长江中下游成矿带(成矿带)西起江汉盆地东缘，东抵太湖东岸和天目山，南达赣北九岭，北与大别山和“两淮”、苏北平原相连，主跨湖北、江西、安徽和江苏四省，面积约10万平方公里.在构造上，成矿带属于华南板块(扬子陆块和华夏陆块在880 Ma前后拼合而成，以江山—绍兴缝合带为界，以下简称江绍缝合带)的一部分，位于扬子陆块东北缘，紧邻华北板块，北部分别以襄樊—广济断裂(襄广断裂)、郯城—庐江断裂(郯庐断裂)为界，南部以阳新—常州断裂(阳常断裂)为界，总体上呈南西狭窄、北东宽阔的“V”字型地带(吕庆田等，2004).成矿带内铜、铁、金、钼等金属矿比较发育，自西向东分布着鄂东南、九瑞、安庆—贵池、庐枞、铜陵、宁芜、和宁镇七个矿集区(图 1)，共计200多个大型多金属矿床组合，主要以层控矽卡岩型、玢岩型和热液脉型矿床为主(Mao et al.，2006，2011；周涛发等，2008).

图 1

Fig. 1

图 1 长江中下游成矿带及其邻区构造背景图 黑色方框代表研究区域. 红色直线代表剖线位置. 蓝色方框代表矿集区，EDN: 鄂东南矿集区；JR: 九瑞矿集区；AG: 安庆—贵池矿集区；LZ: 庐枞矿集区；TL: 铜陵矿集区；NW: 宁芜矿集区；NZ: 宁镇矿集区. Fig. 1 Tectonic background of the Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt and adjacent areas The black box represents study area. The red lines represent profiles′ location. The blue boxes represent districts，EDN: E′dongnan district; JR: Jiurui district; AG: Anqing-Guichi district; LZ: Luzong district; TL: Tongling district; NW: Ningwu district; NZ: Ningzhen district.

成矿带构造演化过程主要经历三个阶段，前震旦纪基底形成阶段、震旦纪-早三叠世沉积盖层阶段以及中三叠世以来的碰撞造山和造山后板内变形阶段(翟裕生等，1992；谢桂青等，2008b).中生代期间，成矿带内爆发了大规模岩浆活动，造就了该巨型成矿带的形成.如周涛发等(2008)认为，成矿带内的岩浆活动和成矿活动主要集中在145~120 Ma，峰值位于140 Ma和120 Ma.

近些年来，对成矿带中生代经历的深部动力学过程的探讨逐渐成为研究的热点.众多学者都试图通过现有的资料，还原成矿带中生代深部动力学过程，以便深入理解成矿带的成矿规律和控矿因素，为深部找矿提供思路，开辟“第二找矿空间”，并进一步加强对地球动力学的认识.然而，目前学术界对成矿带中生代深部动力学过程的认识还不统一，许多学者通过各自的研究结果提出了不同的模式.如，吕庆田等(2004，2014)提出了拆沉模式，该模式认为成矿带的形成与该地区自二叠纪末期经历的一系列碰撞挤压、拆沉伸展和底侵熔融等过程有关，这一模式得到了地球物理资料(比如，Wang et al.，2000；Zhang et al.，2000a，2000b；吕庆田等，2003；Lü et al.，2015)，特别是天然地震资料的支持(史大年等，2012；Shi et al.，2013；Jiang et al.，2013；江国明等，2014).Li Z X和Li X H(2007)提出了板块水平俯冲模式，该模式认为成矿带的形成与古太平洋板块的小角度俯冲有关，这一模式得到了部分地球 化学和岩石学证据的支持(Li et al.，2013；Yang et al.，2014).Ling等(2009，2011)提出了洋中脊俯冲模式，该模式认为成矿带的形成与古太平洋板块和伊泽奈崎板块的洋中脊俯冲有关，也得到了部分学者的支持(Sun et al.，2010).

