钦杭成矿带和武夷山成矿带是我国华南地区两条重要的多金属成矿带.大地构造上，钦杭成矿带位于华南板块内部，与扬子地块和华夏地块的拼接范围大体一致，而武夷山成矿带位于华夏块体的东部.自晚元古代扬子和华夏两个古陆碰撞拼合以来，钦杭成矿带和武夷山成矿带经历了多期次的构造-岩浆-成矿事件，形成了丰富的矿产资源.目前，钦杭成矿带所探明的主要矿产资源是在中生代大陆板内演化过程中形成的(毛景文等, 2011)，武夷山成矿带也是中、新生代巨型构造-岩浆带中的重要成矿区(毛建仁等, 2010, 2014; 丁建华等, 2016).

矿床的形成是深部地质过程在地壳浅表的响应，因此成矿带深部岩石圈结构的认知对深入认识矿产资源的控制因素及形成机制具有重要意义.近年来，国内学者使用不同的地球物理方法对钦杭成矿带和武夷山成矿带的深部结构开展了一系列的研究.跨越武夷隆起带及周缘地区的吉安—福州宽频大地电磁测深剖面结果显示：东南沿海褶皱带和武夷隆起带岩石圈电性结构差异明显(胡祥云等, 2017).远震P波和S波接收函数获取的华夏块体及福建地区的岩石圈厚度约60~70 km，地壳厚度从闽西北的33 km减薄至厦门沿海一带的29 km以下，南岭—武夷交汇区的地壳厚度平均值为31.2 km，泊松比值为0.23，总体呈薄地壳、低泊松比的特点(Li et al., 2013; 叶卓等, 2013, 2014; 张耀阳等, 2018; 韩如冰等, 2019).大尺度卫星重磁场在钦杭成矿带的两侧具有明显的差异，反映了成矿带两侧不同的物质组成和基底特征.武夷山成矿带大部分地区的重力特征为负异常，以NE向的异常为主，政和—大浦断裂在重力异常水平梯度图中对应梯度由平缓转向陡变的分界带(徐鸣洁和舒良树，2001).深地震测深方法(廖其林等, 1988, 1990; 熊绍柏等, 1991；邓阳凡等, 2011; 李培等, 2015; 蔡辉腾等, 2016; Zhang et al., 2013; Dong et al., 2015; Kuo et al., 2016)获取的华夏块体地壳厚度总体变化趋势由西部向东部沿海逐渐变薄，在东部沿海的福建地区地壳厚度从西部的30.0 km逐渐加深至福建中部的35.0 km，然后在中国台湾海峡下方减薄至28.0 km，地壳具有明显的分层特征.这些研究为认识华夏块体地壳和岩石圈的深部结构特征提供宝贵的资料，但是在认识华夏块体上地壳速度结构及结晶基底起伏形态方面还缺乏较高分辨率的成像.然而，成矿带的矿产分布特征、成矿机制等受上地壳横向速度非均匀、结晶基底埋深、断裂分布等影响密切.

近年来，近地表地震层析成像方法和短周期密集台阵方法在探测地壳结构方面取得较大进展(张明辉等, 2019, 2020).其中，深地震测深方法中的初至波成像方法是获取研究区上地壳P波速度结构、分析结晶基底起伏形态的有效手段，可以为揭示钦杭成矿带和武夷山成矿带的上地壳P波速度分布及其与成矿差异的关系提供重要信息.跨越福建省的4条北西向探测剖面的初至波成像结果显示：福建地区的结晶基底埋深在0.5~4.0 km之间变化，且具有自西向东呈逐渐变浅的趋势(李培等, 2019).这些探测剖面的结果为认识中国大陆东南缘福建沿海地区的上地壳P波速度结构和结晶基底埋深提供了约束，但探测剖面较短且仅分布在福建省内，难以从更广视角全面认识华南地区成矿带的上地壳速度结构.

为了从更广阔的视角认识华南地区主要成矿带深部的地壳结构及构造特征，我们实施了“万载—永春”深地震测深探测剖面.利用跨越钦杭成矿带和武夷山成矿带长度约530 km的深地震测深剖面初至波数据，结合2012年福建省地震局在福建地区已经开展的“宁化—惠安”长约270 km的深地震测深剖面初至波数据.利用有限差分方法反演“万载—惠安”剖面精细的上地壳P波速度结构，结合已有的地质和地球物理资料，探讨钦杭成矿带和武夷山成矿带上地壳变形的特征及其与两个成矿带成矿差异的关系.

