腾冲火山起源的地球物理和地球化学研究进展

2022-09-21陈克非申文豪徐锡伟汪文帅刘少林

地球与行星物理论评(中英文) 2023年2期

关键词：岩石圈腾冲玄武岩

陈克非，林叶，申文豪，徐锡伟，汪文帅，刘少林*

1 应急管理部国家自然灾害防治研究院，北京 100085

2 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

3 宁夏大学数学统计学院，银川 750021

0 引言

腾冲火山区位于青藏高原东南缘，自新生代以来经历了板块俯冲和大陆碰撞事件，并伴随着深层岩浆活动和火山作用.腾冲火山是研究板块俯冲过程和新生代构造-岩浆活动的理想场所.在印度板块与欧亚板块的持续碰撞挤压作用下，该区域构造活动复杂，地壳较为破碎，深大断裂发育，强震灾害频发.腾冲火山区火山、温泉、地热资源丰富，其中腾冲火山群是我国为数不多的晚第四纪火山群之一.有记录记载1609年在腾冲打鹰山有小规模的岩浆喷发（皇甫岗，1997）.地质调查表明该地区有新生代火山68座，火山区岩浆处于活动状态，具有较大的喷发危险性（姜朝松，1998）.地球物理研究认为该地区出现低P波和S波速度、低电阻率以及火山地震的发生均说明腾冲火山内部存在岩浆活动，具有再度喷发的可能（Bai et al., 2001; Lei et al., 2009; 王椿镛等, 2002）.

对于构造与火山活动强烈的腾冲地区，前人开展了丰富的地球化学和地球物理研究，指出腾冲火山喷发与印度板块俯冲有关.地球化学研究发现腾冲火山岩具有典型的岛弧火山岩特征，但与相邻地区的缅甸弧火山在Sr-Nd同位素上具有较大差异，因此前人认为腾冲新生代火山主要起源于上地幔，包括交代的软流圈地幔（Chen et al., 2002; Guo et al., 2015; Zhou et al., 2012）、富集的岩石圈地幔（Cheng et al., 2018; Zhang et al., 2012）等.地球物理研究认为腾冲火山可能来源于地幔转换带（Lei et al., 2009），也有地球物理成像研究认为是上地幔板块撕裂造成热物质上涌形成腾冲火山（Zhang et al., 2017）.对腾冲火山的起源问题，地球化学和地球物理研究之间仍存在较大争议.

腾冲火山起源研究具有重要的科学意义和社会价值.本文整理了腾冲火山起源相关的地球物理和地球化学的研究成果，对腾冲火山岩浆来源、深部动力学机制等关键科学问题进行了总结归纳，为研究腾冲火山起源提供了较全面的科学参考.

1 构造背景

腾冲火山区位于板块碰撞和俯冲汇聚地带，构造背景复杂，且在该区域发育有丰富的活动断裂.腾冲火山区属于藏滇褶皱系，其东侧为高黎贡山脉，西侧与缅甸相邻.自55 Ma以来的印度—欧亚板块的碰撞以及随后的印度板块在巽他俯冲带的俯冲，造成青藏高原南部的挤压构造，同时也形成亚洲东南部的拉伸构造（Wang and Burchfiel, 1997）.受NW向伸展应力作用，导致腾冲岩石圈处于拉张环境；同时受到NE向挤压作用，发育大量的走滑断裂，断裂方向主要为NE向和NS向（Wang et al.,2007）（图1）.腾冲火山区火山岩、地震活动及地热区的分布等，都与断裂密切相关.

图1 印度板块和欧亚板块俯冲和碰撞带的主要构造单元.（a）构造概览图，红色三角形表示缅甸和中国云南的第四纪火山，紫色五角星表示发生在腾冲及周围的大地震，其震级大于MW7.5，黑线代表青藏高原及其附近的主要断层（修改自Mo et al., 2006），红色矩形为研究区域.（b）腾冲火山区及周边块体边界（修改自Zhou et al., 2012）.（c）腾冲火山区不同时期岩浆岩的分布（修改自Cheng et al., 2020）Fig.1 Major tectonic units in the collision and subduction zones between the Indian and Eurasian plates.(a) Overview of the main tectonic settings.The red triangles denote Quaternary volcanoes in Myanmar and Yunnan, China.The purple stars denote great earthquakes with magnitudes larger than MW7.5 around Tengchong.The black lines mark the major faults in and near the Tibetan Plateau (Mo et al., 2006).The red rectangle indicates the study area.(b) Boundaries of the blocks in the Tengchong volcanic field and surrounding area (modified from Zhou et al., 2012).(c) Distribution of magmatic rocks in different periods within the Tengchong volcanic field (modified from Cheng et al., 2020)

