胥頤，劉勁松，黃忠賢，楊曉濤，陳晨

1中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，油氣資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029 2中國地震局地殼應(yīng)力研究所，北京 100085

1 引言

青藏高原是全球最年輕和最活躍的內(nèi)陸造山帶，也是探索印度大陸與歐亞大陸碰撞過程和造山作用的重要區(qū)域.迄今為止，高原的隆升原因和擴(kuò)張機(jī)制仍然是中外地球科學(xué)家關(guān)注的熱點(diǎn)問題，為此開展了大量的深部地球物理工作，其中地震學(xué)作為探測(cè)地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的重要方法起到了至關(guān)重要的作用.近些年來，隨著觀測(cè)數(shù)據(jù)的不斷豐富，地震學(xué)研究的分辨精度逐漸提高，青藏高原的巖石層結(jié)構(gòu)和深部構(gòu)造格局也越來越明確.特別是上地幔的橫向非均勻性與深層動(dòng)力因素有著密切的聯(lián)系，成為了解高原內(nèi)部及周邊地區(qū)碰撞變形過程的重要依據(jù).目前取得的資料表明，青藏高原的巖石層結(jié)構(gòu)不僅與印度大陸、塔里木、柴達(dá)木、鄂爾多斯和四川盆地存在差異（Curtis and Woodhouse，1997；Yanovskaya et al.，2000；蘇偉等，2002；Friederich，2003；Zhou and Murphy，2005；Li et al.，2008；Chen et al.，2010a；Wei et al.，2012），即使是高原北部和南部也有所不同，以地震波的速度（P波和S波）和地幔各向異性的變化尤為突出：青藏南部和印度北部上地幔速度普遍偏高，地幔各向異性較弱，快波方向相對(duì)發(fā)散；青藏北部羌塘至松潘—甘孜地區(qū)上地幔速度明顯偏低，短周期Sn波不能有效傳播，地幔各向異性強(qiáng)烈，快波方向與地殼運(yùn)動(dòng)方向趨于一致（Ni and Barazangi，1983；Brandon and Romanowicz，1986；Wittlinger et al.，1996；Rodgers and Schwartz，1998；McNamara et al.，1994；Hirn et al.，1995；Lavéet al.，1996；Sandvol et al.，1997；Chen et al.，2010b）.滇西地區(qū)雖然上地幔速度比較低，但是地幔各向異性的快波方向卻偏離了青藏地殼塊體的運(yùn)動(dòng)方向而轉(zhuǎn)向近東西方向（Lev et al.，2006；Flesch et al.，2005），即存在殼幔解耦，此外還與青藏北部一樣分布有上新世和全新世的火山活動(dòng).上述現(xiàn)象不僅涉及到高原及周邊地區(qū)的上地幔結(jié)構(gòu)組成和橫向變化，而且與印度大陸的向北擠入以及印緬塊體的向東俯沖等深部動(dòng)力作用密切相關(guān).

2009—2012年，中國地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所主持編制了“中國海陸地質(zhì)地球物理系列圖”，其中包括體波層析成像和面波層析成像的結(jié)果.為了深入了解青藏高原和周邊地區(qū)的巖石層結(jié)構(gòu)和深部動(dòng)力性質(zhì)，本文利用P波速度圖像并結(jié)合相關(guān)資料對(duì)上述區(qū)域的上地幔結(jié)構(gòu)進(jìn)行綜合分析，著重探討羌塘、松潘—甘孜和滇西地區(qū)上地幔低速異常的成因和深部動(dòng)力性質(zhì)（圖1）.

2 上地幔速度結(jié)構(gòu)

根據(jù)新近編制的“中國海陸地震層析成像圖”，選取并編輯了中國西部地區(qū)的P波速度分布圖（圖2）.范圍涵蓋了青藏高原以及周邊的印度大陸、塔里木、柴達(dá)木、鄂爾多斯和四川盆地等，深度為71km至210km，主要反映莫霍面下方巖石層地幔的速度結(jié)構(gòu).使用的地震數(shù)據(jù)來自中國和周邊國家及地區(qū)1978—2008年期間1510個(gè)臺(tái)站記錄的24990個(gè)地方震和近震、共793305個(gè)P波到時(shí)，還有809個(gè)臺(tái)站記錄的11276個(gè)遠(yuǎn)震的133189個(gè)P波到時(shí).初始模型參考了中國大陸地區(qū)的地震層析成像結(jié)果和全球各向同性地球模型IASPEI91（Kennett and Engdahl，1991；Sun and Toks?z，2006；Huang and Zhao，2006）.水平方向沿著經(jīng)度和緯度采用了0.5°～1.0°的網(wǎng)格劃分（臺(tái)站密集的地區(qū)為0.5°×0.5°，臺(tái)站稀疏的地區(qū)為1.0°×1.0°），深度方向則以水平層狀界面作為縱向網(wǎng)格面.走時(shí)計(jì)算采用三維射線追蹤，反演采用線性化的阻尼最小二乘法（Paige and Saunders，1982）.初次迭代采用一維速度模型，隨后采用前次迭代的輸出結(jié)果（三維速度模型）作為輸入模型.圖2以色標(biāo)表示相對(duì)于參考模型的速度變化，藍(lán)色區(qū)域表示P波速度大于初始模型的參考值，紅色區(qū)域表示P波速度小于初始模型的參考值.

圖1 中國西部及鄰區(qū)地貌和構(gòu)造綱要圖Fig.1 Map of topography and tectonic outline in western China and adjacent areas

71km深度位于青藏高原的莫霍面下方以及周邊地區(qū)的上地幔頂部（Uppermost mantle）.最明顯的特征是青藏高原和滇西地區(qū)的低速區(qū)（速度值為7.7～8.0km·s－1）（圖2a），該低速區(qū)涵蓋了青藏北部的昆侖山、唐古拉山、巴顏喀拉山和川西高原，經(jīng)三江流域延伸至云南西部和泰緬一帶.與此形成對(duì)照，周邊地區(qū)大都為高速區(qū)（速度值為8.1～8.3km·s－1），主要包括藏南的岡底斯山、喜馬拉雅和印度大陸北部，還有西面的塔里木、北面的柴達(dá)木和祁連山、東面的鄂爾多斯和四川盆地等.

