嚴加永 呂慶田 張永謙 劉衛(wèi)強 王栩 陳昌昕 徐峣 劉家豪

1.中國地質(zhì)科學院，北京 100037 2.中國地質(zhì)調(diào)查局中國地質(zhì)科學院地球深部探測中心，北京 100037 3.東華理工大學地球物理與測控學院，南昌 330013 4.中國石油大學(北京)地球物理學院，北京 102249

華南陸塊位于歐亞大陸東南緣，作為新元古代以來全球地質(zhì)構(gòu)造演化最為復(fù)雜的地區(qū)之一，經(jīng)歷了多階段超大陸的聚合與裂解過程，古生代、中生代復(fù)雜的碰撞、陸內(nèi)造山過程，以及隨后的伸展過程，是創(chuàng)新大陸地質(zhì)理論、認識大陸演化過程的經(jīng)典地區(qū)(Zhaoetal.,2021)。雖然對華南陸塊大地構(gòu)造等地球科學研究已持續(xù)了幾十年，但仍有大量的科學問題尚未解決，這些問題包括：華南巖石圈物質(zhì)組成和基底屬性，華南陸內(nèi)塊體相互作用、構(gòu)造演化，深部過程及其與古太平洋板塊俯沖的關(guān)系，大花崗巖省的形成機制、時空演化等(Zhaoetal.,2018a，b)。要解決華南在不同地質(zhì)時期的構(gòu)造演化、巖漿活動及成礦動力學背景，其關(guān)鍵在于查明深部結(jié)構(gòu)，從深部來尋求答案。華南陸塊經(jīng)歷碰撞、拼貼、裂解、破壞、再造的復(fù)雜構(gòu)造演化(Fangetal.,2018)，查清華南基底和建立前寒武紀構(gòu)造格架具有重大意義(舒良樹，2012)。而理解華南前寒武紀的地質(zhì)演化，關(guān)鍵是識別和分析組成華南陸塊的揚子地塊和華夏地塊的邊界和拼貼演化過程。處于揚子和華夏地塊拼接地帶的江南造山帶便成為理解華南陸塊演化、動力學過程及大規(guī)模巖漿作用的關(guān)鍵窗口(王孝磊等，2017)。要深入了解江南造山帶這一關(guān)鍵窗口，首當其沖的是要確定江南造山帶的深部邊界。鑒于后期構(gòu)造活動對江南造山帶上地殼大幅改造的影響，其深部邊界很可能并不是地表地質(zhì)觀測所得的寒武紀新元古代“喇叭”狀區(qū)域(張國偉等，2013；毛建仁等，2014；周永章等，2017)。目前，對揚子地塊與江南造山帶北西側(cè)的界線分歧較小，大多數(shù)研究者認為該邊界基本沿著前寒武紀地層出露的黃山-九江-咸寧-懷化-凱里-桂林-柳州一帶展布；鑒于江南造山帶北東段地層出露較好，江紹斷裂帶作為江南造山帶與華夏地塊接觸邊界的認識已基本成為共識，但該斷裂是否繼續(xù)西延及如何延伸仍然存在很多爭議(周新民，2003)。

地球物理方法可以探測深至巖石圈地幔的結(jié)構(gòu)信息，其中深反射和寬頻地震是深部結(jié)構(gòu)探測的最為有效手段。地球物理學者從天然地震、重磁、電等方法入手，探討了江南造山帶的可能邊界。如Heetal.(2013)利用天然地震固定臺站計算了波速比和莫霍面，分析了揚子和華夏地塊的邊界。Guoetal.(2018，2019)結(jié)合泊松比和重磁資料，給出了江南造山帶東界和西界。嚴加永等(2019)利用綜合地球物理，認為欽杭結(jié)合帶可能是江南造山帶南東側(cè)邊界。但受限于現(xiàn)有的深反射、寬頻地震等綜合地球物理探測剖面多集中在東段，西南段的剖面探測基本還是空白，未能完全控制整個造山帶的深部邊界和結(jié)構(gòu)。雖然上述工作基于各自方法結(jié)果，均分析提出了江南造山帶的可能邊界，但均未達成普遍共識，還需繼續(xù)開展深入研究。

要了解江南造山帶從北往南的深部結(jié)構(gòu)特征，需將其作為一個完整的研究對象，從全局分析其深部邊界。同時，由于華夏和揚子陸塊是在新元古代碰撞拼合，其后經(jīng)受了多期次的構(gòu)造運動，上地殼很大部分可能已經(jīng)被改造重建，地球物理探測結(jié)果往往反映了深部構(gòu)造，有可能揭示江南造山帶深部邊界。本文基于覆蓋華南的重磁和大地電磁資料，采用針對性的處理和反演方法，獲取了華南巖石圈結(jié)構(gòu)的密度、磁性和電阻率三種不同物性特征，并與水系沉積物地球化學聚類特征相結(jié)合，進行綜合分析，推斷了江南造山帶的深部邊界。在此基礎(chǔ)上，總結(jié)了江南造山帶及其周緣區(qū)域斷裂分布與幔源成礦物質(zhì)關(guān)系密切的銅、金礦之間的規(guī)律，分析了江南造山帶對銅、金礦床的控制作用。

