氦同位素³He/⁴He比值是幔源流体(岩浆)起源和可能被地壳稀释情况(Hilton et al.，1993；Van Soest et al.，1998)以及火山活动引起的短期变化(Sano et al.，1998)的强有力的示踪剂。氦同位素已广泛运用于火山岩浆活动的监测研究中。氦同位素比值的空间填图可以用于解释地幔柱上涌、岛弧火山线位置和火山区地下岩浆囊位置(Breddam et al.，2000；Van Soest et al.，2002；Sano et al.，2006，2008；Horiguchi et al.，2010)，对火山监测和火山喷发地点预测有重要价值，是研究深部流体和熔体起源、行为和分布的有力工具。氦同位素比值的时间变化观测可以监视火山岩浆活动动态和喷发过程(http://lvo.wr.usgs.gov/helium.html，Helium Discharge at Mammoth Mountain Fumarole(MMF))。

朱炳泉和毛存孝(1983) 、Chen et al.(2002) 、Wang et al.(2007) 认为腾冲火山区属裂谷环境。孙洁等(1989) 根据大地电磁测深(MT)资料认为，腾冲地区软流圈有一南北向隆起，由周边的埋深90km隆升到埋深仅60km，腾冲裂谷的形成是软流圈上涌和岩石圈伸展的结果，软流圈上涌和裂谷环境有利于腾冲火山的喷发(上新世-全新世)。有限的大地电磁测深(MT)资料(孙洁等，1989)反映了流圈上涌和岩石圈减薄的幅度(30km)，但对这一软流圈上涌和岩石圈减薄的空间范围缺乏约束。孙洁等(1989) 根据大地电磁测深(MT)资料认为，腾冲县城一带埋深约10km，厚5~6km的壳内低阻层，可能是本区的火山岩浆囊体。白登海等(1994) 根据大地电磁测深(MT)资料认为，热海至热水塘一带地下5~25km存在一个岩浆囊；王椿镛等(2002) 、楼海等(2002) 根据上部地壳三维地震速度层析成像认为腾冲火山区的五合-勐连-团田一带深7~14km间存在岩浆囊。白志明(2009) 根据地震波多属性融合成像，认为腾冲火山区下方存在4个高温岩浆部位，其中团田一带的岩浆囊最具喷发危险性。可以看出，MT的结果(孙洁等，1989；白登海等，1994)和DSS的结果(王椿镛等，2002；楼海等，2002；白志明，2009)并不一致，而且DSS确定的团田岩浆囊一带只有上新世-早更新世有过火山喷发，晚更新世以来没有过喷发活动。上述研究支持腾冲火山区地下目前还存在岩浆囊，但是对其数量和分布还未达成共识。现今地下岩浆的存在和活动必然会有岩浆挥发份的释放。王先彬等(1993) 于1986年测试了腾冲火山区的首批氦同位素数据，之后许多学者进行过不同目的的多次测试(Xu et al.，1994；戴金星等，1994；上官志冠等，1999，2000，2004)，普遍认为腾冲火山区现代仍有幔源挥发份大量释放。Xu et al.(1994) 认为腾冲火山地热气体的高³He/⁴He比率表明岩浆挥发组分受环型构造的控制，环型构造下方存在岩浆囊。上官志冠(2000) 根据氦碳同位素组成认为热海地区地壳浅部有幔源岩浆侵入活动，目前该区强烈的地热流体活动和幔源挥发份大量释放与该岩浆的侵入活动直接有关。可以看出，力图用幔源氦同位素释放探讨腾冲火山区地下岩浆的存在性和活动性的尝试则还缺乏系统性。我们对腾冲火山区温泉逸出气体的现代幔源氦释放进行了系统观测，以全面揭示腾冲火山区的流圈上涌区空间范围和目前深部岩浆分布及活动情况，并探讨腾冲火山形成的构造环境和成因机制。

腾冲火山区位于印度板块与欧亚板块碰撞带东部的喜马拉雅东构造节中石皆断裂和高黎贡-龙陵-瑞丽大型走滑断裂间，夹于著名的高黎贡山(李康和钟大赛，1991；Socquet and Pubellier，2005；Wang et al.，2008)和那邦(季建清等，1998，2000a，b)大型走滑韧性剪切带中(图 1)。在白垩纪末期-古近世早期(65Ma)，作为南方冈瓦那大陆北部的离散地块的腾冲地块和已是欧亚大陆的组成部分的保山地块发生碰撞，形成怒江碰撞带(万天丰，2004)。这次碰撞过程引发了腾冲地块内大规模的花岗岩侵入活动和区域变质作用。同时，随着碰撞过程发展，腾冲地块还发生了顺时针的旋转，缝合带由近东西向展布变为近南北向展布(季建清等，2000a)。新近世开始的喜马拉雅运动，印度板块和欧亚板块开始碰撞(万天丰，2004)后，腾冲地块作为印支地块的西边界参与了印支地块的两次大规模的南东向挤出运动，腾冲地块的边缘和内部近南北向断裂发生了大规模的右旋走滑。中新世末，约5~8Ma间，随着两大陆的进一步会聚，引起了腾冲地区岩石圈结构的重要变化，腾冲地块与其边界发生了左旋运动，这是腾冲火山岩区近南北向正断层、凹陷构造形成的原因之一。从形态上，腾冲火山岩区上新世初的凹陷类似于安达曼海的张开，为腾冲火山岩的喷发提供了适宜的构造环境，提供了火山活动时熔浆上行的通道(季建清等，2000a)。