在120km深度上（圖2b），青藏高原及周邊的低速區(qū)分布在以下地區(qū)：一是青藏北部昆侖山和唐古拉山之間的羌塘地區(qū)，二是青藏東部的松潘—甘孜地區(qū)，三是青藏東南邊緣的滇西和泰緬一帶，速度值在7.82～8.06km·s－1之間.上述三個(gè)低速區(qū)彼此之間被高速區(qū)分隔，不再是一個(gè)連續(xù)分布的低速區(qū)；周邊的岡底斯山、喜馬拉雅、印度大陸、塔里木、柴達(dá)木、鄂爾多斯和四川盆地仍然顯示出較高的速度（8.14～8.38km·s－1）.

圖2 青藏高原及鄰區(qū)71～210km深度的P波速度分布圖Fig.2 P－wave velocity maps at 71～210km depths beneath the Tibetan plateau and adjacent areas

171km深度的速度分布與120km深度的速度分布較為相似（圖2c）.青藏高原內(nèi)部的羌塘和松潘—甘孜低速區(qū)更為明顯，范圍也有所擴(kuò)大，速度值為8.03～8.17km·s－1.其中羌塘低速區(qū)向西擴(kuò)展至塔里木盆地邊緣的民豐、向東擴(kuò)展至青海格爾木附近；松潘—甘孜的低速區(qū)則向東擴(kuò)展至天水，向西擴(kuò)展至巴顏喀拉山，向北延伸至河西走廊的張掖、嘉峪關(guān)一帶.滇西至泰緬的低速區(qū)與120km深度上的情形相似.高速區(qū)仍然分布在上述低速區(qū)周邊的岡底斯山、喜馬拉雅、印度大陸、塔里木、柴達(dá)木、鄂爾多斯和四川盆地，還有羌塘和松潘—甘孜兩個(gè)低速區(qū)之間的通天河—扎曲—怒江一帶，速度值在8.22～8.37之間.

至210km深度時(shí)（圖2d），位于羌塘和松潘—甘孜的兩個(gè)低速區(qū)已經(jīng)連為一體，形成西至塔里木盆地邊緣、東至龍門山、南至唐古拉山、北至昆侖山的青藏北部低速區(qū)，速度值為8.08～8.26km·s－1；該低速區(qū)西面的克什米爾、喀喇昆侖山、南面的岡底斯山、喜馬拉雅和印度大陸、北面的塔里木盆地，東面的鄂爾多斯和四川盆地仍為高速區(qū)，速度值為8.32～8.50km·s－1；祁連山以北地區(qū)的平均速度略微偏低.

由于上述深度范圍主要涉及巖石層地幔，可以根據(jù)P波速度的變化大致估計(jì)其結(jié)構(gòu)組成和深部動(dòng)力性質(zhì).一般而言，構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定的大陸塊體通常具有較大的巖石層厚度和較高的地震波速度，而構(gòu)造活動(dòng)地區(qū)由于地幔熱流物質(zhì)的侵入導(dǎo)致巖石層減薄或局部熔融，上地幔往往顯示出偏低的地震波速度.因此，根據(jù)高速區(qū)的分布可以大致推斷，印度大陸、塔里木、鄂爾多斯和四川盆地的巖石層厚度均超過210km，而且印度大陸已經(jīng)向北擠入藏南的岡底斯山和喜馬拉雅一帶；羌塘、松潘—甘孜和滇西地區(qū)的上地幔存在熱異常，巖石層相對(duì)較薄，這些現(xiàn)象反映了青藏高原及周邊地區(qū)巖石層結(jié)構(gòu)的基本特征和深部動(dòng)力性質(zhì).

3 與相關(guān)研究的對(duì)比

為了確認(rèn)圖2所示上地幔速度結(jié)構(gòu)的變化并深化對(duì)其構(gòu)造內(nèi)涵的理解，首先將本文的結(jié)果與近些年的相關(guān)資料進(jìn)行對(duì)比，主要包括體波和面波層析成像以及地幔各向異性等方面的成果，關(guān)注的重點(diǎn)是羌塘、松潘—甘孜和滇西地區(qū)的低速異常以及與周邊地區(qū)的差異.

71km深度的速度分布可與Pn波層析成像的結(jié)果進(jìn)行對(duì)比.根據(jù) McNamara等（1997）以及Liang和Song（2006）的研究，青藏北部羌塘至松潘—甘孜地區(qū)上地幔頂部的P波速度明顯偏低，與Sn波衰減區(qū)十分吻合（Ni and Barazangi，1983）.該低速區(qū)在青藏東南邊緣延伸至滇西和泰緬一帶，周邊地區(qū)如喜馬拉雅、塔里木、柴達(dá)木和四川盆地均為高速區(qū)，總體特征與71km深度的P波速度分布非常相似.2008年汶川8級(jí)地震發(fā)生后，Xu等（2010）利用層析成像方法反演了川西地區(qū)的Pn波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果揭示了龍門山斷裂兩側(cè)的速度差異：川西高原速度明顯偏低，四川盆地速度相對(duì)偏高.此外，崔仲雄和裴順平（2009）、Xu和Song（2010）、李飛等（2011）也都利用層析成像方法分析了青藏東部及川滇地區(qū)的Pn波速度結(jié)構(gòu)，印證了松潘—甘孜和滇西地區(qū)上地幔頂部的低速異常.

早期的層析成像研究揭示出青藏北部的上地幔速度偏低，隨著觀測(cè)數(shù)據(jù)的不斷增加，反演精度逐漸提高，青藏北部和南部以及與周邊地區(qū)的上地幔速度差異也越來越明顯.蘇偉等（2002）的研究表明，羌塘和松潘—甘孜地區(qū)的低速層主要分布在83°E以東地區(qū)，深度范圍在70～150km之間，藏南地區(qū)的上地幔頂部則沒有低速層；Zhou和Murphy（2005）的研究表明，印度大陸和藏南地區(qū)的高速異常深度達(dá)160～260km，青藏北部低速異常的深度則達(dá)到310km.Li等（2008）的研究證實(shí)，與帕米爾、喜馬拉雅、鄂爾多斯和四川盆地相比，青藏北部上地幔低速層的深度達(dá)到300km，而印度大陸至喜馬拉雅的高速異?？上虮毖由熘?00～300km的深度（圖3）；Wei等（2012）的研究也表明，藏南地區(qū)和印度北部的高速異常深度達(dá)到150～250km，柴達(dá)木的達(dá)到150km，塔里木的大于200km，鄂爾多斯和四川盆地的至少達(dá)到300km.此外，根據(jù)大地電磁測(cè)深的結(jié)果（Unsworth et al.，2004），羌塘和松潘—甘孜地區(qū)200km深度以內(nèi)的上地幔電阻率普遍偏低（僅10～30Ωm），而昆侖山以北則顯示出大陸穩(wěn)定地區(qū)巖石層地幔的高電阻特性.

