1 引言

长江中下游成矿带位于扬子板块北缘，总体上呈北西狭窄、北东宽阔的“V”字型地带(常印佛等，1991)。长期的构造作用、岩浆活动和成矿作用形成了成矿带内丰富多样的Fe、Cu、Au多金属等矿床组合，金属矿床(点)计有200多个，由七个各具特点的矿集区组成，自西向东依次为鄂东南、九瑞、安庆-贵池、庐枞、铜陵、宁芜和宁镇矿集区等，是我国东部重要的Fe、Cu、Au多金属资源基地(图 1)。近年来，随着成矿带内泥河铁矿床、小包庄铁矿床、沙溪斑岩型铜金矿床、姚家岭锌金多金属矿床等大型Fe、Cu、Au、Pb、Zn矿床不断被发现，找矿工作取得了重大突破。

长江中下游成矿带深部具备怎样的成矿背景，许多研究者从各自的专业角度提出了不同的看法(常印佛等，1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998；周涛发等, 2008, 2011；邓晋福等，2011；董树文等，2011；毛景文等，2012；吕庆田等，2014；汤井田等，2014；Zhou et al., 2015；Lü et al., 2015)。现今的深部构造格局、磁异常特征、居里等温面深度起伏等地质、地球物理现象中一定保存了不同的演化过程留下的痕迹(吕庆田等，2014)。

前人在利用航磁异常等地球物理手段分析长江中下游的地磁场特征和深部构造格局时，还存在一些争议性的问题有待深入研究。如郯庐断裂带是否终止在长江北岸，有没有南延(刘代志，1990；万天丰，1996；滕吉文等，2000)?都呈正磁异常分布的火山岩盆地(张季生等，2010)和大别造山带的磁异常源有何不同(陈沪生等，1999)?研究区内居里等温面的深度起伏蕴含的地质意义是什么(邵世德和严晓红，1992；严加永，2010)，火山岩盆地和大别造山带的居里等温面有何不同?

随着技术的发展，航磁观测不断产出更大比例尺和更高精度的数据，解译数据的技术方法也不断创新发展，细节信息能够得到深入挖掘。因此，非常有必要依托长江中下游成矿带高精度航磁异常数据，进行深度分析和挖掘。在此基础上，探讨上述尚存争议的科学问题。

本文使用长江中下游1：20万高精度航磁ΔT异常数据(SinoProbe-03项目提供了数据支持)分析地磁场的分布特征，使用基于Theta方法改进的均衡滤波器(陈安国等，2017a)对航磁异常进行边界识别，了解区域深大断裂与块体边界的磁异常特征和空间展布；拟使用卫星磁异常ΔT数据，使用功率谱法反演区域居里等温面深度分布。探讨长江中下游成矿带及邻域的深部构造，分析成矿背景。

2 长江中下游航磁异常揭示的深部构造 2.1 长江中下游航磁异常特征

本文长江中下游地区1：20万航磁异常经纬度方向的跨度约为4°×3°，根据IGRF12(Thébault et al., 2015)地磁场参考模型，研究区内磁偏角变化幅度约为1.2°，磁倾角变化幅度约为4.7°，研究区内磁偏角和磁倾角的变化幅度都较小，通过试验我们发现对化极结果影响不明显。本文使用研究区中心位置的磁偏角和磁倾角作为化极参数，得到航磁化极异常图(图 2)。

由长江中下游地区航磁化极异常图可知，长江中下游成矿带的主要火山岩盆地如宁芜盆地、庐枞盆地、繁昌盆地和怀宁盆地等都呈显著的正磁异常，庐枞盆地内正磁异常强度达到区内最大值。郯庐断裂带在航磁异常图上的线性分布特征很明显，研究区内郯庐断裂带东、西两侧的磁异常特征差异显著，西侧主要为正磁异常，而东侧则以负磁异常为主，沿着郯庐断裂带走向在带内可见呈“串珠”状分布的局部正磁异常，总体上正磁异常的强度中等，可能对应了郯庐断裂带在早白垩世伸展过程中强烈岩浆活动的产物，即毛坦厂组火山岩(朱光等，2016)。

