江南造山带中段地壳结构特征——来自武宁—吉安深反射地震随机介质相关长度分析的认识

刘家豪 , 雍 凡, 刘振东 , 张 辉 , 严加永 ,阮小敏 , 高凤霞 , 陈昌昕

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)中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所, 河北 廊坊 065000

华南陆块经历了长期、复杂且强烈的板块构造运动及多期次碰撞、拼贴再造过程, 形成了现今面貌(舒良树, 2012)。新生代的构造叠加, 破坏了华南陆块前期构造演化的直接证据, 华南陆块是新元古代以来全球地质构造演化最为复杂的地区之一, 也是创新大陆碰撞理论、认识大陆演化过程的经典地区(毛建仁等, 2014; Zhao et al., 2021)。

江南造山带由华南陆块的华夏地块、扬子地块于中—新元古代碰撞、拼贴形成, 显生宙期间, 统一的华南陆块经历了复杂的构造运动, 尤其在中生代期间, 随着特提斯洋的闭合, 华南陆块由特提斯构造域转换为古太平洋构造域。因此, 江南造山带是研究华南陆块中生代陆内地壳演化及其动力学过程、岩浆活动和成矿作用的关键窗口(郭令智等,1984; 舒良树, 2012; 王孝磊等, 2017)。江南造山带为一长约1500 km、宽约200 km的条带状构造带,主体呈现为走向 NEE的大型逆冲断层-褶皱弧形构造体系, 由中—新元古代浅变质岩系及新元古代花岗岩和少量镁铁质岩组成, 地表主要出露前寒武纪地质单元(张国伟等, 2013; 王孝磊等, 2017)。随着板块构造理论的发展, 郭令智等(1984)认为该区域为一套元古代“沟-弧-盆”体系。近年来, 众多学者对江南造山带进行了大量的岩石、地球化学和地球物理研究工作(薛怀民等, 2010; 周永章等, 2017; 王孝磊等, 2017; 罗凡等, 2019; 宋传中等, 2019; 严加永等, 2019, 2022; Yan et al., 2021; 张永谦等, 2022),提高了对江南造山带深部结构和深部过程的认识,并厘定了部分区域边界范围。目前, 对于扬子地块与江南造山带北西侧和北东段的界线分歧较少。然而, 江南造山带中段因受到沉积覆盖、地表岩浆岩出露较少和深部结构状态探测程度较低等因素的影响, 与扬子地块及华夏地块之间的边界位置仍有争议(王孝磊等, 2017; Xia et al., 2018; Yao et al., 2019),对其深部结构的研究工作仍有待进一步提高。

地球物理学是现代探索和研究地球内部结构和地球动力学演化过程的主要方法, 经过众多学者的努力, 地球物理学得到了长足的发展, 如不同的数值模拟方法与地震数据处理方法的提出与改进,在研究地球内部结构中发挥着重要的作用(Alford et al., 1974; Tessmer, 2000; 刘有山等, 2014;Takekawa et al., 2015; 吴国忱等, 2018; 刘国峰等,2020)。其中, 深反射地震探测技术是探测地壳结构、大陆岩石圈结构等深部结构最有效的手段之一(高锐等, 2006; 卢占武等, 2009; 于常青等, 2012)。与传统油气地震勘探相比, 深反射地震勘探多穿越造山带等构造复杂区域, 得到的地震数据信噪比相对较低, 为更好的利用地震数据, 研究人员开发了一些特殊的处理方法, 如基于模式识别的线条图技术方法, 证实了统计分析方法应用在深反射地震的可行性(雍凡等, 2021)。随着研究的进步, 基于统计分析技术的数据处理方法, 为更好的解释深反射地震剖面提供了新的思路。