在青藏東部和東南邊緣，郭飚等（2009）利用體波層析成像方法反演了川西及龍門山地區(qū)的地殼和上地幔結(jié)構(gòu)，結(jié)果表明四川盆地以高速為特征的巖石層深度可達(dá)250km，而松潘—甘孜地區(qū)至300km深度時(shí)速度仍然偏低.Bai等（2011）根據(jù)川西地區(qū)流動(dòng)觀測(cè)資料反演的P波速度結(jié)構(gòu)也揭示出類似的特征.胡家富等（2005）和張曉曼等（2005）利用面波和接收函數(shù)反演了哀牢山—紅河地區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)滇西的保山、畹町、滄源、思茅一帶70～120km深度均為低速區(qū).蘇偉等（2002）的面波層析成像也揭示出滇緬地區(qū)55～150km深度的低速異常.Li等（2008）的研究表明，在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近，騰沖火山區(qū)下方的低速異常達(dá)到150km的深度，并且隨著深度的增加進(jìn)一步向東擴(kuò)展.而Lei等（2009）的研究則證實(shí)，滇西騰沖火山區(qū)下方的低速異常向東擴(kuò)展并延伸至400km的深度.

圖3 青藏高原及鄰區(qū)100～200km深度的P波和S波速度分布（Li et al.，2008）Fig.3 P－wave and S－wave velocity maps at 100～200km depths beneath the Tibetan plateau and adjacent areas（Li et al.，2008）

圖4 青藏高原及鄰區(qū)的地幔各向異性（Lev et al.，2006）.紅色箭頭為相對(duì)華南塊體的地殼運(yùn)動(dòng)速率，圓點(diǎn)為臺(tái)站位置，黑線長度表示延遲時(shí)間，方向代表各向異性的快波方向Fig.4 Mantle anisotropy in the Tibetan plateau and adjacent areas（Lev et al.，2006）.Red arrows denote crustal motion relative to the south China block.Dots are station locations.Length of black bars represents delay time.Orientations of black bars show fast direction of mantle anisotropy

地幔各向異性與上地幔速度的變化也存在一定的對(duì)應(yīng)關(guān)系（圖4）.根據(jù)SKS波分裂的研究結(jié)果（Hirn et al.，1995；Lavéet al.，1996；Sandvol et al.，1997；Huang et al.，2000；Chen et al.，2010b），大體上以印度—雅魯藏布縫合帶為界，青藏南部和印度北部的地幔各向異性較弱，快波方向比較發(fā)散，而青藏北部的地幔各向異性則較強(qiáng)，快波方向平行于斷裂走向和地殼運(yùn)動(dòng)方向，并且與Sn波衰減區(qū)和上地幔低速區(qū)相吻合，表明大陸碰撞引起的構(gòu)造變形已經(jīng)深入200km的上地幔.根據(jù)推測(cè)，青藏南部及印度北部各向異性層的厚度可能為50～100km，青藏北部受軟流層溫度抬升的影響，各向異性層的厚度則超過了200km，與南部的分界位于北緯32°附近，接近青藏北部Sn波衰減區(qū)和上地幔低速區(qū)的邊緣.

值得關(guān)注的是青藏高原東南邊緣的地幔各向異性自北向南發(fā)生了變化，即快波方向從北緯26°以北的南北方向轉(zhuǎn)為北緯26°以南的近東西方向.Lev等（2006）和Flesch等（2005）認(rèn)為產(chǎn)生這一變化的原因與巖石層流變結(jié)構(gòu)的橫向變化有關(guān)；胥頤等（2012a）分析了青藏東南邊緣上地幔的速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)北緯26°以南的滇西地區(qū)P波速度和S波速度普遍偏低，低速區(qū)的范圍與地幔各向異性的變化非常一致，深度也與各向異性層相當(dāng)，推測(cè)產(chǎn)生地幔各向異性的原因?yàn)榻橘|(zhì)的韌性變形，進(jìn)一步厘定了滇西地區(qū)地幔各向異性變化的深層介質(zhì)條件.

上述對(duì)比分析表明，盡管各種研究采用的方法、數(shù)據(jù)以及反演的深度和分辨尺度有所差異，但是反映出的基本特征卻大致相同.它們揭示了青藏高原及周邊地區(qū)上地幔速度結(jié)構(gòu)的差異，確定了羌塘、松潘—甘孜和滇西至泰緬一帶的低速異常，為本文對(duì)比上地幔深部的速度結(jié)構(gòu)提供了依據(jù).

4 分析與討論

4.1 羌塘和藏南地區(qū)

如上所述，青藏北部和南部上地幔結(jié)構(gòu)的差異、特別是羌塘地區(qū)的低速異常和藏南—印度大陸北部的高速異常已經(jīng)被許多地球物理觀測(cè)證實(shí).盡管速度異常的橫向分布和深度范圍略有不同，但是它們的基本性質(zhì)卻相互吻合.目前多數(shù)研究認(rèn)同羌塘地區(qū)的低速異常與軟流層的抬升和地幔溫度升高有關(guān)，動(dòng)力機(jī)制則是印度大陸巖石層的向北擠入和俯沖下沉（圖5）.

