“长江深断裂带”的构造性质：深地震反射证据

吕庆田， 刘振东， 董树文， 严加永， 张永谦

1 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所，河北廊坊 0650002 中国地质科学院地球深部探测中心， 北京 1000373 中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室， 北京 100037



“长江深断裂带”的构造性质：深地震反射证据

吕庆田1,2， 刘振东3， 董树文2， 严加永3， 张永谦3

1 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所，河北廊坊 0650002 中国地质科学院地球深部探测中心， 北京 1000373 中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室， 北京 100037

长江深断裂带自上世纪50年代提出以来，因其在区域控岩、控矿、工程地质和灾害地质研究中的重要意义，一直受到广泛关注和研究，但由于缺乏深部资料，对长江深断裂带的构造性质、空间展布众说纷纭.本文通过分析穿过长江河床及两岸的六条深地震反射剖面，讨论了长江中下游成矿带及长江深断裂带的构造性质及演化，获得如下认识： （1）长江中下游成矿带是燕山期的陆内俯冲带，上地壳发生强烈挤压变形，以大型逆冲、叠瓦、褶皱和推覆构造为特征；下地壳及岩石圈地幔俯冲或叠置到相邻块体之下，在宁芜火山岩盆地和沿江凹陷下形成了“鳄鱼嘴”构造. （2）白垩纪以来，长江深断裂带（CJF）由一系列拆离断层组成，大致沿长江河床分布.该断裂带在燕山期陆内造山阶段为一组逆冲断裂，伸展垮塌阶段反转为正断层或拆离断层，同时控制了沿江凹陷的形成和演化.（3）陆内俯冲或叠置导致地壳加厚、拆沉，引发大规模岩浆活动.“鳄鱼嘴”构造或是沟通深部岩浆向上迁移的主要通道，控制了沿江成矿岩浆岩的分布.正是这种特殊的深部过程和构造特征，导致了燕山期长江中下游地区的大规模成岩、成矿作用.

长江深断裂带； 长江中下游成矿带； 深地震反射； 偏移剖面； 陆内俯冲带

1 引言

“长江深断裂带”又称“长江大断裂”或“长江破碎带”.最早提出该断裂带是在1958年，原地质部航空物探大队902队，根据武汉至镇江段的航磁异常分析，认为沿长江河床方向存在一条区域性断裂（或破裂带）1）地质部航测大队902队，1958，长江中下游地区T式（ACTM-25型）1956—1957年航空磁测总结报告..1965年，地质部江苏省地质局2）地质部江苏省地质局主编，1965，南京幅大地构造说明书.基于上述资料，认为由安庆经芜湖、南京至镇江，沿长江存在断裂，并称之为“长江破碎带”（或下扬子破碎带）.随后，在中国地质科学院主编的《中国大地构造基本特征》一书中，将其称为“下扬子破碎带”；1970年，江苏省重工业局区测队完成的《1∶20万区域地质调查报告》（扬州幅），将其称为“长江大断裂”；1977年，安徽省地质局区域地质调查队完成的《1∶20万区域地质调查报告》（南京幅）中也引用了“长江破碎带”这一名称.

由于该断裂带在区域构造研究、控岩、控矿和重大工程建设方面的重要意义，在过去几十年间，一直得到广大地质学家、矿床学家和工程地质专家的关注和研究.工程地质和地震地质专家因沿江城市建设的需要，更多关注该断裂带从南京到镇江和镇江以东的延伸情况及活动特征（秦大正等，1983；李起彤等，1984），在空间位置上，甚至直接将“长江破碎带”等同于“幕府山-焦山断裂”（侯康明等，2007）.矿床地质学家则关注该断裂带的西段，认为以长江深断裂为主干的带状网络构造系统控制了成矿带的成岩、成矿作用（刘湘培等，1988；翟裕生等，1992）；构造地质学家认为整个长江中下游地区为一褶皱-逆冲构造带，大致以长江为界，江北呈现出由NW向SE运动的逆冲推覆构造特征，江南则表现由SE向NW运动的逆冲推覆构造特征，总体上形成对冲的构造格局（张开均和施央申，1996；朱光等，1999；王鹏程等，2012）.

关于“长江深断裂带”的性质众说纷纭，有学者认为它是自晚中生代以来的大陆裂谷带（秦大正等，1983）；也有学者认为它是一条古老基底剪切带，可能是由其南、北两侧有显著差异的基底所代表的两个不同地体拼贴而形成.平面上表现为近东西（北西西）和北东（北北东）方向两组断裂构成的巨型“锯齿状”断裂带（刘湘培等，1988）；还有学者认为它是经过长时间发展，最后形成于中生代的具有深断裂性质的破碎带（常印佛等，1991）.在空间展布上，有学者认为“长江深断裂”分别由怀宁—全椒断裂南西段、桐城—铜陵断裂的矾山—铜陵段和东流—马鞍山断裂的北东段而组成（唐永成等，1998）.作者注意到，自从长江深断裂带提出以来，由于缺乏深部直接探测数据，不仅对该断裂带的构造性质存在争议，而且对其空间展布和形成机制也存在诸多争议和不确定性.

在深部探测专项（SinoProbe）、地质调查项目和国家重点基金的资助下，作者自2009至2014年间，在长江中下游多个地段开展了深地震反射探测研究，多条剖面完整地跨过了长江深断裂带，这为研究该断裂带的结构、性质和演化提供了难得的机会.本文利用这些深地震反射剖面，对长江中下游地区的地壳结构和变形进行了分析，对“长江深断裂带”的空间展布、构造性质进行了推断.文章最后还讨论了长江中下游成矿带和“长江深断裂带”的动力学演化，以及其对成矿带成岩、成矿的控制作用.