大量实例研究和钻井验证, 发现地壳深部物质普遍具有多尺度的非均质性(Leary, 1991; Wu et al.,1994; Holliger, 1996; Line et al., 1998), 可以用统计分析学中的方差、相关长度和赫斯特数等在内的介质参数刻画物质的非均质性。因此, 众多学者为验证随机介质参数在地震勘探的可行性, 采用模拟的方法, 通过建立随机介质模型进行正演, 对得到的地震波场进行分析对比, 得出了随机扰动和不同随机参数对地震波场的影响特征(Levander et al., 1994;奚先和姚姚, 2004; 郭乃川等, 2012)。为进一步证实深反射地震数据能够反映地下介质的非均质性, 对比实际深反射地震剖面和模拟结果, 发现模拟结果可以对深部地质结构的地震响应提出合理解释(雍凡等, 2021)。因此, 可以针对深反射地震叠后数据,计算其自相关函数来表征非均质性, 估算参数, 分析地质构造特征。此后多位学者, 完善并改进了参数估算方法, 从估算的随机介质参数中, 可勾画出大陆地壳的主要结构特征, 约束非均质性的侵入岩体的位置和形状, 以及再现莫霍面的深度和形态(Mueller, 1995; Pullammanappallil et al., 1997; Carpentier et al., 2011)。

为进一步认识江南造山带中段的深部结构特征、块体边界以及中生代构造-岩浆-成矿事件的影响, 本文利用武宁—吉安段的深反射地震数据, 通过随机介质参数估算的方法, 在对相关长度剖面分析的基础上, 获得了江南造山带中段武宁—吉安段的莫霍面的结构特征图像, 结合前人认识, 重点探讨了其中生代构造背景。结合相关长度分析方法, 讨论了区域内重要断裂以及进一步证明了江南造山带中段与华夏地块的深部界线。在此基础上, 对江南造山带中生代区域构造对成矿的影响进行了探讨。

1 区域地质背景

江南造山带位于华南陆块中间, 为扬子与华夏地块在中—新元古代的碰撞结合带(郭令智等,1984), 主体由晋宁期、燕山期中酸性侵入岩和前南华纪地层结晶褶皱基底构成, 周边为古生代和中生代浅覆盖地层区(图1)。宋传中等(2019)认为江南造山带经历了新元古代的主造山期、早古生代的后造山期以及后期的华南陆内构造的发展阶段, 中生代的印支运动和燕山运动对华南地质构造格局产生了重要影响(毛建仁等, 2013), 构造体制由近NS向古特提斯构造域向NW-SE向古太平洋构造域转换。尤其, 中—晚侏罗世以来, 江南造山带在古太平洋构造体制下以及陆内深部构造-岩石圈地幔的共同作用下, 表现为区域深大断裂发育, 以及受断裂切割而成的隆、坳块体, 从而奠定了本区现有的构造格局(吴蔚等, 2019)。

图1 江南造山带中段区域地质与深反射剖面位置图Fig. 1 Regional geology and deep reflection profile location map of the middle part of the Jiangnan orogenic belt

江南造山带中段武宁—吉安段, 可分为九岭隆起(江南隆起带)地层区、萍乐坳陷地层区和武功山隆起地层区, 区域地层从元古界到古近纪—新近纪均有发育。出露的地层主要由前南华系的火山沉积岩、南华系未变质或浅变质的巨厚的裂谷沉积岩及震旦系—早古生代稳定浅海沉积序列组成(孙俊俊,2019)。中生代地层在研究区域内广泛发育, 九岭地层区及萍乐地层区主要出露三叠系下—中统及白垩系上统圭峰群, 三叠上统、侏罗系、白垩系上统出露于萍乐地层区及武功山地层区。

江南造山带中段受控于不同地质时期构造运动影响, 形成了一系列特征各不相同的断裂。区域内主要断裂有位于中部的北东东向宜丰—景德镇断裂带, 位于南部的近东西向的萍乡—广丰断裂带。江南造山带中段构造变形主要属于三大系统, 即晋宁期扬子与华夏古板块碰撞形成的反“S”型构造系统及其后期继承性发展演化; 加里东期南华裂谷系闭合“北贴西拼”造山形成的复杂构造系统; 印支—燕山期陆内造山形成的以前期构造为基础, 以北东、北北东向构造为主导的复合构造系统。

