長江中下游地區成礦深部動力學機制：遠震層析成像證據*

江國明 張貴賓 呂慶田 史大年 徐峣

1. 中國地質大學地球物理與信息技術學院，北京 1000832. 中國地質科學院礦產資源研究所，國土資源部成礦作用和資源評價重點實驗室，北京 100037

1 引言

長江中下游地區位于揚子板塊北緣的長江斷裂帶內。在長期的構造作用、巖漿作用和成礦作用下，該地區形成了豐富的鐵、銅、金多金屬等礦床組合，已成為我國東部重要的銅、鐵、錳、鋅等金屬礦資源基地(Pan and Dong, 1999)。自20世紀20年代以來，國內外學者在該地區進行了廣泛而深入的研究，在中生代構造轉換與成巖成礦的地球動力學背景、巖漿作用與深部過程、成礦系統及其演化、成礦潛力等方面取得了豐碩的研究成果(周濤發等，2012)。大量的研究結果表明長江中下游地區成礦過程與中生代發生的構造轉換及巖漿活動密切相關，但不同的學者對構造轉換或巖漿作用的時間仍持不同意見。李文達等(1998)認為我國東南大陸巖石圈構造環境經歷了擠壓(176～150Ma)、擠壓-伸展擴張轉換(145Ma)、擴張增強(125～105Ma)、裂解(92Ma)等過程，而且在伸展過程中，伴隨著大規模的火山-巖漿侵入作用和地殼減薄等地質現象，而有些學者則認為轉換時間可能發生在侏羅紀-早白堊紀之間(任紀舜等，1999)或者中晚侏羅世初期(165±5Ma,董樹文等，2011)。近年來，隨著同位素定年技術的不斷提高，不同學者利用該技術分析了成礦帶地區的巖漿巖同位素年代(如，周濤發等，2010, 2011；馬立成等，2011)，結果表明145～135Ma期間的巖漿活動主要發生在斷隆區(比如銅陵地區)，而135～127Ma期間的巖漿活動則主要發生在斷陷區(比如廬樅盆地和寧蕪盆地)。這些新的成果大大豐富了人們對成礦帶地區成礦與巖漿活動關系的認識。

除了構造轉換時間上的不統一，學術界對長江中下游地區成礦的深部動力學過程及巖漿活動機制也存在著不同觀點。歸納起來，基本上可分為三種：(1)大陸伸展模式(Liouetal., 1995；鄧晉福和吳宗絮，2001)，認為長江中下游地區大規模巖漿活動與揚子-華北板塊間的陸-陸碰撞以及碰撞后的伸展事件有關；(2)板塊俯沖模式(Chen and Jahn, 1998；陳斌等，2006；Li and Li, 2007)，認為該地區大規模巖漿活動與古太平洋板塊俯沖有關；(3)拆沉模式(Yin and Nie, 1993；呂慶田等，2004；史大年等，2012)，認為揚子-華北板塊碰撞過程中，揚子板塊東部首先發生碰撞并擠入華北板塊，隨后的大規模巖漿活動是華北和揚子板塊相對旋轉而導致的巖石圈地幔拆沉和軟流圈物質上涌。當然，以上三種觀點并不是完全割裂的，只不過表述的側重點不同，比如拆沉模式中陸-陸板塊碰撞后發生的相對旋轉，其驅動力可能來自于古太平洋板塊的俯沖，而且相對旋轉的后果有可能造成大陸伸展。之所以對深部動力學過程存在著如此多的觀點，其根本原因是對成礦帶及周邊地區地殼結構，尤其是深部(上地幔和地幔過渡帶內)結構并不是十分清楚所致。

現代地球物理技術和地球化學測量方法為人們推測地下深部結構和動力學過程提供了更加科學、更加直觀的證據。比如，人工深地震反射剖面清楚地顯示出巖漿底侵作用的垂向作用范圍(呂慶田等，2004)；天然地震接收函數結果表明成礦帶地區下方莫霍面深度變淺，似乎意味著該地區存在“幔隆構造”(史大年等，2012；Shietal., 2013)；區域布格重力異常結果也表明成礦帶地區存在著“幔隆構造”或地殼減??；天然地震層析成像結果直接顯示出上地幔內存在著低速異常和高速異常，被認為可能是上涌的軟流圈物質和拆沉的巖石圈(Jiangetal., 2013)；同位素測量結果顯示長江中下游地區的巖漿巖具有幔源特征(王強等，2001；Xuetal., 2002)，而且其空間分布被航磁測量結果所圈定(呂慶田等，2004)，該特征可解釋為富集地幔的玄武巖漿底侵到下地殼底部，發生熔融后經分離結晶而形成。從這些所列的資料中，不難看出地球物理和地球化學結果為地質工作者提供了前所未有的地球深部物質的空間賦存狀態信息，結合地質同位素定年資料，我們可以更加準確地描述成礦的深部動力學過程，為開辟深部“第二找礦空間”，尋找深部隱伏礦床提供新思路和新途徑。