2 区域构造地质背景

长江中下游成矿带位于我国东部，是我国最重要的成矿带之一.北西以襄樊—广济深断裂、郯庐断裂为界，南东以江南断裂为界，总体上呈北西狭窄、北东宽阔的“V”字型形态（图1，常印佛等，1991）.构造上，长江中下游成矿带属于华南板块的一部分，基底构成复杂，区域上具有“一盖多底”的特点（常印佛等，1996），从南到北可能有四种基底，即中元古代“江南式”基底，晚太古代至中元古代的“崆岭—董岭式”基底，中元古代的“神农式”和新元古代“张八岭式”基底.王文斌等（1996）基于区域中生代侵入岩中长石的Pb同位素和Nd同位素模式年龄，认为基底包含了几个晚太古代-古元古代和中元古代块体.

震旦纪之后全区形成了统一沉积盖层.震旦系—志留系为稳定的陆表海碳酸盐岩、碎屑岩相沉积.加里东运动使区域隆升成陆，缺失下、中泥盆统；海西期又开始接受沉积，形成了上泥盆统-下三叠统的碎屑岩、碳酸盐岩和海陆交互含煤系建造，其间剧烈的升降运动形成了多个平行不整合面，造成下石炭统部分地层缺失.中三叠世受华南板块与华北板块碰撞的影响，区域构造发生了重大变化，区域沉积环境从海洋逐渐转向大陆环境.中三叠统下部普遍出现含膏盐碳酸盐岩沉积，之后开始大规模褶皱隆升，至中侏罗世发育陆相碎屑岩沉积（常印佛等，1996）.

区域构造格局主要受两次构造运动影响，一次是印支期的华南板块与华北板块的碰撞造山，另一次是发生在中、晚侏罗纪（燕山期）的陆内造山.后者使区域构造体制发生了重大变革，由近东西向的陆-陆碰撞构造体制转换为北东向的俯冲构造体制（董树文等，2007；张岳桥等，2009；徐先兵等，2009）.燕山期的陆内构造运动对长江中下游地区产生广泛影响，沿广济—襄樊断裂，大别山南侧三叠纪的蓝片岩高压变质带逆冲在中侏罗系之上（董树文等，2005）；反射地震剖面揭示这条断裂深切地壳和上地幔，表现了晚侏罗世陆内造山的特征（Dong et al.,2004）.Lü et al.（2015a）认为燕山期的陆内构造运动是一期持续时间短、强度很大的陆内造山运动，它不仅彻底改造了印支期形成的构造格架，还在长江中下游地区导致陆内俯冲和大规模岩浆活动.正是由于强烈的陆内造山和随后的快速伸展垮塌，形成了长江中下游成矿带“隆”、“凹”相间的构造格局，发生了丰富多彩的成岩、成矿作用.隆起区（如铜陵、宁镇、贵池等矿集区）发育一套高钾钙碱性岩石系列，形成了以矽卡岩-斑岩型铜、铁、金矿床为主的成矿系统；凹陷区（如宁芜、庐枞等矿集区）发育了一套橄榄安粗岩岩石系列，形成了以“玢岩”铁、硫矿床为主的成矿系统（常印佛等，1991；唐永成等，1998；周涛发等，2008）.

沿江地区由于伸展盆地和第四系覆盖，大部分地区的变形构造不清.但从出露地层的变形特征看，无论是元古-古生界海相地层，还是晚三叠世-中侏罗世的陆相地层，都遭受了强烈的NW向挤压变形，发育大规模的逆冲和叠瓦构造，强烈改造了三叠纪前陆地层，显示陆内造山的痕迹.大致以长江为界，江北以由NW向SE运动的逆冲推覆构造为特征，江南则以由SE向NW运动的逆冲推覆构造为特征，总体上构成对冲的构造格局（朱光等，1999）.

3 反射地震数据

3.1 反射地震数据采集

近年，作者利用国家深部探测专项（SinoProbe）、地质调查项目和国家自然科学基金重点项目在长江中下游地区进行了多尺度、多层次的综合地球物理探测（吕庆田等，2014；Lü et al., 2015b）.其中在成矿带和矿集区尺度上，部署了多条深地震反射和高分辨率地震反射剖面.成矿带尺度上的深地震反射以地壳结构为主要探测目标，采取跨越成矿带不同构造单元的“廊带式”探测方案；矿集区尺度上的高分辨率地震反射以上地壳精细结构为主要探测目标，兼顾地壳深层信息，采取多条剖面交叉部署的探测方案.两个尺度上的探测在采集参数上略有差异，如激发井深、药量和检波器间距等（详见吕庆田等，2014）.作者从这些剖面中选择6条跨越、或部分跨越长江及两岸基岩的反射地震剖面或剖面的一部分，作为本研究的基础数据，剖面位置见图1，它们分别是跨越宁芜矿集区的NW-11-01和NW-11-03剖面片段，庐枞矿集区与铜陵矿集区的LZ-09-02和TL-11-01剖面，以及长江中下游中段的DB-12-01和DB-12-02剖面（图1）.

图1 长江中下游地区地质简图及深地震反射剖面位置图（据Lü et al., 2015a修改）

反射地震数据分别采集于2009年11月至2014年间，分别由中石化西南石油局云南物探公司和中石化河南石油勘探局地球物理勘探公司完成，均使用法国生产的SN428XL数字地震仪，具体采集参数参见吕庆田等（2014）文章的详细介绍.由于经费限制，长江中下游中段的两条剖面DB-12-01和DB-12-02，检波距和炮间距分别变更为50 m和250 m，加上该剖面遇到江面较宽、水网发育，造成覆盖次数明显降低，信噪比较差（见后面讨论）.

由于沿剖面岩性变化较大，造成激发和接收十分困难.为此，作者在数据采集中分别采用了多种措施以提高地震资料的品质.比如，根据不同地震地质条件逐点设计激发因素，有利于提高单炮品质的一致性；结晶岩区采用“轴向不耦合激发、宽频接收”（陈明春等，2015）和“钻后下药、滞后激发”等措施，既增加了激发下传能量，又有效地保护了高频成分，拓宽了有效信号频带，提高了地震资料的信噪比和分辨率.作者还在LZ-09-02和TL-11-01剖面上采用“宽线接收”，有效提高了叠加次数和信噪比.通过这些措施的实施，在地震地质条件复杂的结晶岩地区获得了相对高品质的深地震反射数据.

