張昆 呂慶田** 滿祖輝,3 蘭學(xué)毅 郭東 陶龍 趙金花

1.中國地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037 2.中國地質(zhì)調(diào)查局中國地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測中心，北京 100037 3.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)，武漢 430074 4.安徽省勘查技術(shù)院，合肥 230041

長江中下游地區(qū)是我國重要的成礦帶，位于安徽、江蘇、湖北和江西四省，構(gòu)造上屬大別-蘇魯造山帶的碰撞前陸，由揚子和華北地塊沿襄樊-廣濟(jì)斷裂和郯廬斷裂帶經(jīng)俯沖-碰撞后形成(Faureetal.,2001)。中生代長期構(gòu)造作用和多期大規(guī)模巖漿活動，在成礦帶不同區(qū)域產(chǎn)生不同類型的礦化作用，形成了豐富的鐵、銅、金等多金屬礦床(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；周濤發(fā)等，2000；呂慶田等，2004)。成礦帶包含八個大型礦集區(qū)，從西南向北東依次為鄂東南、九瑞、安慶-貴池、廬樅、銅陵、寧蕪、寧鎮(zhèn)礦集區(qū)以及新近發(fā)現(xiàn)的南陵-宣城礦集區(qū)(呂慶田等，2020；Zhangetal.,2021a)，已發(fā)現(xiàn)金屬礦床近300處。

在全球、區(qū)域到微觀尺度的不同動力系統(tǒng)作用下，能夠發(fā)生巨量物質(zhì)堆積和能量匯聚，從而形成大型、超大型礦床(Blewettetal.,2010)。要深入了解長江中下游成礦帶內(nèi)礦床的形成及分布規(guī)律，需從地質(zhì)構(gòu)造背景、動力學(xué)過程及物理化學(xué)變化等方面理解成礦的全過程，即成礦系統(tǒng)(呂慶田等，2019)。成礦系統(tǒng)能夠類比“石油系統(tǒng)”的概念和組成，定義為控制礦床形成和保存的所有地質(zhì)因素，包含源區(qū)、通道、場所三大要素(呂慶田等，2019)。長江中下游成礦帶內(nèi)礦床主要分為兩種類型：(1)磁鐵礦-磷灰石鐵礦床；(2)矽卡巖-斑巖型銅-鐵多金屬礦床。其中，以銅-金為主的礦化主要形成于146～135Ma和126～123Ma期間(周濤發(fā)等，2017)；以鐵為主的礦化形成于135～126Ma之間(周濤發(fā)等，2011；Maoetal.,2011)。依據(jù)礦床分布、巖石成因，成礦作用時間及構(gòu)造機(jī)制等綜合分析，長江中下游成礦帶晚中生代鐵-銅多金屬成礦作用是一個相對單一的成礦系統(tǒng)(Lüetal.,2021)。根據(jù)長江中下游成礦帶主要礦床類型及其與控礦巖漿活動的關(guān)系，又能將這一成礦系統(tǒng)分為三個主要子系統(tǒng)(呂慶田等，2020)：(1)與高鉀鈣堿性巖漿巖有關(guān)的矽卡巖-斑巖型成礦子系統(tǒng)(周濤發(fā)等，2016)；(2)與偏堿性玄武安山質(zhì)火山-次火山巖有關(guān)的玢巖型成礦子系統(tǒng)(寧蕪研究項目編寫小組，1978；陳毓川等，2006；Yuetal.,2015；趙新福等，2020)；(3)與A型花崗巖有關(guān)的堿性巖型成礦子系統(tǒng)(周濤發(fā)等，2012a)。各子系統(tǒng)間具有統(tǒng)一的構(gòu)造背景、深部動力學(xué)過程和巖石圈結(jié)構(gòu)(呂慶田等，2020)。