例如，Rodgers和Schwartz（1998）分析了羌塘和拉薩塊體的P波速度、S波速度和泊松比，提出單純的溫度變化不足以解釋上地幔結(jié)構(gòu)的較大差異，認(rèn)為是羌塘塊體下方的超基性巖發(fā)生了局部熔融，這一推斷得到了巖石學(xué)測(cè)試結(jié)果的認(rèn)可.相關(guān)資料表明，玉門—可可西里新生代火山巖的形成溫度為630～1039℃（賴紹聰，1999），可可西里—西昆侖鉀質(zhì)火山巖的形成溫度為900～1200℃（Turner et al.，1993，1996）.溫壓條件表明，青藏北部新生代火山巖具有較深的巖漿源區(qū)，包括軟流層頂部地幔巖的局部熔融.

關(guān)于地幔熔融的成因也有不同的觀點(diǎn).Wittlinger等（1996）認(rèn)為地幔的底辟作用在青藏北部形成寬250～300km、深150～350km的P波低速區(qū)，從而導(dǎo)致Sn波的強(qiáng)烈衰減和較強(qiáng)的地幔各向異性，也符合上新世—全新世時(shí)期的火山活動(dòng).Huang等（2000）則認(rèn)為青藏北部的地幔熔融主要為巖石層的剪切生熱所致：由于受到印度大陸、柴達(dá)木和塔里木等剛性巖石層的擠壓，青藏北部的上地幔發(fā)生剪切生熱并導(dǎo)致部分熔融，相對(duì)軟弱的亞洲大陸巖石層通過對(duì)流的方式下沉進(jìn)入地幔.然而，迄今為止，包括本文在內(nèi)幾乎所有的地震層析成像均未在青藏北部的地幔中發(fā)現(xiàn)亞洲大陸巖石層拆沉的痕跡.由此看來，印度大陸巖石層的向北擠入和拖曳作用仍然是碰撞變形的主導(dǎo)因素.此外，Brandon和Romanowicz（1986）根據(jù)莫霍面下方偏低的S波速度，認(rèn)為局部熔融導(dǎo)致羌塘塊體缺失了上地幔蓋層；而McNamara等（1997）認(rèn)為偏低的Pn波速度固然與上地幔頂部的局部熔融有關(guān)，但是上地幔蓋層基本保持完整，巖石層地幔仍然符合分層模型.面波層析成像結(jié)果也表明（蘇偉等，2002），羌塘塊體上地幔頂部的高速蓋層厚度很小，顯然受到地幔上涌或局部熔融的作用而發(fā)生減薄.

相比之下，班公湖—怒江縫合帶以南的巖石層地幔具有類似于地盾的高速特征，但是穿過班公—怒江縫合帶之后P波速度突然減?。╖hou and Murphy，2005；Li et al.，2008；Chen et al.，2010a；Wei et al.，2012），這一差異反映了青藏南部和北部上地幔的結(jié)構(gòu)組成和溫度變化.根據(jù)巖石層地幔內(nèi)（70～113km深度）的地震活動(dòng)（Zhu and Helmberger，1996），Ruppel和 McNamara（1997）推測(cè)喜馬拉雅上地幔的溫度為500～700℃，這一數(shù)值遠(yuǎn)低于青藏北部上地幔的溫度.實(shí)際上，從地震層析成像的結(jié)果可以看出（圖5），喜馬拉雅—拉薩塊體下方的高速異常已經(jīng)達(dá)到250～400km的上地幔，遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過了巖石層地幔的震源深度，且北部邊緣已經(jīng)接近班公—怒江縫合帶，被視為代表了向北俯沖的印度大陸巖石層.

圖5 印度大陸巖石層向青藏高原擠入俯沖的速度圖像（Wei et al.，2012）Fig.5 Velocity images showing penetration of the Indian continental lithosphere beneath the Tibetan plateau（Wei et al.，2012）

根據(jù)SKS波分裂特征，Hirn等（1995）和Lavé等（1996）認(rèn)為青藏高原的地幔各向異性反映了大陸碰撞作用驅(qū)動(dòng)下的軟流層構(gòu)造變形，而McNamara等（1994）和Sandvol等（1997）則認(rèn)為青藏高原的地幔各向異性體現(xiàn)了巖石層內(nèi)部的有限應(yīng)變.按照Huang等（2000）的分析，在雅魯藏布縫合帶以南，印度大陸向歐亞大陸的擠入造成了北西方向的地幔物質(zhì)流動(dòng)，伴隨著巖石層的下沉產(chǎn)生了近于垂直的地幔流和應(yīng)變場(chǎng)，導(dǎo)致部分地區(qū)觀測(cè)不到地幔各向異性；而在雅魯藏布縫合帶以北，地幔物質(zhì)向東部鄰區(qū)流動(dòng)，由于受到軟流層抬升和溫度的影響，各向異性層的厚度超過了200km；青藏中部則是印度大陸巖石層和亞洲大陸巖石層構(gòu)造變形的分界.

由此可見，羌塘地區(qū)較低的上地幔速度、Sn波的強(qiáng)烈衰減以及上新世—全新世時(shí)期的火山活動(dòng)和幔源火山巖都支持上地幔頂部溫度抬升和局部熔融的推論.按照上述觀點(diǎn)，軟流層物質(zhì)有可能向上滲入到巖石層地幔和冷板片拆沉后形成的空區(qū)；或者隨著青藏南部巖石層地幔的增厚和下沉，青藏北部的軟流層發(fā)生上涌并形成對(duì)流；這一構(gòu)造模式已經(jīng)普遍應(yīng)用于解釋青藏高原北部和南部的速度異常及其動(dòng)力學(xué)模型.

4.2 松潘—甘孜地區(qū)

松潘—甘孜地區(qū)位于青藏高原東部，也是青藏塊體向東旋轉(zhuǎn)擠出的前緣.由于受到四川盆地剛性巖石層的阻擋，松潘—甘孜地區(qū)的巖石層發(fā)生強(qiáng)烈變形：龍門山上地殼向四川盆地逆沖，形成海拔4000～5000m的山系，中、下地殼軟弱層（低速和低電阻層）發(fā)生韌性增厚，導(dǎo)致龍門山斷裂兩側(cè)的地殼厚度由東向西從36～40km迅速增加至55～60km（Zhang et al.，2009，2010）.除了地殼結(jié)構(gòu)之外，松潘—甘孜和四川盆地上地幔的速度也存在明顯差異（Xu et al.，2010；郭飚等，2009；Bai et al.，2011）：前者速度明顯偏低，后者速度相對(duì)偏高（圖6），這一差異可延伸至數(shù)百公里的深度.重力場(chǎng)的研究也表明龍門山兩側(cè)的密度結(jié)構(gòu)截然不同（Lou et al.，2009），四川盆地密度較高，松潘—甘孜地區(qū)密度較低，這些差異都反映了松潘—甘孜和四川盆地不同的深部動(dòng)力性質(zhì).

