雙聚束噪聲成像揭示欽杭與武夷山成礦帶上地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)

侯爵， 徐濤， 呂慶田， 鄭孟杰， 白志明

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 巖石圈演化國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 2 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 3 中國科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049 4 中國科學(xué)院地球科學(xué)研究院， 北京 100029 5 中國地質(zhì)科學(xué)院， 北京 100037

0 引言

華南陸塊地處歐亞大陸東南部，瀕臨西太平洋，由揚(yáng)子地塊與華夏地塊碰撞拼貼而成(圖1).新元古代揚(yáng)子地塊與華夏地塊碰撞拼貼形成江南造山帶(舒良樹, 2012; Wang et al., 2013; Zhang and Zheng, 2013)，構(gòu)成了統(tǒng)一的華南陸塊.三疊紀(jì)華南陸塊與華北碰撞拼合形成秦嶺—大別碰撞造山帶(Wu and Zheng, 2013; 張國偉等, 2013)，與特提斯印支陸塊碰撞拼貼，形成三江造山帶(Carter et al., 2001).進(jìn)入中生代，在太平洋板塊俯沖(Isozaki, 1997; Zhou et al., 2006)以及周緣塊體匯聚作用下(董樹文等, 2007),華南在中生代期間經(jīng)歷由EW 向特提斯構(gòu)造域向NE向西太平洋構(gòu)造域的體制轉(zhuǎn)換(任紀(jì)舜, 1984; 李三忠等, 2017)，伴隨著復(fù)雜的陸內(nèi)造山作用(Wang et al., 2013; 張國偉等, 2013),形成大規(guī)模的面狀構(gòu)造變形(張?jiān)罉虻? 2009)、北東向延伸的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)(李三忠等, 2017)(圖1)、大面積的火成巖省(Zhou et al., 2006; 毛建仁等, 2014)及大規(guī)模多金屬礦床(華仁民和毛景文, 1999).華南陸塊是全球罕見的世界級多金屬成礦省，成礦潛力巨大.迄今在華南陸塊探明的鎢、錫、銻、鉍儲(chǔ)量居世界第一，銅、鈾、釩、鈦、汞、稀有金屬儲(chǔ)量居全國第一，鉛、鋅、金、銀、鉑族元素等礦種的儲(chǔ)量也名列全國前茅(胡瑞忠等, 2015).這些礦床的成礦時(shí)代主要集中在中生代，集中產(chǎn)于5條世界級成礦帶.這些礦帶自北而南依次為：長江銅金鐵成帶(常印佛等, 1991; 周濤發(fā)等, 2008; 呂慶田等, 2014)、江南鎢礦帶(項(xiàng)新葵等, 2012; 陳國華等, 2015; 毛景文等, 2020)、欽杭銅多金屬成礦帶(楊明桂等, 2009; 倪培和王國光, 2017)、武夷山鎢鈾金銀多金屬成礦帶(徐德明等, 2012)和南嶺鎢錫鉬鈹成礦帶(陳毓川等, 1989; 陳駿等, 2008).

欽杭成礦帶位于揚(yáng)子與華夏地塊在新元古代形成的拼貼帶內(nèi)(圖1).東起浙江杭州灣，經(jīng)湘東和贛中，向廣西欽州灣延伸，全長近2000 km，寬100～150 km(楊明桂和梅勇文, 1997).北東段大型超大型礦床密集產(chǎn)出，主要與燕山早期(180～160 Ma)小體積侵位的埃達(dá)克質(zhì)斑巖有關(guān)，主要成礦類型為斑巖型和矽卡巖型，礦化以銅金為主，成礦年齡集中于175～160 Ma(倪培和王國光, 2017).典型礦床包括德興超大型斑巖銅礦, 其輝鉬礦Re-Os年齡為171 Ma(Wang et al., 2015).類似礦床包括銀山銅金多金屬礦床(170 Ma; Wang et al., 2012)和建德銅礦(161 Ma; Chen et al., 2017)等(圖1).

圖1 研究區(qū)域位置及地震臺(tái)站分布“萬載—永春”剖面跨越欽杭成礦帶、武夷山成礦帶及東南沿?；鹕綆r帶.紅色三角形表示本研究中所使用的短周期地震臺(tái)站(以一定的間隔(～50 km)繪制，并未繪制出所有的地震臺(tái)站).青藍(lán)色和粉紅色區(qū)域代表了欽杭成礦帶和武夷山成礦帶的大致范圍.(a) 華南地塊構(gòu)造格架(據(jù)李三忠等，2017，略修改)，反映區(qū)內(nèi)發(fā)育揚(yáng)子克拉通(地塊)、江南造山帶和華夏塊體等構(gòu)造單元和NE向主要走滑斷裂.主要斷裂系統(tǒng)包括：江山—紹興斷裂、合浦—北流斷裂、吳川—四會(huì)斷裂、邵武—河源斷裂及政和—大浦?jǐn)嗔?代表性的中生代大型礦床(如德興、建德和冷水坑等)被顯示.(b) 研究區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)葉天竺等, 2017)，反映剖面沿線主要地層與巖漿巖分布.Fig.1 Research region and the location of seismic stationsWanzai-Yongchun seismic profile spans the Qin-Hang Metallogenic Belt, the Wuyishan Metallogenic Belt and the Southeastern Coast volcanic plutonic belt. The red triangles represent the short-period seismic stations used in this study (not all stations are shown in the illustration, only including stations that maintain a specific spacing about 50 km). The cyan and pink areas represent the approximate spatial range of the Qin-Hang and Wuyishan metallogenic belts. (a) Tectonic frame in the South China Block (Modified from Li et al., 2017), including the Yangtze Craton, the Jiangnan Orogenic Belt and the Cathaysian Block, as well as the NE strike-slip fault system: the Jiangshan-Shaoxing Fault, Hepu-Beiliu Fault, Wuchuan-Sihui Fault, Shaowu-Heyuan Fault, and Zhenghe-Dapu Fault. Mesozoic representative ore deposits (e.g., Dexing, Jiande, Lengshuikeng and so on) are shown. (b) Simplified geological map in research region (Ye et al., 2017), including the distribution of the strata and magmatic rocks across the survey line.