长江中下游成矿带内分布在长江南、北两侧的两条A型花岗岩带(范裕等，2008)也都呈正磁异常分布。

大别造山带磁异常大致沿着晓天-磨子潭断裂呈南、北截然不同的分布特征，晓天-磨子潭断裂南侧的北大别、南大别以宽缓分布的正磁异常为主，而晓天-磨子潭断裂北侧的北淮阳主要是负磁异常。深地震反射剖面等地震学方法也揭示北淮阳与北大别、南大别之间的地壳速度结构存在显著差异(董树文等，1998；刘启元等，2005)，北大别、南大别主要以元古界变质基底等(董树文等，2011)中等磁性地质体构成，正磁异常与变质岩有关(陈沪生等，1999)。

青阳至石台之间的九华山一带为宽缓分布的正磁异常，该地广泛出露的具中等磁性的花岗闪长岩不足以引起如此强度高、规模大的磁异常，而该地的元古界基底磁性较弱，推测地壳深部具有磁性花岗岩基(陈沪生等，1999；张季生等，2010)。

2.2 航磁异常边界识别

基于位场观测数据的边界识别技术已广泛应用于地球物理勘探工作中，运用该方法可以有效识别隐伏断层和地质体的边界，对于揭露深部地质结构、圈定隐伏岩体和预测深部找矿靶区有着积极的意义。

基于Theta方法改进的均衡滤波器Theta2方法(陈安国等，2017a)相对于传统的Theta方法、THDR方法和TDX等方法，能够更清晰的圈定出地质体的水平边界位置，识别出细节信息。Theta2方法的计算公式为

(1)

式(1)中，f为位场的总强度，对f求取垂向一阶偏导数f_z，再分别求取f_zx和f_zy，垂向二阶偏导数项f_zz使用垂向一阶导数f_z除以采样间距的倍数来代替，达到降噪的目的。p为无量纲的量，经测试p取值0.05~5效果较好，较大的p值会降低均衡效果，较小的p值能使边界更收敛，h为网格化的数据采样间距。

本文使用Theta2方法对长江中下游地区航磁异常进行边界识别，了解区域深大断裂与块体边界的磁异常特征和空间展布情况。

长江中下游航磁异常中包含了大量的近地表矿体的异常信息，在波数域中浅层噪声和矿体异常分布在高波数段，为了得到有效的边界识别结果，需要对航磁化极异常进行滤波处理，去除浅层的高波数成分，保留深部地质体信号。本文对航磁异常进行了不同高度的向上延拓对比，发现向上延拓2km的结果能够较好的去除航磁异常中的噪声和浅表矿体的局部异常信号，随着向上延拓高度的增大航磁异常逐步揭示地壳更深部的异常信息。分别对向上延拓2km、5km、10km和15km的航磁异常使用Theta2方法进行边界识别，得到长江中下游地区地壳由浅部向深部渐变的地质体磁异常边界如图 3所示。

郯庐断裂带、晓天-磨子潭断裂和襄樊-广济断裂等在图 3a-d的磁异常边界识别结果中都清晰可见，是本地区重要的深大断裂。

2.3 航磁异常三维反演

本文使用基于位场分离与延拓的三维重磁反演方法(徐世浙等，2009；刘东甲等，2015^①)，对长江中下游地区航磁异常进行三维视磁化强度反演(图 4)。前人在分析长江中下游磁异常数据时，通过滤波的方法分离出波长大于70km的磁异常信号，并据此推测地壳16~18km深度附近存在呈倒“品”字型分布的深部大型“岩浆房”(唐永成等，1998)，主体分体在安庆(庐枞矿集区)、马鞍山(宁芜矿集区)和石台地区(九华山)，铜陵(矿集区)夹持在三者中间。本文通过对航磁异常进行三维反演，刻画出上述磁异常源的三维空间形态，总体上深部磁源体呈现由深至浅规模逐步减小的特点，相对而言宁芜矿集区下方磁源深度大，其次为庐枞矿集区，铜陵矿集区磁源深度相对较浅。在九江西南的九瑞矿集区，以及黄石南侧的鄂东南矿集区(本文数据仅包含鄂东南矿集区东侧一隅)下方都有磁异常源分布。在郯庐断裂带和襄樊-广济断裂沿线，可见线性分布的串状小型磁异常源。大别山下方特别宽广的磁异常源解释为由大面积分布具有中等磁性的变质岩引起，成矿的磁异常源在三维空间分布特征上要更加小型和紧凑，往地壳深部异常源逐步收敛变小。石台(九华山)下方的磁异常源在直至20km深度处仍具有很大规模，未呈明显收敛特征，印证了在地壳深部可能具有磁性岩基的推测(张季生等，2010)。