四川盆地位于揚(yáng)子塊體的西緣，巖石層具有大陸穩(wěn)定塊體的高速特性，厚度可能達(dá)到300km.GPS觀測(cè)資料表明（Shen et al.，2005），青藏東部的地殼運(yùn)動(dòng)速率至龍門山斷裂附近銳減，山系的抬升和地殼厚度的劇增說明四川盆地的剛性巖石層有效阻擋了青藏高原的向東擠出.然而這一構(gòu)造效應(yīng)不僅是區(qū)域動(dòng)力作用的結(jié)果，也與青藏東部巖石層的結(jié)構(gòu)組成和介質(zhì)強(qiáng)度密切相關(guān).松潘—甘孜地區(qū)中、下地殼強(qiáng)度較低，易于發(fā)生韌性變形，上地幔同樣具備韌性變形的介質(zhì)條件.上述推論并非只是基于地震波速度的降低，地幔各向異性也顯示出類似的特征.SKS波分裂研究表明，青藏東部存在較強(qiáng)的地幔各向異性（Chang et al.，2008），快波方向的變化與地殼塊體的運(yùn)動(dòng)方向一致，均為北西—南東方向.這一殼幔耦合關(guān)系說明青藏高原的構(gòu)造變形具有垂向連續(xù)性，不僅地殼塊體發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，上地幔也卷入了同一方向的流動(dòng)，即整個(gè)巖石層都伴隨深部物質(zhì)的向東擠出運(yùn)動(dòng).深達(dá)300km的低速異常表明，由于受到四川盆地巨厚巖石層的阻擋，上地幔發(fā)生韌性堆積以至在松潘—甘孜下方形成較厚的低速層.郭飚等（2009）認(rèn)為松潘—甘孜地區(qū)受到青藏高原向東擠出和四川盆地巖石層阻擋的雙重作用而發(fā)生地幔上涌；Bai等（2011）鑒于較薄的巖石層地幔和地幔深部的高速異常，認(rèn)為青藏東部的巖石層在與四川盆地的碰撞過程中發(fā)生了拆沉.由此可見，龍門山剛性的上地殼和四川盆地巖石層的碰撞為高強(qiáng)度的應(yīng)力積累創(chuàng)造了條件，而松潘—甘孜地區(qū)中、下地殼和上地幔韌性變形產(chǎn)生的應(yīng)變則為青藏東部邊緣汶川、玉樹、蘆山等一系列強(qiáng)震的發(fā)生提供了深部動(dòng)力來源.

4.3 滇西地區(qū)

滇西地區(qū)偏低的上地幔速度與全新世以來的火山和巖漿活動(dòng)密切相關(guān).研究資料表明，約70座大小不一的火山分布在以騰沖為中心的張裂盆地內(nèi)，自上新世以來火山活動(dòng)持續(xù)發(fā)生，歷史記載的最近一次噴發(fā)為全新世時(shí)期（Wang et al.，2007）.早期的火山活動(dòng)大多分布在騰沖盆地的外圍，巖漿活動(dòng)規(guī)模較大；后期的火山活動(dòng)逐漸向騰沖盆地中心遷移，規(guī)模相對(duì)減弱，至全新世時(shí)期馬鞍山地區(qū)還有巖漿活動(dòng).迄今為止，騰沖地區(qū)仍然分布有眾多的溫泉甚至可以觀察到熱水噴發(fā)現(xiàn)象，火山巖則多為高鉀的鈣堿性玄武巖和安山巖，其成因被歸于地幔熔融引發(fā)的巖漿活動(dòng)（Shangguan et al.，2005；Chen et al.，2002）.根據(jù)地球物理資料，騰沖地區(qū)具有高熱流、低電阻率和低波速等特征（Lei et al.，2009；趙慈平等，2006；Bai et al.，2001；Xu et al.，2012b；姜枚等，2012）.按照目前的分析，殼內(nèi)巖漿活動(dòng)主要集中在10～20km的深度內(nèi)，橫向范圍約10～20km，可能通過下地殼的傳輸通道與上地幔的巖漿源區(qū)相連，其深度達(dá)到數(shù)百公里，與印緬塊體向東俯沖引起的地幔熱擾動(dòng)有關(guān).

事實(shí)上，印緬塊體的向東俯沖很早就受到地震學(xué)家的關(guān)注，只是當(dāng)時(shí)缺少觀測(cè)數(shù)據(jù)，僅開展了震源分布和震源機(jī)制方面的研究，據(jù)此推斷印緬塊體的俯沖特征.近些年來，隨著地震層析成像技術(shù)的應(yīng)用，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近的深部構(gòu)造特征越來越清晰，取得的認(rèn)識(shí)也基本相同.根據(jù)Li等（2008）和Wei等（2012）的研究結(jié)果，高速的印緬塊體以較陡的角度向東俯沖，北部的最大俯沖深度達(dá)到了400km，南部的最大俯沖深度有可能穿透了地幔轉(zhuǎn)換帶，在騰沖火山區(qū)及滇西地區(qū)的上地幔出現(xiàn)深達(dá)200km的低速層（圖7）.面波層析成像研究也表明印緬塊體的巖石層厚度為110～130km，東側(cè)的滇緬地區(qū)下方為一個(gè)橫向尺度為150～200km的地幔低速區(qū)（胡家富等，2008）.