腾冲火山区的岩浆喷发活动起始于中新世晚期，在晚更新世达到高峰（李霓和张柳毅，2011）.火山活动可分为四个时期：晚中新世—上新世（8.0—2.7 Ma），以玄武岩为主；早更新世（2.7—0.8 Ma），主要喷出粗安岩和英安岩；晚更新世（0.8—0.2 Ma），主要形成玄武岩和粗安岩；全新世（＜0.2 Ma），主要喷出玄武质粗安岩和粗安岩（Cheng et al., 2020）.火山活动时序具有从裂谷盆地东、西两侧逐渐向盆地中心转移的特征，在盆地中心岩浆喷发具有从北向南迁移的趋势.

腾冲地区具有高的大地热流值（约300 mW/m），远高于周边地区（100 mW/m）（Hu et al., 2000）.且腾冲地区发育大量的地热流体活动，如沸泉、水热爆炸和高温喷气孔等，其中以热海地热区为代表.对研究区地热流体相关的温泉气开展研究，发现腾冲温泉气中的He/He具有地幔来源特征（上官志冠等，2000；王先彬等，1993），说明腾冲热流来源于深部地幔，后经过地壳到达地表（赵慈平等，2012）.此外，腾冲不同区域温泉气的He/He值常表现出较大的差异性（成智慧等，2014；上官志冠等，2000），可能反映腾冲下方地壳中存在不同尺度、脱气通量不同的岩浆囊.

2 火成岩特征和源区性质

2.1 火成岩类型和分布特征

腾冲火山区岩浆类型多，包括玄武岩、粗面玄武岩、玄武粗安岩、粗面安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩.根据前人研究，腾冲火山活动主要分为四个时期，不同时期形成的火山岩类型有明显差异：（1）晚中新世—上新世玄武岩（8.0—2.7 Ma），称为第1组；（2）早更新世粗安岩和英安岩（2.7—0.8 Ma），称为第2组；（3）晚更新世玄武岩和粗安岩（0.8—0.2 Ma），称为第 3组；（4）全新世玄武质粗安岩和粗安岩（＜0.2 Ma），称为第4组（Cheng et al., 2020）（图2a）.随着时间推移，火山形成位置从腾冲盆地的东、西边缘逐渐转移到盆地中心.Cheng等（2018）分析了腾冲盆地边缘和中心盆地的玄武岩，发现边缘位置玄武岩比中央玄武岩具有更高的碱性.此外，盆地中心玄武岩较边缘地区玄武岩具有更低的Sr/Sr和更高的He/He（Chen et al., 2022; Cheng et al., 2018;Zou et al., 2017）.这些特征反映腾冲岩浆为不同源区的混合，且随着时间的演化，岩浆源区发生了迁移.Zhou等（2012）认为腾冲岩浆源区为早期印度大陆板块和后期印度洋板块交代物质的混合；Guo等（2015）认为腾冲岩浆来源于软流圈地幔和俯冲印度板块所释放熔/流体的混合；Chen等（2022）认为腾冲岩浆源区为交代岩石圈地幔和富集软流圈地幔的混合，且随着时间增加软流圈物质的贡献逐渐增大.

在SiO-KO图中，腾冲火山区火山岩落在高钾钙碱性系列范围（图2b）.根据国内外学者研究，钙碱性火山岩常形成于岛弧或活动大陆边缘构造背景下（赵勇伟和樊祺诚，2010）.

图2 腾冲火山岩（a）全碱硅分类图和（b）SiO2-K2O图（数据来源于Chen et al., 2002; Cheng et al., 2018; Cheng et al.,2020; 樊祺诚等, 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Zou et al.,2017）Fig.2 The (a) total alkali and silica diagram and (b) cross plot of K2O versus SiO2 for Tengchong volcanic rocks.The data were from previous studies (data from Chen et al., 2002; Cheng et al., 2018; Cheng et al., 2020; Fan et al., 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Zou et al., 2017)

