鄭群凡，石耀霖

(中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院 中國(guó)科學(xué)院計(jì)算地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100049)

印度板塊和歐亞板塊的碰撞是地球上最典型的造山事件之一，形成了喜馬拉雅造山帶和廣闊的青藏高原。其初始碰撞發(fā)生在大約60 Ma前，持續(xù)的碰撞造成了亞洲一側(cè)1 000 km以上的地殼縮短量[1]。一直以來(lái)，對(duì)青藏高原的形成和生長(zhǎng)的動(dòng)力學(xué)討論大多側(cè)重于碰撞后物質(zhì)的運(yùn)移、地殼變形，例如，柔性下地殼流[2-3]、構(gòu)造逃逸[4]、地殼一致性加厚[5]、亞洲大陸地殼結(jié)構(gòu)橫向不均一性[6]等方面。但對(duì)于導(dǎo)致印度—?dú)W亞板塊會(huì)聚和青藏高原隆升的動(dòng)力來(lái)源問(wèn)題始終沒(méi)有得到很好的解決。

傳統(tǒng)的板塊構(gòu)造理論及威爾遜旋回的觀點(diǎn)認(rèn)為大陸巖石圈在進(jìn)入海溝之后，地殼不斷加厚，隨著陸陸碰撞持續(xù)進(jìn)行，俯沖板片發(fā)生斷離或巖石圈地幔拆離，驅(qū)動(dòng)板塊運(yùn)動(dòng)的俯沖板片拉力消失，地殼增厚也隨之停止[7-8]。然而，印度—?dú)W亞板塊碰撞后，2個(gè)大陸板塊之間快速的會(huì)聚已經(jīng)持續(xù)了數(shù)千萬(wàn)年，地殼持續(xù)增厚形成了青藏高原[9]，但印度板塊仍持續(xù)向北運(yùn)動(dòng)?？梢?jiàn)印度大陸持續(xù)向北運(yùn)動(dòng)的驅(qū)動(dòng)力不但克服了長(zhǎng)時(shí)間尺度上碰撞系統(tǒng)的巨大阻力，并足以使青藏高原持續(xù)地抬升與擴(kuò)展。

近年來(lái)的研究強(qiáng)調(diào)由地幔對(duì)流造成的巖石圈底部的地幔拖曳力對(duì)區(qū)域構(gòu)造演化的影響。Jolivet等[10]通過(guò)比較50 Ma以來(lái)的巖石圈板塊的運(yùn)動(dòng)軌跡和地震層析成像、各向異性模型，認(rèn)為軟流圈地幔拖曳印度板塊向北運(yùn)動(dòng)，形成喜馬拉雅山脈和青藏高原，并且控制東亞大陸變形。Zou等[11]提出與向北運(yùn)動(dòng)的印度板塊耦合的地幔流存在的地震學(xué)證據(jù)，并認(rèn)為這種地幔流可能帶動(dòng)了GPS觀測(cè)到的塊體擠出現(xiàn)象。前人也做了有關(guān)這一問(wèn)題的數(shù)值模擬研究。例如Liu等[12]的二維模擬結(jié)果表明，類(lèi)似于地殼塊體的側(cè)向擠出，印度—?dú)W亞碰撞造成了顯著的大尺度側(cè)向地幔流，且這種地幔擠出具有遠(yuǎn)程效應(yīng)，可以影響到中國(guó)東部。祝愛(ài)玉等[13]對(duì)青藏高原東北緣的小尺度地幔對(duì)流進(jìn)行數(shù)值模擬，認(rèn)為東北緣區(qū)域承受了強(qiáng)烈的巖石圈底部水平拖曳力。

