火山活动是地球内部能量释放的一种重要形式，必然伴随着大量高温物质从深部侵入到地壳浅层乃至地表，因此火山是窥视地球内部的窗口，蕴藏着丰富的地质信息(刘嘉麒, 1999)。火山的形成以及演化过程与温度密切相关。“电导率”(或“电阻率”)作为表征岩石圈导电性特征的物理量，对于温度、压力、岩石矿物组分和结构等十分敏感(Ledo and Jones, 2005; Pommier, 2014)，是揭示火山区内部状态的重要物理参数之一。

电磁法是一种通过测量电场、电磁场以及电化学场的时间和空间分布特征来研究地壳和上地幔结构的地球物理探测方法，可以分为人工场源和天然场源。大地电磁测深技术利用天然的交变电磁场作为场源来研究地下岩石的导电性。它一方面可以直接探测地球内部的导电性结构，研究地壳、壳幔边界(莫霍面)、上地幔以及软流圈的电导率分布特征，另一方面又可以间接了解岩石圈热结构、物质成分以及流变学特征等。世界各地在火山区开展的大地电磁测深工作积累表明，火山活动构造区的岩浆系统通常表现为低阻异常(Hill et al., 2015; Muñoz, 2014)，这些地区的地温梯度以及大地热流值往往高于周边地区。在研究火山区的岩浆系统方面，大地电磁测深不仅可以用于了解岩浆活动的演化过程，研究火山区的岩浆生成环境、岩浆上升通道的冷却情况、是否存在隐伏的岩浆房以及深部地幔物质上涌的活动、探测地热资源等，还可以用于监控活火山区的岩浆活动(Aizawa et al., 2013)，从而达到防灾减灾的目的。

目前大地电磁测深在火山区地热研究中的应用十分广泛，但由于火山区的构造演化过程十分复杂，很多问题有待深入研究，比如火山区高温地热田的电性结构与地温场分布的关系，以及岩石圈内上地幔电性和温度的关系等。本文着重介绍了MT方法的原理以及从野外数据采集到后期数据处理的过程，讨论了岩石圈内电导率与温度的关系以及火山区高温地热系统的共同电性特征，综述了国际上这一方法在火山区地热勘探和岩石圈热结构研究中的应用进展情况，最后简述了MT法在国内腾冲、长白山、五大连池、阿尔山等新生代火山区的应用，并利用上地幔电导率与温度的依赖关系以及岩石圈内硅酸盐熔体不同含水量引起的电导率随温度的变化关系，初步估算了长白山天池和阿尔山火山区的莫霍面以下的温度以及长白山天池火山的高温岩浆房温度。

大地电磁测深方法是20世纪50年代初由前苏联科学家Tikhonov (1950)和法国科学家Cagniard (1953)分别提出的天然电磁场方法。测量装置如图 1所示，在地表分别观测包括相互正交的电场分量Ex(t)和Ey(t)，相互正交的磁场分量Hx(t)和Hy(t)以及磁场的垂直分量Hz(t)，其中x和y分别代表N-S和E-W方向，z代表垂直方向。在笛卡尔直角坐标系下，电磁场分量的一般关系式：

(1)

由(1)阻抗张量Z的各个元素，可以由以下公式求得视电阻率(ρ_xy和ρ_yx)和阻抗相位(θ_xy和θ_yx)：

(2)

(3)

(4)

(5)

式中ρ_xy和ρ_yx是视电阻率；ω是角频率；Z是阻抗张量；θ_xy和θ_yx是阻抗相位。在二维条件下磁场的垂直分量Hz≠0，故将水平磁场与垂直磁场的比值定义为倾子(T)：

(6)

图 1

Fig. 1

图 1 MT测量装置示意图 Fig. 1 Schematic diagram showing the layout of a typical MT sounding station in the field

由于水平磁场与垂直磁场均为矢量，因此倾子(T_x、T_y)也是矢量。天然地磁场的频谱

范围很宽(10000~0.0001Hz)，其中高频信号(f>1Hz)主要来源于全球的闪电活动，低频信号(f < 1Hz)是太阳风与地磁层相互作用以及磁层内部相互作用产生的电磁场扰动信号。由于MT法的野外采集过程不用考虑发射源的问题，测量装置相对于其他人工源勘探方法来说也比较轻便，因此勘探成本很低。大地电磁测深技术经过50多年的深入研究，从仪器的数据采集到后续的数据处理方面都发生了重大革新。

大地电磁测深的基本原理是不同频率的电磁波在地下介质中的传播具有不同趋肤深度，即所谓的趋肤效应。一般把电磁波在地下介质传播中振幅衰减到地面处幅值的1/e (约0.37)的深度定义为趋肤深度δ(单位：m)，

(7)

式中f是电磁场谐变的频率，ρ是地下介质的电阻率。在地下介质电阻率一定的情况下，高频成分的趋肤深度较浅，主要反映了浅部的电性结构，而低频成分的趋肤深度较深，主要反映地下深部的电性结构。因此在实践过程中，在地表测量由高频至低频的地球电磁响应时间序列，经过相关的数据处理后可以得到不同深度范围的电阻率分布信息，再把观测得到的数据与不同模型的理论响应作对比，以此研究地下介质由浅至深的电性结构特征。