根据Sr/Sr与SiO相关性，可判断岩浆岩是否遭受明显的地壳混染.通常遭受明显地壳混染的岩浆岩显示出强的Sr/Sr与SiO正相关关系（Cheng et al., 2020）.图3b显示腾冲玄武岩（SiO＜52.5%的岩石样品）的Sr/Sr与SiO无明显正相关关系，推测其未遭受明显的地壳混染.而玄武安山岩、安山岩和英安岩（SiO＞52.5%的岩石样品）的Sr/Sr与SiO有明显正相关关系，显示其受到不同程度的地壳混染.这与前人的认识是一致的（樊祺诚等, 1999; Li et al., 2017; 穆治国等, 1987;Tian et al., 2018; Zhou et al., 2012; Zou et al., 2017）.根据 Cheng等（2020）、Tian等（2018）和 Zou等（2017）的研究，造成这一现象的原因主要与岩浆在地壳中的滞留时间长短有关，滞留时间长的岩浆更容易发生同化混染和分离结晶.玄武岩作为原始岩浆，其通常快速喷出地表，在地壳中滞留时间短，因此与地壳围岩相互作用弱，遭受的地壳混染作用小.而那些长时间滞留在地壳中的玄武岩，易发生演化（SiO含量增加），形成玄武安山岩、安山岩和英安岩，同时它们与地壳物质的相互作用逐渐加强（Sr/Sr增加），显示出不同程度的地壳混染.

图3 腾冲火山岩（a）143Nd/144Nd-87Sr/86Sr图和（b）87Sr/86Sr-SiO2图（数据来源于Chen et al., 2002; Cheng et al., 2018;Cheng et al., 2020; 樊祺诚等, 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012;Zou et al., 2017）Fig.3 The diagrams of (a) 143Nd/144Nd-87Sr/86Sr and (b) 87Sr/86Sr-SiO2 for the Tengchong volcanic rocks (data from Chen et al., 2002;Cheng et al., 2018; Cheng et al., 2020; Fan et al., 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012;Zhou et al., 2012; Zou et al., 2017)

2.2 岩浆源区性质和成因

2.2.1 火成岩微量元素、Sr-Nd-Pb-Mg-He同位素

腾冲玄武岩都具有轻稀土元素富集的特征，在不相容元素原始地幔标准化配分图上，所有样品的分布趋势大致相同，都富集LREE，大离子亲石元素（Rb、Ba、Th、K）和Pb元素，亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti）（图4），Nb-Ta-Ti的负异常指示腾冲火山岩浆源区与板块俯冲有关.

图4 腾冲火山岩微量元素蛛网图.红色实线代表洋岛玄武岩（OIB）微量元素特征，绿色实线表示富集地幔EM-II端元微量元素（数据来源于Chen et al., 2002; Cheng et al., 2018; Cheng et al., 2020; 樊祺诚等, 1999; Guo et al., 2015; Liu et al.,2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Zou et al., 2017）Fig.4 Trace element spidergrams for the Tengchong volcanic rocks.The red solid line represents the trace element characteristics of ocean island basalt, and the green solid line indicates type II enriched mantle (EM-II) trace elements (data from Chen et al.,2002; Cheng et al., 2018; Cheng et al., 2020; Fan et al., 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al.,2012; Zhou et al., 2012; Zou et al., 2017)

腾冲玄武岩具有较高的Sr同位素和较低的Nd同位素.Sr/Sr值分布在0.704 329～0.710 648之间，Nd/Nd值分布在0.511 809～0.512 813之间（Chen et al., 2002; Cheng et al., 2018; Cheng et al.,2020; 樊祺诚等, 1999; Guo et al., 2015; Liu et al.,2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al.,2012; Zou et al., 2017）（图3a）.此外，腾冲玄武岩Pb同位素具有特殊性，其Pb/Pb值分布在17.734～18.591之间，Pb/Pb值分布在15.546～15.631之间，Pb/Pb值分布在38.753～39.270之间.腾冲玄武岩Mg同位素δMg分布在-0.51‰～-0.27‰（Liu et al., 2017; Tian et al., 2018）.腾冲玄武岩橄榄石斑晶的氦同位素He/He分布在4.1～8.3 Ra（Chen et al., 2022; Zhang et al., 2021b）.

2.2.2 火成岩成因过程

利用腾冲初始岩浆可判断形成富集地幔的交代介质是熔体或/和流体.通常流体交代形成的岩浆具有高的Ba/La和Ba/Th值，而熔体交代的具有高的Th/Nd、Th/U和Th/Yb值.腾冲玄武岩具有高的Th/U和低的Ba/La值（图5），反映其初始岩浆主要为熔体交代作用形成.利用微量元素比值可进一步研究交代物质的组成.Cheng等（2020）根据Ti/Eu、Hf/Sm、Hf/Hf*、Ti/Ti*、CaO/AlO、Hf/Sm和Sr/Ba比值的分布特征，指出腾冲初始岩浆交代物质来源于碳酸盐和硅酸盐.Zou等（2017）依据腾冲玄武岩高的Th/Ta和Rb/Nb比值，认为腾冲初始岩浆主要经历了硅酸盐矿物的交代作用.

