长江中下游地区位于扬子克拉通北缘，北以襄樊-广济断裂、嘉山-响水断裂、郯庐断裂为界，南以江南断裂为界，总体呈“V”字型(图 1)，发育有我国东部重要的铜、铁和金等多金属成矿带，称为长江中下游成矿带(常印佛等，1991；翟裕生等，1992)。其大地构造位置恰好处于大别-苏鲁造山带和江南-雪峰隆起构造带之间，在全球尺度上，为东西向特提斯构造域与北东向太平洋构造域交汇、衔接和转换地带(宋传中等，2011)。该区经历了与江南造山带有关的晋宁期、加里东期(张国伟等，2013；郝义等，2010)，与大别造山带高压-超高压岩石折返-剥露有关的印支期(李三忠等, 2010, 2011；Li et al., 2011)，以及与太平洋板块向欧亚板块俯冲有关的燕山期(李海滨等，2011；王鹏程等，2012；舒良树，2012；Wang et al., 2013)等多期多幕多样式的复杂变形、叠加改造和构造演化，因此一直是地质学家们研究的前沿领域和关注的热点。

图 1

Fig. 1

图 1 长江中下游及邻区构造格架 Fig. 1 Simplified structural map of the Middle-Lower Yangtze River area

从20世纪90年代起，前人从岩浆作用与成矿关系角度，已综合开展了大量基础地质研究工作(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；吴言昌等，1999；毛景文等，2004；周涛发等, 2004, 2008, 2011；华仁民等，2006；范裕等，2008)，一致认为区内矿床形成与燕山期构造、岩浆作用密切相关，并围绕成矿流体进行了深入系统的讨论，使得该区成为环太平洋成矿带研究程度最高的地区之一。长江中下游成矿研究也成为燕山期成矿“大爆发”的经典研究实例。近年来，赵义来(2012)利用先进的计算机模拟技术还开展了成矿动力学过程的计算模拟，发现矿体定位是成矿系统力-热-流过程耦合演化的结果。此后，一些研究又对本区浅部结构、组成进行了构造解译，着重探讨了断裂组合和主要断裂的展布特征(朱光等，1999；刘新民和郭战峰，2006；付宜兴等，2007；梅廉夫等，2008；Li et al., 2010；王鹏程等, 2012, 2015；胡红雷和朱光，2013)。自2008年以来，为了进一步加快深部矿产资源探测研究，拓展深部找矿空间，开展了大量精细的重力、磁法、地震以及大地电磁等地球物理方法调查，对长江中下游成矿带深部地壳、岩石圈结构及物质组成进行了开拓性的研究，在深部-浅部构造耦合成矿机制上取得一系列新的进展(吕庆田等, 2004, 2011, 2014；肖晓等，2011；严加永等，2011；史大年等，2012)，认为岩浆底侵对本区成矿作用起着决定性因素。这些地球物理方法直观有效地将长江中下游地区岩石圈尺度的结构构造呈现出来，为本区地球化学研究提供了一个新的参考。

然而，有些关键科学问题尚没有完美解决。首先是长江中下游地区逆冲-褶皱变形的形成时间存在争议，蒋少涌等(2010)指出褶皱冲断作用主要形成于印支期，之后在燕山晚期转为张性，形成负反转构造；但是李海滨等(2011)则根据野外构造交接关系提出该区变形主要形成于中晚侏罗世。其次对于长江中下游地区成矿的动力学机制存在很多种观点，如拆沉模式(Pei et al., 1999)、板片窗模式(孙卫东等，2008)、底侵模式(董树文等，2011)、板片撕裂模式(Wu et al., 2012)、平板俯冲-板片脱水模式(Li et al., 2013)以及陆内俯冲模式(吕庆田等，2014)等。为此，本文以全区综合地质资料为基础，主要利用大地电磁测深与反射地震资料，分析整个成矿带的构造特征及其时空演化规律，架起浅部构造与深部岩石圈结构的桥梁，探讨其具体的成矿动力学模式。

以监利-庐山-青阳-常州一线为界，长江中下游地区由北侧的“崆岭-董岭式”和南侧的“江南式”两套基底构成(董树文等，2011)。前者为一套新太古代-古元古代变质核杂岩所组成的结晶基底，而后者为中新元古代浊积复理石沉积双层褶皱基底。它们均被相同的盖层覆盖，即从震旦系到下三叠统的沉积岩系，构成“一盖多底”的格局(常印佛等，1996)。盖层为一套海相碳酸岩、碎屑岩和含煤系海陆交互相建造，剧烈的海平面变化或可能的升降运动造成下-中泥盆统缺失以及下石炭统部分缺失，形成多个平行不整合。上三叠统-中侏罗统充填在长江沿岸的前陆盆地中，为一套类磨拉石建造(朱光等，1998；Liu et al., 2005)。而下白垩统零星分布在下扬子地区，为钙碱性-碱性火山岩、火山碎屑岩建造，同下伏地层呈不整合接触(倪若水，1995)。

