張昆 呂慶田** 滿(mǎn)祖輝,3 蘭學(xué)毅 郭東 陶龍 趙金花

1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037 2.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心，北京 100037 3.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)，武漢 430074 4.安徽省勘查技術(shù)院，合肥 230041

長(zhǎng)江中下游地區(qū)是我國(guó)重要的成礦帶，位于安徽、江蘇、湖北和江西四省，構(gòu)造上屬大別-蘇魯造山帶的碰撞前陸，由揚(yáng)子和華北地塊沿襄樊-廣濟(jì)斷裂和郯廬斷裂帶經(jīng)俯沖-碰撞后形成(Faureetal.,2001)。中生代長(zhǎng)期構(gòu)造作用和多期大規(guī)模巖漿活動(dòng)，在成礦帶不同區(qū)域產(chǎn)生不同類(lèi)型的礦化作用，形成了豐富的鐵、銅、金等多金屬礦床(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；周濤發(fā)等，2000；呂慶田等，2004)。成礦帶包含八個(gè)大型礦集區(qū)，從西南向北東依次為鄂東南、九瑞、安慶-貴池、廬樅、銅陵、寧蕪、寧鎮(zhèn)礦集區(qū)以及新近發(fā)現(xiàn)的南陵-宣城礦集區(qū)(呂慶田等，2020；Zhangetal.,2021a)，已發(fā)現(xiàn)金屬礦床近300處。

在全球、區(qū)域到微觀尺度的不同動(dòng)力系統(tǒng)作用下，能夠發(fā)生巨量物質(zhì)堆積和能量匯聚，從而形成大型、超大型礦床(Blewettetal.,2010)。要深入了解長(zhǎng)江中下游成礦帶內(nèi)礦床的形成及分布規(guī)律，需從地質(zhì)構(gòu)造背景、動(dòng)力學(xué)過(guò)程及物理化學(xué)變化等方面理解成礦的全過(guò)程，即成礦系統(tǒng)(呂慶田等，2019)。成礦系統(tǒng)能夠類(lèi)比“石油系統(tǒng)”的概念和組成，定義為控制礦床形成和保存的所有地質(zhì)因素，包含源區(qū)、通道、場(chǎng)所三大要素(呂慶田等，2019)。長(zhǎng)江中下游成礦帶內(nèi)礦床主要分為兩種類(lèi)型：(1)磁鐵礦-磷灰石鐵礦床；(2)矽卡巖-斑巖型銅-鐵多金屬礦床。其中，以銅-金為主的礦化主要形成于146～135Ma和126～123Ma期間(周濤發(fā)等，2017)；以鐵為主的礦化形成于135～126Ma之間(周濤發(fā)等，2011；Maoetal.,2011)。依據(jù)礦床分布、巖石成因，成礦作用時(shí)間及構(gòu)造機(jī)制等綜合分析，長(zhǎng)江中下游成礦帶晚中生代鐵-銅多金屬成礦作用是一個(gè)相對(duì)單一的成礦系統(tǒng)(Lüetal.,2021)。根據(jù)長(zhǎng)江中下游成礦帶主要礦床類(lèi)型及其與控礦巖漿活動(dòng)的關(guān)系，又能將這一成礦系統(tǒng)分為三個(gè)主要子系統(tǒng)(呂慶田等，2020)：(1)與高鉀鈣堿性巖漿巖有關(guān)的矽卡巖-斑巖型成礦子系統(tǒng)(周濤發(fā)等，2016)；(2)與偏堿性玄武安山質(zhì)火山-次火山巖有關(guān)的玢巖型成礦子系統(tǒng)(寧蕪研究項(xiàng)目編寫(xiě)小組，1978；陳毓川等，2006；Yuetal.,2015；趙新福等，2020)；(3)與A型花崗巖有關(guān)的堿性巖型成礦子系統(tǒng)(周濤發(fā)等，2012a)。各子系統(tǒng)間具有統(tǒng)一的構(gòu)造背景、深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程和巖石圈結(jié)構(gòu)(呂慶田等，2020)。