图 1

Fig. 1

图 1 腾冲火山区地质背景图 (a)研究区的地质背景；(b)研究区在喜马拉雅东构造节中的位置；两个方框分别为图 2和图 4的覆盖范围；红色大圆为腾冲火山的分布范围，半径55km Fig. 1 Geological setting map of Tengchong volcanic field (a)-geological setting of study area;(b)-the location of the study area in the eastern Himalayan syntax; Two boxes refer to the coverage of Fig. 2 and Fig. 4，respectively; Red big circle denotes distribution range of Tengchong volcanic field with radius of 55km

腾冲火山区近南北向正断层、凹陷等伸展构造说明腾冲火山区属裂谷环境(朱炳泉和毛存孝，1983；Chen et al.，2002；Wang et al.，2007)。赵崇贺和陈廷方(1992) 认为，由于新生代时期上地幔上隆，地温增高，热状态足以使早先俯冲的洋壳(古怒江洋)与上地幔发生熔融形成钙碱性岩浆的系列，上地幔上隆作用进一步发展，熔融物质上涌，地壳发生拉张作用，为腾冲火山作用提供了上升的通道。孙洁等(1989) 根据大地电磁测深(MT)资料认为，上地幔高导层在腾冲地区有一南北向隆起，由周边的埋深90km隆升到埋深仅60km。在地幔上拱，地壳拉张，地幔岩浆及地壳物质沿通道侵入地表的过程中，有可能与壳内易融物质同化形成岩浆囊。腾冲裂谷的形成是软流圈上涌和岩石圈伸展的结果(孙洁等，1989)，软流圈上涌导和裂谷环境有利于腾冲火山的喷发(上新世-全新世)。研究认为，腾冲火山岩的源区是交代榴辉岩地幔，在碰撞弧后拉张环境下喷出玄武岩系列，在挤压环境下地幔岩浆通道受阻，使岩浆在地壳中产生底劈，同化了大量下地壳物质，从而形成安山-英安质岩浆(朱炳泉和毛存孝，1983；穆治国等，1987；陈廷方，1997)。腾冲火山区同时存在这两个系列的火山岩。

腾冲火山分布于高黎贡山以西，中缅边界以东。以腾冲县城西南为圆心，半径约55km的范围内分布着220多个火山岩体，覆盖面积1000km²，每个岩体由多次喷发产物组合而成。火山岩由玄武岩和安山-英安岩两个岩石系列组成，从上新世至全新世多期次喷发活动，其中全新世火山有四座：黑空山、打鹰山、马鞍山和老龟坡。腾冲火山岩中除了早更新世火山岩以爆炸成因的火山碎屑岩(熔结凝灰岩)为主外，其它各期火山岩均以溢流相熔岩为主(樊祺诚等，2001)。由于现存岩体多为火山熔岩或熔结凝灰岩，松散的火山灰和火山碎屑堆积物已被侵蚀搬运走，因此具体的喷发次数可能更多。腾冲火山岩的绝对年龄从300多万年至数千年(穆治国等，1987；李大明等，2000；尹功明和李盛华，2000)。皇甫岗和姜朝松(2000) 认为腾冲火山的最近喷发活动近达距今3800年；尹功明和李盛华(2000) 根据火山岩样品热释光测年分析，认为马鞍山火山的最后一次大规模的喷发发生在全新世，可能距今约2500~3500年。

腾冲地块内的现今构造岩浆活动还使该地区成为重要的地震活动区，著名的北西向腾冲-龙陵地震带(张四昌和刁桂苓，1996；Jiang，1985)的主要强地震活动位于腾冲火山区的西北和东南两端。1976年龙陵7.3、7.4级地震(张四昌和刁桂苓，1996)发生在腾冲火山区的东南端。最近3年来(2008年以来)，腾冲火山区及周边5级左右地震仍比较活跃，先后共发生9次5级左右地震。腾冲-龙陵地震带属于滇西南规模更大的龙陵-澜沧地震断裂带的西北部分，后者是中国大陆地壳上一条重要的新生破裂带(虢顺民等，1999)。

