長江中下游成礦帶巖石圈結構與成礦動力學模型
——深部探測(SinoProbe)綜述*

呂慶田 董樹文 史大年 湯井田 江國明 張永謙 徐濤 SinoProbe-0-CJ項目組

1.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 1000372. 中國地質科學院，北京 1000373. 中南大學地球科學與信息物理學院，教育部有色金屬成礦預測重點實驗室，長沙 4100834. 中國地質大學地球物理與信息技術學院，北京 1000835. 中國科學院地質與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

1 引言

長江中下游成礦帶是我國東部重要的Cu、Fe、Au、S多金屬資源基地，素有東部“工業走廊”之稱。成礦帶由7個大型礦集區、約200多個大中型礦床組成(Pan and Dong,1999; 常印佛等，1991)，從北東到南西依次為寧鎮、寧蕪、銅陵-繁昌、廬樅、貴池、九瑞和鄂東南礦集區(圖1)，區域上呈狹窄的帶狀分布。為什么在此狹窄的空間內發生了如此大規模的巨量金屬富集？深部發生了什么地球動力學過程？長期以來一直是礦床地質學家試圖回答的科學問題。地殼結構與物質組成是地球動力學演化過程的“檔案館”，記錄著構造-巖漿事件、變質過程和成礦作用留下的各種信息(Hawkesworthetal., 2013)。探測成礦帶所根植的巖石圈結構和物質組成，對理解控制成礦的深部因素和預測新的礦集區至關重要。在國家“深部探測技術與實驗(SinoProbe)”科技專項和國家自然科學基金重點項目支持下，啟動了“深部礦產資源立體探測技術與實驗(SinoProbe-03)”子項目，項目在長江中下游和南嶺成礦帶及銅陵、廬樅和于都-贛縣礦集區部署了系統的深部探測研究工作(呂慶田等，2011)，包括以下三個層次和內容。

巖石圈結構探測。主要目標是查明成礦帶形成的深部構造背景、動力學過程和礦集區形成的深部控制因素，預測未發現的礦集區。研究思路上選擇跨過成礦帶關鍵地段的地質廊帶，在廊帶內實施寬頻地震、大地電磁、深地震反射、折射等地球物理探測，結合區域構造演化、巖漿巖和成礦規律認識，綜合分析成礦帶形成的深部構造背景，認識控制成礦帶礦集區形成的動力學要素。

典型礦集區3D結構探測。主要目標是揭示礦集區3D結構及主要控礦地質體(構造、地層和巖體)的深部延伸；建立礦集區區域成礦模式，為深部找礦勘查提供深部信息。研究思路上以穿過礦集區關鍵成礦單元的若干地質剖面為主要探測對象，實施以反射地震、大地電磁、重磁2D反演為主的綜合探測和解釋，建立礦集區骨架剖面的2D地質-地球物理模型。用此骨架剖面為約束，利用區域重、磁位場三維反演技術(Lüetal., 2013a)，構建礦集區三維地質-地球物理模型，并在關鍵地區實施鉆探驗證，驗證模型的可靠性。

典型礦床(田)的深部探測。通過在典型深部礦床上多種地球物理方法的探測試驗，研究方法的應用效果，總結有效的方法技術組合，為深部找礦勘查提供技術支撐。

項目自2009年啟動以來，在長江中下游成礦帶及典型礦集區完成了大量綜合地球物理探測研究工作，取得了一系列新的發現和認識。本文重點對成礦帶巖石圈結構探測取得的成果進行綜述。包括覆蓋整個成礦帶的寬頻地震探測、近300km的深地震反射剖面、400km的折射地震剖面和大地電磁探測剖面。在綜合分析上述綜合探測結果的基礎上，提出了陸內成礦帶形成的地球動力學模型。

圖1 長江中下游成礦帶及鄰區構造格架及主要礦集區位置示意圖 (據Pan and Dong, 1999；Mao et al., 2011改繪)1-晚侏羅-早白堊世花崗巖(156～137Ma); 2-白堊紀火山巖和次火山巖(<135Ma); 3-A型花崗巖帶; 4-斑巖-矽卡巖-層控復合型Cu-Au-Mo 礦床(>135Ma); 5-矽卡巖型Fe-Cu 礦床(>135Ma); 6-玢巖型 Fe 礦床(<135Ma).XGF-襄樊-廣濟斷裂; TLF-郯廬斷裂; YCF-陽新-常州斷裂.左上角插圖顯示長江中下游成礦帶位置Fig.1 Geological subdivision of Middle and Lower Reaches of Yangtze Metallogenic Belt and neighboring area showing the location of the major ore-districts (modified after Pan and Dong, 1999; Mao et al., 2011) 1-Late Jurassic-Early Cretaceous granite (156～137Ma); 2-Cretaceous volcanic and subvolcanic (<135Ma); 3-A-type granites; 4-porphyry-skarn-stratabound complex Cu-Au-Mo deposits (>135Ma); 5-skarn Fe-Cu deposit (>135Ma); 6-porphyry-type Fe deposits (<135Ma). XGF-Xiangfan-Guangji fault; TLF-Tancheng-Lujiang fault; YCF-Yangxin-Changzhou fault. Insert map shows the location of the Middle and Lower Yangtze River metallogenic belt

2 區域地質背景

長江中下游成礦帶(又稱中下揚子成礦帶)構造上位于大別-蘇魯造山帶(超高壓變質帶，UHP)的前陸。北西以襄樊-廣濟深斷裂、郯廬左旋走滑斷裂為界，南東以江南斷裂(又稱陽新-常州斷裂)為界，總體上呈南西狹窄、北東寬闊的“V”字型地帶(圖1；常印佛等，1991)。長江中下游成礦帶屬于華南板塊東北緣的一部分，華南板塊由兩個前寒武陸核組成：即太古(？)-古元古(約1800Ma)的揚子陸塊和古元古-中中元古的華夏陸塊，二者在晚中元古-早新元古時期(晉寧運動)碰撞拼貼在一起(劉寶珺和許效松, 1994; Li, 1998)，后期又經歷了陸內裂谷和造山運動。震旦紀之后形成了統一蓋層，震旦系-志留系為穩定的陸表海碳酸鹽巖、碎屑巖相沉積。加里東運動使區域隆升成陸，缺失下、中泥盆統；海西期又開始接受沉積，形成了上泥盆統-下三疊統的碎屑巖、碳酸鹽巖和海陸交互含煤系建造。其間劇烈的升降運動形成了多個平行不整合面，造成下石炭統部分地層缺失。在不整合面附近形成區域重要的控礦層，如中石炭統底部形成的塊狀硫化物礦源層(徐文藝等，2004)，二疊系孤峰和大隆組深水硅質巖層等。

中三疊世受印支運動影響(華南板塊與華北板塊碰撞)，區域構造發生重大變化，區域沉積環境從海洋逐漸轉向大陸環境。中三疊統下部普遍出現含膏鹽碳酸鹽巖沉積，之后開始大規模褶皺隆升，至中侏羅世發育陸相碎屑巖沉積(常印佛等，1996)。

中晚侏羅世-早白堊世，區域構造體制發生了重大轉變，由近東西向的陸陸碰撞構造體制轉換為北東向的俯沖構造體制(張岳橋等，2009；徐先兵等，2009)。受古太平洋板塊的NW向低角度俯沖的遠程擠壓應力影響，研究區及整個華南板塊發生上千千米的陸內造山運動。伴隨強烈的陸內造山過程及隨后的伸展作用，形成了長江中下游成礦帶“隆”、“拗”相間的構造格局，發生了豐富多彩的成巖、成礦作用。隆起區(如，銅陵、寧鎮、貴池等礦集區)發育一套高鉀鈣堿性巖石系列，形成了以矽卡巖-斑巖型銅、鐵、金礦床為主的成礦系統；拗陷區(如，寧蕪、廬樅等礦集區)發育了一套橄欖安粗巖巖石系列，形成了以“玢巖”鐵、硫礦床為主的成礦系統(常印佛等，1991；唐永成等，1998；周濤發等，2008)。近年的地球化學研究表明，很多與成礦關系密切的巖石具有埃達克(Adakite)質巖石的特點(Xuetal., 2002; 王強等，2003；Wangetal., 2006)。

圖2 長江中下游成礦帶及典型礦集區深部探測剖面位置及部署示意圖1-主要斷裂；2-固定地震臺站；3-流動地震臺站；4-MT測深點；5-反射地震剖面，黃色為非SinoProbe剖面；6-廣角反射接收點；7-廣角反射激發點.TLF-郯廬斷裂；XHF-響水-淮陰斷裂；CHF-滁河斷裂；MSF-茅山斷裂；JNF-江南斷裂；SDF-壽縣-定遠斷裂；XMF-曉天-磨子潭斷裂；XGF-襄樊-廣濟斷裂Fig.2 Map showing the layout and location of deep exploration profiles in Middle and Lower Reaches of Yangtze Metellogenic Belt and major ore-districts1-major faults; 2-permanent seismic stations; 3-portable broad-band seismic stations; 4-MT sounding points; 5-reflection seismic profile, yellow are non-SinoProbe profiles; 6-wide-angle stations；7-wide-angle shot points. TLF-Tan-Lu fault；XHF-Xiangshui-Huaiyin fault；CHF-Chehe fault；MSF-Maoshan fault；JNF-Jiangnan fault；SDF-Shouxian-Dingyuan fault；XMF-Xiaotian-Mozitan fault；XGF-Xiangfan-Guangji fault

3 數據采集及處理

3.1 剖面部署

按照深部礦產資源立體探測技術與實驗(SinoProbe-03)項目的總體設計(呂慶田等，2011)，成礦帶層次的巖石圈結構與物質探測在長江中下游成礦帶部署了一條跨越不同構造單元的綜合地球物理探測廊帶(TRAN-YMB，圖2)。廊帶北西起自安徽省利辛縣境內，經馬鞍山，南東到達浙江湖州境內，全長約450km(各種方法探測剖面長度略有區別見圖2)。廊帶完整地跨過了華北板塊、長江中下游成礦帶，進入華南板塊內部。自北西向南東，廊帶依次穿過5個二級構造單元，即合肥盆地、張八嶺隆起、滁全拗陷、沿江拗陷和皖南-蘇南拗陷(朱光等，1999)。構造單元之間分別以郯廬斷裂、淮陰-響水斷裂、滁河斷裂和江南斷裂分割(圖2)。在廊帶內分別開展了寬頻地震觀測(Shietal., 2013；Jiangetal., 2013；江國明等，2014)，深地震反射剖面(Lüetal., 2014)，廣角反射剖面(徐濤等，2014)和MT剖面探測(強建科等，2014)。