3.2 地震反射数据处理

虽然采取了各种措施有效提高了地震数据采集的品质，但由于沿江地区人口众多、工业发达，工业噪声、交通干扰、矿业活动等对数据质量产生严重影响，这是后续数据处理中需要特别关注的问题之一.除了噪声外，深地震反射的数据处理还面临更多挑战，主要包括：（1）、地质构造复杂，不均匀性强，一般很难满足水平层状介质条件；（2）、地形条件复杂，剖面多穿过山区，除了采集施工困难外，炮点和检波点不在同一水平面上；（3）、地表地震地质条件多变，激发可能在不同岩性中实现，造成单炮之间一致性较差；近地表速度变化较大，获取准确的静校正速度十分困难；（4）探测深度大，目标层反射信息弱.因此，深地震反射数据处理要求更加精细，每一步都要求反复试验，不仅是不同方法的试验，还包括参数的选择试验等.

数据处理使用CGG、OMEGA、Promax和部分自行开发的软件进行.在对野外数据质量进行分析的基础上，认为影响资料处理质量的主要问题有：静校正、信噪比低、频率问题、不同激发条件造成的资料振幅、相位不一致问题、低降速层造成的地震子波拉伸畸变、偏移及参数选择等.针对上述问题，对几个关键处理环节采取了针对性的技术.包括：层析静校、多域联合去噪、地表一致性预测反褶积、DMO和叠前时间偏移等.经过反复的方法选择和参数测试，形成了适合长江中下游地区深地震反射的处理流程，详细描述见Lü等（2013）.主要处理步骤包括：静校正、几何补偿、多域去噪、反褶积、速度分析、剩余静校、DMO、叠加和偏移.为便于清楚识别反射地震相的空间特征，作者使用Li等（1997）提出的句法模式识别方法，将叠前时间偏移剖面转换为反射线条图，供地质解释之用.

4 沿江地区的地壳结构与变形

根据反射同相轴的密度、形态、倾向、连续性和相互之间的交叉关系，可将长江中下游地区的反射地壳结构大致分为三层（Lü et al., 2013, 2015a）：反射密集多变的上地壳（0～4.0 s），反射密集、大尺度变形的中地壳（4.0～7.0 s）和反射相对稀疏、以倾斜反射为主的下地壳（7.0～11.0 s TWT）.上地壳与中下地壳之间存在明显的滑脱层，上地壳的变形基本上都发生在此面以上，与中地壳变形存在明显解耦.中、下地壳之间虽然很难看到明显的界线，但二者之间明显的反射差异可以推测存在一个物性变化界面，使中、下地壳在变形过程中解耦，这个界面大致与地壳的脆型到韧性的转换界面对应，约21km（张国民等，2002）.根据华南区域地层、构造地质及岩性特征研究（朱光等, 1999; Yan et al., 2003; Xiao and He, 2005）和对上地壳构造层的分析（唐永成等，1998），区域滑脱层可能存在于古元古与中元古之间、中元古与震旦系之间的构造界面，以及早寒武系、古早志留系页岩层.Lü等（2013）认为，上、中地壳之间的滑脱层主要发生在震旦系粉砂岩和页岩层，局部可能发生在早志留系页岩层.下面分别讨论各层的精细结构和变形特征.

4.1 上地壳结构与变形

穿过马鞍山的NW-11-01剖面是信噪比较高的剖面，从CDP点5000到10000之间的结构特征代表了长江中下游地区上地壳结构的总体面貌.可以看到，在河床沉积之下上地壳呈现蜿蜒起伏的“波浪”式反射结构，反射清晰、横向可追踪对比.比如从沿江凹陷到宁芜火山岩盆地（CDP5500至6900），出现完整的“波浪”式反射（图2、图3），“波长”宽约18～20 km.长江河床对应“波谷”，深可达6 km（TWT 3 s，按盆地平均速度4 km·s-1计算）.仔细观察“波谷”区的反射，反射同相轴三处被明显错断（图3），至少可以识别出三组断裂，这三组断裂形成半个“花状”结构，在深部交汇在一起.作者认为这三组断裂是长江深断裂带的主要组成部分，将其命名为CJF1、CJF2、CJF3.值得注意的是，这三组断裂至少在上地壳没有形成明显的反射，以垂直错断多组反射同相轴为特征，并一直延伸到中地壳，交汇于中地壳的巨型倾斜剪切带（图3中MT-1）.

图2 NW-11-01深地震反射偏移剖面片段（a）、地质图（b）及地质解释图（c）

NW-11-01剖面CDP点从7100到8500之间（图2），呈现出不对称的“波谷”式反射，宽约28 km，在其下方可以清楚看到一个完整的逆冲地块（见图2中F）.在F地块的左侧有一组清晰的、向上“逆冲”的反射，一直可以追踪到地表，但在上地壳反射逐渐消失，造成上地壳反射同相轴错断.作者将这组断裂命名为主逆冲断裂（Major thrust fault, MTF），它至少由两组断裂组成，分别为MTF1和MTF2.MTF与相邻中地壳的倾斜剪切构造（MT-1）及CJF构成两组清晰的巨型逆冲断裂，从地表一直延伸到中地壳，并与下地壳的大尺度、长距离“斜坡（ramp）”构造组成地壳级“鳄鱼嘴”构造（图2）.沿剖面继续向东，CDP点从9000到10100，又呈现“波峰”式反射，宽约22 km（图2中G）；在“波谷”和“波峰”之间存在局部的断裂和冲断构造，造成反射同相轴不连续或错断.总体上，上地壳盖层变形以大尺度变形为特征，形成了地壳尺度的褶皱（背斜和向斜）、逆冲或叠瓦.