1 地質(zhì)構(gòu)造背景

華南陸塊是歐亞板塊重要的地質(zhì)塊體之一，位于其東南一隅，西北以龍門山斷裂為邊界與青藏高原東緣的松潘-甘孜地體比鄰，西部以鮮水河斷裂為界與青藏高原東緣的昌都-蘭坪-思茅地塊相連，東北部分別通過襄樊-廣濟斷裂與秦嶺-大別造山帶相連、通過郯廬斷裂與華北克拉通相接，西南以越南馬江斷裂與東南亞塊體相連(圖1)。在華南陸塊中部，分布有一條近北東向的以前寒武紀地層為主的地質(zhì)體，東起浙北，經(jīng)皖南、贛北、鄂南、湘西、黔東北、黔西南到桂北，全長約1500km，呈“喇叭口”狀，北窄南寬，將華南陸塊一分為二，揚子地塊在其西北側(cè)，華夏地塊在其東南側(cè)，地質(zhì)學家多將其稱為江南造山帶。對圖1中橫亙于揚子和華夏塊體中的這個前寒武紀地體，前人根據(jù)各自的研究，對其形成有不同的認識，也產(chǎn)生了幾種不一樣的命名。黃汲清(1945)將該地質(zhì)體命名為“江南古陸”，1954年改名為“江南地塊”(黃汲清，1954)，后續(xù)進一步研究認為在前震旦紀褶皺的基礎(chǔ)上，江南古陸進一步疊加了加里東期褶皺造山，并把其名稱改為“江南地背斜”(黃汲清，1959)，隨后，又因江南地背斜呈線狀隆起于揚子地塊和華夏地塊，遂將其在此改名為“江南地軸”(黃汲清，1960)。許靖華等(1987)曾將其稱為“湘贛浙縫合帶”。板塊構(gòu)造理論登陸中國后，郭令智等(1984)研究發(fā)現(xiàn)揚子和華夏結(jié)合帶存是一套形成元古代的“溝-弧-盆”體系，于是將其稱為“江南古島弧”，從而引發(fā)了對華南陸塊大地構(gòu)造性質(zhì)和動力學演化歷史認識的根本性變化。后續(xù)在島弧火山巖、造山帶巖漿巖、蛇綠巖套、高壓變質(zhì)巖等方面取得了不少新認識(周新民和王德滋，1988；周國慶等，1989；周新民等，1989；程海，1991；馬長信等，1991；周國慶和趙建新，1991；徐備等，1992；徐夕生和周新民，1992；周新民和朱云鶴，1992；Zhou and Zhu,1993；舒良樹和孫巖，1995；楊明桂等，2002；鄧國輝等，2003；樓法生等，2003；周新民，2003；Zhouetal.,2006,2009)，使得揚子地塊與華夏地塊之間存在一個中元古代到新元古代的造山帶的觀點被廣泛接受，這也是江南造山帶(舒良樹等，1993;舒良樹和孫巖，1995)這一名稱的由來。王孝磊等(2017)在總結(jié)前人研究的基礎(chǔ)上，認為江南造山帶這一命名本來是自“江南古陸”的概念演變而來，因此，在定義上具有一定的繼承性，且在區(qū)域上有廣泛的代表性，用它來代表華夏地塊和揚子地塊之間的這一前寒武紀地質(zhì)單元相對更合理。同時也指出，江南造山帶一詞本身僅是分布于揚子和華夏地塊之間的一條中元古代到新元古代的造山帶的一個客觀表述，對該造山作用的動力學過程、性質(zhì)、資源能源效應(yīng)、構(gòu)造極性等方面并沒有明確限定。

對于江南造山帶是不是板塊拼接帶的問題，不同觀點曾經(jīng)尖銳對立，焦點在于是否存在洋盆？華夏陸塊或華夏陸塊殘留體在哪里？雖歷經(jīng)長期研究，但華夏與揚子之間多被晚古生代以來地層所覆蓋，相對而言，直接接觸關(guān)系不易被觀察到(胡肇榮，2010)。迄今為止，這些問題仍存爭議，焦點則在華夏古陸和古華南洋是否真的存在？水濤等(1987)認為華夏地塊與揚子地塊之間的贛湘桂粵海盆屬于殘留洋盆性質(zhì)；而金文山和孫大山(1997)則認為華夏地塊與揚子地塊之間可能不存在洋盆，自新元古代以來，華南構(gòu)造格架總體上以陸內(nèi)裂谷作用或弧后盆地構(gòu)造背景為主。經(jīng)過多年資料積累和眾多學者研究，江南造山帶是華夏和揚子地塊在中元古代到新元古代的碰撞拼貼帶基本已經(jīng)達成共識(郭令智等，1984；Chenetal.,1991；Lietal.,1999，2003，2009；Zhao and Cawood,1999；Lingetal.,2001；Zhouetal.,2009；王孝磊等，2013，2017;Yaoetal.,2013，2014；Wangetal.,2014)。

