长江中下游成矿带岩浆-成矿系统深部背景和过程的电性结构约束*

张昆 吕庆田** 满祖辉,3 兰学毅 郭东 陶龙 赵金花

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(武汉)，武汉 430074 4.安徽省勘查技术院，合肥 230041

长江中下游地区是我国重要的成矿带，位于安徽、江苏、湖北和江西四省，构造上属大别-苏鲁造山带的碰撞前陆，由扬子和华北地块沿襄樊-广济断裂和郯庐断裂带经俯冲-碰撞后形成(Faureetal.,2001)。中生代长期构造作用和多期大规模岩浆活动，在成矿带不同区域产生不同类型的矿化作用，形成了丰富的铁、铜、金等多金属矿床(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；周涛发等，2000；吕庆田等，2004)。成矿带包含八个大型矿集区，从西南向北东依次为鄂东南、九瑞、安庆-贵池、庐枞、铜陵、宁芜、宁镇矿集区以及新近发现的南陵-宣城矿集区(吕庆田等，2020；Zhangetal.,2021a)，已发现金属矿床近300处。

在全球、区域到微观尺度的不同动力系统作用下，能够发生巨量物质堆积和能量汇聚，从而形成大型、超大型矿床(Blewettetal.,2010)。要深入了解长江中下游成矿带内矿床的形成及分布规律，需从地质构造背景、动力学过程及物理化学变化等方面理解成矿的全过程，即成矿系统(吕庆田等，2019)。成矿系统能够类比“石油系统”的概念和组成，定义为控制矿床形成和保存的所有地质因素，包含源区、通道、场所三大要素(吕庆田等，2019)。长江中下游成矿带内矿床主要分为两种类型：(1)磁铁矿-磷灰石铁矿床；(2)矽卡岩-斑岩型铜-铁多金属矿床。其中，以铜-金为主的矿化主要形成于146～135Ma和126～123Ma期间(周涛发等，2017)；以铁为主的矿化形成于135～126Ma之间(周涛发等，2011；Maoetal.,2011)。依据矿床分布、岩石成因，成矿作用时间及构造机制等综合分析，长江中下游成矿带晚中生代铁-铜多金属成矿作用是一个相对单一的成矿系统(Lüetal.,2021)。根据长江中下游成矿带主要矿床类型及其与控矿岩浆活动的关系，又能将这一成矿系统分为三个主要子系统(吕庆田等，2020)：(1)与高钾钙碱性岩浆岩有关的矽卡岩-斑岩型成矿子系统(周涛发等，2016)；(2)与偏碱性玄武安山质火山-次火山岩有关的玢岩型成矿子系统(宁芜研究项目编写小组，1978；陈毓川等，2006；Yuetal.,2015；赵新福等，2020)；(3)与A型花岗岩有关的碱性岩型成矿子系统(周涛发等，2012a)。各子系统间具有统一的构造背景、深部动力学过程和岩石圈结构(吕庆田等，2020)。

然而，是什么导致在如此狭窄的区域内形成一个世界级的成矿带，成岩成矿的深部构造背景仍然没有统一的认识。目前主要有三种地质模型用于解释这一问题：(1)碰撞变形机制——岩浆作用形成于136～118Ma碰撞后伸展运动(Lietal.,2014；毛建仁等，2014)；(2)俯冲变形机制——岩浆作用与180Ma以来古太平洋板块的俯冲有关(Sunetal.,2007；Lapierreetal.,1997)；(3)构造机制转换——岩浆作用与190Ma以来古特提斯构造域向太平洋构造域的转换有关(邓晋福和吴宗絮，2001；常印佛等，2012；Lietal.,2014；周涛发等，2017)。

大地电磁测深方法通过采集天然电磁场信号，能够揭示地壳-上地幔尺度电性结构，已有效应用于国内外大型成矿带(/矿集区)的深部构造研究(Dentithetal.,2018;Zhangetal.,2019a,b,2021a)。本文基于长江中下游成矿带中的宁芜、庐枞、宣城和安庆-贵池四个矿集区(图1)的地壳三维电性结构模型，发现了成矿带北段普遍存在的中下地壳高导层，基于此建立电性结构与成矿物质源区和上升通道的关系，讨论成矿带岩浆-成矿系统的深部背景。