然而，是什么導(dǎo)致在如此狹窄的區(qū)域內(nèi)形成一個世界級的成礦帶，成巖成礦的深部構(gòu)造背景仍然沒有統(tǒng)一的認(rèn)識。目前主要有三種地質(zhì)模型用于解釋這一問題：(1)碰撞變形機(jī)制——巖漿作用形成于136～118Ma碰撞后伸展運動(Lietal.,2014；毛建仁等，2014)；(2)俯沖變形機(jī)制——巖漿作用與180Ma以來古太平洋板塊的俯沖有關(guān)(Sunetal.,2007；Lapierreetal.,1997)；(3)構(gòu)造機(jī)制轉(zhuǎn)換——巖漿作用與190Ma以來古特提斯構(gòu)造域向太平洋構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換有關(guān)(鄧晉福和吳宗絮，2001；常印佛等，2012；Lietal.,2014；周濤發(fā)等，2017)。

大地電磁測深方法通過采集天然電磁場信號，能夠揭示地殼-上地幔尺度電性結(jié)構(gòu)，已有效應(yīng)用于國內(nèi)外大型成礦帶(/礦集區(qū))的深部構(gòu)造研究(Dentithetal.,2018;Zhangetal.,2019a,b,2021a)。本文基于長江中下游成礦帶中的寧蕪、廬樅、宣城和安慶-貴池四個礦集區(qū)(圖1)的地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型，發(fā)現(xiàn)了成礦帶北段普遍存在的中下地殼高導(dǎo)層，基于此建立電性結(jié)構(gòu)與成礦物質(zhì)源區(qū)和上升通道的關(guān)系，討論成礦帶巖漿-成礦系統(tǒng)的深部背景。

1 地質(zhì)背景

長江中下游成礦帶區(qū)內(nèi)地層除太古代地層缺失外，其余各時代地層發(fā)育基本完整，層序齊全，可劃分為三個部分：新元古代基底巖系，古生代-早中生代海相沉積蓋層和中生代-新生代陸相碎屑及火山巖系。成礦帶包含崆嶺-董嶺、武當(dāng)-隨縣-張八嶺和江南式三種主要的前震旦系基底，在地層序列、巖石組合、變質(zhì)程度及構(gòu)造環(huán)境等方面均有較大差異(常印佛等，1996；嚴(yán)加永等，2022)。震旦紀(jì)-早三疊世，研究區(qū)處于相對穩(wěn)定的陸表海環(huán)境，因地殼抬升缺失上、中泥盆統(tǒng)以及部分石炭統(tǒng)。早中生代出現(xiàn)膏鹽沉積，晚三疊-中侏羅世沉積一套陸相碎屑巖，上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)以鈣堿性-堿性火山巖為主(呂慶田等，2020)。

長江中下游成礦帶主要經(jīng)歷了早中生代印支和晚中生代燕山兩期構(gòu)造作用。早中生代，揚子和華北地塊的碰撞作用使前三疊紀(jì)沉積地層卷入強(qiáng)烈的褶皺變形。晚中生代，構(gòu)造體制由早中生代近EW向的古特提斯構(gòu)造體系轉(zhuǎn)換為NE向的環(huán)太平洋構(gòu)造體系(周濤發(fā)等，2012b；呂慶田等，2020)，北東向構(gòu)造疊加于印支期東西向構(gòu)造，形成復(fù)式褶皺和強(qiáng)烈的逆沖推覆構(gòu)造(王鵬程等，2012)以及以長江斷裂(西側(cè)NW傾向，東側(cè)SE傾向)為中心的對沖構(gòu)造(呂慶田等，2015；Zhangetal.,2019b)。此外，斷裂構(gòu)造極為發(fā)育，包含長江斷裂、主逆沖斷裂、江南斷裂等深大斷裂(呂慶田等，2020)。

研究區(qū)火山活動基本可分為四個旋回，對應(yīng)四組火山巖地層，發(fā)育時間大體相當(dāng)(周濤發(fā)等，2011)。侵入巖主要分為三類：145～135Ma的高鉀鈣堿性巖，與銅-金-鉬-鐵多金屬成礦作用密切相關(guān)(Xieetal.,2007；毛景文等，2009)；135～125Ma的富鈉閃長巖類，與鐵元素富集和成礦作用密切相關(guān)(范裕等，2010)；127～123Ma的A型花崗巖，呈帶狀分布于長江兩側(cè)，與鈾-鐵-金礦化有關(guān)(范裕等，2008)。