在实际观测过程中，大地电磁测深记录的原始资料是大地电磁场各个分量随时间变化的时间序列，原始的时间序列必须经过傅里叶变换，把时间域的信号转化为频率域信号。野外观测的数据中包含了真实的有效信号和噪声，Egbert (1997)提出多台站数据处理最优化算法，可以有效地剔除噪声，用于求取阻抗张量的各个元素。此外，MT法采集得到的信号是比较微弱的天然场信号，考虑到易受到噪声影响，在求取阻抗张量的过程中，互功率谱分析、近参考和远参考技术(Gamble et al., 1979)等方法是压制测量噪声必不可少的技术手段。

由于局部的电性异常体容易引起电场的电流畸变问题，为了获取区域构造阻抗和走向等参数，Swift (1967)提出将大地电磁阻抗张量Z在水平面内旋转到与构造主轴特征达到最佳匹配的分解方法，但是Swift分解法仅适用于标准的二维构造，分解得到的结果不够精确。此外还有一些诸如二维偏离度(skewness)、椭球偏心率(β)、倾子矢量(T)等描述实际构造偏离标准二维构造程度的参数，其中倾子矢量最常用的图示方式是感应矢量(陈小斌等, 2004)，它对地下介质导电性的横向变化最为敏感。Parkinson (1959)指出感应矢量指向电流汇聚的区域，利用感应矢量可以判断测测点附近低阻体的位置，并进一步来判断剖面的二维性。Bahr (1988)提出一种阻抗分解方法，能够从观测的阻抗张量中消除近地表的电流畸变影响。相比Swift分解法，Bahr分解法更合理一些，但是实践表明，如遇到噪声或强烈的电流畸变问题，Bahr分解法不太稳定。Groom and Bailey (1989, 1991)提出的张量分解理论，有效解决了电流畸变问题，简称为GB分解。McNeice and Jones (2001)基于GB分解理论，发展的多点、多频段阻抗张量分解方法，可以针对某一区域内的多个测点及多个频段同时进行GB分解，并求取出区域二维构造的主轴方位角，是目前使用最为广泛的阻抗张量分解方法。

大地电磁测深的反演问题是一个不适定的问题，反演过程往往不是稳定的，而且解也不是唯一的，因此需要引入正则化反演方法，通过加入先验的约束条件，一方面确保反演过程的稳定性，一方面减少反演结果的非唯一性。

大地电磁测深的一维反演算法，比较典型的有Constable et al. (1987)提出的OCCAM反演算法，该方法能够有效地获取最平缓模型，陈小斌等(2005)提出了大地电磁自适应正则化反演算法，实现了模型约束目标函数的三种约束：最小模型约束、最平缓模型约束和最光滑模型约束。

大地电磁测深二维反演算法有很多，Smith and Booker (1991)提出快速松弛算法(RRI)；Siripunvaraporn and Egbert (2000)基于OCCAM算法，提出一种新的二维算法(REBOCC)，把数据反演问题从模型空间转换到数据空间，减少了CPU运算时间及内存需求，在MT三维反演领域应用广泛(Siripunvaraporn et al., 2005)；Rodi and Mackie (2001)提出一种二维非线性共轭梯度算法(NLCG)，由于其收敛速度较快且稳定，是使用最多的一种算法。随着一维和二维反演算法日趋成熟，大地电磁测深三维反演方法(Newman and Alumbaugh, 2000; Siripunvaraporn et al., 2005)成为地球物理学者重点关注的国际热点问题。但是三维反演受到计算机硬件的限制，对数据和频段范围有严格的要求，相比来说一维和二维反演技术应用更为广泛。

岩石的电导率受造岩矿物成分、温度、压力、孔隙度以及氧逸度等一系列因素的影响，不同因素对电导率的影响有很大差异。Ussher et al. (2000)着重讨论了电导率与温度的关系，并指出地下岩体本身不同地层的导电机制不同，且受温度的影响很大。岩石圈内存在四种不同的导电机制：电解导电、电子导电、半导体导电以及熔融体导电(Nover, 2005)。其中电解导电和电子导电多发生在上地壳环境中，电解导电主要发生在含有流体的岩石中，导电载荷离子是流体中的带电粒子，而电子导电主要发生在石墨和金属矿物中。中下地壳及上地幔的导电机制是与温度关系密切的半导体导电机制(张乐天等, 2011)。而火山区岩石的导电性在部分熔融的情况下会增大，因此必须考虑熔融体导电机制。

一般情况下，上地壳内岩体导电性的主导机制是电解导电，它又包括孔隙流体导电(pore fluid conductivity)和介质表面电导(surface conductivity)，二者与温度都存在一定的关系。Rink and Schopper (1976)修正的Waxman-Smits公式：

(8)