3.2 數據采集與處理

3.2.1 寬頻地震

寬頻地震數據由兩部分構成，一部分來自本項目部署的流動地震臺站，另一部分來自成礦帶周邊省份的固定地震臺站，由國家測震臺網數據備份中心提供。數據時間自2007年9月至2011年4月，有效固定臺站共計46個，臺站間隔約50km(圖2)。項目部署的流動臺站(Guralp 3ESPCD)觀測包括兩個階段(圖2)：第一階段自2009年11月至2011年8月，臺站集中部署在安徽定遠到浙江湖州一線的區域綜合地球物理探測廊帶內(TRAN-YMB)，有效臺站共計47個，臺站間隔約5km；第二階段自2012年6月至2013年6月，臺站部署在成礦帶中段大別山至江南古陸之間，有效臺站共20個，臺站間隔約50km。

利用上述數據開展了3個方面的數據處理和研究：遠震層析成像，P-和S-波接收函數和SKS、SKKS各向異性參數計算。遠震層析成像使用Zhaoetal.(1994)提出的方法，在數據中優選出震級大于5.5、震中距在30°～90°的678個遠震事件，提取了17118條有效P-波相對走時殘差數據(精度達到0.01～0.02秒)參與層析反演，獲得了成礦帶深至上地幔(400km)的P波速度圖像(Jiangetal., 2013; 江國明等，2014)。

使用共轉換點偏移(CCP)P-和S-波接收函數(RF)技術(Kindetal., 2002)獲得地殼和上地幔的結構。該技術通過探測來自殼內速度界面、Moho和巖石圈與軟流圈界面(LAB)的P-S或S-P轉換波對界面進行成像。在接收函數計算中采用了時間域反褶積方法(Ligoria and Ammon, 1999)，選取適當高斯濾波因子以保留一些地殼內的高頻信號(P-波到 2Hz，S-波到1Hz)。最終選取了信噪比較高的142個地震事件中的4851個遠震P-波接收函數，205個S波接收函數參加了疊加成像(史大年等，2012；Shietal.,2013)。

在所采集的數據中觀測到了很好的遠震SKS和SKKS震相，作者使用“互相關函數”法(Silver and Chan, 1991; Vinniketal., 1989)對這些震相進行各向異性參數計算(Shietal., 2013)。計算結果獲得了沿跨越成礦帶綜合地球物理探測廊帶(TRAN-YMB)及周邊的各向異性參數，對研究該區地殼和上地幔變形及動力學研究提供了新的信息。

3.2.2 反射地震

反射地震數據采集由中石化西南石油局云南物探公司分別于2009年11月至2010年1月和2010年12月至2011年6月完成，使用法國生產的SN428XL數字地震儀。按照采集參數的不同，反射地震剖面探測分為深地震反射和高分辨率反射。前者主要用于跨越成礦帶的區域地球物理探測廊帶(TRAN-YMB)的數據采集；后者主要用于礦集區的數據采集。二者的主要區別在于激發和接收參數的不同，如激發井深、藥量和接收檢波器間距(詳見表1)。

數據處理使用CGG、OMEGA、Promax和部分自行開發的軟件進行。在對野外數據質量進行分析的基礎上，認為影響資料處理質量的主要問題有：靜校正、信噪比低、頻率問題、不同激發條件造成的資料振幅、相位不一致問題、低降速層造成的地震子波拉伸畸變、偏移及參數選擇等。

針對上述處理關鍵問題，處理中采用以下關鍵處理技術：

(1)精細的疊前預處理，包括廢炮廢道剔除，嚴格的觀測系統定義與線性動校正等；

(2)采用球面擴散補償和地表一致性振幅補償相結合進行振幅補償處理， 使橫向和淺中深層能量變化合理， 真實反映地下巖性變化的特點；

表1長江中下游成礦帶及典型礦集區反射地震數據采集參數一覽表

Table 1 Seismic acquisition parameters of reflection seismic for the Middle and Lower Reaches of Yangtze Metallogenic Belt and ore-district

采集參數深地震反射高分辨率反射使用地區區域地球物理剖面廬樅、銅陵和寧蕪礦集區有效道數720720最大偏移距1440m7190m炮點距240m80m覆蓋次數6090檢波點距40m20m炮線與接收線1Sx1R(激發與接收同線)1Sx1R(激發與接收同線)?記錄長度24s16s采樣率2ms2ms震源類型爆炸震源爆炸震源檢波器類型20DX?1020DX?10檢波組合12個組合，組內距1m12個組合，組內距1m激發井深24～30m18～22m激發藥量20～30kg8～14kg

注：*廬樅LZ-09-02線與銅陵TL-11-01線采用寬線接收，中間炮線，兩側檢波線，炮線位于兩檢波線之間

(3)使用層析靜校正技術，避免了巖石裸露區無法進行折射靜校正的問題；

(4)采用多反射界面剩余靜校正與速度分析相結合技術，提高成像質量；

(5)使用疊前多域組合去噪技術，有效壓制各種干擾，提高數據的信噪比。包括：采用自適應面波衰減技術和區域濾波技術對面波進行消除和衰減；在T-X域采用傾斜疊加的方法識別出線性干擾，并從原始數據中減去，實現線性干擾的濾除；對高能干擾采用分頻壓制技術，提高去噪的保真程度；

(6)采用地表一致性反褶積及多道預測反褶積來拓展頻帶寬度，提高波組特征；

(7)通過制作高質量速度譜，利用多種輔助手段，如動校道集、常速掃描疊加剖面、變速掃描疊加段以及動態疊加段等，識別速度，保證準確拾取速度；

(8)采用DMO處理技術為偏移提供高質量的疊加數據，同時通過DMO速度分析，為偏移提供消除地層傾角影響的初始速度場；

(9)使用基于起伏地表的疊前時間偏移技術，提高成像精度。實際資料處理中，以處理地質效果為目標，采用邊試驗、邊處理的思路進行，最終確定的處理流程見Lüetal.(2013b)。

3.2.3 折射地震

折射地震剖面大致沿安徽利辛到江蘇宜興一線，位于反射地震剖面北側。數據采集于2011年9月～10月完成，沿剖面設計6個人工源激發點(平均激發藥量2.2t TNT)，炮點間距 60～90km；采取多井組合激發方式。沿剖面布設250臺便攜式三分量數字地震儀進行數據采集，臺站間距1.5～2.0km，剖面總長約450km，記錄來自地殼和上地幔頂部不同深度、不同屬性的深層地震波信息。在正確識別各種來自殼內和Moho界面反射震相的基礎上，使用射線追蹤法(Zelt and Smith, 1992；Xuetal., 2006, 2010)模擬多震相走時曲線，獲得地殼和上地幔頂部速度模型(徐濤等，2014)。

3.2.4 大地電磁

MT數據采集使用加拿大鳳凰公司的V5-2000大地電磁儀，其頻率范圍為320～0.00055Hz，擴展頻率達到0.0001Hz，全頻段40個頻點，擴展后為44個頻點。每個測點測量2個相互正交的水平電場分量(Ex，Ey)和3個相互正交的磁場分量(Hx，Hy，HZ)。根據野外168小時連續觀測試驗，區域地質廊帶(TRAN-YMB)的MT數據采集時間24小時即可滿足探測深度要求。

數據處理流程主要包括：(1)掃描時間序列，根據電磁干擾程度選擇合適的時間段參與Robust阻抗估計；(2)對部分干擾大的測點在時間域進行形態濾波，壓制噪聲；(3)檢查功率譜，選擇受噪聲影響較小的功率譜參與阻抗估計；(4)剔除突變的阻抗飛點；(5)維性分析與Rhoplus曲線平滑。數據分析和處理細節見Tang(2013)、湯井田等(2014)、肖曉等(2011, 2014)和強建科等(2014)。

4 深部探測結果及地質解釋

4.1 寬頻地震探測結果

4.1.1 上地幔及巖石圈結構

遠震層析成像結果(江國明等，2014)顯示從地殼到上地幔(400km)，成礦帶呈現“三明治”結構，即0～50km深度表現為高速異常，100～200km深度表現為低速異常，而200～400km深度又表現為高速異常(所有速度異常都是相對IASP91速度模型。 Kennett and Engdahl，1991)。在三維空間展布上，上地幔的低速體和高速體，基本上平行于成礦帶走向方向(NE-SW)，而且南部較深、北部較淺，總體向南西傾斜。根據第一層高速異常的分布，大致推測長江中下游成礦帶巖石圈厚度在60～70km，與該剖面的接收函數結果非常一致(Shietal., 2013)。上地幔的速度異常通常由溫度和物質組成的變化引起，高速異常對應著“冷的”、堅硬的物質(比如俯沖的板塊或巖石圈)，而低速異常則對應著“熱的”、較軟的物質(比如，軟流圈熱物質)。研究區的“三明治”結構或可解釋為俯沖的古老洋殼殘余，或拆沉的巖石圈根部。大區域層析成像研究發現(Li and van der Hilst, 2010)，太平洋板塊俯沖的“殘余”洋殼堆積在410～660km的地幔過渡帶，深度上大于成礦帶中心位于300km的高速體。因此，推測該深度的高速體不可能是俯沖的洋殼堆積，更可能是增厚的巖石圈(下地殼)拆沉，并下沉到該深度的殘留體。這與長江中下游成礦帶的巖漿巖普遍具有與埃達克(adakite)巖石類似的地球化學特征(王強等，2001；許繼鋒等，2001；Xuetal., 2002)相吻合，它們來自增厚的巖石圈(下地殼)拆沉、熔融的結果。按照這種解釋，位于100～200km之間的低速體應該是上升的軟流圈物質，它們替代了拆沉的巖石圈。

P-波和S-波接收函數成像給出了成礦帶殼-幔界面(Moho)、巖石圈和軟流圈邊界清晰的圖像(Shietal., 2013)。S波接收函數可以避免地殼內的多次波干擾，因此，更適合用于研究上地幔結構。研究區已有的S波接收函數結果已經顯示沿郯廬斷裂帶巖石圈厚度在60～70km，存在一個區域軟流圈隆起帶(Chenetal., 2006; Sodoudietal., 2006)。本研究獲得的S-波接收函數進一步證實在長江中下游成礦帶存在軟流圈隆起，LAB深度在50～70km之間，在寧蕪礦集區的最淺處只有50km(圖3c)。