图5 腾冲火山岩（a）Th/U-Th和（b）Ba/La-La/Sm图（数据来源于Chen et al., 2002; Cheng et al., 2018; Cheng et al., 2020;樊祺诚等, 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Zou et al., 2017）Fig.5 The diagrams of (a) Th/U-Th and (b) Ba/La-La/Sm for Tengchong volcanic rocks (data from Chen et al., 2002; Cheng et al.,2018; Cheng et al., 2020; Fan et al., 1999; Guo et al., 2015; Liu et al., 2017; Tian et al., 2018; Zhang et al., 2012; Zhou et al.,2012; Zou et al., 2017)

俯冲板块性质对了解火山形成的动力学过程具有重要作用.目前对俯冲的印度板块是大洋板块还是大陆板块仍有一定的争议.根据腾冲火山低Ba/La和Ba/Th值、高Sr/Sr和高Th含量，以及火山岩的Nd-Hf同位素分布特征，部分学者认为岩浆源区交代物质主要来源于大陆板块.与之相反，较多学者认为腾冲下方俯冲板块主要为大洋板块，例如，橄榄石、辉石斑晶中熔体包裹体的主微量指示腾冲下方为大洋板块俯冲（Duan et al., 2019），玄武岩轻的Mg同位素指示岩浆源有大量碳酸盐岩的贡献，说明是大洋板块的俯冲（Liu et al., 2017;Tian et al., 2018）.地球物理研究结果主要支持大洋板块俯冲.Yao等（2021）的研究指出腾冲下方俯冲板块在上地幔中的倾角约为60°，Lei等（2009）和Li等（2008）根据远震层析也同样表明腾冲下方俯冲板块的高角度特征.这种高角度俯冲板块通常与大洋板块俯冲有关（Yao et al., 2021），如安达曼海、苏门答腊、爪哇和日本等俯冲带下方的大洋板块（Chen et al., 2015; Hall and Spakman, 2015;Liu et al., 2021; Mishra et al., 2020）.该倾角比西藏南部下方俯冲的印度大陆板块（Chen et al., 2017）和西藏北部俯冲的阿拉善大陆板块（Li et al., 2022;邹长桥等, 2017）的俯冲倾角大得多.此外，地震活动性也能提供部分俯冲倾角信息.地震活动性显示腾冲西侧下方50～180 km范围俯冲板块是高角度的 [见 Yao等（2021）中图7c]，与安达曼海（Kumar et al., 2016）、苏门答腊（Liu et al., 2021）俯冲带地震活动性显示的大洋板块倾角具有很好的一致性.综合地球化学与地球物理研究结果，腾冲下方俯冲板块可能为大洋板块.

2.2.3 岩浆源区

综合地球物理和地球化学研究成果，前人提出五种腾冲火山岩浆源区，分别为交代的岩石圈地幔、交代的软流圈地幔、交代的岩石圈地幔和软流圈地幔的混合、富集地幔以及地幔转换带，下面对这五种地幔源区分别进行阐述.

俯冲板块交代的岩石圈地幔.Cheng等（2018）根据微量元素模型认为腾冲初始岩浆源为交代的岩石圈地幔，该交代作用形成的地幔源与早期的俯冲事件相关，且作者认为岩浆的喷发主要诱因为印度板块旋转导致岩石圈减薄.然而，Chen等（2022）根据最新得到的玄武岩中橄榄石斑晶的He同位素（He/He值为4.1～8.2 Ra），指示腾冲岩浆有来源于软流圈和岩石圈的物质，因此认为腾冲岩浆源区除了交代的岩石圈地幔外，还包含软流圈地幔.