1 地质背景

长江中下游成矿带区内地层除太古代地层缺失外，其余各时代地层发育基本完整，层序齐全，可划分为三个部分：新元古代基底岩系，古生代-早中生代海相沉积盖层和中生代-新生代陆相碎屑及火山岩系。成矿带包含崆岭-董岭、武当-随县-张八岭和江南式三种主要的前震旦系基底，在地层序列、岩石组合、变质程度及构造环境等方面均有较大差异(常印佛等，1996；严加永等，2022)。震旦纪-早三叠世，研究区处于相对稳定的陆表海环境，因地壳抬升缺失上、中泥盆统以及部分石炭统。早中生代出现膏盐沉积，晚三叠-中侏罗世沉积一套陆相碎屑岩，上侏罗统-下白垩统以钙碱性-碱性火山岩为主(吕庆田等，2020)。

长江中下游成矿带主要经历了早中生代印支和晚中生代燕山两期构造作用。早中生代，扬子和华北地块的碰撞作用使前三叠纪沉积地层卷入强烈的褶皱变形。晚中生代，构造体制由早中生代近EW向的古特提斯构造体系转换为NE向的环太平洋构造体系(周涛发等，2012b；吕庆田等，2020)，北东向构造叠加于印支期东西向构造，形成复式褶皱和强烈的逆冲推覆构造(王鹏程等，2012)以及以长江断裂(西侧NW倾向，东侧SE倾向)为中心的对冲构造(吕庆田等，2015；Zhangetal.,2019b)。此外，断裂构造极为发育，包含长江断裂、主逆冲断裂、江南断裂等深大断裂(吕庆田等，2020)。

研究区火山活动基本可分为四个旋回，对应四组火山岩地层，发育时间大体相当(周涛发等，2011)。侵入岩主要分为三类：145～135Ma的高钾钙碱性岩，与铜-金-钼-铁多金属成矿作用密切相关(Xieetal.,2007；毛景文等，2009)；135～125Ma的富钠闪长岩类，与铁元素富集和成矿作用密切相关(范裕等，2010)；127～123Ma的A型花岗岩，呈带状分布于长江两侧，与铀-铁-金矿化有关(范裕等，2008)。

近年来，诸多岩石地球化学研究结果显示成矿带岩浆岩均具有与埃达克质岩和A型花岗岩相似的化学特征(王强等，2003；周涛发等，2016)，成矿物质部分来自于上地幔，并与地壳物质混染，说明深部构造影响着长江中下游成矿带的岩浆活动和成矿作用。

2 数据采集、处理和反演

在国家重点专项(“深部探测技术与实验研究”，SinoProbe-3)、国家重点研发计划项目(“华南陆内成矿系统的深部过程与物质响应”，2016YFC0600201)及其匹配的安徽省公益性地质调查项目(2018-g-1-4)等项目资助下，我们于2010至2020年先后在长江中下游成矿带内庐枞(Yanetal.,2019)、宁芜(Zhangetal.,2019a)、南陵-宣城(Zhangetal.,2021a)和贵安庆-池矿集区采集了大地电磁测深数据，利用已广泛应用的Eminv软件(张昆，2021(1)张昆.2021.深部探测综合方法技术预研究.北京：中国地质科学院.EMinv软件为张昆基于前期研发技术(Zhang et al.,2014,2016,2017)开发的大型数据处理解释平台，大地电磁场数据处理解释功能的正确性和准确性已获得验证(Zhang et al.,2019a,b,2020，2021a))开展数据分析和反演，获得了地壳电性结构模型。庐枞、宁芜、宣城矿集区数据处理解释过程详见参考文献(Yanetal.,2019；Zhangetal.,2019a,2021a)。本文着重描述安庆-贵池矿集区的数据处理解释过程。

2.1 安庆-贵池矿集区数据采集与处理

安庆-贵池矿集区的电性结构模型基于两条测线，共119个宽频MT测量数据。测点采集时间超过20h，数据处理包括快速傅里叶变换、远参考、Robust估计、功率谱编辑和主动去噪(Zhangetal.,2019b)等，最终获得范围100～0.001Hz的频率域数据。依据趋肤深度的定义(陈乐寿和王光锷，1990)，矿集区MT数据探测深度远远超过40km(平均视电阻率大于200Ωm)。为确保数据质量，对自动去噪后的数据进行人工挑选，检查主动去噪效果，删除视电阻率和阻抗相位-频率曲线中的不连续点或还原误删数据，图2a和图2c分别为北线YX分量视电阻率和阻抗相位拟断面示意图。