圖3 沿地質廊帶P-和S-波接收函數圖像，顯示地殼和上地幔結構(據Shi et al., 2013) (a)-地形及寬頻臺站位置； (b)-P 波接收函數剖面；(c)-S波接收函數剖面.A，H和D分別指示成礦帶下地殼低速轉換界面和各向異性層，揚子下地殼的高速界面和合肥盆地深部南東傾斜的構造；LAB-巖石圈-軟流圈界面.斷裂符號意義同圖2Fig.3 Seismic images of the crustal and upper mantle structures along the main seismic profile (after Shi et al., 2013)(a)-topography and station positions along the profile; (b)-P-wave receiver function cross-section; (c)-S-wave receiver function cross-section. A, H and D indicate the converted phases for the relatively low velocity and anisotropic layer in the lower crust of the YMB, the high-velocity layer in the lower crust of the YC and the south-dipping structure beneath the Hefei Basin respectively. LAB-the lithosphere-asthenosphere boundary. For the fault abbreviations see Fig.2

沿剖面Moho界面在29～35km之間變化，對應寧蕪火山巖盆地最淺，沿剖面向東南逐漸加深到約33km，向北西逐漸加深到郯廬斷裂下的35km，郯廬斷裂以西的合肥盆地Moho又逐漸變淺(32km)。對應成礦帶的Moho形態總體上表現為上凸的“弧形”，凸起的頂點位于寧蕪盆地之下(圖3)。其它方法，如利用網格搜索法獲得的Moho深度(Shietal., 2013)和區域重力異常反演的Moho深度(嚴加永等，2011)都指示寧蕪火山巖盆地之下Moho隆起的存在。從以上分析可以看到，巖石圈的減薄、軟流圈的隆起和地殼的減薄等事件都集中發生在長江中下游成礦帶之下，反映出這些事件深部過程之間的有機聯系。

沿剖面地殼內存在明顯的轉換界面，在合肥盆地中下地殼存在南東傾的高速轉換界面，根據油氣勘探揭示的盆地結構(趙宗舉等，2001)，高速轉換界面可以解釋為伸展構造體制下的殼內區域滑脫面。寧蕪火山巖盆地中下地殼具有異常速度結構，仔細分析來自不同方位的遠震接收函數，發現殼內界面(22km附近)轉換波的極性和振幅隨震源方向的變化而變化，當震源方位平行于成礦帶走向時(NE-SW)，成礦帶下地殼表現為高速特征，但當震源方位垂直于成礦帶走向時(大致平行剖面方向)，下地殼呈現低速特征。這種特征反映出下地殼物質具有明顯的地震各向異性。進一步的理論模擬表明(Shietal., 2013)，下地殼的各向異性層厚度10km, 速度各向異性約5%，快波速度軸向南西225°，傾角11°。中下地殼的各向異性不太可能為定向分布的裂隙引起，因為下地殼的壓力足以使任何裂隙閉合。最可能的成因是巖漿活動(底侵作用)和構造作用使下地殼巖漿過程(MASH-melting-assimilation-storage-homegenization)發生流動變形所致。流動變形可以使礦物(角閃石、橄欖石等)晶體沿流動方向排列，從而產生速度各向異性(Zhang and Karato, 1995)。

4.1.2 上地幔各向異性與變形

圖4顯示研究區SKS和SKKS橫波分裂各向異性參數計算結果。從圖4可以看出，快波偏振方向沿剖面有較大的變化，且規律性明顯。華北地臺內部可觀測到的快波偏振方向總體呈NW-SE方向，幾乎平行剖面方向；快慢波時差約0.8s。位于大別東北、靠近郯廬斷裂的臺站SCH顯示不同的快波偏振方向(NE-SW向)，可能受郯廬斷裂或板塊邊界的影響。沿剖面到滁河斷裂，可以看到快波偏振方向呈順時針逐漸旋轉，直到大致平行斷裂帶。長江中下游成礦帶內(滁河斷裂到江南斷裂之間)大多數的臺站快波的偏振方向在N45°～65°E之間，大致平行構造線方向。江南斷裂以東，快波方向從近似平行構造線方向又變為WNW-ESE。

圖4 長江中下游成礦帶及鄰區橫波各向異性參數計算結果(據Shi et al., 2013)線段表示可靠計算結果，線段長短表示快慢波時差，線段方向表示快波偏振方向；十字符號表示不可靠計算結果或沒有橫波分裂，其中徑向或切向平行反方位角方向.不同顏色的線段表示不同方位射線的計算結果；圖中斷裂符號意義同圖2Fig.4 Shear-wave splitting results of SKS and SKKS in the Middle and Lower Reaches of YMB region (after Shi et al., 2013)Bars represent the well constrained splitting results with their orientation parallel to the fast polarization direction (α) and length proportional to splitting time (δt); Crosses represent unconstrained or null results with one leg parallel to the back-azimuth. Different colors are used to distinguish the results of different (southeast and northwest) incoming waves. For the fault abbreviations see Fig.2

快波偏振方向沿剖面變化的另一個顯著特征是隨震源方位的變化(圖4)。比如，對大多數來自南東134°方向的地震，江南斷裂附近臺站的快波偏振方向一致呈N65°～85°E；但對來自北西317°方向的地震，快波偏振方向呈N120°～130°E。這種特征表明，研究區的各向異性并非單一均勻各向異性層，可能具有多層、且流動變形方向不同。由于地殼各向異性層的貢獻通常在0.1s (Barruol and Mainprice, 1993)，顯然觀測到的0.8s以上的快慢波時差應該主體由上地幔各向異性層引起。下地殼各向異性的方向(Shietal., 2013)與上地幔方向基本一致的特征，說明了下地殼與上地幔變形的本質聯系。

雖然很多臺站沒有觀測到各向異性，但并不能說明真實沒有各向異性。一種解釋是，當震源方位平行或垂直各向異性主軸方向時，通常觀測不到；另一種解釋是，橫波穿過了相鄰的兩層各向異性層，其強度近似，但各向異性方向近似垂直，結果使產生的快慢波延遲相互抵消。無論哪種解釋，都反映出研究區上地幔各向異性存在短距離、復雜的變化，這和造山帶上地幔小尺度流動變形的動力學特征(Helffrichetal., 1994)相吻合。

總體上，華北克拉通、成礦帶和揚子克拉通分別具有NW-SE, NE-SW和WNW-ESE的快波偏振方向，區域上形成各向異性的“三明治”結構。表明在總體NW-SE擠壓下，長江中下游成礦帶上地幔由于受到華北克拉通的阻擋，在板塊邊界發生了切向(垂直擠壓應力方向)流動變形，而上地殼仍然發生NW-SE向的褶皺或沖斷變形。這種解釋與層析成像發現的上地幔NE-SW走向的低速體十分吻合。我們還注意到在成礦帶中央的MAS、ANQ臺站上具有最大的快慢波延遲，這與上地幔低速體的空間位置十分吻合，很有可能該低速體的NE-SW向的流動變形是產生上地幔各向異性的機制。

4.2 反射地震探測結果

4.2.1 地殼結構與變形

圖5 CDP 1至5000段疊前時間偏移地震剖面(a)、地表地質(b)及地質解釋(c)(據Lü et al., 2014)Pt-Pz-元古界-古生界地層；J1-下侏羅防虎山組；J2+3-中上侏羅圓筒山組周公山組；K1-下白堊統；K+E-白堊系及第三系地層，其底邊界的推斷參考了區域重力資料；TLF-郯廬斷裂；XHF-響水-淮陰斷裂；CHF-滁河斷裂；NCB-華北板塊；SCB-華南板塊；A、B、C、D和E表示殼內相對完整的塊體或巖片 Fig.5 Raw (a) and interpreted migrated seismic segment (c) from CDP 1 to 5000 for the deep seismic reflection profile with surface geology (b) (after Lü et al., 2014)Pt-Pz-Proterozoic-Paleozoic strata; J1-Lower Jurassic Fanghushan Formation; J2+3-Middle-Upper Jurassic Yuantongshan Formation and Zhougongshan Formation; K1-Lower Cretaceous; K+E-Cretaceous and Tertiary strata, the bottom boundary of which is deduced by reference to the regional gravity data; TLF-Tan-Lu fault; XHF-Xiangshui-Huaiyin fault; CHF-Chuhe fault; NCB-North China block; SCB-South China block; The letters A, B, C, D and E indicate comparatively complete blocks or flakes

上地殼(0～4s TWT) 上地殼變形與地表構造單元對應完好，不同的構造單元具有不同的反射特征，反映出構造變形和物質組成上的區域變化。以郯廬斷裂為界，東西差異十分明顯，合肥盆地反射近水平，靠近郯廬斷裂帶附近略有抬升，并有錯斷。盆地沉積層與基底反射清晰可辨，前者由幾組強波組構成，后者存在明顯的錯斷，成層性變差(圖5c)。郯廬斷裂以東，上地殼呈現密集的傾斜反射，CDP點2201到3401，反射同相軸向SE傾斜；而CDP 3401到5001之間反射同相軸一致向NW傾斜，反映出兩個塊體構造變形與反射成因的差異。CDP點2201到3401對應張八嶺隆起，它由晚元古界和太古界結晶基底組成。張八嶺隆起地表存在數條近直立的基底韌性剪切帶(Zhuetal., 2005)，由于韌性剪切帶是很好的地震反射體(Jones and Nur, 1984)，可以推測張八嶺隆起內部一系列SE傾斜的反射為這些韌性剪切帶的深部延伸(Lüetal., 2014)。這些基底韌性剪切帶的存在及其空間延伸也反映了張八嶺塊體壓扭擠出的動力學過程(圖5c)。CDP 3401到5001對應滁全拗陷，淺地表呈現一個非對稱伸展盆地形態，盆地底部反射清晰，并受控于系列SE傾斜的正斷層。盆地下方出現一系列近似平行的、傾向NW的反射同相軸，并有規律地被切斷。根據拗陷兩側出露的老地層及其變形特征，這些NW傾斜的密集反射反映出蓋層曾經歷了強烈擠壓變形，形成緊閉褶皺、沖斷和疊瓦的構造式樣。在后期伸展過程中，被區域拆離斷層切斷。