近年來，諸多巖石地球化學(xué)研究結(jié)果顯示成礦帶巖漿巖均具有與埃達(dá)克質(zhì)巖和A型花崗巖相似的化學(xué)特征(王強(qiáng)等，2003；周濤發(fā)等，2016)，成礦物質(zhì)部分來自于上地幔，并與地殼物質(zhì)混染，說明深部構(gòu)造影響著長江中下游成礦帶的巖漿活動和成礦作用。

2 數(shù)據(jù)采集、處理和反演

在國家重點專項(“深部探測技術(shù)與實驗研究”，SinoProbe-3)、國家重點研發(fā)計劃項目(“華南陸內(nèi)成礦系統(tǒng)的深部過程與物質(zhì)響應(yīng)”，2016YFC0600201)及其匹配的安徽省公益性地質(zhì)調(diào)查項目(2018-g-1-4)等項目資助下，我們于2010至2020年先后在長江中下游成礦帶內(nèi)廬樅(Yanetal.,2019)、寧蕪(Zhangetal.,2019a)、南陵-宣城(Zhangetal.,2021a)和貴安慶-池礦集區(qū)采集了大地電磁測深數(shù)據(jù)，利用已廣泛應(yīng)用的Eminv軟件(張昆，2021(1)張昆.2021.深部探測綜合方法技術(shù)預(yù)研究.北京：中國地質(zhì)科學(xué)院.EMinv軟件為張昆基于前期研發(fā)技術(shù)(Zhang et al.,2014,2016,2017)開發(fā)的大型數(shù)據(jù)處理解釋平臺，大地電磁場數(shù)據(jù)處理解釋功能的正確性和準(zhǔn)確性已獲得驗證(Zhang et al.,2019a,b,2020，2021a))開展數(shù)據(jù)分析和反演，獲得了地殼電性結(jié)構(gòu)模型。廬樅、寧蕪、宣城礦集區(qū)數(shù)據(jù)處理解釋過程詳見參考文獻(xiàn)(Yanetal.,2019；Zhangetal.,2019a,2021a)。本文著重描述安慶-貴池礦集區(qū)的數(shù)據(jù)處理解釋過程。

2.1 安慶-貴池礦集區(qū)數(shù)據(jù)采集與處理

安慶-貴池礦集區(qū)的電性結(jié)構(gòu)模型基于兩條測線，共119個寬頻MT測量數(shù)據(jù)。測點采集時間超過20h，數(shù)據(jù)處理包括快速傅里葉變換、遠(yuǎn)參考、Robust估計、功率譜編輯和主動去噪(Zhangetal.,2019b)等，最終獲得范圍100～0.001Hz的頻率域數(shù)據(jù)。依據(jù)趨膚深度的定義(陳樂壽和王光鍔，1990)，礦集區(qū)MT數(shù)據(jù)探測深度遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過40km(平均視電阻率大于200Ωm)。為確保數(shù)據(jù)質(zhì)量，對自動去噪后的數(shù)據(jù)進(jìn)行人工挑選，檢查主動去噪效果，刪除視電阻率和阻抗相位-頻率曲線中的不連續(xù)點或還原誤刪數(shù)據(jù)，圖2a和圖2c分別為北線YX分量視電阻率和阻抗相位擬斷面示意圖。

