武夷山成矿带及邻区上地幔速度结构及其对燕山期岩浆-成矿活动的启示*

徐峣 张永谦 严加永 徐志伍 陈淼,3 王栩,3 陈昌昕,4 张文文

1.中国地质科学院，北京 100037 2.中国地质调查局中国地质科学院地球深部探测中心，北京 100037 3.中国地质大学(北京)，北京 100083 4.自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

武夷山Cu-Pb-Zn多金属成矿带(武夷山成矿带)地处华夏地块东部，在整体上表现为南西-北东走向的梭子形(丁建华等，2016；林吉焱等，2020；图1)。受长期构造演化和变形的影响，武夷山成矿带自燕山期以来经历了岩石圈减薄以及多期次、大规模的岩浆活动，形成了良好的成矿条件，成为多种金属矿产资源的富集区(舒良树，2012；丁建华等，2016；林吉焱等，2020；Yanetal.，2021；赵正等，2022)。已有的研究结果表明，武夷山成矿带燕山期花岗质火山-侵入岩十分发育(Zhouetal.，2006；毛建仁等，2014；郭良辉等，2016；阳杰华等，2017；Guo and Gao，2018；Guoetal.，2019；Zhangetal.，2021b；Zhaoetal.，2021；图2)，且Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Sn、Fe等金属矿产资源异常丰富，目前已发现约110余种矿产，超过1200余处矿产地(丁建华等，2016)，包括著名的紫金山金铜矿(张德全等，2001a，b)、马坑铁钼矿(张承帅等，2012)以及大排铁铅锌矿(赵希林等，2017)，等等。

武夷山成矿带燕山期岩浆-成矿活动的动力学过程一直是学者们研究的热点。毛建仁等(2010)根据地质构造演化、岩浆活动以及矿种类型等特征，将武夷山成矿带燕山期构造-岩浆-成矿活动划分为四个主要的阶段：即早燕山裂陷扩张期、早燕山陆块挤压重熔期、晚燕山底侵伸展期及晚燕山扩张裂解期。近些年来，随着地球科学的不断发展，越来越多的证据表明，浅地表的岩浆-成矿活动可能受控于深部地球动力学过程(吕庆田等，2014，2015，2019，2020)，深部物质与能量交换的地球动力学过程，控制着自然资源的分布情况，是理解岩浆-成矿活动的核心(董树文等，2014)。作为华南板块(华夏地块)的重要组成部分之一(张永谦等，2019；Zhangetal.，2021a)，武夷山成矿带地处欧亚板块与西太平洋板块、印澳板块汇聚拼合的最前端(丁建华等，2016)，因此其燕山期岩浆-成矿活动必然受到了诸多动力学过程的影响和制约。目前，已有不少学者构建了武夷山成矿带燕山期岩浆-成矿活动的深部动力学过程和模式，并且多认为武夷山成矿带燕山期岩浆-成矿活动发生于岩石圈伸展减薄的构造背景下，且与幔源物质的上涌以及壳幔物质的相互作用密切相关(Zhou and Li，2000；张德全等，2001a，b；毛建仁等，2004a，b，2010；毛景文等，2004，2008；Zhouetal.，2006；张承帅等，2012；He and Santosh，2016；阳杰华等，2017；赵希林等，2017；Guoetal.，2019；罗凡等，2019；张永谦等，2019；Zhangetal.，2020，2021a，b；Linetal.，2021；Yanetal.，2021；刘鹏等，2021)。