武夷山成礦帶北以江南—紹興斷裂帶為界，與北側(cè)的欽杭成礦帶相鄰，南以政和—大浦?jǐn)嗔褳榻?，與東南沿?；鹕綆喔?圖1).江南—紹興斷裂帶是揚(yáng)子地塊與華夏地塊的拼合邊界，政和—大埔深大斷裂控制著東南沿海大面積(近10萬km2)巨厚(平均5000 m)的中生代火山巖系.邵武—河源深大斷裂與NW向斷裂總體上控制了301多個(gè)孤立的火山斷陷盆地的形成與分布，相伴產(chǎn)出長約400 km的武夷山成礦帶(楊明德和姚金炎, 2008).該成礦帶迄今已探明大中型礦床180余處，尤以W、Sn, U、Ag、Pb-Zn等重要礦種最具優(yōu)勢(丁建華等, 2016).根據(jù)構(gòu)造-巖漿控礦特征及主要礦床空間分布，成礦帶大致可分為三條亞帶.北亞帶大致在江紹斷裂與武夷隆期帶北緣之間區(qū)域發(fā)育，成礦作用與中生代火山斷陷盆地內(nèi)中心式超淺成侵位的火山-巖漿系統(tǒng)有關(guān)，礦化以次火山(斑巖)和隱爆角礫巖型U-Pb-Zn和Ag-Pb-Zn為主.代表性礦床包括冷水坑大型銀鉛鋅礦(162 Ma; 孟祥金等,2009)、相山大型鈾-鉛鋅礦等(115 Ma; 陳正樂等, 2012)；南亞帶沿邵武—河源深大斷裂帶及其兩側(cè)分布，銀鉛鋅礦主要產(chǎn)于中生代火山-沉積盆地外側(cè)及邊緣，如福建龍溪梅仙鉛鋅礦床、浙江龍泉烏岙鉛鋅礦床、浙江遂昌冶嶺頭等(楊明德和姚金炎, 2008).鈾礦化顯示分段發(fā)育、集中成群特點(diǎn)(唐湘生等, 2011).中亞帶成礦主要與中生代黑云母花崗巖體、二云母花崗巖及白云母有關(guān)，礦化以鎢錫為主，礦床主要產(chǎn)于北東向深大斷裂及其與近東向斷裂交匯部位，代表性礦床包括行洛坑鎢礦(153 Ma)、巖背錫礦床(125 Ma)、滸坑(150 Ma)和金溪鎢鉬礦(152 Ma)等(毛景文等, 2008; 楊明德和姚金炎, 2008).

中酸性巖漿的形成發(fā)育及相關(guān)的成礦作用是三維巖石圈演化的物質(zhì)響應(yīng).地殼作為直接被活化改造的對象，忠實(shí)地記錄了構(gòu)造活動(dòng)的過程和結(jié)果.與中酸性巖漿有關(guān)的金屬礦床，盡管初始形成深度不盡相同，但多數(shù)位于地殼淺部0.5～10 km范圍.因此，揭示成礦帶地殼結(jié)構(gòu)，特別是成礦系統(tǒng)所根植的淺部地殼的精細(xì)結(jié)構(gòu)，對理解成礦系統(tǒng)的形成發(fā)育、成巖成礦機(jī)理以及區(qū)域成礦預(yù)測等具有重要意義.

在華南地區(qū)，前人針對上述相關(guān)問題已進(jìn)行了一系列研究并取得了重要進(jìn)展.例如，遠(yuǎn)震P波和S波接收函數(shù)研究顯示，華夏地塊巖石圈厚度約60～70 km, 南嶺—武夷交匯區(qū)地殼平均厚度為31.2 km,泊松比值為0.23，總體呈薄地殼、低泊松比的特點(diǎn)(Li et al., 2013; 葉卓等, 2013; Zheng et al., 2014; 徐濤等, 2014; 韓如冰等, 2019).欽杭成礦帶地殼平均厚度約34 km,以高波速比(VP/VS)為特征，反映地殼富含鐵鎂質(zhì)組分(Zhang et al., 2021a,b).電性結(jié)構(gòu)研究表明，東南沿?；鹕綆r區(qū)和武夷隆起帶巖石圈存在明顯的電性結(jié)構(gòu)差異(胡祥云等, 2017).大尺度衛(wèi)星重磁場揭示，欽杭成礦帶兩側(cè)存在具有不同的物質(zhì)組成和基底特征(林吉焱等，2020).衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)結(jié)果表明，欽杭成礦帶(東段)處于莫霍面隆起區(qū)域，反映幔源物質(zhì)對成礦作用有較大的影響，而武夷山成礦帶位于莫霍面隆-陷交替區(qū)域，成礦作用可能與殼幔相互作用關(guān)系更為密切(羅凡等, 2019).總體上，前人對欽杭和武夷成礦帶的地殼結(jié)構(gòu)探測與研究積累了不少資料，但目前仍缺乏高分辨率的地殼速度模型，對成礦帶殼幔相互作用和巖漿活動(dòng)的表現(xiàn)形態(tài)和影響范圍等問題仍缺乏關(guān)鍵性證據(jù)；同時(shí)，跨越不同成礦帶的綜合研究還相對較少，仍難以對區(qū)域成礦差異性的內(nèi)在原因和控制因素做出深刻揭示.

為了進(jìn)一步增進(jìn)對區(qū)域成礦背景和深部過程的認(rèn)識(shí)，查明控制成礦差異性的根本因素，同時(shí)探索主動(dòng)源和被動(dòng)源聯(lián)合探測的可行性，我們利用短周期密集臺(tái)陣，開展了跨欽杭和武夷山成礦帶的“萬載—永春”剖面主動(dòng)源和被動(dòng)源聯(lián)合探測(林吉焱等, 2020; Lin et al., 2021; Huang et al., 2022； Zheng et al., 2022).在本次研究中，我們利用該剖面記錄的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，開展了雙聚束噪聲成像研究，獲得了剖面下方的S波速度結(jié)構(gòu).本文結(jié)合已有的研究成果，對研究區(qū)的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)及其對區(qū)域成礦差異性的控制作用進(jìn)行了深入討論.

1 數(shù)據(jù)與方法

我們使用了中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所于2018年11月在中國東南部布設(shè)的“萬載—永春”剖面所記錄的近1個(gè)月的環(huán)境噪聲數(shù)據(jù).該剖面呈北西-南東向，橫跨新元古江南造山帶、武夷山隆起帶和東海沿海巖漿帶等三大構(gòu)造單元，穿越欽杭成礦帶和武夷山成礦帶，全長約530 km，臺(tái)間距約為1 km，共包括了436臺(tái)EPS-2型短周期地震儀(圖1).

1.1 噪聲互相關(guān)函數(shù)

本文采用了Bensen等(2007)提出的經(jīng)典環(huán)境噪聲數(shù)據(jù)處理流程計(jì)算臺(tái)站之間的噪聲互相關(guān)函數(shù).首先將各個(gè)臺(tái)站所記錄的連續(xù)波形數(shù)據(jù)截取為1 h的數(shù)據(jù)文件，并重采樣至20 Hz.然后對數(shù)據(jù)進(jìn)行去均值、去線性趨勢、去儀器響應(yīng)、帶通濾波(0.3～10 s)、時(shí)域歸一化和頻譜白化等處理.在此基礎(chǔ)上，計(jì)算了所有臺(tái)站對相同時(shí)段內(nèi)(小時(shí))數(shù)據(jù)的互相關(guān)函數(shù).對于單個(gè)臺(tái)站對，使用了Li等(2018)發(fā)展的相位加權(quán)技術(shù)，對所有按小時(shí)計(jì)算的互相關(guān)函數(shù)進(jìn)行疊加，得到了臺(tái)站對之間最終的噪聲互相關(guān)函數(shù).在本研究中，我們僅使用了臺(tái)站的Z分量數(shù)據(jù).