為了獲得長江中下游成礦帶地區更加詳實的深部結構，在“深部礦產資源立體探測與實驗(SinoProbe-03)”項目支持下，在該地區開展了天然地震觀測、人工地震剖面、大地電磁、重力和地球化學測量等工作，取得了一系列成果(Lüetal., 2013；Shietal., 2013；呂慶田等, 2014；強建科等, 2014；徐濤等, 2014；張永謙等, 2014)。筆者有幸參與該項目，并利用天然地震觀測數據研究了成礦帶地區深部速度結構，獲得了一些初步認識(Jiangetal., 2013)。在此基礎上，筆者和課題組其他成員收集了更多的天然地震波形數據，提高了空間分辨率，同時進行了地殼校正工作，使得結果更加可信。最后，結合已有的地質、地球物理、地球化學等成果，對所得結果進行綜合解釋，強化拆沉模式成礦的合理性。

2 方法與數據

遠震P波層析成像法(若無特別說明，簡稱為遠震層析成像法)，作為地震層析成像方法的分支之一，經過40多年的不斷發展，已向地學界提供了諸如全球構造演化、大陸與海洋的深部結構、火山、地震斷層以及其它多種地質環境下的復雜結構的最新證據，成為地震學家研究地球深部速度結構的強有力工具之一。本研究所采用的遠震層析成像法是由Zhaoetal.(1994)提出的。該方法不僅原理簡單、計算速度快、易于收斂，而且通過檢測板模型定性地分析反演結果的空間分辨率和可信度，其步驟主要包括模型參數化、正演(三維射線追蹤)、反演(求解大型稀疏矩陣)和分辨率分析等(Zhaoetal., 1994)。為消除研究區以外速度不均勻體對結果造成的影響，遠震層析成像法往往采用相對走時殘差，而不是走時殘差。盡管該方法能夠很好地用以研究地球深部速度結構，但由于遠震射線在靠近臺站下方的的地殼內交叉較差，無法分辨地殼內的速度異常。為消除地殼橫向不均勻性對遠震層析成像結果的影響，或者添加近震數據約束地殼速度結構，或者采用地殼校正法(江國明等, 2009)。由于長江中下游地區近震較少，使得可利用的近震波形數據較少，所以本研究選擇地殼校正法消除地殼的影響。在第3部分將詳細介紹地殼校正過程。

本研究所采用的遠震波形數據來自三種不同的途徑(圖1)：(1)由國家測震臺網數據備份中心提供(Zhengetal., 2010)的固定臺站記錄的遠震事件波形數據，記錄時間自2007年9月至2011年4月，有效臺站共計46個，分布在安徽和江蘇兩省，臺站間隔約50km；(2)由中國地質科學院礦產資源所提供的流動臺站(型號：Guralp 3ESPCD)記錄的連續波形數據(SinoProbe-03項目資助)，自2009年11月至2011年8月，有效臺站共計47個，臺站間隔約5km；(3)由中國地質大學(北京)負責布設的流動臺站(型號：Guralp 3ESPC)記錄的連續波形數據，自2012年6月至2013年6月，有效臺站共20個，臺站間隔約50km。

圖1 研究區位置及地震臺站分布紅色方塊代表固定臺站; 藍色三角形代表由中國地質大學(北京)負責布設的流動臺站; 黑色加號代表由中國地質科學院負責布設的流動臺站. 右下角插圖內的灰色方塊表示研究區域位置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

為獲得信噪比較高的遠震事件波形資料，一般選擇震級大于5.5級的遠震作為有效地震；為消除上地幔和地核內物質速度不均勻性的影響，通常將震中距限制在30°～90°(圖2)。最終，有678個遠震事件符合要求。從遠震震中位置來看，遠震主要分布在研究區域的東、南、西三個方向，而北向的事件非常少。