2 数据和方法

2.1 深反射地震数据采集与处理

武宁—吉安段深反射地震测线满覆盖长度约200 km, 北起九宫山隆起, 向南依次穿越修水—武宁盆地、九岭隆起、萍乐坳陷和武功山隆起(图1)。数据采集采用15980-20-40-20-15980观测系统, 800道接收、80次覆盖, 道间距40 m; 炮间距200 m, 其中14926至15526段接收点的道距为20 m, 该段的桩号与其连接的两端外40 m道距的桩号连续编号。与其关联的炮接收关系通过最大炮检距不变来控制,即中点激发对称接收(最大炮检距对称不变)。在岩浆岩、变质岩的坚硬岩石类中采用中密度炸药激发,在新生代中软地层中采用高密度高爆速炸药进行激发。激发井深: 20～30 m, 一般采用 20～22 m, 花岗岩地区采用30 m。激发药量: 20～24 kg, 花岗岩区采用24 kg激发。检波器类型: 20DX-10Hz, 单串12个检波器, 采用顺测线、垂直测线、斜交测线等方式布设, 组内距 1 m, 组合基距 11 m, 同道检波器摆放须保证高差不大于1 m。采用428数字地震仪, 采样间隔: 1 ms, 记录长度: 30 s。

数据处理采用PROMAX R5000、GRISYS 8.0、ToModel等软件联合开展, 通过调整处理方法和参数, 最终确定处理流程, 其中关键处理技术包括静校正、振幅补偿、去噪等, 主要处理参数见表1。

表1 主要处理参数表Table 1 Main processing parameter table

武陵山地区属山地地形, 地表起伏较大, 相对高差达 500～1000 m, 低降速带、岩性横向变化大,静校正问题严重。而ToModel是利用层析反演的原理, 专门针对复杂近地表条件下的建模和校正系统(杨青青, 2021), 经过校正后有效的消除了浅层地表所引起的初至抖动及反射层的变形, 静校正后初至光滑、连续, 反射层更接近双曲线特征。

针对原始资料中存在的各种噪音干扰, 通过分析它们的频率域、时间域的特征, 确定采用相应的去噪技术予以消除。PROMAX R500和GRISYS 8.0处理软件提供了各种叠前去噪模块, 如消除面波干扰的自适应面波衰减模块, 内切滤波法面波压制模块, 叠前线性干扰滤除模块, 针对随机干扰而设计的二维叠前随机干扰衰减模块, 针对高能噪声的高能干扰的分频压制模块等等。如根据该区面波干扰较为严重, 速度在 800～1200 m/s之间, 频率在 4～12 Hz之间, 采用自适应面波衰减模块消除面波干扰, 结果如图2所示。

图2 面波压制前后Fig. 2 Before and after surface wave suppression

由于在深反射地震勘探中振幅能量的衰减和不均衡, 使得到的深部地震数据信噪比和成像分辨率较低, 因此, 在深反射地震数据处理中, 能量补偿十分重要。在纵横向上需要采取不同方法综合使用, 补偿地震波在时空上振幅和能量的衰减, 平衡纵横向上的能量, 补偿结果如图3所示。

图3 振幅补偿前后Fig. 3 Before and after amplitude compensation

经过处理得到叠加剖面(图4)。由叠加剖面可知,剖面上反映了宏观的信息, 但局部信噪比较弱, 本文尝试随机介质参数估算对剖面进行增强, 以期为认识江南造山带中段地壳结构提供更直观依据。

图4 武宁—吉安段深反射地震叠加剖面Fig. 4 Deep reflection seismic stack profile of the Wuning-Ji’an part

2.2 随机介质参数估算方法

随机介质参数估算分为两步: (1)计算自相关函数。Holliger et al.(1994)提出了从地震剖面计算归一化二维自相关函数的方法, 在 N×M的数据窗口中计算归一化的二维自相关。公式为:

其中p(xi, zj)是离散的地震信号, l是x方向上的自相关滞后, τ是z方向(即时间方向)上的自相关滞后。

自相关函数求取是随机介质参数估算的第一步, 也是准确估算随机介质参数的基础, 求取方法有自协方差序列(在均值为零的情况下为自相关函数)和通过随机功率谱计算自相关函数(Gu et al.,2014)。对于直接法计算自相关函数而言, 该方法由于数据长度有限, 计算得到的自相关函数与模型自相关函数存在一定的误差。功率谱可分为经典谱法和现代谱法, 与经典谱法相比现代谱没有数据长度的限制, 具有高频率分辨率的性质。雍凡等(2021)为得到合适的自相关函数, 对比了各种方法求取的自相关函数与构建模型的自相关函数的差异, 得出AR估算的自相关函数误差较小。