圖6 四川西部及鄰區(qū)Pn波速度分布圖（Xu et al.，2010）Fig.6 Pn－wave velocity variation in the western Sichuan and adjacent areas（Xu et al.，2010）

印緬塊體向東俯沖的另一個(gè)證據(jù)來自地幔各向異性.SKS波分裂研究證實(shí)，青藏東南邊緣的地幔各向異性在北緯26°附近發(fā)生明顯變化：在北部的川滇地區(qū)，地幔各向異性的快波方向與由南向北的地殼運(yùn)動(dòng)方向基本一致，屈從于青藏塊體的順時(shí)針旋轉(zhuǎn)方向；而在南部的滇西地區(qū)，近東西走向的地幔各向異性快波方向明顯偏離了地殼塊體的運(yùn)動(dòng)方向（Lev et al.，2006；Flesch et al.，2005；常利軍等，2006；Huang et al.，2007）.此外，Chen等（2013）利用來自莫霍面的Ps轉(zhuǎn)換波計(jì)算了地殼各向異性，結(jié)果也證實(shí)滇西暨印支塊體內(nèi)部存在殼幔解耦現(xiàn)象，即地殼各向異性與地幔各向異性的快波方向不一致，說明青藏塊體順時(shí)針旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生的構(gòu)造應(yīng)力未被傳輸至上地幔.根據(jù)推算，各向異性層的深度應(yīng)該在62～216km之間，與滇西地區(qū)及騰沖火山區(qū)下方上地幔低速層的深度范圍相當(dāng).由于地幔各向異性記錄了最近一次較為強(qiáng)烈的構(gòu)造變形痕跡，因此這一地區(qū)上地幔的韌性流動(dòng)應(yīng)該與印緬塊體的側(cè)向擠壓和向東俯沖等動(dòng)力作用密切相關(guān).俯沖作用導(dǎo)致地幔上涌和弧后拉張，介質(zhì)強(qiáng)度隨著溫度的升高而降低并發(fā)生局部熔融，在上地幔形成大范圍的低速異常，成為滇緬一帶火山和巖漿活動(dòng)的深部源區(qū).

圖7 穿過緬甸弧和騰沖火山區(qū)的P波速度剖面（Wei et al.，2012）Fig.7 P－wave velocity profiles across the Burma arc and Tengchong volcanic area（Wei et al.，2012）

5 結(jié)論

地震層析成像結(jié)果展示了中國西部地區(qū)上地幔的P波速度結(jié)構(gòu)，其中青藏高原至滇西地區(qū)上地幔頂部的速度普遍偏低；隨著深度的增加，低速區(qū)主要分布在羌塘、松潘—甘孜和云南西部及泰緬一帶，高原周邊的印度大陸、塔里木、柴達(dá)木、鄂爾多斯和四川盆地均顯示出較高的速度.綜合分析表明，上述速度分布與巖石層的結(jié)構(gòu)與深部動(dòng)力性質(zhì)密切相關(guān)：羌塘地區(qū)的低速異常反映了青藏北部的地幔上涌和局部熔融，起因于印度大陸巖石層的向北擠入和俯沖下沉；松潘—甘孜地區(qū)的低速異常與青藏東部的深層物質(zhì)流動(dòng)與四川盆地剛性巖石層的阻擋有關(guān)；而滇西地區(qū)的地幔異常則是受到印緬塊體向東俯沖作用的影響.以上三個(gè)區(qū)域是青藏高原內(nèi)部和周邊地區(qū)的主要地幔異常區(qū)；相比之下，高原周邊的印度大陸、塔里木、柴達(dá)木、鄂爾多斯和四川盆地的高速異常反映了構(gòu)造穩(wěn)定地區(qū)巖石層地幔的特點(diǎn).根據(jù)速度變化推測(cè)，地幔上涌和韌性變形并非貫穿于整個(gè)青藏高原，而是主要集中在羌塘、松潘—甘孜和滇西地區(qū)，上述構(gòu)造效應(yīng)不僅導(dǎo)致了巖石層減薄并引發(fā)了火山和巖漿活動(dòng).

Bai D H，Meju M A，Liao Z J.2001.Magnetotelluric images of deep crustal structure of the Rehai geothermal field near Tengchong，southern China.Geophys.J.Int.，147（3）：677－687.

Bai Z M，Tian X B，Tian Y.2011.Upper mantle P－wave tomography across the Longmenshan fault belt from passivesource seismic observations along Aba－Longquanshan profile.J.AsianEarthSci.，40（4）：873－882.

Brandon C，Romanowicz B.1986.A “no－lid”zone in the central Chang－Thang platform of Tibet：Evidence from pure path phase velocity measurements of long period Rayleigh waves.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），91（B6）：6547－6564.

Chang L J，Wang C Y，Ding Z F.2006.A study on SKS splitting beneath the Yunnan region.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），49（1）：197－204.

Chang L J，Wang C Y，Ding Z F.2008.Seismic anisotropy of upper mantle in Sichuan and adjacent regions.Sci.ChinaSer.D：EarthSci.，51（12）：1683－1693.

Chen F，Satir M，Ji L，et al.2002.Nd－Sr－Pb isotopes of Tengchong Cenozoic volcanic rocks from western Yunnan，China：evidence for an enriched－mantle source.J.AsianEarthSci.，21（1）：39－45.

Chen Y，Badal J，Hu J F.2010a.Love and Rayleigh wave tomography of the Qinghai－Tibet Plateau and surrounding areas.PureAppl.Geophys.，167（10）：1171－1203.

Chen W P，Martin M，Tseng T L，et al.2010b.Shear－wave birefringence and current configuration of converging lithosphere under Tibet.EarthPlanet.Sci.Lett.，295（1－2）：297－304.

Chen Y，Zhang Z J，Sun C Q，et al.2013.Crustal anisotropy from Moho converted Ps wave splitting analysis and geodynamic implications beneath the eastern margin of Tibet and surrounding regions.GondwanaResearch，24（3－4）：946－957.

Cui Z X，Pei S P.2009.Study on Pn velocity and anisotropy in the uppermost mantle of the eastern Himalayan Syntaxis and surrounding regions.ChineseJ.Geophys.，52（9）：2245－2254.

Curtis A，Woodhouse J H.1997.Crust and upper mantle shear velocity structure beneath the Tibetan plateau and surrounding regions from interevent surface wave phase velocity inversion.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），102（B6）：11789－11813.

Flesch L M，Holt W E，Silver P G，et al.2005.Constraining the extent of crust－mantle coupling in central Asia using GPS，geologic，and shear wave splitting data.EarthPlanet.Sci.Lett.，238（1－2）：248－268.