σ₀是岩石电导率(S/m)，σ_f是孔隙流体电导率(S/m)，σ_s是面电导率(S/m)，F是地层系数。Revil and Glover (1998)认为温度小于150℃的环境下，岩体中孔隙流体电导率和面导电率与温度之间都存在近似的线性关系：

(9)

(10)

其中σ_f和σ_s与公式(8)中参数意义相同，α_f和α_s分别是与温度无关的系数，T₀=25℃时，α_f=0.023℃^-1，α_s=0.040℃^-1。事实上，当离子浓度大于0.01M时，σ_s的贡献是可以忽略不计的。Flóvenz et al. (1985)利用冰岛火山区高温地热田的钻孔岩心和地温场数据对上地壳的电性结构进行了研究，得到孔隙流体电导率与温度近似线性关系的经验公式：

(11)

其中σ(T₀)是参考T₀=23℃时的孔隙流体电导率；α和β是常数，其中α=0.023℃^-1，β=0.018℃^-1，β是由钻孔岩心实测的电导率拟合得到。

中下地壳及上地幔岩石的导电机制主要是半导体导电。很多学者根据不同的构造环境，对地下介质的导电性与温度的关系开展了研究工作。对于温度大于640℃的环境，Constable and Duba (1990)对上地幔矿物的导电性进行试验，认为上地幔矿物中的主要造岩矿物是橄榄石，电导率与温度的关系可由固态Arrhenius方程描述：

(12)

其中σ_m是岩石电导率(S/m)；k是玻尔兹曼常数(eV/K)；E₀是活化能(eV)；T是温度(K)；σ₀是指前因子(S/m)，是由矿物本身物理性质决定的常数。Xu et al. (2000)对多种上地幔矿物成分进行了大量的电性实验研究，总结出上地幔主要矿物成分的指前因子σ₀和活化能E₀参数，见表 1。有了单一矿物电导率与温度的关系，根据国际上广泛接受的上地幔矿物成分模型便可以估算上地幔温度与电导率的变化。图 2b是根据橄榄石60%、斜方辉石23%、单斜辉石2%和石榴子石15%的上地幔四相体模型(Stöffler, 1997)粗略计算得到的上地幔温度与电导率的关系。利用Hashin-shtirkman (HS)边界条件求取多相体系的上下限(Hashin and Shtrikman, 1963)，图中HS+曲线是电导率的上限，HS-曲线是下限。从图上可以看出，上地幔的温度随着深度增加而升高，上地幔电导率也随之逐渐增大，不同边界条件下的电导率值差异很小。通过这一关系，可以根据大地电磁测深结果来研究上地幔深度范围内的温度结构。Ledo and Jones (2005)以加拿大北部造山带为例，对上地幔中的矿物混合物(橄榄石80%-斜方辉石18%-单斜辉石2%)的电导性进行实验研究，之后对公式(12)进行了修正，修正后的公式如下：

(13)

其中i=1, 2, 3分别对应同一物质的三种不同导电机制，其它参数见表 1。Ledo and Jones (2005)利用HS边界条件求取三种不同矿物成分的电导率上下界值，以此来约束上地幔温度，利用大地电磁测深反演结果，给定电阻率范围5000~20000Ωm，则对应的上地幔温度为820~1020℃。Mazzotti and Hyndman (2002)利用地热数据估算的该区域的莫霍面温度是900℃，这也验证了Ledo and Jones (2005)估算上地幔温度的手段是可行的。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 上地幔不同矿物组分的电性实验成果(据Xu et al., 2000) Table 1 Results from laboratory studies of the electrical conductivity of upper mantle minerals (after Xu et al., 2000) 矿物名称 实验条件 指前因子σ0(S/m) 活化能E0(eV) 温度(℃) 压强(GPa) 橄榄石(Ol) 1000~1400 4~10 490 1.62±0.04 斜方辉石(Opx) 1000~1400 5 5248 1.80±0.02 单斜辉石(Cpx) 1000~1400 13 1778 1.87±0.02 石榴子石(Gt) 1200~1500 21 2239 1.66±0.03

表 1 上地幔不同矿物组分的电性实验成果(据Xu et al., 2000) Table 1 Results from laboratory studies of the electrical conductivity of upper mantle minerals (after Xu et al., 2000)

图 2

Fig. 2

图 2 中下岩石圈电导率与温度的关系 (a) 岩石圈内含水硅酸盐熔融体(Pommier and Le-Trong, 2011)含水量为0.1%、1%和10%；(b) 上地幔四相体系HS+和HS-模型(Ledo and Jones, 2005) Fig. 2 Variation of conductivity with temperature for mid-lower lithospheric models (a) molten silicates of water content of 0.1%, 1% and 10% in the lithosphere (Pommier and Le-Trong, 2011); (b) the four-phase upper mantle rock model (Ledo and Jones, 2005)