由于二维自相关运算非常费时, 为求得较为准确的相关函数, 还需要较大的计算数据。因此, 采用多道一维相关平均代替二维自相关函数的求取,提高了计算效率同时也提高了计算精度和稳定性。首先对数据矩阵每一行或每一列采用AR功率谱法单独求取一维自相关函数。然后再将计算窗口内的多道自相关函数求平均, 得到的平均自相关函数即可以认为是该数据的横(纵)一维相关函数。

(2)由于自相关函数域随机介质参数具有非线性特征, 因此采用迭代求解的方法。拟合最小二乘误差如下公式所示:

其中ξ(a, v)为相关长度a和赫斯特数v的最小二乘拟合, ϕ(l, τ)为测到的自相关函数, 而 R(l, τ)是Von Kármán型自相关函数的解析值, 当ξ(a, v)小于规定的阈值时, 参数a和v最适合预测观测数据随机介质参数。求取的方法主要有最小二乘拟合、蒙特卡洛反演、特征向量法(Poppeliers, 2007;Scholer et al., 2010; Gu et al., 2014)。

由于深反射地震勘探区域地质构造的复杂性,剖面的非均质性在空间上变化。因此需要滑动分析窗口的方法估算随空间变化的随机介质参数(Hurich and Kocurko, 2000)。首先, 定义滑动窗口的大小和窗口位移大小, 窗口大小是计算的重要参数,需要仔细考虑分辨率和统计稳健性之间的平衡, 小窗口大小意味着高分辨率, 而大窗口可以确保统计的鲁棒性。随机介质模型的大小应大于相关长度的2π倍, 否则介质将不能反映正确的随机介质特性(Frenje and Juhlin, 2000)。由于地壳非均质性的相关长度通常为数百米, 因此窗口的横向长度应为2000～20 000 m, 窗口的垂直长度应包括足够的垂直反射率。Carpentier et al.(2011)提出, 窗口的时间跨度应不小于四个主波长。考虑到深反射地震剖面通常为10～40 m的CDP道间距和1～4 ms的采样率,窗口大小为 200～1000地震道和 100～500倍的采样率应该是适合对于大多数情况。根据反射的复杂程度, 窗口位移距离应当保证相邻两个窗口间至少有窗口水平或垂直尺寸的1/2到1/8的重叠。

通过上述随机介质参数估算方法, 求取每个窗口的随机介质参数。最后, 将得到的离散窗口随机介质剖面采用三次样条插值法映射到整个地震剖面的非均质性的空间变化规律。

2.3 计算参数选择

为得到可靠结果, 需要对比计算窗口大小, 观测随机介质参数取值范围, 评估计算可靠性。本文选取横向窗口大小1000、600、400和200 CDP地震道进行测试, 分别对应20 km、12 km、8 km和4 km的实际宽度, 纵向窗口固定为800 ms, 开展分析对比。从测试结果分析(图5), 窗口横向长度越大,横向自相关长度剖面反映的是地震剖面上非均质性空间变化的整体信息(图 5a); 计算窗口横向长度变小, 自相关长度剖面对非均质性空间变化的横向分辨率随之提高(图5b, c), 而且图5c反映出的信息较为丰富; 如果计算窗口过小, 横向自相关长度剖面表现为较为离散, 区域的连续性较差(图5d)。因此,合适的横向计算窗口的选择, 可以在满足横向分辨率精度的前提下, 在地震剖面上呈现出非均质性在空间上的变化趋势。窗口的纵向大小应包括足够的垂直反射, Carpentier et al.(2011)指出窗口的时间跨度应不小于四个主波长。根据对地震剖面频率分析可知, 该地震剖面的主频在 20 Hz左右, 波长约为1000/20 Hz= 50 ms。因此, 窗口的纵向大小应大于200 ms。本次计算中采用的800 ms的窗口完全满足计算要求。

图5 相关长度剖面对比图(a, b, c, d的窗口横向大小分别为1000、600、400和200 CDP地震道)Fig. 5 Diagram showing the comparison of correlation length profiles(the windows of a, b, c, and d are 1000, 600, 400, and 200 CDP channels, respectively)