俯冲板块交代的软流圈地幔.Zhou等（2012）主要分析腾冲第四系火山岩的主微量和Sr-Nd-Pb-Hf同位素，提出腾冲火山岩的初始地幔先经历了早期印度大陆板块俯冲，后又经历了印度洋板块（很可能是“东印度洋海岭”）的俯冲，从而形成了不均一的交代地幔源.Guo等（2015）分析了腾冲火山区主体火山岩的主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素，认为在55—8 Ma期间，向东俯冲的印度板片释放熔流体交代了地幔楔中的软流圈地幔.但是，有证据表明腾冲岩浆为二端元的混合（Chen et al.,2022; 赵勇伟和樊祺诚, 2010; Zhou et al., 2012），除了软流圈地幔外，还有岩石圈地幔的贡献：（1）研究区的Nb/La和La/Yb比值指示岩浆源区有岩石圈地幔物质的加入（Zhou et al., 2012）；（2）岩浆源区有角闪石和金云母，反映有岩石圈地幔的贡献（Guo et al., 2015）；（3）低的He/He比值（4.1～7.0 Ra）指示有岩石圈地幔的贡献（Chen et al., 2022）.

俯冲板块交代的岩石圈地幔和软流圈地幔的混合.季建清（1998）、赵勇伟和樊祺诚（2010）根据地球化学同位素数据，认为腾冲岩浆源区为岩石圈地幔和软流圈地幔熔体的混合.最近，Chen等（2022）根据玄武岩的全岩Nb/La、La/Yb、Sr同位素和橄榄石斑晶He同位素提出腾冲岩浆来源于岩石圈地幔熔体和软流圈地幔熔体的混合，并且发现随着时间推移，软流圈物质贡献逐渐增加，这一现象可归因于岩石圈减薄诱导的软流圈物质上涌.

古老俯冲板块交代形成的富集地幔.周真恒等（2000）、从柏林等（1994）、李欣和刘嘉麒（2012）根据火山岩全岩主微量和Sr-Nd-Pb同位素特征提出腾冲火山岩可能来源于EM2型富集地幔，周真恒等（2000）认为该富集作用与古大陆板块的俯冲有关.徐翠玲等（2012）根据火山岩地球化学特征类似于远洋沉积物和/或大洋岩石圈，提出腾冲火山源区可能是一种类似EM1的富集地慢.此外陈廷方（2003）和姚金等（2018）均认为腾冲火山岩可能来源于富集地幔，该富集作用与古大洋板块的俯冲有关.虽然腾冲玄武岩的Sr-Nd同位素分布与1型和2型富集地幔相近，但腾冲玄武岩的Pb同位素远离这两种富集地幔范围，因此有学者认为腾冲岩浆来源不是富集地幔（Cheng et al.,2018）.

地幔转换带.Lei等（2009）通过远震体波走时层析成像获得了云南地区P波速度结构，成像结果显示腾冲火山区下方的低速异常从地壳向下延伸至400 km，因此认为腾冲火山岩浆来源于地幔转换带，地幔转换带中的滞留板片释放熔流体交代上覆地幔并发生部分熔融.但是目前尚无直接的地球化学证据支持岩浆来源于地幔转换带.

3 火山区壳幔结构研究

地球物理方法能够获得腾冲火山地区壳幔速度结构，为火山的岩浆囊、岩浆来源以及腾冲火山的起源等科学问题提供重要信息.腾冲火山区的众多地震成像、大地电磁和地热研究均揭示该地区地壳内存在岩浆囊.然而，不同研究中岩浆囊的数量、范围与深度均有较大的差异（Bai et al., 2001; 李雪垒等, 2017; Shen et al., 2022; 杨晓涛等, 2011; Ye et al., 2018; 赵慈平等, 2006; Zhao et al., 2021）.腾冲火山起源也存在较大的分歧，地震层析成像研究发现腾冲火山区下方壳幔深度范围内存在低速体，并推测火山形成与印度板块俯冲和俯冲造成的热物质上涌有关（胡家富等, 2003; Huang and Zhao, 2006;Huang et al., 2019; Lei and Zhao, 2016），但也有研究认为火山形成源自俯冲板块的撕裂（Zhang et al.,2017）.

