0 引言

青藏高原东缘以龙门山断裂带为界，西北为高原内部的松潘—甘孜地块，东南为四川盆地(见图 1).自55 Ma以来，在印度板块与欧亚板块的陆-陆碰撞作用下，青藏高原内部的物质不断向高原东缘及东南缘运移以调节吸收这一大规模的汇聚作用.其中一种观点认为，青藏高原内部的中下地壳物质不断地以连续“地壳流”的形式向东逃逸(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997)，并在高原东部受到四川盆地的阻挡，从而导致青藏高原东缘地表的隆升、山脉的形成以及与之相伴频发的地震灾害(嵇少丞等，2008；张培震等，2008；赵国泽等，2009).因此，研究该地区的深部物质结构对于理解青藏高原的隆升及扩张机制具有重要的科学意义.

作为一种重要的岩石圈深部结构探测方法，大地电磁测深方法利用频谱成分丰富的地球天然电磁场作为场源，可以实现对地下介质的导电性(电阻率/电导率)进行岩石圈尺度的成像，能够有效地反映地下流体及挥发分的分布，并进一步约束壳幔的热状态和变形机制(Chave and Jones, 2012; Zhang, 2017).前人在青藏高原东缘地区曾开展了多项大地电磁测深研究工作，对该区域的壳幔导电性结构有了一定程度的了解(Bai et al., 2010; Wang et al., 2014b; Zhao et al., 2012; 万战生等，2010；王绪本等, 2017, 2009；张乐天等，2012；赵国泽等，2008).综合前人研究结果来看，龙门山断裂带以东的四川盆地浅部沉积层表现为低阻，深部壳幔则表现为高阻特征，反映了稳定的扬子前寒武结晶基底，高阻的扬子基底楔入青藏高原中下地壳(见图 2)；龙门山断裂带则主要表现为中上地壳低阻层，具有逆冲推覆薄皮构造的特征；断裂带以西的松潘—甘孜地块中下地壳则分布有大规模的低阻体，反映了大规模流体及局部熔融的存在，其分布特征也较为符合“地壳流”模型的假设，因此可以说从导电性结构的角度为“地壳流”模型提供了有力证据.但是，基于前人研究成果所取得的上述认识更多地是一种定性的解释，即简单地将壳幔低阻体与高温及局部熔融等物理性质联系起来，但却缺少定量或半定量的约束.

近年来，随着电导岩石学的发展，通过高温高压岩石物理实验积累了大量上地幔矿物、岩石、熔融体及流体等不同成分导电性质的实验数据，并在此基础上建立了不同物质成分的电导率与温度、压力、含水量、熔融百分比等物理参数之间的定量关系模型(郭璇等，2016；黄晓葛等，2017；杨晓志，2014).在此基础上，就可以进一步利用诸如串/并联模型、阿尔奇公式或Hashin-Shtrikman(HS)边界条件等混合模型算法计算得到上地幔整体岩石的电导率与温度、压力、含水量、熔融百分比等物理参数之间的定量关系，从而为定量或半定量地解释上地幔电性结构模型奠定基础(张乐天等，2011).基于这一思路，Ledo和Jones(2005)曾针对加拿大地盾北部一条大地电磁测深剖面的二维电性结构模型利用HS边界条件约束其上地幔温度.在假设上地幔构成主要为方辉橄榄岩及二辉橄榄岩的前提下，得到上地幔温度介于820~1020 ℃之间.但是，在Ledo和Jones(2005)的计算过程中仅考虑上地幔由固态岩石构成，并未考虑流体挥发分或熔融体存在的情况.Hata和Uyeshima(2015)进一步综合考虑了上地幔含水及玄武质岩浆熔融体存在的情况，针对日本西南部九州俯冲带的壳幔三维电性结构模型运用HS边界条件约束得出了地幔楔内部的温度及熔融百分比分布.在假设上地幔主要由石榴石二辉橄榄岩构成的前提下，得到含水及不含水上地幔温度分别介于900~1350 ℃及1100~1450 ℃.同时，在火山区下方上地幔熔融百分比可高达20%，而在非火山区上地幔熔融百分比通常小于5%.

本文在前人研究的基础上，利用上述思路针对青藏高原东缘的陆-陆碰撞带壳幔电性结构模型建立上地幔电导率与温度、熔融百分比等参数的定量/半定量关系，并在此基础上计算得到青藏高原东缘上地幔热结构模型.文章第1节详细介绍了计算的方法，第2节给出了基于电性结构模型计算得出的青藏高原东缘上地幔热结构及熔融百分比分布模型，并在此基础上对其构造与动力学涵义进行了初步的讨论.

