腾冲是中国大陆最年轻的火山区之一，也是新生代火山和岩浆活动的主要区域，大约70座火山分布在以腾冲盆地为中心的张裂区域内(姜朝松，1998).自上新世以来，火山活动从腾冲盆地外围向中心逐渐迁移，主要经历了三至四个阶段，至全新世时期马鞍山一带还有岩浆活动(李大明等，2000；Wang et al.，2007).迄今为止，这一地区仍有众多的温泉甚至可以观察到热水喷发现象(Shangguan et al.，2005)，壳内的高热流、低电阻率、低波速等地球物理特征十分突出(Bai et al.，2001; Wang and Huangfu，2004; 赵慈平等，2006；李辉等，2011；姜枚等，2012；Xu et al.，2012)，低速异常可从地壳延伸至数百公里的上地幔(Li et al.，2008; Lei et al.，2009; Wei et al.，2012)；火山岩则多为高钾钙碱性玄武岩和安山岩，形成原因与地幔熔融引起的岩浆活动有关(Chen et al.，2002; 李欣和刘嘉麒，2012).

长期以来，腾冲火山区的岩浆存储和传输系统(包括岩浆囊、地幔岩浆源和传输通道)一直是深部地球物理探测的主要内容.根据业已开展的工作，多数学者认同腾冲地区存在数个尚未固结的岩浆囊，并且初步确定了高热流和岩浆活动的主要区域，包括它们的深度范围、横向规模以及与地幔源区的关系等.然而，毕竟腾冲地区的火山数量较多，最新一期的火山活动沿着腾冲盆地中央的固东、马站、腾越至团田分布，由北向南形成一个串珠状的火山链.目前初步探明腾冲热海和北部的黑空山下方都存在壳内岩浆囊，但却无法判明这些岩浆囊是彼此独立的还是通过壳内通道相互连接的，它们与打鹰山、马鞍山、老龟坡、来凤山等其他全新世火山的联系也不明确.此外，不同年代的火山分布与壳内岩浆活动存在怎样的关系，壳内岩浆活动又是通过何种方式与地幔源区相连的？这些问题对于了解腾冲火山区的结构组成、构建岩浆存储和传输系统的地学模型十分重要.鉴于上述原因，本文根据已有的地球物理资料，针对腾冲火山区的壳内岩浆囊、传输通道和地幔源区以及深部动力作用等问题进行分析和讨论，并对尚待解决的问题和拟开展的工作做出展望.

岩浆囊(Magma chamber)是火山下方的岩浆存储区，一般深度在几公里到几十公里之间，横向规模大小不等.它们通过传输通道(Conduit)与地表的岩浆喷出口(Vent)相连，尚未冷却固结的岩浆囊大都具有高热流、低波速、低电阻率等特征，可以通过深部地球物理探测做出判断.地震层析成像研究表明(Xu et al.，2012)，腾冲地区的地壳平均速度偏低，低速区主要集中在以火山区为中心10~20 km深度内，水平方向约为15~20 km，反映了壳内岩浆活动和热流分布的综合效应.根据相对地热梯度资料(赵慈平等，2006)，腾冲地区目前存在三个高热流区，分别位于马站－曲石、腾越镇－清水和龙江－团田一带，它们与通过热红外数据确定的三个地温异常区基本吻合(李辉等，2011)，其中五合－团田的范围最大，热海－马鞍山次之，马站－曲石范围最小.热流活动则以热海最为突出，不仅地表多处存在高热温泉，还可以观察到热水喷发现象(Shangguan et al.，2002).大地电磁测深资料表明(Bai et al.，2001)，热海下方存在一个穹状的低电阻区：它的顶部深度约为5~6 km、东西方向宽度约为2 km，范围随着深度增加逐渐扩大，至25 km深度时宽度已经达到10 km左右.热海附近的壳内低速特征也十分突出，低速区的深度达到10 km，宽度为20 km左右，中心位于热海东北侧(楼海等，2002)，这一特征在有限差分方法反演的上地壳速度结构中也有清晰的显示(Wang and Huangfu，2004).此外，接收函数研究也取得了类似的发现，腾冲县城南部的热水塘和下倚罗等地震台站下方10~20 km深度之间的S波速度明显偏低(贺传松等，2004).虽然上述研究结果的细节略有差异，但大都认同壳内的高热流、低波速和低电阻率与尚未完全固结的岩浆囊有关.据此推测，热海附近岩浆囊的深度应该在5~20 km之间，水平方向达到十余公里，也有可能存在上、下两个热流区，浅部主要为热水储层，地壳深部为尚未固结的岩浆囊.