长江中下游地区的岩浆作用普遍发生于152~120Ma之间。其岩性主要为高钾钙碱性系列、橄榄玄粗岩系列和碱性(A型)花岗岩系列。高钾钙碱性系列由石英闪长岩、花岗闪长岩组成，形成时间约为152~135Ma(Wang et al., 2007a；Xie et al., 2007；Huang et al., 2008；Zhou et al., 2008；Liu et al., 2010；Wu et al., 2012)。152~140Ma的岩体主要分布在鄂东南、九江地区，包括城门山、铜录山、铜山口、阳新等岩体，也就是长江中下游成矿带的西南段。145~135Ma的岩体集中分布在铜陵、贵池、月山、鄂东南等Cu-Au成矿带，即整个成矿带均有涉及到。而橄榄玄粗岩系列包括闪长岩、闪长玢岩、粗安岩、流纹岩等，其年龄集中在135~127Ma(Liu et al., 2010；周涛发等，2010)，分布在宁芜、庐枞、溧水、溧阳、天目山等火山岩盆地中。碱性(A型)花岗岩系列由正长岩、石英正长岩和碱长花岗岩组成，测得年龄为127~123Ma(范裕等，2008)。长江中下游的矿种类型以铜矿和铁矿为主，大量的高精度测年数据显示成矿都是集中在成岩之后1~3Myr内的爆发式成矿(周涛发等，2008)，其分别与高钾钙碱性系列和橄榄玄粗岩系列的岩浆岩有关。而A型花岗岩一般侵入到早期岩体中形成复式岩基，形成环境多与强烈的走滑-伸展或张扭作用相关。

本文以综合地质资料为基础，并结合前人的研究，对长江中下游地区四条大地电磁剖面(安陆-监利、崇阳-新余、英山东-龙泉、嘉山-宜兴)和两条反射地震剖面(应城-益阳、崇阳-新余)进行了精细的构造解译(图 2、图 3)。本区电性特征总体是基底的电阻率要高于盖层。如大别隆起、江南-雪峰隆起、武夷山隆起出露太古界-元古界变质岩系，并发育分枝状、团块状花岗岩，故以高阻为显著特征。震旦系-中三叠统以海相碳酸盐岩-碎屑岩建造为主，表现为中阻层。上三叠统-第四纪为陆相碎屑岩建造呈低阻特征，如江汉盆地。

图 2

Fig. 2

图 2 长江中下游地区二维层状介质反演电阻率断面 剖面位置见图 1，数据由中石化股份有限公司南方勘探开发分公司提供; 图 3同 Fig. 2 Inverse resistivity sections of 2-D layered medium in the Middle-Lower Yangtze River area The locations of the profiles in this figure and in Fig. 3 are marked in Fig. 1

图 3

Fig. 3

图 3 长江中下游地区反射地震剖面 Fig. 3 Reflection seismic profiles in the Middle-Lower Yangtze River area

长江中下游地区主要发育有NW、NE-NEE、NNE向断裂(图 1)。断裂性质以逆冲推覆为主，部分为剪切平移断层或张性正断层，具多期活动特点。为叙述简便，根据断裂展布方向、活动性质及对构造的控制作用，本文划分出三大断裂体系：以襄樊-广济断裂为代表的大别-苏鲁前陆断裂系、以江南断裂为代表江南-雪峰断裂系和以郯庐断裂为代表的中国东部NE-NNE向走滑断裂系。

分布于秦岭-大别隆起前缘的巴洪地区(京山断裂以北)及沿江地区(来安断裂以北)(图 2、图 3)。巴洪地区断裂走向NW、NWW，倾向NE，以高角度“叠瓦状”向南西扬子一侧逆掩推覆，形成山前推覆带及前锋冲断带(图 2a)。推覆断裂倾角上陡下缓至渐近水平，深部汇聚于以低阻带为特征的主滑脱断裂上，推覆距离在巴洪地区达6~14km，故称为随县-巴洪推覆带。襄樊-广济断裂强烈深切地层，导致构造破碎，故在安陆的下方表现为一低阻体。根据应城-益阳反射地震大剖面(图 3a)，本区地表基本被较厚的中新生界地层所覆盖，深部沉积岩层为较薄的下古生界，缺失泥盆系-三叠系，白垩系与下伏地层为低角度不整合接触。以京山断裂为代表的自北向南叠瓦式逆冲推覆断层均切割了古生界，多数甚至冲破了下白垩统底界，说明其逆冲活动自印支期一直持续到燕山早期。至燕山晚期，部分断裂发生反转，下陷形成江汉盆地的北部断陷。而沿江地区断裂走向为NE，倾向NW，倾角总体上缓下陡，以低角度的形式向南挤压逆冲。浅部表现为坡坪式逆冲断裂，在断坪处发育一系列同斜小断层，而其根部带向北延伸至郯庐断裂(图 2c, d)。

