李俊秀，叶涛，张慧茜，黄清华,3*

1 北京大学地球与空间科学学院地球物理学系，北京 100871 2 应急管理部国家自然灾害防治研究院，北京 100085 3 河北红山地球物理国家野外科学观测研究站，北京大学，北京 100871

0 引言

腾冲火山位于青藏高原东南缘南部，地处印度板块与欧亚大陆碰撞前缘，是中国大陆著名的板内火山.腾冲火山区分布从上新世到全新世68座不同活动时代的火山，火山活动早期主要分布在腾冲盆地西北和东南两端，早更新世向盆地中心迁移，晚更新世至全新世活动规模开始收缩，集中于盆地中心的南北线上(韩新民等, 1996; 姜朝松, 1998; 皇甫岗和姜朝松, 2000; 李大明等, 2000; 赵昕炜等, 2020).腾冲火山群属于高钾钙碱性系列, 主要由玄武岩、安山岩、英安岩系列岩石组成，从基性岩到酸性岩都有分布(陈延方, 2003; 徐翠玲等, 2012).关于腾冲火山活动的研究结果和资料表明，腾冲火山群地下岩浆并未停止活动，潜伏着再次喷发的危险(皇甫岗和姜朝松, 2000).据《徐霞客游记》记载，腾冲火山在1609年发生过喷发，此后一直处于休眠状态，现今仍能观察到其他热液活动的存在，其未来可能会发生更大的热液喷发(Shangguan et al., 2005).腾冲火山岩浆演化结果(樊祺诚等, 1999)表明，腾冲火山岩浆未来可能向富碱和富硅的酸性岩浆演化，其喷发将更具爆炸性和灾害性.火山活动与其深部的岩浆源区的几何结构和分布直接相关.因此，对腾冲火山岩浆源区的深部结构研究具有重要的科学意义.

腾冲地区开展的深部结构研究表明，腾冲火山区地壳厚度约30～40 km(邓嘉美等, 2014; 张龙等, 2015; 胥颐等, 2017)，岩石圈厚度约78.2～88 km.岩石圈呈现可能由该区拉张与减薄作用形成的穹隆状结构(张龙等, 2015).同时，腾冲火山区表现为负重力异常值和强磁异常(姜枚等, 2016)、高热流值(周真恒等, 1997)、高3He/4He值(赵慈平等, 2012)、低速(王椿镛等, 2002; Wang and Gang, 2004; 杨晓涛等, 2011; Xu et al., 2012; Wu et al., 2016; 李雪垒等, 2017; Li et al., 2018; Hua et al., 2019)和低阻(孙洁等, 1989; Bai et al., 2001; 谭捍东等, 2013; Ye et al., 2018)等地球物理特征.这些地球物理参数特征指示腾冲火山区下方存在岩浆囊.然而，岩浆囊的分布和几何结构特征尚不清晰，存在较大争议.根据相对地热梯度，赵慈平等(2006)推测腾冲火山区在4～12 km地壳深度存在三个横向尺度在19～28 km的岩浆囊.腾冲火山区P波和S波速度结构显示在地壳中存在地震低速异常，并推测这些低速异常为地壳岩浆囊(Wang and Gang, 2004; 杨晓涛等, 2011; 李雪垒等, 2017).该区地壳中存在三个高VP/VS比值，推测该区存在三个岩浆囊(Hua et al., 2019).大地电磁测深(MT)研究(Bai et al., 2001; 谭捍东等, 2013)分别在热海地热田下方5～15 km和马站地区下方12～30 km深度范围内发现两个岩浆囊.Ye等(2018)利用腾冲火山区78个MT台站获得了该区地壳三维电性结构，发现火山区由南至北在瑞滇—固东、马站—曲石以及热海地区分别存在三个以低电阻率为特征的地壳岩浆囊，岩浆囊深度10～30 km.但是上述研究关于腾冲火山地壳岩浆囊的分布位置和几何结构并未形成共识，仍需进一步研究讨论.此外，关于腾冲火山下方是否存在岩石圈上地幔岩浆源区还有待证实，地震学结果(Wu et al., 2016; Li et al., 2018)显示腾冲火山下方可能存在以地震低速为特征的岩石圈上地幔岩浆囊结构.然而，腾冲地区迄今开展的深部电性结构研究结果中并未看到存在上地幔岩浆囊的电性结构证据.前人研究中(Bai et al., 2001; 谭捍东等, 2013; Ye et al., 2018)均基于宽频带MT数据，反演探测深度局限于地壳尺度，未能获得上地幔尺度的电性结构特征，从而制约了对腾冲火山岩浆源区结构的全面认识.因此，腾冲火山地壳岩浆囊分布和是否存在岩石圈上地幔岩浆源区还缺乏较全面认识.