复杂的板块碰撞历史和环境(万天丰，2004)，大规模的花岗质岩浆侵入活动，断裂活动和多期次火山喷发(姜朝松等，1998，2003)的地质背景(图 1)，造就了腾冲地块内的高大地热流(汪洋等，2001)和温泉大量分布(佟伟和章铭陶，1989，1994)，其温泉数量之多，分布之密和温度之高在全国是仅有的。可以看出，腾冲火山岩主要分布在以腾冲西为中心，半径约55km的范围内，而温泉的分布并不只局限在火山岩分布区，而是遍布整个腾冲地块。这使得利用腾冲地区的温泉逸出气体氦同位素示踪现今腾冲地区的大地构造和地下岩浆活动成为可能。

我们在腾冲火山区及外围半径约50km的范围(图 1)系统采集了65个温泉的逸出气体样品，对外围前人已有分析结果的10个温泉，我们没有再重复采样，而是直接采样前人的数据进行分析研究。

用排水集气法或真空瓶法采集温泉逸出气体，具体采样器具和采样方法见(冉华等2006，见2008)。用于常规分析的气体用铝箔复合膜气体样品袋装样，用于氦同位素分析的样品用医用钠钙玻璃瓶装样。

用气相色谱仪测试常规组分，分析者：中国地震局地质研究所范树全，分析仪器： SP2305A型气相色谱仪(北京分析仪器厂出品)，用氩气作载气，载气流量为60mL/min，用5A分子筛和硅胶双柱分离，室温下测定，5A分子筛分离He、H₂、O₂、N₂、CH₄，硅胶柱分离CO₂，用各种气体组分的最大保留时间定性，用混合标准气的外标法定量。分析常规组分的主要目的是分析样品采集质量(是否漏气造成空气污染)和He含量(供He、Ne同位素质谱分析时控制进样量参考)。

用质谱仪测试氦氖同位素，分析者：中国科学院兰州地质研究所孙明良研究员，分析仪器：静态真空稀有气体质谱仪VG5400(英国VG公司出品)，测试条件：离子源高压9kV，阱电流800μA，检测流程：① 净化：ZrAl炉温度650℃，海绵钛炉温度780℃；② 粗分离：分离为He+Ne、Ar、Kr+Xe三部分；③ 质谱分析：先测He、Ne，再测Ar，最后测Kr、Xe。我们主要要求分析³He/⁴He比值、⁴He含量、 ²⁰Ne含量和⁴He/²⁰Ne比值四个参数。样品通过进样量控制装置进入净化系统，适量样品在净化系统中通过液氮温度下的活性炭阱，吸附其中的水、烃类组分、CO₂、N₂、O₂、Ar、Kr和Xe等组分20min，接着进入液氮温度下的活性炭阱和工作在800℃下的海棉钛炉，进一步清除O₂、N₂等10min，最后进入钛升华泵和锆-铝吸气泵中10min，在室温下吸附H₂等组分。经净化装置的净化步骤后，样品中的活性气体被清除，样品被净化，最后剩下的气体主要是氦和氖(约占99%)。净化样品进入质谱计进行测量。质谱测量使用质谱峰高比测量法。用净化样品的类似方法对空气样进行净化，制成空气标准样。该实验室使用受污染最低，组分变化最微的兰州皋兰山顶空气做标准样品。在实验分析中，从进样、净化、测量到数据处理程序，都是采用“ABA”或“ABABA”模式(A代表标准样，B代表样品)。最后通过在质谱中测量标样和样品的相关离子或离子比的电压比，通过相关计算获得样品的³He/⁴He比值、⁴He含量、²⁰Ne含量和⁴He/²⁰Ne比值等四个参数。具体分析测试方法见孙明良和孔庆云(1989) 、徐永昌等(1990) 。

原始分析测试结果见表 1。我们对氦同位素组成的大气污染进行了校正，对氦同位素组成的源区百分比进行了计算和校正计算，对计算和校正计算结果(表 1)进行了空间成图(图 2)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 腾冲火山区温泉逸出气氦同位素组成 Table 1 Helium isotopic composition of thermal spring free gas in Tengchong

表 1 腾冲火山区温泉逸出气氦同位素组成 Table 1 Helium isotopic composition of thermal spring free gas in Tengchong