1 研究方法 1.1 上地幔矿物组分模型

地球的内部结构中，地幔(包括上地幔、地幔过渡带和下地幔)在40 km和2900 km深度之间.其中上地幔一般位于40 km到410 km深度，主要由橄榄石组成，其构成相主要是橄榄石、辉石、石榴石和尖晶石.目前可供人们直接研究的对象，主要是深钻计划获取的岩心(当前最大深度在12 km左右)、由造山运动或板块活动抬升至地表的深部剖面和由火山喷发或岩浆活动携带至地表的深源碎块(捕虏体，起源深度一般只限于地壳和岩石圈地幔).

本文参考了Grant等(2007)通过实验测量得到的石榴石二辉橄榄岩捕虏体矿物组分模型作为上地幔主要组成矿物的平均比例模型，即假设上地幔由55%的橄榄石(Ol)，28%的斜方辉石(Opx)，11%的单斜辉石(Cpx)和6%的石榴子石(Grt)构成.前文提及的Hata和Uyeshima(2015)的研究工作也是基于这一上地幔矿物组分模型，而Ledo和Jones(2005)的工作中尽管没有考虑石榴子石的组分，但其他三种上地幔主要构成矿物的构成比例也与这一模型基本相近.

1.2 上地幔矿物电导率与温度的关系

高温高压下硅酸盐矿物的导电性，与材料中充当载体电荷的带电粒子的移动有关，在氧逸度保持不变的情况下，如果体系中同时有n种带电粒子参与导电，那么总的电导率(σ_bulk)为(杨晓志，2014)：

(1)

式中，σ₁₀，σ₂₀和σ_n0分别是第1，2和n种带电粒子导电的电导率指前因子，ΔH₁，ΔH₂和ΔH_n分别表示第1，2和n种带电粒子导电的活化能，R为理想气体常数，T为开氏温度.针对上地幔四种主要组成矿物，本文引用了前人根据高温高压实验测量所得出的电导率依赖关系公式，下面分别对其出处及具体形式简单介绍如下：

由Yoshino等(2009)测量得出的含水及不含水条件下橄榄石电导率计算公式如下：

(2)

式中下标i表示离子传导(离子在矿物晶格中的迁移)，下标h为小极化子传导(电子空穴在+2价和+3价铁之间的跃迁)，下标p为质子传导(矿物中的结构水，主要是质子在矿物晶格间的跃迁，这可能是名义上的不含水矿物中最主要的导电机制)，σ₀为指前因子，H为活化焓，C_w为含水重量百分比，α是一个几何因子，k为玻耳兹曼常数，T为开氏温度.实验压力10 GPa，实验温度1100~1400 ℃.从实验得到的活化焓变化表明，随着温度的升高，主要的传导机制从质子传导变为小极化子传导，在温度高于1400 ℃时，主要传导机制变为离子传导.

由Zhang等(2012)测量得出的含水及不含水条件下斜方辉石电导率计算公式如下：

(3)

式中各符号含义同公式(2).实验压力3 GPa，实验温度727~1500 ℃.当温度在627 ℃左右时，质子传导是主要的传导机制，当在较高温度(＞1027 ℃)下，主要传导机制为小极化子传导.

由Yang等(2011)测量得出的含水及不含水条件下单斜辉石电导率计算公式如下：

(4)

式中指数r为C_w的无量纲常数，其余各符号含义同公式(2)、(3).实验压力1.2 GPa，实验温度250~1000 ℃.对于无水样品，主要传导机制为小极化子传导，含水样品的主要传导机制为质子传导.

由Dai和Karato(2009)测量得出的含水及不含水条件下石榴子石电导率计算公式如下：

(5)

式中p为压力，V为摩尔体积，其余各符号含义同公式(2)、(3)、(4).实验压力4~16 GPa，实验温度600~1200 ℃.同样对于无水样品，主要传导机制为小极化子传导，含水样品的主要传导机制为质子传导，但石榴子石对压强的影响较为敏感.对于上述公式(2)—(5)中各参数的取值见表 1.