然而学者们关于武夷山成矿带燕山期岩浆-成矿活动深部动力学过程的研究，大量证据主要来自岩石学、地球化学以及同位素测年的结果(Zhou and Li，2000；毛建仁等，2004a，b，2010；毛景文等，2004，2008；Zhouetal.，2006；刘鹏等，2021；Zhaoetal.，2021)，来自地球物理的证据仍略显不足，且缺乏针对性(He and Santosh，2016；罗凡等，2019；张永谦等，2019；Zhangetal.，2020，2021a，b；Linetal.，2021；Yanetal.，2021；席家骥等，2021)。与岩石学、地球化学等方法不同，地球物理方法在探测地球深部结构方面具有明显的优势，可获得来自地壳乃至地幔的物性结构信息。通过在成矿带开展多尺度的综合地球物理探测，不仅有助于理解成矿带成矿的深部动力学过程，同时还有助于建立成矿模型，开展深部找矿预测，这一思路已经在长江中下游成矿带取得了较为成功的应用(吕庆田等，2014，2015，2019，2020)。因此，在武夷山成矿带开展类似的工作也十分必要。基于以上原因，本研究通过搜集武夷山成矿带及邻区宽频地震台站的数据，采用远震走时层析成像的方法构建了武夷山成矿带及邻区上地幔P波速度结构，为探讨武夷山成矿带燕山期岩浆-成矿活动的深部动力学过程提供新的证据和约束。

1 武夷山成矿带及邻区天然地震层析成像研究现状

迄今为止，学者们在武夷山成矿带及邻区开展了大量的天然地震层析成像工作，不少学者的大区域层析成像研究均不同程度涉及武夷山成矿带及邻区(朱介寿等，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；张昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。在这些大区域层析成像研究中，无论是传统的体波走时层析成像(He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；Huangetal.，2021)、有限频层析成像(Sunetal.，2016)、面波层析成像(朱介寿等，2002)，还是P波各向异性层析成像(Jiangetal.，2021)，均表明武夷山成矿带及邻区的上地幔存在着比较显著的低速异常，且这些低速异常几乎覆盖了整个华夏地块，不少学者据此认为华夏地块的软流层物质较为发育，且岩石圈较热，可能存在来自上地幔底部或者地幔过渡带，甚至是下地幔的热物质的上涌(朱介寿等，2002；Jiangetal.，2015；Sunetal.，2016；Lietal.，2018；张昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。部分学者认为这些热物质的上涌可能与海南地幔柱有关(Huang，2014；Jiangetal.，2021)。也有一些学者发现武夷山成矿带及邻区上地幔的低速异常与地表的矿床在空间上具有很好的对应关系，暗示着这些上地幔的热物质可能在一定程度上控制着地表的岩浆-成矿活动(He and Santosh，2016)。

小区域层析成像可对武夷山成矿带及邻区上地幔的低速异常进行更加精细的约束(Huangetal.，2010；Zhengetal.，2013；吕作勇等，2017；曲平等，2020；席家骥等，2021)，但由于使用的成像方法、研究区域以及原始数据的不同，不同学者对低速异常结构及空间位置的刻画还存在着差异，进而导致对其认识仍然存在着分歧。如一些学者认为武夷山成矿带上地幔的低速异常可能代表了晚中生代期间的岩浆房和岩浆通道，是晚中生代大规模岩浆活动的深部物质来源(Huangetal.，2010)。这些学者同时指出，新生代的大地幔对流会引起下地幔物质进入上地幔，同样会沿着该岩浆通道上涌到浅部形成低速异常(于大勇等，2016)。另有一些学者认为，武夷山成矿带上地幔的低速异常代表了上涌的软流圈热物质，但这些热物质上涌的机制受控于南海海盆的演化以及海南地幔柱向北东方向的运移，并且可能为新生代的岩浆活动提供了深部物质来源(吕作勇等，2017；曲平等，2020)。此外，已有的小区域层析成像研究仍存在着一些不足。如席家骥等(2021)仅使用了一条天然地震剖面的数据进行壳幔速度结构研究，因此其成像结果无法较好地反映三维立体结构；而吕作勇等(2017)使用的台站大部分位于华夏地块西部(武夷山以西)，因此其结果对武夷山成矿带深部结构的约束会略显不足，且他们更侧重于海南地幔柱的演化过程，并未对武夷山成矿带燕山期岩浆-成矿活动的深部动力学机制进行探讨。综上，仍需在武夷山成矿带及邻区开展针对性的天然地震层析成像工作，以便厘清上地幔低速异常的结构，进而探讨其起源和演化机制以及对地表岩浆-成矿活动的影响和制约。