图 2

Fig. 2

图 2 腾冲火山区幔源挥发份释放强度空间分布 (a)-原始3He/4He比值空间分布，标注单位Ra(Ra为空气的3He/4He比值，1Ra=1.40×10-6)；(b)-氦的幔源百分比空间分布；绿色实心方块为表 3和图 3中提到的泉点(Ⅰ迭水河，Ⅱ和顺北，Ⅲ大滚锅，Ⅳ石墙，Ⅴ新华硝塘)；红色大圆为腾冲火山的分布范围，半径55km；紫色圆角矩形为腾冲火山区软流圈上涌范围 Fig. 2 Spatial distribution of mantle-derived volatiles release intensity in Tengchong volcanic field (a)-spatial distribution of original observation data of 3He/4He ratios(marked unit: Ra，Ra denotes the 3He/4He ratio of the atmospheric，1Ra=1.40×10-6);(b)-spatial distribution of the percentage of mantle-derived part of Helium; Green solid squares express the springs will be mentioned in Table 3 and Fig. 3(Ⅰ，Dieshuihe; Ⅱ，Heshunbei; Ⅲ，Dagunguo; Ⅳ Shiqiang; Ⅴ，Xinhuaxiaotang); Red big circle denotes distribution range of Tengchong volcanic field with radius of 55km; Purple rounded rectangle delimits asthenosphere upwelling range in Tengchong volcanic field

以大气的⁴He/²⁰Ne=0.318，通过样品的⁴He/²⁰Ne对样品在取样、分析和地表以下的大气污染进行³He/⁴He矫正。校正后的值用大气的³He/⁴He比值Ra归一化表示(1Ra=1.40×10^-6)。采用Craig et al.(1978) 的校正公式进行计算，具体公式为：

其中，X=(⁴He/²⁰Ne)_样品/(⁴He/²⁰Ne)_空气=(⁴He/²⁰Ne)_样品/0.318。

校正后的³He/⁴He值见表 1。

以大气的⁴He/²⁰Ne=0.318，通过样品的⁴He/²⁰Ne比值对样品氦同位素组成的源区百分比进行计算。采用Sano and Wakita(1985) 的方程式进行解算，具体方程式和解为：

其中，A、M、C分别为大气、地幔、地壳的贡献百分比；取：

解之得：

其中(³He/⁴He)_样品的单位为10^-5。

计算的³He/⁴He比值，大气、地幔、地壳的贡献百分比见表 1。

为了尽可能详尽地和在最大的空间范围刻画整个腾冲火山区的现今活动性，本研究利用了作者观测的数据65个，前人数据10个。这样，在涵盖整个腾冲火山区220个火山岩体的东西宽125km，南北长130km，面积16250km²的范围内，我们拥有了多达75个泉点的氦同位素组成³He/⁴He比值数据。分别对这75个泉点的氦同位素组成原始³He/⁴He比值数据和幔源百分比进行了Kriging空间插值，获得了覆盖范围最大的整个腾冲火山区及其外围地区的幔源物质释放空间分布图象(图 2)。这种图件即能反映出腾冲火山区的幔源物质释放的空间强度水平，同一释放点的时间序列则能反映幔源物质释放的时间变化。

整个腾冲火山区的幔源挥发份释放以³He/⁴He≥1Ra，幔源百分比≥15%为界呈现为一个近南北走向的长条形整体，北至腾冲县界头，南至龙陵县河头，南北长约100km，西至腾冲县中和西，东至腾冲县上营东，东西宽约50km。整个幔源挥发份释放异常带可能标示着腾冲裂谷的空间规模。在由原始³He/⁴He比值数据反映的幔源挥发份释放强度空间分布图(图 2a)中，整个腾冲火山区现今幔源挥发份释放在空间上有3个区域性高强度区：第1个位于腾冲县城-和顺-热海(清水)一带，³He/⁴He比值为4Ra以上，为最强烈的幔源挥发份释放区。腾冲县城和和顺处于核心地带，³He/⁴He比值为5.5Ra以上。第2个位于曲石一带，³He/⁴He比值为3Ra以上，为次强烈的幔源挥发份释放区，其核心地带的³He/⁴He比值为4Ra以上。第3个位于五合-龙江-蒲川-新华一带，³He/⁴He比值为1.5Ra以上，为微弱的幔源挥发份释放区，其核心地带蒲川-新华一带的³He/⁴He比值为2Ra以上。在由幔源百分比数据直接表示的幔源挥发份释放强度空间分布图(图 2b)中，与原始³He/⁴He比值数据表示的幔源物质释放强度空间分布图格局非常相近，只是这种数值表示更直接，更容易理解。最强烈的第1个幔源物质释放区，其核心地带释放的气体有70%以上来自地幔。次强烈的第2个幔源物质释放区，其核心地带释放的气体有50%以上来自地幔。较微弱的第3个幔源氦释放区，其核心地带释放的气体也有25%以上来自地幔。这3个幔源氦释放区可能意味着地下存在3个岩浆囊。