大地电磁测深法是一种基于天然交变电磁场探测地球内部电阻率分布的地球物理方法，具有对地球内部的温度、水和熔融流体敏感等优势而广泛应用于全球范围火山区的深部电性结构研究中(如, Aizawa et al., 2014; Zhang et al., 2016; Gao et al., 2020; Abdallah et al., 2020; 李世文等, 2020).2011—2013年和2015—2017年间，中国地震局地质研究所和北京大学理论与地球物理研究所，在滇西完成了一个170个MT台站组成的阵列.与以往的大地电磁测深研究相比，研究区域更大，对讨论腾冲火山区地下电性结构更完备.之前的三维大地电磁测深结果已经揭示在腾冲火山区中下地壳存在三个岩浆囊(Ye et al., 2018)，但仍可能还存在未知的岩浆囊结构特征.Ye等(2020)利用这170个MT数据获得了滇西地区精细的电性结构模型，并对盈江地震和龙陵地震的发震机制进行了讨论，但未对该模型中腾冲火山的岩浆系统进行讨论.本文将在此基础上，对腾冲火山区深部岩浆源区(岩浆囊)结构进行更全面讨论，综合相关地球物理探测结果，提出腾冲火山区多地球物理参数模型.

1 MT方法和数据

大地电磁测深法利用含有巨大能量的天然电磁场为场源，具有很强的能量和极宽的频带范围，能够穿透高阻层，对低阻体的分辨能力强，可探测到地下几十甚至上百公里深度.通过测量地球电磁场的时变波动，并在频率域内对这些数据进行反演，从而对地下电阻率结构进行成像.在频率域，电场和磁场可以通过复阻抗的二阶张量与麦克斯韦方程组联系起来：

(1)

其中，ω为角频率，Z为复阻抗，E为电场强度，H为磁场强度.复阻抗通常表示为视电阻率(ρa)和相位(φ)：

(2)

φij=arctan(Zij).

(3)

本文基于的滇西地区170个大地电磁测深数据如图1所示，其中62个测点数据为2011—2013年间由中国地震局地质研究所用加拿大Phoenix V5-2000系统并采用远参考道技术(Gamble et al., 1976)观测获得(图1中蓝色三角形)，其余108个测点数据为北京大学理论与地球物理研究所于2015—2017年间采用德国Metronix GMS-07e系统进行采集(图1中黑色三角形).野外采用标准5分量十字型布站方式，观测电磁场5分量Ex、Ey、Hx、Hy、Hz的时间序列.每个测点的观测时间40个小时左右.对两种仪器所采集的原始时间序列分别进行快速傅里叶变换和人工挑选等一系列处理后得到功率谱文件和MT频率域响应.研究区内大部分宽频带测点有效频率范围为0.001～100 Hz.Ye等(2020)利用基于非线性共轭梯度(NLCG)(Newman and Alumbaugh, 2000)的模块化反演代码ModEM(Egbert and Kelbert, 2012; Kelbert et al., 2014)获得了研究区内的三维电性结构模型.

图1 大地电磁测深台站、火山分布

2 腾冲火山区下方的岩浆系统

基于Ye 等(2020)中的三维电性结构模型，本文首先对腾冲地区地壳岩浆囊的分布和几何形态及其物质成分进行了进一步讨论；之后通过长周期MT合成数据探讨在该区地壳中大规模低阻异常的屏蔽作用下，长周期MT数据对岩石圈尺度的电性结构约束程度，以提供腾冲火山深部岩浆源区结构的进一步研究方案.