分布于江汉地区、江南-雪峰隆起及其两侧负向单元与下扬子坳陷区。走向为NEE-NE向(图 1)。平面上断裂成带状分布，北为扬子带，南为九岭带。前者呈向北东、南西撒开，中间收敛的蝴蝶结状，以高陡角度向北呈“犁式”逆冲，后缘翘起反冲为特征；后者以中-陡角度南倾北冲为主。但总体为自南向北的叠瓦式逆冲推覆构造，并发育有多级滑脱构造(图 2、图 3)。

钱塘坳陷底部深部约12km处有一层长达一百多千米的低阻带(图 2c)，推测为中元古界与上元古界之间的滑移面，在滑移面上形成南倾的叠瓦式逆冲推覆构造，并逐渐向北抬升，直至景德镇-宜丰断裂。在崇阳-新余剖面的萍乐坳陷深部显示出相同的推滑构造(图 2b、图 3b)，其滑脱褶皱由深部的隔档式褶皱向浅部的隔槽式褶皱转变(王鹏程等，2015)。景德镇-宜丰断裂以北地区发育一更深层次的滑脱层(图 3b)，推测为中元古界底界。该滑脱面始终由南往北滑动，产生巨大的挤压推覆动力，使上部发育大规模南倾北冲的断裂。滑脱面之下北翼缓南翼陡的不对称褶皱显著, 伴生有一些北倾的逆冲断裂, 且不穿越滑脱面，总体呈“鱼骨刺状”构造。下扬子坳陷区的反射地震资料显示出“鳄鱼嘴式”构造(Lü et al., 2015)，而这种上、下构造层的脱藕主要通过滑脱层来调节。鄂东南断褶带深部有一个长约68km的低阻带(图 2b)，应为下古生界地层。寒武系和奥陶系在崇阳一带因富含泥质或泥炭质，表现为低阻。而震旦系为冰川与河流相碎屑岩沉积，同样为低阻。其在电性断面图上为划分盖层与基底界线的电性标志层，可形成滑脱层(图 2b)。志留系底界为本区又一重要的滑脱界面。其上部志留系为一套页岩或泥质粉砂岩，受挤压作用后，变形强烈，表现为紧闭褶皱或揉皱。而下伏地层以宽缓的断展背斜为特征(图 3b)。据野外露头资料，三叠系膏盐层里的断裂多顺层发展，总体倾向南东，断滑褶皱发育(王鹏程等, 2012, 2015)。该滑脱界面对应着鄂东南断褶带路口以北浅部高阻体的底界。不管是大地电磁测深剖面(图 2c, d)，还是反射地震资料(Lü et al., 2015)，下扬子坳陷的上地壳同样发育有多层次多级的冲断推覆构造及相关的褶皱变形。

根据地震剖面(图 3a)，江汉盆地深部由南向北的叠瓦式逆冲断层均切割了印支期构造层，如监利断裂将元古界推覆到中三叠统之上，且并不穿过白垩系。因此，其早在印支期就开始活动。而天门河断裂、拖船断裂又很明显地切割了下白垩统地层，说明该套逆冲-褶皱系统经历了印支-燕山期的构造穿时递进叠加变形。此外，江汉盆地浅部发育大量断层，以监利为中心，两侧断裂倾向相反，呈背对状，地层向两边阶梯下掉。深部大量逆冲断裂发生反转，同新生的正断层一起控制着中新生界地层的沉积。

在江南-雪峰隆起的南侧，沿景德镇-宜丰一线，发育一系列逆冲极性完全相反的断裂，在剖面上呈帚状向下收敛(图 2c)，与北侧的断裂系形成“叠瓦式”背冲构造。景德镇-宜丰断裂两侧具有明显不同的基底性质(图 3b)：北侧深部为一古老的褶皱基底，而本区中元古代的双桥山群已出露，故推测古老的褶皱基底时代至少为古元古代；南侧深部为古老的结晶基底，基本无地震波同相轴反射。因此，它是划分扬子地块和鄣公山构造混杂岩带的边界断裂(胡肇荣和邓国辉，2009)。沿断裂带的新元古代岩浆活动普遍小于850Ma，其中的歙县伏川基性-超基性岩浆岩新获得的锆石U-Pb年龄为827~847Ma(丁炳华等, 2008)，故推测其为晋宁期华夏向扬子俯冲时挤压形成的产物，并且后期又持续活动。