① 刘东甲等.2015.《视密度和视磁化强度三维反演技术研究及其在深部找矿中的应用》项目研究报告

3 长江中下游卫星磁异常特征与居里等温面深度反演

长江中下游高精度航磁异常数据范围有限，在研究区域性问题如居里等温面深度分布时，则需要更大范围的区域磁异常数据。本文使用全球性的卫星磁异常模型EMAG2(Maus et al., 2009)反演计算长江中下游及邻域的居里等温面深度起伏。

3.1 卫星磁异常特征

EMAG2是一个全球性的地磁异常模型，数据来源于卫星、船舶和航空磁测，最新版本V3于2016年6月发布(Meyer et al., 2016)，网格点距2′(约3.7km)，是空间节点形式的网格数据。杜劲松(2014)对比了EMAG2模型的ΔT磁异常数据与中国地区航磁ΔT异常数据，认为在中国东部、南部以及西北部，两者符合较好，在青藏高原地区存在差异。

本文使用卫星磁异常数据研究长江中下游居里等温面时，所选取的研究区范围大致如下：28°~33°N，114°~121°E。为了避免扩边问题和边缘效应，以及使用功率谱法计算居里等温面时移动窗口造成的边部1个步长的计算点数据损失，本文在选取计算数据范围时做了扩大处理，将数据的截取范围向各个方向外扩1°(27°~34°N，113°~122°E)，在此基础上进行化极、向上延拓和居里等温面计算，最后裁去边缘选取研究区范围内数据绘制结果图。

根据IGRF12地磁场参考模型，研究区内磁偏角变化幅度约为3.3°，磁倾角变化幅度约为12°，磁偏角和磁倾角的变化幅度较大。为了避免使用中心参数化极产生的误差，本文使用滑动窗口化极方法(严加永，2010；石磊等，2012)，即将研究区域划分成1°×1°的子区，使用每一个子区的中心磁偏角和磁倾角进行分块化极，最后将各个子区的分块化极结果拼接起来。EMAG2卫星磁异常数据处于大地水准面以上1倍点距，图 5是化极后向下延拓(刘东甲等，2009)1倍点距至大地水准面附近的卫星ΔT磁异常。

对比图 5和图 2的磁异常结果可知，长江中下游卫星磁异常和航磁异常揭示的磁异常分布格局总体一致。如沿长江中下游的黄石、九江、安庆、马鞍山等地附近的磁异常位置和形态都比较类似，细节有所不同。总体来看，航磁异常相对卫星磁异常的分布更加集中收敛些，航磁异常的数值范围更广，反映了航磁异常数据中包含了更多的高频成分。

3.2 居里等温面计算方法

地球的磁性壳层由具磁性的岩石矿物质组成，其中钛铁矿、磁黄铁矿的消磁温度为300~350℃，磁铁矿消磁温度为585℃，含钴镍铁矿的消磁温度为760~800℃。当含有上述矿物的岩石埋藏深度由地表向下增加，其温度也随之不断提高，当达到上述磁性矿物的消磁温度界面埋藏深度时，它们的铁磁性转变为顺磁性，该界面就称之为居里等温面(熊盛青等，2016)。居里等温面(简称居里面)作为岩石圈的温度界面，展示了地壳磁性层以及热流的分布状态，在大地构造、矿产资源等研究中都有十分重要的意义。

本文使用功率谱法(Bhattacharyya and Leu, 1975；Tanaka et al., 1999；侯重初，1989；胡旭芝等，2006；李春峰等，2009；熊盛青等，2016)计算长江中下游及邻区的居里等温面深度。功率谱法的主要计算公式(李春峰等，2009)简述如下。

