MT约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究——以兰坪-贵阳剖面为例.pdf

书书书第 卷 第期 年月地球物理学报 ，王雪雨，朱涛，郭颖星 约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例地球物理学报，（）：，：，：犆 犺 犻 狀 犲 狊 犲犑犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊（），（）：，：犕犜约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例王雪雨，朱涛，郭颖星中国地震局地球物理研究所，北京 摘要青藏高原东南缘是青藏高原软弱物质运移的关键位置，研究其深部结构有助于理解青藏高原的扩张机制本文利用穿过青藏高原东南缘的一条起始于兰坪思茅块体，穿过川滇菱形块体，终止于华南块体的长约 的大地电磁测深（）剖面的电阻率结构，基于上地幔矿物和熔融体温度与电导率的关系，获得了研究区上地幔温度结构与熔融百分比分布结果表明，采用随深度变化的含水熔融上地幔矿物组分模型才能合理地获得整个上地幔温度；上地幔全岩含水量约 （深度）（深度），矿物熔融百分比约 之间，并在 深度附近出现了较明显的局部熔融带；上地幔温度位于 之间，随深度加深而逐渐增加；以浅的温度表现出相对强烈的横向变化，且川滇和兰坪思茅块体的上地幔温度和矿物熔融百分比的深度平均值明显高于华南块体关键词青藏高原东南缘；上地幔；热结构；熔融百分比 ：中图分类号 ，收稿日期 ，收修定稿基金项目中国地震局地球物理研究所自主立项项目和中央级公益性科研院所基本科研业务费专项（）共同资助第一作者简介王雪雨，男，年生，硕士研究生，主要从事地球内部物理方面研究 ：通讯作者朱涛，男，年生，中国地震局地球物理研究所研究员，博士生导师，主要从事地幔动力学模拟，以及电阻率层析成像方法和应用研究 ：犝 狆 狆 犲 狉 犿 犪 狀 狋 犾 犲 狋 犺 犲 狉 犿 犪 犾 狊 狋 狉 狌 犮 狋 狌 狉 犲 犻 狀 狋 犺 犲 狊 狅 狌 狋 犺 犲 犪 狊 狋 犲 狉 狀犿 犪 狉 犵 犻 狀狅 犳 狋 犺 犲犜 犻 犫 犲 狋 犪 狀犘 犾 犪 狋 犲 犪 狌 犻 狀 犳 犲 狉 狉 犲 犱犳 狉 狅 犿 犕犜：犃犮 犪 狊 犲 狊 狋 狌 犱 狔狅 狀犔 犪 狀 狆 犻 狀 犵 犌 狌 犻 狔 犪 狀 犵 狊 犲 犮 狋 犻 狅 狀 ，犐 狀 狊 狋 犻 狋 狌 狋 犲 狅 犳犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 狊，犆 犺 犻 狀 犪犈 犪 狉 狋 犺 狇 狌 犪 犽 犲犃 犱 犿 犻 狀 犻 狊 狋 狉 犪 狋 犻 狅 狀，犅 犲 犻 犼 犻 狀 犵 ，犆 犺 犻 狀 犪犃 犫 狊 狋 狉 犪 犮 狋 ，（），地 球 物 理 学 报（）卷 ；（）（），；，；，犓 犲 狔 狑 狅 狉 犱 狊 ；引言青藏高原东南缘是软弱物质运移、运动方向转换（由 南 南 东 向 南 转 换）的 关 键 位 置（，；，；，；，）因此研究青藏高原东南缘的上地幔热结构，对于理解和探讨该区域的地幔温度分布及其熔融状态具有重要意义，并可为研究地壳内部的温度结构提供下边界约束以及利用地球动力学模型来模拟研究地壳和地幔之间的相互作用（朱涛等，）提供基础资料近年来针对青藏高原东南缘开展了一系列深部结构探测工作一些研究者使用地震波层析成像（，；，；，；，；，；王椿镛等，；李永华等，；胥颐等，；郑晨等，；张智奇等，）方法揭示出该区域地壳内部存在低速异常带 探测结果表明该区域中下地壳普遍存在低阻高导层（，；，；，；金胜等，；程远志等，）一些研究者利用重力学方法进行了研究，结果表明该区域中下地壳存在低密度异常区域（，；，；，）这些研究结果均表明了青藏高原东南缘地壳存在软弱物质，但对于软弱物质的来源 