新元古代早期，扬子和华夏两个古陆拼合，最终形成了现今的华南大陆(舒良树, 2012; 张国伟等, 2013).之后，华南大陆经历了强烈的构造-岩浆-成矿事件，发育大规模的岩浆活动，并形成丰富的矿产资源.华南地区主要的成矿带包括长江中下游、钦杭、南岭和武夷山四个成矿带(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 华南地区地质背景与成矿带分布图(修改自Zhou et al., 2006；叶天竺等, 2017) 五角星为人工源爆破点，黑色三角形为短周期地震台站. Fig. 1 Map showing geologic background and metallogenic belt distribution of South China (modified from Zhou et al., 2006 and Ye et al., 2017) Stars are artificial exploration points, black triangles are short-period seismic stations.

钦杭成矿带全长近2000 km，宽度约100~150 km，是一条富含铜、钨、锡等的多金属成矿带.毛景文等(2011)按照矿床的成因类型将其归纳为新元古代海底喷流沉积型铜锌成矿系列和燕山期钨锡铜铅锌多金属矿床成矿系列.目前，该成矿带已探明的大、中型矿床达400余处(徐德明等, 2012).武夷山成矿带地跨福建、江西、浙江和广东四省，总体呈北东-南西向的梭子形，目前已发现铜铅锌等矿种110余种，大、小矿床达1200余处.毛建仁等(2010)大致将武夷山成矿带的成矿作用划分为三个成矿期：(古-中元古代)华夏陆块形成期、(新元古代-侏罗纪)陆块碰撞与碰撞后的拉张期、(晚侏罗纪-白垩纪)大陆伸展和大规模火山-侵入活动时期.钦杭成矿带地表广泛发育晚元古代的岩浆岩，以酸性火山岩和侵入岩为主，基性岩类相对较少.燕山期该区岩石圈经历伸展减薄的过程，并导致了大规模的花岗岩浆活动.而武夷山成矿带是华南较古老变质基底的出露地区，基底具有双层结构：下层是古元古代结晶基底，由天堂山岩群混合岩化片麻岩、变粒岩和片岩组成；上层是中、晚元古代变质基底.钦杭成矿带属于洋陆俯冲体系，在燕山期花岗岩存在确切的幔源端信息，幔源物质参与了许多矿床的形成(周永章等, 2017).斑岩铜钼矿的主成岩成矿年龄是燕山期，但带有古老俯冲带岛弧体系的基因(周永章等, 2017).武夷山成矿带是古元古代末期从华夏古陆裂解而来，受晋宁运动影响，武夷地块拼贴扬子陆块之下.加里东运动后，该地块隆升接受了少量沉积.印支运动期，强烈的侧向挤压作用导致了褶皱隆起和一系列的逆冲推覆、滑脱构造.燕山期，武夷成矿带的东南沿海带形成了以酸性火山岩为主的火山-沉积建造(丁建华等, 2016).

2018年11月份，在国家重点研发计划项目资助下，中国科学院地质与地球物理研究所沿“万载—永春”布设一条北西-南东向深地震测深探测剖面(图 2).该剖面跨越钦杭成矿带和武夷山成矿带，共实施了4次大当量人工源爆破(图 2红色五角星)，单炮药量2000~2520 kg，采用多井组合爆破方式激发地震波，炮点间距80~90 km.沿测线布设435套EPS型人工地震测深便携式三分量数字地震仪(图 2蓝色三角星)，接收器观测间距约1.0 km，剖面长约530 km，记录来自地壳和上地幔顶部不同深度范围、不同属性的深层地震波场信息.2012年6~8月，为了研究我国大陆东南缘强震孕育的构造环境，福建省地震局在福建省中部实施了“宁化—大田—惠安”深地震测深探测剖面(蔡辉腾等，2016)，共布设5个炮点(图 2黄色五角星)，投入PDS型仪器160套(图 2绿色三角星)，接收点距1.5~2.0 km，剖面长约270 km.两条剖面走向一致，在宁化县至永春县存在一段约195 km的重合观测段，组成一条全长约620 km的“万载—惠安”探测剖面.