天然地震层析成像能够较好地获得研究区域深部的速度结构特征，是了解地球内部结构的主要方法.不少学者曾利用该方法对成矿带及其邻区的速度结构进行过不同尺度的研究，极大地丰富了人们对成矿带深部结构的认识.Li等(2006)构建了亚洲东南部P波速度结构模型，在华南地区的地幔过渡带发现了大范围的高速异常；Huang和Zhao(2006)构建了中国大陆及邻区P波速度结构模型，在华南地区的上地幔和地幔过渡带分别发现了大范围的低速异常和高速异常；郑洪伟等(2012)、郑洪伟和李廷栋(2013)构建了中国东部P波速度结构模型，发现成矿带上地幔的低速异常表现为从深处向北涌向地表；Jiang等(2013)、江国明等(2014)构建了成矿带深至500 km的P波速度结构模型，发现成矿带下方的速度异常呈“两高一低”的分布格局，深部的高、低异常走向与成矿带走向基本一致，并且呈由南向北(由西向东)逐渐变浅的趋势；Ouyang等(2014)采用背景噪声和双平面波层析成像，构建了精细的成矿带S波速度结构模型，也在成矿带下方100~200 km发现了由南向北逐渐变浅的低速异常；最近，Jiang等(2015)利用P波构建了成矿带及秦岭—大别造山带深至800 km的速度结构模型，在成矿带上地幔发现了大范围的低速异常，在上地幔底部和地幔过渡带发现了大范围的高速异常，且成矿带下方的低速异常亦由南向北逐渐变浅.

虽然目前关于成矿带的速度结构模型有很多，但这些模型大多基于P波构制，S波相对较少.相对P波来说，S波对流体、热物质比较敏感，基于S波构制的速度结构模型能够较好地刻画出地幔物质横向流动、软流圈热物质上涌等深部动力学过程.不仅可以与P波速度结构模型进行对比，互相验证，确认可靠的速度异常，而且还可以进一步得到波速比、泊松比等物性参数，对深部介质进行更好的约束，为理解速度异常提供新的支撑点(张学民，2005；杨婷等，2012；张风雪等，2014).虽然Ouyang等(2014)构建了成矿带的S波速度结构模型，但受方法限制，该模型的深度仅为250 km，无法提供深部(比如软流圈或者地幔过渡带)的S波速度结构特征.为了获取深部的S波速度结构，本研究利用布设在成矿带及其邻区固定台站接收到的远震数据，构建了成矿带深至600 km的S波速度结构模型，为成矿带中生代的深部动力学过程提供新的约束，并对其进行有益的探讨.

本次研究区域范围为北纬28°—36°和东经115°—123°之间，覆盖了除鄂东南矿集区以外的成矿带(图 1和图 2a).波形数据来自国家测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)(图 3).为获取信噪比较高的波形数据，依据以下三个原则对其进行筛选：(1)记录波形数据的台站必须位于研究区域范围内(图 2a)；(2)远震震中距为30°~90°之间，且震级大于5.5级(图 2b)；(3)每个台站至少记录5个地震事件，且每个地震事件至少被5个台站记录到.数据处理时首先采用巴特沃斯带通滤波器对波形数据进行去噪，截止频率范围为0.1~1 Hz.然后采用江国明等(2012)、Jiang等(2013)改进的多道互相关方法(MMCC)从波形数据中自动获取相对走时残差.在此过程中，剔除互相关较差的波形数据和相对走时残差较大的波形数据，然后再重新拾取.如果由于部分波形数据被剔除而导致无法满足原则(3)，需要重新对数据进行筛选.经过上述步骤，最终筛选了73个台站记录的163个远震事件，共5524条S波相 对走时残差数据(图 4).在MMCC方法中，数据的精度由台站的采样率决定，本研究中，台站的采样率为10 Hz，故数据的精度为0.1 s.

图 2

Fig. 2

图 2 台站及远震事件分布图 (a)台站分布图，其中黑色正方形代表台站;(b)远震事件分布图，圆心方框为研究区域，黑色正方形代表远震事件. Fig. 2 Distributions of stations and teleseismic events (a)Distributions of stations，black squares represent stations.(b)Distributions of teleseismic events，black box in the center represents study area，black squares represent teleseismic events.