盡管很多人認同江南造山帶為中元古代到新元古代的造山運動形成的，但在具體的形成時代上仍存不少爭議；此外，華南陸塊晉寧期、加里東期和印支期等三個時代的構(gòu)造-巖漿事件都非常活躍，華夏地塊與揚子地塊的拼合究竟與這三期事件如何關(guān)聯(lián)是問題的關(guān)鍵。許靖華等(1987)在對比了華南陸塊與北美阿巴拉契亞地區(qū)構(gòu)造特征后，提出江南造山帶是揚子和華夏地塊在印支期發(fā)生碰撞作用形成的造山帶(Hsüetal.，1988,1990)。Wongetal.(2011)通過對江紹斷裂帶兩側(cè)中生代酸性巖的研究認為，這兩個塊體在新元古代時期可能并未完全拼合。徐備等(1992)則認為揚子地塊和華夏地塊在加里東時期曾有過一次碰撞事件。大量的沉積學證據(jù)表明早古生代揚子地塊和華夏地塊之間不是開放的大洋盆地，而是陸緣?；蜻吘壓－h(huán)境(王博和舒良樹，2001；吳新華等，2004)，這說明華夏地塊和揚子地塊在古生代之前就已經(jīng)拼合在一起了。結(jié)合更多的地質(zhì)事實(楊群等，2005；舒良樹等，2007；Shuetal.,2014)，江南造山帶是一個可能發(fā)育于中元古代、結(jié)束于新元古代早期(860～800Ma)的造山帶，其形成導(dǎo)致了華夏地塊和揚子地塊的聚合。

板塊縫合帶是識別板塊碰撞、匯聚運動存在的最重要標志，而蛇綠巖套、增生楔和剪切帶是研究造山帶形成和演化最有力的切入點。由于江南造山帶東段巖石地層出露較好，且贛東北、皖南等地有蛇綠巖帶出露，故其東段邊界基本趨于一致，即其南邊界為江紹斷裂，北邊界為九江-石臺斷裂(薛懷民等，2012;薛懷民，2021)。但其南西段，造山帶的邊界和范圍還沒有統(tǒng)一。近期也有研究認為揚子地塊和華夏地塊的匯聚帶是由多條斷裂帶組成的縫合帶，由于是多個小板塊軟碰撞多期次匯聚而成，因此形成了現(xiàn)今在贛東北地區(qū)看到的約200km寬的板塊匯聚帶(宋傳中等，2019)，并按不同演化階段分別定義了江南造山帶的名稱，對江南造山帶東段的演化和邊界提出了新的挑戰(zhàn)。

江南造山帶后期經(jīng)歷構(gòu)造破壞與疊加復(fù)合等長期演化，為金屬礦的形成提供了有利條件。該帶是我國新元古代與晚中生代時期最為豐富的銅-金成礦帶，在前寒武系淺變質(zhì)巖系中，已經(jīng)發(fā)現(xiàn)各類金礦床 250余個，金總儲量超過 1000余噸(Deng and Wang，2016)。江南造山帶東南側(cè)是我國為數(shù)不多的與深源性殼幔同熔型中酸性巖漿有關(guān)的銅金成礦帶，也即欽杭成礦帶，擁有世界著名的德興銅金礦集區(qū)和一批重要的銅多金屬礦床。

2 地球物理數(shù)據(jù)處理與結(jié)果

2.1 重磁數(shù)據(jù)

地面重力資料一直是研究區(qū)域構(gòu)造格架、提取找礦信息的重要數(shù)據(jù)。近些年來，隨著技術(shù)的進步，衛(wèi)星重力測量精度逐年提高，雖然目前其精度和分辨率仍然沒有地面重力高，但已經(jīng)足夠滿足對大尺度、宏觀區(qū)域構(gòu)造研究的需要。另一方面，由于衛(wèi)星在地表以上上百千米的近地軌道運行，不受淺表局部因素干擾和地域限制，數(shù)據(jù)更新快，時效性搞，基本已經(jīng)覆蓋全球范圍。衛(wèi)星重力觀測數(shù)據(jù)是自由空氣異常，根據(jù)布格改正理論，只需利用高精度數(shù)字地形資料，解算地形改正值和中間層改正值，從觀測數(shù)據(jù)中去除這兩個改正值，所得結(jié)果即為布格重力異常(黃宗理等，2016)。德國地學中心(GFZ)、歐洲航空局(ESA)、國際重力場模型組織(ICGEM)等研究機構(gòu)以GOCE、GRACE和CHAMP三大專業(yè)重力衛(wèi)星獲取的海量衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，結(jié)合常陸地測量的重力數(shù)據(jù)，對衛(wèi)星、航空、海洋、陸地等多種不同來源重力數(shù)據(jù)進行有機融合，構(gòu)建了EGM、GGM和EIGEN等地球重力場模型。由于這些模型觀測數(shù)據(jù)來源不盡相同，導(dǎo)致不同模型解算的自由空氣重力異?？臻g分辨率和數(shù)據(jù)精度有所差異。根據(jù)球諧理論，球諧展開次數(shù)越高，解算出的數(shù)據(jù)精度和分辨率越高，萬曉云等(2017)對GFZ公開發(fā)布大于1000階的重力模型進行對比，也證明了重力異常精度和空間分辨率與階次正相關(guān)。為兼顧衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)精度、分辨率、覆蓋范圍和計算效率，本文選取以GOCE任務(wù)數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，聯(lián)合LAGEOS和GRACE等衛(wèi)星重力場進行多源融合的EIGEN模型，選擇其6C4版本中的重力數(shù)據(jù)為自由空氣重力異常數(shù)據(jù)。用于地形改正和中間層改正的高程數(shù)據(jù)選擇ETOPO1全球地形模型提供的高精度地形數(shù)據(jù)。