2.2 安庆-贵池矿集区大地电磁数据三维反演

基于非线性共轭梯度三维反演算法(Zhangetal.,2014,2017)和EMinv软件，反演0.001至100Hz范围内的频点数据，获得研究区三维地壳(地壳厚度约30km，徐峣等，2015)电性结构模型。反演使用全张量阻抗数据，非对角阻抗分量数据误差限为10%，对角线元素数据误差限为20%。反演初始模型为电阻率100Ωm的地下半空间。经过初始模型、反演参数和输入数据的反演试算，并结合先验信息选取最优结果，最终的反演迭代数据拟合差由5.76降为1.24，反演模型响应拟断面(图2b,d)与数据基本一致，证明了模型的可靠性。

3 长江中下游成矿带北段典型矿集区地壳电性结构

3.1 宁芜矿集区地壳电性结构

基于宁芜矿集区大地电磁测深数据的三维反演结果，我们获得了研究区地壳三维电性结构模型(Zhangetal.,2019a)，用C代表中下地壳高导层。依据深部电性结构的差异(图3)，可将矿集区分为南北两个区域，南区(X<33.6km)高阻体底深小于20km，而北区(X≥33.6km)高阻体垂向延伸范围较大。下地壳高导层C在南区分布较广，与上地壳多条低阻带相连。北区下地壳高导层相对不明显，表现为一条与上地幔低阻层相连的垂向低阻带，分割叠覆状分布的地壳高阻体。

3.2 南陵-宣城矿集区地壳电性结构

基于南陵-宣城矿集区大地电磁测深数据，我们获得了地壳三维电性结构模型(Zhangetal.,2021a)，用C代表中下地壳高导层。根据水平切片电阻率模型可知(图4)，研究区上地壳电性结构较为复杂，高导和高阻体交错、相间分布，大致呈东北-西南走向，在3km以浅的地壳浅表更为明显。在研究区西北和东部均出现低阻异常带，西北部更为明显。东部低阻带由一系列浅表异常组成，向深部逐渐消失。中部高阻体为区域结构主体，3km以浅部分被高导层覆盖。区域中下地壳电性结构逐渐均匀并聚焦为两个主体，具有明显的东西走向分布特征，由北部高阻体和南部高导层C组成。高阻体分布范围随深度增加而缩小，高导层分布范围随深度增加扩大，表明高阻体分布受中下地壳高导层C的控制。

3.3 庐枞矿集区地壳电性结构

基于庐枞矿集区大地电磁测深数据，我们获得了地壳三维电性结构模型(Yanetal.,2019)。根据电阻率模型垂向切片(图5)，研究区地壳电性结构具有明显的垂向分带特征，即上地壳高阻层和中下地壳高导层。上地壳高阻层的底界深度约为5km，被上地壳垂向低阻带分割。中下地壳高导层几乎占据矿集区全部深部空间，并在研究区西北部与覆盖于中上地壳大型高阻体(1000Ωm，底深约10～15km)的浅部低阻带相连。此外，上地壳多条低阻带与高导层C连接，很可能是深部物质的上升通道，控制着上地壳火山岩和岩浆岩的分布。

3.4 安庆-贵池矿集区地壳电性结构

基于安庆-贵池矿集区大地电磁测深数据，我们获得了地壳三维电性结构模型(图6)。西南测线垂向切片显示上地壳由一系列高阻体组成，中下地壳为一“弧形”高导层C。上地壳高阻体底部呈阶梯状变化，厚度沿测线自西北向东南递减。中下地壳高导层C下浮于上地壳高阻体，底部未收敛，并与上地壳垂向低阻带相连。北东剖面切片显示模型西北部上地壳存在一个高导层，底部深度约在5km左右，上地壳高阻体与南线剖面相似，被低阻带分隔。而下地壳高导层C与南线剖面的分布结构相似，是一个统一的大型高导层。

