徐峣 張永謙 嚴加永 徐志伍 陳淼,3 王栩,3 陳昌昕,4 張文文

1.中國地質科學院，北京 100037 2.中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心，北京 100037 3.中國地質大學(北京)，北京 100083 4.自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質科學院地質研究所，北京 100037

武夷山Cu-Pb-Zn多金屬成礦帶(武夷山成礦帶)地處華夏地塊東部，在整體上表現(xiàn)為南西-北東走向的梭子形(丁建華等，2016；林吉焱等，2020；圖1)。受長期構造演化和變形的影響，武夷山成礦帶自燕山期以來經歷了巖石圈減薄以及多期次、大規(guī)模的巖漿活動，形成了良好的成礦條件，成為多種金屬礦產資源的富集區(qū)(舒良樹，2012；丁建華等，2016；林吉焱等，2020；Yanetal.，2021；趙正等，2022)。已有的研究結果表明，武夷山成礦帶燕山期花崗質火山-侵入巖十分發(fā)育(Zhouetal.，2006；毛建仁等，2014；郭良輝等，2016；陽杰華等，2017；Guo and Gao，2018；Guoetal.，2019；Zhangetal.，2021b；Zhaoetal.，2021；圖2)，且Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Sn、Fe等金屬礦產資源異常豐富，目前已發(fā)現(xiàn)約110余種礦產，超過1200余處礦產地(丁建華等，2016)，包括著名的紫金山金銅礦(張德全等，2001a，b)、馬坑鐵鉬礦(張承帥等，2012)以及大排鐵鉛鋅礦(趙希林等，2017)，等等。

武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動的動力學過程一直是學者們研究的熱點。毛建仁等(2010)根據(jù)地質構造演化、巖漿活動以及礦種類型等特征，將武夷山成礦帶燕山期構造-巖漿-成礦活動劃分為四個主要的階段：即早燕山裂陷擴張期、早燕山陸塊擠壓重熔期、晚燕山底侵伸展期及晚燕山擴張裂解期。近些年來，隨著地球科學的不斷發(fā)展，越來越多的證據(jù)表明，淺地表的巖漿-成礦活動可能受控于深部地球動力學過程(呂慶田等，2014，2015，2019，2020)，深部物質與能量交換的地球動力學過程，控制著自然資源的分布情況，是理解巖漿-成礦活動的核心(董樹文等，2014)。作為華南板塊(華夏地塊)的重要組成部分之一(張永謙等，2019；Zhangetal.，2021a)，武夷山成礦帶地處歐亞板塊與西太平洋板塊、印澳板塊匯聚拼合的最前端(丁建華等，2016)，因此其燕山期巖漿-成礦活動必然受到了諸多動力學過程的影響和制約。目前，已有不少學者構建了武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動的深部動力學過程和模式，并且多認為武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動發(fā)生于巖石圈伸展減薄的構造背景下，且與幔源物質的上涌以及殼幔物質的相互作用密切相關(Zhou and Li，2000；張德全等，2001a，b；毛建仁等，2004a，b，2010；毛景文等，2004，2008；Zhouetal.，2006；張承帥等，2012；He and Santosh，2016；陽杰華等，2017；趙希林等，2017；Guoetal.，2019；羅凡等，2019；張永謙等，2019；Zhangetal.，2020，2021a，b；Linetal.，2021；Yanetal.，2021；劉鵬等，2021)。

然而學者們關于武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動深部動力學過程的研究，大量證據(jù)主要來自巖石學、地球化學以及同位素測年的結果(Zhou and Li，2000；毛建仁等，2004a，b，2010；毛景文等，2004，2008；Zhouetal.，2006；劉鵬等，2021；Zhaoetal.，2021)，來自地球物理的證據(jù)仍略顯不足，且缺乏針對性(He and Santosh，2016；羅凡等，2019；張永謙等，2019；Zhangetal.，2020，2021a，b；Linetal.，2021；Yanetal.，2021；席家驥等，2021)。與巖石學、地球化學等方法不同，地球物理方法在探測地球深部結構方面具有明顯的優(yōu)勢，可獲得來自地殼乃至地幔的物性結構信息。通過在成礦帶開展多尺度的綜合地球物理探測，不僅有助于理解成礦帶成礦的深部動力學過程，同時還有助于建立成礦模型，開展深部找礦預測，這一思路已經在長江中下游成礦帶取得了較為成功的應用(呂慶田等，2014，2015，2019，2020)。因此，在武夷山成礦帶開展類似的工作也十分必要。基于以上原因，本研究通過搜集武夷山成礦帶及鄰區(qū)寬頻地震臺站的數(shù)據(jù)，采用遠震走時層析成像的方法構建了武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔P波速度結構，為探討武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動的深部動力學過程提供新的證據(jù)和約束。