圖6 CDP 5000至10000段疊前時間偏移地震剖面(a)、地表地質(b)及地質解釋(c)(據Lü et al., 2014)Pt-Pz-元古界-古生界地層；Pz-古生界地層；Mz-中生界地層；K+E-白堊系和第三系地層；CHF-滁河斷裂；CJF-長江深斷裂；MTF-主逆沖斷裂；MSF-茅山斷裂；F、G和H表示殼內相對完整的塊體或巖片；地質解釋圖例同圖5Fig.6 Raw (a) and interpreted migrated seismic segment (c) from CDP 5000 to 10000 for the deep seismic reflection profile with surface geology (b) (after Lü et al., 2014)Pt-Pz-Proterozoic-Paleozoic strata; Pz-Paleozoic strata; Mz-Mesozoic strata; K+E-Cretaceous and Tertiary strata; CHF-Chuhe fault; CJF-Changjiang deep fault; MTF-Main thrust fault; MSF-Maoshan fault; The letters F, G and H indicate comparatively complete blocks or flakes. The legend for geological interpretation is same as Fig.5

滁河斷裂往東，NW傾斜的密集反射逐漸演變不連續“弧”形反射，之間存在明顯的錯斷，顯得較為凌亂。這種特征或可解釋為蓋層的箱式褶皺和沖斷褶皺，后期伸展過程中被拉開。根據反射同相軸之間的關系，在沿江拗陷和寧蕪火山巖盆地之下可以識別出幾組SE傾斜的拆離斷層(圖6，CJF、MTF)。作者認為這幾組拆離斷層控制了沿江拗陷和寧蕪火山巖盆地的形成，并分別稱之為長江深斷裂帶(CJF)和主拆離斷裂帶(MTF)。這些拆離斷裂帶在擠壓期或是系列逆沖斷裂，伸展期反轉為拆離斷層。寧蕪火山巖盆地以東，一直到剖面尾端，上地殼表現為大尺度“波浪”式褶皺，比如CDP點7100～8500之間的不對稱“波谷”式反射，寬約28km；CDP點9000～10100之間的“波峰”式反射，寬約22km(圖6, G)；在“波谷”和“波峰”之間不乏較陡的沖斷和推覆構造；又如，CDP點11100～13500之間的巨型“波浪”褶皺，巨型褶皺的背斜從CDP點11100到12000，向斜從CDP點11700到13500，“波長”超過30km(圖7)。從1:50萬地質圖上分析(國土資源部中國地質調查局，1999*國土資源部中國地質調查局.1999. 中華人民共和國1︰50萬數字地質圖數據庫)，該巨型褶皺向南西方向一直延伸到安徽的寧國。這種反射特征或反映出蓋層變形以大尺度、塊體整體變形為特征，形成了地殼尺度的褶皺、沖斷和疊瓦，與長江以北的小尺度緊閉褶皺、沖斷和疊瓦形成鮮明對比。

圖7 CDP 10000至15000段疊前時間偏移地震剖面(a)、地表地質(b)及地質解釋(c)(據Lü et al., 2014)Pz-Mz-古生界-中生界地層；K+E-白堊系和第三系地層；MSF-茅山斷裂；JNF-江南斷裂；NLF-寧國-溧陽斷裂；GWF-廣德-無錫斷裂；L、M、N、O和P表示殼內相對完整的塊體或巖片；地質解釋圖例同圖5Fig.7 Raw (a) and interpreted migrated seismic segment (c) from CDP 10000 to 15000 for the deep seismic reflection profile with surface geology (b) (after Lü et al., 2014)Pz-Mz-Paleozoic-Mesozoic strata; K+E-Cretaceous and Tertiary strata; MSF-Maoshan fault; JNF-Jiangnan fault; NLF-Ningguo-Liyang; GWF-Guangde-Wuxi fault; The letters L, M, N, O and P indicate comparatively complete blocks or flakes. The legend for geological interpretation is same as Fig.5

中、下地殼(4～10s，TWT) 中下地殼可以分為特征迥異的四段，郯廬斷裂以西段，郯廬斷裂至長江深斷裂段，長江深斷裂至江南斷裂段和江南斷裂以東段。郯廬斷裂以西，合肥盆地中、下地殼表現為緩傾斜、密集的反射，傾斜方向多變；內部可以識別出傾向不同的剪切帶，反映出在擠壓變形過程中的巖片拆離、疊置過程。中下地殼這種密集的反射特征或是古老克拉通的典型特征(Allmendingeretal., 1987)，記錄了早期克拉通形成時殼幔物質的多次交換過程。

郯廬斷裂至長江深斷裂之間的中、下地殼總體反射稀疏，存在零星水平或緩傾斜反射，靠近Moho附近反射增加，向西接近郯廬反射逐漸增多，并傾向NW。長江深斷裂至江南斷裂段，中、下地殼顯示出與長江以西的巨大差異，總體呈現密集、長距離連續的反射特征。中地殼還出現“巖片”整體被擠出和疊置的構造現象，比如圖6中的F塊體沿MTF被向上擠出，H塊體插入其下(圖6)。下地殼(7.0～10.5s，TWT)出現多組NW傾斜的強反射。從茅山斷裂開始，這些強反射從中地殼一直延伸到寧蕪盆地的上地幔(圖6)，并導致寧蕪火山巖盆地和長江深斷裂帶之下Moho面多處錯斷。

江南斷裂以東段，中地殼(4.0～7.0s，TWT)反射密集，且振幅強，最顯著的特征是多處出現疊置的反射同相軸(圖7)，比如圖7中L、M、N、O、P等位置，作者將其解釋為結晶基底巖片的逆沖、疊瓦，甚至雙重構造(Duplex)。中地殼這些反射與上地殼反射空間上不連續。上地殼反射多終止在蓋層與基底之間的滑脫面上(圖7)，反映出地殼在擠壓變形過程中，上、中地殼是解耦的(Decoupling)，雖同步擠壓，但不同步變形。下地殼(7.0～10.5s，TWT)大致以江南斷裂為界，東南段出現系列NW傾斜的反射，并在CDP點12500附近造成Moho錯斷。這種特征類似剖面中段寧蕪火山巖盆地的情形，或許是下地殼俯沖的殘留痕跡，或代表陸內俯沖的早期階段。

整個剖面的Moho面呈上凸的“弧形”，深度在30～34.5km之間變化。最淺處在寧蕪火山巖盆地和江南斷裂之下，最深處在合肥盆地。Moho面多處存在錯斷，最明顯的錯斷出現在郯廬斷裂、寧蕪火山巖盆地、江南斷裂帶和皖南-蘇南拗陷內部(CDP點12500)，表明塊體邊界和殼幔交換強烈地區均會出現Moho的錯斷。

4.2.2 “鱷魚嘴”構造與陸內俯沖

深地震反射剖面呈現的最顯著、最重要的特征是，在寧蕪火山巖盆地、沿江拗陷(長江深斷裂)和郯廬斷裂之下出現“鱷魚嘴”反射結構形態，即中上地殼反射向上逆沖(現今表現為拆離正斷層)，下地殼反射向下俯沖(圖6)，中間形成殼內楔狀體。為敘述方便，作者將寧蕪之下的逆沖斷裂帶命名為主逆沖斷裂帶(MTF)，長江之下的逆沖斷裂由于它與傳統的長江深斷裂帶吻合，本文也稱之為長江深斷裂帶。二者都由若干條逆沖斷裂組成，形成具有一定寬度的逆沖帶。仔細觀察，可以看到下地殼(7.0～10.5s，TWT)出現的多組NW傾斜的強反射，從茅山斷裂開始，由中地殼一直延伸到寧蕪盆地的上地幔(圖6)，并導致寧蕪火山巖盆地和長江深斷裂帶之下Moho面多處錯斷。這種特征還出現在郯廬斷裂之下，但沒有寧蕪盆地之下典型。

20世紀70年代，Oxburgh(1972)在研究東阿爾卑斯時已經注意到這種構造形態，被撕裂的巖石圈上地殼遠距離推覆，形成異地地體(稱為“巖片”，flakes)；與之相應的下地殼和巖石圈地幔沉入到地幔中。Li (1994)在研究華南與華北碰撞構造時提出了類似的模式，他認為華南板塊上、下地殼在兩板塊碰撞過程中拆離，上地殼逆沖在華北板塊上，向北推覆了400多千米，而下地殼在南京(東西向)附近俯沖到華北的地幔中。大陸地殼和巖石圈地幔俯沖下沉到另一大陸之下的現象，在碰撞板塊邊界時有發生，如比利牛斯(Roureetal., 1989)、喜馬拉雅(Zhaoetal., 1993)。Doin and Herry(2001)對大陸俯沖過程及榴輝巖的作用進行了物理模擬，結果表明殼內薄弱帶(weak zones)的存在與否對地殼變形的方式影響巨大。如果殼內解耦帶存在，地殼處于不穩定狀態。在匯聚擠壓應力作用下，相對剛性的巖石圈地幔沿著地殼內低粘性通道向下俯沖，并形成造山楔狀體，其寬度和幾何形態取決于殼內解耦強度和大陸地殼物質組成。

深地震反射剖面揭示出兩個重要事實：(1)長江深斷裂以東，中上地殼與下地殼變形完全解耦。中、下地殼出現拆離的深度位于約21km(TWT 7.0s)，這一深度位于中國東部現今地震震源深度底界(19.0km)之下約2.0km(張國民等，2002)，處于地殼內部剛性強度最小的深度，物質處于塑性流動狀態(存在殼內薄弱帶)。(2)NW向傾斜的下地殼反射一致延伸到上地幔(Lüetal., 2014)，最深處到45km(15s, TWT)?；谏鲜鍪聦嵑完憙雀_的物理模擬結果(Doin and Herry, 2001)，作者認為在長江中下游成礦帶以及郯廬斷裂之下曾發生了陸內俯沖作用，俯沖發生在陸內不同塊體之間，俯沖作用導致相對剛性的下地殼物質沉入上地幔。俯沖的下地殼基性物質到達一定深度(>40km)將發生榴輝巖化，由于榴輝巖的密度反轉，形成負向重力，將進一步拖曳俯沖的大陸巖石圈。本文提出的陸內俯沖在時間和空間上與Li(1994)所指的地殼拆離與俯沖完全不同。時間上，本文提出的陸內俯沖發生在中、晚侏羅世，受古太平洋板塊NW向擠壓的影響，是華南板塊內部塊體之間產生的陸內俯沖；空間上，陸內俯沖沿長江中下游成礦帶主帶分布，有可能向南一直延伸到華南板塊內部。

