裴旭， 皇甫鵬鵬， 李忠海， 石耀霖

中國科學院大學地球與行星科學學院， 計算地球動力學重點實驗室， 北京 100049

0 引言

印度—歐亞大陸碰撞導致青藏高原發(fā)生顯著變形和劇烈隆升，且向周緣擴展(Molnar and Tapponnier，1975；Yin and Harrison，2000；Tapponnier et al.，2001；許志琴等，2011；Wang et al.，2014；Li et al.，2015；Kapp and DeCelles，2019).當高原變形遇到盆地或者克拉通塊體的阻擋，則形成環(huán)青藏高原盆山體系(高銳等，2002；賈承造，2009；賈承造等，2013；宋曉東等，2015)；該盆山體系與青藏高原共同控制著我國西部新生代構造變形(圖1)，其形成不僅受控于印度—歐亞碰撞的動力學背景，還受拼貼塊體的基底結構和物性的影響(Huangfu et al.，2018；皇甫鵬鵬等，2019).具有低溫熱結構和較高巖石圈強度的塔里木盆地和柴達木盆地(Wang，2001；劉紹文等，2006，2008，2017；Sun et al.，2013；孫玉軍等，2013；汪洋和程素華，2013；宋曉東等，2015)，對青藏高原向北擴展具有阻擋作用，導致盆地周緣出現(xiàn)造山隆升，而盆地本身發(fā)生下插(Métivier et al.，1998；Chen et al.，1999；Yin et al.，2007，2008a，b；宋曉東等，2015).

湯良杰等(1999，2004)的研究認為塔里木盆地是在震旦紀開始裂解的塔里木板塊，而柴達木盆地此時還是一系列未拼貼的小型克拉通群.自震旦紀至今，這兩盆地經(jīng)歷三個一級構造旋回：即震旦紀-中泥盆紀開合旋回，晚泥盆紀-三疊紀開合旋回和侏羅紀-第四紀構造旋回.這三個旋回過程可能主要與古亞洲洋和特提斯洋在不同階段伸展張裂、消減俯沖和閉合作用有關.從時間演化序列看，塔里木、柴達木盆地演化階段具有大致同時性，且不同階段的盆地性質(zhì)具有拉張-擠壓交替轉化的特征.自新生代以來，兩盆地的性質(zhì)和類型出現(xiàn)差異：塔里木盆地為前陸盆地特征，柴達木盆地可能與兩側造山帶擠壓下的強烈被動沉陷作用相關，不具備前陸盆地特征.該旋回過程與劉紹文等(2006)和李成等(2000)的研究較為一致.另外，大量地質(zhì)與地球物理觀測顯示，新生代塔里木盆地與柴達木盆地存在顯著差異(表1).在地殼尺度上，柴達木盆地的變形已經(jīng)從周緣擴展到內(nèi)部，而塔里木盆地的變形主要集中于盆地邊緣(許志琴等，2011).在巖石圈強度與溫度結構上，塔里木盆地相較于柴達木盆地具有更高的巖石圈強度和更低的溫度結構(表1).新生代構造變形演化揭示，柴達木盆地已經(jīng)并入青藏高原，并參與高原整體變形，而塔里木盆地仍然獨立于青藏高原整體變形之外(Bally et al.，1986；Burchfiel et al.，1989；Yin et al.，2008b).目前對于上述兩盆地的差異性變形機制及所需的動力學條件研究仍較為薄弱.

圖1 青藏高原簡要構造圖 圖中，淺黃色區(qū)域代表溫度較高且強度較低的區(qū)域，而灰藍色區(qū)域代表溫度較低且強度較高的區(qū)域 (McNamara et al., 1997; Owens and Zandt, 1997; Zhao et al., 2010; Nunn et al., 2014).Fig.1 Simplified tectonic map of Tibetan Plateau The light yellow region represents the area with hot thermal condition and low rheological strength, whereas the gray blue area denotes that with cold thermal condition and high rheological strength (McNamara et al., 1997; Owens and Zandt, 1997; Zhao et al., 2010; Nunn et al., 2014).