图 2

Fig. 2

图 2 深地震测深测线位置图及研究区主要地质构造 红色五角星和黄色五角星为人工源爆破点，蓝色三角形和绿色三角形为短周期地震台站，粉色菱形为金属矿点(骆学全和孙建东, 2017).主要断裂：SJPF：绍兴—江山—萍乡断裂；SFF：遂川—抚州断裂；HBF：合浦—北流断裂；WSF：吴川—四会断裂；SHF：邵武—河源断裂；ZDF：政和—大浦断裂. Fig. 2 Map showing location of deep seismic sounding profile and geological structure in the study area Red and yellow stars are artificial exploration points, blue and green triangles are short period seismic stations, and pink diamonds represent metallic ore (Luo and Sun, 2017). SFF: Suichuan-Fuzhou fault; HBF: Hepu-Beiliu fault; WSF: Wuchuan-Sihui fault; SHF: Shaowu-Heyuan fault.

初至波Pg震相，一般被认为是来自上地壳内部的回折波，接收段几十至一百多千米.随炮检距增大，视速度一般稳定在6.0 km·s^-1，反映地表沉积盖层厚度和上部地壳的介质速度结构性质.局部到时的超前、滞后一般与地表及基底局部隆起、凹陷构造相关.

“万载—惠安”剖面9炮初至波Pg震相清晰，信噪比高，平均能追踪60~120 km左右(图 3~11).以6.0 km·s^-1的折合速度，Pg震相在60 km处的折合走时为0.3~0.5 s.震相近似水平，表明视速度接近于6.0 km·s^-1.这些特征表明该剖面地表覆盖层速度大约在4.0 km·s^-1以上，沉积层较薄.

图 3

Fig. 3

图 3 Sp01炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 3 Seismic record of shot Sp01 (Red circles denote picked Pg phases)

图 4

Fig. 4

图 4 Sp02炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 4 Seismic record of shot Sp02 (Red circles denote picked Pg phases)

图 5

Fig. 5

图 5 Sp03炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 5 Seismic record of shot Sp03 (Red circles denote picked Pg phases)

图 6

Fig. 6

图 6 Sp04炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 6 Seismic record of shot Sp04 (Red circles denote picked Pg phases)

图 7

Fig. 7

图 7 Sp21炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 7 Seismic profile at shot Sp21 (Red circles denote picked Pg phases)

图 8

Fig. 8

图 8 Sp22炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 8 Seismic record of shot Sp22 (Red circles denote picked Pg phases)

图 9

Fig. 9

图 9 Sp23炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 9 Seismic profile at shot Sp23 (Red circles denote picked Pg phases)

图 10

Fig. 10

图 10 Sp24炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 10 Seismic record of shot Sp24 (Red circles denote picked Pg phases)

图 11

Fig. 11

图 11 Sp25炮地震记录截面图(红色圆点为拾取的Pg震相) Fig. 11 Seismic record of shot Sp25 (Red circles denote picked Pg phases)

从Sp01炮(图 3)东支和Sp02炮(图 4)西支记录可以看出初至波可连续追踪至80~90 km.当炮检距大于60 km时，Pg震相视速度大于6.0 km·s^-1，反映两个炮点之间在沉积层以下速度偏高的特征；Sp02炮(图 4)东支和Sp03炮(图 5)西支记录显示，在靠近Sp03炮附近Pg折合走时存在一定的滞后，从约0.2 s滞后至约0.5 s，这可能是受断裂带或低速的沉积盆地影响的结果；Sp03炮东支、Sp04炮、Sp21炮和Sp22炮(图 5~8)的记录显示，Pg折合走时随炮检距的增加而逐渐增大，且在震中距100 km以后，Pg视速度稳定在6.0 km·s^-1；Sp23炮(图 9)东支记录显示：在炮检距约35 km处，Pg折合走时滞后至0.7 s，与Sp23炮的西支存在显著的差异，暗示Sp23炮东西两侧地壳速度结构的差异；Sp24炮(图 10)西支和Sp25炮(图 11)西支记录的Pg走时在大于炮检距60 km以后存在一定的系统差异，可能反映Sp23炮东侧上部地壳速度偏低.

在完成9炮深地震测深记录截面初至波Pg震相拾取后，通过有限差分层析成像方法获取上地壳P波速度结构(Vidale, 1988; Hole, 1992).该方法采用程函方程的有限差分算法，计算速度快且稳定性较高，可以有效避免在横向非均匀介质中射线追踪失败的问题.考虑到该剖面的观测点距约1.0 km，水平和垂直方向采用0.5 km×0.5 km的速度网格进行正演走时计算.根据一维试错法走时拟合，并综合考虑研究区已有的地壳速度模型，采用如表 1所示的速度模型为初始速度模型.为了减小由于炮点和观测点相对测线存在一定的横向偏差对近地表速度的影响，数据处理时去掉近炮点5 km以内的初至波数据，参与计算的初至波走时个数共计866个.反演过程中采用反投影法，水平向和垂直向的网格大小设置为1.0 km，对走时扰动和慢度扰动进行线性化处理，经过30次迭代反演后，走时均方根残差(图 12)从开始时的约0.12 s下降到约0.02 s，并趋于稳定，最终获得“万载—惠安”剖面下方的上地壳P波速度结构模型(图 13).