本文所計(jì)算的所有噪聲互相關(guān)函數(shù)的接收臺(tái)站均位于源臺(tái)站的東南側(cè).圖2a 展示了1141臺(tái)站與其他所有臺(tái)站之間的噪聲互相關(guān)函數(shù)，可以看到Rayleigh波信號(hào)僅出現(xiàn)在互相關(guān)函數(shù)的負(fù)支，而正支則幾乎沒有信號(hào)，這表明噪聲源的能量主要來自于研究區(qū)域東南側(cè)的海洋.故此，我們只使用了噪聲互相關(guān)函數(shù)的負(fù)支部分.圖2c對1141-1343臺(tái)站(圖2a中的紅線)的互相關(guān)波形(圖2b)進(jìn)行了時(shí)頻分析，結(jié)果顯示信號(hào)的能量主要集中在2～5 s.

圖2 按臺(tái)站間距排列的噪聲互相關(guān)函數(shù)及對噪聲互相關(guān)波形的時(shí)頻分析(a) 1141臺(tái)站與其他所有臺(tái)站之間的噪聲互相關(guān)函數(shù)； (b) 經(jīng)過對稱翻折和歸一化處理后的1141-1343臺(tái)站對((a)中的紅色實(shí)線)噪聲互相關(guān)函數(shù)的負(fù)支，紅色虛線表示2.0～4.0 km·s-1的速度窗口；(c)為(b)中噪聲互相關(guān)波形的時(shí)頻分析結(jié)果.Fig.2 Noise cross-correlations against inter distance and the time-frequency analysis of the noise cross-correlation waveform(a) Noise cross-correlations between station 1141 and other stations. (b) The negative branch of noise cross-correlations of station pair 1141-1343 (red line in (a)), after flipping symmetrically and normalizing. The red dash lines denote the velocity window 2.0～4.0 km·s-1. (c) Time-frequency analysis result of the noise cross-correlation waveform in (b).

1.2 雙聚束噪聲成像

地震學(xué)中聚束分析，其基本思想是估計(jì)在地震臺(tái)陣上傳播的地震波的相干部分，并確定其傳播性質(zhì)(Krüger et al., 1993; Rost and Thomas, 2002).這一思想被廣泛用于識(shí)別地震波的類型和入射角(Nakata et al., 2019).通過將密集臺(tái)陣劃分為若干個(gè)子臺(tái)陣，對單個(gè)子臺(tái)陣進(jìn)行聚束分析時(shí)，稱為單聚束分析.而當(dāng)兩個(gè)子臺(tái)陣滿足一定的要求時(shí)(如：遠(yuǎn)場假設(shè))，根據(jù)平面波假設(shè)，可以假定存在地震波從一個(gè)子臺(tái)陣(源陣列)傳播到另一個(gè)子臺(tái)陣(接收陣列).在此情況下，對源臺(tái)陣和接收臺(tái)陣同時(shí)開展聚束分析，便稱為雙聚束分析(圖3).作為一種臺(tái)陣分析技術(shù)(Boué et al., 2013)，雙聚束方法在地震學(xué)中得到廣泛應(yīng)用，如：識(shí)別全球尺度的反射震相(Krüger et al., 1993; Poli et al., 2015)、研究局部和實(shí)驗(yàn)室尺度的地震波傳播(De Cacqueray et al., 2011; Nakata et al., 2016)、開展多路徑淺水層析成像(Roux et al., 2008, 2011)和面波成像(Boué et al.,2014; Roux et al., 2016; Wang et al., 2019a)等.

圖3 雙聚束分析原理示意圖修改自Nakata等(2019)的圖8.3.淺灰色圓形表示臺(tái)站的位置，深灰色圓形表示雙聚束所使用的臺(tái)站.黑色圓圈表示源/接收波束的大小，黑色箭頭代表疊加波形的出射角度θs和入射角度θr，虛線指示了源波束和接收波束之間波傳播的最短路徑.us和ur分別為源波束和接收波束內(nèi)的慢度.Fig.3 Illustration of double beamformingModified from the Figure 8.3 of Nakata et al. (2019). The light gray dots show the location of stations, and the dark gray dots represent the stations used for double beamforming analyses. The black circle represents the source and receiver beam width (size). The black arrows denote the outgoing (θs) and incoming angles (θr) of the stacking waveforms, and the dashed line indicates the shortest path for wave propagation between the source and receiver beam. us and ur are the slowness in the source and receiver beam, respectively.

本研究所使用的方法，是最近新發(fā)展的針對1D線性臺(tái)陣的雙聚束噪聲面波成像方法(Wang et al., 2019a).其原理是，當(dāng)源波束和接收波束滿足遠(yuǎn)場假設(shè)時(shí)，基于面波傳播的平面波假設(shè)，通過給予合適的慢度搜索空間，對源波束和接收波束同時(shí)開展聚束分析，從而直接估計(jì)能夠代表波束內(nèi)的最優(yōu)速(慢)度.時(shí)域內(nèi)表示如下：

其中Z表示疊加的波形，z為各個(gè)臺(tái)站對的噪聲互相關(guān)波形，us和ur分別為源波束和接收波束的Rayleigh波慢度，t為Rayleigh波到時(shí)，Ns和Nr分別為源端和接收端內(nèi)臺(tái)站的個(gè)數(shù).相應(yīng)的，頻域(Wang et al., 2019b)內(nèi)雙聚束分析表示如下：

(2)

與常規(guī)的雙聚束分析(如：Nakata et al., 2016)不同，Wang等(2019a)針對1D臺(tái)陣進(jìn)行一定的簡化，即忽略了波傳播的方位角θs和θr(圖3)，相應(yīng)的τs和τr定義如下：

(3)

其中Xsi和Xrj分別表示源臺(tái)站和接收臺(tái)站的位置，Xsc和Xrc分別表示源陣列和接收陣列中心的位置.

相比較傳統(tǒng)的噪聲成像方法，基于1D臺(tái)陣的雙聚束噪聲成像(Wang et al., 2019a,b)方法提供了一種直接測量相速度的途徑，規(guī)避了常規(guī)的相速度反演步驟，能夠有效避免對速度異常的錯(cuò)誤估計(jì).此外，該方法可通過在不同的源-接收波束之間進(jìn)行重復(fù)測量，能夠有效地估計(jì)所測量局部相速度的不確定性.

為了利用雙聚束方法得到單個(gè)波束內(nèi)不同周期的相速度，我們使用了高斯窄帶濾波器(Bensen et al., 2007; Nakata et al., 2019)對計(jì)算的噪聲互相關(guān)波形進(jìn)行了窄帶濾波，圖4a—d分別展示了中心周期為1.0、3.0、5.0和7.0 s的結(jié)果.由圖4a中可見，1.0 s的Rayleigh波在視覺上僅存在于150 km范圍以內(nèi)，150 km以外幾乎不存在有效信號(hào).值得注意的是，大約在100～150 km范圍內(nèi)，中心周期為1.0 s的噪聲互相關(guān)波形存在兩組連續(xù)可追蹤的波形，除了基階Rayleigh波外，我們推測另外一組信號(hào)可能為高階面波或是體波信號(hào)(Zhan et al., 2010).3.0 s和5.0 s的Rayleigh波(圖4b,c)信號(hào)連續(xù)且信噪比良好，7.0 s的Rayleigh波(圖4d)的信噪比明顯降低，應(yīng)該與儀器的頻帶范圍有關(guān).