来自青藏高原内还是原地生成尚存在争议大多数研究者认为研究区内的低阻低速层是由青藏高原内部经下地壳流迁移至此（，；，；，；，；，；，；，；，；王椿镛等，；李永华等，；金胜等，；胥颐等，；程远志等，；张智奇等，），也有一些研究者认为研究区内的低阻低速层是由上地幔物质上涌导致的（毕奔腾等，；，）研究青藏高原东南缘的热结构，分析该地区地下温度结构与岩石熔融状态，可为研究壳幔结构和探讨物质运动机制等提供帮助地球内部的温度结构对于研究地球物理学和地球动力学非常重要所有关于上地幔岩石学、流变学和动力学的解释都取决于对上地幔热结构的认识程度（徐义刚等，）目前有直接与间接方法用来获取地球内部的温度直接方法一般采用钻孔测温方法，通过钻孔可以准确地测量地球内部的温度，但由于该方法测量深度浅、测点分布不均匀、钻孔耗资较高等局限性，所以难以获得地球深部的温度间接方法有地热学、岩石矿物学、地球物理学方法，可以间接获取地球内部的温度（，）显然，对于上地幔热结构，只能采用间接方法来获得随着高温高压实验技术的长足进步，推动了电导岩石学物理实验的迅猛发展，通过对地幔岩石、矿物、熔融体等不同成分电导率进行大量研究，积累了丰富的实验数据，建立了电导率与温度、压力、含水量和熔融百分比等物理参数之间的定量关系将这些定量关系与所获得的电阻率分布相结合，可以推断上地幔电导率随温度、熔融百分比等的分布状况一些研究者基于这一思路开展了地球上地幔热结构的研究 和 （）在假设上地幔主要由方辉橄榄石和二辉橄榄岩构成，考虑上地幔岩石仅为固态的情况下，基于加拿大北部一条长约 的所获得的电阻率剖面，采用 （）边界条件（，）作为约束，推断其上地幔温度介于 之间 和 （）在假设上地幔主要由石榴石二辉橄榄岩构成的前提下，综合考虑了上地幔岩石为固态、含水及玄武质岩浆熔融体存在的情况下，基于日本西南部九州俯冲带深度为 的三维电阻率模型，在 条件的约束下，推期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例断了其上地幔温度以及熔融百分比分布研究结果表明干地幔与湿地幔温度分别介于 及 无论是对于干地幔还是湿地幔，在火山区下方的上地幔熔融百分比均可高达，而在非火山区上地幔熔融百分比通常小于 李宝春等（）采用与 和 （）相同的矿物模型和边界约束条件，基于穿过青藏高原东缘的一条长约 的剖面的电阻率结构，推断在松潘甘孜地块上地幔温度介于 之间，熔融百分比达；龙门山断裂带以东、四川盆地西缘上地幔温度介于 之间，熔融百分比介于 ；龙门山断裂下方上地幔温度在 附近，基本没有局部熔融；四川盆地东部上地幔温度介于 之间，没有发生局部熔融在本文的研究中，也采用了基于电导岩石学物理实验建立的矿物电导率与温度、压力、含水量和熔融百分比等参数之间的定量关系及获得的电性结构来推断上地幔温度结构在前人（，；，；李宝春等，）的研究中，采用了来自大陆和俯冲带的上地幔岩石矿物组分来构建上地幔矿物组分模型，这对于我们研究位于大陆内部的青藏高原东南缘的上地幔温度结构来说，显然是不合适的因此，我们首先搜集了大陆上地幔岩石样品的矿物组分实验测量结果，建立了适合于大陆的矿物组分模型；然后基于研究区域内一条长约 的剖面（图）的电阻率结构，推断了研究区域的上地幔热结构，并在此基础上探讨了其地球动力学意义图青藏高原东南缘地质构造与大地电磁测线分布图蓝色圆点为测点位置，白色圆点代表峨眉山大火成岩省内带、中带的分布边界，黑色实线为断裂带：怒江断裂；：澜沧江断裂；：红河断裂；：龙蟠乔后断裂；：鹤庆洱源断裂；：程海断裂；：元谋断裂；：易门断裂；：普渡河断裂；：小江断裂；：威宁水城断裂 兰坪思茅块体；川滇菱形块体；华南块体 ；：；：；：；：；：；：；：；：；：；：；：；研究方法 上地幔矿物组分模型 （）较早提出了上地幔的矿物组分模型他假设上地幔由 的橄榄石（）、的斜方辉石（）、的单斜辉石（）和 的石榴子石（）组成这一模型经过多年的研究与修正，现如今国际地学界广泛接受的上地幔矿物组分模型为 的橄榄石、斜方辉石、的单斜地 球 物 理 学 报（）卷辉石和 的石榴子石（张乐天等，）由于这个模型是基于陆缘和俯冲带下地幔矿物样品的实验结果，所以更适合应用于研究包括大陆俯冲带的地幔热结构本文研究区域位于青藏高原东南缘，是大陆地区，显然使用既包含大陆又包含俯冲带的实验数据来构建矿物模型是不太合理的为获得更适合本文研究区域的上地幔矿物组分模型，我们首先搜集了来自于大陆上地幔的高温高压岩石实验矿物组分测量结果（表）；然后计算了实验测量的矿物组分含量的算术平均值；最后根据岩石中矿物组分含量之和为 进行归算，获得的上地幔矿物组分模型为 的橄榄石、的斜方辉石、的单斜辉石和的石榴子石该模型与李宝春等（）在研究青藏高原东缘的上地幔热结构时所采用的 和 （）利用包含了大陆与俯冲带岩石样品数据获得的上地幔矿物组分模型（，）存在一定的差异确定矿物组分模型后，将根据各矿物组分的电导率与温度关系（节）计算各矿物组分的电导率表大陆上地幔岩石样品的矿物组成犜 犪 犫 犾 犲犜 犺 犲犿 犻 狀 犲 狉 犪 犾 犮 狅 犿 狆 狅 狊 犻 狋 犻 狅 狀狅 犳 狉 狅 犮 犽狊 犪 