早在1986年，王先彬在腾冲火山区就进行了氦同位素的观测研究工作，获得了腾冲火山区最早的氦同位素数据(王先彬等，1993)。当时(1985年)我国刚引进了第一台稀有气体静态质谱仪VG5400。此后，Xu et al.(1994) 于1992年，戴金星等(1994) 于1993年，(上官志冠等1999，2000，2004)于1997、1998、2002年，作者(赵慈平，2008)于2003、2004、2006年先后对腾冲火山区的氦同位素释放进行了观测研究，积累了20年时间跨度的观测数据。除Xu et al.(1994) 和戴金星等(1994) 外，这些观测数据都是在中国科学院兰州地质研究所同一台稀有气体静态质谱仪VG5400上分析的，分析者同为孙明良研究员，数据具有相当好的可比性。我们选取了有多次测试结果的迭水河、和顺北、大滚锅、石墙和变化较突出的新华硝塘等5个泉点的数据(表 2)来分析氦同位素组成的时间变化趋势。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 20年来腾冲火山区典型温泉逸出气的氦同位素3He/4He比值(Ra) Table 2 3He/4He ratios(Ra)of helium isotopes of free gase from typical thermal springs in Tengchong volcanic field in 20 years 采样点\时间 1986.12 1992.11 1993.? 1997.8 1998.9 2002.7 2003.7 2004.11 2006.7 迭水河(Ⅰ) 4.92 5.05 4.49 4.81 5.54 5.69 5.91 和顺北(Ⅱ) 5.1 5.16 3.36 5.38 5.81 5.66 5.58 大滚锅(Ⅲ) 3.86 4.17 3.26 4.19 4.17 4.85 4.43 4.32 石墙(Ⅳ) 0.66 0.454 0.72 1.28 新华硝塘(Ⅴ) 1.18 2.14 采样者 王先彬 Xu S 戴金星 上官志冠 上官志冠 上官志冠 赵慈平 赵慈平 赵慈平

表 2 20年来腾冲火山区典型温泉逸出气的氦同位素3He/4He比值(Ra) Table 2 3He/4He ratios(Ra)of helium isotopes of free gase from typical thermal springs in Tengchong volcanic field in 20 years

从图 2可以看出，迭水河、和顺北和大滚锅3个泉点位于腾冲县城-和顺-热海(清水)一带的第1个最强烈的幔源挥发份释放区。石墙位于曲石一带的第2个次强烈的幔源挥发份释放区的北缘。新华硝塘则位于五合-龙川-蒲川-新华一带的第3个微弱的幔源挥发份释放区。

线性回归得到的各泉点逸出气的氦同位素³He/⁴He比值(Ra)变化的方程如下：

其中，y为³He/⁴He比值(Ra)，x为以1986年为起点的时间长度，单位为年。

图 3

Fig. 3

图 3 20年来腾冲火山区典型温泉逸出气的氦同位素3He/4He比值(Ra)随时间的变化趋势 Fig. 3 The 3He/4He ratios(Ra)change trends of helium isotopes of free gase from typical thermal springs in Tengchong volcanic field in 20 years

各泉点逸出气的氦同位素³He/⁴He比值(Ra)变化的趋势线如图 3。从图 3可以看出，与以前多次观测资料相比，所有温泉逸出气的³He/⁴He比值(Ra)在整体持续不断地升高。第1、2两个释放区的³He/⁴He比值(Ra)升高速率基本相同，而第3个释放区的³He/⁴He比值(Ra)升高速率比前两者明显要大。目前国际上公认的上地幔储库的³He/⁴He比值(Ra)为8±1(Graham，2002)。可以通过上述趋势方程来估计腾冲火山发展到上地幔储库³He/⁴He比值(Ra)上下限和中值的时间。温泉逸出气的³He/⁴He比值(Ra)在整体持续不断地升高说明腾冲火山区的3个岩浆囊区的幔源物质释放都在增强，岩浆囊可能不断受到幔源物质补充，其中中部的第1个岩浆囊受到幔源物质持续补充最强，第2个岩浆囊受到幔源物质持续补充次之，第3个岩浆囊受到幔源物质持续补充较弱。