遠震層析成像反演時所用的數據為相對走時殘差，所以必須從遠震事件波形資料中提取相對走時殘差信息，通常的做法是首先手動拾取每條波形的初至P波到時，然后根據Zhaoetal.(1994)的方法計算相對走時殘差。對于數據量較大時，若仍采用人工識別的方式處理數據，往往造成效率低和精度低的局面。筆者曾改進了Vandecar and Crosson(1990)提出的多道互相關方法，可直接從遠震波形中直接提取相對走時殘差信息(江國明等，2012；Jiangetal., 2013)，而無需反演走時的過程，大大提高了數據處理的效率和數據精度。本研究采用改進后的多道互相關方法處理所有的遠震事件波形資料，最終得到17118條有效的P波相對走時殘差數據，精度達到0.01～0.02秒。圖3顯示了分別利用人工手動拾取方法和多道互相關方法(簡稱MMCC，江國明等，2012)得到的45個臺站上的相對走時殘差均方根值。通過對比，不難發現，多道互相關方法得到的數據精度普遍比人工手動方式得到的數據精度高。

圖3 遠震相對走時殘差對比紅線和藍線分別表示手動拾取和MMCC(多道互相關)自動拾取結果(據江國明等, 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 地殼校正

如前所述，本研究中所用的遠震震中距均在30°～90°范圍內，這就使得遠震射線入射到臺站的角度較小(入射角小于30°)，導致射線在地殼內的交叉非常差。根據天然地震層析成像原理可知，射線交叉越差，其空間分辨率越低(在第4部分進行詳細討論)，因此利用遠震層析成像方法研究深部速度結構時必須進行地殼校正，以消除地殼內速度非均勻性對成像結果的影響。

(1)

圖4 一維和三維速度隨深度分布情況四條速度剖線的位置示于圖5a中Fig.4 1D and 3D velocity modelsThe locations of four velocity profiles are shown in Fig.5a

為了定量說明地殼校正對最終反演結果的影響程度，我們分別利用地殼校正前、后的相對走時殘差數據進行反演，得到兩種速度異常模型，然后將兩種模型中的速度異常相減得到的差值示于圖6中，不難看出地殼校正對淺部的速度結構影響較大(≤100km)，而對深部幾乎沒影響。從差值上看，最大值達到±0.75%，實際上反演得到的速度異常值范圍為-2%～2%(圖7)，若不進行地殼校正，那么淺部的速度將會嚴重畸變。

4 結果分析

4.1 檢測板測試

地球物理反演問題中基本上都涉及到地層介質網格化問題，即把三維地層介質剖分成離散的網格節點或塊體。在天然地震層析成像中，通常將網格節點上的速度作為未知量，通過反演走時殘差而得到。剖分節點的間隔，即空間分辨率，決定于射線交叉的程度。為了獲得最佳的網格剖分間隔，一般采用檢測板測試的方式：(1)對地層按照某一間隔進行剖分；(2)對相鄰兩個節點處的速度分別賦給3%和-3%的異常，以構建“三維理論速度模型”；(3)在三維理論模型中，根據遠震和臺站位置計算走時，并添加標準偏差為0.1秒的隨機誤差，生成“觀測走時”；(4)將所有節點處的速度異常值設定為0%，同樣根據遠震和臺站的實際位置計算走時，作為“理論走時”；(5)將“觀測走時”減掉“理論走時”得到“走時殘差”，反演計算得到每個節點處的速度異常值；(6)將反演得到的異常值與“三維理論速度模型”中的異常值(即3%和-3%)進行對比，如果網格間隔設計恰當，那么反演后的速度模型應與原始理論模型一致。本研究中，水平方向的間隔為0.5°，垂向間隔為50～100km，檢測板測試結果如圖7所示，從淺部至深部，理論速度異常值基本上能得到恢復，說明所設定的網格間隔是合理的。但在淺部，空間分辨率受臺站分布的影響較大，隨著深度的增加，分辨率逐漸提高。當到達500km時，研究區西北部的分辨率顯著比其它部分要低，這是因為西北部的遠震較少(圖2)，所以射線也比較少，導致射線交叉較差。

圖5 研究區下方莫霍面深度(a)和地殼內走時殘差分布(b)

圖a中，白色三角形為Shietal.(2013)計算莫霍面深度時所用臺站，黑色加號表示Crust1.0模型①中的網格節點位置，圖中的數字對應圖4中4個速度采樣點的位置，白色折線表示(b)的顯示范圍;圖b中，地殼內走時殘差分布，白色方塊表示本研究所用臺站的位置. 兩個圖里的白色曲線代表郯廬斷裂

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 層析成像結果

利用地殼校正后的相對走時殘差數據經過反演即可得到不同深度層上的速度分布。為了全方位地展示研究結果，我們將分水平剖面和縱向剖面兩種方式進行描述。但需要說明的是，所有結果顯示的物理屬性均是以全球一維速度模型——iasp91速度模型(Kennett and Engdahl，1991)為背景的相對速度異常(單位：%)，正、負值分別表示高速和低速異常。