針對印度—歐亞碰撞、青藏高原變形隆升、遠程效應抬升等作用，前人進行了大量數(shù)值模擬工作.早期主要基于黏性薄板模型(England and Houseman，1985，1986；Neil and Houseman，1997；Dayem et al.，2009)，強調(diào)堅硬板塊的擠入對黏性高原形成及地殼增厚的影響.Pusok 和Kaus(2015)揭示塔里木塊體的存在對高原現(xiàn)今高地形的控制作用.近期，在針對印藏碰撞作用的數(shù)值模擬研究中，進一步考慮了地殼/巖石圈結構非均一性的影響(Chen and Gerya，2016；Kelly et al.，2016；Li et al.，2016；Huangfu et al.，2018；Bian et al.，2020；Cui et al.，2021).這些數(shù)值模擬工作能夠幫助我們理解青藏高原的隆升變形、遠程效應等機制，但對塔里木盆地與柴達木盆在青藏高原向北生長演化中的差異性演化問題關注較少.

針對塔里木盆地和柴達木盆地與青藏高原的差異性變形，本文擬研究堅硬塊體在遠端碰撞作用下，如何發(fā)生構造變形.為此，通過建立系列熱-動力學數(shù)值模型，探討堅硬塊體的幾何尺度、地殼強度、巖石圈地幔強度對其自身地殼變形的影響，進而厘定堅硬塊體并入高原的過程及其控制因素.

表1 塔里木盆地與柴達木盆地的主要參數(shù)對比Table 1 Contrasting main parameters between the Tarim and Qaidam basins

參考文獻：1=(宋曉東等，2015)；2=(李孟奎等，2018)； 3=(Wang，2001)；4=(單斌等，2008)；5=(李宗星等，2015)；6=(趙俊猛等，2006)；7=(劉紹文等，2006)；8=(劉紹文等，2017)；9=(李宗星等，2016)；10=(汪洋和程素華，2013)；11=(Yin et al.，2008b).

1 數(shù)值模擬方法

1.1 熱-動力學控制方程

本文采用“I2VIS”(Gerya and Yuen，2003a)數(shù)值算法，建立數(shù)值模型.該程序主要針對三組控制方程進行計算，包括動量守恒方程、物質(zhì)守恒方程以及熱量守恒方程.

(1)動量守恒方程：

(1)

(2)

其中，g是重力加速度；密度ρ依賴于溫度T、壓力P、巖石類型C和部分熔融比例M；σ′xx、σ′xz、σ′zx、σ′zz是偏應力張量.

(2)不可壓縮流體的物質(zhì)守恒方程：

(3)

其中，vx、vz表示水平速度和垂向速度.

(3)熱量守恒方程：

(4)

(5)

(6)

(7)

(8)

1.2 黏-塑性流變學性質(zhì)

在本文數(shù)值模擬中，偏應力張量和應變率張量采取整合的黏-塑性本構關系.

對于不可壓縮流體的黏性變形，表示為：

(9)

(10)

(11)

(12)

(13)

(14)

其中，ηeff是有效黏滯系數(shù)，其受控于溫度、壓力、物質(zhì)成分、應變率和熔融程度等多個因素.

對于黏性流變的黏滯度：

(15)

實際物質(zhì)的黏-塑性流變性質(zhì)是黏性流變與塑性流變強度的結合.在本實驗中，塑性流變采取改進的Drucker-Prager屈服準則(Ranalli，1995)：

σyield=C0+Psin(φeff),

(16)

sin(φeff)=sin(φ)(1-λ),

(17)

(18)

其中，σyield是屈服應力；P是壓力；C0是P=0情況下的內(nèi)聚力；φ是內(nèi)摩擦角；λ是孔隙流體系數(shù)；φeff是有效內(nèi)摩擦角，受控于內(nèi)摩擦角φ和孔隙流體系數(shù)λ.