華南地區(qū)河湖縱橫，水域和深山等其他難于進入開展重力測量地區(qū)較多，地面重力還存在不少空白區(qū)，通過對衛(wèi)星重力進行地形改正和中間層改正，解算華南陸塊布格重力異常，可以彌補地面重力測量的空白區(qū)，為華南陸塊研究大區(qū)域大尺度構(gòu)造格架提供完整的重力數(shù)據(jù)。地面觀測重力異常，在解算為布格重力異常的過程中，由于測量范圍限制，一般改正到166.7km半徑，在這種情況下可以不用考慮地球曲率對改正精度的影響，因此，地形改正計算公式是都是基于平面直角坐標系。而衛(wèi)星重力覆蓋面積大，需要考慮地球曲率的影響，采用球面坐標校正方法進行地形改正，能大幅提高重力地形校正的精度(江麗，2014)。本文研究的華南陸塊東西長約2000km、南北寬約1300km，面積更大，故而重力異常解算必須采用基于球坐標的計算公式和相應(yīng)處理方法。目前球坐標系下的重力計算模型可分為Tesseroid單元體模型和球冠體模型兩種，前者具有精度高、誤差小等特點，被廣泛的應(yīng)用于球坐標系下的重力值計算。Uiedaetal.(2016)提出了Tesseroid模型計算方法，羅凡等(2019)在此基礎(chǔ)上進一步完善了計算方法，提高了計算精度和效率，本文利用該方法，采用EIGEN-6C重力模型和ETOP1地形數(shù)據(jù)，計算獲得了完整覆蓋華南陸塊布格重力異常(圖2)。華南布格重力異常幅值總體趨勢為從沿海到內(nèi)陸逐漸降低，區(qū)域場整體反映了區(qū)域地殼厚度變化。在這個大背景下，分布多個局部高重力異常，東經(jīng)115°往東的局部異常多為北東向的帶狀異常，南陽-宜昌-銅仁-百色一線則近北北東向，其為中國南部重力梯度帶在華南的延伸，四川盆地等地也出現(xiàn)了局部高重力異常，這些局部異常多反映了華南陸塊地殼局部減薄和殼內(nèi)局部密度體的不均勻分布，以及塊體邊界和大型斷裂構(gòu)造。

磁異常是地球內(nèi)部磁性體的反映，在大陸地區(qū)，磁異常主要指示了巖石圈結(jié)構(gòu)和熱演化，在近地表則指示了鐵磁性礦物的分布，為找礦勘查提供依據(jù)；在海洋地區(qū)，磁異常走向平行于年齡等時線，形成海洋磁條帶，明顯的反映洋殼演化過程。對磁異常進行處理分析，可獲取深部結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成信息，從而被廣泛應(yīng)用于構(gòu)造地質(zhì)和礦產(chǎn)資源勘查中。本文從地質(zhì)云收集了自然資源航空物探遙感中心提供的中國大陸航空磁測產(chǎn)品，該數(shù)據(jù)整合了不同年代航磁測量數(shù)據(jù)，經(jīng)過調(diào)平等處理后形成覆蓋整個華南陸塊陸域部分5km×5km網(wǎng)度的航磁數(shù)據(jù)。受地球磁化方向不一的影響，磁異常數(shù)據(jù)對地下磁性體位置在垂向空間位置對應(yīng)上往往會產(chǎn)生偏移。中國大部分地區(qū)位于北半球的中磁緯度地區(qū)，地下的磁性地質(zhì)體受傾斜磁化的作用，導(dǎo)致通過測量所獲得的磁異常數(shù)據(jù)與地下磁性地質(zhì)體的位置并非垂直對應(yīng)，使得磁異常的復(fù)雜形態(tài)，一方面給磁性體位置、磁異常邊界的準確定位帶來很大不確定性，另一方面，也容易造成地質(zhì)解釋的偏差。為克服磁異常與場源之間的位置對應(yīng)問題，在對磁異常數(shù)據(jù)進行反演、解釋之前，將斜磁化的磁異常數(shù)據(jù)換算成垂直磁化條件下的磁異常數(shù)據(jù)，這一過程稱為“化到地磁極”，簡稱為化極?；瘶O需要磁傾角、磁偏角、正常場等地磁三參數(shù)，但是，這些參數(shù)隨位置、隨時間變化而變化，在面積相對小的局部范圍內(nèi)，一般利用研究區(qū)中心對應(yīng)的地磁三參數(shù)對整個研究區(qū)域進行處理，這樣得到的化極磁異常誤差在容許范圍內(nèi)。當研究區(qū)范圍變大時，磁參數(shù)將會產(chǎn)生較大的變化，在這種情況下，用中心點的磁參數(shù)來代替全區(qū)的方法就會產(chǎn)生很大誤差，導(dǎo)致異常形態(tài)改變，制約地質(zhì)解釋的準確性(Guoetal.,2013)。為減少磁參數(shù)變化導(dǎo)致化極異常出現(xiàn)位置偏差，本文采用了滑動窗口變參數(shù)化極方法，即將研究區(qū)分為不同的小窗口，在每個窗口取其中心的地磁三參數(shù)，進行化極處理，然后在講所有窗口的化極磁異常拼接縫合到一起，獲取整個研究區(qū)可靠的化極磁異常。我們通過試驗對比不同大小的窗口，發(fā)現(xiàn)采用300km×300km的窗口(約3°×3°)所得的華南航磁化極磁異常更加清晰合理(圖3)。從圖3可以看出，研究區(qū)的高磁異常主要分布在東南部和西北部，且多呈條帶狀分布，東部和西部條帶以北東向為主，中部北部區(qū)域北西向分布，研究區(qū)中部大片區(qū)域為平靜磁場區(qū)，局部分布有團塊狀高磁異常。