圖6 地殼校正前后速度異常差值分布Fig.6 Differences caused by the crust-correction for velocity anomalies at different depths

圖7 檢測板測試結果每個子圖正上方的數值代表各層的深度值；實心圓和空心圓分別表示負異常和正異常，圓的大小代表異常值的大小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

圖8顯示了6個不同深度層上的速度異常分布情況。通過對比檢測板結果(圖7)，不難判斷出大部分速度異常是可信的。由50km遞增到500km，每一層上的橫向速度變化均較劇烈，而且隨深度的增加，縱向速度變化亦較明顯，這說明成礦帶地區下方速度結構非常復雜。進一步分析，還發現成礦帶地區下方的速度異常隨深度變化而交替轉換。在50km深度層上，成礦帶地區對應著高速異常，而在100km和200km深度層上，該高速異常被低速異常所代替；但到了300～400km深度，低速異常又被高速異常取代。由于500km深度層上的檢測板結果不是十分理想，所以不對該層位的速度異常進行分析。

圖8 不同深度層上的速度異常分布各層深度標在每個子圖的右上角；紅色和藍色分別代表低速和高速異常；色彩棒示于圖的最下方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

為了更加清楚地展示速度異常隨深度的交替變化，我們設計了六條剖線(圖9)，其中三條剖線(AA′、BB′和CC′)垂直于成礦帶走向，而另三條剖線(DD′、EE′和FF′)則平行于成礦帶走向。從圖9所示的剖面圖上，可以看出速度異常整體表現為“兩高一低”的特征：淺部和深部分別存在著一個高速層，而中間夾著一個低速層。為了描繪深部的高速層和中間的低速層之間的空間分布特征，我們抽取±0.5%的等值面，并作了透視圖(圖10)。結果發現，無論是低速體還是高速體，基本上都是沿著平行于成礦帶走向的方向分布，而且南部較深、北部較淺。

一般而言，高速異常對應著溫度低且堅硬的物質(比如俯沖的板塊或巖石圈)，而低速異常則對應著溫度高且較軟的物質(比如軟流圈熱物質或巖漿)(比如Zhaoetal., 1994)。對于本研究地區，地球化學研究結果表明寧鎮地區發現的中生代埃達克侵入巖可能與中生代時期下地殼的消融有關(Xuetal., 2002)，而且深反射地震和接收函數結果也都顯示出長江中下游成礦帶地區下方的地殼發生了減薄(呂慶田等，2004；Shietal., 2013)，而引起下地殼消融或減薄的熱源可能來自上侵的軟流圈物質(Xuetal., 2000)。結合這些研究成果，我們將本研究中獲得的“兩高一低”速度異常體分別解釋為：淺部的高速異常體為現在的巖石圈(厚度約80km)；中部的低速異常體為上涌的軟流圈熱物質；深部的高速異常體為拆沉的巖石圈物質。

5 討論

本研究利用遠震層析成像方法獲得了深至500km范圍(主要是上地幔)內的速度結構，不但為分析成礦的深部動力學機制提供了直接的天然地震學證據，而且使討論的深度范圍不再局限于地殼或殼幔邊界，而是可擴展至上地幔底部。

如前文所述，關于長江中下游地區成礦的深部動力學機制主要有大陸伸展、板塊俯沖和巖石圈拆沉等三種模式。本研究的結果更傾向于支持拆沉模式(呂慶田等，2004)，因為該模式所涉及的巖石圈拆沉和軟流圈物質上涌均可在本研究提出的速度模型中得到驗證。盡管我們的結果僅能反映地下介質當前的空間特征，但仍可依據現有的狀態反推初始條件。我們的結果顯示拆沉的巖石圈已下沉至上地幔底部(圖9)，那么巖石圈拆沉之前應該是靠近地表并處于增厚階段。長江中下游地區的類埃達克巖石的存在為地殼增厚提供了有力證據(許繼峰等，2001；Xuetal., 2002)。不僅如此，在晚三疊世-早侏羅世，由于受到古太平洋板塊北西向擠壓力作用，華南板塊的東北部產生強烈的大陸擠壓形變并導致下揚子地區的巖石圈逐漸增厚(呂慶田等，2004)。約在早侏羅世-早白堊世，華北塊體與華南塊體發生相反方向的旋轉，大陸由擠壓向拉張轉換，導致增厚的巖石圈發生拆沉(鄧晉福等，1994)。巖石圈的拆沉可能又引起軟流圈物質的上涌(Nelson，1992)和地殼的隆升(史大年等，2012)。上涌的軟流圈物質發生減壓熔融，底侵在殼幔邊界和下地殼中。隨著底侵作用的增強，下地殼溫度增高并發生部分熔融，熔融的巖漿通過早期形成的斷裂上侵，導致了長江中下游地區爆發大規模的巖漿活動，并伴隨著大規模成礦作用(呂慶田等，2004)。