图 3

Fig. 3

图 3 远震波形示例 图中A为S波理论到时. 黑色五角星代表远震事件. 黑色正方形代表观测到该事件的台站. 事件发生时间为2 011-12-14 05 ∶ 04 ∶ 56，震中位于-7.5°N、146.8°E，震源深度120.0 km，震级7.1级. Fig. 3 Example of teleseismic waves A is the theoretical arrival time of each S waves. Black star represents teleseismic event. Black squares represent stations which received the event. The origin time of the event is 2011-12-14 05 ∶ 04 ∶ 56，located in -7.5°N、146.8°E，the depth is 120.0 km and the magnitude is 7.1.

图 4

Fig. 4

图 4 射线分布图 白色正方形代表台站. Fig. 4 Distributions of rays White squares represent stations.

天然地震层析成像采用Zhao等(1992，1994)提出的TOMOG3D，该方法将模型空间网格化，并且将每个网格节点的速度扰动视为未知参数进行反演；模型空间中任意一点的速度通过周围8个节点的速度线性插值得出，保证了速度在模型空间中的连续性；射线追踪采用伪射线弯曲法的改进方法计算走时和射线路径；反演采用LSQR进行计算(Paige and Saunders，1982)，不仅计算速度较快，而且反演结果的精度较高.

对TOMOG3D而言，初始模型的剖分在很大程度上取决于射线的交叉情况(图 4)，并决定着层析成像的质量.在数据量不变的前提下，模型剖分的好坏对层析成像的结果起着决定性的影响.如果模型剖分过于密集，虽然结果的空间分辨尺度变小，但节点上的射线交叉程度也随之降低，无法保证最终结果的可信度；如果模型剖分过于稀疏，虽然可以提高射线交叉程度，但空间分辨尺度变大，不利于分辨小尺度异常.为获得最佳网格剖分间距，采用检测板测试法确定模型剖分的合理性.首先，根据预定的网格间距对地层模型进行剖分，并选定合适的一维速度模型，利用台站和事件的实际位置进行射线追踪，得到“理论走时”；其次，对剖分模型的网格节点赋予相对于一维速度模型的速度扰动，保证相邻网格节点的速度扰动正负相间，构建复杂的三维速度模型；再次，利用相同的台站和事件进行射线追踪，并加入随机误差模拟噪声的影响，得到“观测走时”；最后，利用“观测走时”与“理论走时”的残差，反演得到每个网格节点的速度异常值.如果反演得到的速度异常值与给定的速度扰动一致，那么网格模型的剖分就比较合理，也就兼顾了最终层析成像结果的可信度和分辨率.图 5显示了最佳网格剖分模型在9个水平层上的检测板测试结果，横向网格间距为1°(约111.2 km)，垂向网格间距为50~100 km.初始一维速度模型选择IASP91速度模型(Kennett and Engdahl，1991)，相邻网格节点分别被赋予±3%的速度扰动，随机误差的方差为0.1 s.由图 5可以看出，除了700 km和800 km两个水平层外，其他7个水平层均能很好地将速度扰动还原出来，因此对最终的层析成像结果，只讨论600 km深度以浅的速度异常.

图 5

Fig. 5

图 5 检测板测试结果 每个水平层的深度标注在各图的上方. Fig. 5 Results of checkerboard resolution test The layer depth is shown at the top of each picture.

地壳内部速度横向不均匀性会导致远震射线在地壳和上地幔顶部的交叉较差(图 4)，如果缺乏近震数据或者人工地震数据的约束，深部成像的质量会受到影响.为保证最终的速度结构模型更加精确，本研究采用地壳校正的方法(江国明等，2009，2014；徐峣等，2014)，将50 km深度以浅地层内速 度横向不均匀性对相对走时残差的影响消除，具体过程见相关文章(江国明等，2009，2014；徐峣等，2014).图 6显示了各个台站的平均相对走时残差经地壳校正后的变化情况，可以看出，位于成矿带内大部分台站的平均相对走时残差均减小，而成矿带外台站的平均相对走时残差几乎均增大，说明从地表到地下50 km，成矿带内的速度整体上比较高，而成矿带外的速度整体上比较低.

图 6

Fig. 6

图 6 地壳校正后台站平均相对走时残差变化 白色实线表示主要断裂和缝合带.菱形和圆形分别 表示台站的平均相对走时残差减小和增大. Fig. 6 Distributions of mean relative residual changes after crust correction at each station The white solid lines represent the main faults and suture.The rhombuses and the circles represent the decrease and the increase of mean relative residual of each station，respectively.