犿 狆 犾 犲 狊 犮 狅 犾 犾 犲 犮 狋 犲 犱犳 狉 狅 犿犮 狅 狀 狋 犻 狀 犲 狀 狋 犪 犾 狌 狆 狆 犲 狉犿 犪 狀 狋 犾 犲样品（）（）（）（）数据出处 （，）（，）（，）注：样品数据来自 等（）对大陆捕虏体测定上地幔矿物实验结果样品数据来自 等（）对莱索托、罗得西亚、南非和坦桑尼亚金伯利岩中 块捕虏体测定上地幔矿物的平均实验结果样品数据来自 和 （）利用大陆捕虏体测定上地幔矿物实验结果 上地幔矿物电导率与温度关系对于本文所使用的上地幔矿物组分模型中的四种矿物组分，采用了前人根据高温高压实验结果所获得的各种矿物组分电导率的计算公式对于含水与不含水条件下橄榄石（）的电导率（，）：犻 犎犻（）犽 犜犺 犎犺（）犽 犜狆犆 犎狆 犆（）犽 犜，（）其中，下标犻、犺、狆表示三种不同的半导体导电机制，分别对应着离子传导、小极化子传导、质子传导；为指前因子；犎为活化焓；犆为含水重量百分比；是几何因子；犽为玻耳兹曼常数 ；犜为温度（）对于含水与不含水条件下斜方辉石（）的电导率（，）：犺 犎犺（）犽 犜狆犆狑 犎狆 犆狑（）犽 犜，（）对于含水与不含水条件下单斜辉石（）的电导率（，）：犺 犎犺（）犽 犜狆犆狉狑 犎狆（）犽 犜，（）其中，指数狉为常数对于含水与不含水条件下石榴子石（）的电导率（，）：犺 犎犺犘 犞（）犽 犜狆犆狉狑 犎狆犘 犞（）犽 犜，（）其中，犘为压力（）；犞和犞为摩尔体积（）本文采用了犘犵 犺来计算压力为密度（），从 模型（，）获得，犵为重力加速度，其值为 ；犺为深度（）式（）（）中所采用的各参数取值见表 混合模型选取电导岩石学通常对单一矿物进行电导率测定，而天然岩石样本并非单一矿物组成实验室常使用分离法测定全岩电导率，但由于岩石中的矿物组分构成不均匀以及颗粒大小不统一，且岩石样品体积太小并不能代表岩石的整体，因此分离法并不能准确地计算混合体系的整体电导率因此考虑由多种矿物组分组成的上地幔矿物混合模型，才能更准确地计算上地幔整体的电导率（杨晓志，）本文上地幔矿物混合模型为 的橄榄石、的斜方辉石、的单斜辉石和的石榴子石上地幔矿物混合模型的电导率可利用串并联公式、阿尔奇公式（，）、公式（）（，）来进行计算在这些方法中，利用根据变分原理严格推导的 公式（）的计算方法相对稳健可靠，且具有普适性 犖犻狏犻犻 ，（）其中，代表着上地幔岩石电导率的最大值（）和最小值（），狏犻为上地幔矿物混合模型中矿物组分的体积百分含 量，犻为 上地 幔 岩 石中 的每一种矿物组分，即、，犖为上地幔矿物的总数，代表着四种矿物中电导率的最大（）、最 小 值（），犻为 各 矿 物 组 分 的 电导率期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例表上地幔主要组成矿物电导率温度计算公式参数取值犜 犪 犫 犾 犲犘 犪 狉 犪 犿 犲 狋 犲 狉狏 犪 犾 狌 犲 狊狅 犳 犮 犪 犾 犮 狌 犾 犪 狋 犻 狅 狀犳 狅 狉 犿 狌 犾 犪 犳 狅 狉犮 狅 狀 犱 狌 犮 狋 犻 狏 犻 狋 狔犪 狀 犱狋 犲 犿 狆 犲 狉 犪 狋 狌 狉 犲狅 犳犿 犪 犻 狀犿 犻 狀 犲 狉 犪 犾 狊 犻 狀狌 狆 狆 犲 狉犿 犪 狀 狋 犾 犲橄榄石（）（，）斜方辉石（）（，）单斜辉石（）（，）石榴子石（）（，）干湿 犻（）犺（）狆（）犎犻 犎犺 犎狆 狉 犞（）犞（）在计算时，使用式（）（）分别计算出种矿物组分的电导率；然后利用式（）计算出它们组成的混合模型的电导率的最大值 与最小值；最后便可以确定出混合模型的电导率在固相线以下（即矿物未发生熔融）时，种上地幔矿物组分的电导率较低，导致式（）获得的混合模型电导率的最大和最小值相差较小（张乐天等，；李宝春等，），所以一般取其最小值 作为固相情况下混合模型的电导率值（，；张天乐等，；杨晓志，；，；李宝春等，）本文在计算上地幔电导率时，也采用了 公式（）利用本文建立的上地幔矿物组分模型（见 节）所计算的混合模型电导率的最大与最小值相对差异小于，因此，与前人一样（，；张天乐等，；杨晓志，；，；李 宝 春等，），在此取 作为固相情况下上地幔全岩电导率 上地幔固态混合体系的计算上地幔温度在固相线以下时，矿物并未发生熔融，但是可能含有水分，这可能会显著地影响矿物组分，进而影响混合模型的电导率本文对含水矿物组分的电导率采用公式（）（）来进行计算，而后利用公式（）来获得含水混合矿物模型（即，上地幔全岩）的电导率 （）在前人综述和汇编的矿物含水量（，；，；，；，）和地幔含水量（，；，；，；，）的基础上，搜集和分类汇编了包括橄榄岩、榴辉岩、玄武岩、高压巨晶和金伯利岩在内的幔源岩石以及上地幔主要造岩矿物（橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和石榴子石）中的含水量所搜集的岩石样品主要来自于克拉通地区、俯冲带、火山区和其他区域本文研究的区域主要包含了川滇块体（非克拉通大陆地区）和华南块体（扬子克拉通地区），因此，根据 （）汇编的克拉通和非克拉通大陆上地幔橄榄岩中矿物组分的含水量数据，估算出这两个区域上地幔中主要矿物组分橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和石榴子石组成的固态混合体系中水的分配比例分别约为 和 ；以及上地幔全岩含水量的平均值比例约为 但是，由于含水变质矿物以及熔融体所占质量比很低，目前仍无法对上地幔全岩含水量作出准确估算本文使用建立的矿物组分模型（见 节）和一系列上地幔全岩含水量（），在获得的电阻率（见 节）和前人获得的随深度变化的温度结构（见 节）的约束下，估算出满足约束条 件 的 研 究 区域 的 上 地幔 全岩 含 水 量 为 （计算流程见图）确定上地幔全岩含水量之后，每种矿物组分中的含水量可以根据水 在 上 地 幔 矿 物 中 的 分 配 计 算 出，公 式 如 下（，）：犆犠 犇 犇 ，（）犇 犖犻狏犻犇 ，（）式中，犠 为上地幔全岩含水量，犇 为上地幔地 球 物 理 学 报（）卷图简略的计算流程图 固态混合体系中矿物组分中水的分配系数（代表、），犇 表示为水在橄榄岩中的分配系数，犆表示不同矿物组分的含水重量百分比，即为公式（）（）式中的犆狑，用于计算矿物电导率 上地幔固态熔融态混合体系的计算当上地幔温度高于固相线时，产生局部熔融，上地幔由固态混合体系转变为固态与熔融态混合体系由于上地幔混合体系的改变，水在熔融体及上地幔四种矿物之间的分配系数需要重新考虑 和 （）在对大量来自于上地幔的名义上无水矿物和熔融体之间水分配实验研究总结和分析的基础上，给出了在上地幔熔融条件下的主要矿物组分与熔融体中水的分配系数（表）由于石榴子石中水的分配系数只给出了上限值，因此本研究中取所有矿物组分中分配系数的最大值，即熔融体橄榄石斜方辉石单斜辉石石榴子石 作为固态熔融态混合体系中水的分配比，然后利用公式（）来确定在给定上地幔全岩含水量情况下熔融体和四种矿物中的含水量（，）犆犠 犇 犇 ，（）犇 犖犻狏犇 ，（）式中犇 为水在橄榄岩和熔融体之间的分配系数，犇 为水在各矿物和熔融体之间的分配系数表主要矿物组分与熔融体中水的分配系数犇 范围（据犓 狅 犺 狀犪 狀 犱犌 狉 犪 狀 狋，）犜 犪 犫 犾 犲犕 犪 犻 狀犿 犻 狀 犲 狉 犪 犾 狊 犮 狅 犿 狆 狅 狊 犻 狋 犻 狅 狀 狊犪 狀 犱犱 犻 狊 狋 狉 犻 犫 狌 狋 犻 狅 狀犮 狅 犲 犳 犳 犻 犮 犻 犲 狀 狋犇 狉 犪 狀 犵 犲狅 犳狑 犪 狋 犲 狉 犻 狀犿 犲 犾 狋（犳 狉 狅 犿犓 狅 犺 狀犪 狀 犱犌 狉 犪 狀 狋，）犇 实验研究表明当岩石发生熔融时，黏滞度便出现明显减小，如果熔融体连通性好的话，可减小一个量级（赵国泽等，）当上地幔岩石发生熔融时，由于熔融体容易形成连通网络的特性，上地幔混合体系中的熔融体是连通的，使得整体电导率明显增大此时可以取 方法（，）获得的电导率上限值 作为固态与熔融态混合体系的电导率上地幔固态与熔融态混合体系的电 导 率 的 计 算 公 式（，）为 犉 （）犉 （），（）式中，为上地幔熔融体的电导率；为固态上地幔的电导率，即为公式（）中的；犉为熔融百分比 等（）根据实验测量结果，提出了一种上地幔熔融体电导率的计算公式，在不考虑 影响时，可采用如下计算公式（，）：犈（）犚 犜，（）（）犈犲，（）犈犪 （犫 犆 狑）犮，（）犆 犠 犉（犉）犇 ，（）式中犚是气体常数，（指前因子）和犈（活化能）分别代表两个阿伦尼乌斯定律的激活能项犆 狑为挥发分含量犪、犫、犮、犱、犲都是常数取值见表表上地幔熔融体电导率温度计算公式参数取值（据犛 犻 犳 狉 犲 狋 犪 犾，）犜 犪 犫 犾 犲犘 犪 狉 犪 犿 犲 狋 犲 狉狏 犪 犾 狌 犲 狊狅 犳 犮 犪 犾 犮 狌 犾 犪 狋 犻 狅 狀犉 狅 狉 犿 狌 犾 犪 犳 狅 狉犮 狅 狀 犱 狌 犮 狋 犻 狏 犻 狋 狔犪 狀 犱狋 犲 犿 狆 犲 狉 犪 狋 狌 狉 犲狅 犳狌 狆 狆 犲 狉犿 犪 狀 狋 犾 犲犿 犲 犾 狋（犳 狉 狅 犿犛 犻 犳 狉 犲 狋 犪 