因此，在刻画火山区精细大地电磁测深电性结构的同时，通过幔源包体资料获取研究区内上地幔的矿物组分含量，然后利用HS边界条件，可以估算上地幔的温度分布。反之，对于已知上地幔温度分布的地区，也可以估算上地幔的电导率值。上地幔四相体模型中给定的四种造岩矿物均为高阻成分，因此利用该模型估算的上地幔温度在高阻背景下是比较可靠的。图 2b中显示当上地幔的电导率值>0.001S/m时，利用上地幔四相体模型计算得到的莫霍面以下的温度超过1100℃，几乎达到了岩石圈底界的最高温度，很显然这种情况下采用该模型过高估算了上地幔温度。因此对于上地幔电导率值>0.001S/m的环境，必须考虑不同造岩矿物组分、岩石含水性和部分熔融等因素。

火山区与非火山区的岩石圈背景存在很大差异，火山区的岩石圈内往往存在岩浆房和深部幔源上升侵入的高温热物质，而这些不均质的热物质在一定深度上表现为高导异常。火山区壳幔结构的电性特征由于与温度、压力、氧逸度、含水量以及物质组分等参数有关，因而十分复杂。为了厘清电导率与这些参数的关系，Pommier and Le-Trong (2011)根据Arrhenius定律，对Gaillard (2004)提出的经验公式进行了修正，提出了硅酸盐熔体的电导率与温度、压力和含水量等参数的半定量关系，

(14)

(15)

(16)

其中σ是电导率(S/m)；σ₀是指前因子(S/m)；E_a是活化能(eV)；P是压强(MPa)；ΔV是活化体积(cm³/mol)；R是通用气体常数，8.3143(mol^-1K^-1)；T是温度(K)；H₂O是含水量百分比。Pommier and Le-Trong (2011)针对岩石圈内的硅酸盐熔体、碳酸岩、干燥玄武岩以及含水玄武岩等不同组分的导电性进行了实验研究，结果表明，在温度800~1400℃和压强400MPa条件下，碳酸岩的电导率是干燥玄武岩的10000倍，是含水量10%玄武岩的10倍。图 2a是在温度800~1400℃和压强400MPa条件下硅酸盐熔体的含水量在0.1%、1%和10%情况下，根据公式(14)、公式(15)和公式(16)计算得到的含水熔融体模型的电导率随温度变化曲线。可以看出，岩石圈内的硅酸盐熔体等造岩矿物的含水量对电导率的影响很大，相应的电导率与上地幔四相体系HS+和HS-模型计算的电导率相差10000倍。

一般来说，地热资源按其成因和产出条件分为水热型(Hydrothermal)和干热岩型(Hot dry rock)地热资源。水热型地热资源通常赋存于高渗透型的孔隙或裂隙介质中，与年轻火山活动或高热流背景相伴生形成高温水热系统，而处于非火山区正常或偏低热流背景下的地下水循环通常形成中-低温水热系统(温度 < 150℃)(汪集旸等, 2012)。高温地热田(温度>150℃)往往发育在火山活动强烈的板块构造边界和大陆裂谷地区。因为这些地区存在强烈的构造热活动，且壳内存在大量的高温物质，有源源不断的热量补给。因此，火山区一直被认为是高温地热田的靶区(Muñoz, 2014; 黄少鹏, 2014)。

无论哪种类型的地热系统，都必须包括热源、热储、盖层和通道四个要素。这使得很多火山区的地热系统都具有类似的电性结构特征。Arnason et al. (2000)在冰岛的Nesjavellir火山区(维利尔地区)开展了大量的地球物理工作和钻探研究，利用测区内地温场分布解释研究区内的电性结构，证实了温度可以导致矿物和岩石的地球化学和地球物理属性发生变化。比如，100~220℃发育蒙脱石以及蒙脱石-伊利石混合物，220~240℃发育绿泥石，250℃以上则发育绿泥石-绿帘石混合物。图 3是Cumming (2009)根据地表观测的电性剖面，结合已有地质和钻孔资料得到的地热系统电性结构和温度结构概念性模型。图 3a是简化的地热系统的电性模型，其中蒙脱石作为盖层位于热储的顶部以及边缘处，电阻率小于10Ωm。图 3b是广义的地热系统温度结构模型，盖层受到地热流体的影响，发生蚀变且呈不规则分布。实验室测试结果证实，蒙脱石、伊利石等矿物具有低电阻率和低渗透率，有利于形成盖层。相对于盖层而言，热储的电阻率相对较高，在10~60Ωm之间。Kristinsdóttir et al. (2010)认为深部热源的高温蚀变物主要是绿泥石-绿帘石，而浅部蒙脱石-伊利石的电阻率明显低于绿泥石-绿帘石混合物，其原因可能是由于在一定温度下蒙脱石的离子交换能力比绿泥石强引起的。因此在火山区的地热勘探项目中，可以依据大地电磁测深资料反演得到的壳内电性结构剖面，厘清蒙脱石等矿物的分布情况，进一步判断深部热储和热源的位置，推断出盖层以及高温物质的输送通道，进而圈定热源位置。