横切大别-苏鲁与江南-雪峰构造，平面上整体表现为左行走滑，使得秦岭-大别隆起南移，大别隆起与桐柏隆起之间出现差异隆升，九岭隆起西段南移。长江以北为大型主干断裂，以平移剪切为特征；长江以南由一系列走向NNE，雁行排列，密集分布的次级剪切、压扭性断裂组成，基底中以韧性剪切为特征。同时，这些断裂又显示出逆冲的性质，如郯东、郯西断裂以及九岭、江南隆起内的一些韧性剪切带(图 2c、图 3b)。而郯庐断裂是中国东部NE-NNE向走滑断裂的典型代表，根据⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄，其早在印支期以同造山左旋平移运动为特征，晚侏罗世至早白垩世早期又发生一次挤压走滑活动(朱光等，2004；张岳桥和董树文，2008)，而在随后的白垩纪期间断裂带张性活动依然强烈(Zhu et al., 2010)，以走滑拉分断陷为特征。

通过野外地质调查，长江中下游地区的NE-NNE向断裂后期存在伸展或右行张扭性质。如在距宁国县梅林镇北西方位2.5km处(GPS: N40°33.103′、E114°06.952′)的志留系地层里发育一系列NE-NNE正断层和右行走滑断层(图 4)。卷入地层岩性特征为青灰色中薄层长石砂岩夹泥岩，主体被一组同倾向的正断层所错切。另见两走滑断裂F1和F2，根据断层面上的擦痕，判断其均为右行。F1主断层为一正断层，而次级断层却为一逆冲断层。F2表现为一负花状构造，主断层产状为125°∠79°，为NNE走向。在主断层下部发育一小型膝折，膝折面产状为121°∠70°，其大体与走滑断层产状一致。这表明走滑断层早期是压性的。特别是，在该野外点附近观察到一NNE向大型走滑断层，根据两侧山体的错动，判断其为左行，该点在地质图上恰好位于天目山盆地的边界断裂附近(图 1)。显然天目山盆地为NE向右行右阶的走滑断层所控制形成的火山岩拉分盆地，盆地中侵入岩的长轴为近E-W向，其LA-ICP-MS测年结果为135.0±2.1Ma、133.6±1.5Ma(王德恩等，2014)，因此属于早白垩世的火山岩拉分盆地。另外，断面陡直的NE-NNE向走滑断裂、密集节理和破劈理在湖北通山一带以及安徽望江东侧十分发育。根据断裂及其伴生节理的组合关系亦指示了这些NE-NNE向断裂燕山晚期具有右行走滑特征(图 5；GPS: N29°30.775′、E114°41.642′)。并且通过野外观察，九岭隆起南侧的高安盆地并没有受控于北侧的NEE向断裂，而是由东西两侧NE向断裂右行走滑拉分所致，使得盆地中心沉积晚白垩世地层(图 1)。盆地北侧NEE向断裂为早期的逆冲断裂，被NE向走滑断裂所错切。西侧的NE向断裂可向北延伸切割九岭花岗岩类复式岩体，使燕山期早侏罗世岩体明显左行错移。正是由于这些早期形成的左行压扭断裂转变为右行张扭的性质，形成一系列右行右阶的走滑拉分盆地，沉积了白垩系地层。

图 4

Fig. 4

图 4 宁国县梅林镇附近负花状构造野外素描 Fig. 4 Negative flower-like structure near the Meilin Town, Ningguo County

图 5

Fig. 5

图 5 通山县旧湾村附近NE-NNE向右行走滑断裂野外素描 Fig. 5 NE-NNE-trending right-lateral strike-slip faults near the Jiuwan village, Tongshan County

不难看出，长江中下游地区深部构造格架以大别-苏鲁前陆断裂系和江南-雪峰断裂系的对冲模式为特征，平面上沿来安-望江-阳新-天门一线，显示了秦岭-大别隆起与江南-雪峰隆起之间构造挤压最强烈的部位。中上扬子区主要表现为“叠瓦式”对冲(图 2a、图 3a)，而在下扬子地区，江南-雪峰前锋断裂分叉，一支向上仰冲，一支往下俯冲，同大别-苏鲁前陆断裂的前锋断裂形成低阻的对冲三角带(图 2c, d)。而中国东部NE-NNE向走滑断裂系发生平移走滑并侧向挤压，也加入了这种对冲模式，部分切割逆冲体系。通过上述分析，这三套断裂体系均经历了印支-燕山期穿时递进的构造变形。