那么在實(shí)際三維地球中，東亞區(qū)域是否在巖石圈底部存在施加拖曳力的大尺度的地幔流？如果存在，這種拖曳力在印度—?dú)W亞板塊持續(xù)會(huì)聚中起到的作用是什么？對(duì)青藏高原的構(gòu)造演化有什么樣的影響？基于這些問(wèn)題，本文建立了三維全球有限元模型，基于地幔動(dòng)力學(xué)探討印度板塊持續(xù)向北運(yùn)動(dòng)的驅(qū)動(dòng)力來(lái)源，嘗試給出印度—?dú)W亞會(huì)聚的一階控制因素。

1 計(jì)算方法

1.1 控制方程及數(shù)值實(shí)現(xiàn)

作為一階近似，巖石圈和地幔可被視為三維球形幾何中的不可壓縮黏性流體。質(zhì)量、動(dòng)量和能量的守恒方程由下式給出：

?iui=0,

(1)

?iσij=-Δρgi,

(2)

(3)

其中：u為速度,σij為全應(yīng)力張量，Δρ為密度異常，g為重力，T為溫度，κ為熱擴(kuò)散系數(shù)，t為時(shí)間。

忽略化學(xué)組分的影響，由巖石的熱膨脹性產(chǎn)生的密度異常可以寫(xiě)為

Δρ=-αρ0(T-T0),

(4)

其中：α,ρ0和T0分別為熱膨脹系數(shù)、參考密度和參考溫度。

全應(yīng)力張量可以表示為

σij=τij-pδij,

(5)

其中：τij,p和δij分別表示偏應(yīng)力、動(dòng)壓力和Kroneckerδ函數(shù)。

偏應(yīng)力張量為

(6)

其中μ為黏度。

為建立動(dòng)力學(xué)模型，我們使用開(kāi)源的大規(guī)模并行有限元代碼ASPECT[14]。ASPECT的核心代碼關(guān)注于方程的實(shí)現(xiàn)，并與包括DEAL.II、TRILINOS及 p4est在內(nèi)的庫(kù)進(jìn)行通信。在有限元建模中，對(duì)流動(dòng)變量的空間近似可以有不同的選擇。在這里，對(duì)速度和溫度使用二階元，但對(duì)壓力使用線性元，以滿(mǎn)足LBB(Ladyzhenkaya、Babouska和Brezzi)條件[15-16]。對(duì)于時(shí)間離散，由于斯托克斯方程不含時(shí)間導(dǎo)數(shù)，因此斯托克斯方程可以在每個(gè)時(shí)間步限制能量方程。這類(lèi)方程常采用IMPES格式求解，即顯式溫度解和隱式斯托克斯解。能量方程中的時(shí)間導(dǎo)數(shù)由BDF-2(二階向后差分法)時(shí)間步取代[17]。ASPECT使用CFL(Courant-Friedrichs-Lewy)條件[18]來(lái)選擇時(shí)間步長(zhǎng)。有關(guān)更多技術(shù)細(xì)節(jié)，可以參考ASPECT手冊(cè)(https:∥aspect.geodynamics.org/)。

1.2 模型設(shè)置

為尋求更接近實(shí)際地球的初始條件來(lái)探究地球演化歷史，數(shù)值模擬通常會(huì)采用地震層析成像反映地幔不均一性，這種方法已在前人的研究中被廣泛采用[19-23]。假設(shè)地震速度異常與密度和溫度變化有關(guān)，就可以從地震層析成像中得到地幔密度和溫度的不均一性。我們模型初始溫度場(chǎng)考慮由全球地震層析成像模型S20RTS[24]換算成的溫度異常。在換算中，首先用關(guān)系式(δρ/ρ)/(δvs/vs)=0.15將地震波速異常轉(zhuǎn)換成密度異常[21,25-28]，然后用關(guān)系式δT=(δρ/ρ)/α[29]把密度異常轉(zhuǎn)換為溫度異常。