1 武夷山成礦帶及鄰區(qū)天然地震層析成像研究現(xiàn)狀

迄今為止，學者們在武夷山成礦帶及鄰區(qū)開展了大量的天然地震層析成像工作，不少學者的大區(qū)域層析成像研究均不同程度涉及武夷山成礦帶及鄰區(qū)(朱介壽等，2002；Huang and Zhao，2006；Li and van der Hilst，2010；Zhaoetal.，2012；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；Sunetal.，2016；Xiaetal.，2016；He and Zheng，2018；Lietal.，2018；張昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。在這些大區(qū)域層析成像研究中，無論是傳統(tǒng)的體波走時層析成像(He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；Huangetal.，2021)、有限頻層析成像(Sunetal.，2016)、面波層析成像(朱介壽等，2002)，還是P波各向異性層析成像(Jiangetal.，2021)，均表明武夷山成礦帶及鄰區(qū)的上地幔存在著比較顯著的低速異常，且這些低速異常幾乎覆蓋了整個華夏地塊，不少學者據(jù)此認為華夏地塊的軟流層物質較為發(fā)育，且?guī)r石圈較熱，可能存在來自上地幔底部或者地幔過渡帶，甚至是下地幔的熱物質的上涌(朱介壽等，2002；Jiangetal.，2015；Sunetal.，2016；Lietal.，2018；張昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。部分學者認為這些熱物質的上涌可能與海南地幔柱有關(Huang，2014；Jiangetal.，2021)。也有一些學者發(fā)現(xiàn)武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔的低速異常與地表的礦床在空間上具有很好的對應關系，暗示著這些上地幔的熱物質可能在一定程度上控制著地表的巖漿-成礦活動(He and Santosh，2016)。

小區(qū)域層析成像可對武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔的低速異常進行更加精細的約束(Huangetal.，2010；Zhengetal.，2013；呂作勇等，2017；曲平等，2020；席家驥等，2021)，但由于使用的成像方法、研究區(qū)域以及原始數(shù)據(jù)的不同，不同學者對低速異常結構及空間位置的刻畫還存在著差異，進而導致對其認識仍然存在著分歧。如一些學者認為武夷山成礦帶上地幔的低速異常可能代表了晚中生代期間的巖漿房和巖漿通道，是晚中生代大規(guī)模巖漿活動的深部物質來源(Huangetal.，2010)。這些學者同時指出，新生代的大地幔對流會引起下地幔物質進入上地幔，同樣會沿著該巖漿通道上涌到淺部形成低速異常(于大勇等，2016)。另有一些學者認為，武夷山成礦帶上地幔的低速異常代表了上涌的軟流圈熱物質，但這些熱物質上涌的機制受控于南海海盆的演化以及海南地幔柱向北東方向的運移，并且可能為新生代的巖漿活動提供了深部物質來源(呂作勇等，2017；曲平等，2020)。此外，已有的小區(qū)域層析成像研究仍存在著一些不足。如席家驥等(2021)僅使用了一條天然地震剖面的數(shù)據(jù)進行殼幔速度結構研究，因此其成像結果無法較好地反映三維立體結構；而呂作勇等(2017)使用的臺站大部分位于華夏地塊西部(武夷山以西)，因此其結果對武夷山成礦帶深部結構的約束會略顯不足，且他們更側重于海南地幔柱的演化過程，并未對武夷山成礦帶燕山期巖漿-成礦活動的深部動力學機制進行探討。綜上，仍需在武夷山成礦帶及鄰區(qū)開展針對性的天然地震層析成像工作，以便厘清上地幔低速異常的結構，進而探討其起源和演化機制以及對地表巖漿-成礦活動的影響和制約。

2 方法和數(shù)據(jù)