为了获得最佳的层析成像结果，反演时需根据数据拟合方差与速度模型方差确定最佳阻尼因子，通过选取不同阻尼因子反复测试，最终确定最佳阻尼因子为11(图 7).图 8—10显示了最终的S波层析成像结果，其中，图 8显示了7个水平剖面的速度异常分布情况；图 9显示了6个垂直剖面的速度异常分布情况，剖面位置如图 1所示；图 10显示了速度异常的三维立体图.

图 7

Fig. 7

图 7 数据拟合方差与速度模型方差曲线图 图中数字为阻尼因子，黑色圆圈代表最佳阻尼因子. Fig. 7 Trade-off curve between RMS of travel time residual and variance of model anomaly The numbers in the picture represent damping factor. The black circle represents the optimal damping factor.

图 8

Fig. 8

图 8 七个水平剖面上的层析结果 红色和蓝色分别表示低速和高速异常. 白色实线表示主要断裂和缝合带. 每个水平剖面的深度标注在各剖面图的右上角. 色彩棒示于图的右下方. Fig. 8 Tomographic results in seven horizontal layers The red and the blue colors denote the low and the high velocity anomalies，respectively. The white solid lines represent the main faults and suture. The layer depth is shown at the upper right corner of each picture.The color bar is shown in the bottom right.

图 9

Fig. 9

图 9 六条垂直剖面上的层析结果 红色和蓝色分别表示低速和高速异常. 地形起伏位于每幅图的上方. 色彩棒示于图的右上方.黑色虚线为410 km速度不连续面. 白色虚线界定了成矿带下方由南向北逐渐变浅的低速异常. NCB: 华北板块；CB: 华夏地块；YB：扬子地块；DO：大别造山带；HB：合肥盆地；TLF：郯庐断裂；YCF：阳常断裂；XSF:信舒断裂；JSS：江绍缝合带；MLYRMB：长江中下游成矿带. Fig. 9 Tomographic results in six vertical profiles The red and the blue colors denote the low and the high velocity anomalies，respectively. The surface topography is shown on the top of each picture.The color bar is shown in the upper right. The black dotted line is the 410-km discontinuity. The white dotted lines delineate the boundaries of low velocity anomaly which has the trend that gradually shallower from south to north beneath the MLYRMB. NCB: North China Block; CB: Cathaysia Block; YB: Yangtze Block; DO: Qinling-Dabie Orogen; HB: Heifei Basin; TLF: Tancheng-Lujiang Fault; YCF: Yangxin-Changzhou Fault; XSF: Xinyang-Shuchen Fault; JSS: Jiangshan-Shaoxing Suture; MLYRMB: Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt.

图 10

Fig. 10

图 10 速度异常三维图 (a)俯视图；(b)自西向东观测；(c)自南向北观测.黄色和蓝色分别代表低速和高速异常. 底图为研究区域地形起伏. Fig. 10 3D structure of velocity anomaly (a)Top view;(b)View from west to east;(c)View from south to north. The yellow and the blue colors denote the low and the high velocity anomalies，respectively.The base map is the topography of the study region.

从图 8可以看出，成矿带及其邻区在300 km以浅主要以低速异常为主(图 8a—8d)，与已有的层析成像结果比较一致(Huang and Zhao，2006；郑洪伟等，2012；郑洪伟和李廷栋，2013；Jiang et al.，2013，2015；江国明等，2014；Ouyang et al.，2014).在50 km的水平剖面，低速异常仅位于成矿带中部(图 8a)，随着深度加深，低速异常逐渐扩大，并在200 km的水平剖面达到最大幅值，基本覆盖了研究区域的整个华南板块，甚至向北延伸到了苏鲁造山带(图 8c).而在400 km以深，成矿带及其邻区下方主要表现为高速异常(图 8e—8g)，该异常在其他学者的层析成像结果中也有体现(Li et al.，2006；Huang and Zhao，2006；Jiang et al.，2013，2015；江国明等，2014).高速异常向西一直延伸到大别造山带，并在400 km和500 km的水平剖面与另一高速 异常相连(图 8e—8f).虽然高速异常的范围在600 km 的水平剖面上有所减小，但是也基本覆盖了成矿带，并向南延伸到了江绍缝合带(图 8g).