以往使用二維矩形模型或者三維六面體模型時(shí)，在中側(cè)邊界及底邊界上施加什么邊界條件是一個(gè)難題[12]，往往由于缺乏觀測(cè)約束而不得不人為假定。雖然本文只聚焦于青藏高原及鄰區(qū)的地幔運(yùn)動(dòng)，但為了減少邊界條件對(duì)模擬的影響，以求得更加合理的計(jì)算結(jié)果，我們的模擬是在三維全球框架下研究區(qū)域問(wèn)題，計(jì)算全球在給定的基于地震層析成像的密度分布下的對(duì)流模式。這樣只需要關(guān)注地表邊界條件。使用Seton等[30]重構(gòu)的全球板塊運(yùn)動(dòng)模型作為模型的地表邊界條件，利用Gplates[31]把該模型生成為計(jì)算所需的1°×1°分辨率格式。

在我們的三維全球模型中，黏度結(jié)構(gòu)為分層常黏度。巖石圈(0～100 km)黏度為1023Pa·s，上地幔(100～660 km)黏度為5×1020Pa·s，下地幔(660～2 890 km)黏度為 3×1022Pa·s[26,32]。模型計(jì)算中采用的物性參數(shù)如表1所示。地球表面溫度邊界條件取為273 K。核幔邊界溫度約為3 000～4 000 K[33]。上地幔和下地幔的絕熱溫度梯度分別為0.4～0.5 K/km和0.3 K/km[34]。模型中的溫度梯度是絕熱的，溫度邊界條件應(yīng)考慮絕熱效應(yīng)。模擬中使用2 600 K作為核幔邊界溫度值，這是真實(shí)溫度減去絕熱加熱量的近似值。

表1 模型計(jì)算中采用的物性參數(shù)Table 1 Material properties used in the numerical experiment

2 計(jì)算結(jié)果

基于上述計(jì)算方法，將研究區(qū)域(圖1)從全球模型中截出，主要展示研究區(qū)域水平流場(chǎng)及4條典型剖面上的結(jié)果。這4條剖面位置顯示在圖1。

2.1 軟流圈流場(chǎng)預(yù)測(cè)

用180 km深度的地幔流場(chǎng)近似代表軟流圈流場(chǎng)的一階特征(圖2(b))。為對(duì)比起見(jiàn)，圖2(a)顯示了絕對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)給出的速度[30]，它與文獻(xiàn)中經(jīng)常給出的以歐亞板塊為參照的GPS速度不同。計(jì)算得出的東亞大陸下方軟流圈地幔水平流場(chǎng)(圖2(b))和地表絕對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)速度場(chǎng)方向(圖2(a))大體相符。比如，在板塊內(nèi)部?jī)烧呖傮w速度基本一致，在板塊邊界也都存在明顯的突變。但在靠近板塊邊緣的局部位置存在一定的差別。如，在青藏高原東南緣及其以南，前者存在一定的轉(zhuǎn)變過(guò)渡，而后者沒(méi)有。

從軟流圈地幔水平流場(chǎng)(圖2(b))特征來(lái)看，中國(guó)大陸下方的大部分地區(qū)軟流圈地幔流動(dòng)方向大致為東南向。只是在出現(xiàn)類(lèi)似于巖石圈塊體擠出現(xiàn)象的青藏高原東南緣地區(qū)，軟流圈地幔出現(xiàn)了大尺度順時(shí)針的旋轉(zhuǎn)趨勢(shì)，由東南向轉(zhuǎn)為南向。印度板塊下方北東向的地幔流方向在印度—?dú)W亞板塊邊界附近發(fā)生突然改變。同樣地，西太平洋下北西向的地幔流在洋陸俯沖板塊邊界位置與東南向的來(lái)自中國(guó)大陸東部的地幔流相遇。據(jù)此推定，180 km軟流圈流場(chǎng)與板塊相互作用存在明顯的關(guān)系。如果這樣，中新生代以來(lái)的印藏碰撞、太平洋板塊俯沖、北側(cè)蒙古—鄂霍茨克板塊以及南部緬甸板塊的俯沖都有可能使得中國(guó)大陸下方的地幔水平流場(chǎng)發(fā)生系統(tǒng)性偏移。