通过天然地震接收函数成像和远震P波层析成像观测到长江中下游成矿带深部为一“幔隆构造”(史大年等，2012)，其下方150km处显示上地幔低速异常(Jiang et al., 2013)。S波接收函数更加清晰地显示出Moho面形态为一上凸的弧形，并反映出软流圈亦为一隆起带，证实成矿带岩石圈较薄，仅有50~70km(Shi et al., 2013；吕庆田等，2014)。徐涛等(2014)根据利辛-宜兴宽角地震资料反演出长江中下游成矿带及邻区地壳速度结构，结果发现成矿带的下地壳速度为6.4~6.5km/s，上地幔顶部速度为7.9~8.1km/s，均比剖面的平均速度要低。张永谦等(2014)利用相同剖面的重力场资料构建出地壳密度结构模型直接显示出成矿带下方纵向为一低密度异常区。宽频大地电磁测深剖面表明中下地壳为大片低电阻率，约10~20Ω·m，推测与高温、含盐度、结晶水有关(强建科等，2014)。Moho面和软流圈的抬升以及下地壳低速度、低密度、低电阻率的物性特征均指示着本区深部存在岩浆低侵作用。吕庆田等(2004)分析深地震资料, 发现下地壳普遍存在似层状强反射, 认为下地壳的强反射为基性或超基性岩浆底侵引起。长江中下游地区从鄂东南的大冶-阳新、皖东南的怀宁-庐江-铜陵到江苏宁镇地区诸多中酸性侵入岩具有与埃达克岩类似的地球化学特征，也直接指示着本区存在强烈的壳-幔相互作用(王强等, 2001, 2002；许继峰，2001；Xu et al., 2002)。

长江中下游地区现今的深部断裂构造特征是否可以有效反演中生代的成矿动力学机制和时空演化规律？首先，前文第三节通过地层交切关系和断裂带附近岩浆岩年龄详细分析了长江中下游地区的断裂构造体系几乎均经历了印支-燕山期穿时递进的构造变形。特别是在燕山期断裂构造活动强度较大。其次，根据研究区200余个野外地质构造点和超3000km地质路线的观测，揭示出浅部露头尺度基本也是印支-燕山期的构造变形记录，并且其几何形态与深部构造一致。因此浅部与深部构造是耦合的。另外，岩石圈结构呈上隆构造，其浅表对应出露的岩浆岩年龄集中在152~120Ma之间，故其现今的深部结构应当反映了中生代强烈构造变形的残留。据此，可讨论长江中下游地区的断裂作用与成矿动力学机制。

印支期勉略洋消亡, 华北板块与华南板块碰撞对接, 地壳强烈压缩, 形成一系列北倾南倒的同斜褶皱、逆掩断层和推覆体, 整个秦岭-大别山造山带出现一个强大的叠瓦状向南逆冲的构造系统。由于大陆的深俯冲作用以及相继的构造折返(Hacker et al., 2000；Faure et al., 2003)，郯庐断裂开始以同造山转换断层出现(朱光等，2004)。同时，华夏地块向扬子地块仰冲，发生陆内挤压收缩(Xiao and He, 2005；舒良树等，2008)，在下扬子坳陷区形成一个包括江绍断裂在内向北逆冲的叠瓦式推覆构造，景德镇-宜丰断裂被一自南向北的坡坪式滑移断层错切，但其仍然向南逆冲，而江南造山带继续向北发展，在其前缘形成一系列薄皮式北倒南倾的褶皱-逆冲推覆系统。因此，江南隆起北侧宽大的逆冲推覆带不可能与秦岭-大别造山带有关，而是江南造山带的前陆褶皱-冲断带(Li et al., 2010)，并阻止了秦岭-大别造山带向南的拓展作用，在来安-望江-阳新-天门一线形成强烈的对冲构造。另外，扬子地块内部早期形成的NE-NNE向韧性剪切带再次活动，表现为左行剪切。因此，长江中下游地区为秦岭-大别碰撞造山带与扬子陆内构造间交接转换的典型复合联合构造系统，其奠定了长江中下游地区现今基本构造格架。

燕山早期古太平洋板块向欧亚大陆俯冲(Li et al., 2010)，使得本就处于非均衡状态的扬子与华夏地块再次活跃，即后者继续向前者仰冲。陆内进一步的强烈收缩，形成由南向北的穿时递进推滑，软弱岩层转化为向北顺层滑脱的拆离断层，江南-雪峰持续向北快速隆升。同时，大别造山带继续抬升，大别杂岩沿襄樊-广济断裂逆掩到下侏罗统之上，使得本区的对冲构造进一步加剧(李三忠等，2010)。这一幕逆冲推滑构造变形一直持续到早白垩世早期，可能不断加厚了长江中下游地区的地壳和岩石圈。同时，中国东部NE-NNE向走滑断裂系复活，再一次发生左旋挤压走滑，并产生一些新的左行压扭断裂及同期的岩浆活动。