腾冲北部的马站－曲石附近也存在一个壳内低电阻区，它位于黑空山下方12~27 km的深度范围内，东西方向的宽度约为25 km，向南至小空山附近厚度减薄至10 km(姜枚等，2012).对比上地壳的三维速度结构(楼海等，2002)，腾冲以北固东一带地壳浅部速度偏低，但是低速层的深度仅7 km左右，向南可延伸至12 km深度，南北方向的宽度大约在15~20 km之间，最大深度仅达到黑空山下方的壳内低电阻区的顶面.在人工地震测深剖面上(Wang and Huangfu，2004)，固东一带地壳浅部的低速特征也很明显，深度也只有10 km左右，在固东至腾冲之间并未出现与黑空山壳内低电阻区对应的低速区，仅地壳中、下部20~30 km深度存在局部低速异常.与黑空山下方的低电阻区相比，这一低速区的位置略为偏南，范围较小而且深度较大，两者之间很难建立联系.

目前的资料表明，腾冲北部比较确定的是黑空山下方的岩浆囊.由于该岩浆囊至小空山已经明显减薄，无法估计向南的延伸范围，特别是与打鹰山、马鞍山、老龟坡、来凤山等其它火山的联系.基于上述火山的规模，推测它们也应该具备类似黑空山的岩浆存储区.但是热红外数据表明，马站－曲石一带当前的地温异常范围最小，平均温度也偏低(李辉等，2011).这是否意味着随着热流活动向南迁移，腾冲北部现今只有黑空山尚存还未完全固结的岩浆囊，而其它火山下方的岩浆囊已经冷却固结？或者腾冲北部只有黑空山下方存在岩浆囊，那么它又是通过怎样的传输方式与其它火山相连的？这些问题都需要开展进一步的工作才能确认，也是当前研究需要解决的一个重要问题.至于固东一带地壳浅部的低速区，由于远离现今的地温异常区，估计主要受到盆地沉积层的影响，并非是热流活动所致.

龙江－团田一带至今未开展大地电磁测深工作，只有地震学资料可供对比分析.在地壳上部的速度图像中，团田与腾冲之间的低速特征十分突出，深度达到13 km(楼海等，2002)；在人工地震测深剖面上(Wang and Huangfu，2004)，团田一带的低速区向南延伸至龙陵断裂下方25 km深度左右.地震层析成像表明，除了腾冲火山区之外，团田附近也存在壳内低速异常，但是它们的深度范围略有不同：在Xu等(2012)的结果中，低速异常集中在8~12 km深度之间，与团田附近地壳浅部偏低的速度相吻合；而在曹令敏等(2013)的结果中，低速异常则分布在17~23 km深度之间，与龙陵断裂下方地壳深部的低速区比较接近.通过对比可以看出，团田一带壳内低速异常的分布范围广、深度大，这一特征与五合－龙江－团田地温异常区的规模和较高的热流活动相吻合.在构造方面，这里恰好位于龙陵断裂与腾冲断裂的交汇处，来自地幔的热流物质有可能通过断裂通道进入地壳并发生横向扩展.虽然目前的资料尚不足以识别岩浆囊的轮廓，包括它们的具体位置、规模和深度范围等，但是较大范围的热流活动和偏低的波速表明地壳内部具备岩浆活动的深层条件，这些还需要开展高分辨的深部地球物理探测才能证实.

传输通道指的是岩浆的运移系统，它们作为连接岩浆囊和喷出口(Vent)的通道，也是火山研究关注的重要内容.一般而言，火山口下方大都能发现连接岩浆囊的管状通道(Conduit)，它们的直径在几米到几十米之间，有的火山下方只有单一的岩浆通道，另一些火山则可能拥有相对复杂的传输系统，有些还有旁侧的分支，导致次生岩浆喷出口的产生.除此之外，岩体内的线状裂隙也可以成为岩浆溢出的途径.例如，充满岩浆岩的垂直裂隙称为岩墙(Dyke)，长度可以达到数公里；水平方向的层状裂隙则被称为岩床(Sill)，有些规模较大的岩床延伸长达上百公里，这些通道构成了岩浆活动的传输网络.