圖1 研究區(qū)域及剖面位置Fig.1 Study region and locations of cross-sections

圖2 重構(gòu)的地表板塊運(yùn)動(dòng)速度(據(jù)Seton等[30])及180 km深度地幔水平流場(chǎng)Fig.2 Reconstructed plate motion from Seton et al.[30] and horizontal velocity field at 180 km depth

與180 km深度的物質(zhì)流動(dòng)不同，計(jì)算得到的180 km深度以下的上地幔物質(zhì)流動(dòng)與地表物質(zhì)運(yùn)動(dòng)存在明顯差異，有關(guān)情況從下面的剖面圖來(lái)展示。

2.2 剖面結(jié)果

剖面AA′主要穿過(guò)印度板塊(圖1)，該剖面速度場(chǎng)見(jiàn)圖3(a)。在剖面圖中，箭頭表示平行于剖面方向上的速度分量，顏色則代表垂直于剖面方向上的速度。藍(lán)色表示速度方向垂直于剖面向外(近似南南西向)，紅色表示速度方向垂直于剖面向內(nèi)(近似北北東向)。計(jì)算結(jié)果顯示在剖面穿過(guò)的大部分地區(qū)，巖石圈與軟流圈流場(chǎng)速度都向北北東方向(粉色和紅色)，然而軟流圈速度明顯大于上覆巖石圈的速度，此時(shí)軟流圈對(duì)上覆巖石圈肯定存在拖曳作用。

在剖面中段和東段，印度板塊向東俯沖至緬甸之下。剖面AA′ (圖3(a))的最東段位于青藏高原東南緣，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)以東，是亞洲板塊的一部分。垂直于剖面的速度場(chǎng)顯示最東段巖石圈和軟流圈速度方向?yàn)槟夏衔鞣较?藍(lán)色)。這顯示亞洲板塊與印度板塊在緬甸附近的板塊邊界東西兩側(cè)的深部運(yùn)動(dòng)存在很大的差異。

圖3 剖面的速度場(chǎng)Fig.3 Flow profiles of cross-sections

東西向的剖面BB′大部分位于青藏高原，計(jì)算得到的速度場(chǎng)如圖3(b)所示，圖中的紅色代表向北的速度，藍(lán)色代表向南的速度。剖面西部位于印度板塊的一段仍顯示出與剖面AA′ (圖3(a))相同的特征，即軟流圈向北的流動(dòng)速度明顯大于其上覆巖石圈。而剖面BB′中位于青藏高原的中段和東段，則顯示出與西段相反的流動(dòng)方向，即巖石圈與軟流圈均向南流動(dòng)。此時(shí)軟流圈向南的流動(dòng)速度也大于其上覆巖石圈。剖面AA′與BB′位置相近，但分別位于喜馬拉雅弧的弧南與弧北，印度—?dú)W亞碰撞帶之下復(fù)雜的結(jié)構(gòu)使得2個(gè)剖面的結(jié)果出現(xiàn)了很大的差異。剖面AA′和BB′向下拖曳的地幔流的位置主要是受到印度與歐亞板塊碰撞帶的影響。剖面AA′位于喜馬拉雅弧以南，剖面中段切過(guò)主邊界逆沖斷裂帶，由于印度板塊沿歐亞板塊南緣的俯沖作用，帶動(dòng)了向下的地幔流。而剖面BB′的西段是印度—?dú)W亞碰撞帶的位置，中段位于拉薩地塊內(nèi)部，因此向下拖曳的地幔流主要出現(xiàn)在剖面西段。