4.3 折射地震探測結果

寬角反射/折射地震剖面顯示沿剖面的宏觀速度變化和地殼厚度變化(徐濤等，2014)。上地殼速度總體上與沉積盆地和隆起相吻合，比如郯廬斷裂西側的合肥盆地，受盆地巨厚沉積的影響，整個盆地顯示出低速特征；滁河斷裂以東的沿江拗陷、寧蕪火山巖盆地和皖南-蘇南拗陷都表現為低速體特征。張八嶺隆起、沿江拗陷東側(接近江南斷裂)表現為高速特征，與這兩個地區結晶基底出露較淺相吻合。幾條主要塊體邊界斷裂附近都呈現低速特征，比如郯廬、滁河、江南斷裂。郯廬斷裂附近的低速主要出現在其西側，滁河和江南斷裂附近的低速體出現在其東側，而且低速體一直延伸到中地殼。重力模擬結果(張永謙等2014)也進一步證實了這些斷裂附近低密度、低速體的存在。由于橫向上低密度體的密度變化并不大(<0.05g/cm3)，很難解釋。幾種可能的解釋包括：蓋層增厚、斷裂帶附近巖石破碎、裂隙發育，或物質的橫向不均勻等因素引起。

折射Moho的平均深度總體上與反射Moho一致，并在30～35km之間變化。除了寧蕪火山巖盆地外，沿剖面折射Moho的起伏變化與反射Moho基本一致，比如郯廬斷裂下方反射和折射Moho都變深；江南斷裂下反射和折射Moho 都抬升等。明顯不一致的地方在寧蕪火山巖盆地之下，反射Moho是抬升，而折射Moho則是下降(變深)。仔細分析兩種方法獲得的Moho其地質意義有所不同，折射Moho以速度突變為劃分標準，與傳統的巖性Moho(超基性與中酸性/基性界面)基本吻合，而反射Moho的成因復雜，結構多變(Hammer and Clowes, 1997; Cook, 2002; Eaton, 2005)。如果將反射Moho看做是多次基性巖漿底侵的最低面，可以很好解釋折射與反射Moho出現的“矛盾”。正如上節所述，寧蕪火山巖盆地之下發生了陸內俯沖，下地殼和巖石圈地幔在此下沉，后期的基性巖漿底侵侵位較高，造成反射Moho抬升。這一推測也可解釋寧蕪火山巖盆地上地幔頂部速度偏低的事實。

4.4 大地電磁探測結果

采用二維連續介質人機交互式反演方法(戴世坤和徐世浙，1997)獲得整條剖面300km的視電阻率的變化(強建科等，2014,)。由于地下電阻對少量相互連通的良導體十分敏感(Jones, 2013)，比如地下鹵水、熔融體、導電層(沉積層)，造成對電阻率剖面的地質解釋十分困難。上地殼電阻率的高低變化分別與老地層、巖漿巖和沉積盆地對應，之間以近似垂直的低速體分割，總體上與地表構造劃分相吻合?；鹕綆r盆地與沉積盆地在電性特征上差距較大，可能與沉積盆地富含水或鹵水有關；斷裂通常以低阻為特征，主要原因也是富含相互連通的裂隙水。大陸巖石圈的一般電性模型(Jones, 2013)呈現“高、低、高”的“三明治結構”，下地殼通常表現為低阻或良導特征，而且還與地殼年齡有關，越老的下地殼電阻率越低，其成因一直是學界爭論的問題。對比長江中下游全地殼的視電阻率剖面，若不考慮橫向的對比，總體上符合上地殼電阻率大于下地殼的一般規律。橫向上大致以郯廬斷裂為界，東西電阻率呈現較大的變化，合肥盆地(華北)中下地殼為極低電阻率，這或與華北古老克拉通下地殼富含Fe、Na和水的熱動力作用有關(Yang, 2011);郯廬斷裂以東的長江中下游地區相對于合肥盆地下地殼呈現高阻特征，而江南古陸下地殼又變為低阻。這或與不同構造單元下地殼的物質組成和熱動力條件有關。電性Moho(eMoho)鑒于MT方法的分辨率和“死頻帶”(0.1～10s)問題，在世界各地極少可以直接觀測到(Jones, 2013)，同樣僅依據MT反演結果在我們的剖面很難直接找出eMoho的位置。

5 成礦帶深部動力學模型

長江中下游及鄰區具有亞洲東部最為獨特的構造、巖漿和成礦“奇觀”，比如，規模巨大的大別-蘇魯超高壓變質帶(Xuetal., 1992)，長達數千千米的郯廬斷裂突然中止于大別山南側，并使大別、蘇魯超高壓變質帶平移500多千米(Okay and Sengor, 1992; Okayetal., 1993)，NE向區域構造與近E-W向造山帶斜交，廣泛而強烈的巖漿作用和大規模成礦作用(Pan and Dong, 1999；常印佛等，1991)等?？臻g上形成由郯廬斷裂連接南北兩側超高巖變質帶、中間為長江中下游成礦帶的反“L”形狀。長期以來，研究區獨特的地質現象引起了國內外學者的濃厚興趣，開展了大量研究。一些學者針對大別-蘇魯UHP的形成及區域構造格局，提出了“大陸擠入(Indenter Model)”模式(Yin and Nie, 1993)，碰撞后陸內轉換斷層模式(Okayetal., 1993)，同碰撞轉換斷層模式(Zhuetal., 2009)，地殼拆離模式(Li, 1994)以及古太平洋斜向俯沖的左行平移模式(Xuetal., 1987; Xu and Zhu, 1994)等。

有些學者則更加關注成巖、成礦的深部過程。一些學者認為古太平洋板塊俯沖角度的變化和地幔楔的熔融及玄武巖漿的底侵是華南近千千米巖漿活動的成因(Jahnetal., 1990; Zhou and Li, 2000)；也有學者則用平板俯沖、板片拆沉和折退(roll-back)機制來解釋華南復雜的構造-巖漿時空分布(Li and Li, 2007)；另外一些學者認為古太平洋板塊和伊澤奈崎(Izanagi)板塊之間的洋脊俯沖在長江中下游之下，并用洋脊附近洋殼的熔融、“板片窗”等認識來解釋成礦帶巖漿巖帶的分布和 adakite 質巖石的成因(Lingetal.,2009；孫衛東等，2010)。與俯沖觀點不同，還有些學者認為中生代大規模巖漿活動和成礦作用源于中國東部巖石圈的拆沉和軟流圈的上隆(鄧晉福等，1994;鄧晉福和吳宗絮, 2001)，與古太平洋板塊俯沖無關，大規模巖漿活動或源于超級地幔柱的作用(張旗等，2001，2009)。

本文綜合地球物理探測結果對區域構造模式和成巖、成礦的深部動力學提供新的約束：(1)接收函數結果顯示長江中下游現今的巖石圈較薄(50～70km)，成礦帶對應軟流圈上隆帶；(2)遠震層析成像結果證實了長江中下游地區巖石圈已拆沉，拆沉的巖石圈呈長方體大致平行成礦帶方向分布，并向SW傾斜；(3)上地幔各向異性結果顯示，成礦帶上地幔變形明顯不同于華北和揚子內部，沿成礦帶方向(NE-SW)存在軟流圈物質的流動變形；(4)深地震反射數據證實，在成礦帶主帶的寧蕪火山巖盆地及長江之下存在陸內俯沖，陸內俯沖或是巖石圈拆沉前增厚的主要機制。

上述地球物理探測結果對成礦帶動力學模型提供了有力的約束，結合近年巖石地球化學的結果，作者提出針對長江中下游成礦帶的地球動力學模型。該模型認為：中、晚三疊世華南板塊(SCB)與華北板塊(NCB)的碰撞(印支期造山)，在研究區并沒有產生強烈的變形和巖漿活動。郯廬斷裂表現為同碰撞造山的陸內轉換斷裂(Zhuetal., 2009)，大別和蘇魯UHP分別在郯廬斷裂南北兩側同時形成，期間研究區或發生了逆時針旋轉(Gilderetal., 1999)。印支期造山運動或只在大別和蘇魯的前陸有限范圍造成近E-W向褶皺和沖斷。中侏羅世開始，區域構造體制逐漸從特提斯構造域向濱太平洋構造域轉換(張岳橋等，2009, 2012)，并逐漸受控于古太平洋板塊向華南大陸之下低角度NW向俯沖的遠程應力體系，在研究區及整個華南地區產生了強烈的陸內造山(燕山運動)。由于受華北板塊和大別地塊的阻擋，長江中下游地區地殼發生強烈變形，上下地殼拆離，上地殼發生緊閉褶皺、沖斷或推覆，下地殼和巖石圈地幔發生陸內俯沖，并使巖石圈增厚(>100km)，形成了晚中生代沿江陸內造山帶(圖8)。從晚侏羅或早白堊世開始，隨著古太平洋板塊俯沖應力減弱(或因角度變陡)，增厚的巖石圈因下地殼物質發生榴輝巖化使密度反轉處于重力不穩定狀態，繼而發生拆沉。

巖石圈拆沉將導致軟流圈物質上隆，替代拆沉巖石圈所占據的空間，并導致區域造山帶隆升和應力場變化、以及大規模幔源巖漿活動(Kay and Kay, 1993)。增厚的古老下地殼在地幔中熔融，或早期底侵在下地殼的幔源物質再熔融，將產生具有Adakite性質的巖漿，這種巖漿通常容易富集成礦物質，易于成礦(侯增謙等, 2007; Wangetal., 2007; Lingetal., 2009)。長江中下游很多成礦巖體具有很強的Adakite質巖親和性，或是由于大量增厚的下地殼物質再熔融的結果(Wangetal., 2007)?？傊?，燕山期的陸內俯沖、巖石圈拆沉、熔融和底侵作用，是造成長江中下游晚侏羅和早白堊大規模成巖和成礦作用的主導機制。