2.2 安慶-貴池礦集區(qū)大地電磁數(shù)據(jù)三維反演

基于非線性共軛梯度三維反演算法(Zhangetal.,2014,2017)和EMinv軟件，反演0.001至100Hz范圍內(nèi)的頻點數(shù)據(jù)，獲得研究區(qū)三維地殼(地殼厚度約30km，徐峣等，2015)電性結(jié)構(gòu)模型。反演使用全張量阻抗數(shù)據(jù)，非對角阻抗分量數(shù)據(jù)誤差限為10%，對角線元素數(shù)據(jù)誤差限為20%。反演初始模型為電阻率100Ωm的地下半空間。經(jīng)過初始模型、反演參數(shù)和輸入數(shù)據(jù)的反演試算，并結(jié)合先驗信息選取最優(yōu)結(jié)果，最終的反演迭代數(shù)據(jù)擬合差由5.76降為1.24，反演模型響應(yīng)擬斷面(圖2b,d)與數(shù)據(jù)基本一致，證明了模型的可靠性。

3 長江中下游成礦帶北段典型礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

3.1 寧蕪礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于寧蕪礦集區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)的三維反演結(jié)果，我們獲得了研究區(qū)地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(Zhangetal.,2019a)，用C代表中下地殼高導(dǎo)層。依據(jù)深部電性結(jié)構(gòu)的差異(圖3)，可將礦集區(qū)分為南北兩個區(qū)域，南區(qū)(X<33.6km)高阻體底深小于20km，而北區(qū)(X≥33.6km)高阻體垂向延伸范圍較大。下地殼高導(dǎo)層C在南區(qū)分布較廣，與上地殼多條低阻帶相連。北區(qū)下地殼高導(dǎo)層相對不明顯，表現(xiàn)為一條與上地幔低阻層相連的垂向低阻帶，分割疊覆狀分布的地殼高阻體。

3.2 南陵-宣城礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于南陵-宣城礦集區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)，我們獲得了地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(Zhangetal.,2021a)，用C代表中下地殼高導(dǎo)層。根據(jù)水平切片電阻率模型可知(圖4)，研究區(qū)上地殼電性結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，高導(dǎo)和高阻體交錯、相間分布，大致呈東北-西南走向，在3km以淺的地殼淺表更為明顯。在研究區(qū)西北和東部均出現(xiàn)低阻異常帶，西北部更為明顯。東部低阻帶由一系列淺表異常組成，向深部逐漸消失。中部高阻體為區(qū)域結(jié)構(gòu)主體，3km以淺部分被高導(dǎo)層覆蓋。區(qū)域中下地殼電性結(jié)構(gòu)逐漸均勻并聚焦為兩個主體，具有明顯的東西走向分布特征，由北部高阻體和南部高導(dǎo)層C組成。高阻體分布范圍隨深度增加而縮小，高導(dǎo)層分布范圍隨深度增加擴(kuò)大，表明高阻體分布受中下地殼高導(dǎo)層C的控制。

3.3 廬樅礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于廬樅礦集區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)，我們獲得了地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(Yanetal.,2019)。根據(jù)電阻率模型垂向切片(圖5)，研究區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)具有明顯的垂向分帶特征，即上地殼高阻層和中下地殼高導(dǎo)層。上地殼高阻層的底界深度約為5km，被上地殼垂向低阻帶分割。中下地殼高導(dǎo)層幾乎占據(jù)礦集區(qū)全部深部空間，并在研究區(qū)西北部與覆蓋于中上地殼大型高阻體(1000Ωm，底深約10～15km)的淺部低阻帶相連。此外，上地殼多條低阻帶與高導(dǎo)層C連接，很可能是深部物質(zhì)的上升通道，控制著上地殼火山巖和巖漿巖的分布。

3.4 安慶-貴池礦集區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)

基于安慶-貴池礦集區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)，我們獲得了地殼三維電性結(jié)構(gòu)模型(圖6)。西南測線垂向切片顯示上地殼由一系列高阻體組成，中下地殼為一“弧形”高導(dǎo)層C。上地殼高阻體底部呈階梯狀變化，厚度沿測線自西北向東南遞減。中下地殼高導(dǎo)層C下浮于上地殼高阻體，底部未收斂，并與上地殼垂向低阻帶相連。北東剖面切片顯示模型西北部上地殼存在一個高導(dǎo)層，底部深度約在5km左右，上地殼高阻體與南線剖面相似，被低阻帶分隔。而下地殼高導(dǎo)層C與南線剖面的分布結(jié)構(gòu)相似，是一個統(tǒng)一的大型高導(dǎo)層。