综上可以看出，上地幔的四种主要组成矿物中只有石榴子石电导率关系式有参数压力的影响.根据上述计算公式，图 3中给出了60 km深度处四种上地幔主要组成矿物的电导率-温度依赖关系曲线.从图中的变化趋势可以看出：矿物电导率随温度升高呈指数增长；同种矿物、同一温度下，含水重量百分比越大，电导率越大；同种矿物、同一含水重量百分比下，温度越高，电导率越大；含水重量百分比为0%(即不含水)时，由于矿物导电机制缺少质子导电，电导率随温度的变化情况要较其他含水条件下更为明显.

1.3 混合模型的选取

测定全岩电导率方法中，实验室常用的方法是分离法，但一般情况下，人们并不直接测定天然岩石的全岩电导率.因为天然岩石样品中岩石组成矿物分布不均或者颗粒较大，矿物在组分构成和颗粒大小上也不均匀，又存在许多无关杂质，而在模拟高温高压实验时，所用的样品体积通常非常小，实验选取的小样品不能有效的代表岩石整体，分离法计算混合体系的全岩电导率时会出现较大误差(杨晓志，2013).因此，对于上地幔全岩电导率的计算更为常用的方法是在已知组成矿物电导率计算公式的基础上利用诸如串/并联模型、阿尔奇公式或Hashin-Shtrikman(HS)边界条件等混合模型算法计算得到上地幔整体岩石的电导率(杨晓志，2014).其中，阿尔奇公式主要适用于固态-熔融态共存的双相介质，因此并不适用于本文由多相矿物组成的上地幔电导率估算.而与串联模型和并联模型计算出的电导率变化范围相比，HS边界条件可以将电导率限定在更小的范围内.此外，利用HS边界条件估算上地幔体电导率时还不需要考虑矿物的具体分布形式和几何形态等因素，因此本文中使用了这一混合模型开展计算.

1.4 上地幔固态混合体系的计算

当温度在固相线以下时，上地幔主要是由橄榄石(Ol)、斜方辉石(Opx)、单斜辉石(Cpx)和石榴子石(Grt)四种矿物构成的固态混合体系，尚未发生局部熔融.此时，利用1.1节中给出的矿物组分模型和1.2节中给出的每种矿物的电导率计算公式可以由Hashin-Shtrikman(HS)边界条件(Hashin and Shtrikman, 1962)约束得到：

(6)

式中，σ_HS±为上地幔岩石电导率的上限值和下限值，角标i代表上地幔岩石中的每一种矿物，v_i为每种矿物的体积百分含量，σ_{max, min}为四种矿物中电导率的最大、最小值，N=4为地幔矿物相的总数，σ_i为各矿物相的电导率.(6)式中当等号右端取σ_max时得到的是上限值σ_HS±，取σ_min时得到的是下限值σ_HS-.考虑到在固相条件下上地幔四种主要组成矿物均为高阻相，此时HS边界条件的上、下限值区别不大，可以认为各高阻矿物之间互不连通，因此可以取HS边界条件的下限值σ_HS-作为固态混合体系的电导率值.

由于上地幔的体含水量很难准确确定，因此本文中考虑上地幔总体含水重量百分比分别取0wt%(即不含水)，0.01wt%和0.1wt%的三种情况.其中0wt%和0.1wt%分别代表了上地幔含水量可能的下限值和上限值，而0.01wt%则代表了更为贴近一般实际情况的中间值.进一步再根据Peslier(2010)对上地幔橄榄岩测量的结果，取水在上地幔主要组成矿物间的平均分配系数为橄榄石:斜方辉石:单斜辉石:石榴子石=1:16:30:1.这样只要给定上地幔的体含水量就可以计算得出每种矿物中的含水量，并进一步计算得出每种矿物的电导率.接下来分别取60 km，100 km，150 km三种不同深度，可以计算得出如图 4所示的四种矿物在不同含水量条件下的电导率-温度对应关系曲线.从中可以看出，含水量不为0时，最大值为单斜辉石(Cpx)电导率，含水量为0时，最大值为石榴子石(Grt)电导率，无论是否含水，最小值总为橄榄石(Ol)电导率.这样，在上地幔的温度-压力范围内，就可以取橄榄石电导率作为σ_min代入(6)式计算上地幔固态混合体系的电导率值σ_HS-.需要注意的是，这一结论仅适用于上文中给出的分配比率及温压条件下，并不代表其具有普遍适用性.例如，Wang等(2013, 2014a)发现无水单斜辉石的电导率低于橄榄石和斜方辉石，当含水量平衡时单斜辉石的电导率最高.