综合以上分析, 窗口横向大小选为 400地震道(8 km), 纵向窗口大小选择为800 ms既能保证计算误差较小, 又能提供较为理想的横向分辨率, 因此是研究区较为合适的计算参数。

3 讨论

3.1 莫霍面结构

由本文相关长度剖面得到的莫霍面表现为在10～13 s左右具有相对较大的相关长度的条带, 大致具有1 s的厚度, 莫霍面由北向南逐渐抬升, 即地壳往南逐渐减薄, 在萍乡—广丰断裂处达到最浅, 而且相关长度值从北往南总体呈现减少的趋势(图6)。

图6 武宁—吉安地质剖面(a)及深反射地震相关长度剖面解释图(b)Fig. 6 Interpretation diagram of Wuning-Ji’an geological profile (a) and deep reflection seismic correlation length profile (b)

从区域上看, 华南陆块东部的莫霍面深度变化较大, 莫霍面深度逐渐从陆内约34 km向沿海方向抬升到28 km(Teng et al., 2013)。熊小松等(2009)认为在华南陆块周缘断裂存在莫霍面错断的现象, 华南地区莫霍面具有由西往东、从北向南深度逐渐变浅的趋势, 在局部区域莫霍面具有隆起的特征。王有学和韩国华(1997)通过研究得出华南陆块的莫霍面由北向南变浅的特点。熊绍柏和刘宏兵(2000)发现华南地区东北部的莫霍面自北西向南东总体减薄。

对于华南陆块分界线的江南造山带莫霍面的埋深, 邓阳凡等(2011)根据构建的华南地区三维地壳速度模型, 提出华南陆块平均地壳厚度为 37 km左右, 其中扬子地块的莫霍面深度为 40 km, 华夏地块的莫霍面深度为32 km左右, 总体上呈现出扬子地块厚地壳而华夏地块地壳较薄的特征。江南造山带作为扬子地块与华夏地块之间的碰撞结合带,其地壳厚度总体呈现为由较薄地壳的华夏地块, 向较厚地壳的扬子地块变化的不均匀过渡带, 由图 7可知, 在本文研究区域(红色测线), 地壳厚度由北向南逐渐减薄, 与本文相关长度剖面得出的结果相符合(Zhang et al., 2021; 陈昌昕等, 2022)。同时, 对比相同剖面, 不同地球物理方法获得的莫霍面深度,如图 8所示, 天然地震和重力反演获得莫霍面深度变化趋势与本研究得出的结果较为一致, 均表现出莫霍面由北向南逐渐抬升。

图7 华南大陆东部地区地壳厚度分布图(修改自Zhang et al., 2021)Fig. 7 Distribution of crust thickness in the eastern region of South China (modified from Zhang et al., 2021)

图8 相邻地区莫霍面深度变化图(红色为重力结果(Yan et al., 2021)、绿色为地震结果(吴蔚等, 2019)、黑色为本文结果)Fig. 8 Depth variation map of the Moho surface in adjacent areas (red is the result of gravity (Yan et al., 2021),green is the result of seismic activity (WU et al., 2019), and black is the result of this study)

根据前人的划分标准(杨明桂等, 2009), 华南地区的扬子和华夏地块及东南陆缘对应为弱-次减薄区、中减薄区和强减薄区。众多学者通过研究, 认为华南陆块经历了多期次的挤压-伸展转换, 在整个燕山期东南地区都处于伸展构造环境下, 造成了强烈的岩浆活动(谢桂青, 2003; 周新民, 2003; Li et al., 2018, 2020)。

在伸展减压构造背景下, 导致岩石圈地幔部分熔融、地壳伸展减薄, 诱发软流圈物质上涌(毛建仁等, 2014; 宋传中等, 2019; Dong et al., 2020; Zhang et al., 2021)。陈昌昕等(2022)认为, 受地幔上涌作用影响, 增厚的“山根”发生减薄, 江南造山带内莫霍面的深度自东向西逐渐加深, 表明地幔上涌的影响由东向西减弱。而在江南造山带中段武宁—吉安段的莫霍面深度由南往北逐渐增加, 推测该区域受地幔上涌的影响由南往北逐渐减弱。