4 討論

4.1 長江中下游成礦帶地殼物質(zhì)組成

對比長江中下游成礦帶內(nèi)寧蕪、南陵-宣城、廬樅和安慶-貴池四個礦集區(qū)的電性結(jié)構(gòu)模型，我們發(fā)現(xiàn)區(qū)內(nèi)普遍存在中下地殼高導(dǎo)層(C)，推測它是深部熔融和含水流體演化、上升的痕跡。20世紀(jì)90年代，一些學(xué)者基于長江中下游地區(qū)重力數(shù)據(jù)，認(rèn)為研究區(qū)處于“幔隆帶”上，地殼厚度約30～32km(常印佛等，1991；唐永成等，1998)。呂慶田等(2015)基于六條穿過長江的深地震反射剖面進(jìn)一步證實Moho面深度在29～35km之間。其他深部地球物理探測研究發(fā)現(xiàn)，成礦帶地殼厚度較兩側(cè)(大別和江南造山帶)淺，說明區(qū)域地殼減薄、地幔上隆主體發(fā)生在長江中下游成礦帶(Shietal.,2013；Lüetal.,2015；Zhangetal.,2021b)。此外，巖石地球化學(xué)研究表明長江中下游成礦帶晚中生代中酸性巖漿巖具有埃達(dá)克巖的性質(zhì)，含大量殼?；旌衔镔|(zhì)(王強(qiáng)等，2003；周濤發(fā)等，2016)。因此，我們認(rèn)為長江中下游成礦帶普遍存在的中下地殼高導(dǎo)層是下地殼部分熔融及其與地幔物質(zhì)混染的痕跡，因為變質(zhì)脫水以及巖漿分異和熱液出溶過程產(chǎn)生大量的水(Connolly,2010；Zhangetal.,2021a)，進(jìn)而表現(xiàn)出低阻特征。研究區(qū)中上地殼是一個較為理想的蓋層，易于保存深部含水流體。

與C相連的上地殼垂向低阻帶，與地表滁河斷裂、長江斷裂、主逆沖斷裂、江南斷裂帶(分支)以及高坦斷裂對應(yīng)，我們認(rèn)為這些低阻帶分別反映了研究區(qū)主要斷裂的垂向分布。上述斷裂為研究區(qū)主要控礦斷裂(邵陸森等，2015；Zhangetal.,2019a；呂慶田等，2020；Lüetal.,2021)，控制了銅-金礦與鐵礦床的成礦和分布，而這些礦床與硫元素的富集和運移密切相關(guān)，大量分布的硫以及熱液蝕變過程中出溶的水會在很大程度上降低圍巖電阻率(Kolb,2008)，因此斷裂帶主要變現(xiàn)為低阻特征。此外，以往大地電磁測深研究表明，長江中下游成礦帶中的斷層導(dǎo)電性較強(qiáng)(陳滬生和張永鴻，1999；Zhangetal.,2019a，b)。

長江中下游成礦帶中生代構(gòu)造-巖漿活動十分發(fā)育，中上地殼廣泛發(fā)育多期巖漿活動(呂慶田等，2015)。反射地震研究結(jié)果表明，長江中下游地區(qū)的上地殼沉積層厚度約為7～13km，而中下地殼的前寒武紀(jì)基底厚度約為9～17km(呂慶田，2015(2)呂慶田.2015.長江中下游成礦帶中段深部地質(zhì)調(diào)查項目.北京:中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所)。區(qū)內(nèi)存在多種基底(常印佛等，1996)，自北向南依次為“張八嶺式”基底、“崆嶺-董嶺式”基底和“江南式”基底。因此，我們認(rèn)為成礦帶中下地殼高阻體為受中生代巖漿活動影響/改造的變質(zhì)基底與巖體的混合反應(yīng)，而上地殼高阻體為古生代-中生代沉積地層與侵入巖體的綜合反映。由于致密沉積巖、火山巖、巖漿巖、前寒武基底均表現(xiàn)為高阻特征且?guī)r漿侵位復(fù)雜，導(dǎo)致無法根據(jù)電阻率結(jié)構(gòu)分辨各巖層(體)的范圍。