橫穿青藏高原的東西向剖面CC′速度場(chǎng)計(jì)算結(jié)果為圖3(c)，圖中的紅色代表向北的速度，藍(lán)色代表向南的速度。垂直于剖面的速度結(jié)果顯示這一區(qū)域軟流圈的速度仍舊大于其上覆巖石圈，軟流圈對(duì)巖石圈向南的拖曳作用十分明顯。平行于剖面的速度場(chǎng)在剖面西段出現(xiàn)地幔環(huán)流，可能與印度板塊向歐亞板塊之下的俯沖作用有關(guān)。

剖面DD′由南向北穿越印度、青藏高原、塔里木盆地、天山等區(qū)域。在垂直于剖面DD′的速度場(chǎng)中(圖3(d))，藍(lán)色代表近似向東偏南的速度，紅色反之向西偏北?？梢钥吹狡拭鍰D′同樣出現(xiàn)軟流圈對(duì)上覆巖石圈向東的拖曳作用。平行剖面的速度場(chǎng)顯示出印度板塊向歐亞板塊之下的深俯沖，并且俯沖板片可能出現(xiàn)向南翻轉(zhuǎn)的幾何形態(tài)。印度—?dú)W亞碰撞帶之下的俯沖造成了遠(yuǎn)場(chǎng)效應(yīng)，帶動(dòng)兩側(cè)的地幔物質(zhì)流向俯沖帶位置，驅(qū)動(dòng)小規(guī)模的地幔環(huán)流。該計(jì)算結(jié)果顯示，地幔環(huán)流有利于印度巖石圈向青藏高原下的俯沖和高原巖石圈的拆沉。

計(jì)算結(jié)果反映青藏高原下有可能存在印度巖石圈的俯沖和高原巖石圈的拆沉以及拆沉誘發(fā)的鄰側(cè)地幔上涌，這與青藏高原北部地區(qū)廣泛發(fā)育新生代的火山巖, 并與普遍具有低Pn波速、缺失Sn波的特點(diǎn)相一致。但地震學(xué)中觀察到的俯沖的角度以及板片是否斷離等問(wèn)題在我們的模型中難以體現(xiàn)。

3 討論

以上模擬結(jié)果顯示了青藏高原及周邊地幔對(duì)流的特征。印度板塊在靠近喜馬拉雅山脈的板塊邊界處軟流層向北的運(yùn)動(dòng)速度大于其上覆巖石圈的運(yùn)動(dòng)速度(圖3(a))。這說(shuō)明向北運(yùn)動(dòng)印度軟流層拖曳著印度巖石圈向北運(yùn)動(dòng)。除負(fù)浮力作用下俯沖，這個(gè)持續(xù)的驅(qū)動(dòng)力導(dǎo)致印度大陸與歐亞大陸接觸并發(fā)生碰撞。即使在喜馬拉雅山脈和世界最大的青藏高原形成以后，仍然能夠克服高原巨大位能形成的阻力，持續(xù)拖拽印度板塊向北運(yùn)動(dòng)，并導(dǎo)致持續(xù)的碰撞和高原隆升生長(zhǎng)。

俯沖的印度板片巖石圈驅(qū)動(dòng)地幔在俯沖位置下面形成了對(duì)流環(huán)。從更深部位來(lái)看，印度板塊軟流層和巖石圈向北運(yùn)動(dòng)的同時(shí)，在印度板塊軟流層(400 km深度)以下的深層地幔物質(zhì)則產(chǎn)生了向南的回流(圖3(a)、3(b)、3(d))。