4 讨论

4.1 长江中下游成矿带地壳物质组成

对比长江中下游成矿带内宁芜、南陵-宣城、庐枞和安庆-贵池四个矿集区的电性结构模型，我们发现区内普遍存在中下地壳高导层(C)，推测它是深部熔融和含水流体演化、上升的痕迹。20世纪90年代，一些学者基于长江中下游地区重力数据，认为研究区处于“幔隆带”上，地壳厚度约30～32km(常印佛等，1991；唐永成等，1998)。吕庆田等(2015)基于六条穿过长江的深地震反射剖面进一步证实Moho面深度在29～35km之间。其他深部地球物理探测研究发现，成矿带地壳厚度较两侧(大别和江南造山带)浅，说明区域地壳减薄、地幔上隆主体发生在长江中下游成矿带(Shietal.,2013；Lüetal.,2015；Zhangetal.,2021b)。此外，岩石地球化学研究表明长江中下游成矿带晚中生代中酸性岩浆岩具有埃达克岩的性质，含大量壳幔混合物质(王强等，2003；周涛发等，2016)。因此，我们认为长江中下游成矿带普遍存在的中下地壳高导层是下地壳部分熔融及其与地幔物质混染的痕迹，因为变质脱水以及岩浆分异和热液出溶过程产生大量的水(Connolly,2010；Zhangetal.,2021a)，进而表现出低阻特征。研究区中上地壳是一个较为理想的盖层，易于保存深部含水流体。

与C相连的上地壳垂向低阻带，与地表滁河断裂、长江断裂、主逆冲断裂、江南断裂带(分支)以及高坦断裂对应，我们认为这些低阻带分别反映了研究区主要断裂的垂向分布。上述断裂为研究区主要控矿断裂(邵陆森等，2015；Zhangetal.,2019a；吕庆田等，2020；Lüetal.,2021)，控制了铜-金矿与铁矿床的成矿和分布，而这些矿床与硫元素的富集和运移密切相关，大量分布的硫以及热液蚀变过程中出溶的水会在很大程度上降低围岩电阻率(Kolb,2008)，因此断裂带主要变现为低阻特征。此外，以往大地电磁测深研究表明，长江中下游成矿带中的断层导电性较强(陈沪生和张永鸿，1999；Zhangetal.,2019a，b)。

长江中下游成矿带中生代构造-岩浆活动十分发育，中上地壳广泛发育多期岩浆活动(吕庆田等，2015)。反射地震研究结果表明，长江中下游地区的上地壳沉积层厚度约为7～13km，而中下地壳的前寒武纪基底厚度约为9～17km(吕庆田，2015(2)吕庆田.2015.长江中下游成矿带中段深部地质调查项目.北京:中国地质科学院矿产资源研究所)。区内存在多种基底(常印佛等，1996)，自北向南依次为“张八岭式”基底、“崆岭-董岭式”基底和“江南式”基底。因此，我们认为成矿带中下地壳高阻体为受中生代岩浆活动影响/改造的变质基底与岩体的混合反应，而上地壳高阻体为古生代-中生代沉积地层与侵入岩体的综合反映。由于致密沉积岩、火山岩、岩浆岩、前寒武基底均表现为高阻特征且岩浆侵位复杂，导致无法根据电阻率结构分辨各岩层(体)的范围。

4.2 长江中下游成矿带成矿系统的深部背景

长江中下游成矿带位于扬子和华北地块的碰撞缝合带，中生代以来经历了两期主要构造活动。印支期-早燕山期以挤压应力背景为主，扬子地块向北俯冲并与华北地块碰撞(宋传中等，2010)，随后又发生了陆内俯冲事件(吕庆田等，2015；Zhangetal.,2019b)，俯冲板片在高温、高压环境下，发生变质和脱水熔融(郑永飞等，2015)。而燕山期以伸展应力背景为主，随着陆内俯冲板片的拆离和下沉，研究区应力体制由挤压转换为伸展(Zhangetal.,2019b,2020,2021a)。在此过程中俯冲板片的脱水、熔融等对上覆“地幔楔”的改造使金属物质富集，并伴随深部热物质上涌(底侵)至壳幔边界，通过MASH(熔融、同化、存储、均化)过程形成初级含矿岩浆，从而形成原始的成矿带中下地壳高导层(C，图3-图6)。大量的岩石地球化学证据表明，长江中下游成矿带晚中生代中酸性岩浆岩含有幔源物质，由幔源岩浆与下地壳物质混合形成(常印佛等，1991；周涛发等，2016)。因此，地幔物质上涌、下地壳部分熔融以及壳幔物质混染，共同组成成矿系统的深部物源要素。