本研究采用Zhaoetal.(1992，1994，2009)提出的天然地震層析成像方法(TOMOG3D)構建武夷山成礦帶及鄰區(qū)上地幔速度結構。TOMOG3D是目前較為成熟的體波走時層析成像方法之一，通過對研究空間進行三維網格剖分，采用LSQR(Paige and Saunders，1982a，b)反演每個網格節(jié)點的速度異常進行成像，已經被廣泛地應用于地球深部結構探測和深部動力學的研究中(Huang and Zhao，2006；Jiangetal.，2013，2015；Zhengetal.，2013；Huang，2014；張昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。

本研究的研究區(qū)域位于112°～122°E、22°～30°N之間，所用到的地震臺站如圖1所示，這些臺站均位于華夏地塊，共計157個。其中固定臺站共計98個(CDSN；圖1紅色實心三角形)，這批數(shù)據(jù)來自中國地震局地球物理研究所國家測震臺網數(shù)據(jù)備份中心(國家測震臺網數(shù)據(jù)備份中心，2007(1)國家測震臺網數(shù)據(jù)備份中心.2007.國家測震臺網地震波形數(shù)據(jù).中國地震局地球物理研究所.doi:10.11998/SeisDmc/SN,http://www.seisdmc.ac.cn；鄭秀芬等，2009)，數(shù)據(jù)記錄的時間為2016.01-2016.12。流動臺站共計59個，由兩部分組成：第一部分流動臺站呈線性分布，其平均間距約為10km，共計40個(IMR；圖1藍色空心三角形)，由中國地質科學院礦產資源研究所布設，數(shù)據(jù)記錄的時間為2017.03-2018.04；第二部分流動臺站呈面狀分布，其平均間距約為40km，共計19個(PKU；圖1藍色實心三角形)，由北京大學布設，數(shù)據(jù)記錄的時間為2017.04-2018.04。

為獲得高質量的走時數(shù)據(jù)，主要采取以下流程進行數(shù)據(jù)處理：(1)對遠震事件進行篩選，選取震中距位于28°～90°之間，且震級大于M5.5的遠震事件，同時每個遠震事件至少被10個臺站所記錄。滿足條件的遠震事件共計278個，其中固定和流動臺站記錄到的遠震事件個數(shù)分別為145個和133個(圖3)；(2)對記錄的垂向分量波形數(shù)據(jù)進行去均值、去趨勢以及帶通濾波(0.05～1Hz)(圖4a-c)，剔除信噪比較低的波形數(shù)據(jù)，并手動拾取P波到時(精度約0.10s)；(3)利用Zhaoetal.(1994)提出的方法計算相對走時殘差，剔除絕對值大于2.0s的相對走時殘差；(4)對獲得的相對走時殘差數(shù)據(jù)重新分析(即質量控制)，剔除不合理的相對走時殘差數(shù)據(jù)，提高數(shù)據(jù)質量。以圖4所示的某遠震事件波形為例(具體數(shù)據(jù)見表1)，臺站A006的相對走時殘差在進行質量控制前為-1.60s，雖然滿足絕對值小于2.0s的要求，但是通過進一步分析發(fā)現(xiàn)，除臺站A006以外，所有臺站的相對走時殘差的絕對值均未超過0.6s，且臺站A006與A007記錄到的地震波應該具有幾乎相同的射線路徑(圖4d；兩個臺站的間距只有10km)，因此本研究認為臺站A006的相對走時殘差雖然滿足篩選條件，但不合理。由圖4a可以看出：相對其他臺站，臺站A006記錄波形的理論到時與實際到時更加接近，推測可能是由于臺站的GPS授時產生誤差所導致。故本研究將A006的數(shù)據(jù)剔除，然后再重新計算相對走時殘差，此時剩余臺站的相對走時殘差減小0.05s(表1)。

表1 質量控制前后各臺站的相對走時殘差(圖4示例波形)Table 1 The relative travel time residuals before and after quality control (seismograms in Fig.4)

經過以上步驟的數(shù)據(jù)處理，最終共獲得15154條高質量的相對走時殘差數(shù)據(jù)，其中固定和流動臺站記錄的數(shù)據(jù)分別為10442條和4712條。圖5a為各臺站的平均相對走時殘差分布圖，大致以115°E為界，位于華夏地塊西部的臺站的平均相對走時殘差以正值為主，而位于華夏地塊東部的臺站的平均相對走時殘差則以負值為主，與已有的結果比較吻合(呂作勇等，2017)。說明華夏地塊西部地殼和上地幔頂部的平均速度結構以低速為主，而華夏地塊東部地殼和上地幔頂部的平均速度結構以高速為主，這與層析成像結果也具有很好的對應關系(圖5b,c)。