圖4 窄帶濾波處理后的噪聲互相關(guān)函數(shù)1141臺(tái)站與其他所有臺(tái)站之間的經(jīng)窄帶濾波處理后的噪聲互相關(guān)函數(shù)，這里僅顯示了存在面波信號(hào)的負(fù)支.(a)—(d)對應(yīng)的周期分別1.0、3.0、5.0和7.0 s.Fig.4 The narrow-band filtered noise cross-correlationsThe narrow-band filtered noise cross-correlations between station 1141 and other stations, only negative branches that include the surface wave signals are shown. (a)—(d) are at 1.0, 3.0, 5.0 and 7.0 s period.

在進(jìn)行雙聚束分析之前，首先需要根據(jù)觀測系統(tǒng)的幾何形狀和臺(tái)站間距的特點(diǎn)，確定波束中心的位置，即以簡單且規(guī)則的方式對研究區(qū)域進(jìn)行空間采樣.我們使用分段線性函數(shù)對剖面臺(tái)站位置進(jìn)行擬合，并將波束中心的沿經(jīng)度方向間距設(shè)置為2 km，最終獲得共計(jì)240個(gè)波束中心，波束中心和臺(tái)站的位置如圖5所示.

圖5 臺(tái)站與波束中心位置藍(lán)色三角形表示地震臺(tái)站，紅色圓形表示波束中心.Fig.5 Seismic stations and beam centerThe blue triangles and red circles denote the location of the seismic stations and beam center, respectively.

然后，需要確定與成像橫向分辨率有關(guān)的波束寬度.射線理論(Wang and Dahlen, 1995)要求每個(gè)周期對應(yīng)的波束寬度至少需要大于1/2倍的波長.我們根據(jù)研究區(qū)域周期和相速度的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系(1.0～3.0 s周期范圍的參考相速度值為3 km·s-1，3.0～7.0 s為3.5 km·s-1)估計(jì)了各個(gè)周期Rayleigh波的波長范圍，同時(shí)綜合考慮波束內(nèi)的有效臺(tái)站(經(jīng)驗(yàn)上單個(gè)波束內(nèi)至少需要有3個(gè)臺(tái)站才能夠獲得穩(wěn)定可靠的測量結(jié)果)等因素，最終選擇了20 km作為進(jìn)行雙聚束分析的波束寬度.此外，我們移除1.5倍波長范圍以內(nèi)的波束對，以滿足遠(yuǎn)場假設(shè)要求(Yao et al., 2006; Yang et al., 2007, 2012; Luo et al., 2015).

遵循Wang等(2019a)的處理流程，在進(jìn)行雙聚束分析之前，我們對噪聲互相關(guān)波形進(jìn)行了截?cái)?速度窗口4.0 km·s-1)和平滑衰減處理，以減弱高階面波和前驅(qū)到時(shí)可能帶來的影響.通過采取不同的源慢度(us)和接收慢度(ur)組合，對波束內(nèi)的臺(tái)站與源/接收波束中心的距離進(jìn)行校正，進(jìn)而在頻域(Wang et al., 2019b)進(jìn)行波形的傾斜疊加.在此過程中，采用了2D網(wǎng)格搜索的策略，以疊加后波形包絡(luò)的最大振幅為評價(jià)標(biāo)準(zhǔn)，確定源/接收波束下方的最優(yōu)慢度(圖6).

圖6 2D網(wǎng)格搜索最佳慢度示例(a) 采取不同的源/接收波束慢度組合時(shí)所疊加的波形.黑色實(shí)線為實(shí)際的疊加波形，紅色實(shí)線根據(jù)疊加波形所計(jì)算的包絡(luò); (b) 疊加波形包絡(luò)的最大振幅隨源波束慢度和接收波束慢度變化的分布情況.黃十字表示最大振幅的位置.Fig.6 Example of determining the best slowness by 2D grid search(a) Stacked waveforms with different source beam slowness and receiver beam slowness. The black line is the stacked waveforms, and the red line is the envelope waveforms of the stacked waveforms; (b) The maximum envelope amplitude of the stacked waveforms with respect to the source side slowness and receiver side slowness. The yellow cross marks the location with the maximum amplitude.

在完成所有波束對測量后，對于單個(gè)波束中心，存在由不同源-接收波束測量所獲得的慢度.在去除兩倍標(biāo)準(zhǔn)差以外的極端測量值后，以剩余慢度的平均值作為該波束中心的最優(yōu)慢度，而波束慢度的測量誤差被定義為有效測量值的標(biāo)準(zhǔn)差除以獨(dú)立測量數(shù)(即非重疊波束的個(gè)數(shù))的平方根(Wang et al., 2019a).此外，疊加波形的信噪比也作為測量慢度取舍的評價(jià)標(biāo)準(zhǔn)，本文僅保留了信噪比大于20的測量值(表1).

表1 疊加波形信噪比統(tǒng)計(jì)Table 1 SNR (Signal-to-Noise Ratio) statistics of the stacked waveforms

圖7a—d分別以1.0、3.0、5.0和7.0 s周期為例，展示了沿剖面相速度的測量結(jié)果.各個(gè)周期結(jié)果對比表明，1.0和7.0 s的測量誤差明顯大于3.0和5.0 s，這與不同周期噪聲互相關(guān)波形的信噪比有關(guān)(圖4).短周期信號(hào)受制于研究區(qū)域噪聲源能量的頻帶范圍(圖2c)，而長周期則受地震儀器頻帶范圍和觀測時(shí)間的限制.這一點(diǎn)在不同周期的疊加波形的信噪比上也有所體現(xiàn)(表1).在空間范圍的分布上，周期為1.0 s時(shí)剖面兩端的測量誤差明顯大于中間部分，這應(yīng)該與1.0 s的Rayleigh波信號(hào)強(qiáng)度有關(guān).圖4a顯示，1.0 s的Rayleigh波信號(hào)僅存在于有限的臺(tái)站間距范圍內(nèi)，因此相比較于其他周期，可用于進(jìn)行波形疊加的臺(tái)站對較少，尤其是對于測線兩端的部分.對于絕大部分周期而言，存在一定空間范圍內(nèi)(如：116.0°～116.5°)的測量誤差較大，這應(yīng)該與該范圍內(nèi)波束中心周圍可用臺(tái)站較少有關(guān)(圖5).

圖7 沿地震剖面的慢度測量結(jié)果(a)—(d) 分別為1.0、3.0、5.0和7.0 s的瑞雷波相速度測量結(jié)果，誤差棒表示測量值的誤差.Fig.7 Slowness measurements along the seismic survey profile(a)—(d) are the Rayleigh wave phase-velocity measurements at 1.0, 3.0, 5.0 and 7.0 s period, error bars represent the measuring uncertainties.