隨著早白堊紀巖石圈的拆沉，區域構造體制逐漸轉為伸展環境，長江中下游“造山帶”開始垮塌，上地殼出現斷陷盆地，盆地內出現巨厚的白堊紀紅層沉積；巖漿活動逐漸減弱，但局部盆地出現玄武巖噴溢。經歷了白堊紀、第三紀的演化，長江中下游地區最終形成現在的“隆”“拗”相間的構造格局，地殼逐漸趨于穩定。

圖8 中、晚侏羅世長江中下游地區陸內造山動力學模式示意圖(據Lü et al., 2014)模型指示上地殼發生廣泛的褶皺、沖斷和推覆，下地殼和巖石圈地幔發生陸內俯沖.TLF-郯廬斷裂；XHF-響水-淮陰斷裂；CHF-滁河斷裂；CJF-長江深斷裂；MTF-主逆沖斷裂；NCB-華北板塊；SCB-華南板塊Fig.8 A geodynamic model of the Middle and Lower Reaches of Yangtze Metellogenic Belt showing the Middle-Late Jurassic intracontinental orogen (after Lü et al., 2014)The model predicts that the extensive folding, thrusting and nappe were occurred in the upper crust, and the underthrusting was happened in the lower crust and uppermost mantle. TLF-Tanlu fault; XHF-Xiangshui-Huaiyin fault; CHF-Chuhe fault; CJF-Changjiang deep fault; MTF-Main thrust fault; NCB-North China Block; SCB-South China Block

6 結論

在深部探測(SinoProbe)專項的支持下，作者在長江中下游成礦帶及鄰區開展了寬頻地震觀測，并在跨越成礦帶的地質廊帶(TRAN-YMB)內完成了近300km的深地震反射剖面、450km的廣角反射/折射剖面和71個MT測深點。經數據處理和分析，取得一些新的證據和認識。

(1)發現了長江中下游成礦帶巖石圈拆沉的遠震層析成像證據。包括空間上沿成礦帶分布的上地幔頂部的低速體和中心在300km的高速體。作者認為高速體是該地區已經拆沉的巖石圈物質殘留，低速體代表上隆的軟流圈物質。該結果與S-波接收函數發現的巖石圈厚度較薄(50～70km)，且呈上凸“弧形”的結果相吻合；

(2)發現了華北、長江中下游和揚子上地幔各向異性具有橫向“三明治”結構。橫波各向異性結果顯示，成礦帶的各向異性與華北和揚子幾乎垂直，反映出在長江中下游陸內造山階段，受華北克拉通的阻擋，沿成礦帶上地幔發生了NE-SW向的流動變形。該結果與層析成像發現的上地幔呈NE-SW延伸的低速體相吻合，指示此低速體或為上地幔各向異性層；

(3)發現陸內俯沖的反射地震證據。深地震反射結果表明，長江中下游成礦帶地殼曾發生強烈擠壓變形，從郯廬斷裂到揚子板塊內部變形逐漸減弱，并在寧蕪火山巖盆地、長江深斷裂帶等地方出現上、下地殼拆離的“鱷魚嘴”構造。指示下地殼和巖石圈地幔在中、晚侏羅世陸內造山階段發生了陸內俯沖或疊瓦，作者認為這或是巖石圈增厚的主要機制；

(4)發現寧蕪火山巖盆地之下折射Moho與反射Moho深度不一致，進一步證實了陸內俯沖的存在。折射地震和MT給出了跨越長江中下游成礦帶地殼和巖石圈上地幔的速度和電性剖面，發現在寧蕪火山巖盆Moho較深，且上地幔頂部速度較低，進一步證實了陸內俯沖的存在。速度和電性剖面還提供了地殼物質、熱和斷裂(含水性)的空間結構；

(5)提出了長江中下游成礦帶成礦地球動力學模型。該模型認為發生在研究區的印支造山和燕山造山運動是兩次獨立的造山過程。印支造山在長江中下游地區并沒有產生強烈的地殼變形，郯廬斷裂僅為同造山時期的轉換斷層，大別和蘇魯造山帶分別在郯廬斷裂的南北兩側同期形成。因古太平洋板塊NW向低角度俯沖遠程效應引起的燕山期造山運動，是決定研究區構造格局、并產生強烈巖漿活動的根源。燕山運動是一期快速造山過程，不僅造成長江中下游成礦帶強烈的地殼變形，同時還發生了陸內俯沖或疊瓦，使巖石圈增厚。增厚的巖石圈在隨后的區域應力減弱和自身不穩定性的雙重因素作用下，發生拆沉和軟流圈的上隆。拆沉巖石圈的熔融(包含下地殼的熔融)、底侵和軟流圈上隆的熱流作用，導致長江中下游地區大規模的巖漿作用和成礦作用。

致謝感謝國土資源部科技司、中國地質調查局科外部、中國地質科學院的有關領導和專項首席科學家董樹文研究員對本研究的大力支持；數據采集得到了安徽省國土資源廳、安徽省地礦局、安徽省地調院、江蘇省國土廳及沿線地方各級政府的大力支持和協助；吉林大學的董世學教授和一些研究生參與了野外采集質量監控工作；北京派特森科技發展有限公司的薛愛民、李兵高工參與了數據處理，對他們的支持和辛勤工作表示感謝和致敬；還要感謝滕吉文院士、于晟研究員、王椿庸研究員、劉啟元研究員、高銳研究員等，他們參與數據質量采集的質量檢查和驗收，對項目取得高質量的數據起到了重要作用。

項目執行期間，我的好朋友、老同學張忠杰研究員英年早逝，萬分悲痛。謹以此文表達對忠杰的懷念。

Allmendinger RW, Nelson KD, Potter CJ, Barazang M, Brown LD and Oliver JE. 1987. Deep seismic reflection characteristics of the continental crust. Geology, 15(4): 304-310

Barruol G and Mainprice D. 1993. A quantitative evaluation of the contribution of crustal rocks to the shear wave splitting of teleseismic SKS waves. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 78(3-4): 281-300

Chang YF, Liu XP and Wu YC. 1991. The Copper-iron Belt of the Middle and Lower Reaches of the Changjiang River. Beijing: Geological Publishing House, 1-239 (in Chinese with English abstract)

Chang YF, Dong SW and Huang DZ. 1996. On tectonics of “poly-basement with one cover” in Middle-Lower Yangtze Craton, China. Volcanology & Mineral Resources, 17(S1): 1-15 (in Chinese with English abstract)

Chen L, Zheng TY and Xu WW. 2006. A thinned lithospheric image of the Tanlu Fault Zone, eastern China: Constructed from wave equation based receiver function migration. Journal of Geophysical Research, 111: B09312, DOI: 10.1029/2005JB003974

Cook FA. 2002. Fine structure of the continental reflection Moho. GSA Bulletin, 114(1): 64-79

Dai SK and Xu SZ. 1997. Rapid inversion of magnetotelluric data for 2-D and 3-D continuous media. Oil Geophysical Prospecting, 32(3): 305-317 (in Chinese with English abstract)

Deng JF, Mo XX, Zhao HL, Luo ZH and Du YS. 1994. Lithosphere root/de-rooting and activation of the east China continent. Geoscience, 8(3): 349-356 (in Chinese)

Deng JF and Wu ZX. 2001. Lithospheric thinning event in the Lower Yangtze craton and Cu-Fe metallogenic belt in the Middle and Lower Reaches of Yangtze River. Anhui Geology, 11(2): 86-91 (in Chinese with English abstract)

Doin MP and Henry P. 2001. Subduction initiation and continental crust recycling: The roles of rheology and eclogitization. Tectonopgysics, 342(1-2): 163-191

Eaton DW. 2005. Multi-genetic origin of the continental Moho: Insights from LITHOPROBE. Terra Nova, 18(1): 34-43

Gilder AA, Leloup PH, Courtillot V, Chen Y, Coe RS, Zhao XX, Xiao WJ, Halim N, Cogné JP and Zhu R. 1999. Tectonic evolution of the Tancheng-Lujiang (Tan-Lu) fault via Middle Triassic to Earlt Cenozoic paleomagnetic data. Journal of Geophysical Research, 104(B7): 15365-15390

Hammer PTC and Clowes RM. 1997. Moho reflectivity patterns: A comparison of Canadian LITHOPROBE transects. Tectonophysics, 269(3-4): 179-198

Hawkesworth C, Cawood P and Dhuime B. 2013. Continental growth and the crustal record. Tectonophysics, 609: 651-660, doi: 10.1016/j.tecto.2013.08.013

Helffrich G, Silver P and Given H. 1994. Shear-wave splitting variation over short spatial scales on continents. Geophys. J. Int., 119(2): 561-573

Hou ZQ, Pan XF, Yang ZM and Qu XM. 2007. Porphyry Cu-(Mo-Au) deposits not related to oceanic-slab subduction: Examples from Chinese porphyry deposits in continental settings. Geoscience, 21(2): 332-351 (in Chinese with English abstract)

Jahn BM, Zhou XH and Li JL. 1990. Formation and tectonic evolution of southeastern China and Taiwan: Isotopic and geochemical constraints. Tectonophysics, 183(1-4): 145-160

Jiang GM, Zhang GB, Lü QT, Shi DN and Xu Y. 2013. 3-D velocity model beneath the Middle-Lower Yangtze River and its implication to the deep geodynamics. Tectonophysics, 606: 36-48

Jiang GM, Zhang GB, Lü QT, Shi DN and Xu R. 2014. Deep geodynamics of mineralization beneath the Middle-Lower Reaches of Yangtze River: Evidence from teleseismic tomography. Acta Petrologica Sinica, 30(4): 907-917(in Chinese with English abstract)

Jones AG. 2013. Imaging and observing the electrical Moho. Tectonophysics, 609, 423-436

Jones TD and Nur A. 1984. The nature of seismic reflections from deep crustal fault zones. J. Geophys. Res., 89(B5): 3153-3171

Kay RW and Kay SM. 1993. Delamination and delamination magmatism. Tectonophysics, 219(1-3): 177-189

Kennett B and Engdahl E. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification. Geophysical Journal International, 105(2): 429-465

Kind R, Yuan X, Saul J, Nelson D, Sobolev SV, Mechie J, Zhao W, Kosarev G, Ni J, Achauer U and Jiang M. 2002. Seismic images of crust and upper mantle beneath Tibet: Evidence for Eurasian plate subduction. Science, 298(5596): 1219-1221