2 方法和数据

本研究采用Zhaoetal.(1992，1994，2009)提出的天然地震层析成像方法(TOMOG3D)构建武夷山成矿带及邻区上地幔速度结构。TOMOG3D是目前较为成熟的体波走时层析成像方法之一，通过对研究空间进行三维网格剖分，采用LSQR(Paige and Saunders，1982a，b)反演每个网格节点的速度异常进行成像，已经被广泛地应用于地球深部结构探测和深部动力学的研究中(Huang and Zhao，2006；Jiangetal.，2013，2015；Zhengetal.，2013；Huang，2014；张昌榕等，2018；Huangetal.，2021)。

本研究的研究区域位于112°～122°E、22°～30°N之间，所用到的地震台站如图1所示，这些台站均位于华夏地块，共计157个。其中固定台站共计98个(CDSN；图1红色实心三角形)，这批数据来自中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(国家测震台网数据备份中心，2007(1)国家测震台网数据备份中心.2007.国家测震台网地震波形数据.中国地震局地球物理研究所.doi:10.11998/SeisDmc/SN,http://www.seisdmc.ac.cn；郑秀芬等，2009)，数据记录的时间为2016.01-2016.12。流动台站共计59个，由两部分组成：第一部分流动台站呈线性分布，其平均间距约为10km，共计40个(IMR；图1蓝色空心三角形)，由中国地质科学院矿产资源研究所布设，数据记录的时间为2017.03-2018.04；第二部分流动台站呈面状分布，其平均间距约为40km，共计19个(PKU；图1蓝色实心三角形)，由北京大学布设，数据记录的时间为2017.04-2018.04。

为获得高质量的走时数据，主要采取以下流程进行数据处理：(1)对远震事件进行筛选，选取震中距位于28°～90°之间，且震级大于M5.5的远震事件，同时每个远震事件至少被10个台站所记录。满足条件的远震事件共计278个，其中固定和流动台站记录到的远震事件个数分别为145个和133个(图3)；(2)对记录的垂向分量波形数据进行去均值、去趋势以及带通滤波(0.05～1Hz)(图4a-c)，剔除信噪比较低的波形数据，并手动拾取P波到时(精度约0.10s)；(3)利用Zhaoetal.(1994)提出的方法计算相对走时残差，剔除绝对值大于2.0s的相对走时残差；(4)对获得的相对走时残差数据重新分析(即质量控制)，剔除不合理的相对走时残差数据，提高数据质量。以图4所示的某远震事件波形为例(具体数据见表1)，台站A006的相对走时残差在进行质量控制前为-1.60s，虽然满足绝对值小于2.0s的要求，但是通过进一步分析发现，除台站A006以外，所有台站的相对走时残差的绝对值均未超过0.6s，且台站A006与A007记录到的地震波应该具有几乎相同的射线路径(图4d；两个台站的间距只有10km)，因此本研究认为台站A006的相对走时残差虽然满足筛选条件，但不合理。由图4a可以看出：相对其他台站，台站A006记录波形的理论到时与实际到时更加接近，推测可能是由于台站的GPS授时产生误差所导致。故本研究将A006的数据剔除，然后再重新计算相对走时残差，此时剩余台站的相对走时残差减小0.05s(表1)。

表1 质量控制前后各台站的相对走时残差(图4示例波形)Table 1 The relative travel time residuals before and after quality control (seismograms in Fig.4)