犾，）参数犪犫犮犱犲数值 期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例在上地幔熔融条件下，和 的计算需要犉，因此确定不同条件下的犉值也是计算过程的重要一环 等（）在无水与含水条件下对二辉橄榄岩的局部熔融过程进行了研究，提出了无水熔融（见 节）和含水熔融（见 节）条件下的熔融百分 比犉随 压 力犘、温 度犜及 全 岩 含 水 量犠 和上地幔矿物 变化的定量关系（本文公式（）（）出自 等（）无水熔融犉 （犜）犜（犜，犘），（）犜（犜，犘）犜犜 （犘）犜 （犘）犜 （犘），（）式中 为熔融函数的指数，犜 为固相线温度，犜 为二辉橄榄岩液相线温度，犜 是模型橄榄岩体系的液相线温度，计算公式如下：犜 犃犃犘犃犘，（）犜 犅犅犘犅犘，（）犜 犆犆犘犆犘（）此时犉犉 为 耗尽前的熔融百分比犉 为 完全消耗时的熔融百分比，计算公式为犉 犕 犚 （犘），（）犚 （犘）狉狉（犘），（）式中，犕 是等压熔解固体橄榄岩中 的重量分数，即犕 ；狉狀为 的熔化反应系数，狉 ，狉 随着矿物进一步产生局部熔融，主要消耗 ，熔融百分比可由下式计算：犉 （犜）犉 （犉 ）犜犜 犜 犜 ，（）犜 犉 （犜 犜 ）犜 ，（）其中犜 为 完全消耗时的温度，为熔融函数的指数，在此阶段犉犉 含水熔融在矿物含水条件下发生局部熔融时，固、液相线温度的计算公式变化为如下形式：犜 （犘）犜 （犘）犜（犠），（）犜 （犘）犜 （犘）犜（犠），（）犜 （犘）犜 （犘）犜（犠），（）式中犜（犠）是熔融体中的水含量犠导致的固、液相地幔的温度下降量它们满足：犜（犠），（）犜（犠犠 ）犜（犠 ），（）式中犠 （犘）是熔融体中水完全饱和时水的重量百分比，是压力的函数，满足以下关系：犜（犠）犓犠，（）犠 犘犘，（）式中犓 ，和 当熔融体中水饱和时，犠犠 ；当熔融体中水不饱和时，犠犠 犇 犉（犇 ），（）熔融百分比犉的总熔解函数为犉（犘，犜，犠 ）犜（犜 犜（犠（犠 ，犘，犉）犜 犜 （）公式（）（）涉及到的参数见表，计算得到的不同深度、不同全岩含水量条件下熔融百分比与温度关系见图表熔融百分比温度公式参数（据犓 犪 狋 狕犲 狋 犪 犾，）犜 犪 犫 犾 犲犉 狅 狉 犿 狌 犾 犪狆 犪 狉 犪 犿 犲 狋 犲 狉 狊狅 犳犿 犲 犾 狋狆 犲 狉 犮 犲 狀 狋 犪 犵 犲 狋 犲 犿 狆 犲 狉 犪 狋 狌 狉 犲（犳 狉 狅 犿犓 犪 狋 狕 犲 狋 犪 犾，）参数犃犃犃犅犅犅犆犆犆（）（）（）（）（）（）（）（）（）取值 图表明，无论混合矿物体系处于无水熔融（图中实线），还是含水熔融（图中虚线）状态，随着熔融体含量的升高，导致混合矿物体系熔融所需要的温度会随之升高；一般情况下，混合矿物体系所处的深度（压力）越浅（越小），产生相同熔融体含量所需要的温度就越低；全岩含水量越低，产生相同熔融体含量所需要的温度就越高不过，当熔融体完全由单斜辉石（）产生（图中曲线拐点之下的区域）时，全岩含水量对产生熔融体所需要的温度的影响比较显著，而当熔融体主要由斜方辉石（）产生（图中曲线拐点之上的区域）时，全岩含水量对产生熔融体所需要的温度的影响较小，尤其当熔融体含量超过 时图还表明，深度（压力）越浅（越小），混合矿物体系开始出现熔融时所需要的温度相对越低；全岩含水量越低，混合矿物体系开始出现熔融时所需要的温度相对越高地 球 物 理 学 报（）卷图不同深度、不同全岩含水量下熔融百分比与温度关系 利用前面建立的矿物组分模型和公式（）（），可以计算出非克拉通与克拉通地区不同全岩含水量以及不同深度条件下上地幔电导率与温度的定量关系曲线，如图、图所示从图中可以看出，电导率随着温度的升高而显著增大：当温度升高一倍，即从 升高到约 时，混合矿物体系的电导率会升高约个量级；当混合矿物体系开始产生局部熔融时，电导率值发生阶跃式升高，不过全岩含水量越高，电导率阶跃式上升的幅度就越小；当混合矿物体系在产生局部熔融之前时，一般情况下，克拉通地区的电导率值高于其他（非克拉图非克拉通地区，不同深度、不同全岩含水量下上地幔电导率温度关系 图克拉通地区，不同深度、不同全岩含水量下上地幔电导率温度关系 通）地区；在深度和温度相同时，克拉通与非克拉通地区的电导率值都表现出随着全岩含水量的增大而增大与图相同，图和图还表明了全岩含水量越高，混合矿物体系开始产生局部熔融时所需要的温度就越低，即更容易发生局部熔融；深度越深，开始产生局部熔融时所需要的温度越高青藏高原东南缘上地幔热结构计算上地幔热结构的流程图见图本部分首先介绍了要获得合理的上地幔热结构的约束条件（见 