1.5 上地幔固态-熔融态混合体系的计算

当温度高于固相线时，开始发生局部熔融，此时上地幔是由固态矿物和熔融体共同构成的固态-熔融态混合体系.由于熔融体非常容易形成联通网络并使上地幔体电导率明显增大，在计算固态-熔融态混合体系的电导率时可以取HS边界条件的上限值σ_HS+，即认为混合体系中的高导相是联通的.此时四种矿物在固相和含水熔融体共存状态下的混合体系电导率可以表示为(Hashin and Shtrikman, 1962)：

(7)

式中，σ_HS+为固态-熔融态混合体系上地幔的体电导率，σ_melt为上地幔熔融体的电导率，σ_solid为固态上地幔的体电导率，v为熔融体百分含量.假设上地幔熔融体成分主要为玄武质，根据Sifré等(2014)的实验测量结果，其电导率有如下计算公式：

(8)

式中，E_a^volatile为挥发分的活化能，X_volatile^bulk为挥发分的重量百分比，a~e为拟合系数，其取值如表 2所示.此处的挥发分包含水和二氧化碳，但本文仅考虑挥发分水的影响，如(8)式中角标“H₂O”所示.

为了进一步确定上地幔的固相线温度及熔融百分比，本文引用了Katz等(2003)基于等压条件下上地幔二辉橄榄岩局部熔融过程所建立的参数化模型，该模型给出的上地幔熔融体百分含量V与压力p、温度T及含水重量百分比X_H2O^bulk之间的定量关系如下：

(9)

式中T_solidus为固相线温度，T_liquidus^lherz为二辉橄榄岩熔融体的温度，D_H2O=0.01为水在固态上地幔和熔融体间的分配系数，公式中其他系数的取值见表 3.本文进一步假设，在熔融的过程中随着温度的升高和熔融百分比的增大，剩余的固相混合体中各组成矿物之间的相对比例保持不变.这样，类似前文中的讨论，考虑上地幔体含水量分别为0wt%，0.01wt%和0.1wt%的三种情况，利用(9)式便可以计算得到上地幔不同深度处熔融百分比随温度变化的曲线，如图 5所示.从图中可以看出，同一深度、同一温度下，含水重量百分比越高，熔融体百分含量越大；同一深度、同一含水重量百分比下，温度越高，熔融体百分含量越大；同一温度、同一含水重量百分比下，深度越深(压力越大)，熔融体百分含量越小.

当针对上地幔固态-熔融态混合体系的电导率开展计算时，还需要重新考虑水在熔融体及上地幔各主要矿物之间的分配系数.根据Kohn和Grant(2006)对大量实验数据汇编的结果，本文中取这一分配系数为熔融体：橄榄石:斜方辉石:单斜辉石:石榴子石=1000:2:3:20:1.综上，在给定全岩含水量(0wt%，0.01wt%和0.1wt%)之后，就可以由上述水分配比率结合不同温度下各矿物及熔融体的百分含量求出熔融体和四种矿物中的含水量.进一步，利用公式(1)—(9)就可以计算得到在不同体含水量及不同深度条件下上地幔电导率和温度的定量关系曲线，如图 6所示.从图中可以看出，随温度升高，电导率在逐渐增大，其中在某些温度下会发生电导率值的突变，该温度即为固态地幔开始发生局部熔融的温度，并且含水量越大，突变越明显，电导率值也越高.此外，随深度增加，发生突变的临界温度越高；同一深度条件下，含水量越高，发生突变的温度越低，即更容易发生局部熔融.

2 青藏高原东缘上地幔热结构

在上文所介绍方法的基础上，本文针对青藏高原东缘一条实测大地电磁测深剖面的二维反演电性结构模型计算其对应的上地幔温度及熔融百分比分布.该剖面是在“国家深部探测技术与实验研究专项”(SinoProbe)项目的支持下完成的(董树文和李廷栋，2009；金胜等，2010).剖面北端起自松潘—甘孜地块，向东南延伸并穿越龙门山断裂带，直至四川盆地东部的川东滑脱褶皱带(见图 1).剖面全长约800 km，共包括68个宽频大地电磁测深点，覆盖频率范围为0.003~5000 s左右.张乐天等(2012)针对该剖面的大地电磁测深数据开展了详细的处理、分析和反演研究，本文对这些内容不再赘述并直接引用其二维非线性共轭梯度(NLCG)反演模型如图 2所示.该模型反演使用的是TM模式的视电阻率与相位数据，其中视电阻率误差级数为10%，相位误差级数为5%，正则化因子τ=1，初始模型为100 Ωm均匀半空间，经过200次迭代得到最终模型的均方根拟合误差为1.482.