2.2 重磁多尺度邊緣檢測

不同塊體之間、斷裂構(gòu)造帶等由于形成時代、巖石破碎程度存在明顯差異，導(dǎo)致密度、磁化率等物理屬性也存在不同程度的變化，導(dǎo)致地質(zhì)構(gòu)造邊界上方出現(xiàn)不同的重磁場特征，多呈梯度變化帶出現(xiàn)，這些梯度帶蘊涵了地下不同地質(zhì)體邊界等豐富信息。因此，對重磁場進行針對性的處理，可以提取出場源邊界，進而推斷斷裂構(gòu)造等信息(張壹等，2015)。利用重磁識別構(gòu)造的方法較多，常用的方法是先對包含場源信息重磁數(shù)據(jù)進行增強處理，在此基礎(chǔ)上，再采用合適的邊緣檢測方法識別和厘定邊界具體位置和形態(tài)(Guoetal.,2015)。重磁異常邊緣增強與檢測的方法種類繁多，常用的有斜導(dǎo)數(shù)法、垂向?qū)?shù)法、歸一化總梯度法、斜導(dǎo)數(shù)水平梯度法、Theta圖法等。事實上，由于每種方法的原理不盡相同，適用的地質(zhì)環(huán)境和前提條件也不盡一致，即使是完全相同的一套的重磁數(shù)據(jù)，用不同方法處理，所得的檢測結(jié)果也可能存在差異。在對不同地區(qū)或地質(zhì)背景下開展重磁異常構(gòu)造解釋之前，需要以實際地質(zhì)背景為參考，對不同的邊緣檢測和增強方法所得結(jié)果進行對比分析，篩選出適宜的方法，試驗不同的參數(shù)，最后，再結(jié)合已有地質(zhì)、地球物理和地球化學等資料進行綜合地質(zhì)解譯。嚴加永等(2015)等構(gòu)建了區(qū)域大尺度條件下模型，然后利用產(chǎn)生的正演重磁異常測試了多尺度邊緣檢測法(WORMS)、Theta圖法、斜導(dǎo)數(shù)法和水平梯度法,發(fā)現(xiàn)多尺度邊緣檢測法更加適合大區(qū)域、宏觀尺度前提下的重磁異常邊界增強和檢測。該方法在在長江中下游成礦帶、銅陵礦集區(qū)等地構(gòu)造信息提取和斷裂構(gòu)造識別等工作中得到了廣泛應(yīng)用，為區(qū)域構(gòu)造研究和找礦預(yù)測提供了有益支撐(嚴加永等，2011)。

本文利用多尺度邊緣檢測方法，對衛(wèi)星重力解算的華南陸塊布格重力異常(圖2)和航磁化極磁異常(圖3)進行邊緣增強和識別，以獲取華南陸塊構(gòu)造信息。根據(jù)位場上延到一定高度，其形態(tài)不再發(fā)生明顯變化的原則，通過試驗發(fā)現(xiàn)上延50km后重力場形態(tài)不再發(fā)生明顯變化，選擇50km為最大延拓高度。華南陸塊衛(wèi)星布格重力異常多尺度邊緣檢測結(jié)果如圖4所示，線束顏色從藍色到紫色的變化代表邊界的深度由淺至深漸變。從圖4中可以看出，密集連續(xù)的檢測線束多呈線狀分布，個別地方出現(xiàn)環(huán)狀或半環(huán)狀形態(tài)。線狀線束反映了斷裂、塊體邊界，代表深部的紫色構(gòu)造線在研究區(qū)東北部多呈北北東向展布，西南部則以北西向為主，在廣西、貴州和云南等地局部為北北東向；部分代表淺部的藍-綠色構(gòu)造線方向變化較大，反映了地殼淺部構(gòu)造的復(fù)雜性。研究區(qū)東部的環(huán)狀和半環(huán)狀線束則主要反映了侵入巖體、火山巖盆地的邊界。

與重力多尺度邊緣檢測同理，通過試驗發(fā)現(xiàn)上延87km后航磁異常形態(tài)不再發(fā)生明顯變化，因此，本文選擇87km為航磁多尺度邊緣檢測的最大延拓高度。華南陸塊航磁化極異常多尺度邊緣檢測振幅強度如圖5所示。重力邊緣檢測反映的是密度差異的邊界，而航磁邊緣檢測線束反映則是有磁性差異地質(zhì)體的邊界，只有存在磁性差異的時候才能出現(xiàn)磁異常邊界。線狀分布的線束多為塊體邊界或斷裂，環(huán)形線束主要反映了巖體、隱伏巖體或火山巖盆地的邊界。從圖5可以看出，華夏地塊、揚子地塊和秦嶺-大別造山帶航磁多尺度邊緣檢測線束形狀特征差異明顯。華夏地塊除了線狀構(gòu)造外，環(huán)狀、半環(huán)狀線束較多，特別是在東南沿海地區(qū)，從深到淺不同尺度的環(huán)形線束更加明顯，這些環(huán)狀構(gòu)造大多反映了華夏地塊東部大火山巖省巖體及隱伏巖體的分布。揚子地塊內(nèi)部多尺度邊緣檢測線束多以線狀為主，北部方向多以北東東占主導(dǎo)，南部則多為北西或近南北向，鑒于揚子地塊研究活動不發(fā)育，推測這些線性組和更多的是體內(nèi)部地層，特別是磁性地層邊界的反映；大別造山帶東側(cè)的北東向線束為郯廬斷裂的反映，北西向分布的兩條邊界分別大別南界的襄樊-廣濟斷裂和大別北界的曉天-磨子潭斷裂。航磁化極異常多尺度邊緣檢測振幅信號強度可以判斷邊緣檢測所得邊界存在的可能性，振幅弱的地段說明存在磁性體邊界的概率較低，反之亦然。同時，振幅強度區(qū)域性變化，也指示了不同塊體的分界。圖5中華夏地塊、揚子地塊和華北板塊均表現(xiàn)出強振幅，而揚子和華夏地塊中間則呈現(xiàn)出完全迥異的低振幅強度，說明二者交匯部分為一個獨立的且不同于其他的地質(zhì)塊體。

