüetal., 2013)，大别山前陆环境的制约作用(董树文等，1993；李曙光等，2001；侯增谦等，2004；Maoetal., 2006)有关。依据三条反射地震剖面的反射波组和下地壳的反射体及几个主要断裂的正逆性特征，本文更倾向于认为该区的深部结构和火山岩浆及断裂构造是古太平洋板块俯冲和拆沉底侵深部动力学过程联合作用的结果。

上面阐述了长江断裂带的存在性问题及方山-南陵断裂和滑脱面的关系特征，下来主要就新发现的深部断裂，尤其是马鞍山-薛津断裂(图5)进行必要的讨论，马鞍山-薛津断裂最为明显的特征是将宁芜火山岩盆地以南北方向一分为二，南西部表层主要以侏罗系地层为主，而北东方向则出露大面积的白垩系火成岩。叠瓦状构造的存在及滑脱面上下变形的差异性表明马鞍山-薛津断裂具有正逆性，且滑脱面与马鞍山-薛津断裂没有明显的错段特征，从而推测马鞍山-薛津断裂活动应早于滑脱面最后一期运动。然而，与其说是马鞍山-薛津断裂导致了其北东部地层整体向下滑移，还不如说是志留系滑脱面De在中生代的再次活动，导致了该断裂北东部的岩层整体下滑，从而造成了马鞍山-薛津断裂北东高而南西低的构造格局。

断裂系统的空间展布格局控制着宁芜火山岩盆地岩浆岩的空间分布规律。通过本次反射地震探测，清楚的厘定出了宁芜火山岩盆地的主要断裂系统：长江断裂带？、方山-南陵断裂、马鞍山-薛津断裂、白象山-护河断裂、梅山-东山断裂(盆中基底断裂BCF)、盆中断裂、白象山-姑山断裂及盆地北西和南东边界断裂——F1和F2断裂，这些断裂及其子系统一起控制着宁芜火山岩盆地火成岩的空间展布。火山-岩浆的演化特征可概括为：在中生代末期，区域构造机制从晚侏罗的转换挤压向早白垩纪的伸展作用转变，导致幔源岩浆上侵到下地壳，在壳幔边界处就位(图9)，随后底侵的铁镁质岩浆被拉长，产生水平流动，在伸展机制下，最大应力场方向是垂向的，底侵的岩浆流体沿着已存在的断裂或者地壳薄弱区水平流动成为可能。当流体慢慢积累，在一定的温度和压力下，岩浆沿着近垂直的地壳薄弱区(梅山-东山断裂)向上运移，就位并补充中地壳的岩浆房，同时，中地壳的岩浆房彼此相连接形成了一个横向展布的大岩浆带(图5)，随后岩浆分异并萃取出低密度的流体，沿着活动的马鞍山-薛津断裂、白象山-护河断裂、盆中断裂、白象山-姑山断裂和盆地北西和南东边界断裂——F1和F2断裂及其各断裂的分支断裂系统上侵，发生了火山喷发及沉积作用，在宁芜火山岩盆地凹地首先形成了龙王山、大王山和姑山旋回的安山质火山岩，随后是娘娘山旋回的以白榴石响岩和蓝方石响岩为主的碱性火山岩，同时在不同的火山-岩浆活动过程中，形成了展布于宁芜火山岩盆地浅部区域的侵入体，像凹山岩体、陶村岩体、和尚桥岩体、东山岩体、白象山岩体、和睦山岩体及姑山岩体(图2)。当低密度物质被萃取出来后，密度较高的岩浆物质留在原地固结形成强的波阻抗界面，从而在地震反射剖面上可以看到强反射面的存在(图5、图9)。后期的伸展作用可能将已形成的岩浆体拉断或变平坦(图9)。上地壳的透明反射特征就是浅部岩浆房所形成的侵入体和喷出物的反应(图4、图5、图6)。

6 结论

本文依据三条反射地震叠前时间偏移剖面和区域地质特征大体厘定了宁芜火山岩盆地的深部结构特征，并阐述了这些特征可能造成的原因，为深部资源评价及区域动力学分析提供了证据。由于知识面的局限性问题，可能有些问题分析不到位，敬请各位同仁提出异议。获得的主要结论如下：

(1)一面两褶的大框架确定了宁芜火山岩盆地的基本结构特征。

(2)控制宁芜火山岩盆地火山-岩浆活动的北东和南西边界断裂并非人们经常认为的两大基底深断裂：方山-南陵断裂和长江断裂带，而是北西向F1和南东向F2断裂。

(3)宁芜火山岩盆地以马鞍山-薛津断裂为界向北北东方向滑脱，造成了盆地南西高北东低的隆凹构造格局。

(4)连成一体的岩浆岩体展布于宁芜火山岩盆地下方。

(5)隐伏于宁芜火山岩盆地深部的控制深部岩浆活动的盆中基底断裂BCF是该区深部重要的主干断裂，控制着深部岩浆岩的空间展布格局。

致谢感谢中国石化集团西南石油局云南物探公司所采集的高质量反射地震数据；感谢北京派特森科技发展有限公司薛爱民研究员及李兴峰工程师给予的帮助。

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