3.2 断裂与构造边界

构造边界是划分地质单元的基础, 也是认识区域构造格架和地质演化的依据。本剖面范围内, 区域重要断裂有宜丰—景德镇断裂和萍乡—广丰断裂,以这两个断裂为界, 可分为北、中、南三段。

(1)宜丰—景德镇断裂。由相关长度剖面可知宜丰—景德镇断裂, 倾向北西, 由上到下倾角逐渐变缓, 断裂附近南北两侧地壳表现出不同的相关长度值: 断裂北侧一带及到下地壳范围内相关长度剖面主要表现为高相关长度值, 而且其下方莫霍面的相关长度值存在明显变化, 断裂南侧靠近断裂附近,反映为低相关长度值区域, 从叠加剖面可知, CDP点 5000—7000一带宜丰—景德镇断裂两侧的反射特征不同, 北侧反射能量较弱, 南侧反射能量较强,见图 9。以上都说明以宜丰—景德镇断裂为界, 两侧具有不同的结构和物性特征。

根据刘博等(2018)对长江中下游地区大地电磁分析结果可知, 宜丰—景德镇断裂侵入较深, 两侧的电阻率差异较大, 断裂北西侧的九岭隆起表现为高阻特征, 而南东侧的萍乐坳陷则呈现相对低阻,意味着断裂两侧具有不同的深部结构特征。根据严加永等(2019, 2022)得出的钦杭结合带及邻区的重磁异常可知, 宜丰—景德镇断裂两侧之间存在着局部差异, 结合重磁多尺度边缘检测、大地电磁及天然地震结果的综合分析(Yan et al., 2021), 认为宜丰—景德镇断裂不是钦杭结合带的北界。因此, 推测宜丰—景德镇断裂两侧存在物性和结构上的差异,但并不是研究区范围内钦杭结合带的北界, 且断裂侵入较深, 为区域重要深大断裂。

(2)萍乡—广丰断裂。在相关长度剖面上萍乡—广丰断裂南北两侧同样表现出不同的相关长度值的变化, 以断裂为界北侧地壳中存在一个表现为低相关长度值的区域, 断裂南侧为一相关长度值较大的区域, 在叠加剖面上, CDP点9000～11 000一带以萍乡—广丰断裂为界北侧反射剖面主要表现为分布均匀、较透明反射特征; 断裂南侧为密集反射带, 能量强, 可能是岩浆沿着壳幔薄弱区上侵到地壳不同位置就位后固化了的岩体作用的结果, 两侧相关长度值与反射特征的不同都代表着两侧的物质组成不一致, 见图9。

图9 深反射地震相关长度剖面与叠加剖面解释对比图Fig. 9 Comparison diagram of deep reflection seismic correlation length profile and stack profile interpretation

韩松等(2016a, b)根据景德镇—温州和进贤—柘荣大地电磁测深剖面结果, 认为江绍断裂为江南造山带中段和华夏地块的边界。周永章等(2017)认为钦杭结合带为古老俯冲带, 地质演化具有整体一致性。区域重、磁、电、震综合地球物理研究表明萍乡—广丰断裂一线属于钦杭结合带的北界(严加永等, 2019), 因此, 萍乡—广丰断裂与江绍断裂的地质演化应具有整体的一致性。且舒良树等(2012)认为萍乡—广丰断裂属于萍乡—绍兴断裂的一部分,萍乡—绍兴断裂为江南造山带与华夏地块的南部分界线。因此, 推测萍乡—广丰断裂属于江南造山带中部与华夏地块的分界线。

从相关长度剖面可以看出, 在宜丰—景德镇和萍乡—广丰断裂下方莫霍面的相关长度值有明显变化, 推测是由于这两个断裂侵入较深, 致使莫霍面的错断造成的。根据岩石、地球化学研究表明研究区域内岩浆岩以燕山期形成的 I型为主, 且主要沿宜丰—景德镇断裂分布, 反映区域构造-岩浆事件或与幔源物质上涌有关(杨明桂等, 2015a; 吕劲松等, 2017)。张永谦等(2022)认为江绍断裂向深部延伸造成莫霍面的错断, 但错段处还存在争议。韩松等(2016a)根据电性结构分析得出绍兴—江山—萍乡断裂带为超壳断裂。因此, 认为宜丰—景德镇断裂和萍乡—广丰断裂为深大断裂, 向深部地壳延伸使得莫霍面错断, 使得这两个断裂下方莫霍面的相关长度值发生了变化, 莫霍面错断给岩浆和地幔热液沿断裂上涌并沿地层和裂隙侵入中上地壳提供了构造前提, 岩浆和地幔热液的上涌导致区域内形成大面积I型花岗岩。