整个腾冲火山区现代幔源氦释放区与火山岩的主体分部区基本一致。第1、2个区域性幔源氦释放高强度区在³He/⁴He比值为2.5Ra以上，幔源氦30%以上连为一体，与晚更新世-全新世火山岩的分布(姜朝松，1998)范围一致。全新世喷发的腾冲县城西马鞍山火山和马站火山公园黑空山火山分别位于第1和第2个区域性幔源氦释放高强度区内。地表的火山岩是固化的火山喷发历史记录，不能说明现今地下岩浆的存在性和活动性，而幔源挥发份的大量释放则是现今地下岩浆活动的结果，已固结的岩浆不会再有挥发份释放。这说明腾冲火山区地下岩浆活动和喷发活动具有很长时间的继承性和连续性，现今这一带仍有比较活跃的地下岩浆活动。在东南的第3个区域性幔源氦释放高强度区在³He/⁴He比值为2Ra以上，幔源氦25%以自成一体，为一独立的幔源氦释放区，与上新世-早更新世火山岩的分布(姜朝松，1998)范围一致，尽管晚更新世-全新世该地区没有火山喷发，但仍说明地下岩浆活动持续至今仍未停歇，可能是岩浆囊体较大，至今尚未完全冷却的缘故。

3个幔源挥发份显著释放区域与3个相对地热梯度高值异常区域(赵慈平等，2006)有较好的重合度，两种异常区的空间尺度也基本一致。第1个相对地热梯度高值异常区位于腾冲县城—清水一带，最高相对地热梯度140℃，异常区(100~140℃)空间尺度为20km，与第1个高³He/⁴He比值异常区基本重合，幔源氦异常区(³He/⁴He为 3~5.5Ra)空间尺度为28km，比相对地热梯度高值异常区稍大。第2个相对地热梯度高值异常区位于马站—曲石一带，最高相对地热梯度120℃，异常区(100~120℃)空间尺度为19km，与第2个高³He/⁴He比值异常区基本重合，幔源氦异常区(³He/⁴He为 3~4 Ra)空间尺度为16km，比相对地热梯度高值异常区稍小。第3个相对地热梯度高值异常区位于五合-龙江-团田一带，最高相对地热梯度130℃，异常区(100~130℃)空间尺度为19km，与第3个高³He/⁴He比值异常区部分重合，幔源氦异常区(³He/⁴He大于2Ra)空间尺度为22km，比相对地热梯度高值异常区稍大。第3个相对地热梯度高值异常区呈南北向展布，而第3个高³He/⁴He比值异常区成东西向展布，两者呈丁字型相交，这可能说明该异常区下面的热源和挥发份源(岩浆囊)的体积较大。3个幔源挥发份显著释放区域与3个相对地热梯度高值异常区域的相互重合说明热流是由地幔流体携带到地壳和地表的，热流和幔源挥发份的大量同向释放表明异常区域的下方一定深度内可能存在有岩浆囊。

大地电磁(MT)测深结果(白登海等，1994)表明，在腾冲热海一带7~25km深度范围内存在一个电阻率小于10Ωm的高导体，白登海等(1994) 认为该高导体是一个正在冷却的岩浆囊，该大地电磁测线位于第1个高³He/⁴He比值异常区的西南缘。滇西腾冲-南华的大地电磁测深剖面(孙洁等，1989)在腾冲有三个测点，其中的石坪(98.39°N，25.04°E)和大宽邑(98.51°N，25.05°E)正好位于第1个高³He/⁴He比值异常区的北缘。这两个测点的第3电性层的电阻率为6~9Ωm，埋深9~10km，厚5km，孙洁等(1989) 认为该电性层为岩浆束。结合这两条大地电磁测深剖面资料，白登海等(1994) 认为在这一带存在一个统一的高导异常体，即岩浆囊体。可以看出，这一岩浆囊体的位置和我们的第1个高³He/⁴He比值异常区非常吻合。

三维地震速度层析成像资料(王椿镛等，2002；Wang and Huangfu，2004)表明，龙陵-团田-腾冲-固东一线下方5~15km之间为一低速体，上述第3个高³He/⁴He比值异常区域正好位于这一低速体中。楼海等(2002) 通过更精细的速度结构解释认为，五合-龙江-新华-团田一带地下存在的显著的低速异常体，并勾画出了火山区上地壳内低速异常体的三维图象。该低速异常体在地下5~15km之间，可能就是岩浆囊或部分熔融体。这一结果与我们的第3个高³He/⁴He比值异常区域非常吻合，只是其空间尺度比我们的高³He/⁴He比值异常区域要大许多，基本包含了高³He/⁴He比值异常区域和高相对地热梯度异常区域(赵慈平等，2006)的全部范围。根据地震波多属性融合成像，白志明(2009) 认为腾冲火山区壳幔接触带有2个热量从上地幔顶部传输到下地壳的突破点，热量或熔融物质从这2点向上传输，在下地壳和中上地壳形成4个高温岩浆囊。其中的1个热量突破点和与之相连的2个岩浆囊(中上地壳)位于蒲川一带，该岩浆囊最具喷发危险性，这与我们的第3个高³He/⁴He比值异常区域非常吻合，另1个热量突破点和与之相连的2个岩浆囊(下地壳)位于曲石一带，与我们的第2个高³He/⁴He比值异常区域非常吻合。