4.2 長江中下游成礦帶成礦系統(tǒng)的深部背景

長江中下游成礦帶位于揚子和華北地塊的碰撞縫合帶，中生代以來經(jīng)歷了兩期主要構(gòu)造活動。印支期-早燕山期以擠壓應(yīng)力背景為主，揚子地塊向北俯沖并與華北地塊碰撞(宋傳中等，2010)，隨后又發(fā)生了陸內(nèi)俯沖事件(呂慶田等，2015；Zhangetal.,2019b)，俯沖板片在高溫、高壓環(huán)境下，發(fā)生變質(zhì)和脫水熔融(鄭永飛等，2015)。而燕山期以伸展應(yīng)力背景為主，隨著陸內(nèi)俯沖板片的拆離和下沉，研究區(qū)應(yīng)力體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展(Zhangetal.,2019b,2020,2021a)。在此過程中俯沖板片的脫水、熔融等對上覆“地幔楔”的改造使金屬物質(zhì)富集，并伴隨深部熱物質(zhì)上涌(底侵)至殼幔邊界，通過MASH(熔融、同化、存儲、均化)過程形成初級含礦巖漿，從而形成原始的成礦帶中下地殼高導(dǎo)層(C，圖3-圖6)。大量的巖石地球化學(xué)證據(jù)表明，長江中下游成礦帶晚中生代中酸性巖漿巖含有幔源物質(zhì)，由幔源巖漿與下地殼物質(zhì)混合形成(常印佛等，1991；周濤發(fā)等，2016)。因此，地幔物質(zhì)上涌、下地殼部分熔融以及殼幔物質(zhì)混染，共同組成成礦系統(tǒng)的深部物源要素。

以往地球物理、巖石地球化學(xué)和礦床學(xué)研究成果表明，深大斷裂帶對礦床的分布有明顯的控制作用(呂慶田等，2015；周濤發(fā)等，2016)，是成礦系統(tǒng)中的通道要素。其中，長江斷裂、主逆沖斷裂以及江南斷裂帶(分支)是成礦帶三條大型逆沖構(gòu)造，由地表延伸至中地殼(圖3-圖6；呂慶田等，2015；Zhangetal.,2019a，2021a)?；诒疚碾娦越Y(jié)構(gòu)模型，我們發(fā)現(xiàn)這三條深大斷裂均與下地殼高導(dǎo)層(C)相連，具有一定程度的同源性，在一定程度上證明了長江中下游成礦帶具有相對統(tǒng)一成礦系統(tǒng)和深部背景(呂慶田等，2020)的認(rèn)識。殼幔邊界經(jīng)MASH過程形成的成礦巖漿及流體，通過這些“煙囪式”管道(深斷裂)向上遷移至中地殼，由于脆性上地殼的阻擋，在韌性-脆性過渡區(qū)堆積形成次級巖漿房(圖5、圖6中高導(dǎo)層C的淺層部分)。