表 1 (Table 1)

表 1 初始速度模型 Table 1 Initial velocity model Elevation/km Velocity/(km·s-1) 3.0 4.5 -1.0 5.8 -6.0 6.0 -12.0 6.1

表 1 初始速度模型 Table 1 Initial velocity model

图 12

Fig. 12

图 12 走时均方根误差随迭代次数的变化 Fig. 12 RMS errors of travel time varying with iteration number

图 13

Fig. 13

图 13 上地壳P波速度结构图、P波速度扰动和垂向速度梯度 地表地质：Pt-Z, 元古宇；P-T, 二叠纪-三叠世；J：侏罗世；K, 白垩纪世；γη3为加里东期二长花岗岩；γ4为华力西期花岗岩；γ5为燕山期花岗岩.(a)上地壳P波速度结构图.倒置红色和黄色三角形是炮点位置(与图 2对应).主要断裂：SJPF：绍兴—江山—萍乡断裂；SFF：遂川—抚州断裂；HBF：合浦—北流断裂；WSF：吴川—四会断裂；SHF：邵武—河源断裂；ZDF：政和—大浦断裂；(b) P波速度扰动；(c) P波垂向速度梯度，其中黑色虚线表示推测的断层，箭头表示断层上盘的运动方向. Fig. 13 Upper crustal P wave velocity structure, P wave disturbances and vertical velocity gradient Surface geology: Pt-Z, Proterozoic Eonothem; P-T, Permian; J, Jurassic; γη3, Caledonian monzogranite; γ4, Variscan granite; γ5, Yanshanian granite. (a) Upper crustal P wave velocity structure. Reversed red and yellow triangles are artificial exploration points (Fig. 2). JSPF: Jiangshan-Shaoxing-Pingxiang fault; SFF: Suichuan-Fuzhou fault; HBF: Hepu-Beiliu fault; WSF: Wuchuan-Sihui fault; SHF: Shaowu-Heyuan fault; ZDF: Zhenghe-Dapu fault; (b) P wave disturbances; (c) Vertical velocity gradient. The black dotted line denotes the inferred fault; the arrows represent the movement direction of the hanging wall of faults.

图 14为“万载—惠安”剖面9炮Pg震相的拟合结果，拾取走时与计算走时实现了较准确的拟合.从相应的射线覆盖图(图 15)可以看出地震射线的探测深度可以达到近10 km，射线覆盖情况较好.由于地下介质横向非均匀性的影响，射线覆盖条数在横向上存在较大的差异.其中剖面东部的Pg射线穿透深度总体较西部偏深，表明东部的基底埋深相对较深且速度偏低.剖面西部的Pg射线在局部地区存在一定的空区，这可能是由于横向速度非均匀性较大引起的，因此在射线空区的位置的速度可信度不高.由于反演过程中对速度网格进行了一定的平滑处理，因此在射线条数较少的区域或者射线空区附近区域的速度值仍具有一定的参考价值.

图 14

Fig. 14

图 14 万载—惠安剖面9炮Pg震相拟合结果 Fig. 14 Comparison between picked (blue crosses) and calculated (red circles) travel times of all Pg phases of 9 shots

图 15

Fig. 15

图 15 Pg震相反演的射线覆盖图 Fig. 15 Ray coverage from Pg wave inversion

上地壳通常由沉积盖层和结晶基底组成，二者的界面上、下存在一定的速度差.沉积盖层P波速度小于5.7 km·s^-1，结晶地壳P波速度约5.7~7.3 km·s^-1(Christensen and Mooney, 1995).此外，有学者根据研究区域地质资料，并结合P波速度等值线疏密变化来判断结晶基底的埋深(即顶面深度)，即：沉积盖层速度等值线一般较密集而结晶基底的速度等值线相对稀疏(徐涛等, 2014; 王夫运等, 2008; 李培等, 2019; 郭文斌等, 2016; 林吉焱和段永红, 2016).