3 檢測板測試

在利用TOMOG3D方法對實測數(shù)據(jù)進行反演之前，需要確定最佳的網格剖分間距(Zhaoetal.，1992，1994)。檢測板測試是獲得最佳網格剖分間距的一種有效方法。首先在網格節(jié)點賦予正、負相間的速度擾動(通常相對全球一維速度模型，如PREM模型(Dziewonski and Anderson，1981)或IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)等)，建立一個復雜三維速度理論模型(圖6a)；然后按照臺站(圖1)和地震事件(圖3)的實際位置在復雜三維速度理論模型(記為理論模型)里進行三維射線追蹤，生成“理論走時數(shù)據(jù)”；接著利用“理論走時數(shù)據(jù)”進行反演，從而獲得三維速度模型(記為反演模型)；最后對比理論模型與反演模型之間的差異，確定各網格節(jié)點速度異常的恢復程度(圖6b-i)。如果理論模型能夠被很好的恢復，則說明網格剖分間距比較合理，進而表明反演結果的可信性；否則，需要調整網格的剖分間距，直到獲得合理的恢復度(席家驥等，2021)。

本研究的檢測板測試采用IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)作為初始速度，在相鄰網格節(jié)點上分別賦予±3%的速度擾動進行射線追蹤得到理論走時數(shù)據(jù)，并對理論走時數(shù)據(jù)添加方差為0.10s的隨機誤差用于模擬隨機噪聲。圖6b-i顯示了最佳網格剖分模型的檢測板測試結果：在水平方向上，網格間距在黑框內為0.8°×0.75°，在黑框外均為1°(圖6a)；在垂向上，共設置了8個水平層，分別設置在10km、50km、120km、200km、280km、360km、440km和500km的深度(圖6b-i)。由圖6b-c可以看出，10km和50km兩個水平層的檢測板測試結果相對較差，僅臺站下方的分辨率較好，這是因為遠震射線幾乎近垂直經過上地幔頂部及地殼到達臺站，導致射線在地殼內的交叉程度較差且分布不均勻(江國明等，2014；徐峣等，2014)。隨著深度的增加，檢測板測試結果逐漸得到改善(圖6d-i)，并在200～500km的深度范圍內比較穩(wěn)定，大部分地區(qū)的速度擾動可以很好地被恢復出來。從整體上看，雖然部分地區(qū)淺部未能得到有效的檢測板測試結果，但華夏地塊，特別是武夷山成礦帶及鄰區(qū)的檢測板測試結果均比較理想，能夠滿足研究需要。

4 層析成像結果

在反演時，阻尼因子可用于平衡走時殘差均方根和模型方差之間的關系，因此選取合適的阻尼因子至關重要。經過多次測試，本研究選取17作為最佳的阻尼因子(圖7)。

4.1 水平剖面層析成像結果

圖5展示了水平剖面的層析成像結果。由圖中可以看出，華夏地塊地殼和上地幔頂部的速度結構比較一致(圖5b,c)。東部(武夷山成礦帶及其東側)以高速異常為主，而西部(南嶺成礦帶)則表現(xiàn)為大范圍的低速異常。這與臺站的平均相對走時殘差分布情況基本一致(圖5a)。推測華夏地塊東部上地殼(圖5b)的高速異?？赡芊从沉宋湟纳匠傻V帶地表大范圍的隆起特征或者無沉積層覆蓋(劉建華等，1995)，而華夏地塊西部上地殼的低速異常(圖5b)，可能與上地幔熱物質上涌有關(圖5c-g和圖8b)。