众多地球物理研究发现腾冲火山区存在壳内低速区，并认为这是地壳存在岩浆囊的直接证据.秦嘉政等（2000）通过层析成像发现火山区下方3～9 km 和15～24 km的低速异常区，推测其代表岩浆囊.Bai等（2001）利用大地电磁测深资料推测腾冲南部热海下方5～25 km存在低速区，推测可能是岩浆囊.Wang等（2003）通过走时层析成像方法得到P波速度结构，认为火山区上地壳5～12 km存在明显的低速区.楼海等（2002）、Wang和Huangfu（2004）基于人工地震测深资料，推测上地壳的低速区与岩浆活动有关，岩浆来自上地幔，低速来自岩浆分异作用.赵慈平等（2006）计算了腾冲火山区的相对地热梯度平面分布，发现三个地热梯度高值区并推断存在三个岩浆囊.杨晓涛等（2011）通过走时层析成像获得P波速度结构，腾冲火山下方10～20 km存在水平展布20～30 km低速区，推测低速区代表壳内岩浆源并可能通过腾冲断裂通向地壳深处.姜枚等（2012）通过电磁法发现在黑空山和大、小空山下方存在深12～30 km、东西宽25 km的低阻体，并推测低阻体为岩浆囊.Yang等（2013）通过接收函数发现马站-腾冲-马鞍山和五合-龙江-团田台站下方区域地壳厚度薄、泊松比高，并且与赵慈平等（2006）给出的地热梯度高值区吻合，因此推断这两处是岩浆囊.张龙等（2015）采用接收函数方法计算泊松比，推测高泊松比台站下方对应于两个岩浆囊.李雪垒等（2017）利用接收函数方法反演台站下方S波速度，认为腾冲火山区存在三处岩浆囊，分布在火山湖和老龟坡下方的S波低速区，以及黑空山和大、小空山下方的连通S波低速区.Ye等（2018）通过三维大地电磁反演推测 10～30 km存在三个岩浆囊.基于 Chinarray-Himalaya一期密集台站数据，区域地震走时层析成像（Shen et al., 2022）、背景噪声面波（Zhao et al., 2021）、接收函数反演（Peng et al., 2021）揭示了地壳与上地幔顶部速度结构，都显示腾冲火山下方存在P波和S波低速区.Zhao等（2021）利用背景噪声面波成像方法得到S波速度结构，发现腾冲火山区下方20～35 km存在S波低速异常体，推测为岩浆囊（图6）.Shen等（2022）通过区域地震走时层析成像得到P波速度结构，根据P波低速异常推测存在一大一小两个岩浆囊（图7）.

图6 基于背景噪声成像获得的腾冲火山S波速度结构反演结果（修改自Zhao et al., 2021）.红色三角形代表火山.黑线表示主要断层，白线表示速度等值线.LCJF表示龙川江断裂，DYJF代表大盈江断裂，NJF为怒江断裂，GLGSZ代表高黎贡剪切带Fig.6 Inversion results of S-wave velocity structure of the Tengchong volcano field based on ambient noise tomography (modified from Zhao et al., 2021).The red triangles represent the volcanoes, black lines indicate major faults, and the white lines are velocity contours.LCJF: Longchuanjiang Fault, DYJF: Dayingjiang Fault, NJF: Nujiang Fault, GLGSZ: Gaoligong Shear Zone

图7 基于P波走时成像获得的腾冲火山区下方P波速度结构剖面（修改自Shen et al., 2022）.LVZ代表地壳低速异常体.F1为大盈江断裂，F2为腾冲断裂，F3为龙川江断裂.白色实线代表了速度异常-1.5%的等值线，蓝黑色箭头代表了热物质可能的上升方向Fig.7 Structural profile under Tengchong volcanic field based on P-wave travel time tomography (modified from Shen et al., 2022).LVZ represents low-velocity zone; F1, F2, and F3 denote Dayingjiang fault, Tengchong fault, and Longchuanjiang fault,respectively.White lines are contours of velocity anomaly with an amplitude of -1.5%.The dark blue arrow indicates the possible transportation direction of hot materials

地震层析成像研究普遍发现腾冲火山区下方地壳上地幔深度范围内存在低速体.Huang和Zhao（2006）通过走时层析成像获得的P波速度结构显示，腾冲火山区下方的低速带从地壳延伸至300 km之下，缅甸微板块俯冲到欧亚板块之下400 km，推测腾冲火山的起源与缅甸微型板块俯冲密切相关，可能是向东俯冲引起的地幔物质上涌而形成腾冲火山.Li等（2008）的体波地震波层析成像表明腾冲火山区下方的低速异常从地壳向下延伸至约150 km，推测低速异常与俯冲有关.胡家富等（2003）利用穿越缅甸弧及周边地区的530条瑞利波频散数据，获取缅甸弧及周边地区的S波速度三维结构，他们认为腾冲火山形成与150 km深度处岩浆部分熔融有关.Lei等（2009）利用云南地区的35个地震台站，通过远震体波走时层析成像获得了云南地区P波速度结构，成像结果显示腾冲火山区下方的低速异常从地壳向下延伸至400 km，并在约250～400 km向东北方向延伸，认为腾冲火山的热物质源自约400 km深度处，因此推测火山形成与印度板块俯冲脱水造成热物质上涌密切相关（图8）.Lei和Zhao（2016）的体波地震波层析成像显示，腾冲火山区下方的低速带延伸至～300 km深度.Zhang等（2017）的接收函数研究发现410-km和660-km间断面的下沉，但地幔转换带的厚度处于全球平均水平，结合地震成像结果，他们认为腾冲下方地幔转换带中存在俯冲板块，但俯冲板块与上地幔中的板块不相连，因此板块在上地幔中发生撕裂，并推测腾冲火山起源与俯冲板块在上地幔的撕裂密切相关（图9）.Xu等（2018）的接收函数研究发现腾冲火山区下方410-km间断面下沉，认为腾冲火山物质可能来自地幔转换带并很有可能与印度板块俯冲相关.Huang等（2019）通过体波层析成像发现腾冲火山区下方的低速异常从地壳向下延伸至400 km，在410-km和660-km间断面之间发现高速异常体，并认为该高速体为滞留的印度板块.