经过以上步骤的数据处理，最终共获得15154条高质量的相对走时残差数据，其中固定和流动台站记录的数据分别为10442条和4712条。图5a为各台站的平均相对走时残差分布图，大致以115°E为界，位于华夏地块西部的台站的平均相对走时残差以正值为主，而位于华夏地块东部的台站的平均相对走时残差则以负值为主，与已有的结果比较吻合(吕作勇等，2017)。说明华夏地块西部地壳和上地幔顶部的平均速度结构以低速为主，而华夏地块东部地壳和上地幔顶部的平均速度结构以高速为主，这与层析成像结果也具有很好的对应关系(图5b,c)。

3 检测板测试

在利用TOMOG3D方法对实测数据进行反演之前，需要确定最佳的网格剖分间距(Zhaoetal.，1992，1994)。检测板测试是获得最佳网格剖分间距的一种有效方法。首先在网格节点赋予正、负相间的速度扰动(通常相对全球一维速度模型，如PREM模型(Dziewonski and Anderson，1981)或IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)等)，建立一个复杂三维速度理论模型(图6a)；然后按照台站(图1)和地震事件(图3)的实际位置在复杂三维速度理论模型(记为理论模型)里进行三维射线追踪，生成“理论走时数据”；接着利用“理论走时数据”进行反演，从而获得三维速度模型(记为反演模型)；最后对比理论模型与反演模型之间的差异，确定各网格节点速度异常的恢复程度(图6b-i)。如果理论模型能够被很好的恢复，则说明网格剖分间距比较合理，进而表明反演结果的可信性；否则，需要调整网格的剖分间距，直到获得合理的恢复度(席家骥等，2021)。

本研究的检测板测试采用IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)作为初始速度，在相邻网格节点上分别赋予±3%的速度扰动进行射线追踪得到理论走时数据，并对理论走时数据添加方差为0.10s的随机误差用于模拟随机噪声。图6b-i显示了最佳网格剖分模型的检测板测试结果：在水平方向上，网格间距在黑框内为0.8°×0.75°，在黑框外均为1°(图6a)；在垂向上，共设置了8个水平层，分别设置在10km、50km、120km、200km、280km、360km、440km和500km的深度(图6b-i)。由图6b-c可以看出，10km和50km两个水平层的检测板测试结果相对较差，仅台站下方的分辨率较好，这是因为远震射线几乎近垂直经过上地幔顶部及地壳到达台站，导致射线在地壳内的交叉程度较差且分布不均匀(江国明等，2014；徐峣等，2014)。随着深度的增加，检测板测试结果逐渐得到改善(图6d-i)，并在200～500km的深度范围内比较稳定，大部分地区的速度扰动可以很好地被恢复出来。从整体上看，虽然部分地区浅部未能得到有效的检测板测试结果，但华夏地块，特别是武夷山成矿带及邻区的检测板测试结果均比较理想，能够满足研究需要。

4 层析成像结果

在反演时，阻尼因子可用于平衡走时残差均方根和模型方差之间的关系，因此选取合适的阻尼因子至关重要。经过多次测试，本研究选取17作为最佳的阻尼因子(图7)。

4.1 水平剖面层析成像结果

图5展示了水平剖面的层析成像结果。由图中可以看出，华夏地块地壳和上地幔顶部的速度结构比较一致(图5b,c)。东部(武夷山成矿带及其东侧)以高速异常为主，而西部(南岭成矿带)则表现为大范围的低速异常。这与台站的平均相对走时残差分布情况基本一致(图5a)。推测华夏地块东部上地壳(图5b)的高速异常可能反映了武夷山成矿带地表大范围的隆起特征或者无沉积层覆盖(刘建华等，1995)，而华夏地块西部上地壳的低速异常(图5b)，可能与上地幔热物质上涌有关(图5c-g和图8b)。