2.1 腾冲火山区中下地壳岩浆囊分布

Ye等(2020)中的三维电性结构的水平切片显示腾冲火山区中下地壳存在三个低阻异常体C1、C2、C3.为了更好的观察三个低阻异常体的形态，绘制了图1中粗黑线对应的三个垂直剖面图的反演结果(图2a、2b、2c).图1显示腾冲地区的火山分布呈南北走向.剖面1沿着火山分布走向；剖面2沿着槟榔江断裂和大盈江断裂；剖面3大致垂直于火山分布走向，过火山区中心.垂直剖面1(图2a)显示，C1异常体位于剖面1的最北端，在瑞滇至马站一带下方10～25 km深度范围内，之前的二维MT剖面也显示在马站地区下方12～30 km深度内存在岩浆囊(谭捍东等, 2013)，并且在C1附近有大规模的火山岩出露，C1可能为这些火山岩的来源.C3异常体在剖面1的南端热海地区的下方，深度范围7～20 km，Bai等(2001)在热海地区的二维MT剖面也揭示了在中下地壳存在低阻岩浆囊结构.剖面1附近的二维速度结构显示在地壳中存在大规模低速异常(Wang and Gang, 2004; 李雪垒等, 2017)，与在剖面1下方发现的低阻异常体对应.在Ye等(2018)的三维电性结构模型中，腾冲火山区中下地壳内由北至南存在三个导电异常体并解释为岩浆囊，分别位于瑞滇、马站南侧、热海下方10～30 km深度范围内.与该结果相比，Ye等(2020)的结果中C1、C3与其形态相似，但规模更大；另外，在芒章一带有火山岩分布，并且芒章至盈江一带相对地热梯度值较高(赵慈平等, 2006)，腾冲至盈江一带下方15 km深度范围内也表现为低P波速度(杨晓涛等, 2011)，因此，我们认为Ye等(2018)研究结果中发现的地壳岩浆囊C2横向上可能延伸至腾冲以西的盈江地区.

图2 (a)、(b)、(c)分别为剖面1、2、3的垂直切片图(剖面的位置见图1).(d)、(e)分别为剖面2和剖面3对应的测试结果，即在深度范围9.4～19.7 km，将C2异常体位置处的电阻率值设置为旁侧的电阻率值1000 Ωm，并在反演过程中保持该区域的电阻率值不变的情况下所得的反演结果

由于C2异常体与前人的结果差异最大，为了进一步验证C2低阻异常体的可靠性，本文使用ModEM程序对其进行了可靠性测试.首先将异常体C2处的电阻率值设置为周围块体的电阻率值1000 Ωm，将修改后的模型作为测试模型，正演得到相应的MT视电阻率和相位的响应曲线，与原始模型的响应曲线一起和实测数据进行对比，如图3所示，C2异常体上方的测点的测试模型响应曲线和实测数据存在明显的偏差，说明数据对C2异常体的约束能力强.为了进一步验证用高阻结构替换C2低阻结构所带来的影响，将修改后的模型作为初始模型，使用实测数据进行反演，异常体C2内部的电阻率值在反演迭代过程中保持不变.将原始模型(图2b、2c)和进行修改后的反演结果(图2d、2e)进行对比，发现在C2异常体下方和旁侧出现了大规模的低阻异常，说明拟合数据需要下方的C2低阻异常体.上述敏感度测试结果表明，原始模型中的C2低阻异常体是可靠的.

图3 C2异常体位置处两个典型测点(测点位置在图2b、2c中标出)的不同模型响应的视电阻率和相位曲线

C2异常体从腾冲火山区中部向西沿着槟榔江断裂和大盈江断裂分布，槟榔江断裂和大盈江断裂为左旋走滑断层.P波速度结构显示腾冲火山区东西方向为非对称的地壳结构，西侧的速度明显偏低(杨晓涛等, 2011; Xu et al., 2012)，这与西侧的高导体对应.晚中新世-早上新世期间，腾冲地块内部以左旋运动为主，比如大盈江断裂，腾冲地区由于岩石圈拆沉作用形成东西向伸展构造，但左旋走滑运动制约着火山区南北走向凹陷展布，为火山喷发提供了通道(季建清等, 2000).在这一时期，腾冲火山区的岩浆可能沿着槟榔江断裂和大盈江断裂向西延展.因此，我们认为Ye 等(2020)中的C2结构可能是与腾冲火山区地壳岩浆囊同源的地壳岩浆囊结构.

2.2 地壳岩浆囊熔融流体含量分析

腾冲地区火山岩为高钾钙碱性系列，岩性主要为安山玄武岩、安山岩(徐翠玲等, 2012).腾冲新生代火山岩流体中水含量高(余明等, 2014).从热泉逸出的气体的碳同位素分馏结果表明，腾冲火山区下方岩浆囊中心位置的温度在700～1200 ℃之间(赵慈平等, 2011).根据安山岩熔体含水量随温度变化与熔体电阻率的关系(Guo et al., 2017; Cordell et al., 2018)可知，安山岩熔体在1000 ℃，含水量为6 wt%和8 wt%时，安山岩熔体的电阻率分别约为0.3 Ωm和0.1 Ωm.腾冲火山区的岩浆囊的体电阻率的平均值约为10 Ωm，围岩的电阻率约为1000 Ωm.根据修正的阿尔奇公式(Glover et al., 2000)：