俯沖的印度地幔也帶動(dòng)了北方青藏高原之下軟流圈的運(yùn)動(dòng)，造成碰撞帶以北的軟流圈向南的運(yùn)動(dòng)(圖3(b)、3(c))。人們討論印度板塊和歐亞板塊碰撞運(yùn)動(dòng)時(shí)，往往相對(duì)于歐亞板塊為參考，即假定歐亞板塊靜止不動(dòng)來(lái)進(jìn)行討論。但利用這種假設(shè)將無(wú)法考慮印度板塊運(yùn)動(dòng)對(duì)青藏高原運(yùn)動(dòng)的拖拽影響，這在今后的研究中值得引起重視。計(jì)算顯示，印度巖石圈向歐亞板塊之下的俯沖(圖3(d))影響歐亞板塊青藏高原遠(yuǎn)場(chǎng)的地幔流，并可能在青藏高原下面引起小尺度的地幔擾動(dòng)和上下流動(dòng)。Huangfu等[35]小尺度的模擬表明，青藏高原之下發(fā)生巖石圈地幔的拆離和軟流層地幔熱物質(zhì)的上涌可以影響到高原的溫度結(jié)構(gòu)、地震波速和衰減，以及巖漿活動(dòng)。但本文由于網(wǎng)格尺度和全球?qū)游龀上竦姆直婺芰τ邢蓿瑹o(wú)法精確反映這些小尺度的擾動(dòng)。另外值得注意的是，與印度板塊之下不同，青藏高原之下并沒(méi)有造成上地幔深部物質(zhì)的回流(圖3(c)、3(d))，400～670 km的地幔沒(méi)有大規(guī)模向北的回流運(yùn)動(dòng)。

圖3(a)～3(c)都顯示了青藏高原之下軟流層存在向東的運(yùn)動(dòng)，而上地幔深部存在向西的回流，這些可能與太平洋板塊和菲律賓板塊向歐亞板塊下的俯沖有關(guān)。由于這些海洋板塊的俯沖規(guī)模更大、俯沖海洋板片負(fù)浮力也更大，因此影響的范圍也更大，中國(guó)的西部青藏高原深部的地幔運(yùn)動(dòng)有可能受到其影響。前人的研究[12]曾提出，印度—?dú)W亞碰撞驅(qū)動(dòng)了大尺度的側(cè)向地幔擠出，其遠(yuǎn)場(chǎng)效應(yīng)可能導(dǎo)致中國(guó)東部廣泛的軟流圈上涌、裂谷作用和新生代火山作用。我們的三維模擬說(shuō)明，這種流動(dòng)的確可能存在，但三維的流動(dòng)圖形遠(yuǎn)比二維復(fù)雜。印度板塊下(圖3(a))的上地幔深部也有這種向西的回流，可能與印度板塊在緬甸之下向東俯沖有關(guān)。這種俯沖還造成緬甸弧東部軟流層流動(dòng)方向轉(zhuǎn)為向東，而不再是川滇軟流層和巖石圈的向南運(yùn)動(dòng)(圖2(b))，軟流層運(yùn)動(dòng)方向的這種轉(zhuǎn)變，恰好可以解釋SKS波快波方向從川滇的南北向轉(zhuǎn)為滇南和緬甸的東西向所體現(xiàn)的各向異性特征。

目前，已有不少地震學(xué)研究提出青藏高原下印度俯沖的板片可能發(fā)生撕裂[36-38]。在圖3(d)中，雖然400 km以淺的范圍都顯示出東偏南的速度(藍(lán)色)，然而在高原內(nèi)部軟流圈也存在一定的速度差異，比如在青藏高原中南部的軟流圈速度明顯小于兩側(cè)的速度。這種地幔經(jīng)向運(yùn)動(dòng)差異可能為喜馬拉雅俯沖板片的撕裂提供了一定力學(xué)條件。