然而，是什么導(dǎo)致在如此狹窄的區(qū)域內(nèi)形成一個(gè)世界級(jí)的成礦帶，成巖成礦的深部構(gòu)造背景仍然沒(méi)有統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)。目前主要有三種地質(zhì)模型用于解釋這一問(wèn)題：(1)碰撞變形機(jī)制——巖漿作用形成于136～118Ma碰撞后伸展運(yùn)動(dòng)(Lietal.,2014；毛建仁等，2014)；(2)俯沖變形機(jī)制——巖漿作用與180Ma以來(lái)古太平洋板塊的俯沖有關(guān)(Sunetal.,2007；Lapierreetal.,1997)；(3)構(gòu)造機(jī)制轉(zhuǎn)換——巖漿作用與190Ma以來(lái)古特提斯構(gòu)造域向太平洋構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換有關(guān)(鄧晉福和吳宗絮，2001；常印佛等，2012；Lietal.,2014；周濤發(fā)等，2017)。

大地電磁測(cè)深方法通過(guò)采集天然電磁場(chǎng)信號(hào)，能夠揭示地殼-上地幔尺度電性結(jié)構(gòu)，已有效應(yīng)用于國(guó)內(nèi)外大型成礦帶(/礦集區(qū))的深部構(gòu)造研究(Dentithetal.,2018;Zhangetal.,2019a,b,2021a)。本文基于長(zhǎng)江中下游成礦帶中的寧蕪、廬樅、宣城和安慶-貴池四個(gè)礦集區(qū)(圖1)的地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型，發(fā)現(xiàn)了成礦帶北段普遍存在的中下地殼高導(dǎo)層，基于此建立電性結(jié)構(gòu)與成礦物質(zhì)源區(qū)和上升通道的關(guān)系，討論成礦帶巖漿-成礦系統(tǒng)的深部背景。

1 地質(zhì)背景

長(zhǎng)江中下游成礦帶區(qū)內(nèi)地層除太古代地層缺失外，其余各時(shí)代地層發(fā)育基本完整，層序齊全，可劃分為三個(gè)部分：新元古代基底巖系，古生代-早中生代海相沉積蓋層和中生代-新生代陸相碎屑及火山巖系。成礦帶包含崆嶺-董嶺、武當(dāng)-隨縣-張八嶺和江南式三種主要的前震旦系基底，在地層序列、巖石組合、變質(zhì)程度及構(gòu)造環(huán)境等方面均有較大差異(常印佛等，1996；嚴(yán)加永等，2022)。震旦紀(jì)-早三疊世，研究區(qū)處于相對(duì)穩(wěn)定的陸表海環(huán)境，因地殼抬升缺失上、中泥盆統(tǒng)以及部分石炭統(tǒng)。早中生代出現(xiàn)膏鹽沉積，晚三疊-中侏羅世沉積一套陸相碎屑巖，上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)以鈣堿性-堿性火山巖為主(呂慶田等，2020)。

長(zhǎng)江中下游成礦帶主要經(jīng)歷了早中生代印支和晚中生代燕山兩期構(gòu)造作用。早中生代，揚(yáng)子和華北地塊的碰撞作用使前三疊紀(jì)沉積地層卷入強(qiáng)烈的褶皺變形。晚中生代，構(gòu)造體制由早中生代近EW向的古特提斯構(gòu)造體系轉(zhuǎn)換為NE向的環(huán)太平洋構(gòu)造體系(周濤發(fā)等，2012b；呂慶田等，2020)，北東向構(gòu)造疊加于印支期東西向構(gòu)造，形成復(fù)式褶皺和強(qiáng)烈的逆沖推覆構(gòu)造(王鵬程等，2012)以及以長(zhǎng)江斷裂(西側(cè)NW傾向，東側(cè)SE傾向)為中心的對(duì)沖構(gòu)造(呂慶田等，2015；Zhangetal.,2019b)。此外，斷裂構(gòu)造極為發(fā)育，包含長(zhǎng)江斷裂、主逆沖斷裂、江南斷裂等深大斷裂(呂慶田等，2020)。

研究區(qū)火山活動(dòng)基本可分為四個(gè)旋回，對(duì)應(yīng)四組火山巖地層，發(fā)育時(shí)間大體相當(dāng)(周濤發(fā)等，2011)。侵入巖主要分為三類(lèi)：145～135Ma的高鉀鈣堿性巖，與銅-金-鉬-鐵多金屬成礦作用密切相關(guān)(Xieetal.,2007；毛景文等，2009)；135～125Ma的富鈉閃長(zhǎng)巖類(lèi)，與鐵元素富集和成礦作用密切相關(guān)(范裕等，2010)；127～123Ma的A型花崗巖，呈帶狀分布于長(zhǎng)江兩側(cè)，與鈾-鐵-金礦化有關(guān)(范裕等，2008)。