对于燕山晚期古太平洋板块的运动方向一直存在争议。Sun et al. (2007)提出其可能向南西俯冲(Sun et al., 2007)。Sager et al. (2013)通过深反射地震剖面解析西北太平洋位于Shatsky海隆最南端的Tamu海山，证实其是一座单体火山，并且是地球上最大的火山。之后又对比北侧的Ori、Shirshov和Papanin海丘，认为Tamu可能为地幔柱头，而Ori、Shirshov和Papanin为地幔柱尾(Zhang et al., 2015)。通过热点轨迹和磁异常条带的约束，太平洋板块在燕山晚期应当向南西运动(Zhang and Chen, 2017)。Ouyang et al. (2014)沿着长江中下游成矿带做了一条高精度的层析成像剖面，深部存在一个南西深北东浅的高速异常体。而现今的太平洋板块俯冲方向为北西西。因此，该高速异常体有可能为向南西俯冲的残留洋壳板片。而我们的野外证据也比较支持这一观点。正是由于古太平洋板块向南西俯冲，且至燕山晚期华夏对扬子的陆内作用减弱，应力开始松弛，使得扬子地块早期NE-NNE走滑断裂由左行压扭转变为右行张扭，形成一系列拉分盆地，该构造变形一直持续到晚白垩世。

长江中下游成矿带经历了印支期和燕山早期的多次逆冲作用，在岩性差异面和不整合面等薄弱面发育大量的滑脱构造(图 2c、图 3b)，如中元古界顶界、震旦系底界、志留系上下界面以及三叠系的膏岩层。正是因为这些多层次、多级别、多方向、多期次的构造滑脱作用有效增大了虚脱空间，不仅为岩浆和含矿热液提供上升和迁移通道，而且还是重要的容矿和储矿空间。滑脱作用形成的断裂带角砾岩、碎裂岩是流体作用和矿体形成的有利场所，而绢云母化、绿泥石化等动力变质作用的封闭作用使得滑脱层上下地层降低了孔隙度，增强了封闭能力，有利于流体、矿质在滑脱层内储存(吴淦国等，2003)。滑脱层中发育的切层断裂在不同滑脱层之间的流体和矿质交换起到了通道作用，构成一个“多层楼”统一整体，如鄂东南断褶带(图 3b)，但上下层矿体由于流体成分、演化程度、地层特性而有所区别。总之，层间和层内滑脱层的发育大大改进了地层的容矿和储矿能力，形成具有工业价值的层状、似层状矿床，如铜陵地区的新桥铜矿(常印佛等，1991)。坡坪式逆冲断层在长江中下游地区广发育，在沿江断褶带尤为突出(图 2d)，也是成矿的有利构造。断坡由于次一级的切层剪切，常广泛发育劈理、节理或裂隙构造, 是最佳贮矿场所；断坪由于其顺层性，受阻较少，其导矿、布矿性能优于断坡(张开均和施央申，1996)。这种断层作用往往会形成断弯、断展、断滑等一系列断层相关褶皱，可能在其转折端或核部有虚脱产生，也是一个重要的大型贮矿构造，如铜陵地区凤凰山、铜官山、狮子山、老鸦岭等铜矿床(吴淦国等，2003)。根据矿床分布特征(常印佛等，1991)，这套穿时递进的推滑冲断系统基本与铜和多金属矿的形成有关。另外，长江中下游成矿带恰好位于印支-早燕山期对冲构造带，而对冲构造可以保存海相盖层(隆起不强，有利于后期矿化)。

长江中下游地区的铁矿一般分布在早白垩世的火山岩盆地中，如宁芜、庐枞、繁昌、怀宁盆地等。而这些菱形盆地明显受控于NE-NNE向走滑断层。而铁矿通常产于沿NE-NNE向主干断裂形成的起伏不平的潜火山岩带内。因此，铁矿要比铜矿的控矿因素要简单，其主要受控于NE-NNE向走滑断层，且形成时间要晚。