图 3

Fig. 3

图 3 地热系统概念模型(据Muñoz, 2014修改) (a) 简单地热系统的电性结构模型，热储位于盖层下方中心处(Pellerin et al., 1996)；(b) 一般地热系统的温度结构模型，盖层受到地热流体的影响，温度异常呈不规则分布(Cumming, 2009) Fig. 3 Conceptual model of geothermal system (modified after Muñoz, 2014) (a) conceptual electrical model of a geothermal system with a simple reservoir lying right beneath the lower resistivity clay alteration layer (Pellerin et al., 1996); (b) conceptual thermal model of a generalized geothermal system. The up flow and out flow areas affect the geometry of the conductive clay cap and cause the temperature anomaly not to be centered on the reservoir (Cumming, 2009)

火山基本可以分为四种：洋中脊火山、俯冲带火山、板内热点火山以及与岩石圈破裂和软流圈上涌相关的板内火山。世界上众多学者对不同构造环境下的火山区开展了大量的大地电磁测深研究工作，研究测区内的岩石圈电性特征，并结合地温场资料，开展地热资源勘探和评估，判断测区内是否存在岩浆房、深部物质运移的通道以及分布形态等，为火山地质灾害评估提供了地球物理依据。本文选取了几个MT法在火山区研究的典型案例，介绍相关研究领域的进展。

Taupo火山区位于新西兰北岛，测区内热流高达700mW/m²，地温梯度局部达200℃/km。Taupo火山湖东北方向25km处的Ngatamariki地热田是新西兰新近开发用于发电的地热区。Boseley et al. (2010)在这一地区开展了三维大地电磁测深工作，共计完成了84个大地电磁测深点，结合之前完成的7个钻孔测温结果，对测区的地热资源储量进行了评估。图 4是大地电磁测深反演得到的电性结构以及综合大地电磁资料和其它地球物理资料解译的热储模型。Chambefort et al. (2016)对Ngatamariki地热田包括大地电磁测深在内的地质、地球物理和地球化学方面的成果进行了总结。

图 4

Fig. 4

图 4 新西兰Ngatamariki地热田MT测量电性结构(a)以及解译的热储模型(b) 虚线-温度等值线(单位：℃)；五角星-钻孔位置(据Boseley et al., 2010; Chambefort et al., 2016修改) Fig. 4 Cross-section showing the inversion of MT resistivity (a) and the inferred reservoir model of the Ngatamariki Geothermal Field in New Zealand (b) Dotted lines-isotherms (Unit: ℃); Pentagrams-the location of boreholes (images modified after Boseley et al., 2010; Chambefort et al., 2016)

钻孔资料和大地电磁测深的电性结构(图 4a)显示从地表到-1000m处共揭露两层完整的盖层和热储。从地表到0masl (海拔高程)，发育大量的蒙脱石和蒙脱石-伊利石混合物，是硅酸盐火山岩受到50~200℃热水侵蚀后发生蚀变形成的产物。这类岩石具有较高的阳离子交换能力，电阻率普遍较低( < 10Ωm)，但是渗透性较差，被认为是热储的盖层(“粘土帽”)。盖层下的热储含水层发育大量的次生矿物，如石英、长石、绿泥石等，电阻率通常在30~100Ωm。在0m到-1000m出现的低阻异常体推断是深部热储上方发生高温蚀变形成的蒙脱石盖层。结合电性结构特征和地温场分布，推断深部高温岩体的温度达300℃以上，热源埋深在-1500masl以下，横向分布在1000~3000m之间。结合钻孔资料提供的地温场分布结果，图 4b中虚线标识的地温场分布存在明显的隆起，推断是深部热源向浅部涌入的通道，而通道下方恰恰是深部热源所在的位置。Ngatamariki地热田与图 3中介绍的地热系统概念模型十分相似。

埃塞俄比亚东北部的阿法尔凹陷位于埃塞尔比亚主裂谷、红河裂谷和亚丁湾裂谷的三联点，其中的Tendaho地热田周围火山活动频繁。Didana et al. (2014)对Tendaho地热田进行了大地电磁测深研究，利用22个宽频MT测点，点距1km，频率范围0.03~1000s，采用TE+TM数据完成二维MT反演，得到了二维反演结果(图 5)。他们根据二维MT法反演得到的电阻率分布结果，确定两处相对高阻区，分别是位于埋深在1~10km处的R1区(10~1000Ωm)和埋深在15km以下的R2区(10~50Ωm)，并推断认为R1区未发生部分熔融，而R2区则是深部高温热物质引起的相对高阻异常；另外确定了三处低阻区(电阻率范围1~10Ωm)，分别是浅部1km处的C1、中部1~5km的C2和5km向深部延伸至15km的C3区，并推断认为C2是局部熔融引起的壳内断裂带，而且中下地壳的深部热物质以此为通道逐渐侵入地表，导致部分高温物质在近地表C1区形成局部的地热异常。有钻孔测温资料显示该区局部的地温梯度13.2℃/100m (Battistelli et al., 2002)，很明显钻孔测温结果是由浅部的地热异常引起的。此外，地球化学和钻孔资料推断熔融体含量达4%~13%。