近年來(lái)，諸多巖石地球化學(xué)研究結(jié)果顯示成礦帶巖漿巖均具有與埃達(dá)克質(zhì)巖和A型花崗巖相似的化學(xué)特征(王強(qiáng)等，2003；周濤發(fā)等，2016)，成礦物質(zhì)部分來(lái)自于上地幔，并與地殼物質(zhì)混染，說(shuō)明深部構(gòu)造影響著長(zhǎng)江中下游成礦帶的巖漿活動(dòng)和成礦作用。

2 數(shù)據(jù)采集、處理和反演

在國(guó)家重點(diǎn)專(zhuān)項(xiàng)(“深部探測(cè)技術(shù)與實(shí)驗(yàn)研究”，SinoProbe-3)、國(guó)家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃項(xiàng)目(“華南陸內(nèi)成礦系統(tǒng)的深部過(guò)程與物質(zhì)響應(yīng)”，2016YFC0600201)及其匹配的安徽省公益性地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(2018-g-1-4)等項(xiàng)目資助下，我們于2010至2020年先后在長(zhǎng)江中下游成礦帶內(nèi)廬樅(Yanetal.,2019)、寧蕪(Zhangetal.,2019a)、南陵-宣城(Zhangetal.,2021a)和貴安慶-池礦集區(qū)采集了大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)，利用已廣泛應(yīng)用的Eminv軟件(張昆，2021(1)張昆.2021.深部探測(cè)綜合方法技術(shù)預(yù)研究.北京：中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院.EMinv軟件為張昆基于前期研發(fā)技術(shù)(Zhang et al.,2014,2016,2017)開(kāi)發(fā)的大型數(shù)據(jù)處理解釋平臺(tái)，大地電磁場(chǎng)數(shù)據(jù)處理解釋功能的正確性和準(zhǔn)確性已獲得驗(yàn)證(Zhang et al.,2019a,b,2020，2021a))開(kāi)展數(shù)據(jù)分析和反演，獲得了地殼電性結(jié)構(gòu)模型。廬樅、寧蕪、宣城礦集區(qū)數(shù)據(jù)處理解釋過(guò)程詳見(jiàn)參考文獻(xiàn)(Yanetal.,2019；Zhangetal.,2019a,2021a)。本文著重描述安慶-貴池礦集區(qū)的數(shù)據(jù)處理解釋過(guò)程。

2.1 安慶-貴池礦集區(qū)數(shù)據(jù)采集與處理

安慶-貴池礦集區(qū)的電性結(jié)構(gòu)模型基于兩條測(cè)線(xiàn)，共119個(gè)寬頻MT測(cè)量數(shù)據(jù)。測(cè)點(diǎn)采集時(shí)間超過(guò)20h，數(shù)據(jù)處理包括快速傅里葉變換、遠(yuǎn)參考、Robust估計(jì)、功率譜編輯和主動(dòng)去噪(Zhangetal.,2019b)等，最終獲得范圍100～0.001Hz的頻率域數(shù)據(jù)。依據(jù)趨膚深度的定義(陳樂(lè)壽和王光鍔，1990)，礦集區(qū)MT數(shù)據(jù)探測(cè)深度遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)40km(平均視電阻率大于200Ωm)。為確保數(shù)據(jù)質(zhì)量，對(duì)自動(dòng)去噪后的數(shù)據(jù)進(jìn)行人工挑選，檢查主動(dòng)去噪效果，刪除視電阻率和阻抗相位-頻率曲線(xiàn)中的不連續(xù)點(diǎn)或還原誤刪數(shù)據(jù)，圖2a和圖2c分別為北線(xiàn)YX分量視電阻率和阻抗相位擬斷面示意圖。