Li C and Van der Hilst RD. 2010. Structure of the upper mantle and transition zone beneath Southeast Asia from traveltime tomography. Journal of Geophysical Research, 115(B7): B07308, doi: 10.1029/2009JB006882

Li ZX. 1994. Collision between the north and south China blocks: A crustal-detachment model for suturing in the region east of the Tanlu fault. Geology, 22(8): 739-742

Li ZX. 1998. Tectonic history of the major East Asia lithospheric blocks since the Mid-Proterozoic: A synthesis. In: Mantle Dynamic and Plate Interaction in East Asia. Geodynamics 27, the American Geophysical Union: 221-243

Li ZX and Li XH. 2007. Formation of the 1300-km-wide intracontinental orogen and postorogenic magmatic province in Mesozoic South China: A flat-slab subduction model. Geology, 35(2): 179-182

Ligoria JP and Ammon CJ. 1999. Iterative deconvolution and receiver-function estimation. Bulletin of the Seismological Society of America, 89(5): 1395-1400

Ling MX, Wang FY, Ding X, Hu YH, Zhou JB, Zartman RE, Yang XY and Sun WD. 2009. Cretaceous ridge subduction along the Lower Yangtze River Belt, eastern China. Economic Geology, 104(4): 303-321

Liu BJ and Xu XS. 1994. Atlas of Lithofacies and Paleogeography in South China (Sinian to Triassic). Beijing: Science Press, 1-188 (in Chinese with English abstract)

Lü QT, Chang YF, SinoProbe Team for Mineral Resource. 2011. Crustal structure and three-dimensional deep exploration technology for mineral resources: An introduction to SinoProbe-03 Project. Acta Geoscientica Sinica, 32(Suppl.1): 49-64

Lü QT, Qi G and Yan JY. 2013a. 3D geological model of Shizishan ore field constrained by gravity and magnetic interactive modeling: A case history. Geophysics, 78(1): B25-B35

Lü QT, Yan JY, Shi DN, Dong SW, Tang JT, Wu MA and Chang YF. 2013b. Reflection seismic imaging of the Lujiang-Zongyang volcanic area: An insight into the crustal structure and geodynamics of an ore district. Tectonophysics, 606: 60-78

Lü QT, Shi DN, Liu ZD, Zhang YQ, Dong SW and Zhao JH. 2014. Crustal structure and geodynamic of the Middle and Lower Reaches of Yangtze metallogenic belt and neighboring areas: Insights from deep seismic reflection profiling. Tectonophysics, submitted

Mao JW, Xie GQ, Duan C, Pirajno F, Ishiyama D and Chen YC. 2011. A tectono-genetic model for porphyry-skarn-stratabound Cu-Au-Mo-Fe and magnetite-apatite deposits along the Middle-Lower Yangtze River Valley, eastern China. Ore Geology Reviews, 43(1): 294-314

Okay AI and Sengor AMC. 1992. Evidence for intracontinental thrust-related exhumation of the ultra-high-pressure rocks in China. Geology, 20(5): 411-414

Okay AI, Sengor AMC and Satir M. 1993. Tectonics of an ultrahigh-pressure metamorphic terrane: Dabieshan/Tongbaishan orogen. Tectonics, 12(6): 1320-1334

Oxburgh ER. 1972. Flake tectonics and continental collision. Nature, 230(5369): 202-204

Pan YM and Dong P. 1999. The Lower Changjiang (Yangzi/Yangtze River) metallogenic belt, east central China: Intrusion-and wall rock-hosted Cu-Fe-Au, Mo, Zn, Pb, Ag deposits. Ore Geology Reviews, 15(4): 177-242

Qiang JK, Wang XY, Tang JT, Pan W and Zhang QJ. 2014. The geological structure along Huainan-Liyang magnetotelluric profile: Constraints from MT data. Acta Petrologica Sinica, 30(4): 957-965 (in Chinese with English abstract)

Roure F, Choukroune P, Berastegui X, Munoz JA, Villien A, Matheron P, Bareyt M, Seguret M, Camara P and Deramond J. 1989. ECORS deep seismic data and balanced cross sections: Geometric constraints on the evolution of the Pyrenees. Tectonics, 8(1): 41-50

Shi DN, Lü QT, Xu WY, Yan JY, Zhao JH, Dong SW and Chang YF. 2012. Crustal structures beneath the Mid-Lower Yangtze metallogenic belt and its adjacent regions in eastern China: Evidence from P-wave receiver function imaging for a MASH metallization process? Acta Geologica Sinica, 86(3): 389-399 (in Chinese with English abstract)

Shi DN, Lü QT, Xü WY, Yan JY, Zhao JH, Dong SW and Chang YF. 2013. Crustal structure beneath the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt in East China: Constraints from passive source seismic experiment on the Mesozoic intra-continental mineralization. Tectonophysics, 606: 48-60

Silver PG and Chan WW. 1991. Shear wave splitting and subcontinental mantle deformation. Journal of Geophysical Research, 96(B10): 16429-16454

Sodoudi F, Yuan X, Liu Q, Kind R and Chen J. 2006. Lithospheric thickness beneath the Dabie Shan, central eastern China from S receiver functions. Geophysical Journal International, 166(3): 1363-1367

Sun WD, Ling MX, Yang XY, Fan WM, Ding X and Liang HY. 2010. Ridge subduction and porphyry copper gold mineralization: An overview. Sci. China (Earth Sci.), 53(4): 475-484

Tang JT, Zhou C, Wang X, Xiao X and Lü QT. 2013. Deep electrical structure and geological significance of Tongling ore district. Tectonophysics, 606: 79-96

Tang JT, Zhou C, Ren ZY, Wang XY, Xiao X and Lü QT. 2014. Deep 3D electrical structure in Tongling ore district. Acta Geologica Sinica, 88(4): 598-611 (in Chinese with English abstract)

Tang YC, Wu YC, Chu GZ, Xing FM, Wang YM, Cao FY and Chang YF. 1986. Geology of Copper-Gold Polymetallic Deposits in the along-Changjiang Area of Anhui Province. Beijing: Geological Publishing House, 1-243 (in Chinese with English abstract)

Vinnik LP, Farra V and Romanowicz B. 1989. Azimuthal anisotropy in the earth from observations of SKS at GEOSCOPE and NARS broadband stations. Bulletin of the Seismological Society of America, 79(5): 1542-1558

Wang Q, Zhao ZH, Xiong XL and Xu JF. 2001. Melting of the underplated basaltic lower crust: Evidence from the Shaxi adakitic sodic quartz diorite-porphyrites, Anhui Province, China. Geochimica, 30(4): 353-362 (in Chinese with English abstract)

Wang Q, Xu JF, Zhao ZH, Xiong XL and Bao ZW. 2003. Causes of Yanshan intrusive rocks in Tongling, Anhui Province and its constraints on geodynamic processes. Science in China (Series D), 33(4): 324-334 (in Chinese)

Wang Q, Wyman DA, Xu JF, Zhao ZH, Jian P, Xiong XL, Bao ZW, Li CF and Bai ZH. 2006. Petrogenesis of Cretaceous adakitic and shoshonitic igneous rocks in the Luzong area, Anhui Province (eastern China): Implications for geodynamics and Cu-Au mineralization. Lithos, 89(3-4): 424-446

Wang Q, Wyman DA, Xu JF, Zhao ZH, Jian P and Zi F. 2007. Partial melting of thickened or delaminated lower crust in the middle of eastern China: Implications for Cu-Au mineralization. Journal of Geology, 115(2): 149-161

Xiao X, Tang JT, Zhou C and Lü QT. 2011. Magnetotelluric sounding in the Lujiang-Zongyang ore district and preliminary study of electrical structure. Acta Geologica Sinica, 85(5): 873-886 (in Chinese with English abstract)

Xiao X, Wang XY, Tang JT, Zhou C, Wang YQ, Chen XB and Lü QT. 2014. Conductivity structure of the Lujiang-Zongyang ore concentrated area, Anhui Province: Constraints from magnetotelluric data. Acta Geologica Sinica, 88(4): 478-495 (in Chinese with English abstract)

Xu JF, Wang Q, Xu YG, Zhao ZH and Xiong XL. 2001. Geochemistry of Anjishan intermediate-acid intrusive rocks in Ningzhen area: Constraint to origin of the magma with HREE and Y depletion. Acta Petrologica Sinica, 17(4): 576-584 (in Chinese with English abstract)

Xu JF, Shinjo R, Defant MJ, Wang Q and Rapp RP. 2002. Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: Partial melting of delaminated lower continental crust? Geology, 30(12): 1111-1114

Xu JW, Zhu G, Tong WX, Cui KR and Liu Q. 1987. Formation and evolution of the Tancheng-Lujiang wrench fault system: A major shear system to the northwest of the Pacific Ocean. Tectonophysics, 134: 273-310

Xu JW and Zhu G. 1994. Tectonic models of the Tan-Lu fault zone, eastern China. International Geology Review, 36(8): 771-784

Xu ST, Su W, Liu YCetal. 1992. Diamond from the Dabie Shan metamorphic rocks and it implication for tectonic setting. Science, 256(5053): 80-82

Xu T, Xu GM, Gao EG, Li YC, Jiang XY and Luo KY. 2006. Block modeling and segmentally iterative ray tracing in complex 3D media. Geophysics, 71(3): T41-T51

Xu T, Zhang ZJ, Gao EG, Xu GM and Sun L. 2010. Segmentally iterative ray tracing in complex 2D and 3D heterogeneous block models. Bull. Seismol. Soc. Am., 100(2): 841-850

Xu T, Zhang ZJ, Tian XB, Liu BF, Bai ZM, Lü QT and Teng JW. 2014. Crustal structure beneath the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt and its surrounding areas: Constraints from active source seismic experiment along the Lixin to Yixing profile in East China. Acta Petrologica Sinica, 30(4): 918-930(in Chinese with English abstract)

Xu WY, Yang ZS, Meng YF, Zeng PS, Shi DN, Tian SH and Li HY. 2004. Genetic model and dynamic migration of ore-forming fluids in Carboniferous exhalation-sedimentary massive sulfide deposits of Tongling district, Anhui Province. Mineral Deposits, 23(3): 353-364 (in Chinese with English abstract)

Xu XB, Zhang YQ, Jia D, Shu LS and Wang RR. 2009. Early Mesozoic geotectonic processes in South China. Geology in China, 36(3): 573-593 (in Chinese with English abstract)