假定磁源体在水平方向无限延伸，埋深与水平尺度相比很小，那么总磁异常ΔT的振幅谱A_ΔT(k_x, k_y)与磁化率M(x, y)的振幅谱A_M(k_x, k_y)之间存在如下关系：

(2)

式(2)中C_m是比例系数，Θ_m和Θ_f分别代表磁化方向与地磁场方向的因子，k_x和k_y分别是x方向和y方向的波数，k为波数，Z_b和Z_t分别为磁源体的底面和顶面深度。

由式(2)可以推导出总磁异常ΔT的振幅谱的径向平均可以表达为

(3)

式(3)中C是与磁化方向和地磁场方向有关的常数。

对式(3)进行适当简化，可以推到出：

① 在中高波数段，即在波长小于磁性层厚度两倍的情况下，有如下关系：

(4)

式中D为常数。

② 在低波数段，即在长波长段，有如下关系：

(5)

式中E为常数，Z₀为磁源体的中心点深度。

根据式(4)和式(5)，可以分别拟合相应的径向平均振幅谱的中高波数和低波数部分，通过最小二乘拟合计算直线斜率估算磁性层顶面深度Z_t和中心点深度Z₀。则磁性层底面(居里等温面)深度Z_b为

(6)

3.3 反演结果

作者编写了径向平均振幅谱程序(在极坐标下统计每一个分区范围内的振幅谱点数并求其平均值时，因对称性，只需统计右半圆即可)。以长江中下游高精度航磁异常为例，求取研究区内的平均居里等温面深度，在使用磁异常计算居里等温面时，需要将磁异常向上延拓一定高度过滤其中的短波成分，避免磁异常中包含的浅层噪声和矿体等地质体高频信号干扰，掩盖深部的异常信息。对向上延拓20km的航磁异常通过径向平均振幅谱程序分别计算ln[A_ΔT(|k|)]和ln[A_ΔT(|k|)/|k|]，绘制ln[A_ΔT(|k|)]以及ln[A_ΔT(|k|)/|k|]与波数|k|的关系图(图 6)。

由式(4)和式(5)可知，在对数振幅谱点线图上使用最小二乘法拟合相应的波数段，拟合所得直线的斜率取负号即为估算的似深度。分别拟合波数|k|和对数振幅谱ln[A_ΔT(|k|)/|k|]的0.04~0.30 cycles.km^-1波数段(图 6a)，拟合波数|k|和对数振幅谱ln[A_ΔT(|k|)]的0.28~0.85 cycles.km^-1波数段(图 6b)，可以分别估算Z₀和Z_t深度，求得Z₀=16.3km，Z_t=4.8km，由式(6)求得居里等温面深度Z_b=27.8km。即长江中下游地区1：20万高精度航磁异常反演得到的研究区平均居里等温面深度约为27.8km。

下文我们对长江中下游及邻域的卫星磁异常化极结果进行居里等温面深度计算。使用功率谱法分块计算居里等温面深度时，需要将研究区域分成若干小区块，按照一定的窗长和步长组合，进行滑动窗口移动计算。窗长和步长大小选择是一个重要参数，若计算窗口过小，则波长信息不完整，造成有效信号的丢失，但计算窗口如果选择过大，滑动计算得到的居里等温面深度点数就会减少，得到的居里等温面等值线分辨率较低，缺少细节。本文使用不同文献(胡旭芝等，2006；李春峰等，2009；熊盛青等；2016)中的窗长和步长组合进行了大量计算，认为对长江中下游及邻域的卫星磁异常数据选择160km×160km窗长，40km步长，进行移动窗口计算得到的居里等温面深度点数较多，分辨率更好一些。

本文对长江中下游及邻域的卫星磁异常数据使用前文所述的方法，进行滑动窗口计算。在滑动窗口分区计算时，对各个子区，分别拟合波数|k|和对数振幅谱ln[A_ΔT(|k|)]的0.19~0.74 cycles·km^-1波数段，拟合波数|k|和对数振幅谱ln[A_ΔT(|k|)/|k|]的0.03~0.41 cycles·km^-1波数段，在拟合低波数段适当扩大了范围(胡旭芝等，2006)。最终计算得到304个居里点深度值，绘制了居里等温面深度图(图 7)。