4.3 長江中下游成礦帶成礦系統(tǒng)的深部過程

地質(zhì)年代學(xué)研究結(jié)果顯示長江中下游地區(qū)不同礦集區(qū)的成礦時代階段性大致分為145～137Ma、135～127Ma、126～123Ma等三個階段(周濤發(fā)等，2016)。其中，145～137Ma的巖漿活動是銅金礦化的主要時期，主要為矽卡巖斑巖型和角礫巖筒型銅礦；135～127Ma的巖漿活動是鐵礦化的主要時期，主要為“玢巖型”鐵(硫)礦床(也稱為磁鐵礦磷灰石型礦床)和矽卡巖斑巖型鐵礦(呂慶田等，2020；周濤發(fā)等,2012a)。區(qū)內(nèi)與銅鐵成礦系統(tǒng)相關(guān)的巖漿-成礦作用相差約10Myr。成礦巖體Hf同位素組成數(shù)據(jù)顯示早期銅礦的εHf(t)相對于后期鐵礦和火山巖明顯偏低(劉彬，2018及其參考文獻(xiàn))，意味著含礦熱液混染了更多的地殼物質(zhì)。早期銅礦，特別是安慶-貴池和南陵-宣城礦集區(qū)的隱暴角礫巖銅礦，很可能受控于應(yīng)力體制由擠壓向伸展的轉(zhuǎn)換，形成于轉(zhuǎn)換過程的發(fā)育早期(Zhangetal.,2021a)。因此，含礦熱液由物源區(qū)向“儲層”遷移的過程中，遷移通道相對狹窄、遷移路徑相對較長，并且很可能穿過韌性-脆性過渡區(qū)后再次富集、分異，形成“次級源區(qū)”并與地殼物質(zhì)混染(圖7a)。而晚期鐵礦，形成時間略晚于堿性火山巖，屬于應(yīng)力轉(zhuǎn)換過程的發(fā)育晚期，物質(zhì)遷移通道基本發(fā)育完全，含礦熱液直接由物源區(qū)遷移至地殼淺表，過程中基本沒有與地殼物質(zhì)再次混染(圖7b)。我們認(rèn)為應(yīng)力體制轉(zhuǎn)換過程先后控制了成礦帶內(nèi)銅、鐵元素富集及其巖漿-成礦系統(tǒng)。

5 結(jié)論

本文借助成礦系統(tǒng)概念和理論，分析了長江中下游成礦帶內(nèi)寧蕪、廬樅、南陵-宣城和安慶-貴池礦集區(qū)的深部地殼電性結(jié)構(gòu)，建立深部電性特征與成礦系統(tǒng)中物質(zhì)活動空間、深部背景和過程等“源、運”要素之間的聯(lián)系，有助于進(jìn)一步理解長江中下游成礦帶的深部物質(zhì)來源及物質(zhì)遷移過程，服務(wù)深部找礦工作。主要結(jié)論如下：

(1)成礦帶內(nèi)中下地殼普遍存在高導(dǎo)層，指示著曾經(jīng)發(fā)生的部分熔融及其與上地幔物質(zhì)的混染作用空間。本文認(rèn)為板塊碰撞以及隨后的陸內(nèi)俯沖使俯沖板片在一定深度下發(fā)生脫水和部分熔融，隨后俯沖板片斷離，應(yīng)力體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展，含水流體不斷上升并與地殼混染，在殼幔邊界通過MASH過程形成含礦巖漿。

(2)成礦帶內(nèi)中上地殼的主要垂向低阻帶對應(yīng)于區(qū)內(nèi)主要斷裂，如長江深斷裂、主逆沖斷裂、滁河斷裂、高坦斷裂、江南斷裂(分支)等。斷裂帶與中下地殼低阻層相連，具有一定程度的同源性，是深部物質(zhì)上涌的通道，控制著淺部成巖-成礦作用。

(3)成礦帶內(nèi)主要深部通道發(fā)育時間約為10Myr，指示著區(qū)域應(yīng)力體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展的時限。區(qū)內(nèi)早期銅礦含礦熱液由源區(qū)向上地殼遷移的過程中，通道相對狹窄、路徑相對較長，熱液混染了更多的地殼物質(zhì)，對應(yīng)于應(yīng)力轉(zhuǎn)換初期；而晚期鐵礦含礦熱液通過較寬的通道直接遷移至地殼淺表，殼?；烊究赡軆H限于初期熱液形成階段。

致謝感謝野外工作人員對本文的支持和幫助;感謝評審專家、主編、編輯和專輯召集人對本文的幫助。