图8 地幔转换带中印度板块脱水造成热物质上涌形成腾冲火山（修改自Lei et al., 2009）.印度板块俯冲至地幔转换带释放熔流体导致软流圈熔融物质上涌喷出地表，形成腾冲火山.三角形显示腾冲板内火山，细曲线表示断裂带，小白点表示地震（1964—2004年，M＞3.0）Fig.8 The dehydration of the Indian plate in the mantle transition zone causing the upwelling of hot asthenosphere to form the Tengchong volcano (modified from Lei et al.,2009).The subduction of the Indian plate into the mantle transition zone released melt/fluid, resulting in the upwelling of the asthenosphere material and thus forming the Tengchong volcano.The triangle shows the Tengchong intraplate volcano.Thin curves denote the fractured fault zones.Small white dots denote earthquakes (1964—2004, M ＞ 3.0)

总之，腾冲火山区域的壳内岩浆囊分布范围，岩浆来源和腾冲火山的形成机制还存在较大争议.不同研究得到的结果存在差异，这是观测数据的有限性、数据处理方法的局限性以及地球物理反演问题的多解性等多种因素共同作用造成的.利用更丰富数据、更先进地球物理方法获得高分辨率壳幔结构模型将有助于进一步认识岩浆囊在地壳中的分布与俯冲板块形态.

4 火山形成的地球动力学过程

腾冲火山形成的动力学过程一直以来都是研究热点，前人开展了大量的地球物理和地球化学方面的研究工作，但对火山成因的认识仍存在争议，目前主要有三种腾冲火山成因模式：板块撕裂、地幔转换带中板片脱水和岩石圈伸展.地震学能够获得腾冲火山地区壳幔速度结构，地球化学分析可以给出岩浆源区性质和可能的来源深度，两者都能为腾冲火山起源提供重要信息.本文综合地球物理和地球化学研究，以期为腾冲火山起源提供多方面的参考依据.

4.1 板块撕裂

前人提出腾冲下方岩浆的部分熔融是由于后期有热流物质通过板片窗口上涌，对于板块窗口的形成机理，研究者提出了两种板块撕裂模式.第一种是板块旋转导致的撕裂，由Guo等（2015）提出.他们认为在约8 Ma时，印度板块和亚洲板块之间的汇聚角发生了急剧变化.这一变化导致缅甸—腾冲地块发生逆时针旋转，并且俯冲的印度板块发生回撤.在这两种运动的共同作用下，俯冲的印度板块撕裂形成窗口，板片下方的热流物质向上运移.热的软流圈加热缅甸—腾冲地块下方先前富集的地幔楔，最终导致地幔源区发生部分熔融和岩浆喷发.第二种撕裂模式主要与板块密度差有关，由Zhang等（2020）提出.他们认为腾冲下方板片的撕裂可能发生在印度陆壳与洋壳的转换带之间，由于两种板片密度的差异导致板片撕裂，形成板片窗口，热的软流圈物质上涌导致了上部交代地幔的部分熔融.板片撕裂导致岩浆源区发生部分熔融，也有相关的地球物理研究结果.Zhang等（2017）基于密集喜马拉雅I期流动地震台网数据，采用接收函数方法对青藏高原东南缘地区地幔转换带410-km和660-km间断面进行成像，其结果揭示板块俯冲至410 km，造成410-km间断面的上凸，同时板块在上地幔发生撕裂，形成板片窗口（图9）.