2.3 華南深部電性特征

SinoProbe專項以及中國地質(zhì)調(diào)查局“欽杭結(jié)合帶及鄰區(qū)深部地質(zhì)調(diào)查”等項目完成了覆蓋華南東部(107°以東)的大地電磁陣列數(shù)據(jù)，107°以西擬在新一輪中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項目補充采集完善。數(shù)據(jù)網(wǎng)度總體為0.5°×0.5°(約50km點距)，在東南沿海等地點距20～30km。由于華南東部人文干擾相對嚴重，本文首先對華南東部大地電磁陣列數(shù)據(jù)(MT)進行了數(shù)據(jù)挑選，將數(shù)據(jù)質(zhì)量較差或測點距離過小的測點剔除；其次對所有數(shù)據(jù)經(jīng)過互參考技術(shù)、Robust阻抗估計和功率譜挑選等技術(shù)處理后，獲得了100～0.0001Hz頻率范圍內(nèi)質(zhì)量較高的阻抗張量數(shù)據(jù)；然后以100Ωm的均勻半空間為初始模型，選取全阻抗張量模式，采用ModEM三維反演程序(Kelbertetal.,2014)進行三維反演。最后經(jīng)過201次迭代反演后，獲得了RMS誤差為2.5193的華南東部三維電阻率模型。

基于華南東部三維電阻率模型對江南造山帶深部的電性結(jié)構(gòu)進行對比分析。本文截取了21km深度和31km深度電阻率水平切片(圖6)。如圖6所示，電阻率多呈團塊狀分布，但從宏觀角度仍可以看出電阻率分布有一定的規(guī)律和趨勢，在可能存在地質(zhì)體邊界的地段，電阻率有明顯的變化。

3 討論

3.1 江南造山帶深部邊界

重磁多尺度邊緣檢測結(jié)果(圖4、圖5)蘊涵了華南陸塊斷裂構(gòu)造、巖體、火山巖邊界、磁性地層、新老地體邊界等豐富信息，線狀分布的線束多為斷裂、塊體邊界的反映，環(huán)狀分布的線束多為巖體、火山巖盆地、沉積盆地邊界。重力多尺度邊緣檢測是密度體邊界的響應(yīng)，更多的反映了斷裂構(gòu)造分布，而航磁多尺度邊緣檢測則主要反映的是磁性地質(zhì)體邊界，當斷裂中有巖漿活動時，如拉張情況下的形成的深斷裂，由于巖漿活動一般會形成有磁性的巖漿巖，正常情況下可識別和厘定出邊緣檢測線束。反過來，沒有巖漿活動的斷裂則不會產(chǎn)生相應(yīng)的磁性邊界線束。要給出可信的構(gòu)造和邊界，需要綜合各類信息，本文以重磁多尺度邊緣檢測結(jié)果為主，結(jié)合大地電磁陣列反演所得的深部電性結(jié)構(gòu)，75種元素地球化學聚類分析，參考泊松比等資料探討江南造山帶深部邊界。

從圖4所示的重力多尺度邊緣檢測結(jié)果可以發(fā)現(xiàn)，自北東向南西，沿舟山-紹興-金華-上饒-撫州-吉安南-賀州-梧州-北海東一線，有一條明顯的連續(xù)的密集線束，我們認為沿此線的F1為一條追蹤斷裂，是欽杭結(jié)合帶的南部邊界斷裂。F1自撫州往北東段與江山-紹興斷裂基本一致，撫州往南則比前人劃分的邊界往南東偏離，推測該段深部邊界比地表所見要更靠近華夏地塊一側(cè)。沿南通-蘇州-黃山-鷹潭北-宜春-萍鄉(xiāng)-永州-桂林東-玉林-欽州一線存在另外一條間斷分布的邊緣檢測線束，沿該線束可斷續(xù)追蹤，可形成一條斷裂F3，我們認為F3是欽杭結(jié)合帶的北界。從重力邊緣檢測線束幅值強度來看(嚴加永等，2019)，F(xiàn)1切割深度較F3大，形態(tài)也更完整。從天然地震層析成像獲得泊松比分布也發(fā)現(xiàn)揚子塊體和華夏塊體的波速比相對均較高(Zhangetal.,2021a)，而二者結(jié)合部位則表現(xiàn)出明顯的低波速比特征，且異常高波速比南界與本文推測的F1基本重合。上述探測結(jié)果都說明F1可能是華夏地塊向揚子地塊俯沖的主邊界，也即江南造山帶的南邊界。從圖4還可以看出，沿揚州-九江-咸寧-益陽-常德-銅仁還存在一條明顯的線束，其幅值強度與F2相當，結(jié)合航磁異常多尺度邊緣檢測(圖5)、大地電磁反演電阻率(圖6)和泊松比(Zhangetal.,2021b)結(jié)果，推測揚州-九江-咸寧-益陽-常德-銅仁一線的F2為江南造山帶北部深部邊界斷裂。