随着深度的增加，华夏地块上地幔表现为大范围的低速异常(图5d-g)，与已有的层析成像结果基本一致(朱介寿等，2002；Li and van der Hilst，2010；Jiangetal.，2015；He and Santosh，2016；Xiaetal.，2016；张昌榕等，2018；曲平等，2020；Huangetal.，2021)，说明华夏地块上地幔存在着大规模的热物质。上地幔内的高速异常则主要位于台湾岛以及扬子地块部分地区(图5d-g)。这些高速异常在已有的层析成像结果中也有相应的表现(Huangetal.，2010，2021；Zhaoetal.，2012；Zhengetal.，2013；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；张昌榕等，2018；曲平等，2020)。结合已有的研究，本研究推测台湾岛下方上地幔内的高速异常可能为新生代以来向菲律宾海板块下方俯冲并发生断离的欧亚板块(图5f-g)。而扬子地块内的高速异常则可能为晚中生代以来扬子地块岩石圈发生变形改造所留下的痕迹(Huangetal.，2010；图5f)，或者指示了来自华夏地块的地幔热物质对扬子地块岩石圈的“侵蚀”的过程(曲平等，2020；图5g)。

在440km水平层(图5h)，华夏地块下方的低速异常开始逐渐收缩，并在500km的水平层向南迁移(图5i)。此外，研究区域内的扬子地块下方的地幔过渡带内存在大范围的高速异常，该高速异常在500km水平层仍然比较清晰，且主要位于26°N以北的地区(图5h,i)。结合已有的层析成像和CCP叠加结果，本研究认为该高速异常为中生代以来向华南板块俯冲并且滞留在地幔过渡带内的古太平洋板块(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014，2021；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；张昌榕等，2018；Hanetal.，2020)。

4.2 垂直剖面层析成像结果

图8a-b为垂直剖面的层析成像结果，剖面的位置如图5b所示。剖面AA’为北西-南东走向，与流动台站的位置重合；剖面BB’为南西-北东走向，与华夏地块的走向基本一致。不难发现，武夷山成矿带及其东侧的上地幔存在着两个比较显著的低速异常(L1、L2；图8a,b)。这两个低速异常主要位于200～400km的深度且互相连通，说明华夏地块东部上地幔的热物质存在着大规模的横向流动和能量交换。东南沿海地幔过渡带同样存在着一个显著的低速异常(L3；图8a)，表现为自南东向北西上涌的趋势，并在上地幔与L1相连通，说明武夷山成矿带深部可能存在着一个向北西倾斜的地幔柱或者热物质上涌的通道。此外，南岭成矿带下方的低速异常也比较显著，从上地壳一直向下延伸到上地幔(L4；图8b)，说明南岭成矿带在深部可能同样存在着一个热物质上涌的通道。

除了低速异常，在武夷山成矿带上地幔的顶部同时还存在着一个显著的高速异常，该高速异常的厚度约为100km，且在东南端相对较薄(图8a,b)。S波接收函数结果表明(Lietal.，2013；叶卓等，2014；张耀阳等，2018)，武夷山成矿带的岩石圈厚度在70～100km左右。据此可推测该高速异常可能代表了武夷山成矿带下方的岩石圈。与S波接收函数结果相比，远震层析成像对岩石圈结构的分辨能力不是很敏感，但仍能还原出部分信息，如Jiangetal.(2013)利用相同的方法，得到了长江中下游成矿带现存岩石圈的痕迹。另一个比较显著的高速异常则位于东南沿海地区约80～250km的深度(图8a)。该地区位于欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲的最前端，推测其下方的高速异常可能表征了欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲后遗留的痕迹(Huangetal.，2010，2021；Zhengetal.，2013)。

4.3 可恢复测试

为进一步验证层析成像结果的可靠性，本研究进行了可恢复测试。可恢复测试的思路和流程与检测板测试基本一致，只是网格节点上的速度扰动值由检测板测试中的±3%替换成实际的反演结果值(或稍作修改后的结果)。相对检测板测试，可恢复测试的优点在于更加接近真实情况。通过分析主要速度异常的恢复程度，可进一步检验其可靠性，提高了对复杂速度结构的检测效果。为模拟随机噪声的影响，对理论计算得到的走时数据仍然加入了方差为0.10s的随机误差。图8c-d为两条剖面的可恢复测试结果。通过与图8a-b进行对比，主要的速度异常均能够被恢复出来，进一步佐证了本研究获得的速度异常的可靠性。