隨著深度的增加，華夏地塊上地幔表現(xiàn)為大范圍的低速異常(圖5d-g)，與已有的層析成像結果基本一致(朱介壽等，2002；Li and van der Hilst，2010；Jiangetal.，2015；He and Santosh，2016；Xiaetal.，2016；張昌榕等，2018；曲平等，2020；Huangetal.，2021)，說明華夏地塊上地幔存在著大規(guī)模的熱物質。上地幔內的高速異常則主要位于臺灣島以及揚子地塊部分地區(qū)(圖5d-g)。這些高速異常在已有的層析成像結果中也有相應的表現(xiàn)(Huangetal.，2010，2021；Zhaoetal.，2012；Zhengetal.，2013；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；張昌榕等，2018；曲平等，2020)。結合已有的研究，本研究推測臺灣島下方上地幔內的高速異?？赡転樾律詠硐蚍坡少e海板塊下方俯沖并發(fā)生斷離的歐亞板塊(圖5f-g)。而揚子地塊內的高速異常則可能為晚中生代以來揚子地塊巖石圈發(fā)生變形改造所留下的痕跡(Huangetal.，2010；圖5f)，或者指示了來自華夏地塊的地幔熱物質對揚子地塊巖石圈的“侵蝕”的過程(曲平等，2020；圖5g)。

在440km水平層(圖5h)，華夏地塊下方的低速異常開始逐漸收縮，并在500km的水平層向南遷移(圖5i)。此外，研究區(qū)域內的揚子地塊下方的地幔過渡帶內存在大范圍的高速異常，該高速異常在500km水平層仍然比較清晰，且主要位于26°N以北的地區(qū)(圖5h,i)。結合已有的層析成像和CCP疊加結果，本研究認為該高速異常為中生代以來向華南板塊俯沖并且滯留在地幔過渡帶內的古太平洋板塊(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014，2021；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；張昌榕等，2018；Hanetal.，2020)。

4.2 垂直剖面層析成像結果

圖8a-b為垂直剖面的層析成像結果，剖面的位置如圖5b所示。剖面AA’為北西-南東走向，與流動臺站的位置重合；剖面BB’為南西-北東走向，與華夏地塊的走向基本一致。不難發(fā)現(xiàn)，武夷山成礦帶及其東側的上地幔存在著兩個比較顯著的低速異常(L1、L2；圖8a,b)。這兩個低速異常主要位于200～400km的深度且互相連通，說明華夏地塊東部上地幔的熱物質存在著大規(guī)模的橫向流動和能量交換。東南沿海地幔過渡帶同樣存在著一個顯著的低速異常(L3；圖8a)，表現(xiàn)為自南東向北西上涌的趨勢，并在上地幔與L1相連通，說明武夷山成礦帶深部可能存在著一個向北西傾斜的地幔柱或者熱物質上涌的通道。此外，南嶺成礦帶下方的低速異常也比較顯著，從上地殼一直向下延伸到上地幔(L4；圖8b)，說明南嶺成礦帶在深部可能同樣存在著一個熱物質上涌的通道。

除了低速異常，在武夷山成礦帶上地幔的頂部同時還存在著一個顯著的高速異常，該高速異常的厚度約為100km，且在東南端相對較薄(圖8a,b)。S波接收函數(shù)結果表明(Lietal.，2013；葉卓等，2014；張耀陽等，2018)，武夷山成礦帶的巖石圈厚度在70～100km左右。據(jù)此可推測該高速異常可能代表了武夷山成礦帶下方的巖石圈。與S波接收函數(shù)結果相比，遠震層析成像對巖石圈結構的分辨能力不是很敏感，但仍能還原出部分信息，如Jiangetal.(2013)利用相同的方法，得到了長江中下游成礦帶現(xiàn)存巖石圈的痕跡。另一個比較顯著的高速異常則位于東南沿海地區(qū)約80～250km的深度(圖8a)。該地區(qū)位于歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖的最前端，推測其下方的高速異常可能表征了歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖后遺留的痕跡(Huangetal.，2010，2021；Zhengetal.，2013)。

4.3 可恢復測試

為進一步驗證層析成像結果的可靠性，本研究進行了可恢復測試?？苫謴蜏y試的思路和流程與檢測板測試基本一致，只是網格節(jié)點上的速度擾動值由檢測板測試中的±3%替換成實際的反演結果值(或稍作修改后的結果)。相對檢測板測試，可恢復測試的優(yōu)點在于更加接近真實情況。通過分析主要速度異常的恢復程度，可進一步檢驗其可靠性，提高了對復雜速度結構的檢測效果。為模擬隨機噪聲的影響，對理論計算得到的走時數(shù)據(jù)仍然加入了方差為0.10s的隨機誤差。圖8c-d為兩條剖面的可恢復測試結果。通過與圖8a-b進行對比，主要的速度異常均能夠被恢復出來，進一步佐證了本研究獲得的速度異常的可靠性。