在宁芜南侧的NW-11-03剖面片段上（图4），上地壳的变形样式没有变化，同样表现出“波浪”式反射特征，宽度约20 km，“波谷”深度达3.5 s（约10.5 km，按地壳平均速度6.0 km·s-1计算），褶皱“振幅”较NW-11-01剖面更大.同样道理，根据反射同相轴错断情况，可以识别出长江深断裂带的位置和垂向延伸情况（图4）.与NW-11-01剖面不同，长江深断裂带（CJF）在这条剖面上断层面倾向发生了变化，与MTF呈“对冲”状态，二者之间的中地壳物质卷入到上地壳的变形中，形成巨型“背斜”构造.但仍可看到MTF与下地壳的倾斜反射构成“鳄鱼嘴”形态.两条相距不足100 km的剖面上，长江深断裂带中上地壳变形出现了明显变化，可能的解释是：（1）构造变形的区域不均匀性.伸展阶段变形相对较弱，仍保留了完整的挤压构造形态；或（2）断裂带的构造演化过程随位置而变化，造成深断裂带的样式随空间而变化.如果是这样，可以推测两条剖面之间或存在一条较大的NW-SE向断裂.

铜陵南侧的TL-11-01剖面（图5）是另外一条信噪比较高的剖面.上地壳“波浪”式褶皱和断裂构造形态十分清楚，可以准确识别出沿江凹陷的构造轮廓和隐伏在其下的长江深断裂带的位置和形态，它们呈现出滑脱面之上犁式拆离断层的特点，并对沿江凹陷的形成与演化起到控制作用.庐枞LZ-09-02剖面的东南段（图6），展示出长江深断裂带逆冲-推覆构造的精细形态，形成了标准的双重构造（Duplex），并展示了逆冲-推覆与庐枞断陷盆地之间的构造关系，古生代-中生代地层沿此构造被逆冲推覆到长江西岸，区域上形成沿江重力高值带.

长江中下游中段的两条剖面DB-12-01和DB-12-02（图7，图8），上地壳表现出大致相同的反射特征和构造形态，但在上地壳细结构上有所差异，褶皱似乎变得更加紧闭（图8）.由于这两条剖面的叠加次数较低，加上河床较宽，偏移剖面信噪比明显低于其它剖面.尽管如此，仍可大致识别出“波峰”与“波谷”的大致形态，以及长江深断裂带（CJF）和主逆冲断裂带（MTF）的位置.

4.2 中、下地壳结构与变形

中地壳深度大约在12 km到21 km之间（从4.0到7.0 s TWT），是地壳从脆性变形到塑性变形的过渡带，在变形过程中起到承上启下的作用.中地壳变形总体以大尺度、块状变形为特点，与上地壳变形呈不耦合状态.比如NW-11-01剖面CDP点7100到8100之间（图2），上地壳呈现不对称向斜构造，而中地壳则为逆冲相关背斜构造；CDP点9000到10100之间，上地壳为大尺度背斜构造，中地壳为倾向NW的多级叠瓦构造.这种不耦合特征在TL-12-01、DB-12-01和DB-12-02剖面都可以看到，只是变形方式略有差异.但也有例外，如在NW-11-03剖面CDP点6000到8000之间，中地壳的基底变形与上地壳基本同步，都表现为挤压背景下的“背斜”构造.

相对于上地壳而言，中地壳变形更多以大尺度、块体整体变形为特征，如在NW-11-01剖面上出现菱形块体E、F、H等，这些块体之间往往出现巨型剪切带（图2）.这些特征在NW-11-03、DB-12-01和DB-12-02剖面上也十分明显.相对于下地壳的反射，中地壳反射样式更加多样，既有反映挤压变形的逆冲、叠瓦和双重构造，也有反映伸展的“胀缩”（pinch-and-well）和“香肠”构造，与下地壳相对单一的流动变形形成鲜明对照.

下地壳（7.0～11.0 s，TWT）反射出现两种模式，一是单斜模式，二是“对冲”模式.典型的单斜模式出现在NW-11-01剖面上，下地壳出现多组NW倾斜的强反射.从茅山断裂开始，这些强反射从中地壳一直延伸到宁芜盆地的上地幔（图2），并导致宁芜火山岩盆地和长江深断裂带之下Moho面多处错断.这些NW倾斜的反射与NE倾斜的MTF反射和CJF反射相交于中地壳，构成地壳异常的“鳄鱼嘴”构造，反映出在挤压过程中地壳内部发生了拆离、解耦变形.中、下地壳出现拆离的深度位于中、下地壳的分界（约21 km，TWT 7.0 s），这一深度位于中国东部现今地震震源深度底界（19.0 km）之下约2.0 km（张国民等，2002），应该是地壳内部刚性强度最小的深度，物质处于塑性流动状态.

另外一种模式是“对冲”模式，在NW-11-03和TL-11-01剖面表现得非常清楚，大致以长江深断裂为界，西侧的下地壳反射向南东（SE）倾斜，东侧的下地壳反射向北西（NW）倾斜，形成负向“对冲”形态.下地壳的反射有多种成因，如基性-超基性岩底侵（e.g. Warner, 1990; Pratt et al., 1993）形成的波组抗差异；局部熔融的岩浆体（e.g. Jarchow et al., 1993），流动变形引起的剪切带（e.g.Brown and Juhlin, 2006）和流体圈闭层（Hyndman, 1988）.除非下地壳反射延伸到地表，一般很难判断下地壳反射的性质和成因（Mooney and Meissner, 1992），要结合区域构造演化、地表岩浆活动等其它地质证据进行综合判断.本文发现的下地壳反射，具有水平延伸距离长，垂向跨度大（从中地壳一直延伸到上地幔）等特点，很难用基性岩浆底侵、局部熔融、流体等成因解释，作者认为这些下地壳反射由剪切带引起，反映了下地壳和岩石圈发生陆内俯冲的深部过程（Lü et al. 2015a）.而在宁芜火山岩盆地下地壳出现的另一组水平反射则是由基性岩浆底侵引起的.下地壳的单斜反射模式和“对冲”模式，可以解释为同一动力学过程中相邻两地块下地壳的不同变形方式，“对冲”构造或反映相向俯冲或“负向”挤压增厚.