4 讨论 4.1 航磁边界识别与郯庐断裂带

郯庐断裂带在航磁向上延拓2km和5km的边界识别结果中延续性很好，在向上延拓10km和15km的边界识别结果中郯庐断裂带虽然在庐江、宿松附近有所间断，但总体上依然呈现自合肥、经巢湖、庐江至宿松的线状分布。郯庐断裂带的演化具有多期性和复杂性，存在着很多不同的认识(朱光等，2016)，其中一个重要问题是郯庐断裂带是否经过长江向南延续，认识也尚未统一(刘代志，1990；徐嘉炜和马国锋，1992；万天丰，1996；滕吉文等，2000)。据本文对长江中下游高精度航磁异常进行的边界识别结果，九江附近的边界可能是郯庐断裂带的南延，该处边界在向上延拓2~15km的检测结果中都有清晰的显示。对这一尚未形成共识的科学问题，本文仅是从航磁异常的边界识别进行的推测，还需要其他地球物理资料和地质工作的进一步佐证。

4.2 居里等温面与大地热流

本文计算得到的长江中下游及邻域的居里等温面深度变化范围约为23.5~31.5km。前人在本地区已有的研究得到的居里等温面深度有：21~31km(邵世德和严晓红，1992)、20~31km(严加永，2010)，有些成果没有明确数据但从颜色棒的数值可以推测得到的主要有：25~35km(李春峰等，2009)、20~36km(熊盛青等，2016)。本文得到的居里等温面深度变化范围与前人结果基本一致。

将本文结果和熊盛青等(2016)的结果进行对比，可知总的特征比较相似。如研究区内居里点最浅处位于河南信阳-安徽霍邱一带，沿着长江自湖北武汉至江苏南京的沿江一线附近的居里等温面深度相对较浅，安徽合肥西南侧的大别山居里等温面深度相对较深，浙江杭州西侧居里等温面相对较深，而杭州南侧居里等温面相对较浅。仔细分析可以看出本文的计算结果细节更丰富，如处于郑州南侧整体为连成一片的居里等温面相对较浅的区域(熊盛青等，2016)，在本文的计算结果里进一步细分出了信阳东南和霍邱西南两个居里等温面浅值中心。处于南京南侧大致自南京、镇江、宣城、铜陵至马鞍山整体处于居里等温面深度较浅区域(熊盛青等，2016)，本文结果进一步细分出了马鞍山至铜陵之间以及镇江南两个居里等温面浅值中心，其中马鞍山至铜陵之间(宁芜火山岩盆地)为长江沿线的居里等温面深度最浅处。

我们搜集整理了研究区内大地热流数据(汪集旸和黄少鹏，1990；胡圣标等，2001；姜光政等，2016)，得到107个大地热流测量点数据，如图 7所示，其中大地热流值31.9mW·m^-2、92.1mW·m^-2和149.7mW·m^-2为相应统计区间的孤立数据，在图例中直接标注了数值。居里等温面深度变化与钻孔实测的大地热流值数据大小之间总体有较好对应关系，居里等温面呈隆起或隆起的边缘大地热流值的高值分布相对更多一些。如研究区内居里等温面深度最浅处位于霍邱西南，深度约23.5km，而研究区内实测的大地热流值的最大值即处于该异常区内，大地热流值高达149.7mW·m^-2，远大于区内其他观测点的大地热流值。又如霍邱北侧的淮南煤田内有21个大地热流测量点数据，大地热流值普遍不高，该处位于居里等温面呈拗陷或拗陷边缘。

4.3 居里等温面的构造意义

前人在分析居里等温面深度变化与地质特征的关系时，认为我国陆域的居里等温面深度变化特征较好的反映了地壳深部构造格架，在稳定的克拉通陆块区居里等温面呈现为深的块状拗陷，在活动性大的造山系及岩浆岩发育区居里等温面主要呈现为浅的区域性隆起(熊盛青等，2016)。