从图 9可以看出，六条垂直剖面在上地幔均存在着大范围的低速异常，在上地幔底部和地幔过渡带均存在着大范围的高速异常.低速异常主要集中在100~300 km，甚至向下延伸至地幔过渡带(图 9f)，向上延伸到了50 km(图 9a—9c，9e).高速异常几乎占据了上地幔底部和地幔过渡带，甚至向上延伸到300 km(图 9).从图 9d—9e中还可以发现，成矿带下方的低速异常呈现出由南向北逐渐变浅的空间分布趋势，与已有的一些层析成像结果比较吻合(郑洪伟等，2012；郑洪伟和李廷栋，2013；Jiang et al.，2013，2015；江国明等，2014；Ouyang et al.，2014).

为了清楚地显示速度异常的空间分布情况，本研究抽取了±0.4%的速度异常，构制了研究区域下方的速度异常三维立体图(图 10).不难看出，研究区域的浅部和深部分布着大范围的低速异常和高速异常区，且低速异常走向与成矿带基本相同.

层析成像结果的一大特征是在上地幔100~300 km发现了显著的低速异常(图 8—10)，该特征也在前人的层析成像结果中有较好的体现(由于研究方法、研究范围以及分辨率的不同，不同学者得到的低速异常的位置略有出入)：背景噪声和双平面波层析成像显示低速异常主要位于100~200 km(Ouyang et al.，2014)；大区域P波层析成像显示低速异常主要位于100~400 km(Huang and Zhao，2006；郑洪伟和李廷栋，2013)；小区域P波层析成像显示低速异常主要位于100~200 km(郑洪伟等，2012；Jiang et al.，2013；江国明等，2014)，或者100~300 km(Jiang et al.，2015).

目前，学者们普遍认为成矿带的形成与软流圈热物质的上涌以及壳幔物质的相互作用密切相关.成矿带内广泛分布着燕山期花岗闪长岩、闪长岩、花岗岩，这些侵入岩均具有幔源特征，为富集地幔的玄武岩浆底侵到下地壳底部，发生熔融后经分离结晶形成的(吴福元等，2003；王强等，2003；徐夕生等，2004；徐夕生和谢昕，2005；谢桂青等，2008a)，这与在上地幔发现的低速异常相符.因为从介质的物性来看，温度较高、较软的物质(比如岩浆、软流圈的热物质)一般会表现为低速异常(吕庆田等，2014).因此，本研究认为上地幔的低速异常为上涌的软流圈热物质，与一些学者的解释相同(郑洪伟等，2012；郑洪伟和李廷栋，2013；Jiang et al.，2013，2015；江国明等，2014；Ouyang et al.，2014)，尽管他们对软流 圈热物质上涌的机制还存在着一些争议(见4.2节). 值得注意的是，成矿带下方的低速异常呈现由南向北逐渐变浅的空间分布趋势，走向与成矿带相同(图 9d—9e，图 10)，说明成矿带下方软流圈热物质由南向北逐渐上涌.

层析成像结果的另一大特征是在上地幔底部和地幔过渡带发现了大范围的高速异常(图 8—10)，与Jiang等(2015)的层析成像结果比较一致.此外，不少学者也在各自的层析成像研究中发现了该高速异常，并对该高速异常有着不同的解释：

Li等(2006)、Huang和Zhao(2006)在地幔过渡带以及下地幔顶部发现了该高速异常.他们的研究区域较大，涉及整个中国大陆及其邻区，因此他们对高速异常的解释主要从中国东部的构造演化背景出发.古太平洋板块的俯冲对中国东部的构造格局产生了重要的影响：华北克拉通遭受到的大规模破坏(朱日祥等，2011)，中国东部岩石圈出现的大规模减薄(吴福元等，2003；薛怀民等，2010)以及中国东部区域应力的变化(谢桂青等，2008b；Mao et al.，2006，2011)，都与古太平洋板块俯冲有关.从Li等(2006)、Huang和Zhao(2006)获得的高速异常的位置来看，很有可能是俯冲的古太平洋板块的痕迹.