5 討論

5.1 華夏地塊東部上地幔低速異常(L1、L2)

本研究最主要的結果是在武夷山成礦帶及其東側上地幔200～400km的深度范圍識別出顯著的低速異常(L1、L2)，這些低速異?；竞w了華夏地塊東部(圖5e-g)，與已有的研究比較一致(朱介壽等，2002；Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2010，2021；Li and van der Hilst，2010；Zhaoetal.，2012；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh,2016；Sunetal.，2016；曲平等，2020；席家驥等，2021)。這些速度結構反映出華夏地塊東部上地幔目前仍存在著熱物質的富集區(qū)，且熱物質在這些富集區(qū)之間進行著大規(guī)模的橫向流動(圖8a,b)，進而導致華夏地塊東部的上地幔表現(xiàn)為大范圍的低速異常(圖5e-g)。但關于這些熱物質的起源，學者們的意見并未統(tǒng)一。有些學者認為可能與海南地幔柱有關(呂作勇等，2017；曲平等，2020)，這一認識主要基于華夏地塊上地幔的低速異常與海南地幔柱相連通(Huang，2014；Xiaetal.，2016；呂作勇等，2017)。但從本研究的結果看，海南地幔柱對華夏地塊東部的影響似乎有限。如圖5和圖8b所示，華夏地塊西部(L4)受海南地幔柱的影響相對較多，而在華夏地塊東部，L1受海南地幔柱的影響可能僅限于L4與L1之間熱物質的橫向流動，L2受到的影響則會更小。因此，似乎無法將L1、L2的起源均歸因于海南地幔柱。另一方面，來自地球物理、地球化學、礦物化學以及數(shù)值模擬的大量證據(jù)表明(鄢全樹和石學法，2007)，南海的形成演化以及海南地幔柱對華夏地塊產生顯著影響的時期主要發(fā)生在新生代，而武夷山成礦帶及鄰區(qū)在燕山期已發(fā)生了多期次、大規(guī)模的巖漿-成礦活動(圖2)。因此，如果將L1、L2的起源歸因于海南地幔柱，那就意味著L1、L2與武夷山成礦帶及鄰區(qū)燕山期巖漿-成礦活動沒有太大的關系，這與一些學者的發(fā)現(xiàn)也不相符(He and Santosh，2016)。綜上，本研究認為海南地幔柱可能對L1、L2目前的結構和形態(tài)、甚至對武夷山成礦帶及其東側新生代以來的巖漿活動起到了影響，但并非是L1、L2起源的深部機制。

除了海南地幔柱的觀點，還有部分學者認為熱物質的起源與古太平洋板塊的俯沖有關(Sunetal.，2016)。中生代以來，古太平洋板塊向華南大陸下方的低角度俯沖導致整個中國東部地區(qū)發(fā)生了大規(guī)模的弧后伸展作用(舒良樹，2012)，目前，俯沖的古太平洋板塊已經部分滯留在地幔過渡帶中(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；張昌榕等，2018；Hanetal.，2020；圖5h,i)。該過程不僅造成了華南板塊的巖石圈發(fā)生大規(guī)模伸展減薄，這在本研究的結果中也有所表現(xiàn)——武夷山成礦帶巖石圈的厚度目前僅為100km左右(圖8a,b)，推測為巖石圈經歷減薄后所殘留的痕跡，同時在巖石圈伸展減薄的背景之下，還會引起巨量花崗巖漿的上升侵位(舒良樹，2012)。Jiangetal.(2015，2021)指出，低速異?？稍谏系蒯４嬖诔^100～150Myr甚至更久，因此，燕山期以來形成的熱物質狀態(tài)仍可被天然地震層析成像方法識別出來。據(jù)此，本研究推測L1、L2的起源可能與古太平洋板塊的俯沖有關。古太平洋板塊的快速俯沖導致上地幔底部及地幔過渡帶內產生大量水，進而出現(xiàn)部分熔融并且上涌(Zhaoetal.，2009；Zhao and Ohtani，2009)。上涌的熱物質在上地幔某區(qū)域內富集，從而形成地幔楔，且熱物質在這些地幔楔之間也進行著橫向流動(圖8b)。在本研究中，L2位于俯沖的古太平洋板塊的上方，是板塊俯沖脫水導致熱物質上涌的直接證據(jù)(圖8b)。這些幔源熱物質繼續(xù)上升侵位，并與地殼物質發(fā)生相互作用，進而導致武夷山成礦帶及鄰區(qū)爆發(fā)大規(guī)模的巖漿-成礦活動。H-κ接收函數(shù)結果顯示武夷山成礦帶相對較高的波速比(Vp/Vs)很可能是晚中生代基性巖漿底侵的結果(Heetal.，2013；Guoetal.，2019；張永謙等，2019；Zhangetal.，2021a，b；楊曉瑜和李永華，2021)，這一觀點不僅得到了重力資料的支持(Yanetal.，2021)，且非常契合本研究的推斷。此外，巖石學和地球化學證據(jù)也支持了本研究的觀點(張德全等，2001a，b；毛建仁等，2004a，b，2010；趙希林等，2017；劉鵬等，2021)。毛建仁等(2004a，b)在閩西南開展的同位素年代學和地球化學的研究結果表明，四方巖體的形成與幔源的基性巖漿有關；劉鵬等(2021)對東南沿海早白堊世Sn(W)成礦事件進行了系統(tǒng)的總結，發(fā)現(xiàn)與成礦有關的黑云母花崗巖和花崗斑巖在成巖過程中有較多新生地殼和地幔物質的加入，推測可能形成于巖石圈的伸展背景之下。