节）；然后获得并分析了仅在电阻率结构（图）约束下的不含水（节）和含水（节）条件下的温度结构并讨论了其合理性；最后介绍了在电阻率结构（图）和前人获得的随深度变化的温度（图）同时约束下获得合理的上地幔温度结构的方法 约束条件为了获得合理的青藏高原东南缘上地幔热结构，本文采用了获得的电阻率和前人获得的随深度变化的温度结构犜 作为约束条件 电阻率结构本文采用的约束条件之一是程远志等（）利用获得的一条穿过青藏高原东南缘的电阻率结构（图）该剖面始于兰坪思茅块体、穿过了川滇菱形块体、终止于华南块体，长约 （图）该剖面是程远志等（）利用平均点距约 的期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例图上地幔电导率计算流程图 个测 点 的 数 据 和 二 维 非 线 性 共 轭 梯 度（）反演方法而得到的在数据处理和反演中，程远志等（）采用了 公司的 软件和陈小斌等（）编制的大地电磁数据处理系统 他们分析了观测数据的二维偏离度、电性主轴方位角以及倾子等，对视电阻率进行了静态校正，选取了最佳的正则化因子，采用二维非线性共轭梯度法和 联合模式进行了反演反演中使用了 个有效频段为 、个有效频段为 和 个有效频段为 测点的观测数据；视电阻率和相位误差门限均为，初始模型为 均匀半空间，光滑因子；反演迭代了 余次，最终对观测数据的拟合均方根偏差为 模型响应数据对观测数据拟合良好（参考程远志等（）的图）同时，我们对比分析了与剖面位置（约 ）接近的两个最近发表的地震波成像结果，他们分别位于 （郑晨等（）图）和 （张智奇等（）图）通过对比分析图显示的电阻率结构与这两个剖面的地震速度结构，可以看出电阻率结构与地震速度结构具有良好的一致性，尤其是川滇菱形块体下的高导低阻区域与地震低速结构、以及华南克拉通下的高阻区域与高速结构的位置非常吻合；进一步分析发现电阻率结构（图）与张智奇等（）的速度结构非常一致因此图显示的视电阻率结构是可靠的图揭示出，剖面上地壳电性结构呈现出明显的分块特征，主要断裂带作为不同电性结构块体边界川滇菱形块体具有相对复杂的电性结构，上地壳的电性结构呈现出高、低阻相间的分布特征，高、低阻转换发生在地表断裂带处兰坪思茅块体上地壳、川滇菱形块体东部中上地壳和中西部下地壳、以及华南块体西部中上地壳存在明显的低阻层华南块体的壳幔高阻层，反映了古老、稳定的扬子克拉通地 球 物 理 学 报（）卷图青藏高原东南缘二维反演电性结构模型（程远志等，）：澜沧江断裂带；：红河断裂带；：龙蟠乔后断裂带；：鹤庆洱源断裂带；：程海断裂带；：元谋断裂带；：易门断裂带；：普渡河断裂带；：小江断裂带；：威宁水城断裂带黑色实线代表断裂 （，）：；：；：；：；：；：；：；：；：；：基底的电性特征研究区壳内低阻层发育，但地块之间存在明显差异，可能反映了不同的低阻层成因（，；，；，；，；，；赵国泽等，；程远志等，）在壳幔边界（图中虚线）以下区域，兰坪思茅块体、华南块体存在部分高阻区域，川滇菱形块体呈现出中、低阻特征 随深度变化的温度结构安美建和石耀霖（）利用一维稳态热传导方程和地震波速度获得了中国大陆地壳和上地幔的温度结构（图 中标注 的紫色虚线）和 （）利用随深度变化的热扩散系数计算了全球温度结构（图 中标注 的紫色实线）考虑到温度结构的不确定性，本文采用安美建和石耀霖（）与 和 （）温度结构的平均值犜 （图 中的蓝色实线）作为第二个约束条件来确定可靠的青藏高原上地幔热结构 上地幔温度结构根据地震层析成像（，；，；，）和重力反演（郭良辉等，）所获得的地壳厚度，研究区域的平均地壳厚度约为 （图中的虚线）由西（兰坪思茅块体）向东（华南块体），地壳厚度逐渐变薄对于地壳之下（图中虚线之下）的上地幔，以电性结构模型（图）作为约束条件，采用上述计算岩石电导率的方法和矿物组分模型（详见第部分），我们分别计算了上地幔矿物不含水（犠 ）和含水情况下的上地幔温度 不含水的温度结构图 显示了基于图的电阻率结构获得的上地幔矿物在不含水（犠 ）情况下的温度结构，相应的上地幔矿物熔融百分比分布见图 图 表明在上地幔矿物不含水的情况下，研究区域的上地幔温度范围为约 ，且温度随着深度加深而升高，以浅温度的横向变化相对强烈，在此之下的则不明显相应的上地幔矿物的熔融百分比分布（图 ）表明，上地幔矿物的熔融随着深度的变浅而增强，最大熔融百分比超过了图 揭示出，在无水条件下，要获得图显示的上地幔电阻率结构，那么约 以深（图 中的虚线、或者图 中标注 的黑色实线拐点之下）的区域就不会出现局部熔融，而该深度（图 