图6 LZ-09-02深地震反射偏移剖面东南段（a）及地质解释图（b）

图7 DB-12-01深地震反射偏移剖面片段（a）及地质解释图（b）

图8 DB-12-02深地震反射偏移剖面片段（a）及地质解释图（b）

Moho反射在所有剖面上清晰可见，最浅处双程走时（TWT）不到10.0 s，最深处不到12 s（TWT），大致对应深度在29.0 km至35 km之间（时深转换速度按6 km·s-1）.铜陵TL-11-01线以北Moho面普遍较浅，而江南隆起和大别造山带Moho逐渐加深（见图7、8）.Moho面结构总体比较单一，除了在宁芜盆地和长江河床之下有错断外（图2），基本处于缓慢变化，表明后期伸展作用对Moho面进行了强烈改造.在NW-11-03、TL-11-01和DB-12-01剖面上，还可以看到Moho的“对冲”结构，仍然保留有俯冲阶段的变形痕迹.

5 关于“长江深断裂带”的讨论

深地震反射剖面可以看出，沿长江河床一线确实存在一组地壳级的断裂带，作者将其主干断裂定义为长江深断裂（CJF）；紧邻长江深断裂带东侧，存在另外一组地壳级的断裂带，作者将其定义为主逆冲断裂带（MTF）.这两组断裂带与下地壳的单斜构造、负向“对冲”构造，构成了长江中下游地区特殊的“鳄鱼嘴”构造，反映了一种独特的陆内动力学过程，即“陆内俯冲过程”.

上世纪70年代，Oxburgh（1972）在研究东阿尔卑斯时已经注意到这种构造形态，被撕裂的岩石圈上地壳远距离推覆，形成异地地体（称为“岩片”，flakes）；与之相应的下地壳和岩石圈地幔沉入到地幔中.DEKORP Research Group et al.（1990）在总结德国大陆深地震反射计划（DECORP）成果时发现，“鳄鱼嘴”构造作为一种典型的造山带反射模式，不仅出现在欧洲的华力西（Variscan）造山带，还出现在更为年轻的阿尔卑斯（Alps）、比利牛斯（Pyrenees）（Roure et al., 1989）造山带中.让人更为惊奇的是在北美大陆内部白垩纪的拉拉米（Laramide）造山带和古老的格林维尔（Greenville）造山带中也出现这种构造（Brown et al., 1986）.越来越多的证据表明，“鳄鱼嘴”构造的形成与大陆地壳的强烈挤压和碰撞造山密不可分，但不是所有强烈挤压都会发生“鳄鱼嘴”构造，从大陆的刚性强度分析，地壳内部的滑脱带（拆离带）是壳内的薄弱带，为发生“鳄鱼嘴”构造的先决条件，这些“薄弱带”在破裂过程中又被“强化”，形成富含空隙、水的软弱带，在地震上形成很好的反射.

“鳄鱼嘴”构造会受到后期构造运动的改造，在下地壳热、伸展剪切作用下，“下鄂”构造会受到破坏或改造，尤其是在造山带伸展跨塌阶段，造成下地壳结构、尤其是Moho结构的再调整与平衡（Klemperer et al., 1986），这也就是为什么，除了在稳定的克拉通内部和稳定的造山带，很少发现岩石圈上地幔的反射.

实际上，很早就有作者注意到，长江中下游地区可能出现上、下地壳拆离的现象（即‘鳄鱼嘴’构造）.Li （1994）在研究华南与华北碰撞构造时提出了“地壳拆离”模式（Crustal Detachment Model），他认为中三叠世开始华南板块与华北板块碰撞，华南板块上、下地壳在两板块碰撞过程中拆离，上地壳逆冲在华北板块上，向北推覆了400多公里，而下地壳在南京（东西向）附近俯冲到华北的地壳之下.仔细对比Li（1994）的模式与本文的“陆内俯冲带”模式，二者有很大不同：

（1） 时间不同.Li（1994）强调华南板块上、下地壳拆离发生在印支期华南板块与华北板块的陆陆碰撞；而本文则认为，“鳄鱼嘴”构造形成于燕山期的陆内造山，原因可能与古太平洋板块的挤压应力的远程效应有关.印支期的陆陆碰撞造山和燕山期的陆内造山是两期性质不同的造山运动（Lü et al.,2015）.

（2） 性质不同.前者的模式仍是发生在两大板块的边界，而本文的模式是发生在大陆内部块体之间，类似于北美大陆内部白垩纪的拉拉米（Laramide）造山带的巨型地壳逆冲构造，它离板块边界有近千公里（Brewer et al., 1980）.当然二者有没有关系，或者前者是否为后者创造了先决条件，需要更多的资料加以验证.

作者注意到，在宁芜火山岩盆地下地壳上部，还有一组水平反射，范围仅限于宁芜火山岩盆地范围，反映了后期伸展运动的存在；加上广泛发育在长江中下游地区的凹陷盆地，可以推测在“鳄鱼嘴”构造形成后，整个地区又发生了伸展和构造垮塌.从以上对沿江地区构造的分析和地震剖面的解译，作者大致将长江深断裂带的构造演化分解为两个阶段：

（1） 挤压造山期阶段.燕山期或受古太平洋板块的NW向挤压，华南板块发生了广发的地壳大规模变形，上地壳形成了大规模冲断、叠瓦和双重构造；在扬子与华北板块边界附近的长江中下游地区，由于古老的华北克拉通的强烈阻拦，大致沿长江一线发生小规模造山运动，上地壳形成由若干巨型逆冲和逆冲相关褶皱组成的推覆构造带，下地壳和岩石圈地幔俯冲到相邻块体岩石圈之下、或叠瓦增厚.这时的长江深断裂或是其中一条或几条逆冲断裂.