“万载—惠安”剖面的上地壳P波速度结构(图 13a)清楚地显示出，上地壳P波速度等值线以5.8 km·s^-1为界存在较明显的由密至疏的变化特征.此外，岩石学高温高压试验数据显示P波速度小于5.8 km·s^-1的介质被认为属于沉积盖层(Christensen and Mooney, 1995).因此，本文选取5.8 km·s^-1速度等值线所对应的深度作为该剖面结晶基底埋深的参考深度.图 13a中显示沿剖面结晶基底的埋深在0.5~3.0 km之间变化，并具有从钦杭成矿带向东南方向逐渐增加的特征，且至武夷山成矿带下方达到最大值后，再向东至剖面的沿海地区又逐渐变浅.

分布于华南地区的侵入岩与火成岩，明显受基底断裂构造控制，主要呈NE-NNE向展布，其岩性分带又常与基底性质与组成相关.典型矿区岩浆岩产状和侵位方式主要受基底构造控制：其中以“S型”花岗闪长岩-二长花岗岩为主的岩类常形成与穹隆及背形隆起区，多数呈岩基状产出；而斑岩体常形成于深大断裂附近，由深部岩浆沿断裂上升运移至浅部的岩浆房，再沿浅层断裂上升形成复杂形态的岩体(汤家富和戴圣潜, 2016).由此可见，钦杭成矿带和武夷山成矿带的断裂分布特征及在深部的延伸发育情况对于认识区域性成矿差异有重要的启示意义.

为了更好的突出P波速度模型的横向和垂向的变化特征，我们分别计算了P波的速度扰动(图 13b)(即某网格点的速度与该层平均速度的比值)和垂向的速度梯度(图 13c).图 13b的速度扰动图显示速度正异常(即速度大于同一深度的平均速度值)与地表的岩浆岩分布存在一定的相关性：例如120 km、220 km、300~350 km、390 km桩号段地表出露不同时期的花岗岩，而花岗岩对应相对高的P波速度，对应速度扰动图的速度正异常区.值得注意的是，速度正异常区的范围大于地表岩浆岩出露的范围可能是岩浆岩的岩体在深部分布范围较大引起的.而速度负异常区(即速度小于同一深度的平均速度值)在50 km、160 km、280 km以及340~500 km桩号段表现较明显，这些速度负异常区与地表的沉积岩和断裂分布具有一定的相关性：例如地表的中生代沉积盆地覆盖区(侏罗纪、白垩纪)下方具有明显的速度负异常区.剖面跨越的5条断裂带在速度异常图上表现不同的特征：绍兴—江山—萍乡断裂(SJPF)和政和—大浦断裂(ZDF)下方的速度负异常区一直延伸至上地壳的深部，而遂川—抚州断裂(SFF)、合浦—北流断裂(HBF)、吴川—四会断裂(WSF)和邵武—河源断裂(SHF)下方的速度负异常区向下延伸有限.图 13c的垂向速度梯度图显示垂向速度梯度随着深度的增加逐渐变小，局部地区存在小规模的负速度梯度区.

地质研究表明绍兴—江山—萍乡断裂(SJPF)是扬子和华夏块体的缝合线(Zhang et al., 1984; 周新民等, 1989; 周永章等, 2017)、低变质岩的年龄和物质的差异(Wang and Qiao, 1984; Zhang et al., 2008)以及P波和S波速度差异(Zhang et al., 2009, 2012; Zhao et al., 2013).我们的结果显示绍兴—江山—萍乡断裂(SJPF)深部低速特征明显，且向深部延伸.综合地质资料(刘细元等, 2004; 李三忠等, 2017)，我们认为绍兴—江山—萍乡断裂(SJPF)至少延伸至地下8 km，推测其为一条深大断裂.遂川—抚州断裂(SFF)被认为是一条长期活动的控岩控盆控矿断裂，该断裂上陡下缓倾向SE，其南东侧的火山盆地铀矿资源丰富，且规模大(张万良等，2015).遂川—抚州断裂(SFF)及其南东侧的盆地下方的低速区与基于大地电磁测深方法获得的视电阻率低异常区(周忠平，2018)相吻合.华南东南部大型和主干断裂的统计研究认为，白垩纪以来，受古太平洋板块NW向低角度斜向俯冲影响，在我国东部发育了一系列大型NE-NNE向左旋走滑断层(李三忠等, 2017)，从西向东依次为合浦—北流断裂(HBF)、吴川—四会断裂(WSF)、邵武—河源断裂(SHF)和政和—大浦断裂(ZDF).这些断裂下方的速度负异常区和正异常区交替出现，且近乎直立，这与断裂带走滑的性质较一致.其中政和—大浦断裂(ZDF)下方的低速异常区一直向下延伸至上地壳底部.利用地壳内部的反射和Moho面的反射等多震相联合约束的地壳P波速度结构也显示：政和—大浦断裂带东西两侧的下地壳具有明显不同的P波和S波速度结构，东侧的速度明显高于西侧(Cai et al., 2015; 李培等, 2015; 蔡辉腾等, 2016)，因此推断政和—大浦断裂是一条延伸至下地壳的深大断裂.钦杭成矿带的矿床分布有较好的规律性，它明显受内部结构及演化的影响(周永章等, 2017).武夷山成矿带也被划分为三个主要的成矿单元，成矿单元以政和—大浦断裂(ZDF)和邵武—河源断裂(SHF)为界(丁建华等, 2016).因此，成矿带内部及周围断裂的分布特征及深部延伸情况是认识成矿带差异性的重要手段.