我们用高³He/⁴He比值异常区域推断腾冲火山区地壳内目前存在3个岩浆囊，其中的2个有DSS资料为旁证，1个有MT资料为旁证。我们认为，腾冲火山区的高³He/⁴He比值异常区是对地下现存岩浆囊体挥发份释放的反映，高幔源氦释放异常区和高相对地热梯度异常区在腾冲地区是和地下岩浆囊相互对应的。王椿镛等(2002) 的层析成像结果表明，在这3个高³He/⁴He比值异常区域，除上地壳呈低速异常外，上地幔也呈低速异常，而下地壳为正常速度分布。因此，推测地壳内岩浆来源于上地幔，局部地区存在的上地壳速度负异常可与岩浆的分异作用相联系，并认为腾冲火山再次喷发的可能性是存在的。综合我们的高³He/⁴He比值异常区域、高相对地热梯度异常区和前人MT、DSS资料，我们勾画了3个壳内岩浆囊的平面分布位置，并估计了它们的几何尺度和埋深(图 4)。

图 4

Fig. 4

图 4 腾冲火山区现今岩浆囊分布及其形成机制示意图 (a)-腾冲火山区3个壳内岩浆囊的平面分布;(b)-S-N向剖面;(c)-W-E向剖面；图中岩浆囊本身的现今温度见赵慈平等(2011) Fig. 4 Sketch map of distribution of magma chambers in Tengchong volcanic field and their genetic mechanism (a)-spatial distribution of 3 crust magma chambers in Tengchong volcanic field;(b)-S-N section;(c)-W-E section; The todays temperature of magma chambers itselves in figure is after Zhao et al.(2011)

孙洁等(1989) 根据MT测深资料认为，腾冲-潞西一带存在一个呈南北向展布的上地慢高导层隆起区，是地慢物质部分熔融的结果，说明这一带的岩石圈厚度由周边的90km减薄至60km，根据有限的资料推测该减薄区覆盖保山以西，盈江以东，东西宽约100km，北南各到中缅边界，南北长约200km的范围。我们的整个高³He/⁴He比值异常区域位于这一地慢高导层隆起区的中心，但规模只有其一半大，南北长约100km，东西宽约50km。由于孙洁等(1989) 的大地电测测深工作在腾冲只有两个点，对这一地幔高导层隆起区空间范围的约束是很不够的。但两种结果的重合说明，腾冲地区的岩石圈减薄是客观存在的。我们的观测点则多达75个，对³He/⁴He比值变化的空间约束要强得多。因此，我们认为，腾冲火山区的上地慢高导层隆起区就是软流圈上涌区，由于软流圈上涌，致使腾冲火山区的岩石圈呈伸展状态，从而导致腾冲裂谷的形成。腾冲火山的多期次喷发，一系列新生代盆地的形成，温泉的密集发育和腾冲-龙陵地震带大量的中强地震活动都是这一软流圈上涌，岩石圈伸展形成裂谷的动力学结果。软流圈上涌为腾冲火山的喷发提供了岩浆物质来源，岩石圈的伸展和裂谷的形成为岩浆上侵和地壳物质的熔融上升、就位(形成壳内岩浆囊)和喷出地表提供了构造通道(图 4)。在上新世和早中更新世，地幔上隆区可能波及整个腾冲火山区，上隆区的形状为圆柱型，半径约55km，大至对应地表的整个腾冲火山岩分布区范围。晚更新世以来，地幔上隆区在东西方向上向东收缩，变为现今的长条状隆起，其在地表的显示为幔源挥发份释放异常(图 2)。地幔上隆的原因和印度板块向东俯冲密切相关。

根据我们的资料并综合前人成果(孙洁等，1989；白登海等，1994；王椿镛等，2002；Wang and Huangfu，2004；楼海等，2002；白志明，2009；赵慈平等，2011)，我们认为目前腾冲火山区并列存在3个岩浆囊。其中第1和第2个岩浆囊曾经可能是相互连通的1个岩浆囊。第1、2个岩浆囊的几何尺度主要依据高³He/⁴He比值异常区和高相对地热梯度异常区的尺度(赵慈平等，2006)确定，第3个岩浆囊的几何尺度则综合了高³He/⁴He比值异常区、高相对地热梯度异常区和DSS结果(王椿镛等，2002；Wang and Huangfu，2004；楼海等，2002；白志明，2009)确定。第1个岩浆囊位于腾冲县城-荷花-清水一带，第2个岩浆囊位于马站和曲石一带，第3个岩浆囊位于五合-蒲川-河头一带。第1个岩浆囊活动性最强，再次喷发的可能性较大；第2个岩浆囊有一定的活动性，有可能再次喷发可能，第3个岩浆囊活动性最弱，喷发的可能性较小。腾冲火山区的其他地方现今基本无地下岩浆活动。