進(jìn)而，我們將所有周期和波束中心的測量結(jié)果進(jìn)行組合，得到了距離-周期的2D相速度(圖8a)和測量誤差(圖8b)剖面.整體上，測量誤差較大的區(qū)域一般是由于波束中心周圍沒有足夠的臺(tái)站(圖5).此外，較短周期范圍(≤1.5 s)的測量誤差普遍較大.以測量誤差模型(圖8b)為參考，便可對所獲得的相速度模型進(jìn)行初步評價(jià)，有助于識(shí)別和剔除虛假的速度異常，如橫向200～350 km范圍內(nèi)存在一系列狹小的條帶狀異常，這很有可能是因?yàn)樵摲秶鷥?nèi)波束中心附近可用臺(tái)站不足，測量結(jié)果不穩(wěn)定導(dǎo)致的.

圖8 (a) 2D相速度剖面; (b) 2D測量誤差剖面Fig.8 (a) 2D phase velocity cross-section. (b) 2D cross-section of the measuring uncertainties

1.3 S波速度結(jié)構(gòu)反演

為了獲得剖面下方的S波速度結(jié)構(gòu)，我們使用Rayleigh波相速度頻散數(shù)據(jù)(圖8a)進(jìn)行了迭代最小二乘1D反演(Herrmann, 2013).在S波速度反演之前，我們對頻散數(shù)據(jù)進(jìn)行了質(zhì)量控制，實(shí)際使用的Rayleigh波相速度頻散剖面如圖9所示.一方面，我們舍棄了測量誤差(圖8b)較大的頻散數(shù)據(jù).Gkogkas等(2021)曾嘗試過類似的做法，用以減少因非均勻噪聲源對相速度測量所帶來的影響.本文以3.0 km·s-1為參考速度，去除了測量誤差大于2%參考速度的頻散數(shù)據(jù)，這一過程主要去除了周期為1.0 s和7.0 s的部分測量誤差較大的頻散數(shù)據(jù)(圖9).另一方面，我們以反演后的結(jié)果作為參考，舍棄了部分測量頻散和理論頻散擬合程度較差的數(shù)據(jù).我們對反演后測量頻散和理論頻散的標(biāo)準(zhǔn)誤差進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，僅保留了標(biāo)準(zhǔn)誤差小于0.02 km·s-1的頻散數(shù)據(jù)(約占總數(shù)的90%).由此過程去除的頻散數(shù)據(jù)不僅具有相對較高的測量誤差，而且表現(xiàn)出空間上的聚集性，所在的區(qū)域正是推測可能出現(xiàn)虛假相速度異常的位置(圖8).正如前文所提到的，這可能是因?yàn)椴ㄊ行母浇捎门_(tái)站不足，使得測量結(jié)果不穩(wěn)定，可靠性較低.

圖9 (a) 用于S波反演的2D相速度頻散剖面； (b) 測量誤差剖面白色空白位置為舍棄的頻散數(shù)據(jù)，黃色三角形標(biāo)注了圖10頻散數(shù)據(jù)對應(yīng)的位置.Fig.9 (a) 2D phase velocity cross-section used for S-wave inversion. (b) The cross-section of the measuring uncertaintiesThe white blank represents the discarded dispersion data, the yellow triangle represents the corresponding location of dispersion data in Fig.10.

在反演每個(gè)波束中心的Rayleigh波頻散時(shí)，我們采用了不隨深度變化的恒值初始模型，設(shè)定S波速度為3 km·s-1，P波速度為5.25 km·s-1, 密度為2 g·cm-3，地層厚度為0.5 km，最大反演深度為20 km.在迭代反演S波速度的過程中，波速比(=1.75)保持不變，密度則由與P波速度有關(guān)的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系進(jìn)行更新(Brocher, 2005).同時(shí)，為了避免過小阻尼值可能會(huì)導(dǎo)致數(shù)據(jù)的過擬合，我們首先采用較大的阻尼值(=10)進(jìn)行初次反演，然后使用較小的阻尼值(=0.5)進(jìn)行了20次迭代反演，獲得了該波束中心下方的S波速度結(jié)構(gòu).

圖10展示了遂川—撫州盆地內(nèi)的一個(gè)波束中心(圖9a的黃色三角形)頻散數(shù)據(jù)反演結(jié)果.圖10a為反演前后速度模型的變化，圖10b是根據(jù)反演的速度模型計(jì)算了不同周期(1.0、3.0、5.0和7.0 s)的深度敏感核，圖10c 展示了測量的相速度頻散與根據(jù)反演速度模型計(jì)算的理論頻散的擬合情況.我們以最長周期(=7.0 s)的深度敏感核(圖10b紅色實(shí)線)為參考，選擇了10 km作為速度模型的截?cái)嗌疃?，用以組成測線下方的2D橫波速度剖面.同時(shí)，使用了局部多項(xiàng)式插值算法對反演結(jié)果進(jìn)行了網(wǎng)格化和空間平滑，最終得到的2D橫波速度剖面如圖11a所示.基于林吉焱等(2020)所獲得的P波速度模型(圖11b)，我們計(jì)算得到了剖面下方0～6 km的波速比模型(圖11c).

圖10 單個(gè)波束中心頻散反演示例(a) 1D初始速度模型和反演結(jié)果，對應(yīng)于圖9a黃色三角形所標(biāo)識(shí)位置的數(shù)據(jù)； (b) 1.0、3.0、5.0 和 7.0 s瑞雷波相速度對橫波速度的敏感核； (c) 測量頻散和由反演結(jié)果計(jì)算的理論頻散.Fig.10 Example of S-wave inversion at a single beam center(a) 1D initial S-wave velocity model and inversion result, corresponding to the data at the location denoted by yellow triangle in Fig.9a; (b) Sensitivity kernels of Rayleigh wave phase velocities to shear-wave velocities at 1.0, 3.0, 5.0 and 7.0 s; (c) The measuring dispersion and theoretical dispersion that is calculated by the inversion result.

圖11 “萬載—永春”剖面上地殼速度結(jié)構(gòu)地層符號(hào)：Pt，元古宇；Mz，中生界(未分層)；J-K，侏羅-白堊系；γ:中生代花崗巖；∈:寒武系；T，三疊系；J，侏羅系.數(shù)據(jù)來源：葉天竺等, 2017.(a) S波速度結(jié)構(gòu)，黑色和藍(lán)色虛線標(biāo)識(shí)了區(qū)域內(nèi)斷裂在深部可能的展布形態(tài)；(b) P波速度結(jié)構(gòu)(林吉焱等, 2020)；(c) VP/VS波速比結(jié)構(gòu).Fig.11 The upper crustal seismic velocity structure beneath the “Wanzai-Yongchun” survey profileAcronyms for stratum: Pt，Proterozoic; Mz，Mesozoic (undivided); J-K，Jurassic-Cretaceous; γ，Mesozoic granites; ∈, Cambrian; T, Triassic; J, Jurassic. Data source: Ye et al., 2017. (a) S-wave velocity structure. The black and blue dash lines denote the potential deep extending patterns of regional faults. (b) P-wave velocity structure (Lin et al., 2020). (c) VP/VS ratio structure.