本文研究区内南昌附近的鄱阳湖盆地(杨晓东等，2016)、鹰潭东北的弋阳盆地(梁兴和吴根耀，2006)、苏北盆地(舒良树等，2005)以及合肥盆地(朱光等，2011)等沉积盆地居里等温面总体呈现块状拗陷，指示沉积盆地下方较少的岩浆活动。位于合肥西南的东大别造山带具有相对偏深的居里等温面，东大别造山带的北大别和南大别具有宽缓分布的正磁异常，前人的研究认为此处宽缓的正磁异常是由元古界变质基底等(董树文等，2011)中等磁性地质体构成，正磁异常与变质岩有关(陈沪生等，1999)，而居里等温面呈拗陷，说明晚期的构造、岩浆活动减弱，大地热流值不高，有别于火山岩盆地。

值得一提的是，郯庐断裂带在本文计算结果中呈现出清楚的线性分布，自合肥西北侧、经过巢湖至安庆西侧附近，沿着郯庐断裂带沿线的居里等温面深度相对较浅。郯庐断裂带在早白垩世初再次发生了强烈的左行平移，在早白垩世期间伸展过程中成为强烈的岩浆活动带(朱光等，2016)，研究区内郯庐断裂带合肥至安庆段居里等温面呈隆起的带状特征，反映了沿郯庐断裂带强烈的岩浆活动。

4.4 居里等温面与成矿关系

长江中下游成矿带七大矿集区内的主要Fe、Cu、Au矿床点都分布在居里等温面隆起之上或者居里等温面隆起的边缘部位(图 8)。深部地球物理探测已经揭示了长江中下游现今的岩石圈较薄(50~70km)，成矿带对应了软流圈上隆带(吕庆田等，2014)；成矿带下方Moho面的不同方法反演或拟合结果都揭示Moho面呈隆起(张永谦等，2014)或“V”字型隆起形态(严加永，2010；陈安国等，2017b)，隆起的Moho界面推测是岩浆自壳幔边界上涌的深部边界。总体来看，长江中下游成矿带下方的岩石圈底界面、Moho界面和居里等温面都呈隆起状，构成了地下100km内由深到浅的多层次界面隆起。这一深部构造格局有利于幔源岩浆向上运移，并在长江中下游地区形成成矿带。

在成矿带尤其是在火山岩盆地下方由于构造活动性大、岩浆活动强烈，因而大地热流值相对较高，居里等温面深度相应偏浅。此外，在早白垩世活动强烈的郯庐断裂带下方，Moho面和居里等温面也都呈隆起状。

居里等温面由航磁异常计算得到，得到的居里深度点的数量远不及航磁异常观测点数量，因此在探讨与成矿之间的密切关系时，直接使用航磁异常更加直接。据长江中下游成矿带内庐枞矿集区和铜陵矿集区的1：5万高精度磁异常的位场分离和三维视磁化强度反演结果可知(严加永等，2009；刘彦等，2012)，不论是庐枞矿集区的铁(硫)矿床还是铜陵矿集区的铜金矿床，都与正磁高值异常密切相关。

5 结论

(1) 郯庐断裂带、晓天-磨子潭断裂和襄樊-广济断裂等深大断裂在航磁异常上延不同高度的边界识别结果中清晰可见，上述断裂是本地区重要的深大断裂。

(2) 长江中下游及邻域的居里等温面深度变化范围约为23.5~31.5km，研究区内沉积盆地居里等温面总体呈拗陷状，火山岩盆地居里等温面总体呈隆起状，郯庐断裂带沿线的居里等温面呈带状分布的隆起，结合地质资料认为研究区内居里等温面的隆起与白垩纪剧烈的岩浆活动有关。

(3) 大别山和九华山的航磁异常宽缓分布，居里等温面呈拗陷状；而研究区内火山岩盆地的航磁异常分布集中，具有更高的正磁异常值，居里等温面呈隆起状；是两类不同的磁异常。

(4) 长江中下游成矿带内主要的铁铜多金属矿床点集中分布在居里等温面隆起或隆起的边缘部位，铁(硫)和铜金矿床点与航磁正磁高值异常密切相关。

致谢 长江中下游航磁异常数据由SinoProbe-03项目提供，卫星磁异常数据使用了EMAG2模型，文中图件由Wessel & Smith开发的免费作图软件GMT绘制，在此一并感谢！