我们的研究结果显示武夷山成矿带的上地壳的P波速度整体低于钦杭成矿带.根据磁异常(图 16b)，钦杭成矿带的磁异常变化相对平缓，而武夷山成矿带变化较剧烈，磁异常的高值区与地表岩浆岩分布存在一定的相关性，但并非完全对应，我们推测可能是部分岩浆岩体被较薄的沉积覆盖而未出露至地表.根据布格重力异常(图 16c)，武夷山成矿带的重力异常相对于钦杭成矿带和沿海区域整体上明显偏低，可能是地壳深部低密度异常所致，而其内部重力的短波长异常与地壳浅部速度的横向剧烈变化密切相关，这可能是受到该区域的走滑断裂以及岩浆岩的交替分布所影响.

图 16

Fig. 16

图 16 上地壳P波速度结构图、磁异常和重力异常分布 (a)上地壳P波速度结构图.倒置红色和黄色三角形是炮点位置(与图 2对应).主要断裂：JSPF：江山—绍兴—萍乡断裂；SFF：遂川—抚州断裂；HBF：合浦—北流断裂；WSF：吴川—四会断裂；SHF：邵武—河源断裂；ZDF：政和—大浦断裂；(b)磁异常；(c)重力异常. Fig. 16 Upper crustal P wave velocity structure and magnetic and Bouguer gravity anomalies (a) Upper crustal P wave velocity structure. Reversed red and yellow triangles are artificial exploration points (Fig. 2). JSPF: Jiangshan-Shaoxing-Pingxiang fault; SFF: Suichuan-Fuzhou fault; HBF: Hepu-Beiliu fault; WSF: Wuchuan-Sihui fault; SHF: Shaowu-Heyuan fault; ZDF: Zhenghe-Dapu fault; (b) Magnetic anomalies; (c) Bouguer anomalies.

已有研究结果表明钦杭成矿带和武夷山成矿带在漫长的地质演化过程中具有相同的成矿构造背景，即自元古代扬子块体和华夏块体的拼合后，均经历了加里东期、印支期和燕山期等多期次的构造-岩浆-成矿作用，因此两个成矿带具有相同或相似的成矿大地构造背景.但是受到不同时代地块碰撞、隆升及拉张作用的差异，两个成矿带的矿床类型存在一定的差异.本文从两个成矿区上地壳P波速度和基底埋深差异方面尝试分析两个成矿带深部背景的差异，我们认为钦杭成矿带和武夷山成矿带上地壳速度和断裂性质的差异可能是造成两个成矿带成矿差异性的主要因素.

(1)“万载—惠安”剖面上地壳呈现明显的非均匀性特征，结晶基底埋深为1.0~3.0 km.钦杭成矿带的基底埋深总体偏浅(约0.5~2.0 km)；而武夷山成矿带的基底总体偏深(约1.5~3.0 km).

(2) P波高速区和速度正异常区与地表出露的岩浆岩位置对应较一致；P波低速区和负速度异常区与地表中生代盆地及主要的断裂位置对应较一致，且绍兴—江山—萍乡断裂和政和—大浦断裂带下方的P波速度显著降低，速度扰动显示明显的负异常，且向地壳深部延伸至少8 km，具备深大断裂的性质.

(3) 钦杭成矿带和武夷山成矿带上地壳P波速度的不同，反映了深部岩浆作用过程的差异，基底深度及断裂性质是造成两个成矿带成矿差异的重要因素.