中的虚线、或者图 中标注 的黑色实线拐点）之上的区域则需要出现局部熔融；且深度越浅，熔融程度越高（图 ；图 中的黑色实线），最高熔融百分比区域出现在攀枝花，超过了（图 ）根据图 的温度结构获得的随深度的平均值见图 中标注 的黑色实线与安美建和石耀 霖（）以及 和 （）获得的温度结构（图 中标注 和 的紫色虚线和实线）相比，利用不含水的上地幔矿物组分模型获得的温度明显高得多，表明不含水的上地幔矿物组分模型无法合理地解释图显示的电阻率结构，即获得的温度结构是不合理的期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例图（）前人获得（紫色实线和虚线）和模型预测（黑色和绿色实线）的温度结构实线上的数值表示模型中的上地幔矿物的含水量 、和蓝色实线分别代表安美建和石耀霖（）、和 （）的结果以及它们的平均值犜 红色虚线代表本文最终结果的平均值犜 ；（）模型预测的矿物熔融百分比随深度的变化 （）（）（），（），（）犜 ，犜 ；（）图不同全岩含水量时上地幔温度分布图 含水的温度结构图 和图 显示了一系列含水情况下的温度结构和熔融百分比分布可以看出，当全岩含水量犠 （注：图显示的含水量在整个上地幔中是均匀分布的）时，不需要上地幔矿物局部熔融才能获得温度结构的区域（图 中犉 的区域）会随着全岩含水量发生变化当犠 时，该区域会随着犠 的升高而逐渐缩小，在犠 时该区域基本上消失然后，随着犠 的增加，该区域逐渐扩张当犠 增加到地 球 物 理 学 报（）卷图 不同全岩含水量时上地幔熔融百分比分布图 及更高值时，图中能被解释的区域全部必须用无熔融的矿物模型来解释也就是说，矿物含水和熔融都会导致矿物电导率的升高（电阻率的降低），但在不同的全岩含水量区间，导致矿物电导率升高的主要机制是不同的当犠 时，随着全岩含水量的增加，矿物熔融在导致电导率升高中的作用逐渐增强当犠 时，矿物熔融的作用达到了最强，图中绝大部分的电阻率都需要矿物熔融作用的参与才能得到解释随着全岩含水量的继续增加，水的作用逐渐增强，矿物熔融的作用则逐渐减弱当犠 时，图中几乎所有的电阻率都不需要矿物熔融，而仅有水的存在就能得到解释随着全岩含水量犠 的增加，由图所示的电阻率约束而获得的温度呈现出单调降低的趋势（图，图）；温度降低的速率呈现出了减小的总体趋势，但并非是单调的（图）从图 和图 可以看出，犠 从 增加到 的过程中，平均温度从约 快速降低到了约 温度降低的速率也单调地从约 迅速降低到了约 ，平均降低速率约 ；然后随着犠 增加到 ，平均温度降低到了约 ，温度降低的速率在 之间变化，平均降低速率约 比前一段（犠 ）的降低速率减小了约七分之六，即降低的速率显著降低；随后犠 增加到 ，平均温度降低到了约 ，温度降低的速率出现局部峰图 不同全岩含水量模型预测的上地幔平均温度、平均熔融百分比和它们随全岩含水量变化的速率 ，值，约为 与上一段（犠 ）的温度降低速率相比，增大了约倍，即降低的速率明显增大；此后，随着犠 继续增加 ，平均温度降低到了约 ，温度降低的速率从约 单调地降低到了约 ，平均降速约为 ，与上一段（犠 ）的温度降低速率相比，减小了约三分之一，即降低的速率明显减小；此后，随着犠 继续增加 期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例 ，平均温度缓慢地降低到了约 ，温度降低的速率变化不明显，在约 之间，略低于前一段（犠 ）的温度降速从图 和图 可以看出，当犠 时，随着深度变浅，矿物的熔融程度具有增大的趋势；且随着犠 的增加，深度约 以上的区域的矿物熔融程度快速降低，而之下的区域则逐渐增强当犠 时，随着犠 的增加，整个上地幔的矿物熔融程度会逐渐增强当犠 增加到约 时，矿物熔融程度会达到局部峰值此后，矿物 熔 融 程 度 则 随 着犠 增 加 而 逐 渐 降 低当犠 时，矿物熔融百分比降低到，即此时矿物熔融在降低电阻率值时已经不发挥作用，而仅由矿物中的水所导致 合理的温度结构从 节的分析可知，不含水的上地幔矿物组分模型预测的温度比前人（安美建和石耀霖，；，）的明显高得多（图），是不合理的对于含水的上地幔矿物组分模型，从图 可以看出，当犠 时，模型预测的温度也比前人的高犠 越小（即全岩含水量越低），与前人获得的温度的差异就越大；当犠 升高到 时，模型预测的约 以深的温度已经接近和位于前人获得的温度范围（图 中标注 和 的紫色虚线和实线之间）内，但是在 以浅，模型预测的温度大于他们之间的最大值，且深度越浅，差异就越大当犠 时，与犠 