至于為何未在L1的下方發(fā)現(xiàn)俯沖的古太平洋板塊，本研究認為可能與古太平洋板塊的后撤有關(Zhangetal.，2021b)，這一過程不僅導致華夏地塊地幔過渡帶俯沖板塊的缺失(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；Hanetal.，2020；圖5h,i)，同時還造成了成礦活動從內陸到沿海逐漸發(fā)生的趨勢。Zhou and Li(2000)的研究結果表明，武夷山成礦帶及鄰區(qū)存在著一個巨型花崗質火山-侵入巖帶，且?guī)妊嗌狡诨鹕?侵入巖的年齡表現(xiàn)為自西北內陸向東南沿海逐漸減小的趨勢，說明武夷山成礦帶及鄰區(qū)燕山期巖漿-成礦活動逐步從內陸向沿海地區(qū)進行遷移。該現(xiàn)象可能在深部機制上受控于古太平洋板塊的后撤(Zhouetal.，2006；劉鵬等，2021)。隨著古太平洋板塊的后撤，前期形成的地幔楔(L1)被保留了下來，并持續(xù)對地表的巖漿-成礦活動產生影響。在閩西南地區(qū)開展的一系列地球化學和同位素測試的結果表明越至晚期形成的巖石中地幔組分含量越高，隨著時間的推移，幔源巖漿在巖漿形成過程中的參與程度逐漸加大，殼幔作用更加劇烈(毛建仁等，2004a，b；趙希林等，2017)。此外，古太平洋板塊的后撤還導致上地幔產生橫向的應力，進一步加強了熱物質在地幔楔之間的橫向流動和能量交換(圖8b)。

5.2 東南沿海地幔過渡帶及華夏地塊西部上地幔低速異常(L3、L4)

除了L1、L2兩個顯著的低速異常，本研究還分別在東南沿海地幔過渡帶及華夏地塊西部上地幔發(fā)現(xiàn)了顯著的低速異常(L3和L4)。在圖8a中，L3與L1相連通，表現(xiàn)出自南東向北西逐漸上傾的趨勢。自新生代以來，歐亞板塊與菲律賓海板塊在琉球島弧、臺灣島等地發(fā)生了復雜的碰撞俯沖(Li and van der Hilst，2010)，特別是在臺灣島下方，向下俯沖的歐亞板塊發(fā)生了斷離，并且斷離的板塊已經進入了地幔過渡帶當中(Huangetal.，2010；Zhengetal.，2013；圖5f,g)，導致地幔過渡帶產生大尺度的地幔對流以及熱物質的上升侵位，引起地幔過渡帶甚至下地幔的物質進入上地幔(Huangetal.，2010；于大勇等，2016)。因此，本研究認為L3可能代表新生代以來歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產生的熱物質。從整體來看，L3和L1組成了熱物質上涌的通道，新生代熱物質沿著通道上涌，然后再通過地幔楔進行橫向擴散，或者進一步上涌，對武夷山成礦帶及鄰區(qū)新生代的巖漿活動起到了一定的影響。