图 5

Fig. 5

图 5 埃塞尔比亚阿尔法凹陷二维反演电阻率模型(据Didana et al., 2014) Fig. 5 2D resistivity model of the Afar Depression in Ethiopia (after Didana et al., 2014)

Desissa et al. (2013)对阿法尔凹陷的Dabbahu和Badi火山区(测点806附近)进行了大地电磁测深研究。他们选取测区内17个MT测点，频率范围0.01~1000s，对TM+TE数据进行了二维反演，反演结果如图 6所示。测区内的高导异常体(1~10Ωm)宽度达30km，深度达35km，结合其它地质、地球化学以及地球物理资料，推断Badi火山区存在一个巨大的浅部岩浆房，熔融含量达13%；测点807和811处推断是岩浆侵入地表的通道。此外，地震资料显示，火山区莫霍面(Moho)埋深在21km，较周围其他地区地壳明显发生减薄(Hammond et al., 2011)。大地电磁测深结果显示，位于测点802附近的Badi火山存在岩浆上升的通道，而在测点811和817处的红线区域同样存在岩浆上升通道，并且地震活动频繁，他们推断是浅部岩浆房的热活动引起的，表明该区域目前的热状态十分活跃，随时有火山喷发的可能。

图 6

Fig. 6

图 6 埃塞尔比亚Badi火山区二维反演电阻率模型(据Desissa et al., 2013) 红色三角是Badi火山位置；莫霍面(Moho)埋深21km；红线之间是地震活动区 Fig. 6 The two dimensional resistivity model of the Badi volcano area in Ethiopia (after Desissa et al., 2013) The red triangle shows the location of the Badi volcano; the depth of the Moho is 21km; seismically active zone is shown in the scope of the red line

日本九州岛的Shinmoe-dake火山在2011年1月26日-27日发生了三次普林尼式的火山喷发，地震资料显示火山区下方存在岩浆通道。为了研究Shinmoe-dake火山的成因以及预测未来是否存在大规模岩浆活动，Aizawa et al. (2013)于2011年3月在距离Shinmoe-dake火山北北西方向5km处，布置了MT宽频监测台站，同时记录了电场和磁场共计五个分量，其中N-S极距40m，E-W极距35m，接地电阻小于6000Ωm，从而监控火山区内的电性结构变化。此外于2011年7月在距离MT监控台站1.3km的温泉中投放温度感应探头，连续记录温度引起的扰动变化。在获取连续记录的MT监测数据和温度监测数据之后，他们首先提取MT数据，分别对高频和低频数据进行远参考处理(Gamble et al., 1979)，提高数据信噪比，得到不同时间段的频率范围(320~0.001Hz)的视电阻率和阻抗相位曲线，最后采用一维OCCAM反演算法，给定视电阻率误差棒±5%，阻抗相位误差棒±1%，得到比较平滑的一维电阻率随时间的变化(图 7)。电性结果显示电阻率出现了(±5%)扰动。测温结果显示2012年4月以来温度明显较以往呈上升趋势，且反演结果显示在埋深0.4km处电阻率有微弱的减小，Aizawa et al. (2013)推断是有深部热物质间断性涌入监测区，引起温度异常波动。虽然MT法对应的监控深度在0~10km，而温度监控结果则是对近地表温度变化的显示，但二者同时说明深部物质向浅部侵入的扰动，这对于预测大规模火山活动有着深远意义。

图 7

Fig. 7

图 7 日本九州岛Shinmoe-dake火山温泉温度与电阻率变化对照图(据Aizawa et al., 2013) (a) 距MT测点2km的ASY温泉测站温度变化散点分布；(b) MT测点深度分别为0.4km、0.8km、3.0km的日平均和月平均电阻率分布图，其中绿色小圆点和大圆点分别对应日平均电阻率和月平均点阻率；2011年11月更换电极，月平均电阻率点不可靠剔除 Fig. 7 Comparison of variations in the resistivity and temperature of the Shinmoe-dake volcano (after Aizawa et al., 2013) (a) hot spring temperature 2km from the MT site; (b) the average daily (small circles) and monthly (large circles) resistivity distribution at depths of 0.4km, 0.8km, and 3.0km respectively; the scatter associated with the 1 month average for November 2011 was caused by electrode problems