Yan JY, Lü QT, Meng GX, Zhao JH, Deng Z and Liu Y. 2011. Tectonic framework research of the Lower and Middle Yangtze metallogenic belt based on gravity and magnetic multi-scale edge detection. Acta Geologica Sinica, 85(5): 900-914 (in Chinese with English abstract)

Yang XZ. 2011. Origin of high electrical conductivity in the lower continental crust: A review. Surveys in Geophysics, 32(6): 875-903

Yin A and Nie SY. 1993. An indentation model for the North and South China collision and the development of the Tan-Lu and Honam fault systems, eastern Asia. Tectonics, 12(4): 801-813

Zelt CA and Smith RB. 1992. Seismic traveltime inversion for 2-D crustal velocity structure. Geophys. J. Int., 108(1): 16-34

Zhang GM, Wang SY, Li L, Zhang XD, Ma HS. 2002. Focal depth research of earthquakes in mainland China: Implication for tectonics. Chinese Science Bulletin, 47(12): 969-974

Zhang Q, Qian Q, Wang EQ, Wang Y, Zhao TP, Hao J and Guo GJ. 2001. An East China Plateau in Mid-Late Yanshanian Period: Implication from adakites. Chinese J. Geol., 36(2): 248-255 (in Chinese)

Zhang Q, Jin WJ, Li CD and Wang YL. 2009. Yanshanian large-scale magmatism and lithosphere thinning in eastern China: Relation to large igneous province. Earth Science Frontiers, 16(2): 21-51 (in Chinese with English abstract)

Zhang SQ and Karato SI. 1995. Lattice preferred orientation of olivine aggregates deformed in simple shear. Nature, 375(6534): 774-777

Zhang YQ, Xu XB, Jia D and Shu LS. 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. Earth Science Frontiers, 16(1): 234-247 (in Chinese with English abstract)

Zhang YQ, Dong SW, Li JH, Cui JJ, Shi W, Su JB and LiY. 2012. The new progress in the study of Mesozoic tectonics of South China. Acta Geoscientica Sinica, 33(3): 257-279 (in Chinese with English abstract)

Zhang YQ, Lü QT, Teng JW, Wang QS and Xu T. 2014. Discussion on the crustal density structure and deep mineralization background in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt and its surrounding areas: Constraints from the gravity inversion. Acta Petrologica Sinica, 30(4): 931-940 (in Chinese with English abstract)

Zhao W, Nelson KD, Che J, Guo J, Lu D, Wu C, Liu X, Brown LD, Hauck ML, Klemperer S and Makovsky Y. 1993. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet. Nature, 366(6455): 557-559

Zhao ZJ, Li DC, Zhu Y, Zhou JG and Feng JL. 2001. The structure evolution and the petroleum system in Hefei basin. Petroleum Exploration and Development, 28(4): 8-13 (in Chinese with English abstract)

Zhou TF, Fan Y, Yuang F. 2008. Progress on petrogensis metallogeny study of the mineralization belt of the Middle and Lower Reaches of the Yangtze River area. Acta Petrologica Sinica, 24(8): 1665-1678 (in Chinese with English abstract)

Zhou XM and Li WX. 2000. Origin of Late Mesozoic igneous rocks in southeastern China: Implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas. Tectonophysics, 326(3-4): 269-287

Zhu G, Xu JW, Liu GS, Li SY and Yu PY. 1999. Tectonic pattern and dynamic mechanism of the foreland deformation in the Lower Yangtze region. Regional Geology of China, 18(1): 73-79 (in Chinese with English abstract)

Zhu G, Wang Y, Liu GS, Niu ML, Xie CL and Li C. 2005.40Ar/39Ar dating of strike-slip motion on the Tan-Lu fault zone, East China. Journal of Structural Geology, 27(8): 1379-1398

Zhu G, Liu GS, Niu ML, Xie CL, Wang YS and Xiang BW. 2009. Syn-collisional transform faulting of the Tan-Lu fault zone, East China. Int. J. Earth Sci. (Geol Rundsch), 98(1): 135-155

附中文參考文獻

常印佛, 劉湘培, 吳言昌. 1991. 長江中下游鐵銅成礦帶. 北京: 地質出版社, 1-239

常印佛, 董樹文, 黃德志. 1996. 論中-下揚子“一蓋多底”格局與演化. 火山地質與礦產, 17(S1): 1-15

戴世坤, 徐世浙. 1997. MT二維和三維連續介質快速反演. 石油地球物理勘探, 32(3): 305-317

鄧晉福, 莫宣學, 趙海玲, 羅照華, 杜楊松. 1994. 中國東部巖石圈根/去根作用與大陸“活化”——東亞型大陸動力學模式研究計劃. 現代地質, 8(3): 349-356

鄧晉福, 吳宗絮. 2001. 下揚子克拉通巖石圈減薄時間與長江中下游Cu-Fe成礦帶. 安徽地質, 11(2): 86-91

侯增謙, 潘小菲, 楊志明, 曲曉明. 2007. 初論大陸環境斑巖銅礦. 現代地質, 21(2): 332-351

江國明, 張貴賓, 呂慶田, 史大年, 徐峣. 2014. 長江中下游地區成礦深部動力學機制: 遠震層析成像證據. 巖石學報, 30(4): 907-917

呂慶田, 常印佛, SinoProbe-03項目組. 2011. 地殼結構與深部礦產資源立體探測技術實驗-SinoProbe-03項目介紹. 地球學報, 32(增刊I): 49-64

劉寶珺, 許效松. 1994. 中國南方巖相古地理圖集(震旦紀-三疊紀). 北京: 科學出版社, 1-188

強建科, 王顯瑩, 湯井田, 潘偉, 張錢江. 2014. 淮南-溧陽大地電磁剖面與地質結構分析. 巖石學報, 30(4): 957-965

史大年, 呂慶田, 徐文藝, 嚴加永, 趙金花, 董樹文, 常印佛. 2012. 長江中下游成礦帶及鄰區地殼結構——MASH成礦過程的P波接收函數成像證據. 地質學報, 86(3): 389-399

孫衛東, 凌明星, 楊曉勇, 范蔚茗, 丁興, 梁華英. 2010. 洋脊俯沖與斑巖銅金礦成礦. 中國科學(地球科學), 40(2): 127-137

湯井田, 周聰, 任政勇, 王顯瑩, 肖曉, 呂慶田. 2014. 銅陵礦集區大地電磁三維反演. 地質學報, 88(4): 598-611

唐永成, 吳言昌, 儲國正, 邢鳳鳴, 王永敏, 曹奮揚, 常印佛. 1998. 安徽沿江地區銅金多金屬礦床地質. 北京: 地質出版社, 1-243

王強, 趙振華, 熊小林, 許繼鋒. 2001. 底侵玄武質下地殼的熔融: 來自安徽沙溪adakite質富鈉石英閃長玢巖的證據. 地球化學, 30(4): 353-362

王強, 許繼峰, 趙振華, 熊小林, 包志偉. 2003. 安徽銅陵地區燕山期侵入巖的成因及其對深部動力學過程的制約. 中國科學(D輯), 33(4): 324-334

肖曉, 湯井田, 周聰, 呂慶田. 2011. 廬樅礦集區大地電磁探測及電性結構初探. 地質學報, 85(5): 873-886

肖曉, 王顯瑩, 湯井田, 周聰, 王永清, 陳向斌, 呂慶田. 2014. 廬樅礦集區大地電磁探測與電性結構分析. 地質學報, 88(4): 478-495

許繼鋒, 王強, 徐義剛, 趙振華, 熊小林. 2001. 寧鎮地區中生代安基山中酸性侵入巖的地球化學: 虧損重稀土和釔的巖漿產生的限制. 巖石學報, 17(4): 576-584

徐濤, 張忠杰, 田小波, 劉寶峰, 白志明, 呂慶田, 滕吉文. 2014. 長江中下游成礦帶及鄰區地殼速度結構: 來自利辛-宜興寬角地震資料的約束. 巖石學報, 30(4): 918-930

徐文藝, 楊竹森, 蒙義峰, 曾普勝, 史大年, 田世洪, 李紅陽. 2004. 安徽銅陵礦集區塊狀硫化物礦床的成因模型與成礦流體動力學遷移. 礦床地質, 23(3): 353-364

徐先兵, 張岳橋, 賈東, 舒良樹, 王瑞瑞. 2009. 華南早中生代大地構造過程. 中國地質, 36(3): 573-593

嚴加永, 呂慶田, 孟貴祥, 趙金花, 鄧震, 劉彥. 2011. 基于重磁多尺度邊緣檢測的長江中下游成礦帶構造格架研究. 地質學報, 85(5): 900-914

張國民, 汪素云, 李麗, 張曉東, 馬宏生. 2002. 中國大陸地震震源深度及其構造意義. 科學通報, 47(9): 663-668

張旗, 錢青, 王二七, 王焰, 趙太平, 郝杰, 郭光軍. 2001. 燕山中晚期的“中國東部高原”: 埃達克巖的啟示. 地質科學, 36(2): 248-255

張旗, 金惟俊, 李承東, 王元龍. 2009. 中國東部燕山期大規模巖漿活動與巖石圈減薄:與大火成巖省的關系. 地學前緣, 16(2): 21-51

張岳橋, 徐先兵, 賈東, 舒良樹. 2009. 華南早中生代從印支期碰撞構造體系向燕山期俯沖構造體系轉換的形變記錄. 地學前緣, 16(1): 234-247

張岳橋, 董樹文, 李建華, 崔建軍, 施煒, 蘇金寶, 李勇. 2012. 華南中生代大地構造研究新進展. 地球學報, 33(3): 257-279

張永謙, 呂慶田, 滕吉文, 王謙身, 徐濤. 2014. 長江中下游及鄰區的地殼密度結構與深部成礦背景探討——來自重力學的約束. 巖石學報, 30(4): 931-940

趙宗舉, 李大成, 朱琰, 周進高, 馮加良. 2001. 合肥盆地構造演化及油氣系統分析. 石油勘探與開發, 28(4): 8-13

周濤發, 范裕, 袁峰. 2008. 長江中下游成礦帶成巖成礦作用研究進展. 巖石學報, 24(8): 1666-1678

朱光, 徐嘉煒, 劉國生, 李雙應, 虞培玉. 1999. 下揚子地區前陸變形構造格局及其動力學機制. 中國區域地質, 18(1): 73-79