L4主要位于南嶺成礦帶南部及其以南的地區(qū)(圖5和圖8b)，且L4可從上地殼一直向下追溯，結合已有的結果(Huang，2014；Xiaetal.，2016；呂作勇等，2017；圖1)，L4在上地幔與L1及海南地幔柱相連通，在地幔過渡帶與L3相連通。已有的研究結果表明，南嶺成礦帶及其鄰區(qū)W-Sn等金屬礦產資源比較發(fā)育(毛景文等，2007；Zhaoetal.，2018a，b，2021)，毛景文等(2007)認為，南嶺地區(qū)中生代大規(guī)模W-Sn成礦活動主要爆發(fā)在中晚侏羅世，在時間上與古太平洋板塊俯沖所導致的花崗巖活躍期具有很好的相關性(張永謙等，2019)。但中晚白堊世以來，華夏地塊西部并未出現(xiàn)大規(guī)?；鹕?巖漿活動，造成這一現(xiàn)象的主要原因可能與古太平洋板塊停止俯沖有關(毛景文等，2007)。層析成像及CCP疊加的結果也未在華夏地塊西部的地幔過渡帶發(fā)現(xiàn)俯沖的古太平洋板塊的痕跡(Huangetal.，2014；Jiangetal.，2015；Hanetal.，2020；圖5)。因此本研究推測，L4最初的形成可能受控于古太平洋板塊的俯沖，并與華夏地塊東部上地幔的地幔楔(L1、L2)進行著熱物質的交換(圖8b)，但晚燕山期以來受古太平洋板塊俯沖的影響逐漸減弱。本研究認為L4目前更可能代表了一個熱物質上涌的通道，其形成與古太平洋板塊的俯沖有關，但隨著時間的推移，海南地幔柱、歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產生的熱物質陸續(xù)加入并沿著該通道上涌(圖5和圖8b)。L4為何可以一直向上進入上地殼？華夏地塊西部相對較低的波速比(Vp/Vs)和相對較薄的地殼暗示著該地區(qū)基性下地殼物質的缺失，可能發(fā)生過下地殼的拆沉(Heetal.，2013；Zhangetal.，2021a；楊曉瑜和李永華，2021)，從而在地殼內形成大范圍的低速異常。由于南嶺成礦帶不是本研究的重點，故在此不再進行深入的探討。

6 結論

本研究利用15154條高質量遠震P波到時數(shù)據(jù)，針對武夷山成礦帶及鄰區(qū)開展了遠震體波走時層析成像研究，構建了武夷山成礦帶及鄰區(qū)深至500km的上地幔三維速度結構模型。

(1)武夷山成礦帶及其東側上地幔內的低速異常主要位于200～400km深度范圍內，代表了熱物質富集的地幔楔，其形成可能與古太平洋板塊的俯沖和脫水有關，同時可能還受到了新生代海南地幔柱以及歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產生的熱物質的影響。

(2)東南沿海地幔過渡帶的低速異常代表了新生代以來歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖所產生的熱物質；而南嶺成礦帶下方的低速異常一直從上地幔延伸到上地殼，其形成演化受到了古太平洋板塊俯沖、海南地幔柱以及歐亞板塊與菲律賓海板塊碰撞俯沖的共同影響，可能代表了一個熱物質上涌的通道。

(3)武夷山成礦帶燕山期大規(guī)模的巖漿-成礦活動可能與古太平洋板塊的俯沖和后撤有關。

致謝感謝匿名審稿專家提供的寶貴意見和建議；感謝日本東北大學趙大鵬教授提供的層析成像程序；感謝中國地震局地球物理研究所國家測震臺網數(shù)據(jù)備份中心提供的遠震波形數(shù)據(jù)資料(doi:10.11998/SeisDmc/SN，http://www.seisdmc.ac.cn)；感謝北京大學蓋增喜副教授、馮永革老師提供的部分流動臺站的波形數(shù)據(jù)資料；本研究的圖件由GMT6繪制，感謝Wesseletal.(2019)提供的免費作圖軟件；感謝羅凡等人在野外數(shù)據(jù)采集過程中的辛苦付出。