（2） 伸展垮塌阶段.随着区域构造体制从挤压到伸展（大致发生在早白垩世），沿江造山带开始垮塌，增厚的“山根”拆沉，软流圈上隆，引发进一步的伸展和岩浆活动.挤压阶段的逆冲构造反转为正断层，长江深断裂带（CJF）控制了沿江凹陷的形成与演化，主逆冲断裂带（MTF）及其它逆冲断裂也成为沟通岩浆从深部到地表的主要通道.

6 结论

通过对多条跨越长江河床及两侧的深地震反射剖面的地质解释、分析和对比，作者对长江深断裂带及长江中下游成矿带的构造性质进行了研究，得出以下结论：

（1） 长江中下游成矿带构造上是一个燕山期形成的陆内俯冲带，上地壳发生强烈挤压变形，下地壳和岩石圈地幔发生陆内俯冲，形成了类似于碰撞板块边缘的“鳄鱼嘴”构造，即中上地壳发生向上逆冲、推覆，一个块体的上地壳逆冲到相邻块体之上；下地壳和岩石圈地幔俯冲沉入到相邻块体岩石圈之下.在随后的区域伸展构造变形期，造山带垮塌，沿“陆内俯冲带”发生了大规模、强烈的岩浆活动，大量幔源物质沿MTF和CJF侵入到上地壳，控制了区域岩浆和成矿带的分布.

（2） “长江深断裂带”是“陆内俯冲带”中一个地壳级断裂带，由若干深断裂组成，经历了从逆冲到正断层的转换.在燕山期挤压变形阶段，长江深断裂带表现为由若干逆冲断裂组成的构造带.在早白垩纪伸展变形阶段，长江深断裂带反转为区域正断层带，控制了沿江凹陷的形成和演化，在局部地段控制了岩浆岩的分布.

致谢 感谢国土资源部科技司、中国地质调查局科外部、中国地质科学院和深部探测专项办公室有关领导对本研究的大力支持.数据采集得到了安徽省国土资源厅、安徽省地矿局、安徽省地调院、江苏省国土厅及沿线地方各级政府的大力支持和协助.吉林大学的董世学教授和一些研究生参与了野外采集质量监控工作；北京派特森科技发展有限公司的薛爱民、李兵高工参与了数据处理，对他们的支持和辛勤工作表示感谢和致敬.还要感谢滕吉文院士、高锐院士、于晟研究员、王椿镛研究员、刘启元研究员、卢民杰研究员、于长青研究员等专家，他们多次参与野外地震数据采集的招投标、野外质量检查和验收等工作，对取得高质量的数据起到了重要作用.

Brewer J A, Smithson S B, Oliver J E, et al. 1980. The Laramide orogeny: evidence from COCORP deep crustal seismic profiles in the Wind River mountains, Wyoming.Tectonophysics, 62（3-4）: 165-189.

Brown D, Juhlin C. 2006. A possible lower crustal flow channel in the Middle Urals based on reflection seismic data.TerraNova, 18（1）: 1-8.

Brown L D, Barazangi M, Kaufman S, et al. 1986. The first decade of COCORP: 1974—1984.∥ BarazangziM,Brown L D eds.Reflection Seismology: A Global Perspective.AmGeophys.Union,Geodyn.Ser., 13: 107-120.

Chang Y F, Liu X P, Wu Y C. 1991. The Copper-Iron Belt of the Lower and Middle Reaches of the Changjiang River（in Chinese）. Beijing: Geological Publishing House, 1-359.

Chang Y F, DongS W, Huang D Z. 1996. On tectonics of “poly-basement with one cover” in Middle-Lower Yangtze Craton, China.Volcanology&MineralResources（in Chinese）, 17（1-2）: 1-15.

Chen M C, Liu Z D, Lü Q T, et al. 2015. Key techniques and method for deep seismic data acquisition in hard-rock environment.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4544-4558,doi:10.6038/cjg20151217.

DEKORP Research Group, Meissner R, Wever T H, et al. 1990. Reflectivity patterns in the Variscan mountain belts and adjacent areas: an attempt for a pattern recognition and correlation to tectonic units.Tectonophysics, 173（1-4）: 361-378.

Dong S W, Gao R, Cong B L, et al. 2004. Crustal structure of the southern Dabie ultrahigh-pressure orogen and Yangtze foreland from deep seismic reflection profiling.TerraNova, 16（6）: 319-324.

Dong S W, Hu J M, Li S Z, et al. 2005. The Jurassic deformation in the Dabie Mountains and its tectonic significances.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 21（4）: 1189-1194.

Dong S W, Zhang Y Q, Long C X, et al. 2007. Jurassic tectonic revolution in China and new interpretation of the Yanshan Movement.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 81（11）: 1449-1461.

Hou K M, Zong K H, Guo J N, et al. 2007. Recent study of Changjiang Fault zone.TechnologyforEarthquakeDisasterPrevention（in Chinese）, 2（4）: 331-338.

Hyndman R D. 1988. Dipping seismic reflectors, electrically conductive zones, and trapped water in the crust over a subducting plate.J.Geophys.Res., 93（B11）: 13391-13405.

Jarchow C M, Thompson G A, Catching R D, et al. 1993. Seismic evidence for active magmatic underplating beneath the Basin and Range province, western United States.J.Geophys.Res., 98（B12）: 22095-22108.

Klemperer S L, Hauge T A, Hauser E C, et al. 1986. The Moho in the northern Basin and Range province, Nevada, along the COCORP 40°N seismic-reflection transect.GSABulletin, 97（5）: 603-618.

Li Q, Vasudevan K, Cook F A. 1997. Seismic skeletonization: A new approach to interpretation of seismic reflection data.J.Geophys.Res., 102 （B4）: 8427-8445.

Li Q T, Nan J S, He D P, et al. 1984. Does “Yangtze fault zone” exist along the Yangtze valley beneath the Zhenjiang area.SeismologyandGeology（in Chinese）, 6（2）: 9-16.