由图 2中的壳幔电性结构模型可以看出，龙门山断裂带以东的四川盆地浅部沉积层表现为低阻，深部壳幔则表现为高阻特征(R1—R3)，反映了稳定的扬子前寒武结晶基底，高阻的扬子基底楔入青藏高原内部；龙门山断裂带主要表现为中上地壳低阻层(CL2)，具有逆冲推覆薄皮构造的特征；断裂带以西的松潘—甘孜地块中下地壳至上地幔范围内分布有大规模低阻体(C1)，张乐天等(2012)认为这可能反映了大规模流体及局部熔融的存在.为了检验这种定性解释的可靠性，本文针对这一模型的上地幔部分计算其熔融百分比及温度的分布情况.大地电磁测深方法本身对Moho面的反映并不敏感，根据前人在该地区开展的深反射地震所得到的结果(Gao et al., 2016; Guo et al., 2013)，松潘—甘孜地块内部Moho面深度介于50~60 km范围内，而四川盆地内部Moho面较浅，为40 km左右，本文取二者的平均，针对电性结构模型中50~100 km的深度范围开展计算.根据第1节所介绍的方法，分别考虑上地幔全岩含水量为0wt%，0.01wt%和0.1wt%的三种情况，将图 2所示的电性结构模型中的上地幔部分(50~100 km)利用Hashin-Shtrikman(HS)边界条件计算转换为对应的熔融百分比和温度分布.计算结果分别如图 7和图 8所示.

图 7是全岩含水量为0wt%，0.01wt%和0.1wt%时的上地幔熔融体百分含量分布情况(深蓝色区域表明熔融体百分含量为0，即未发生局部熔融).由图中可以看出，随着上地幔全岩含水量的增加，发生局部熔融的区域范围在扩大，但是在相应的上地幔高导体内部的局部熔融百分比则相对在减小，说明随着含水量的增加要达到相同电导率所需要的熔融体体积越少.考虑到青藏高原东缘是典型的陆-陆碰撞带，其上地幔含水量应当要低于一般的洋-陆俯冲带，因此实际可能更接近于0wt%~0.01wt%之间的情况.而要想更准确地约束研究区的上地幔含水量，则还需要更多来自该地区地幔捕虏体实验测量数据的约束.局部熔融主要集中于两个区域，其中分布范围较大的区域位于龙门山断裂带以西青藏高原内部的松潘—甘孜地块下方，其局部熔融百分比可高达10%.另一个发生上地幔局部熔融的区域位于龙门山断裂带以东的四川盆地西缘，其规模相对较小，局部熔融百分比介于1%~5%左右.而位于龙门山断裂带下方的上地幔高阻体R1和四川盆地中-东部下方的扬子上地幔则基本没有发生局部熔融(熔融百分比介于0~0.1%之间).

图 8是全岩含水量为0wt%，0.01wt%和0.1wt%时的上地幔温度分布情况.由图中可以看出，随着上地幔全岩含水量的增加，温度在逐渐减小，说明要达到相同电导率值所需要的温度在降低.同样，如果考虑可能更接近实际情况的0wt%~0.01wt%之间的上地幔全岩含水量的话，可以看出上地幔高温主要集中于两个区域，并且与发生局部熔融的区域具有很好的对应关系.其中分布范围较大、温度较高的区域位于龙门山断裂带以西青藏高原内部的松潘—甘孜地块下方，其温度介于1300~1500 ℃左右.另一个上地幔高温区位于龙门山断裂带以东的四川盆地西缘，其规模相对较小，温度介于1200~1400 ℃左右.相对的，两个上地幔低温区分别位于龙门山断裂带和四川盆地东部下方，并且与基本没有发生上地幔局部熔融的区域具有很好的对应关系.其中，龙门山断裂带下方的上地幔低温区温度在1100 ℃附近，而四川盆地东部的扬子上地幔温度则只有800~900 ℃，是沿整条剖面上地幔温度最低的区域.