電性結(jié)構(gòu)指示了深部結(jié)構(gòu)和熱狀態(tài)，為探討其反映的深部塊體邊界位置，本文從三維反演數(shù)據(jù)體中提取了21km深度和Moho深度附近(31km)深度電阻率水平切片(圖6)。從圖6可以看出華南陸塊東部電性結(jié)構(gòu)雖然稍顯雜亂，但仍然可以看出成群分帶的特征。從電阻率總體趨勢來看，華南陸塊西部揚子地塊電阻率相對較低，異常形態(tài)規(guī)整連續(xù)，而其東部的華夏地塊的電阻率相對較高，異常多為離散團塊狀。以重磁多尺度邊緣檢測識別的F1為界，兩側(cè)電阻率也存在明顯差異：F1南東側(cè)電阻率整體較高，局部存在團塊狀的低阻異常；F1北西側(cè)電阻率普遍較低，局部有團塊狀、條帶狀高阻異常。這種電性差異邊界與重磁多尺度邊緣檢測所識別的欽杭結(jié)合帶南界總體一致，說明F1是一條區(qū)域塊體尺度的邊界斷裂。無論是21km深度還是31km深度，沿蘇州-九江-咸寧-岳陽-常德-懷化一線，均存在一條位置與F3斷裂大致吻合的明顯高阻異常帶，說明深部存在一個明顯的邊界，進一步佐證了F3可能是江南造山帶的北邊深部邊界斷裂。

中國地質(zhì)調(diào)查局完成了覆蓋華南地區(qū)12個省及自治區(qū)約230萬平方千米的75種元素水系沉積物地球化學數(shù)據(jù)采集和分析工作 (Chengetal.,2014)，Liuetal.(2021)對這批數(shù)據(jù)進行了聚類分析。當聚類數(shù)為5時地球化學塊體反映的情況與綜合地球物理有很高的吻合性(圖7)，聚類1富集MgO、CaO、Sr、Na2O、Co、Ni、V，虧損W、Sn、Bi、Zr、Hf、Th、I、SiO2等元素，反映了揚子地塊上方古生代至早中生代沉積蓋層的元素組成。聚類2富集Ge、N、Ba、Ho、C、Er、Sr、Tr，反映了各塊體之間的過渡區(qū)。聚類3富集Cd、Sb、Te、Y、Zn、I、Hg，反映了華南西南部右江盆地的低溫成礦區(qū)。聚類5富集Rb、K2O、Sn、Hf、Zr、Th、Ta、Tl，虧損Cr、Ni、V、Z、Co、Cu、CaO、MgO，反映了華夏塊體中生代巖漿巖。聚類4位于聚類1和聚類5之間，其中Ca、Mg、Sr、Na的含量低于聚類1，高于聚類5，與之相反，SiO2和K2O的含量高于聚類1，低于聚類5，可能反映江南造山帶的分布?？傮w來看F2以北明顯為同一類地球化學塊體，F(xiàn)1以南為同一類地球化學塊體組合特征，二者之間為北段為一類，間或有偏華夏地塊特征，說明可能受到了華夏部分的影響更多，南段為另一類，可能是華夏和揚子拼合后再受到改造所致。

基于上述分析，本文認為75種元素的地球化學聚類分析結(jié)果與綜合地球物理反映的位置邊界雖然局部存在差異，但總體反映的位置邊界基本趨于一致。因此，本文推斷F1和F3組成的帶狀區(qū)域為欽杭結(jié)合帶(嚴加永等，2019)，該帶為揚子與華夏地塊多軟塊匯聚帶，也即這個多條縫合線組成的結(jié)合帶就是江南造山帶南部深部邊界，而F2斷裂則可能對應(yīng)江南造山帶北部的深部邊界。

3.2 江南造山帶區(qū)域構(gòu)造格架及其對礦床制約

江南造山帶是一個包含欽杭成礦帶的多金屬復(fù)合成礦帶，已經(jīng)發(fā)現(xiàn)大中型礦床多處，且有巨大找礦前景(陳峰等，2019;孫思辰等，2018；趙正等，2022)。但依然存在一些問題，如：是什么原因控制了不同類型礦集區(qū)的分布？什么地方可能發(fā)現(xiàn)新的礦床、礦集區(qū)？要解決這些問題需要系統(tǒng)地考慮礦床形成的要素，根據(jù)最新的成礦系統(tǒng)理論，把成礦過程分為成礦“源區(qū)”、導(dǎo)礦“通道”以及聚礦“場所”等三個大的部分，將巖石圈深部的成礦“始端”到淺部地殼礦床就位的“末端”作為一個整體來研究(Lüetal.,2021)。研究區(qū)域的斷裂構(gòu)造分布，不僅可以探索成礦制約條件，也可以為下一步找礦提供依據(jù)。