基于ηductile和ηplastic，黏-塑性流變關系的最終黏滯系數(shù)可以定義為兩者之中的較小者(Ranalli，1995):

ηeff=min(ηductile,ηplastic).

(19)

1.3 巖石部分熔融模型

數(shù)值模型中包含多種巖石類型的部分熔融計算.巖石部分熔融作為一種近似算法，它假設部分熔融的體積比例與溫度存在線性關系(Burg and Gerya，2005)：

M=0,T≤Tsolidus,

(20)

(21)

M=1,T≥Tliquidus,

(22)

其中，Tsolidus和Tliquidus分別代表特定巖性的固相線溫度和液相線溫度.

2 數(shù)值模型設計與結果

2.1 參考模型和邊界條件

在模型設計中，參考模型的尺寸為7000 km×670 km.參考模型節(jié)點數(shù)為1760×139，其縱向為均勻分布，橫向為逐步加密網(wǎng)格.在橫向分布中，在本研究重點關注的模型中部的地殼變形區(qū)域，分辨率為2 km；而在靠近模型邊界處為30 km.模型主要由四部分組成：最左端為俯沖大陸，最右端為遠端變形大陸，中間分別為變形大陸和堅硬塊體單元，如圖2所示.這四個塊體的巖石圈厚度均為130 km，包括15 km厚的上地殼和20 km厚的下地殼.所有單元的上、下地殼均采用干石英巖和基性麻粒巖流變參數(shù)，所有巖石圈地幔以及軟流圈均采用干橄欖石的流變參數(shù).具體巖石類型的詳細材料參見表2和表3.

表2 模型采用的黏滯性流變參數(shù)Table 2 Viscous flow laws used in the numerical experiments

模型的底邊界設置為滲透性邊界條件(Burg and Gerya，2005)：?vx/?z=0, ?vz/?z=-vz/Δzexternal，其中Δzexternal是底邊界與外部自由滑動邊界的距離.上邊界以及左右邊界均為自由滑移邊界條件.在最左端俯沖大陸巖石圈地幔內(nèi)施加一恒定向右的速度，為5 cm·a-1，以實現(xiàn)大陸匯聚.在模型上邊界層之下，設置了一層厚度為10 km的偽空氣層.該偽空氣層的設計可以實現(xiàn)模型地貌動態(tài)演化，控制方程如下(Gerya and Yuen，2003b)：

圖2 參考模型設置(a) 參考模型的初始設計; (b) 中展現(xiàn)的是模型的一部分(紅框).白色線條為間隔400 ℃的等溫線，巖石圈底界溫度為1300 ℃.在左側俯沖大陸巖石圈地幔內(nèi)設置恒定的匯聚速率(5 cm·a-1).圖例：0=空氣層，1=沉積物，2/3=堅硬塊體上/下地殼，4/5=變形大陸上/下地殼，6/7=俯沖大陸上/下地殼，8=堅硬塊體巖石圈地幔，9=變形大陸巖石圈地幔，10=俯沖大陸巖石圈地幔， 11=軟流圈.Fig.2 Reference model setup(a) The initial configuration of reference model; (b) The enlargement (red rectangle) of the reference model. White lines are isotherms with an interval of 400 ℃. A fixed temperature of 1300 ℃ is implemented at the bottom of lithosphere. A constant convergence velocity of 5 cm·a-1 is assigned within the subducting lithospheric block. Different colors refer to different lithologies, with the colorbar: 0=Air; 1=Sediment; 2/3=Upper/Lower crust of rigid block; 4/5=Upper/Lower crust of deformable continental block; 6/7=Upper/Lower crust of subducting continental block; 8=Lithospheric mantle of rigid block; 9=Lithospheric mantle of deformable continental block; 10= Lithospheric mantle of subducting continental block; 11=Asthenosphere.