Jiang等(2013)和江国明等(2014)则在上地幔底部发现了该高速异常，他们的研究区域较小，集中在成矿带及其邻区，他们对高速异常的解释主要从成矿带自身的构造演化背景出发.中国东部岩石圈出现过大规模的减薄(吴福元等，2003；薛怀民等，2010)，成矿带也不例外.布格重力异常的结果显示成矿带下方呈现“鼻”状正异常，说明成矿带下方可能存在着“幔隆构造”(吕庆田等，2004)；深反射地震剖面表明成矿带中下地壳存在着似强反射层，可能为基性或者超基性岩浆底侵所致(Wang et al.，2000；Zhang et al.，2000a，b；吕庆田等，2003，2004；Lü et al.，2015)；接收函数的结果显示成矿带下方的地壳厚度较邻区薄，可能存在着“幔隆构造”或地壳减薄(史大年等，2012；Shi et al.，2013).以上这些现象很可能形成于岩石圈拆沉减薄的背景之下(吕庆田等，2004).Jiang等(2013)和江国明等(2014)获得的高速异常位于上地幔的底部，并没有进入地幔过渡带之中，不太可能是俯冲的古太平洋板块的痕迹，反而很可能是拆沉的岩石圈下沉到该深度的残留体.

然而，从本研究得到高速异常的空间分布来看，无法单独用俯冲的古太平洋板块或者拆沉的岩石圈予以解释(图 8—10).周涛发等(2008)认为，成矿带的构造演化背景极其复杂，既受中国东部构造演化背景的控制，又有着自身的特殊性.因此本研究认为，对高速异常的解释，也要从中国东部和成矿带自身两个构造演化角度出发.Li等(2006)、Huang和Zhao(2006)的研究区域较大，研究深度较深，虽然能够很好地识别出地幔过渡带中的高速体，但其分辨率较低，很有可能造成上地幔底部的高速体无法被识别出来.Jiang等(2013)和江国明等(2014)的研究区域较小，分辨率较高，虽然能够很好地识别出上地幔底部的高速体，但其研究深度较浅，无法发现地幔过渡带中的高速体.综上，本研究将上地幔底部和地幔过渡带的高速异常解释为拆沉的岩石圈和俯冲的古太平洋板块，并认为两个高速体在构造演化的过程中，在地幔过渡带附近发生了接触.最近，Jiang等(2015)利用P波构建了关于成矿带更加精细的P波速度结构模型，也在上地幔底部和地幔过渡带中发现了显著高速异常，并与本研究有着相同的解释.

虽然研究区域只涉及大别造山带东缘一小部分，但该区域下方的高速异常从100 km一直延伸到600 km(图 8—10).高速异常在400 km十分微弱(图 8—10)，可能是两个高速体在该深度发生了接触.400 km以深可能为俯冲的古太平洋板块；而400 km以浅的高速异常，徐佩芬等(1999)、Xu等(2001)将其解释为俯冲的扬子陆块的痕迹.虽然该地区的检测板测试结果相对较好(图 5)，但由于该地区位于研究区域的边缘(图 1)，且分布在该地区的台站相对较少(图 2a)，因此本研究对该高速异常持保留态度，不做讨论.

软流圈热物质上涌的机制是理解成矿带中生代深部动力学过程的关键.然而学术界对该机制的认识还不统一，部分学者将其归因于古太平洋板块俯冲：朱日祥等(2011)认为大洋板块的快速俯冲导致软流圈非稳态的流动和上覆岩石圈的弱化和破坏，继而引起软流圈热物质向上流动；Li Z X和Li X H(2007)认为古太平洋板块以小角度向中国东部水平俯冲并在成矿带下方发生断离脱水和折退(roll-back)，引起软流圈热物质大规模上涌；Ling等(2009，2011)认为古太平洋板块和伊泽奈崎板块的洋中脊向中国东部俯冲，带来大量的热量，引起软流圈热物质大规模上涌.还有部分学者认为软流圈热物质的上涌与古太平洋板块俯冲没有直接关系，而可能与成矿带岩石圈的拆沉和下地壳的底侵熔融等深部过程有关(吕庆田等，2004，2014)，或者受控于华北板块与扬子陆块的深部岩石圈缝合线(李曙光，2001).