2.2 安慶-貴池礦集區(qū)大地電磁數(shù)據(jù)三維反演

基于非線(xiàn)性共軛梯度三維反演算法(Zhangetal.,2014,2017)和EMinv軟件，反演0.001至100Hz范圍內(nèi)的頻點(diǎn)數(shù)據(jù)，獲得研究區(qū)三維地殼(地殼厚度約30km，徐峣等，2015)電性結(jié)構(gòu)模型。反演使用全張量阻抗數(shù)據(jù)，非對(duì)角阻抗分量數(shù)據(jù)誤差限為10%，對(duì)角線(xiàn)元素?cái)?shù)據(jù)誤差限為20%。反演初始模型為電阻率100Ωm的地下半空間。經(jīng)過(guò)初始模型、反演參數(shù)和輸入數(shù)據(jù)的反演試算，并結(jié)合先驗(yàn)信息選取最優(yōu)結(jié)果，最終的反演迭代數(shù)據(jù)擬合差由5.76降為1.24，反演模型響應(yīng)擬斷面(圖2b,d)與數(shù)據(jù)基本一致，證明了模型的可靠性。

3 長(zhǎng)江中下游成礦帶北段典型礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

3.1 寧蕪礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于寧蕪礦集區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的三維反演結(jié)果，我們獲得了研究區(qū)地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(Zhangetal.,2019a)，用C代表中下地殼高導(dǎo)層。依據(jù)深部電性結(jié)構(gòu)的差異(圖3)，可將礦集區(qū)分為南北兩個(gè)區(qū)域，南區(qū)(X<33.6km)高阻體底深小于20km，而北區(qū)(X≥33.6km)高阻體垂向延伸范圍較大。下地殼高導(dǎo)層C在南區(qū)分布較廣，與上地殼多條低阻帶相連。北區(qū)下地殼高導(dǎo)層相對(duì)不明顯，表現(xiàn)為一條與上地幔低阻層相連的垂向低阻帶，分割疊覆狀分布的地殼高阻體。

3.2 南陵-宣城礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于南陵-宣城礦集區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)，我們獲得了地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(Zhangetal.,2021a)，用C代表中下地殼高導(dǎo)層。根據(jù)水平切片電阻率模型可知(圖4)，研究區(qū)上地殼電性結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，高導(dǎo)和高阻體交錯(cuò)、相間分布，大致呈東北-西南走向，在3km以淺的地殼淺表更為明顯。在研究區(qū)西北和東部均出現(xiàn)低阻異常帶，西北部更為明顯。東部低阻帶由一系列淺表異常組成，向深部逐漸消失。中部高阻體為區(qū)域結(jié)構(gòu)主體，3km以淺部分被高導(dǎo)層覆蓋。區(qū)域中下地殼電性結(jié)構(gòu)逐漸均勻并聚焦為兩個(gè)主體，具有明顯的東西走向分布特征，由北部高阻體和南部高導(dǎo)層C組成。高阻體分布范圍隨深度增加而縮小，高導(dǎo)層分布范圍隨深度增加擴(kuò)大，表明高阻體分布受中下地殼高導(dǎo)層C的控制。

3.3 廬樅礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于廬樅礦集區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)，我們獲得了地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(Yanetal.,2019)。根據(jù)電阻率模型垂向切片(圖5)，研究區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)具有明顯的垂向分帶特征，即上地殼高阻層和中下地殼高導(dǎo)層。上地殼高阻層的底界深度約為5km，被上地殼垂向低阻帶分割。中下地殼高導(dǎo)層幾乎占據(jù)礦集區(qū)全部深部空間，并在研究區(qū)西北部與覆蓋于中上地殼大型高阻體(1000Ωm，底深約10～15km)的淺部低阻帶相連。此外，上地殼多條低阻帶與高導(dǎo)層C連接，很可能是深部物質(zhì)的上升通道，控制著上地殼火山巖和巖漿巖的分布。

3.4 安慶-貴池礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于安慶-貴池礦集區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)，我們獲得了地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(圖6)。西南測(cè)線(xiàn)垂向切片顯示上地殼由一系列高阻體組成，中下地殼為一“弧形”高導(dǎo)層C。上地殼高阻體底部呈階梯狀變化，厚度沿測(cè)線(xiàn)自西北向東南遞減。中下地殼高導(dǎo)層C下浮于上地殼高阻體，底部未收斂，并與上地殼垂向低阻帶相連。北東剖面切片顯示模型西北部上地殼存在一個(gè)高導(dǎo)層，底部深度約在5km左右，上地殼高阻體與南線(xiàn)剖面相似，被低阻帶分隔。而下地殼高導(dǎo)層C與南線(xiàn)剖面的分布結(jié)構(gòu)相似，是一個(gè)統(tǒng)一的大型高導(dǎo)層。