1.4 噪聲源分布對成像結(jié)果的影響

正如Wang等(2019a)所提到的，在面對非均勻分布噪聲源的應(yīng)用場景時(shí)，基于1D臺(tái)陣的雙聚束噪聲成像在速度測量的過程中會(huì)產(chǎn)生潛在偏差.前人的研究表明，當(dāng)噪聲源的方向不平行于測線時(shí)，與均勻分布的噪聲源的情況相比，從噪聲互相關(guān)中獲得的面波速度會(huì)偏大(Lin et al., 2008; Yao and Van Der Hilst, 2009)；且對于較短臺(tái)間距的臺(tái)站對來說，不均勻的噪聲源在長周期帶來的測量偏差會(huì)進(jìn)一步增大(Snieder, 2004).

本文所使用的位于中國東南部的短周期密集臺(tái)陣數(shù)據(jù)觀測時(shí)間較短，剖面整體成北西-南東向，因此所使用的環(huán)境噪聲數(shù)據(jù)的噪聲源分布具有強(qiáng)烈的非均勻性.為了應(yīng)對非均勻噪聲源可能帶來的影響，正如前文所述，一方面我們參考了Gkogkas等(2021)的做法，通過對測量誤差進(jìn)行限制以減弱非均勻噪聲源的影響.另一方面，受益于主動(dòng)源和被動(dòng)源的聯(lián)合觀測，我們比較了所獲得S波速度模型和主動(dòng)源成像所獲得的P波速度模型(林吉焱等, 2020).二者在速度結(jié)構(gòu)特征上的一致性證明了所獲得模型的可靠性.

2 討論

S波速度模型揭示了研究區(qū)淺部地殼橫向上具有強(qiáng)烈的速度異常變化(圖11).對于淺層地殼速度結(jié)構(gòu)而言，這些速度異常通常與多種因素有關(guān)，包括物質(zhì)成分、孔隙度、水分含量和斷裂構(gòu)造等.我們將以欽杭成礦帶和武夷山成礦帶內(nèi)的速度異常為對象，討論其可能形成的原因及其對區(qū)域成礦規(guī)律和深部動(dòng)力學(xué)背景的啟示.

2.1 S波速度模型結(jié)構(gòu)與主要斷裂系統(tǒng)

S波速度模型顯示，以北部江山—紹興斷裂和南部政和—大浦?jǐn)嗔褳檫吔?，淺部地殼的速度異常具有一定的分塊特征(圖11).江山—紹興斷裂兩側(cè)的速度結(jié)構(gòu)存在顯著差異，這與前人的P波和S波速異常結(jié)構(gòu)相一致(Zhang et al., 2008; Zhao et al., 2013; 林吉焱等, 2020)，反映該斷裂是一條區(qū)域性的深大斷裂.地質(zhì)觀察表明，該斷裂作為一條巖石圈尺度的邊界斷裂，標(biāo)志著揚(yáng)子和華夏塊體沿此帶碰撞縫合(He et al., 2013; Guo and Gao, 2018; Guo et al., 2019).根據(jù)S波速度結(jié)構(gòu)及低速異常空間延伸，我們推測該斷裂屬大型逆沖斷裂，傾向西北，切割上地殼，向下延伸至10 km(圖11).在江山—紹興斷裂北側(cè)的江南造山帶或欽杭成礦帶，上地殼發(fā)育區(qū)內(nèi)最大規(guī)模的低速異常(圖11).根據(jù)江南造山帶地質(zhì)記錄，該區(qū)除發(fā)育中生代地層外，大量發(fā)育華南最連續(xù)、面積最大的元古宙淺變質(zhì)火山沉積巖系，如雙橋山群/梵凈山群/四堡群/冷家溪群/上溪群陸緣碎屑沉積(879～823 Ma, 倪培和王國光, 2017).我們推測，這一速度異?？赡芘c欽杭成礦帶內(nèi)元古代淺變質(zhì)火山沉積巖系及上覆蓋層相對應(yīng).

我們的S波速度模型清楚地顯示，政和—大浦?jǐn)嗔迅浇l(fā)育明顯的低速異常，雖然其橫向延展不大，但垂直延伸至7 km深度(圖11).斷裂兩側(cè)具有明顯不同的波速結(jié)構(gòu)：南側(cè)的東南沿?；鹕綆黠@大于北側(cè)的武夷成礦帶，反映斷裂兩側(cè)具有不同地殼物質(zhì)結(jié)構(gòu)(圖11).前人利用地殼內(nèi)部反射和Moho面反射等多震相聯(lián)合約束的地殼P波速度結(jié)構(gòu)也顯示，政和—大浦?jǐn)嗔褞蓚?cè)的下地殼具有明顯不同的P波和S波速度結(jié)構(gòu)，東南側(cè)的速度明顯高于西側(cè)(Cai et al., 2015; 李培等, 2015).這些結(jié)果表明，政和—大浦?jǐn)嗔咽且粭l近于直立的或向南陡頃的張扭性深大斷裂，其形成發(fā)育控制了東南側(cè)廣泛發(fā)育晚中生代火山巖系和北西側(cè)出露的前寒武紀(jì)古老基底變質(zhì)巖系.

發(fā)育于江山—紹興斷裂南側(cè)的遂川—撫州斷裂，被認(rèn)為是一條長期活動(dòng)的控巖控盆控礦斷裂(張萬良等, 2015).該斷裂兩側(cè)的淺部地殼內(nèi)(0～6 km)發(fā)育大小不一、強(qiáng)度不等的低速異常，其中，東南側(cè)低速異常規(guī)模大，向下延伸至5 km處，與撫州—永豐掀斜盆地相對應(yīng)；西北側(cè)低速異常規(guī)模小，延伸淺(<3 km)，也與小型盆地相對應(yīng).P波速度模型中也存在類似的低速特征(林吉焱等, 2020)，MT反演顯示該低速異常與視電阻率低異常區(qū)相對應(yīng)(周忠平, 2018).地質(zhì)研究表明，該斷裂上陡下緩傾向東南，其南側(cè)火山沉積盆地內(nèi)部發(fā)育殼源火山-次火山巖及類磨拉石陸相沉積(張萬良等, 2015).我們的S波速度模型反映，遂川—撫州斷裂是向東南陡傾的張性斷裂，作為主要的盆緣斷裂，控制了兩側(cè)火山-沉積盆地的形成與發(fā)育.位于武夷山成礦帶內(nèi)的斷裂系統(tǒng)，例如，邵武—河源斷裂、吳川—四會(huì)斷裂和合浦—北流斷裂等(圖1)，被認(rèn)為是古太平洋俯沖和構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換形成的一系列大型走滑斷層，控制了數(shù)以百計(jì)的走滑拉分盆地或火山-沉積盆地的形成發(fā)育 (李三忠等, 2017).P波速度模型顯示，這些斷裂下方的速度負(fù)異常區(qū)和正異常區(qū)交替出現(xiàn)，且近乎直立(林吉焱等，2020).我們的S波速度模型顯示，這些斷裂下方的速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為相對低速，且大多在深部近乎直立，具有陡峭的傾斜角度，與地表觀測得出的走滑性質(zhì)相吻合(劉成忠等, 2009；李三忠等, 2017).