5 讨论

5.1 华夏地块东部上地幔低速异常(L1、L2)

本研究最主要的结果是在武夷山成矿带及其东侧上地幔200～400km的深度范围识别出显著的低速异常(L1、L2)，这些低速异常基本涵盖了华夏地块东部(图5e-g)，与已有的研究比较一致(朱介寿等，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；席家骥等，2021)。这些速度结构反映出华夏地块东部上地幔目前仍存在着热物质的富集区，且热物质在这些富集区之间进行着大规模的横向流动(图8a,b)，进而导致华夏地块东部的上地幔表现为大范围的低速异常(图5e-g)。但关于这些热物质的起源，学者们的意见并未统一。有些学者认为可能与海南地幔柱有关(吕作勇等，2017；曲平等，2020)，这一认识主要基于华夏地块上地幔的低速异常与海南地幔柱相连通(Huang，2014；Xiaetal.，2016；吕作勇等，2017)。但从本研究的结果看，海南地幔柱对华夏地块东部的影响似乎有限。如图5和图8b所示，华夏地块西部(L4)受海南地幔柱的影响相对较多，而在华夏地块东部，L1受海南地幔柱的影响可能仅限于L4与L1之间热物质的横向流动，L2受到的影响则会更小。因此，似乎无法将L1、L2的起源均归因于海南地幔柱。另一方面，来自地球物理、地球化学、矿物化学以及数值模拟的大量证据表明(鄢全树和石学法，2007)，南海的形成演化以及海南地幔柱对华夏地块产生显著影响的时期主要发生在新生代，而武夷山成矿带及邻区在燕山期已发生了多期次、大规模的岩浆-成矿活动(图2)。因此，如果将L1、L2的起源归因于海南地幔柱，那就意味着L1、L2与武夷山成矿带及邻区燕山期岩浆-成矿活动没有太大的关系，这与一些学者的发现也不相符(He and Santosh，2016)。综上，本研究认为海南地幔柱可能对L1、L2目前的结构和形态、甚至对武夷山成矿带及其东侧新生代以来的岩浆活动起到了影响，但并非是L1、L2起源的深部机制。

除了海南地幔柱的观点，还有部分学者认为热物质的起源与古太平洋板块的俯冲有关(Sunetal.，2016)。中生代以来，古太平洋板块向华南大陆下方的低角度俯冲导致整个中国东部地区发生了大规模的弧后伸展作用(舒良树，2012)，目前，俯冲的古太平洋板块已经部分滞留在地幔过渡带中(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014；Jiangetal.，2015，2021；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；张昌榕等，2018；Hanetal.，2020；图5h,i)。该过程不仅造成了华南板块的岩石圈发生大规模伸展减薄，这在本研究的结果中也有所表现——武夷山成矿带岩石圈的厚度目前仅为100km左右(图8a,b)，推测为岩石圈经历减薄后所残留的痕迹，同时在岩石圈伸展减薄的背景之下，还会引起巨量花岗岩浆的上升侵位(舒良树，2012)。Jiangetal.(2015，2021)指出，低速异常可在上地幔存在超过100～150Myr甚至更久，因此，燕山期以来形成的热物质状态仍可被天然地震层析成像方法识别出来。据此，本研究推测L1、L2的起源可能与古太平洋板块的俯冲有关。古太平洋板块的快速俯冲导致上地幔底部及地幔过渡带内产生大量水，进而出现部分熔融并且上涌(Zhaoetal.，2009；Zhao and Ohtani，2009)。上涌的热物质在上地幔某区域内富集，从而形成地幔楔，且热物质在这些地幔楔之间也进行着横向流动(图8b)。在本研究中，L2位于俯冲的古太平洋板块的上方，是板块俯冲脱水导致热物质上涌的直接证据(图8b)。这些幔源热物质继续上升侵位，并与地壳物质发生相互作用，进而导致武夷山成矿带及邻区爆发大规模的岩浆-成矿活动。H-κ接收函数结果显示武夷山成矿带相对较高的波速比(Vp/Vs)很可能是晚中生代基性岩浆底侵的结果(Heetal.，2013；Guoetal.，2019；张永谦等，2019；Zhangetal.，2021a，b；杨晓瑜和李永华，2021)，这一观点不仅得到了重力资料的支持(Yanetal.，2021)，且非常契合本研究的推断。此外，岩石学和地球化学证据也支持了本研究的观点(张德全等，2001a，b；毛建仁等，2004a，b，2010；赵希林等，2017；刘鹏等，2021)。毛建仁等(2004a，b)在闽西南开展的同位素年代学和地球化学的研究结果表明，四方岩体的形成与幔源的基性岩浆有关；刘鹏等(2021)对东南沿海早白垩世Sn(W)成矿事件进行了系统的总结，发现与成矿有关的黑云母花岗岩和花岗斑岩在成岩过程中有较多新生地壳和地幔物质的加入，推测可能形成于岩石圈的伸展背景之下。