按照上述分析，腾冲火山区目前可能存在三个壳内岩浆囊，分别位于黑空山、热海以及五合－团田一带.前两个岩浆囊的深度和规模已经得到初步确认，它们应该属于彼此独立的岩浆存储区.在大地电磁测深剖面上，可以看出热海下方的穹状低电阻区顶部有一个连接地表的狭窄区域(Bai et al.，2001)；与此类似，黑空山下方也有一个狭窄的低阻区，它位于壳内低电阻区顶部的两个高阻体之间，小空山下方同样存在这一现象(姜枚等，2012).尽管它们的构造细节还不够清晰，但是所处的位置和形态特征应该是连接火山口与岩浆囊的通道.如果小空山与黑空山共同拥有一个岩浆囊，那么附近的大空山下方也应该具备类似的通道.针对黑空山－大、小空山火山群而言，需要区分哪些是主通道(Main conduit)，哪些是次生通道(Secondary conduit)，这些问题对于了解这一火山群的岩浆传输系统、建立符合实际情况的地壳结构模型十分必要.此外，在黑空山和热海两个岩浆囊之间存在一个空区，这里分布有打鹰山、马鞍山、老龟坡、来凤 山等最新一期的火山，它们又是通过怎样的传输通道与已知或未知的岩浆囊相连接的？这些问题都需要寻求进一步的答案，也是腾冲火山区未来地球物理探测关注的重要内容.

岩浆囊与地幔源区的连接通道也是备受关注的问题之一.腾冲地区上地幔速度普遍偏低，范围涵盖了哀牢山－红河断裂以西的整个区域，深度至少达到400 km被视为腾冲火山区壳内岩浆活动的深部源区(Lei et al.，2009).下地壳是连接壳内岩浆囊与上地幔源区的重要层位，虽然尚无足够清晰的图像展示传输通道的构造形态，但是人工地震和天然地震测深资料均表明，腾冲附近壳幔边界PS转换震相不发育，莫霍面反射震相(Pm)滞后，速度间断面不明显，以腾冲南部靠近大盈江断裂一带尤为突出，估计与深至上地幔的断裂带有关(贺传松等，2004；Wang and Huangfu，2004；Gao et al.，2009).结合团田、热海一带目前较高的热流活动和地温异常分布，推测腾冲断裂与大盈江断裂的交汇部位有可能成为连接壳内岩浆活动和地幔源区的通道.

腾冲火山区的岩浆活动始于软流圈抬升和地幔上涌，这一推论得到大地热流、岩石地球化学和地球物理等研究的支持.幔源挥发份释放强度表明，地幔上涌导致岩石圈减薄，使壳内岩浆囊持续不断接受幔源岩浆的补充(赵慈平等，2012).新生代高钾钙碱性岩浆岩富含地幔元素，具有岛弧或大陆边缘火山岩的特点(赵勇伟和樊棋诚，2010).以马鞍山、打鹰山、黑空山为例，虽然三座火山中富集地幔元素的岩浆岩经历了不同的演化阶段，却来自相同的地幔源区(李欣和刘嘉麒，2012)，表明岩浆活动与壳幔相互作用有着密切的联系.滇西地区的上地幔高导层的深度为70~90 km，而在腾冲火山区只有60~64 km(孙洁等，1989).地震学研究表明，腾冲地区存在两个明显的地幔上隆区，它们分别位于马站－腾冲－马鞍山和五合－龙江－团田一带(Yang et al.，2013)，它们与根据热红外数据厘定的地温异常区和幔源挥发份释放强度揭示的高热流区基本吻合.据此推测，软流圈上涌或岩石圈减薄主要发生在南北长100 km，东西宽50 km的区域内(赵慈平等，2012).

至于地幔上涌的规模和深度，最直观的依据来自地震层析成像的结果.早期研究揭示出上地幔低速异常主要分布在腾冲火山区下方80~120 km的深度范围内(Huang et al.，2002；Wang et al.，2003; Xu et al.，2005).随着大量远震数据的应用，地震层析成像的反演深度逐渐增加，青藏高原东南缘的深部构造图像也越来越清晰，腾冲火山区下方的地幔低速异常已经达到300~400 km的深度，涵盖了整个滇缅地区(Li et al.，2008; Lei et al.，2009; Wei et al.，2012).鉴于温度变化对地震波速度的影响较大，因此这些低速异常大都被认为反映了软流圈抬升和地幔上涌，动力学原因与印缅块体向东俯冲有密切的关联：伴随着地幔上涌，深部热流物质通过壳幔边界进入地壳，与壳内易融物质同化产生高钾钙碱性岩浆的火山活动.