值得注意的是，除上述三條近直立(邵武—河源斷裂、吳川—四會(huì)斷裂和合浦—北流斷裂)的走滑斷裂及其相應(yīng)的低速異常外，在這些斷裂旁側(cè)或夾持區(qū)域，淺部地殼均出現(xiàn)規(guī)模不大但相對獨(dú)立的低速異常，如吳川—四會(huì)斷裂和合浦—北流斷裂之間的低速異常、邵武—河源斷裂北側(cè)和政和—大浦?jǐn)嗔驯眰?cè)的低速異常(圖11).這些低速異常的上方或邊緣，往往出露大規(guī)模的花崗巖體或巖基，暗示低速異?？赡芘c巖體邊緣的斷裂構(gòu)造或高滲透性有關(guān).與萬載—詠春剖面附近的深反射地震剖面結(jié)果(呂慶田，個(gè)人通訊)對比發(fā)現(xiàn)：對應(yīng)于這些淺部地殼小規(guī)模低速異常，淺部地殼發(fā)育拆離斷裂或鏟式正斷層，表明淺部地殼強(qiáng)烈伸展；中上地殼發(fā)育弧形地震反射，反映存在隱伏的大型巖基并顯示侵入結(jié)構(gòu)特征.這種對應(yīng)關(guān)系表明，我們的S波速度模型所揭示的淺部地殼小規(guī)模低速異常，可能由拆離斷層或鏟式斷層引起.在青藏高原，中新世S型淡色花崗巖巖體沿著藏南拆離系(STDs)大量侵位與發(fā)育及相應(yīng)的低速異常(Hou et al., 2012; 高利娥等, 2017)，也印證了這種可能性.

綜上所述，我們的S波速度模型清晰地刻畫了四類斷裂構(gòu)造的發(fā)育特征和空間展布.一是逆沖斷裂(江山—紹興斷裂)，代表揚(yáng)子與華夏地塊的縫合邊界；二是張性或張扭性斷裂(如政和—大浦?jǐn)嗔?、遂川—撫州斷?，發(fā)育于華夏地塊內(nèi)部的長期活動(dòng)的深大斷裂；三是走滑斷裂(如邵武—河源斷裂、吳川—四會(huì)斷裂和合浦—北流斷裂等)，控制中生代走滑拉分盆地及火山-沉積盆地發(fā)育；四是拆離斷裂或鏟式斷層，控制了花崗巖體侵位.

2.2 斷裂活動(dòng)與成礦控制

欽杭成礦帶發(fā)育在江南—紹興逆沖斷裂帶北側(cè)，成礦帶內(nèi)所有的礦床均產(chǎn)于逆沖斷裂帶上盤(圖1a)，反映逆沖斷裂與欽杭成礦帶密切相關(guān).該逆沖斷裂帶的發(fā)育標(biāo)志著欽杭成礦帶自新元古至中侏羅世(180～160 Ma)長期處于擠壓環(huán)境.這一擠壓環(huán)境為斑巖巖漿的多級侵位、巖漿房穩(wěn)定發(fā)育、巖漿充分分異和流體大量出溶提供了最為有利的環(huán)境(Richards, 2009, 2011; Sillitoe, 2010)，從而導(dǎo)致德興等大型斑巖銅礦形成(Hou et al., 2011, 2013).

遂川—撫州斷裂為代表的張性或張扭性斷裂，控制了一系列火山-沉積盆地及U、Pb-Zn-Ag礦的形成發(fā)育.相山鈾礦是典型的與超淺成侵位的次火山巖(115 Ma)有關(guān)的大型鈾礦，產(chǎn)于大型塌陷式火山盆地內(nèi)部(張萬良等, 2015)，賦存于NE向構(gòu)造和環(huán)狀火山塌陷構(gòu)造復(fù)合部位，產(chǎn)于次火山巖體內(nèi)及其外接觸帶(范洪海等, 2003; 陳正樂等, 2012).冷水坑大型鉛鋅銀礦床是產(chǎn)于月鳳山火山盆地邊緣、與偏堿性花崗斑巖(162.8 Ma, 孟祥金等, 2009)有關(guān)的斑巖型礦床.成礦斑巖或次火山巖在上侏羅統(tǒng)火山巖地層內(nèi)超淺成侵位，邊部伴有大量的隱爆角礫發(fā)育.礦化發(fā)生在斑巖體內(nèi)以及接觸帶中，蝕變類型有別于欽杭帶的德興式斑巖銅礦，缺少鉀交代作用，發(fā)育大量鐵錳碳酸鹽蝕變(孟祥金等, 2009).

邵武—河源斷裂以及吳川—四會(huì)斷裂和合浦—北流斷裂，是區(qū)內(nèi)最具代表性的走滑斷裂(徐嘉煒等, 1985)，其啟動(dòng)于侏羅紀(jì)，在白堊紀(jì)(135～100 Ma)再度強(qiáng)烈活動(dòng)，主要表現(xiàn)為右旋走滑作用(李三忠等, 2017).受這些走滑斷層控制和約束，華夏地塊上發(fā)育一系列拉分盆地和裂陷盆地(李三忠等, 2017).這些拉分盆地和火山裂陷盆地，作為區(qū)域應(yīng)力由壓扭到張扭轉(zhuǎn)變的標(biāo)志產(chǎn)物，控制了武夷山成礦帶，特別是南亞帶鈾金鉛鋅成礦作用，大量礦床主要沿邵武—河源斷裂帶集中產(chǎn)出(楊明德和姚金炎, 2008).

我們的S波速度模型揭示，與上述一系列大型NE-NNE向的走滑斷層相伴，華夏地塊還相應(yīng)地發(fā)育正斷層或鏟式斷層(圖11)，導(dǎo)致巨量花崗質(zhì)巖漿侵位和大規(guī)模伸展斷陷盆地的形成，形成所謂的以伸展斷陷盆地為盆和以花崗巖帶為嶺的典型盆嶺構(gòu)造(舒良樹等, 2004; 楊明桂等, 2009; 舒良樹, 2012).這些花崗巖以殼融花崗巖為主，主體分布于南嶺及武夷山(楊明桂等, 2009).它們沿深部拆離構(gòu)造大規(guī)模侵位，形成花崗巖基，順淺部鏟式斷層小體積侵位，形成花崗巖巖株或巖瘤，伴生大量的花崗巖鎢錫礦床(毛景文等, 2008).

總之，我們的S波速度模型揭示：不同的斷裂記錄了不同的地質(zhì)演化過程，控制了區(qū)域構(gòu)造-巖漿-成礦作用.逆沖斷裂活動(dòng)提供了一個(gè)擠壓扭動(dòng)狀態(tài)和較為封閉的構(gòu)造環(huán)境，利于巖漿充分分異和流體出熔匯聚，促進(jìn)了欽杭帶斑巖銅礦的形成發(fā)育；走滑斷裂活動(dòng)導(dǎo)致了走滑拉分盆地和火山斷陷盆地發(fā)育，巖漿沿盆地中心超淺成侵位，控制了武夷山淺成地溫?zé)嵋夯顒?dòng)和次火山巖(類斑巖)鈾金鉛鋅礦的形成發(fā)育；拆離斷層發(fā)育導(dǎo)致大型花崗巖基或小型巖體侵位，促進(jìn)了武夷山和南嶺等殼融花崗巖有關(guān)的鎢錫妮妲等礦床形成.