综合以上结果表明，在青藏高原东缘地区通过大地电磁测深方法所探测到的上地幔低阻体可以解释为由高温作用所产生的局部熔融区域.其中，松潘—甘孜地块上地幔高导体对应的温度介于1300~1500 ℃之间，熔融百分比可高达10%.而这也支持了前人将松潘—甘孜地块内部的低阻体解释为局部熔融的观点(Bai et al., 2010; Wang et al., 2014b; Zhao et al., 2012; 万战生等，2010；王绪本等, 2017, 2009；张乐天等，2012；赵国泽等，2008).根据最新的中国大陆地区地表热流数据汇编的结果(Jiang et al., 2019)，在松潘—甘孜地块东缘分布有一条明显的地表高热流带.其走向近平行于龙门山断裂带，热流值介于60~75 mW·m^-2左右，与本文中的上地幔高温局部熔融区域具有较好的对应关系.位于龙门山断裂带以东、四川盆地西缘的上地幔高导体温度介于1200~1400 ℃之间，对应的熔融百分比介于1%~5%左右.这一地区的局部熔融可能与软流圈的局部上涌以及龙门山前存在的隐伏深断裂活动等有关(如图 2中F1所示)，同时也表明扬子克拉通的西缘可能正在经历一定程度的活化作用.龙门山断裂带下方的上地幔高阻体温度在1100 ℃附近，基本没有发生局部熔融(熔融百分比介于0~0.1%之间).这表明该高阻体具有较冷的刚性块体特征，易发生脆性形变，与该区域频发的地震活动相吻合(Zhao et al., 2012).四川盆地东部的扬子上地幔温度最低，介于800~900 ℃之间，没有发生局部熔融，符合古老稳定的克拉通块体的基本特征.但是需要说明的是，由于扬子克拉通的上地幔经历了早期大规模部分熔融，相对松潘—甘孜地块的上地幔要更贫水，因此用相同含水量估计不同构造单元上地幔的温度和熔体分布会导致一定的误差.根据图 7和图 8中的变化趋势可以看出，若扬子克拉通上地幔含水量更低的话，其温度可能会略高于本文估算的结果，但其上限值不会高于不含水条件下的温度；而关于熔体分布的结论则不受影响，即使含水量降低，扬子克拉通上地幔仍没有发生局部熔融.

3 结论

本文将青藏高原东缘实测大地电磁测深剖面反演所得的岩石圈电性结构模型与高温高压岩石物理实验测得的上地幔矿物和熔融体导电性定量关系相结合，通过Hashin-Shtrikman(HS)边界条件建立上地幔电导率与温度、熔融百分比等参数的定量关系，在此基础上计算得到了青藏高原东缘上地幔热结构及熔融百分比分布模型，并对其构造与动力学涵义进行了初步的讨论，得到以下5点结论：

(1) 松潘—甘孜地块上地幔高导体对应的温度介于1300~1500 ℃之间，熔融百分比可高达10%，支持了前人将松潘—甘孜地块内部的低阻体解释为局部熔融的观点.

(2) 龙门山断裂带以东、四川盆地西缘的上地幔高导体温度介于1200~1400 ℃之间，熔融百分比介于1%~5%左右.这一地区的局部熔融可能与软流圈的局部上涌以及龙门山前存在的隐伏深断裂活动等有关，同时也表明扬子克拉通的西缘可能正在经历一定程度的活化作用.

(3) 龙门山断裂带下方的上地幔高阻体温度在1100 ℃附近，熔融百分比介于0~0.1%之间，具有较冷的刚性块体特征，易发生脆性形变，与该区域频发的地震活动相吻合.

(4) 四川盆地东部的扬子上地幔温度介于800~900 ℃之间，没有发生局部熔融，符合古老稳定的克拉通块体的基本特征.

(5) 在青藏高原东缘地区通过大地电磁测深方法所探测到的上地幔低阻体可以解释为由高温作用所产生的局部熔融区域.

最后需要说明的是，本文在全球上地幔矿物组成模型的基础上讨论上地幔岩石电导率与温度的依赖关系，因此存在普遍的适用性.但对于某个具体区域进行研究时，应当充分结合该地幔源岩石的包体资料，才能获得可靠的矿物组成模型和更为准确的计算结果.此外，由于实测资料由大地电磁测深反演获得，反演方法自身的多解性和不确定性使得相应的电导率模型和温度-熔融百分比模型也存在着一定程度的不确定性，如何对这种不确定性进行定量的评估也是下一步值得研究的问题之一.

致谢  两位评审专家与本文编辑在文章的修改过程中提出了诸多宝贵意见，在此致以诚挚的谢意.