时相同，模型预测仅有部分深度的温度位于前人获得的温度范围内，这表明如果模型中的全岩含水量均匀分布，是无法在图所示的电阻率结构的约束下获得合理的温度结构的因此，根据图 的结果，我们获得了随深度变化的全岩含水量（图 ）图 表明在上地幔浅部 深度，犠 达到了约 ；之后，随着深度增加到约 ，犠 逐渐降低到了约 ；随着深度继续增加犠 的降低速率大幅度减缓，到 约为 根据图 的全岩含水量分布，获得了相应的温度结构（图 ）和熔融百分比分布（图 ）图 和图 表明，研究区的上地幔温度位于约 之间，呈现出由浅至深逐渐增加的总体趋势在 以浅的区域，华南块体（克拉通地区）下的上地幔温度约为 ，明显低于川滇和兰坪思茅块体（非克拉通地区）的 ；与 以深的区域相比，温度的横向变化相对强烈在 以深的区域，华南块体与川滇和兰坪思茅块体下的上地幔温度差异明显比 以浅的小得多，并且温度的横向变化很小，表现出明显的分层特征与 温 度 结 构相 对应 的 矿 物熔 融百 分 比 分 布图（）本文所采用的随深度变化的全岩含水量以及相应的（）上地幔温度结构和（）上地幔熔融百分比分布 （）（）（）地 球 物 理 学 报（）卷图 不同深度上的平均温度（）和平均熔融程度分布（）（）（）图 和平均熔融程度分布图 表明，随着深度的加深，平均熔融程度呈现出了先增加后减小的总体变化趋势矿物熔融百分比分布图 表明，研究区域的矿物熔融程度位于 之间，在 以浅的区域，华南块体的上地幔矿物几乎未发生熔融；然后随深度加深逐渐增加，到 附近矿物平均熔融程度达到最高，约 ，而局部最强矿物熔融出 现华 南块体 东部（水 平 坐标 附近），约 ；此后矿物熔融程度则逐渐降低川滇和兰坪思茅块体的上地幔矿物在约 以浅几乎未发生熔融；然后随深度增加到 左右，矿物熔融程度逐渐增强，最大矿物熔融百分比约为，明显比华南块体高在攀枝花和（龙蟠乔后断裂带）、（鹤庆洱源断裂带）、（程海断裂带）断裂带下的 面附近出现局部强烈熔融区，最大值分别达到约 和；此后矿物熔融程度则逐渐降低 讨论在获得的青藏高原东南缘的一条电阻率剖面（图）和安美建和石耀霖（）、和 （）获得的温度结构（图 中标注 和 的紫色虚线和实线）的平均结果（图 中的蓝色实线）约束下，利用高温高压实验结果获得的大陆上地幔矿物组分模型和矿物组分的温度 电导率关系，获得了上地幔的温度结构（图 ）根据该温度结构获得的随深度变化的平均温度曲线（图 中的红色虚线）与安美建和石耀霖（）、和 （）获得的温度结构（图 中标注 和 的紫色虚线和实线）的平均结果（图 中的蓝色实线）几乎重合，表明了本文的温度结构的合理性李宝春等（）采用获得的电阻率结构和本文的方法曾获得了一条起始于巴颜喀拉块体，穿过松潘甘孜块体、龙门山断裂带、四川盆地，终止于华南块体的长约 剖面的上地幔温度结构他们的温度结构表明，青藏高原东缘的松潘甘孜块体的上地幔温度介于 之间；龙门山断裂以东、四川盆地西缘介于 之间；以及四川盆地东部的华南克拉通介于 之间本文的温度整体上明显比李宝春等（）的低得多，在克拉通地区，尤为显著同时，与安美建和石耀霖（）、和 （）的温度相比，他们获得相同深度上的温度明显高得多，表明了他们的结果可能是不合理的造成这种结果的主要原因可能有：第一，李宝春等（）在计算温度时，采用了完全均匀分布的全岩含水量根据本文图 的结果，完全均匀分布的全岩含水量仅能合理地获得一定深度范围而非整个上地幔内的温度；第二，他们采用了 和 （）建立的应用于俯冲带的上地幔矿物组分模型，而他们的研究区域完全位于大陆内部；第三，在计算固态熔融态混合体系的电导率时，李宝春等（）使用了 和 （）建立的上地幔熔融条件下的主要矿物组分中的水分配系数 熔融体橄榄石斜方辉石单斜辉石石榴子石 在建立该分配系数时，和 （）采用了 和 （）给 出 的 橄 榄 石、单 斜辉石和石榴子石中水分配的最大值，而对于斜方辉石，则采用了水分配的最小值，这可能是不合理的本文采用的电阻率结构位于青藏高原东南缘，在川滇块体以及川滇和华南块体的过渡带的中下地期王雪雨等：约束的青藏高原东南缘上地幔热结构研究 以兰坪贵阳剖面为例壳和上地幔内都存在明显的高导低速层（图）这种特征在青藏高原其他区域的地壳上地幔内也曾被探测到，并被认为主要是富水流体和或矿物部分熔融共同作用的结果（，；，；，；，；，；，）本文的研究表明，要获得在图的电阻率结构约束下的合理的上地幔温度，除了需要随深度变化的全岩含水量外，上地幔的大部分区域中的矿物还需要产生局部熔融，即在上地幔矿物中水和矿物熔融的共同作用下，才能获得合理的温度结构，支持了前人的研究结果中下地壳中的高电导率