2.3 成礦金屬組合與深部結(jié)構(gòu)控制

我們的反演模型結(jié)果顯示：武夷山成礦帶的平均S波速度略高于欽杭成礦帶.這在直接測量得到不同周期的相速度結(jié)果中也有體現(xiàn)(圖7).林吉焱等(2020)也發(fā)現(xiàn)武夷山成礦帶的重力異常相對于欽杭成礦帶明顯偏低，推測武夷山成礦帶內(nèi)部的短波長重力異?？赡苁艿搅俗呋瑪嗔押蛶r漿巖分布的影響.我們認(rèn)為，這種整體性質(zhì)的差異，實(shí)際上是上地殼乃至整個(gè)地殼物質(zhì)組成與結(jié)構(gòu)差異的綜合結(jié)果，并可能被現(xiàn)今地球物理觀測到的結(jié)構(gòu)與物性參數(shù)(地殼厚度、速度、波速比等)以及巖漿地球化學(xué)示蹤反演的源區(qū)物質(zhì)變化所記錄.

Liu等(2021)利用5244個(gè)化探樣品(含75種元素)，根據(jù)元素相關(guān)性聚類分析計(jì)算結(jié)果，發(fā)現(xiàn)大致以江山—紹興斷裂為界，北側(cè)的欽杭成礦帶與南側(cè)的武夷山成礦帶具有顯著不同的元素組合分布.欽杭成礦帶顯示CaO-MgO-Sr-Na2O-SiO2-K2O組合聚類特征，反映偏中基性的地殼組成特征，而武夷山成礦帶顯示K2O-Sn-Hf-Zr-Ta-Th組合聚類特征, 反映偏中酸性富W-Sn-Nb-Ta-Zr-Hf的地殼組成特點(diǎn).這一結(jié)果大致與華南地區(qū)地殼VP/VS變化相吻合(Zhang et al., 2021a,b; Huang et al., 2022).VP/VS在欽杭成礦帶變化較大(Zhang et al., 2021a,b)，反映其地殼物質(zhì)的不均一性，這與江南造山帶局部殘留新元古洋殼殘片和弧玄武巖相一致；武夷山成礦帶VP/VS總體較低，但向東南沿海逐漸增高，反映武夷山地殼偏酸性，但向海方向鎂鐵質(zhì)增多.P波速度結(jié)構(gòu)也顯示，欽杭成礦帶下地殼具有高速特征(徐濤等, 2014; Lin et al., 2021)，武夷成礦帶下地殼速度降低，但在政和—大浦?jǐn)嗔迅浇碌貧ぎ惓８咚?Lin et al., 2021)，反映欽杭成礦帶因洋殼堆疊和巖漿底侵而具有鎂鐵質(zhì)新生下地殼特征(侯爵等，2022)，政和—大浦?jǐn)嗔严碌貧ぐl(fā)生強(qiáng)烈的巖漿底侵(Lin et al., 2021)，而武夷山成礦帶下地殼仍以古老地殼為特征.這一推斷也得到了區(qū)域巖漿巖鋯石Hf同位素填圖結(jié)果所佐證.初步的Hf同位素填圖(張智宇，個(gè)人通訊)表明，欽杭成礦帶巖漿巖以高εHf(t)值、低模式年齡(TDMc)為特征，反映其下地殼主要為新生的鎂鐵質(zhì)組分，相反，武夷山成礦帶巖漿巖以低εHf(t)值、高模式年齡(TDMc)為特征，指示其地殼以古老地殼為特征.

然而，我們觀測到武夷山成礦帶淺部地殼平均S波速度略高于欽杭成礦帶，與相應(yīng)的下地殼速度結(jié)構(gòu)及波速比變化正好相反.一個(gè)可能的解釋是，上地殼的物質(zhì)組分控制了S波速度變化.武夷山成礦帶被大量的花崗巖侵入，部分區(qū)域被長英質(zhì)火山巖覆蓋，而欽杭成礦帶內(nèi)雖然也發(fā)育小體積侵位的花崗巖和斑巖體，但其規(guī)模和強(qiáng)度遠(yuǎn)遜于武夷山成礦帶.由于花崗巖相較于沉積巖通常具有更高的S波速度，因此，武夷山成礦帶內(nèi)的平均S波速度高于欽杭成礦帶.

綜上所述，我們認(rèn)為，研究區(qū)地殼具有明顯的側(cè)向不均一性和垂向差異性，武夷山成礦帶淺部地殼平均S波速度高，以大量的花崗巖和火山巖發(fā)育為特征，下地殼以相對低速為特征，主體為古老地殼，相應(yīng)的成礦組合以親地殼的W-Sn-U-Pb-Zn-Ag組合為主.相反，欽杭成礦帶淺部地殼平均S波速度較低，以古老基底出露為特征，下地殼則為鎂鐵質(zhì)的新生物質(zhì)，有較多的幔源組分卷入，相應(yīng)的成礦組合以親地幔的Cu-Au組合為主.正是這種不同的地殼物質(zhì)組分及不同的斷裂系統(tǒng)，控制了兩大成礦帶形成發(fā)育和各具特色的金屬礦化組合.

3 結(jié)論

(1)“萬載—永春”剖面S波速度模型清晰刻畫了華南地塊四種不同類型的區(qū)域斷裂及其向深部的展布形態(tài)和速度特征.武夷山成礦帶內(nèi)的走滑斷裂幾乎均以高角度切穿上地殼，它們與相伴發(fā)育的鏟式斷層控制了大量的走滑拉分盆地和火山斷陷盆地的發(fā)育；欽杭成礦帶的江山—紹興斷裂顯示逆沖性質(zhì)，西北傾向，深切地殼，控制中生代斑巖巖漿系統(tǒng).

(2)“萬載—永春”剖面的淺部地殼在橫向上具有強(qiáng)烈的速度異常變化，且武夷山成礦帶內(nèi)的平均S波速度略高于欽杭成礦帶.這種速度差異反映，武夷山成礦帶上地殼以殼源花崗巖和酸性火山巖為主體，而欽杭成礦帶上地殼以巨厚的元古宙變質(zhì)火山-沉積巖系為特征.

(3)綜合分析表明，在欽杭成礦帶，盡管淺部地殼平均S波速度低，但下地殼高速異常顯著，反映其下部地殼偏鎂鐵質(zhì)；武夷山成礦帶淺部地殼平均S波速度高，但下地殼相對低速，反映下部地殼為偏長英質(zhì)古老地殼.下部地殼物質(zhì)組成差異是導(dǎo)致兩個(gè)成礦帶具有不同成礦金屬組合的根本原因.

致謝感謝中國地震局地球物理勘探中心的野外數(shù)據(jù)采集工作.感謝Wang Yadong博士提供的代碼和在數(shù)據(jù)處理過程中的悉心指導(dǎo).感謝南方科技大學(xué)楊英杰教授、中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所苗來成研究員、中國地質(zhì)科學(xué)院嚴(yán)加永研究員和張永謙副研究員、桂林理工大學(xué)俞貴平博士有益的建議和幫助.