图9 俯冲板块在上地幔中的撕裂形成腾冲火山（修改自Zhang et al., 2017）.板块俯冲至410 km，造成410-km间断面的上凸，同时板块在上地幔发生撕裂，形成板片窗口，热物质穿过窗口造成地幔楔部分熔融Fig.9 The tearing of the subduction plate in the upper mantle contributed to the formation of the Tengchong volcano (modified from Zhang et al., 2017).The plate subducted to 410 km, resulting in the uplift of the 410-km discontinuity, and the plate tearing occurred in the upper mantle, forming a plate window.Partial melting in the mantle wedge is caused by upwelling hot asthenosphere that passes through the plate window

4.2 地幔转换带中板片脱水

基于云南省地震台站数据，Lei等（2009）利用远震和区域地震走时联合反演方法，获得了腾冲火山区下方地壳和上地幔的P波速度结构.该P波速度结构显示火山区下方有一个宽度约100 km向下延伸到410 km的低速区，并且该低速区在250～400 km深度范围内向东北方向延伸.基于上述发现，Lei等（2009）提出了腾冲火山起源的地幔楔模型（图8）：印度板块俯冲穿过了腾冲下方410-km间断面，地幔转换带中的滞留板块发生脱水作用，释放熔流体交代地幔楔，交代地幔物质沿着拉张裂隙上涌喷出地表形成火山.后期相继有不同学者利用更密集的台站数据判断地幔结构，同样认为腾冲火山形成可能来源于地幔转换带（Huang et al.,2015; Xu et al., 2018）.但是地球化学研究方面目前尚无直接证据支持岩浆来源于地幔转换带.中国东北五大连池火山——起源于地幔转换带中滞留板片的脱水作用（Yang and Faccenda, 2020），五大连池火山岩具备高的亲水参数特征，如高K/U（≈ 50 000），Ba/Th（≈ 400）和 Pb/U（≈ 16.7）.相比之下，腾冲火山的K/U、Ba/Th和Pb/U比值分别为 1 340～9 434（平均 3 186）、25～104（平均52.3）和7.3～16.7（平均9.5）.显然，腾冲火山的这些比值与五大连池火山有很大不同，暗示了腾冲火山形成与地幔转换带中滞留板块脱水关系不强.

4.3 岩石圈伸展

地球化学和地球物理均指示腾冲岩石圈发生了伸展作用，岩石圈的减薄诱导了软流圈物质上涌.Wang等（2007）根据大量地表观察研究指出腾冲火山形成于拉分的裂谷盆地，在早-中更新世期间，腾冲地区发生NW-SE向伸展作用，火山作用几乎与区域构造同时发生.Chen等（2022）根据微量元素和Sr-He同位素的时间演化，提出这主要是由于俯冲印度板块的回撤作用.缅甸—腾冲地体从约8 Ma开始发生了东西向的伸展作用（Harrison et al., 1992; Lee et al., 2016; Mo et al., 2006; Tapponnier et al., 1982）.这一过程诱导了富集地幔的减压熔融，早期喷出岩浆表现出更多的岩石圈地幔特征，后期喷出岩浆则表现出更多的软流圈地幔特征（Chen et al., 2022）.腾冲火山岩属于钙碱性玄武岩，此类岩石可在大陆伸展作用下喷发（Beier et al., 2012; Depaolo and Daley, 2000; Hawkesworth et al., 1995; Thompson and Gibson, 1994），喷发的岩浆具有组分和同位素的时空演化特征（Cheng et al.,2018; Zou et al., 2017），类似于美国西南部盆岭省（Basin and Range Province）裂谷盆地中的火成岩（Hawkesworth et al., 1995）.并且，赵慈平等（2012）和Zhang等（2021a）在腾冲火山区观察到地幔挥发物的强烈释放，认为这种现象是由岩石圈减薄引起的.地球物理研究方面，接收函数成像研究揭示腾冲下方LAB深度可能有变化，腾冲盆地中央下方LAB深度约为80 km，盆地东部和西部边缘下方LAB深度约为90 km（Hu et al., 2012;Yang et al., 2017; Zhang et al., 2015），盆地中央的岩石圈厚度较盆地边缘的薄，可能说明该地区发生了岩石圈的伸展减薄.

岩石圈的伸展减薄诱导了软流圈物质的部分熔融，这一过程可能与以下地球物理研究结果一致.Wei等（2012）利用地震走时层析成像方法，获得东亚地区地壳和地幔的P波速度结构，深度1 000 km.在P波速度结构中，腾冲火山区下方地壳至150 km的地幔呈现显著的低速异常，该低速异常体可能代表岩石圈伸展作用导致的软流圈物质部分熔融.