从层析成像的研究来看，学者们的认识也不尽相同.郑洪伟和李廷栋(2013)认为扬子陆块俯冲断离导致了软流圈热物质的上涌；Ouyang等(2014)将软流圈热物质的上涌归因于古太平洋板块俯冲；Jiang等(2013)、江国明等(2014)则支持岩石圈拆沉；最近，Jiang等(2015)在洋中脊俯冲模式的基础上，结合岩石圈拆沉模式，提出了双板块俯冲模式(double-slab subduction model)，该模式认为洋中脊俯冲是软流圈热物质上涌的主要深部机制，岩石圈拆沉是软流圈热物质上涌的次要深部机制.

已有的研究结果表明，二叠纪末/早三叠世，华南板块开始向华北板块下方俯冲并发生碰撞(吕庆田等，2004；Mao et al.，2006，2011)，此时中国东部受到的区域应力主要来自于华南板块和华北板块碰撞产生的南北向挤压.随着华南板块向华北板块下方的挤入，中国东部包括成矿带在内的岩石圈开始增厚，一度达到了180 km.而目前中国东部岩石圈的厚度仅为80 km左右，说明岩石圈在历史上曾经出现过大规模的减薄，厚度超过了100 km(比如，吴福元等，2003；薛怀民等，2010).薛怀民等(2010)的研究结果进一步表明成矿带下方岩石圈的减薄属于一种“突发式”的机械拆沉.如4.1.2节所述，地球物理资料为拆沉提供了大量的证据.本研究(图 9d—9e，10)以及Jiang等(2013，2015)、江国明等(2014)的研究也在上地幔底部发现了拆沉岩石圈的痕迹.拆沉的岩石圈会导致软流圈热物质大规模上涌，上升占据原来岩石圈所处的位置，并底侵到壳幔边界和下地壳中，发生熔融，产生具有埃达克性质的岩浆，这种岩浆通常容易富集成矿物质(吕庆田等，2004，2014).成矿带内广泛分布着埃达克岩和类埃达克岩，以及具有幔源性质的侵入岩，很有可能就是上述过程的结果(比如，张旗等，2001；王强等，2002).

地球化学的研究结果表明，成矿带的岩浆活动和成矿活动呈现由南向北逐渐变新的趋势(比如，周涛发等，2008；Sun et al.，2013).从本研究(图 9d—9e，10)和其他层析成像结果(郑洪伟等，2012；郑洪伟和李廷栋，2013；Jiang et al.，2013，2015；江国明等，2014；Ouyang et al.，2014)可以推测出成矿带南部的软流圈热物质先于北部发生上涌，两者之间存在着对应关系.部分学者认为，成矿带内岩石圈的拆沉首先发生在南端(江国明等，2014)，因此成矿带南部首先爆发大规模的成矿作用.受构造应力的影响，成矿带北部也会陆续发生岩石圈的拆沉，造成软流圈热物质的上涌，进而爆发大规模的成矿作用，造成了低速异常“南深北浅”的空间分布格局和成矿带由南至北逐渐变新的成矿顺序.综合以上分析，本研究认为岩石圈拆沉是软流圈热物质上涌的主要深部机制.

至于俯冲的古大洋板块，本研究认为只是间接地参与了成矿带的形成.最近，部分学者的研究结果表明成矿带内埃达克岩和类埃达克岩的形成可能与古太平洋板块俯冲有关(Ling et al.，2009，2011；Li et al.，2013；Yang et al.，2014)，他们在此基础上认为古太平洋板块俯冲是软流圈热物质上涌的主要深部机制，并提出了两种俯冲模式：即前文提及的水平俯冲模式(Li and Li，2007；Li et al.，2013；Yang et al.，2014)和洋中脊俯冲模式(Ling et al.，2009，2011；Sun et al.，2010).对于水平俯冲模式，最大的困惑在于古太平洋板块能否以小角度持续俯冲上千公里并在成矿带下方发生板块断离，且这一模式与本研究(图 8—10)以及部分学者的层析成像的结果不太相符(Li et al.，2006；Huang and Zhao.，2006；Jiang et al.，2015).相比之下，洋中脊俯冲模式与层析成像结果比较吻合，Jiang等(2015)也支持这一模式.不过，有学者指出该模式与华南地区燕山期岩浆岩的时空分布不符(Li et al.，2013)，且Jiang等(2015)的观点是结合前人的研究结果提出来的，缺乏直接的证据.目前，关于成矿带内埃达克岩和类埃达克岩的成因，学者们之间还存在着争议，虽然最新的研究结果表明可能与古太平洋板块俯冲有关，但相关的研究相对较少，本研究还是倾向赞同成矿带内埃达克岩和类埃达克岩是加厚陆壳部分熔融的产物.综合以上讨论，本研究认为古大洋板块俯冲只对中国东部区域应力的变化产生影响，间接地导致软流圈热物质的上涌.