Friederich W.2003.The S－velocity structure of the East Asian mantle from inversion of shear and surface waveforms.Geophys.J.Int.，153（1）：88－102.

Guo B，Liu Q Y，Chen J H，et al.2009.Teleseismic P－wave tomography of the crust and upper mantle in Longmenshan area，west Sichuan.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），52（2）：346－355.

Hirn A，Jiang M，Sapin M，et al.1995.Seismic anisotropy as an indicator of mantle flow beneath the Himalayas and Tibet.Nature，375（6532）：571－574.

Hu J F，Zhu X G，Xia J Y，et al.2005.Using surface wave and receiver function to jointly inverse the crust－mantle velocity structure in the West Yunnan area.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），48（5）：1069－1076.

Hu J F，Hu Y L，Xia J Y，et al.2008.Crust－mantle velocity structure of S wave and dynamic process beneath Burma Arc and its adjacent regions.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），51（1）：140－148.

Huang J L，Zhao D P.2006.High－resolution mantle tomography of China and surrounding regions.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），111（B9），B09305，doi：10.1029／2005JB004066.

Huang W C，Ni J F，Tilmann F，et al.2000.Seismic polarization anisotropy beneath the central Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），105（B12）：27979－27989.

Huang Z C，Wang L S，Xu M J，et al.2007.Shear wave splitting across the Ailao Shan－Red River fault zone，SW China.Geophys.Res.Lett.，34（20）：L20301，doi：10.1029／2007GL031236.

Jiang M，Tan H D，Zhang Y W，et al.2012.Geophysical mode of Mazhan－Gudong Magma Chamber in Tengchong volcano－tectonic area.ActaGeoscienticaSinica，33（5）：731－739.

Kennett B L N，Engdahl E R.1991.Traveltimes for global earthquake location and phase identification.Geophys.J.Int.，105（2）：429－465.

Lai S C.1999.Mineral chemistry of Cenozoic volcanic rocks in Yumen，Hoh Xil and Mangkang lithodistricts，Qinghai－Tibet plateau and its petrological significance.ActaMineralogica Sinica，19（2）：236－244.

LavéJ，Avouac J P，Lacassin R，et al.1996.Seismic anisotropy beneath Tibet：Evidence for eastward extrusion of the Tibetan lithosphere？.EarthPlanet.Sci.Lett.，140（1－4）：83－96.

Lei J S，Zhao D P，Su Y J.2009.Insight into the origin of the Tengchong intraplate volcano and seismotectonics in southwest China from local and teleseismic data.J.Geophys.Res.：Solid Earth（1978—2012），114（B5）：B05302，doi：10.1029／2008JB005881.

Lev E，Long M D，Van der Hilst R D.2006.Seismic anisotropy in Eastern Tibet from shear wave splitting reveals changes in lithospheric deformation.EarthPlanet.Sci.Lett.，251（3－4）：293－304.

Li C，Van der Hilst R D，Meltzer A S，et al.2008.Subduction of the Indian lithosphere beneath the Tibetan Plateau and Burma.EarthPlanet.Sci.Lett.，274（1－2）：157－168.

Li F，Zhou S Y，Su Y J，et al.2011.Study on Pn－wave velocity structure and anisotropy in the Sichuan－Yunnan and its adjacent areas.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），54（1）：44－54.

Liang C T，Song X D.2006.A low velocity belt beneath northern and eastern Tibetan Plateau from Pn tomography.Geophys.Res.Lett.，33（22）：L22306，doi：10.1029／2006GL027926.

Lou H，Wang C Y，LüZ Y，et al.2009.Deep tectonic setting of the 2008WenchuanMs8.0earthquake in southwestern China——Joint analysis of teleseismic P－wave receiver functions and Bouguer gravity anomalies.Sci.ChinaSer.D：.Earth Sci.，52（2）：166－179.

McNamara D E，Owens T J，Silver P G，et al.1994.Shear wave anisotropy beneath the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），99（B7）：13655－13665.

McNamara D E，Walter W R，Owens T J，et al.1997.Upper mantle velocity structure beneath the Tibetan Plateau from Pn travel time tomography.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），102（B1）：493－505.

Ni J，Barazangi M.1983.High－frequency seismic wave propagation beneath the Indian Shield，Himalayan arc，Tibetan Plateau and surrounding regions：high uppermost mantle velocities and efficient Snpropagation beneath Tibet.Geophys.J.Int.，72（3）：665－689.

Paige C C，Saunders M A.1982.LSQR：An algorithm for sparse linear equations and sparse least squares.ACMTrans.Math.Softw.，8（1）：43－71.

Rodgers A J，Schwartz S Y.1998.Lithospheric structure of the Qiangtang Terrane，northern Tibetan Plateau，from complete regional waveform modeling：Evidence for partial melt.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），103（B4）：7137－7152.

Ruppel C，McNamara D.1997.Seismic and rheological constraints on the thermal state of the Tibetan Plateau upper mantle：Implications for melt production，mantle delamination and largescale tectonics（abstract）.EosTrans.AGU，78（46），F(xiàn)all Meet.Suppl.，F(xiàn)650

Sandvol E，Ni J，Kind R，et al.1997.Seismic anisotropy beneath the southern Himalayas－Tibet collision zone.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），102（B8）：17813－17823.

Shangguan Z G，Zhao C P，Li H Z，et al.2005.Evolution of hydrothermal explosions at Rehai geothermal field，Tengchong volcanic region，China.Geothermics，34（4）：518－526.

Shen Z K，LüJ N，Wang M，et al.2005.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），110（B11）：B11409，doi：10.1029／2004JB003421.

Su W，Peng Y J，Zheng Y J，et al.2002.Crust and upper mantle shear velocity structure beneath the Tibetan Plateau and adjacent areas.ActaGeoscientiaSinica，23（3）：193－200.

Sun Y S，Toks?z M N.2006.Crustal structure of China and surrounding regions from P wave traveltime tomography.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），111（B3）：B03310，doi：10.1029／2005JB003962.

Turner S，Hawkesworth C，Liu J Q，et al.1993.Timing of Tibetan uplift constrained by analysis of volcanic rocks.Nature，364（6432）：50－54.