以往地球物理、岩石地球化学和矿床学研究成果表明，深大断裂带对矿床的分布有明显的控制作用(吕庆田等，2015；周涛发等，2016)，是成矿系统中的通道要素。其中，长江断裂、主逆冲断裂以及江南断裂带(分支)是成矿带三条大型逆冲构造，由地表延伸至中地壳(图3-图6；吕庆田等，2015；Zhangetal.,2019a，2021a)。基于本文电性结构模型，我们发现这三条深大断裂均与下地壳高导层(C)相连，具有一定程度的同源性，在一定程度上证明了长江中下游成矿带具有相对统一成矿系统和深部背景(吕庆田等，2020)的认识。壳幔边界经MASH过程形成的成矿岩浆及流体，通过这些“烟囱式”管道(深断裂)向上迁移至中地壳，由于脆性上地壳的阻挡，在韧性-脆性过渡区堆积形成次级岩浆房(图5、图6中高导层C的浅层部分)。

4.3 长江中下游成矿带成矿系统的深部过程

地质年代学研究结果显示长江中下游地区不同矿集区的成矿时代阶段性大致分为145～137Ma、135～127Ma、126～123Ma等三个阶段(周涛发等，2016)。其中，145～137Ma的岩浆活动是铜金矿化的主要时期，主要为矽卡岩斑岩型和角砾岩筒型铜矿；135～127Ma的岩浆活动是铁矿化的主要时期，主要为“玢岩型”铁(硫)矿床(也称为磁铁矿磷灰石型矿床)和矽卡岩斑岩型铁矿(吕庆田等，2020；周涛发等,2012a)。区内与铜铁成矿系统相关的岩浆-成矿作用相差约10Myr。成矿岩体Hf同位素组成数据显示早期铜矿的εHf(t)相对于后期铁矿和火山岩明显偏低(刘彬，2018及其参考文献)，意味着含矿热液混染了更多的地壳物质。早期铜矿，特别是安庆-贵池和南陵-宣城矿集区的隐暴角砾岩铜矿，很可能受控于应力体制由挤压向伸展的转换，形成于转换过程的发育早期(Zhangetal.,2021a)。因此，含矿热液由物源区向“储层”迁移的过程中，迁移通道相对狭窄、迁移路径相对较长，并且很可能穿过韧性-脆性过渡区后再次富集、分异，形成“次级源区”并与地壳物质混染(图7a)。而晚期铁矿，形成时间略晚于碱性火山岩，属于应力转换过程的发育晚期，物质迁移通道基本发育完全，含矿热液直接由物源区迁移至地壳浅表，过程中基本没有与地壳物质再次混染(图7b)。我们认为应力体制转换过程先后控制了成矿带内铜、铁元素富集及其岩浆-成矿系统。

5 结论

本文借助成矿系统概念和理论，分析了长江中下游成矿带内宁芜、庐枞、南陵-宣城和安庆-贵池矿集区的深部地壳电性结构，建立深部电性特征与成矿系统中物质活动空间、深部背景和过程等“源、运”要素之间的联系，有助于进一步理解长江中下游成矿带的深部物质来源及物质迁移过程，服务深部找矿工作。主要结论如下：

(1)成矿带内中下地壳普遍存在高导层，指示着曾经发生的部分熔融及其与上地幔物质的混染作用空间。本文认为板块碰撞以及随后的陆内俯冲使俯冲板片在一定深度下发生脱水和部分熔融，随后俯冲板片断离，应力体制由挤压转换为伸展，含水流体不断上升并与地壳混染，在壳幔边界通过MASH过程形成含矿岩浆。

(2)成矿带内中上地壳的主要垂向低阻带对应于区内主要断裂，如长江深断裂、主逆冲断裂、滁河断裂、高坦断裂、江南断裂(分支)等。断裂带与中下地壳低阻层相连，具有一定程度的同源性，是深部物质上涌的通道，控制着浅部成岩-成矿作用。

(3)成矿带内主要深部通道发育时间约为10Myr，指示着区域应力体制由挤压转换为伸展的时限。区内早期铜矿含矿热液由源区向上地壳迁移的过程中，通道相对狭窄、路径相对较长，热液混染了更多的地壳物质，对应于应力转换初期；而晚期铁矿含矿热液通过较宽的通道直接迁移至地壳浅表，壳幔混染可能仅限于初期热液形成阶段。

致谢感谢野外工作人员对本文的支持和帮助;感谢评审专家、主编、编辑和专辑召集人对本文的帮助。