结合以上讨论和前人的研究，本研究认为岩石圈拆沉是造成成矿带中生代深部成矿作用的关键机制，古太平洋板块俯冲仅起到了改变区域应力的作用.成矿带中生代深部动力学过程可能如下所示：

二叠纪末/早三叠世，华南板块开始向华北板块下方俯冲并发生碰撞，中国东部的岩石圈发生增厚(吕庆田等，2004；Mao et al.，2006，2011)，此时中国东部受到的区域应力主要来自于华南板块和华北板块碰撞产生的南北向挤压.随着古太平洋板块俯冲，中侏罗世开始，中国东部逐渐受控于古大洋板块俯冲的远程应力体系，整个华南地区产生了强烈的陆内造山运动(吕庆田等，2014)，并进一步导致中国东部岩石圈增厚.随着古大洋板块俯冲的加剧以及俯冲方向的转换，中国东部受到的区域应力逐渐由南北方向的挤压转换为东西方向的拉张(谢桂青等，2008b；Mao et al.，2006，2011；Ouyang et al.，2014)，华北板块与华南板块之间发生相对旋转，古特提斯洋逐渐关闭，中国东部逐渐进入了拉张减薄的环境，受区域拉张应力和增厚岩石圈自身的不稳定性的影响，晚侏罗/早白垩世，中国东部包括成矿带在内的岩石圈发生拆沉，导致软流圈热物质大规模上涌，成矿带下方出现地壳的伸展减薄以及下地壳的底侵熔融，软流圈热物质上涌至浅部成矿，致使成矿带爆发了大规模的岩浆作用和成矿作用.由于岩石圈的拆沉始于现今成矿带的南部，也因此就造成了低速异常“南深北浅”的构造格局和成矿带由南至北逐渐变新的成矿顺序.

本研究利用布设在成矿带及其邻区的一系列固定台站，利用地壳校正的方法，构建了成矿带深至600 km的S波速度结构模型，得出以下结论.

(1)研究区域上地幔存在着大范围的低速异常，且低速异常的走向与成矿带相同，可能为上涌的软流圈热物质；

(2)研究区域上地幔底部和地幔过渡带存在着大范围的高速异常，可能为拆沉的岩石圈和俯冲的古太平洋板块；

(3)成矿带上地幔的低速异常呈由南向北逐渐变浅的空间分布特征，表明软流圈热物质由南向北逐渐上涌，这一特征与成矿带岩浆活动和成矿活动呈现由南向北逐渐变新的时间分布可能存在着对应关系.

本研究认为岩石圈拆沉是成矿带中生代深部成矿作用关键因素，古太平洋板块俯冲并没有直接导致大规模岩浆活动和成矿作用的发生.

由于数据的限制，本研究的区域相对较小，构建的模型还不够精细，无法确定古大洋板块和拆沉岩石圈的具体接触位置，大别造山带下方的高速异常仍有待商榷.在后期的研究中，需要收集更多的数据，扩大研究区域，构建更加精细的速度模型，并将研究深度扩展到下地幔，以便对成矿带中生代深部成矿机制取得进一步的认识.

致谢 感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供地震波形数据.感谢日本东北大学赵大鹏教授提供的层析成像程序.感谢欧阳龙斌、范振宇、汪洋、刘娜、刘尧以及索奎等提供的帮助与讨论.文章中所有图件均由GMT绘制而成，感谢Wessel和Smith提供的免费绘图软件.同时感谢两位匿名审稿专家对本文章提出了宝贵意见.