4 討論

4.1 長(zhǎng)江中下游成礦帶地殼物質(zhì)組成

對(duì)比長(zhǎng)江中下游成礦帶內(nèi)寧蕪、南陵-宣城、廬樅和安慶-貴池四個(gè)礦集區(qū)的電性結(jié)構(gòu)模型，我們發(fā)現(xiàn)區(qū)內(nèi)普遍存在中下地殼高導(dǎo)層(C)，推測(cè)它是深部熔融和含水流體演化、上升的痕跡。20世紀(jì)90年代，一些學(xué)者基于長(zhǎng)江中下游地區(qū)重力數(shù)據(jù)，認(rèn)為研究區(qū)處于“幔隆帶”上，地殼厚度約30～32km(常印佛等，1991；唐永成等，1998)。呂慶田等(2015)基于六條穿過(guò)長(zhǎng)江的深地震反射剖面進(jìn)一步證實(shí)Moho面深度在29～35km之間。其他深部地球物理探測(cè)研究發(fā)現(xiàn)，成礦帶地殼厚度較兩側(cè)(大別和江南造山帶)淺，說(shuō)明區(qū)域地殼減薄、地幔上隆主體發(fā)生在長(zhǎng)江中下游成礦帶(Shietal.,2013；Lüetal.,2015；Zhangetal.,2021b)。此外，巖石地球化學(xué)研究表明長(zhǎng)江中下游成礦帶晚中生代中酸性巖漿巖具有埃達(dá)克巖的性質(zhì)，含大量殼幔混合物質(zhì)(王強(qiáng)等，2003；周濤發(fā)等，2016)。因此，我們認(rèn)為長(zhǎng)江中下游成礦帶普遍存在的中下地殼高導(dǎo)層是下地殼部分熔融及其與地幔物質(zhì)混染的痕跡，因?yàn)樽冑|(zhì)脫水以及巖漿分異和熱液出溶過(guò)程產(chǎn)生大量的水(Connolly,2010；Zhangetal.,2021a)，進(jìn)而表現(xiàn)出低阻特征。研究區(qū)中上地殼是一個(gè)較為理想的蓋層，易于保存深部含水流體。

與C相連的上地殼垂向低阻帶，與地表滁河斷裂、長(zhǎng)江斷裂、主逆沖斷裂、江南斷裂帶(分支)以及高坦斷裂對(duì)應(yīng)，我們認(rèn)為這些低阻帶分別反映了研究區(qū)主要斷裂的垂向分布。上述斷裂為研究區(qū)主要控礦斷裂(邵陸森等，2015；Zhangetal.,2019a；呂慶田等，2020；Lüetal.,2021)，控制了銅-金礦與鐵礦床的成礦和分布，而這些礦床與硫元素的富集和運(yùn)移密切相關(guān)，大量分布的硫以及熱液蝕變過(guò)程中出溶的水會(huì)在很大程度上降低圍巖電阻率(Kolb,2008)，因此斷裂帶主要變現(xiàn)為低阻特征。此外，以往大地電磁測(cè)深研究表明，長(zhǎng)江中下游成礦帶中的斷層導(dǎo)電性較強(qiáng)(陳滬生和張永鴻，1999；Zhangetal.,2019a，b)。

長(zhǎng)江中下游成礦帶中生代構(gòu)造-巖漿活動(dòng)十分發(fā)育，中上地殼廣泛發(fā)育多期巖漿活動(dòng)(呂慶田等，2015)。反射地震研究結(jié)果表明，長(zhǎng)江中下游地區(qū)的上地殼沉積層厚度約為7～13km，而中下地殼的前寒武紀(jì)基底厚度約為9～17km(呂慶田，2015(2)呂慶田.2015.長(zhǎng)江中下游成礦帶中段深部地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目.北京:中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所)。區(qū)內(nèi)存在多種基底(常印佛等，1996)，自北向南依次為“張八嶺式”基底、“崆嶺-董嶺式”基底和“江南式”基底。因此，我們認(rèn)為成礦帶中下地殼高阻體為受中生代巖漿活動(dòng)影響/改造的變質(zhì)基底與巖體的混合反應(yīng)，而上地殼高阻體為古生代-中生代沉積地層與侵入巖體的綜合反映。由于致密沉積巖、火山巖、巖漿巖、前寒武基底均表現(xiàn)為高阻特征且?guī)r漿侵位復(fù)雜，導(dǎo)致無(wú)法根據(jù)電阻率結(jié)構(gòu)分辨各巖層(體)的范圍。