前人提出了多种长江中下游成矿带形成的动力学机制，这为该成矿带具体的成矿动力学模式研究提供了良好的基础。长江中下游地区152~135Ma高钾钙碱性系列和135~127Ma橄榄玄粗岩系列的岩浆岩对本区成矿有重要意义。高钾钙碱性岩系具有轻重稀土分异明显，Eu异常不明显，高Si、Al、K，低Mg，富Sr，贫Y、Yb等地球化学特征(Ling et al., 2011；孟祥金等，2011；Wu et al., 2012；Guo et al., 2013；Li et al., 2013)，在某种程度上类似于埃达克岩，是壳-幔共同作用的产物(Wang et al., 2007b; Huang et al., 2008)。根据其在长江中下游地区呈三角形的分布特征，类似于板片窗俯冲所致。但这种具有高Sr初始比值，低Nd初始比值的埃达克岩(Li et al., 2013)不可能是板片窗熔融的岩浆直接上升结晶的结果，并且板片窗一般是小于25Ma的年轻洋中脊俯冲才会出现(Thorkelson, 1996)。同时它还具有低Mg、Ni、Cr的地球化学特征(孟祥金等，2011；Wu et al., 2012)，表明其也不可能是在拆沉背景下形成。因为地幔交代作用将会大幅提高Mg等元素的含量，形成高镁埃达克岩(Xu et al., 2012)。根据张旗等(2003)的埃达克岩形成环境的论述，在加厚的下地壳背景下，排除拆沉(孟祥金等，2011；Wu et al., 2012)，就只有底侵作用能够形成埃达克岩。各种地球物理方法揭示的岩石圈结构已明确指示着长江中下游地区深部存在岩浆底侵作用(见前文)。加厚下地壳处于榴辉岩相-角闪榴辉岩相时，在底侵玄武岩烘烤下适量熔融形成埃达克岩。这种埃达克岩是一般是低镁的，而且下地壳富钾，其熔融形成的埃达克岩自然也具有高钾的性质，总体显示出高钾钙碱性的特征。

但是底侵模式不能很好地解释橄榄玄粗岩系的形成。橄榄玄粗岩系分布在早白垩世的火山岩盆地中，比高钾钙碱性岩系更偏基性，以富集大离子亲石元素和轻稀土为特征，具有较高的Sr-Nd同位素，(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i和ε_Nd(t)分别为0.7079和-7.7(李瑞玲等，2012)，是壳幔混合的产物。Hf同位素初始值与长江下游成矿带早白垩世玄武岩和辉石闪长岩类似，为富集地幔的玄武岩浆同化混染古老下地壳物质的结果(Yan et al., 2008；Xie et al., 2011；李瑞玲等，2012)。远震层析成像结果显示成矿带地区下方的上地幔内存在“两高一低”的速度异常体，江国明等(2014)解释为浅部高速体是现存的岩石圈，深部高速体则为拆沉的岩石圈，而夹在中间的低速体为上涌的软流圈热物质发源地。那么深部岩石圈拆沉发生的具体位置在哪里呢？Huang et al. (2008)指出高镁埃达克岩只在郯庐断裂带附近出现，且这些高镁埃达克岩的年龄集中在130Ma左右，与橄榄玄粗岩系的年龄一致。

陆内俯冲模式虽然能很好揭示深部断裂构造体系，但是无法解释长江中下游地区出现的埃达克岩。埃达克岩是指与年轻俯冲大洋岩石圈有关的岛弧环境中的火山岩或侵入岩(Defant and Drummond, 1990)。如果是平板俯冲-板片脱水模式，长江中下游成矿带的埃达克岩年龄应该是一致的。但是实际上埃达克岩在鄂东南、九江地区的形成时间比下扬子地区更早一点。显然，长江中下游成矿带的动力学机制不是一个简单的模式就能概括。根据区域地质、地球物理以及地球化学资料，本文综合考虑了底侵、拆沉和板块撕裂模式。因为板块撕裂模式可以解释在挤压环境下会出现大规模的岩浆岩及其时空分布规律。据此，有必要基于新的模式讨论铜铁矿具体的成矿动力学模式。