σb=σmφm+σh(1-φ)p,

(4)

(5)

其中，σb为体电阻率，σm为熔体电阻率，σh为围岩的电阻率值，φ为熔体百分数，m为连通系数，对于大多数岩石，m的值在1.5(连通良好)到2.5(连通不良)之间.对于岩浆囊，我们认为熔体连通良好，取m=1.5.绘制了熔体电阻率为0.1 Ωm和0.3 Ωm时熔体百分数和体电阻率的关系图(图4)，可以看到体电阻率为10 Ωm时，熔体的百分数为4.5%～9.4%.需要注意的是，由于我们对地下的温度、矿物以及熔体的几何形态了解有限，是无法做到精确估算的.根据我们的估算，腾冲火山区岩浆囊的熔体体积分数相对较高，在4.5%～9.4%之间.

图4 不同熔体电阻率值时体电阻率随熔体百分数的变化

2.3 腾冲火山区岩石圈上地幔岩浆囊

地震层析成像结果显示在腾冲火山15～25 km和50～80 km深度有低速异常分布，认为在上地幔中存在岩浆囊，为地壳中的岩浆囊提供物质来源(Wu et al., 2016).但目前三维电性结构模型无法提供腾冲火山区上地幔岩浆囊的电性结构证据.大地电磁测深对低阻异常体十分敏感，腾冲火山区地壳中存在大规模的低阻异常，会造成对其下方异常体的屏蔽作用，根据大地电磁的趋肤效应，周期越长，探测的深度越深，增加各测点数据周期长度，能够提高深部的分辨率.为了验证在腾冲火山区地壳中存在大规模低阻异常体的情况下，长周期MT数据是否能为上地幔中的电性结构提供约束，本文使用了ModEM程序进行了长周期MT理论数据反演测试.我们在腾冲火山区上地幔中设置了不同的异常体进行测试.在最优反演模型(图5)基础上，在腾冲火山区下方50～70 km深度范围设置了两种规模的低阻异常体.在本研究的MT台站位置处，使用了两种长度周期的数据分别对这两个模型进行测试，第一种为宽频带数据，周期范围为0.01～1000 s；第二种为长周期数据，周期范围为0.01～20000 s.使用阻抗张量的非对角元素进行反演，采用电阻率分别为20 Ωm和100 Ωm的均匀半空间初始模型.

图5 原始模型.分别绘制了50 km深度的水平切片、南北向和东西向垂直剖面

初始模型为100 Ωm的均匀半空间时，两个模型的测试结果分别如图6、7所示.上地幔中异常体规模为90 km(x)×60 km(y)×20 km(z)时，根据周期为0.01～1000 s的数据的反演结果(图6a)，50 km深度水平切片显示在设置的异常体位置附近有大范围的低阻异常出现，南北向剖面显示上方的低阻异常体呈向下延伸，东西向剖面显示在50 km深度以下有一个宽度约50 km、电阻率值约15 Ωm的低阻异常；长周期数据的反演结果(图6b)与其相比，南北向剖面中低阻异常向南延伸与剖面中部地壳中的良导体相连.总体来说，上地幔中异常体的规模很大时，长周期数据和宽频带数据的反演结果对异常体都有所反映.上地幔中设置异常体规模为60 km(x)×40 km(y)×20 km(z)时(图7)，宽频带数据反演结果对添加的异常体反映微弱，长周期数据反演结果反映则较为明显.

图6 上地幔中设置90 km(x)×60 km(y)×20 km(z)、电阻率值为3 Ωm的低阻异常体的反演结果.分别绘制了50 km深度的水平切片、过异常体的南北向和东西向垂直剖面

图7 上地幔中设置60 km(x)×40 km(y)×20 km(z)、电阻率值为3 Ωm的低阻异常体的反演结果，分别绘制了50 km深度的水平切片、过异常体的南北向和东西向垂直剖面