4.2 長(zhǎng)江中下游成礦帶成礦系統(tǒng)的深部背景

長(zhǎng)江中下游成礦帶位于揚(yáng)子和華北地塊的碰撞縫合帶，中生代以來(lái)經(jīng)歷了兩期主要構(gòu)造活動(dòng)。印支期-早燕山期以擠壓應(yīng)力背景為主，揚(yáng)子地塊向北俯沖并與華北地塊碰撞(宋傳中等，2010)，隨后又發(fā)生了陸內(nèi)俯沖事件(呂慶田等，2015；Zhangetal.,2019b)，俯沖板片在高溫、高壓環(huán)境下，發(fā)生變質(zhì)和脫水熔融(鄭永飛等，2015)。而燕山期以伸展應(yīng)力背景為主，隨著陸內(nèi)俯沖板片的拆離和下沉，研究區(qū)應(yīng)力體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展(Zhangetal.,2019b,2020,2021a)。在此過(guò)程中俯沖板片的脫水、熔融等對(duì)上覆“地幔楔”的改造使金屬物質(zhì)富集，并伴隨深部熱物質(zhì)上涌(底侵)至殼幔邊界，通過(guò)MASH(熔融、同化、存儲(chǔ)、均化)過(guò)程形成初級(jí)含礦巖漿，從而形成原始的成礦帶中下地殼高導(dǎo)層(C，圖3-圖6)。大量的巖石地球化學(xué)證據(jù)表明，長(zhǎng)江中下游成礦帶晚中生代中酸性巖漿巖含有幔源物質(zhì)，由幔源巖漿與下地殼物質(zhì)混合形成(常印佛等，1991；周濤發(fā)等，2016)。因此，地幔物質(zhì)上涌、下地殼部分熔融以及殼幔物質(zhì)混染，共同組成成礦系統(tǒng)的深部物源要素。

以往地球物理、巖石地球化學(xué)和礦床學(xué)研究成果表明，深大斷裂帶對(duì)礦床的分布有明顯的控制作用(呂慶田等，2015；周濤發(fā)等，2016)，是成礦系統(tǒng)中的通道要素。其中，長(zhǎng)江斷裂、主逆沖斷裂以及江南斷裂帶(分支)是成礦帶三條大型逆沖構(gòu)造，由地表延伸至中地殼(圖3-圖6；呂慶田等，2015；Zhangetal.,2019a，2021a)?；诒疚碾娦越Y(jié)構(gòu)模型，我們發(fā)現(xiàn)這三條深大斷裂均與下地殼高導(dǎo)層(C)相連，具有一定程度的同源性，在一定程度上證明了長(zhǎng)江中下游成礦帶具有相對(duì)統(tǒng)一成礦系統(tǒng)和深部背景(呂慶田等，2020)的認(rèn)識(shí)。殼幔邊界經(jīng)MASH過(guò)程形成的成礦巖漿及流體，通過(guò)這些“煙囪式”管道(深斷裂)向上遷移至中地殼，由于脆性上地殼的阻擋，在韌性-脆性過(guò)渡區(qū)堆積形成次級(jí)巖漿房(圖5、圖6中高導(dǎo)層C的淺層部分)。