至于为何未在L1的下方发现俯冲的古太平洋板块，本研究认为可能与古太平洋板块的后撤有关(Zhangetal.，2021b)，这一过程不仅导致华夏地块地幔过渡带俯冲板块的缺失(Huang and Zhao，2006；Huangetal.，2014；He and Santosh，2016；He and Zheng，2018；Hanetal.，2020；图5h,i)，同时还造成了成矿活动从内陆到沿海逐渐发生的趋势。Zhou and Li(2000)的研究结果表明，武夷山成矿带及邻区存在着一个巨型花岗质火山-侵入岩带，且带内燕山期火山-侵入岩的年龄表现为自西北内陆向东南沿海逐渐减小的趋势，说明武夷山成矿带及邻区燕山期岩浆-成矿活动逐步从内陆向沿海地区进行迁移。该现象可能在深部机制上受控于古太平洋板块的后撤(Zhouetal.，2006；刘鹏等，2021)。随着古太平洋板块的后撤，前期形成的地幔楔(L1)被保留了下来，并持续对地表的岩浆-成矿活动产生影响。在闽西南地区开展的一系列地球化学和同位素测试的结果表明越至晚期形成的岩石中地幔组分含量越高，随着时间的推移，幔源岩浆在岩浆形成过程中的参与程度逐渐加大，壳幔作用更加剧烈(毛建仁等，2004a，b；赵希林等，2017)。此外，古太平洋板块的后撤还导致上地幔产生横向的应力，进一步加强了热物质在地幔楔之间的横向流动和能量交换(图8b)。

5.2 东南沿海地幔过渡带及华夏地块西部上地幔低速异常(L3、L4)

除了L1、L2两个显著的低速异常，本研究还分别在东南沿海地幔过渡带及华夏地块西部上地幔发现了显著的低速异常(L3和L4)。在图8a中，L3与L1相连通，表现出自南东向北西逐渐上倾的趋势。自新生代以来，欧亚板块与菲律宾海板块在琉球岛弧、台湾岛等地发生了复杂的碰撞俯冲(Li and van der Hilst，2010)，特别是在台湾岛下方，向下俯冲的欧亚板块发生了断离，并且断离的板块已经进入了地幔过渡带当中(Huangetal.，2010；Zhengetal.，2013；图5f,g)，导致地幔过渡带产生大尺度的地幔对流以及热物质的上升侵位，引起地幔过渡带甚至下地幔的物质进入上地幔(Huangetal.，2010；于大勇等，2016)。因此，本研究认为L3可能代表新生代以来欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲所产生的热物质。从整体来看，L3和L1组成了热物质上涌的通道，新生代热物质沿着通道上涌，然后再通过地幔楔进行横向扩散，或者进一步上涌，对武夷山成矿带及邻区新生代的岩浆活动起到了一定的影响。