Turner S，Arnaud N，Liu J，et al.1996.Post－collision，shoshonitic volcanism on the Tibetan Plateau：Implications for convective thinning of the lithosphere and the source of ocean island basalts.J.Petrol.，37（1）：45－71.

Unsworth M，Wei W，Jones A G，et al.2004.Crustal and upper mantle structure of northern Tibet imaged with magnetotelluric data.J.Geophys.Res.，109（B2）：B02403，doi：10.1029／2002JB002305.

Wang Y，Zhang X M，Jiang C S，et al.2007.Tectonic controls on the Late Miocene－Holocene volcanic eruptions of the Tengchong volcanic field along the southeastern margin of the Tibetan plateau.J.AsianEarthSci.，30（2）：375－389.

Wei W，Xu J D，Zhao D P，et al.2012.East Asia mantle tomography：New insight into plate subduction and intraplate volcanism.J.AsianEarthSci.，60：88－103.

Wittlinger G，Masson F，Poupinet G，et al.1996.Seismic tomography of northern Tibet and Kunlun：Evidence for crustal blocks and mantle velocity contrasts.EarthPlanet.Sci.Lett.，139（1－2）：263－279.

Xu Y，Li Z W，Huang R Q，et al.2010.Pn－wave velocity and anisotropy of the western Sichuan and Longmen Mountain region，China.Sci.ChinaEarthSci.，53（11）：1665－1670，doi：10.1007／s11430－010－3074－4.

Xu Y，Zhong D L，Liu J H.2012a.Constraints of deep structures on the crust－mantle decoupling in the western Yunnan and the magma activity in the Tengchong volcanic area.Progressin Geophys（in Chinese），27（3）：846－855.

Xu Y，Yang X T，Li Z W，et al.2012b.Seismic structure of the Tengchong volcanic area southwest China from local earthquake tomography.J.Volcanol.Geotherm.Res.，239－240：83－91.

Xu Z J，Song X D.2010.Joint inversion for crustal and Pn velocities and Moho depth in Eastern Margin of the Tibetan Plateau.Tectonophysics，491（1－4）：185－193.

Yanovskaya T B，Antonova L M，Kozhevnikov V M.2000.Lateral variations of the upper mantle structure in Eurasia from group velocities of surface waves.Phys.Earth.Planet.Inter.，122（1－2）：19－32.

Zhang X M，Hu J F，Hu Y L，et al.2011.The S－wave velocity structure in the crust and upper mantle as well as the tectonic setting of strong earthquake beneath Yunnan region.ChineseJ.Geophys（in Chinese），54（5）：1222－1232.

Zhang Z J，Wang Y H，Chen Y，et al.2009.Crustal structure across Longmenshan fault belt from passive source seismic profiling.Geophys.Res.Lett.，36（17）：L17310，doi：10.1029／2009GL039580.

Zhang Z J，Yuan X H，Chen Y，et al.2010.Seismic signature of the collision between the east Tibetan escape flow and the Sichuan Basin.EarthPlanet.Sci.Lett.，292（3－4）：254－264.

Zhao C P，Ran H，Chen K H.2006.Present－day magma chambers in Tengchong volcano area inferred from relative geothermal gradient.ActaPetrologicaSinica（in Chinese），22（6）：1517－1528.

Zhou H W，Murphy W A.2005.Tomographic evidence for wholesale underthrusting of India beneath the entire Tibetan plateau.J.AsianEarthSci.，25（3）：445－457.

Zhu L P，Helmberger D V.1996.Intermediate depth earthquakes beneath the India－Tibet collision zone.Geophys.Res.Lett.，23（5）：435－438.

附中文參考文獻(xiàn)

常利軍，王椿鏞，丁志峰.2006.云南地區(qū)SKS波分裂研究.地球物理學(xué)報(bào)，49（1）：197－204.

崔仲雄，裴順平.2009.青藏高原東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)上地幔頂部Pn速度結(jié)構(gòu)和各向異性研究.地球物理學(xué)報(bào)，52（9）：2245－2254.

郭飚，劉啟元，陳九輝等.2009.川西龍門山及鄰區(qū)地殼上地幔遠(yuǎn)震P波層析成像.地球物理學(xué)報(bào)，52（2）：346－355.

胡家富，朱雄關(guān)，夏靜瑜等.2005.利用面波和接收函數(shù)聯(lián)合反演滇西地區(qū)殼幔速度結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報(bào)，48（5）：1069－1076.

胡家富，胡毅力，夏靜瑜.2008.緬甸弧及鄰區(qū)的殼幔S波速度結(jié)構(gòu)與動(dòng)力學(xué)過程.地球物理學(xué)報(bào)，51（1）：140－148.

姜枚，譚捍東，張聿文等.2012.云南騰沖火山構(gòu)造區(qū)馬站—固?hào)|巖漿囊的地球物理模式.地球?qū)W報(bào)，33（5）：731－739.

賴紹聰.1999.青藏高原新生代火山巖礦物化學(xué)及其巖石學(xué)意義—以玉門、可可西里及芒康巖區(qū)為例.礦物學(xué)報(bào)，19（2）：236－244.

李飛，周仕勇，蘇有錦等.2011.川滇及鄰區(qū)Pn波速度結(jié)構(gòu)和各向異性研究.地球物理學(xué)報(bào)，54（1）：44－54.

蘇偉，彭艷菊，鄭月軍等.2002.青藏高原及其鄰區(qū)地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu).地球?qū)W報(bào)，23（3）：193－200.

胥頤，鐘大賚，劉建華.2012a.滇西地區(qū)殼幔解耦與騰沖火山區(qū)巖漿活動(dòng)的深部構(gòu)造研究.地球物理學(xué)進(jìn)展，27（3）：846－855.

張曉曼，胡家富，胡毅力等.2011.云南殼幔S波速度結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震的構(gòu)造背景.地球物理學(xué)報(bào)，54（5）：1222－1232.

趙慈平，冉華，陳坤華.2006.由相對(duì)地?zé)崽荻韧茢嗟尿v沖火山區(qū)現(xiàn)存巖漿囊.巖石學(xué)報(bào)，22（6）：1517－1528.