地質學觀點認為我國東部自中生代以來曾爆發過兩次大規模的巖漿活動：第一次爆發于中侏羅世-晚白堊世(Zhangetal., 2004)；第二次爆發于新生代(Li, 2000)。地球化學同位素定年資料顯示九瑞、銅陵、廬樅-寧蕪等地區的巖漿活動鼎盛時期雖然都集中于148～125Ma之間，但存在著自南向北逐漸過渡的趨勢(Yangetal., 2011)，這與圖10所示的速度異常體表現出的“南深北淺”的特征之間似乎存在著某種聯系。古地磁研究表明，華北塊體與華南塊體在早三疊世時在華北塊體的東部開始碰撞(現今成礦帶的南部)(Zhao and Coe，1987)。晚三疊世-早侏羅世時，華北和華南地塊進入大規模碰撞拼合期，郯廬走滑斷裂形成并向北延伸。在碰撞的過程中，下揚子地殼和巖石圈逐漸增厚。由于碰撞開始于成礦帶的南部，所以南部地區的巖石圈增厚較快，重力不穩定性較強。一旦大陸進入伸展拉張期(早白堊世-中白堊世)，越不穩定的巖石圈越容易發生拆沉，也就越有可能先發生巖漿活動和成礦作用。因此， 成礦帶南部的巖石圈可能先發生拆沉，然后向北過渡，也就造成了速度異常體“南深北淺”的構造格局和成礦帶由南至北逐漸變新的成礦順序。

關于軟流圈熱物質的起源，可能來自古太平洋巖石圈深俯沖脫水而引起的軟流圈物質熔融的產物，但由于我們的研究深度只有500km，從而在結果中未能發現俯沖的古太平洋巖石圈，因此無法進行深入的討論。但有一點可以肯定，上涌的軟流圈物質為成礦帶地區提供了足夠的熱量，當這些熱量傳遞至下地殼時，引起下地殼物質的大規模熔融，與幔源巖漿混染，上升至上地殼淺部就位成礦(史大年等，2012)。

圖9 速度異?？v剖面圖六條剖線的位置示于右側平面圖內. 速度剖面圖中的虛線分別表示莫霍面和410-km速度不連續面. 倒三角表示剖線與郯廬斷裂的交叉位置. 色彩棒示于圖的中間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

圖10 速度異常分別為0.5%和-0.5%的等值面透視圖(a)-自西南方向觀測; (b)-自西北方向觀測. 藍色和黃色分別代表高速體和低速體. 底圖為研究區域內的地形圖. 紅色曲線代表不同的斷層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 結論

長江中下游地區成礦的深部動力學背景一直是地學界研究的熱點。本研究利用遠震層析成像方法獲得了深至500km范圍內的三維速度模型，為討論成礦的深部動力學機制提供了確鑿的天然地震學依據。

本研究結果表明長江中下游地區地下速度結構非常復雜，在上地幔內存在“兩高一低”的速度異常體。這些異常體的空間分布與成礦帶走向基本一致，而且表現為“南深北淺”的空間特征。結合其它已有成果，將深部的高、低速異常體分別解釋為拆沉的巖石圈和上涌的軟流圈熱物質。這種解釋與成礦的拆沉模式非常吻合。拆沉模式認為巖石圈的拆沉引起了軟流圈物質的上涌，進而導致了大規模巖漿活動。我們的結果則顯示出拆沉的巖石圈已下沉至上地幔底部，這為拆沉模式提供了有力證據。但遺憾的是，我們的結果無法提供軟流圈物質起源的依據，下一步還需收集更多的數據進行更大范圍的速度反演，以期為深部動力學討論提供更好的結果。

致謝感謝國家數字測震臺網數據備份中心提供的遠震事件波形資料；感謝日本東北大學趙大鵬教授提供的遠震層析成像程序；感謝兩位匿名專家提出的寶貴意見和建議，使文章內容和結構更加完整；文中的大部分圖件由GMT軟件完成，感謝Wessel and Smith(1998)提供的免費作圖軟件。

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