为了观察数据对添加的异常体的响应，选取了在设置的异常体中心(3号测点)和边缘(4号测点)位置处的两个测点，绘制视电阻率和相位曲线如图8所示，测点的位置在图6和图7中标出，对比两个测点的响应曲线，位于中心的测点对添加的低阻异常体的反映更为明显.当异常体规模较大时(图8a)，测点的视电阻率曲线显示数据周期达到1000 s，加了异常体的模型及其反演结果比未加异常体的模型响应曲线值更低，表明对添加的低阻异常体有所反映，周期越长，这种偏差越明显，对上地幔中的低阻异常体的反映也更强，模型在添加异常体的前后产生了3°左右的相位差值.当异常体规模小一些时(图8b)，添加低阻异常体前后的视电阻率和相位的曲线的差值更小，视电阻率曲线显示在1000 s时无法将二者区分开来，因此需要更长周期的数据才能反映出设置在上地幔的低阻异常体.测点的响应曲线与上述的反演结果是一致的.初始模型为20 Ωm均匀半空间时的反演测试结果与初始模型为100 Ωm均匀半空间时的测试结果所得结论基本一致.测试结果中，虽然宽频带数据对上地幔中较大的低阻异常体有微弱的反映，但考虑到腾冲火山区地壳中存在较大规模的低阻异常，信号在到达上地幔前衰减很强，加上实际测量过程中噪声的干扰，有效信号极易被掩盖，而长周期数据能在一定程度上提高信号在深部的分辨率.因此，未来探讨腾冲火山区岩石圈尺度的电性结构还需要长周期MT数据的支持.

图8 上地幔中设置的高导体位置处的两个测点的视电阻率和相位曲线

3 讨论

基于前文2.1节中的分析认为腾冲火山区中下地壳的三个良导体为地壳中的岩浆囊.三个岩浆囊都在高黎贡剪切带西侧，第一个位于瑞滇—固东一带，第二个位于芒章—盈江一带，第三个位于热海一带.王椿镛等(2002)的三维S波及P波速度结构以及Wu等(2016)和Li等(2018)的三维S波速度结构均显示，除了在地壳中存在低速异常外，在上地幔中也有低速异常的存在.岩石学和地球化学的结果表明腾冲火山起源于上地幔(Du et al., 2005; Duan et al., 2019).因此，推测地壳中的岩浆囊来源于上地幔，可能存在上地幔中的岩浆囊.

晚中新世-全新世期间，腾冲火山经历了多期构造变形和火山喷发，火山喷发受该区的扭张变形过程中发育的构造控制，目前腾冲火山区的应力状态为NNE-NE向挤压、WNW-NW向拉张(Wang et al., 2007)，腾冲火山区的拉张变形为岩浆提供了上升通道，这种拉张变形可能和腾冲地区的岩石圈拆沉有关.三维S波速度结构显示在腾冲火山上地幔顶部发现了类似于岩浆管道的低速异常(Wu et al., 2016)，并且腾冲火山区存在超壳断层(Wang and Gang, 2004).因此，地幔中的岩浆囊受到高压可能通过岩浆管道或断裂系统向上迁移，为地壳中的岩浆囊提供深部来源.

结合前人的研究，基于腾冲火山区的三维电性结构模型，我们提出的多参数的腾冲火山模型如图9所示，在该模型中，在地壳中存在三个岩浆囊，可能存在上地幔岩浆囊，上地幔和地壳中的岩浆囊可能存在壳幔深部动力过程的相互作用.但是，目前还没有发现上地幔岩浆囊的电性结构证据，我们的测试结果表明，长周期MT数据能反映腾冲火山区岩石圈尺度电性结构.因此，在腾冲火山区布设更多的长周期MT台站能帮助我们更好地认识火山区上地幔中的岩浆系统.

图9 多地球物理参数的腾冲火山岩石圈尺度的岩浆系统模型

4 结论

在本文研究中，由大地电磁测深得到的三维电阻率模型结合其他地球物理资料提出了腾冲火山区岩石圈尺度的岩浆系统模型.在中下地壳内存在三个岩浆囊，第一个位于瑞滇—马站一带下方10～25 km深度；第二个从腾冲火山中部沿槟榔江断裂和大盈江断裂向西延展，深度范围5～20 km；第三个位于热海一带下方7～20 km.地壳中的岩浆囊成分为含水的熔融体，根据修正的阿奇公式计算得到熔体百分数在4.5%～9.4%之间.腾冲火山区可能存在上地幔岩浆囊，但目前的宽频带MT结果无法给出直接的证据，我们在腾冲火山区上地幔中设置低阻异常体，并利用宽频带MT和长周期MT数据进行测试，测试结果显示长周期MT数据能为腾冲火山区岩石圈尺度的电性结构提供可靠的约束.因此，对于腾冲火山区地壳中岩浆囊的来源以及壳幔物质相互作用的研究需要长周期MT观测的支持.