我国境内发育有数百座中-新生代火山，主要分布在环蒙古高原带、青藏高原带和环太平洋带。新生代以来的火山活动十分剧烈，目前在腾冲火山区(谭捍东等, 2013)、长白山火山区(仇根根等, 2014; 汤吉等, 1997, 2001)、阿尔山火山区(汤吉等, 2005)、五大连池火山区(詹艳等, 2006)等地，均开展过大地电磁测深工作。本文对前人在上述火山区取得的大地电磁测深成果作了统计(表 2)，并根据前人取得的电性资料计算了长白山天池和阿尔山火山地区的深部温度。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 国内几大新生代火山区的主要地热特征以及MT成果 Table 2 Summary of geothermal and magnetotelluric characteristics of several Cenozoic volcanoes in China 新生代火山区 主要地热特征 主要MT成果 电性特征 代表性成果 长白山 我国著名火山地热旅游胜地，具高热流(89mW/m2)特征，天然温泉以中-低温为主，水温在25~86.5℃之间，40℃以上的温泉总流量每日近万立方米，水化学类型属重碳酸钠型 天池火山口以南20km位置向北方向广泛发育低阻异常，异常体埋深在13~30km之间，推断是活动的岩浆房；火山口下方往北方向，在埋深7km处存在明显的低阻异常，电阻率小于10Ωm 仇根根等, 2014; 汤吉等, 1997, 2001 阿尔山 已经发现大小温泉42个，以低温为主，温度大多 < 40℃, 含有放射性元素氡以及氯、镁、硫、硅等10几种元素，尚无热流数据 电阻率随深度变化分为四个部分：0~1km电阻率约1000Ωm，2.5~9km为高阻层，电阻率约105Ωm，9~30km沿剖面横向高低阻相间分布，30~50km电阻率约1000Ωm 汤吉等, 2005 腾冲 中国大陆最典型的火山成因高温地热田，包括喷气孔、冒气地面、热沸面、喷泉、毒气孔、热水泉华、热水爆炸等在内的各种地表地热显示强烈，平均热流值>100mW/m2 马站-曲石乡一带电阻率由浅至深总体表现为低阻-高阻-低阻的电性特征。埋深在12~30km，存在宽达25km的低阻异常，深部电阻率在10~50Ωm之间，随着深度增大至30km，电阻率上升到100Ωm 谭捍东等, 2013 五大连池 火山区迄今尚未发现明显地表地热显示，反而以冷泉著名，与法国的维希矿泉、俄罗斯北高加索纳尔赞矿泉并称为“世界三大冷泉”，尚无热流测量数据 笔架山-老黑山-火烧山火山链下方几百米处到20km存在类似铆钉状的电性异常体，推测穿过地壳与上地幔连接，电阻率范围从浅部的105Ωm到深部的1Ωm 詹艳等, 2006

表 2 国内几大新生代火山区的主要地热特征以及MT成果 Table 2 Summary of geothermal and magnetotelluric characteristics of several Cenozoic volcanoes in China

东北长白山地区是我国大陆最为活跃、最具潜在喷发危险的火山区之一，长白山天池火山约一千年前的喷发是全球近2000年来最大的一次喷发事件。近年来大量的地球物理资料显示(张成科等, 2002)，长白山火山区地壳和上地幔介质非均匀性非常明显，可能与高温物质或岩浆囊的存在有关。区域地震面波和莫霍面反射波的模拟结果表明，区内莫霍面起伏较大，深度变化范围为31~39km，仇根根等(2014)根据大地电磁测深结果认为，莫霍面以下的电阻率值小于100Ωm。本文根据上地幔四相体模型和表 1及公式(12)(见3.2节)估算的上地幔顶部温度约为1450℃，远高于干玄武岩在相应深度的固相线温度，造成这种结果的原因很可能是大地电磁测深资料反演结果过低估算了电阻率。李霓等(2008)对天池千年大喷发物的熔体包裹体进行研究，其SiO₂的含量在65%~74%之间，属于硅酸盐熔体，含水量在1.6%~3.6%之间。仇根根等(2014)认为火山口下方往北方向，在埋深7km处存在明显的低阻异常，电阻率 < 10Ωm；天池火山口以南20km位置向北方向广泛发育低阻异常，异常体埋深在13~30km之间，推断是活动的岩浆房。本文章假设熔体电阻率是1Ωm ( < 10Ωm)，上地壳平均地压梯度是26.5MPa/km (胡宝群等, 2003)，埋深15km处的压强约400MPa，计算得到岩浆房温度在723~756℃之间。埋深39km处的莫霍面，地壳平均地压梯度是30MPa/km (胡宝群等, 2003)，压强为1170MPa，计算得到岩浆房以及上地幔顶部的温度在947~979℃之间。

阿尔山火山区位于我国东部大兴安岭-太行重力梯度带西侧，2003年内蒙古自治区阿尔山市和中国地震局火山中心联合组织了阿尔山火山科学考察，在火山区内一条北北西向测线上进行了7个大地电磁测深点的观测(汤吉等, 2005)。2-D解释结果表明，研究区内南北两条火山带存在通往深部的岩浆通道，其中南带地下在10~12km还保持着较高的热状态，很可能富含流体，在30~50km处可能是地幔向上的供热通道; 而北带30km以上可能存在一个正在冷却的岩浆通道，两条火山条带的深部可能是同源，火山区背景电阻率在1000Ωm以上。本文根据上地幔四相体模型和表 1及公式(12)(见3.2节)，估算上地幔顶部温度约是1170℃。

五大连池火山群地处黑龙江省北部，大地构造上位于松辽盆地和大兴安岭构造带的交汇地带。区内新生代火山活动频繁，形成了14座火山锥和800多平方千米的熔岩覆盖区，因1719~1721年火山爆发堵塞白河形成5个相连的堰塞湖而得名。作为“九五”国家科技重点项目《中国若干近代活动火山的监测与研究》的一个课题，1997年中国地震局地质研究所在五大连池火山区共完成71个MT测点野外观测，并进行资料处理。詹艳等(2006)对这批大地电磁测深数据进行了重新分析，发现在五大连池下方存在一个铆钉状高阻异常体，走向北北东向、上宽下窄，其电阻率值从>10000Ωm逐渐减小到 < 1Ωm，其深度可达20km以上，并可能与上地幔连接。