L4主要位于南岭成矿带南部及其以南的地区(图5和图8b)，且L4可从上地壳一直向下追溯，结合已有的结果(Huang，2014；Xiaetal.，2016；吕作勇等，2017；图1)，L4在上地幔与L1及海南地幔柱相连通，在地幔过渡带与L3相连通。已有的研究结果表明，南岭成矿带及其邻区W-Sn等金属矿产资源比较发育(毛景文等，2007；Zhaoetal.，2018a，b，2021)，毛景文等(2007)认为，南岭地区中生代大规模W-Sn成矿活动主要爆发在中晚侏罗世，在时间上与古太平洋板块俯冲所导致的花岗岩活跃期具有很好的相关性(张永谦等，2019)。但中晚白垩世以来，华夏地块西部并未出现大规模火山-岩浆活动，造成这一现象的主要原因可能与古太平洋板块停止俯冲有关(毛景文等，2007)。层析成像及CCP叠加的结果也未在华夏地块西部的地幔过渡带发现俯冲的古太平洋板块的痕迹(Huangetal.，2014；Jiangetal.，2015；Hanetal.，2020；图5)。因此本研究推测，L4最初的形成可能受控于古太平洋板块的俯冲，并与华夏地块东部上地幔的地幔楔(L1、L2)进行着热物质的交换(图8b)，但晚燕山期以来受古太平洋板块俯冲的影响逐渐减弱。本研究认为L4目前更可能代表了一个热物质上涌的通道，其形成与古太平洋板块的俯冲有关，但随着时间的推移，海南地幔柱、欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲所产生的热物质陆续加入并沿着该通道上涌(图5和图8b)。L4为何可以一直向上进入上地壳？华夏地块西部相对较低的波速比(Vp/Vs)和相对较薄的地壳暗示着该地区基性下地壳物质的缺失，可能发生过下地壳的拆沉(Heetal.，2013；Zhangetal.，2021a；杨晓瑜和李永华，2021)，从而在地壳内形成大范围的低速异常。由于南岭成矿带不是本研究的重点，故在此不再进行深入的探讨。

6 结论

本研究利用15154条高质量远震P波到时数据，针对武夷山成矿带及邻区开展了远震体波走时层析成像研究，构建了武夷山成矿带及邻区深至500km的上地幔三维速度结构模型。

(1)武夷山成矿带及其东侧上地幔内的低速异常主要位于200～400km深度范围内，代表了热物质富集的地幔楔，其形成可能与古太平洋板块的俯冲和脱水有关，同时可能还受到了新生代海南地幔柱以及欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲所产生的热物质的影响。

(2)东南沿海地幔过渡带的低速异常代表了新生代以来欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲所产生的热物质；而南岭成矿带下方的低速异常一直从上地幔延伸到上地壳，其形成演化受到了古太平洋板块俯冲、海南地幔柱以及欧亚板块与菲律宾海板块碰撞俯冲的共同影响，可能代表了一个热物质上涌的通道。

(3)武夷山成矿带燕山期大规模的岩浆-成矿活动可能与古太平洋板块的俯冲和后撤有关。

致谢感谢匿名审稿专家提供的宝贵意见和建议；感谢日本东北大学赵大鹏教授提供的层析成像程序；感谢中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心提供的远震波形数据资料(doi:10.11998/SeisDmc/SN，http://www.seisdmc.ac.cn)；感谢北京大学盖增喜副教授、冯永革老师提供的部分流动台站的波形数据资料；本研究的图件由GMT6绘制，感谢Wesseletal.(2019)提供的免费作图软件；感谢罗凡等人在野外数据采集过程中的辛苦付出。