在重新厘定江南造山帶深部邊界的基礎(chǔ)上，本文以重力多尺度邊緣檢測結(jié)果為主(圖4)，并兼顧其他地球物理資料(圖5、圖6)，對江南造山帶周邊區(qū)域斷裂進行了識別和推斷(圖8)。將F4推斷為長樂-南澳斷裂，F(xiàn)5推測為政和-大浦斷裂，將華夏地塊分為東西兩部分，東部為沿海火山巖區(qū)。F6主要為河源-邵武斷裂，F(xiàn)7為建始-彭水斷裂，F(xiàn)8為齊岳山斷裂，F(xiàn)9可能為華鎣山斷裂的一部分，F(xiàn)12為新推測巴中-宜昌斷裂(局部與天陽坪-監(jiān)利斷裂重合)。F10為郯廬斷裂，F(xiàn)11為長江深斷裂，F(xiàn)13為襄樊-廣濟斷裂，F(xiàn)14為曉天-磨子潭斷裂，F(xiàn)15推測為銅陵-臺州斷裂，F(xiàn)16為紫陽-羅甸斷裂。

將與幔源關(guān)系密切的金礦和銅礦投到區(qū)域構(gòu)造格架圖上(圖8)，可以看出江南造山帶金礦床密集分布，是一條橫亙?nèi)A南陸塊中部的“金腰帶”。從金礦床與區(qū)域構(gòu)造格架的對應(yīng)關(guān)系出發(fā)，發(fā)現(xiàn)無論是造山帶型，還是矽卡巖型的較大規(guī)模金礦大多位于深大斷裂及其邊部次級斷裂上。礦床學家的研究(毛景文和李紅艷，1997)也發(fā)現(xiàn)江南造山帶里金礦床大多以新元古代淺變質(zhì)巖作為容礦地層，而且在空間分布上與巖漿巖并無明顯的對應(yīng)關(guān)系。通過同位素定年方法對江南造山帶內(nèi)的造山型金礦巖石標本的定年結(jié)果為881～70Ma(楊光治和顧尚義，2013)，說明金礦的形成從晉寧期一直延續(xù)至燕山期，與華夏、揚子拼接時在江南造山帶內(nèi)形成深大斷裂的時間同期。不僅揚子地塊中的砂巖型銅礦屬于深大斷裂控礦，斑巖型、矽卡巖型銅礦也具有深大斷裂控礦特征，如新推測的銅陵-臺州深大斷裂(F15)，其對銅陵、廬樅等礦集區(qū)的形成具有明顯的控制作用。倪培和王國光(2017)研究認為江南造山帶至少經(jīng)歷了五期成礦作用，從最早具有OIB特征玄武巖相關(guān)的VMS銅礦，到燕山期的斑巖銅礦。也都說明深大斷裂是江南造山帶銅礦床形成的主控要素之一。

綜合江南造山帶內(nèi)銅、金礦的位置分布、形成時代與深大斷裂之間的關(guān)系，本文推測該區(qū)域范圍內(nèi)的銅、金礦形成主要受控于深大斷裂。受揚子和華夏地塊拼接過程形成的深大斷裂，為江南造山帶的銅、金成礦物質(zhì)提供深部運移通道；且后續(xù)多期次的拉張和擠壓作用，對斷裂構(gòu)造帶起到了活化作用，使得銅、金礦床在江南造山帶中密集產(chǎn)出。與江南造山帶的銅、金成礦相似，秦嶺-大別造山帶及其邊緣也形成了明顯的銅、金成礦帶。

江南造山帶富銅金成礦元素的晚中元古代-新元古代初生地殼為銅金成礦奠定成礦物質(zhì)基礎(chǔ)，深大斷裂則是一級控礦要素。深大斷裂從形成之初就提供了銅、金等幔源成分為主的礦物質(zhì)，在合適位置就位成礦，后期復(fù)雜的構(gòu)造運動，使得局部位置再次活化，成礦物質(zhì)重新富集遷移，在次級斷裂等有利位置形成不同時代、不同類型的銅、金礦床?？傮w來說，這些深大斷裂扮演了成礦系統(tǒng)中的“通道”角色。因此，本文通過綜合地球物理探測結(jié)果所厘定的斷裂構(gòu)造格架，可為尋找幔源為主的銅、金礦床提供指示。

4 結(jié)論

(1)由于華夏和揚子陸塊是在新元古代碰撞拼合，后期構(gòu)造運動頻繁，上地殼可能已經(jīng)被改造，我們認為地球物理探測結(jié)果更有可能反映了深部的構(gòu)造邊界。綜合重磁電綜合地球物理和水系地球化學資料分析，本文認為江南造山帶的北部深部邊界可能大致沿揚州-九江-咸寧-益陽-常德-銅仁-凱里分布，而F1和F3圍限的欽杭結(jié)合帶是江南造山帶的南邊界，深部邊界斷裂F1大致沿舟山-紹興-金華-上饒-撫州-吉安南-賀州-梧州-北海東一線分布。

(2)江南造山帶邊界斷裂兩側(cè)為銅、金礦集中產(chǎn)出地帶，造山帶范圍內(nèi)銅、金礦床密集分布，認為江南造山帶深部邊界扮演了成礦系統(tǒng)中“導(dǎo)礦通道”的角色，從形成之初到后期多期次活化，制約形成了橫亙于華南的“金腰帶”。因此，本文識別和劃分的斷裂構(gòu)造格架，可為幔源為主的金屬礦床勘查提供指示。

致謝中國地質(zhì)大學(北京)郭良輝教授、兩位匿名審稿人和本刊編輯對論文完善提供了建設(shè)性意見和建議；中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所趙正研究員為本文寫作提供了有益啟發(fā)；謹此致謝！