如上所述，由于受到印缅块体向东俯冲的影响，腾冲火山区的岩浆活动不仅体现在地壳和上地幔结构的变化方面，还与青藏高原东南边缘深部动力作用有关.GPS资料表明，青藏高原东部地壳块体发生顺时针旋转，从滇西北到滇西南由南北方向转为东南方向，与主要断裂的构造走向基本平行(张培震，2008).然而，表征深部构造变形的地幔各向异性却存在明显的差异：大体上以北纬26度为界，北部地幔各向异性的快波方向为南北方向，与地壳运动方向趋于一致，表明构造应力贯穿了地壳和上地幔；而在北纬26度以南，地幔各向异性的快波方向却转向东西方向，明显偏离了现今地壳运动方向和主要断裂的走向，即地壳和上地幔发生解藕(Flesch et al.，2005; Lev et al.，2006)，说明导致地壳变形的构造应力与上地幔并无直接的联系，换言之，上地幔和地壳分别屈从于不同的构造应力场.

地震层析成像结果证实，从莫霍面下方至上地幔数百公里的深度范围内，青藏高原东部边缘的P波速度和S波速度分布存在明显的差异(胥颐等，2012).其中北纬26度以北的青藏东部边缘及四川盆地速度偏高，而北纬26度以南的滇西地区速度偏低，低速区向南扩大至印支半岛，这一结果与SKS横波分裂研究取得的认识比较接近.推测的各向异性层位于60~216 km深度之间(常利军等，2006；Huang et al.，2007)，与上地幔低速区的深度范围大致相仿，也与滇西地区较高的地幔热流值相吻合.因此，腾冲地区的火山活动与地幔深部的热流活动密切相关，温度抬升导致上地幔介质强度降低，有利于发生韧性变形和岩浆活动.至于滇西地区壳幔解耦的原因，多数研究倾向于印缅块体的侧向挤压、或是印缅块体向东俯冲引起的板片下沉和弧后拉张(常利军等，2006；Huang et al.，2007).近年来的地震层析成像研究表明，具有高速特征的印缅板块以大角度向东俯冲，直至400 km左右的地幔转换带附近，分布在板块附近的地震活动也为这一俯冲过程提供了佐证(Li et al.，2008; Wei et al.，2012).也有学者根据岩石学和地球化学的研究结果，将腾冲地区火山岩的成因归于陆内构造变动，而并非是印度大陆与欧亚大陆之间的碰撞俯冲，认为中新世以来Sagaing断裂的右旋走滑运动引起下地壳和上地幔的扰动，地幔局部熔融诱发了具备成熟型岛弧特征的火山活动(Wang et al.，2007)，这些研究为了解腾冲火山区的深部成因和动力机制提供了重要依据.

利用深部地球物理资料分析了腾冲火山区的深部构造特征，针对岩浆囊的数量、规模、传输通道以及地幔源区等问题进行了探讨.分析表明，腾冲火山区可能存在三个尚未完全固结的岩浆活动区，它们分别位于黑空山、热海以及五合－团田一带.其中黑空山和热海附近的岩浆囊深度在5~25 km之间，水平方向达到15~20 km，五合－团田一带岩浆活动的构造特征尚不确定.上述岩浆囊通过管状通道与黑空山、小空山以及热海的地表喷出口相连，目前还不能判明打鹰山、马鞍山、老龟坡、来凤山等最新一期的火山下方是否存在类似的岩浆囊，也不清楚它们通过怎样的传输通道与已知的壳内岩浆囊相连.一些重要断裂如腾冲断裂、大盈江断裂和龙陵断裂，特别是这些断裂的交汇部位有可能成为连接壳内岩浆囊和上地幔源区的通道.与周边地区相比，腾冲火山区的岩石圈厚度明显减薄，地幔上涌形成高温异常区，其成因与印缅块体的向东俯冲有关：岩石圈板片下沉导致地幔上涌和弧后扩张，热流物质穿过壳幔边界进入地壳形成岩浆囊，也不排除中生代以来Sagaing断裂右旋剪切产生的深部效应.尽管腾冲火山区岩浆活动的深部构造效应日渐清晰，仍需开展高分辨地球物理探测才能了解壳内岩浆存储和传输系统的细节，以便合理建立岩浆活动的构造模型.

致 谢 感谢审稿专家提出的修改意见和编辑部的大力支持！