(1) 高钾钙碱性岩系与铜矿

152~135Ma，古太平洋板块持续向欧亚大陆运动(Li et al., 2010)，此时逆冲推滑构造达到峰值，为成矿岩体上涌提供了有利通道。俯冲过程中洋壳的俯冲角度在洋壳上不是均匀的，俯冲板片不仅随着俯冲过程进行俯冲角度变陡，而且相近的板片上也会因为俯冲速度、海山等因素造成俯冲角度不同，这样形成的板片张力将有可能沿着转换断层或者构造薄弱带撕裂洋壳板片(Wu et al., 2012)。而古太平洋板在该时期沿着古太平洋-伊泽纳崎洋中脊的转换断层发生撕裂(图 6)。在减压熔融的条件下，俯冲板块的岩石圈熔融底侵到上覆板块的下地壳底部，使下地壳榴辉岩相或者麻粒岩相的岩片熔融并混染，在“窗口”上方形成低镁富钾的埃达克岩。由于古太平洋板块的俯冲方向为南西(Sun et al., 2007)，其西南段最先发生板块撕裂，故在长江中下游成矿带西南端的鄂东南地区会出现年龄最老(152Ma)的埃达克岩。铜是典型的亲硫元素，其在岩浆过程中不易进入铝硅酸盐或其它矿物晶格中，而趋向于中-基性岩浆在同化了更多的地壳硅铝物质后，才能产生含铜流体，也只有硅铝质的加入能大大提高岩浆的氧逸度，从而使得岩浆中的铜能够从硫化物状态解脱出来，故同化-混染的过程越长越有可能成矿(常印佛等，1991)。而印支-燕山期形成的逆冲推覆断裂和滑脱层是岩浆上升和分异的主要通道，可以形成深部和浅部岩浆房。经过长期演化，在浅部滑脱层和坡坪式逆冲断层十分发育的构造带(如鄂东南断褶带、沿江断褶带)岩浆充分分异，最终在断隆或隆坳过渡带成矿。

图 6

Fig. 6

图 6 长江中下游地区成岩-成矿模式图 Fig. 6 Diagenetic-metallogenic models in the Middle-Lower Yangtze River area

(2) 橄榄玄粗岩系与铁矿

135~127Ma，长江中下游成矿带深部地幔开始上隆，诱发加厚的岩石圈不得不沿着构造薄弱带发生拆沉。而郯庐断裂早在印支期就深切地幔，为一大型走滑断裂。因此，加厚的岩石圈必然会沿着郯庐断裂带局部拆沉，引发富集地幔上升流，并与残留地壳交代反应，产生高镁埃达克质熔体，顺着断裂带直接上升至地表形成高镁埃达克岩(图 6)。而古太平洋板块继续向南西俯冲并发生逆时针旋转，使得部分古太平洋-伊泽纳崎洋中脊也随着一起俯冲至中国东部大陆之下，但由于此时古太平洋-伊泽纳崎洋中脊年龄可能老于25Ma，俯冲下去之后早已死亡，故不一定继续会边俯冲边扩张而形成板片窗。但是，未俯冲下去的古太平洋-伊泽纳崎洋中脊可能继续进行NE-SW向扩张。因此，对于主要作用于华北地块的伊泽纳崎板块表现为俯冲后撤，此时郯庐断裂开始向伸展断陷模式转变，其古应力场恢复显示为NW-SE向的拉张(Zhu et al., 2010)，与伊泽纳崎板块运动方向一致。而古太平洋板块亦开始向南西俯冲后撤，华夏和扬子的陆内造山作用结束，长江中下游地区大多数NE-NNE向走滑断裂已转变为右行张扭性质，并发育一些右行右阶的走滑拉分盆地。由上涌地幔流以及不断加入的地壳物质混合而成的壳幔熔体沿着这些深切地壳的右行走滑断裂上升至拉分盆地中，形成橄榄玄粗岩系潜火山岩。由于其在浅部快速冷却，并与早期火山岩、地层作用，在接触带上或岩体顶部分异产生斑岩型铁矿床。

通过大地电磁、地震资料揭示以及地表构造地质调查，并结合地球化学已有数据综合分析，提出以下几点新认识：

(1) 长江中下游地区可划分为三大断裂体系：大别-苏鲁前陆断裂系、江南-雪峰断裂系、中国东部NE-NNE向走滑断裂系。大别-苏鲁前陆断裂系为一自北向南的叠瓦式逆冲推覆构造，而江南-雪峰断裂系为一自南向北的多级逆冲推滑构造。这两大构造体系在来安-望江-阳新-天门一线形成强烈的挤压对冲模式。中国东部NE-NNE向走滑断裂系发生左行平移走滑并侧向挤压，也参与了这种对冲变形，部分切割逆冲体系，随后转变为右行走滑。这三大断裂体系均经历了印支-燕山期穿时递进的构造变形。

(2) 本区铜矿的形成主要与逆冲推覆断裂和滑脱层有关，而铁矿明显受控于NE-NNE向走滑断层。

(3) 152~135Ma，古太平洋板块向欧亚大陆俯冲，板片可能撕裂并产生底侵体，同化混染地壳物质，岩浆在多级推滑构造背景下，充分结晶分异形成低镁埃达克岩，并在断隆或隆坳过渡带生成铜矿。135~127Ma，古太平洋板块向南西俯冲，长江中下游地区大多数NE-NNE向断裂已转变为右行走滑，并深切地壳，同时地幔物质开始上升同化混染地壳，在走滑拉分盆地中快速冷却形成橄榄玄粗岩岩系，从而在接触带或岩体顶部分异产生铁矿。