Li Z X. 1994. Collision between the North and South China blocks: A crustal-detachment model for suturing in the region east of the Tan-Lu fault.Geology, 22（8）: 739-742.

Liu X P, Chang Y F, Wu Y C. 1988. Metallogenic Conditions and regularities in the Middle and Lower Reaches of the Changjiang River.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, （2）: 167-177.

Lü Q T, Yan J Y, Shi D N, et al. 2013. Reflection seismic imaging of the Lujiang-Zongyang volcanic basin, Yangtze Metallogenic Belt: an insight into the crustal structure and geodynamics of an ore district.Tectonophysics, 606: 60-77.

Lü Q T, Dong S W, Shi D N, et al. 2014. Lithosphere architecture and geodynamic model of Middle and Lower reaches of Yangtze metallogenic belt: A review from SinoProbe.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 30（4）: 889-906.

Lü Q T, Shi D N, Liu Z D, et al. 2015a. Crustal structure and geodynamics of the Middle and Lower reaches of Yangtze metallogenic belt and neighboring areas: insights from deep seismic reflection profiling.JournalofAsianEarthScience, 114：704-716.

Lü Q T, Shi D N, Liu Z D, et al. 2015b. Understanding world-class mineral systems and exploring for mineral deposits at depth using multi-scale and integrated geophysical data: A synthesis from SinoProbe.∥ International Workshop and Gravity, Electrical & Magnetic Methods and their Applications. Chengdu, China: SEG, 5-8.

Mooney W D, Meissner R. 1992. Multi-genetic origin of crustal reflectivity: A review of seismic reflection profiling of the continental lower crust and Moho.∥ Fountain D M, Arculus R, Kay R W eds.Continental Lower Crust. Amsterdam:Elsevier, 45-79.

Oxburgh E R. 1972. Flake tectonics and continental collision.Nature, 239: 202-204.

Pratt T L, Mondary J F, Brown L D, et al. 1993. Crustal structure and deep reflector properties: Wide angle shear and compressional wave studies of the midcrustalsurrency bright spot beneath southeastern Georgia.J.Geophys.Res., 98（B10）: 17723-17735.

Qin D Z, Liu C S, Ding S H, et al. 1983. Research on the extending to the East of the Yangtze fault zone and its characteristics of the rifting.SeismologyandGeology（in Chinese）, 5（2）: 70-78.

Roure F, Choukroune P, Berastegui X, et al. 1989. ECORS deep seismic data and balanced cross sections: geometric constraints on the evolution of the Pyrenees.Tectonics, 8（1）: 41-50.

Tang Y C, Wu Y C, Chu G Z, et al. 1998. Geology of Copper-gold Polymetallic Deposits in the along-ChangjiangArea of Anhui Province （in Chinese）. Beijing: Geological Publishing House, 1-243.

Wang P C, Li S Z, Liu X, et al. 2012. Yanshanian fold-thrust tectonics and dynamics in the Middle-Lower Yangtze River area, China.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 28（10）: 3418-3430.

Wang W B, Li W D, Fan H Y. 1996. Time of formation for metamorphic Basement and Crust in the Middle-Lower Reaches of Yangtze River.Volcanology&MineralResources（in Chinese）, 17（3-4）: 42-50.

Warner M. 1990. Basalts, Water, or shear zones in the lower continental crust.Tectonophysics, 173（1-4）: 163-174.

Xiao W J, He H Q. 2005. Early Mesozoic thrust tectonics of the northwest Zhejiang region （Southeast China）.GSABulletin, 117（7-8）: 945-961.

Xu X B, Zhang Y Q, Jia D, et al. 2009. Early Mesozoic geotectonic processes in South China.GeologyinChina（in Chinese）, 36（3）: 573-593.

Yan D P, Zhou M F, Song H L, et al. 2003. Origin and tectonic significance of a Mesozoic multi-layer over-thrust system within the Yangtze Block （South China）.Tectonophysics, 361（3-4）: 239-254.

Zhai Y S, Yao S Z, Lin X D, et al. 1992. Metallogenic regularity of iron and copper deposits in the Middle and Lower valley of the Yangtze River.MineralDeposits（in Chinese）, 11（1）: 1-12.

Zhang G M, Wang SY, Li L, et al. 2002. Earthquake focal depth in China and its tectonic significance.ChineseScienceBulletin（in Chinese）, 47（9）: 663-668.

Zhang K J, Shi Y S. 1996. Ore-controlling of thrust nappe in Polymetallic Metallogenic Belt in the lower and middle Yangtze Reaches.JiangsuGeology（in Chinese）, 20（3）: 172-176.

Zhang Y Q, Xu X B, Jia D, et al. 2009. Deformation record of the change from Indosinian collision-related tectonic system to Yanshanian subduction-related tectonic system in South China during the Early Mesozoic.EarthScienceFrontiers（in Chinese）, 16（1）:

234-247. Zhao W J, Nelson K D, Che J, et al. 1993. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet.Nature, 366（6455）: 557-559.

Zhou T F, Fan Y, Yuan F. 2008. Advances on petrogensis and metallogeny study of the mineralization belt of the Middle and Lower Reaches of the Yangtze River area.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 24（8）: 1665-1678.

Zhu G, Xu J W, Liu G S, et al. 1999. Tectonic pattern and dynamic mechanism of the foreland deformation in the Lower Yangtze region.RegionalGeologyofChina（in Chinese）, 18（1）: 73-79.

附中文参考文献

常印佛, 刘湘培, 吴言昌. 1991. 长江中下游铜铁成矿带. 北京: 地质出版社, 1-359.

常印佛, 董树文, 黄德志. 1996. 论中—下扬子“一盖多底”格局与演化. 火山地质与矿产, 17（1-2）: 1-15.

陈明春, 刘振东, 吕庆田等. 2015. 结晶岩地区深地震数据采集关键技术与方法.地球物理学报，58（12）:4544-4558,doi:10.6038/cjg20151217.