幔源挥发释放强度空间分布(图 2)表明，第1个岩浆囊区的幔源挥发份释放最强烈，其核心地带释放的气体有70%以上来自地幔。第2个岩浆囊区的幔源物质释放次强烈，其核心地带释放的气体有50%以上来自地幔。第3个岩浆囊区的幔源氦释放较微弱，其核心地带释放的气体也有25%以上来自地幔。这3个岩浆囊区幔源氦释放强度不同意味它们的目前活动性各不相同。幔源挥发份释放强度时间变化结果(图 3)表明，与以前多次观测资料相比，温泉逸出气的³He/⁴He比值(Ra)在整体持续不断地升高，说明腾冲火山区的3个岩浆囊的幔源物质释放都在增强，岩浆囊可能不断受到幔源岩浆补充，其中中部的第1个岩浆囊受到幔源岩浆持续补充最为明显，而第3个岩浆囊受到幔源岩浆补充的速度较快。在³He/⁴He比值≥1Ra和幔源氦百分比≥20%范围内，三个强弱不等的释放区彼此连成一体，有可能表明腾冲-和顺一带的第1个岩浆囊为主岩浆通道，第2和第3个岩浆囊为枝岩浆通道。

用CO₂和CH₄间碳同位素分馏值计算的现今腾冲火山区3个壳内岩浆囊温度分别最高达773℃、651℃和1163℃(赵慈平等，2011)。GPS网观测结果(李成波等，2007)表明3个岩浆囊区有不同程度的面膨胀和剪应变。其中在第1岩浆囊区的GPS面膨胀还得到激光测距资料的证实(黎炜等，1998)，也说明该岩浆囊比较活跃。Mogi模型反演的岩浆囊等效源位置在腾冲的西南方向，岩浆活动量约为8×10⁵m³/年(李成波等，2007)，与以前用精密水准测量的垂直形变所反演的结果处于同样的量级(施行觉等，2005)。数字地震流动观测结果(叶建庆等，1998，2000，2003)表明：火山区的微震(M_L＜3)活动主要集中分布在第1个岩浆囊区，即主要集中在腾冲县城—热海一带，小震群事件主要集中分布在腾冲县城—和顺一带，震源深度4~14km；震群中个别地震破裂面呈现出较大的倾滑分量。与地下通道内流体的运动有关的简谐振动(谐频地震)、与水热爆炸有关的汽爆型地震、与地震射线垂直入射岩浆熔融体界面并穿过熔融体时产生的S波湮灭现象都表明，腾冲县城-热海一带是与岩浆活动有关的深部流体活动比较活跃的地方，因此第1个岩浆囊本身是比较活动的。

综合以上幔源氦释放、相对地热梯度、岩浆囊温度的研究结果，结合地壳形变和地震活动的情况，我们认为3个岩浆囊的活动性各有不同，在监视策略上应区别对待：第1个岩浆囊集幔源挥发份释放、相对地热梯度、形变和地震活动等异常于一身，岩浆囊正在接受幔源岩浆的补充，活动性最强，且直接位于腾冲县城之下，喷发将造成最为严重的损失，需重点监视；第2个岩浆囊的幔源挥发份释放强度也引人注目，岩浆囊可能也正在接受幔源岩浆的补充，需加强监测；第3个岩浆囊规模大，埋深较浅，幔源挥发份释放较弱，但幔源岩浆的补充速度增加较快，岩浆囊温度依然较高，需引起注意。

通过对腾冲火山区温泉逸出气氦同位素组成的系统观测，综合其他研究成果，得到如下结论：

(1) 腾冲火山区现今幔源挥发份释放强度的空间分布图象就是该地区软流圈上涌区空间尺度和隆升强度的最直接反映，上涌区的大小大致为南北长100km，东西宽50km。

(2) 腾冲火山区目前存在3个壳内岩浆囊。第1个岩浆囊位于腾冲县城-热海一带，第2个岩浆囊位于马站-曲石一带，第3个岩浆囊位于五合-龙江-团田-蒲川一带。

(3) 腾冲火山区的3个壳内岩浆囊目前都正在得到幔源岩浆的不断补充，其中第1个岩浆囊的补充最为明显，第3个岩浆囊的补充量较小，但补充增长较快。

(4) 第1个岩浆囊集幔源挥发份释放、相对地热梯度、地壳形变和地震活动等异常于一身，活动性最强，需重点监视；第2个岩浆囊的幔源挥发份释放强度也引人注目，需加强监测；第3个岩浆囊规模大，埋深较浅，目前幔源岩浆的补充速度较快，而且岩浆囊温度依然较高，需引起关注。