云南腾冲火山区位于我欧亚大陆板块的边缘，是我国西南最著名的新生代火山活动区，地壳运动活跃，地震监测台网9个宽频带地震台站的远震数据分析结果表明(张龙等, 2015)，腾冲火山区的莫霍面埋深在33.5~38km之间，岩石圈厚度为78~88km (张龙等, 2015)。周真恒和向才英(1997)曾经根据地表地热测量数据推测，区内莫霍面温度为1140℃。如果按这一温度利用上地幔四相体模型和表 1及公式(12)(见3.2节)估算，上地幔的电阻率值约为1260Ωm，但是谭捍东等(2013)大地电磁测深得到的电阻率约100Ωm，表明测区内地壳底部和地幔顶部可能出现部分熔融或含有挥发组分。

火山区的地温分布以及热储的形态与地壳电性结构有着密切的联系，因而大地电磁测深技术可以广泛应用于火山区地热研究和地热资源勘探。高温地热系统往往存在着相似的物理化学特征，硅酸盐火山岩发生高温蚀变形成蒙脱石盖层，阳离子交换能力较强，电性特征表现为低阻异常( < 10Ωm)；而热储层受到高温流体侵蚀后则发育大量的绿泥石和绿帘石等次生矿物，电性特征相对于盖层表现为中高阻(10~60Ωm)。新西兰Ngatamariki地热田实例表明，大地电磁测深揭示的岩石电性横向和纵向分布特征对于认识Taupo火山区地热系统中的盖层和热储层的产状具有重要作用。在已知电性结构的基础上，与研究区内的钻孔和地温场资料相结合，可以获取更为可靠的热储模型信息，为地热系统开发以及地热资源评价提供依据。

火山区大地电磁测深揭示的壳幔电性结构，还可以反映火山区岩石圈的热活动性，综合地热学、地震学以及岩石地球化学等方面的资料，可以进一步掌握火山区的构造演化活动，圈定火山区的高温岩浆房、岩浆通道及判别火山喷发的危险性等，为研究火山的形成和喷发机制提供地球物理深部依据。此外，莫霍面作为壳幔结构的分界面，其埋深和温度是衡量岩石圈活动性的重要因素。Wang et al. (2013)总结了克拉通、裂谷和造山带三种不同构造模式下的莫霍面埋深、温度以及大地热流值的关系，指出不同模式下的莫霍面温度和大地热流值有很大差异。裂谷模式的莫霍面埋深最浅，且大地热流值明显高于其他两种模式。而火山区多发育在裂谷和造山带，大都具有高热流背景。但是下地壳和上地幔之间的电性差异并不是任何地区都存在的，比如从埃塞尔比亚Badi火山区的大地电磁测深结果中(图 6)就没能根据电性差异识别出莫霍面位置。Jones (2013)认为大部分地区的电莫霍面(eMoho)是存在的，但是很多时候下地壳的导电性比上地幔高，单从电性差异上很难刻画出来，只有取得信噪比高的数据并且在差异很明显的区域才能识别。

本文最后回顾了MT法在国内若干火山构造区的应用情况，并利用中下地壳及上地幔温度与电导率的关系，根据大地电磁测深的反演结果初步估算了长白山天池和阿尔山火山区相应的温度，这对于研究测区内的岩石圈热活动性是十分必要的。我们利用上地幔四相体系模型估算了莫霍面以下的温度，并与上地幔玄武岩固相温度进行了对比分析，我们认为，对于上地幔电阻率>1000Ωm的环境，选择上地幔四相体模型计算的上地幔顶部温度比较可靠，而对于上地幔电阻率 < 1000Ωm的环境，必须考虑不同造岩矿物组分、岩石含水性和部分熔融等因素。比如长白山天池火山区，大地电磁测深结果显示岩石圈内存在隐伏的高温岩浆房(电阻率 < 10Ωm)，上地幔电阻率普遍小于100Ωm，假设上地幔电阻率是100Ωm，根据上地幔四相体模型估算的上地幔顶部温度达1450℃，而考虑含水量后估算的上地幔顶部温度在947~979℃之间，因此上地幔四相体模型对于这类地区并不适用。

总之，大地电磁测深技术可以为火山区地热勘探和岩石圈热结构研究提供重要的电性参数，但是仍有研究和发展的空间。随着野外观测仪器硬件水平的提高和计算机技术的发展，刻画更为精细的电性结构是大地电磁测深技术发展的必然趋势。同时，随着钻探技术的发展，地温场和大地热流数据正在加速积累，为多种地球物理数据的联合反演研究创造了条件，必将有利于更为精细的火山区地热勘探和更加深入的岩石圈热结构研究。