董树文, 胡健民, 李三忠等. 2005. 大别山侏罗纪变形及其构造意义. 岩石学报, 21（4）: 1189-1194.

董树文, 张岳桥, 龙长兴等. 2007. 中国侏罗纪构造变革与燕山运动新诠释. 地质学报, 81（11）: 1449-1461.

侯康明, 宗开红, 郭江宁等. 2007. 长江破碎带的研究过程及最新认识. 震灾防御技术, 2（4）: 331-338.

李起彤, 南金生, 何东培等. 1984. 镇江以东长江河谷存在“长江断裂带”吗？地震地质, 6（2）: 9-16.

刘湘培, 常印佛, 吴言昌. 1988. 论长江中下游地区成矿条件和成矿规律. 地质学报, （2）: 167-177.

吕庆田, 董树文, 史大年等. 2014. 长江中下游成矿带岩石圈结构与成矿动力学模型—深部探测（SinoProbe）综述. 岩石学报, 30（4）: 889-906.

秦大正, 刘昌森, 丁颂华等. 1983. 长江断裂带东延问题及裂谷特性的讨论. 地震地质, 5（2）: 70-78.

唐永成, 吴言昌, 储国正等. 1998. 安徽沿江地区铜金多金属矿床地质. 北京:地质出版社, 1-243.

王鹏程, 李三忠, 刘鑫等. 2012. 长江中下游燕山期逆冲推覆构造及成因机制. 岩石学报, 28（10）: 3418-3430.

王文斌, 李文达, 范洪源. 1996. 长江中下游地区变质基底及地壳形成时间.火山地质与矿产, 17（3-4）: 42-50.

徐先兵, 张岳桥, 贾东等. 2009. 华南早中生代大地构造过程. 中国地质, 36（3）: 573-593.

翟裕生, 姚书振, 林新多等. 1992. 长江中下游地区铁、铜等成矿规律研究. 矿床地质, 11（1）: 1-12.

张国民, 汪素云, 李丽等. 2002. 中国大陆地震震源深度及其构造含义. 科学通报, 47（9）: 663-668.

张开均, 施央申. 1996. 长江中下游多金属成矿带逆冲推覆构造的控矿作用初探. 江苏地质, 20（3）: 172-176.

张岳桥, 徐先兵, 贾东等. 2009. 华南早中生代从印支期碰撞构造体系向燕山期俯冲构造体系转换的形变记录. 地学前缘, 16（1）: 234-247.

周涛发, 范裕, 袁峰. 2008. 长江中下游成矿带成岩成矿作用研究进展. 岩石学报, 24（8）: 1665-1678.

朱光, 徐嘉炜, 刘国生等. 1999. 下扬子地区前陆变形构造格局及其动力学机制. 中国区域地质, 18（1）: 73-79.

（本文编辑 刘少华）

The nature of Yangtze River deep fault zone: Evidence from deep seismic data

LÜ Qing-Tian1,2, LIU Zhen-Dong3, DONG Shu-Wen2, YAN Jia-Yong3, ZHANG Yong-Qian3

1InstituteofGeophysicalandGeochemicalExploration,ChineseAcademyofGeologicalSciences,HebeiLangfang065000,China2ChinaDeepExplorationCenter—SinoProbeCenter,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China3MLRKeyLaboratoryofMetallogenyandMineralAssessment,InstituteofMineralResources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China

Due to its significance both in petro-genesis, metallogenesis, and engineer and environmental geology, the Yangtze River Deep Fault Zone has been the focus of studies since it was first proposed in the fifties of last century. For lacking of deep geophysical data, however, there is little consensus regarding the nature and spatial extension of the fault zone. Using the data from six deep seismic reflection profiles that stride over Yangtze River bed, the authors analysed the crustal structure, deformation and evolution of the middle and lower Yangtze River area and the Yangtze deep fault zone.Results based on the interpretation of deep seismic data include: （1） the middle and lower metallogenic belt is an intro-continental subduction zone formed during Yanshanian period, the middle and upper crust were strongly deformed, and characterized by a series of mega-thrust,nappe and thrust-related folds; the lower crust and lithosphere mantle was subducted or stacked beneath the adjacent block, forming a crustal “crocodile” structure beneath the Ningwu volcanic area and along-River depression; （2） since the Cretaceous, the Yangtze River fault zone consist of series of detachments, which extends approximately along the Yangtze River bed. In the compressional regime, the fault zone might be a group of thrust fault, and inversed to normal faults or detachments while the tectonic regime shifted from compression to extension, and thus control the formation and evolution of along-River depression; （3） the intro-continental subduction or crustal stacking lead to the thickening and thus delamination of the crustal root, which induce a large scale magmatism.The “crocodile” structure might have played a major role in channeling deep magma to the upper crust, controlling the distribution of along-River igneous rock. Just because of this special deep process and structure, a large scale magmatism and related metallogenesis occurred in the middle and lower Yangtze River region during the Yanshanian period.

Yangtze River deep fault zone; Middle and lower Yangtze metallogenic belt; Deep seismic reflection; Migrated seismic section; Intro-continental subduction zone

国家地质调查项目（1212011220243,1212011220244）,国家“深部探测技术与实验研究”专项第3项目（SinoProbe-03）和国家自然科学基金重点项目（40930418）联合资助.

吕庆田，男，1964年生，研究员，博士生导师，主要从事资源深部探测和金属矿勘查技术方法研究.E-mail:lqt@cags.ac.cn

10.6038/cjg20151202.

10.6038/cjg20151202

P541，P315

2015-07-17，2015-09-19收修定稿

吕庆田， 刘振东， 董树文等. 2015. “长江深断裂带”的构造性质：深地震反射证据.地球物理学报，58（12）:4344-4359,

Lü Q T, Liu Z D, Dong S W, et al. 2015. The nature of Yangtze River deep fault zone: Evidence from deep seismic data.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4344-4359,doi:10.6038/cjg20151202.