理想的模型應(yīng)該基于合適的模型參數(shù)、精細(xì)的橫向和縱向不均勻性等，在更真實(shí)的自由邊界下的計(jì)算才能夠產(chǎn)生實(shí)際觀測(cè)到的板塊運(yùn)動(dòng)。但人們目前對(duì)深部的認(rèn)識(shí)還有限，我們也只能把地震層析成像確定的速度異常換算為初始模型的溫度異常，把地球表面板塊運(yùn)動(dòng)作為邊界條件。在這種前提的模擬中，如果計(jì)算得到的軟流層運(yùn)動(dòng)速度低于地表運(yùn)動(dòng)速度，不排除可能是由于人為施加的速度邊界條件的影響，軟流層被地表巖石圈拖曳而動(dòng)。但是在本文的模型中，很多結(jié)果都顯示出軟流層速度快于其上覆巖石圈的運(yùn)動(dòng)速度，這種運(yùn)動(dòng)特征不可能是由于指定的邊界條件造成的，而是真實(shí)地幔對(duì)流物理過(guò)程的表現(xiàn)。

我們?cè)谀M中也嘗試改變一些介質(zhì)參數(shù)，觀察它們對(duì)計(jì)算結(jié)果的影響。例如上下地幔黏滯系數(shù)之比，巖石圈蓋層的存在的影響，但這些因素對(duì)結(jié)果總體特征沒(méi)有大的影響，沒(méi)有改變地幔流場(chǎng)的一階特征。在本文中，討論大尺度地幔拖曳驅(qū)動(dòng)力的存在和一階作用，但不排除印度—?dú)W亞板塊碰撞、西太平洋俯沖帶、爪哇海溝俯沖帶或者來(lái)自非洲下的超級(jí)地幔柱等因素分別對(duì)這種東亞地幔拖曳力的影響。

本研究選擇的是加州理工學(xué)院發(fā)展的S20RTS面波成像模型，該模型水平采用20階球諧函數(shù)，徑向則采用3次樣條曲線[24]。依據(jù)的資料不僅包括體波和瑞利波測(cè)量數(shù)據(jù)集，還包括對(duì)自由震蕩分裂的分析，是一個(gè)優(yōu)秀的模型。但是國(guó)際上也還有其他層析成像模型，例如S362ANI[39]、SAW642AN[40]、TX2008[41]以及 HMSL-S[42]等模型。如果更換其他模型，對(duì)對(duì)流計(jì)算結(jié)果會(huì)有什么影響是需要進(jìn)一步研究的問(wèn)題。由于各種模型都反映了太平洋、菲律賓等海洋板塊俯沖形成的高速板片，以及印度板塊巖石圈地幔俯沖形成的高速區(qū)域，因此本文的基本結(jié)論應(yīng)該依然成立。

4 結(jié)論

本文通過(guò)三維全球有限元數(shù)值模擬，避免了局部模型模擬中地幔深部側(cè)邊界速度邊界條件不確定性的影響，在全球規(guī)模地幔對(duì)流的大背景下，計(jì)算東亞區(qū)域地幔流場(chǎng)，從中分析新生代以來(lái)的印度板塊持續(xù)向北運(yùn)動(dòng)、印度—?dú)W亞持續(xù)會(huì)聚的驅(qū)動(dòng)力，并得出以下認(rèn)識(shí)：

1)軟流層在印度巖石圈底部施加的拖曳力可能是印度板塊持續(xù)運(yùn)動(dòng)和造成青藏高原隆起的驅(qū)動(dòng)力的主要來(lái)源。印度巖石圈向歐亞板塊之下的俯沖帶動(dòng)了地幔軟流層的運(yùn)動(dòng)。

2)印藏碰撞具有遠(yuǎn)場(chǎng)效應(yīng)，造成喜馬拉雅弧南北兩側(cè)的地幔物質(zhì)流向俯沖帶的位置并可能引起大規(guī)模地幔環(huán)流，且有可能在青藏高原下方誘發(fā)小規(guī)模的地幔升降流動(dòng)。

3)青藏高原東南緣地幔流出現(xiàn)“擠出”現(xiàn)象，川滇地區(qū)向南運(yùn)動(dòng)的軟流圈在緬甸弧東部轉(zhuǎn)為向東。

4)青藏高原中南部的軟流圈運(yùn)動(dòng)存在速度差，這可能為印度俯沖板片的撕裂提供了條件。