在叠加剖面上九岭隆起下方地壳内存在明显的反射波组短小、不连续, 甚至透明的区域, 整体结构呈现“凹”形; 以及在相关长度剖面上可知, 该区域为中部比两侧相关长度值较小, 两侧相关长度值与莫霍面区域相关长度值较为一致, 见图 9, 以及结合上述得出的宜丰—景德镇断裂使得莫霍面发生错断, 深源岩浆沿着主要断裂和次生断裂运移,因此, 推断该异常区域是部分深部岩浆沿着地壳薄弱区上侵到地壳不同位置固化的岩体。

3.3 中生代深部过程与区域成矿作用

江南中段控矿构造格局是多期板块构造活动的结果, 中生代发生的构造转换事件, 引发了成矿大爆发(杨明桂等, 2015b)。根据岩石地球化学研究表明, 在江南造山带区域内的岩石在形成过程中,地幔物质发挥了重要作用(王强等, 2001, 2002; 许继峰等, 2001; Xu et al., 2002), 而地幔物质的上移离不开断裂提供的通道。研究区域内的萍乐坳陷带属于钦杭成矿带的一部分, 燕山期花岗岩广泛发育是钦杭成矿带的突出地质特征(蒋少涌等, 2008), 由于构造背景、岩浆源区的差异, 不同的岩浆具有不同的地球化学成分和演化规律, 从而形成不同的矿床。I2型花岗岩与中生代钨钼矿关系密切(吕劲松等,2017), 世界储量第一的朱溪钨矿和第二大的大湖塘钨矿均位于宜丰—景德镇断裂附近。杨明桂等(2015c)发现在宜丰—景德镇和萍乡—广丰断裂之间存在一条深断裂束, 深大断裂带的存在为幔源物质的上涌提供了通道。从侧面体现了宜丰—景德镇和萍乡—广丰断裂致使莫霍面发生错断。另外严加永等(2022)发现在江南造山带金矿床密集分布, 多位于深大断裂及其边部次级断裂上, 砂岩型铜矿、斑岩型、矽卡岩型铜矿也具有深大断裂控矿特征。因此, 研究区域内的深大断裂使得莫霍面发生错断,在中生代晚期的伸展构造体制下, 地幔部分发生熔融、地壳伸展减薄, 使得地幔物质上涌, 深大断裂和次级断裂为深源岩浆与成矿流体提供了通道, 以及发生在断裂上的后期构造作用都促进了矿产的形成。

4 结论

利用江南造山带中段武宁—吉安段的深反射地震数据, 开展随机介质相关长度计算, 通过对得到的相关长度剖面的分析以及结合已有的研究工作,得出以下结论:

(1)在武宁—吉安段, 地壳厚度沿剖面由北向南逐渐减薄, 推测研究区域主要受控于燕山期晚期伸展构造体制, 在伸展构造背景下, 导致地壳减薄,诱发幔源物质上涌, 且地幔上涌由南往北逐渐减弱。

(2)宜丰—景德镇断裂为区域重要断裂, 进一步证明了萍乡—广丰断裂为江南造山带中部与华夏地块的分界线, 这两条断裂向深部延伸造成了莫霍面的错断。并对中生代区域构造与成矿作用的关系进行了分析, 认为在伸展构造背景下, 这两条深大断裂为幔源物质的上涌提供了通道, 控制了金、钨等矿床的形成。

致谢: 感谢中石化石油工程地球物理有限公司南方分公司 SGC2133地震队在深反射地震数据采集中的辛苦付出, 感谢审稿人对本文提出的宝贵修改意见。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190012 and DD20221643), and National Natural Science Foundation of China (Nos.92062108, 42074099 and 41630320).