4.3 長(zhǎng)江中下游成礦帶成礦系統(tǒng)的深部過(guò)程

地質(zhì)年代學(xué)研究結(jié)果顯示長(zhǎng)江中下游地區(qū)不同礦集區(qū)的成礦時(shí)代階段性大致分為145～137Ma、135～127Ma、126～123Ma等三個(gè)階段(周濤發(fā)等，2016)。其中，145～137Ma的巖漿活動(dòng)是銅金礦化的主要時(shí)期，主要為矽卡巖斑巖型和角礫巖筒型銅礦；135～127Ma的巖漿活動(dòng)是鐵礦化的主要時(shí)期，主要為“玢巖型”鐵(硫)礦床(也稱(chēng)為磁鐵礦磷灰石型礦床)和矽卡巖斑巖型鐵礦(呂慶田等，2020；周濤發(fā)等,2012a)。區(qū)內(nèi)與銅鐵成礦系統(tǒng)相關(guān)的巖漿-成礦作用相差約10Myr。成礦巖體Hf同位素組成數(shù)據(jù)顯示早期銅礦的εHf(t)相對(duì)于后期鐵礦和火山巖明顯偏低(劉彬，2018及其參考文獻(xiàn))，意味著含礦熱液混染了更多的地殼物質(zhì)。早期銅礦，特別是安慶-貴池和南陵-宣城礦集區(qū)的隱暴角礫巖銅礦，很可能受控于應(yīng)力體制由擠壓向伸展的轉(zhuǎn)換，形成于轉(zhuǎn)換過(guò)程的發(fā)育早期(Zhangetal.,2021a)。因此，含礦熱液由物源區(qū)向“儲(chǔ)層”遷移的過(guò)程中，遷移通道相對(duì)狹窄、遷移路徑相對(duì)較長(zhǎng)，并且很可能穿過(guò)韌性-脆性過(guò)渡區(qū)后再次富集、分異，形成“次級(jí)源區(qū)”并與地殼物質(zhì)混染(圖7a)。而晚期鐵礦，形成時(shí)間略晚于堿性火山巖，屬于應(yīng)力轉(zhuǎn)換過(guò)程的發(fā)育晚期，物質(zhì)遷移通道基本發(fā)育完全，含礦熱液直接由物源區(qū)遷移至地殼淺表，過(guò)程中基本沒(méi)有與地殼物質(zhì)再次混染(圖7b)。我們認(rèn)為應(yīng)力體制轉(zhuǎn)換過(guò)程先后控制了成礦帶內(nèi)銅、鐵元素富集及其巖漿-成礦系統(tǒng)。

5 結(jié)論

本文借助成礦系統(tǒng)概念和理論，分析了長(zhǎng)江中下游成礦帶內(nèi)寧蕪、廬樅、南陵-宣城和安慶-貴池礦集區(qū)的深部地殼電性結(jié)構(gòu)，建立深部電性特征與成礦系統(tǒng)中物質(zhì)活動(dòng)空間、深部背景和過(guò)程等“源、運(yùn)”要素之間的聯(lián)系，有助于進(jìn)一步理解長(zhǎng)江中下游成礦帶的深部物質(zhì)來(lái)源及物質(zhì)遷移過(guò)程，服務(wù)深部找礦工作。主要結(jié)論如下：

(1)成礦帶內(nèi)中下地殼普遍存在高導(dǎo)層，指示著曾經(jīng)發(fā)生的部分熔融及其與上地幔物質(zhì)的混染作用空間。本文認(rèn)為板塊碰撞以及隨后的陸內(nèi)俯沖使俯沖板片在一定深度下發(fā)生脫水和部分熔融，隨后俯沖板片斷離，應(yīng)力體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展，含水流體不斷上升并與地殼混染，在殼幔邊界通過(guò)MASH過(guò)程形成含礦巖漿。

(2)成礦帶內(nèi)中上地殼的主要垂向低阻帶對(duì)應(yīng)于區(qū)內(nèi)主要斷裂，如長(zhǎng)江深斷裂、主逆沖斷裂、滁河斷裂、高坦斷裂、江南斷裂(分支)等。斷裂帶與中下地殼低阻層相連，具有一定程度的同源性，是深部物質(zhì)上涌的通道，控制著淺部成巖-成礦作用。

(3)成礦帶內(nèi)主要深部通道發(fā)育時(shí)間約為10Myr，指示著區(qū)域應(yīng)力體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展的時(shí)限。區(qū)內(nèi)早期銅礦含礦熱液由源區(qū)向上地殼遷移的過(guò)程中，通道相對(duì)狹窄、路徑相對(duì)較長(zhǎng)，熱液混染了更多的地殼物質(zhì)，對(duì)應(yīng)于應(yīng)力轉(zhuǎn)換初期；而晚期鐵礦含礦熱液通過(guò)較寬的通道直接遷移至地殼淺表，殼?；烊究赡軆H限于初期熱液形成階段。

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