表3 模型中的材料參數(shù)Table 3 Material properties used in the models

(23)

其中，zes表示地表的高度，是水平位置x的函數(shù)；vz和vx分別表示地表速度矢量的垂直和水平分量；vs和ve分別表示沉積和剝蝕速率，其對應關系如下：

vs=0 mm·a-1,ve=1 mm·a-1,z<6 km(24)

vs=1 mm·a-1,ve=0 mm·a-1,z>6 km(25)

在模型的初始熱結構設置上，模型頂部溫度為0 ℃，大陸巖石圈底邊界溫度為1300 ℃，兩側為絕熱邊界條件.考慮到模型溫度可以顯著影響巖石強度，本文通過改變莫霍面溫度，進而控制塊體相對強弱.其中，變形大陸以及遠端變形大陸的初始莫霍面溫度均為600 ℃，俯沖大陸與中間的堅硬塊體的初始莫霍面溫度為400 ℃.給定莫霍面溫度之后，巖石圈內(nèi)部的初始溫度結構通過線性插值的方式確定.軟流圈地幔的溫度梯度設置為0.5 ℃/km.

2.2 模型結果

分別選擇堅硬塊體長度為800 km和400 km的模型作為參考模型-I和參考模型-II，進而展示堅硬塊體的地殼未完全變形及發(fā)生完全變形的兩種不同類型結果(圖3—5).

參考模型-I結果如圖3所示.該模型在演化初期，表現(xiàn)為變形大陸的增厚作用(圖3a)；其應變率場顯示，高應變率區(qū)域集中在變形大陸，而堅硬塊體內(nèi)部幾乎不發(fā)生變形(圖3f).隨后，大陸匯聚距離達到～1000 km時，左端大陸開始俯沖；中部變形大陸的變形向右方擴展，并開始向堅硬塊體下插(圖3b)，伴隨著遠端變形大陸增厚.在匯聚量達到～1500 km時，變形大陸地殼向堅硬塊體之上仰沖(圖3c)，地殼變形開始向堅硬塊體內(nèi)部傳遞(圖3h).匯聚量達到～2000 km時，堅硬塊體周緣地殼強烈變形(圖3i)，伴隨顯著的沉積作用.最終，當匯聚量達到～2500 km時，地殼變形仍向內(nèi)部擴展(圖3j)，且巨量的沉積物覆蓋整個堅硬塊體之上(圖3e).此時，堅硬塊體巖石圈地幔向變形大陸微弱下插(圖3d—e).

參考模型-II結果如圖4、5所示.參考模型-II與參考模型-I在前期演化有相似的變形過程.相比參考模型-I，參考模型-II的區(qū)別是，在匯聚時間為～50 Myr時，堅硬塊體的地殼變形遍布整個堅硬塊體(圖4j和5b).參考模型-II最終也表現(xiàn)出巨量的沉積物覆蓋在堅硬塊體之上(圖4e和5a)，以及堅硬塊體巖石圈地幔向變形大陸微弱下插(圖4e和5a).

2.3 對比實驗結果

以堅硬塊體的長度、地殼塑性強度、巖石圈地幔塑性強度的差異為變量，我們設計并運行三組對照實驗.另外，為方便模型結果的定量化對比分析，我們定義應變率小于1×10-17s-1的區(qū)域為未變形區(qū)域；反之，則為變形區(qū)域.通過分析對比所有模型結果后，應變率小于1×10-17s-1該值時能夠最有效區(qū)分地殼變形強弱，并且選擇相對偏大或者偏小的值均不會影響系列模型結果所展示的地殼變形演化規(guī)律.在以下實驗中，我們定義盆地的地殼是否完全變形來初步界定盆地是否并入高原，該定義將在討論部分詳細介紹.

2.3.1 堅硬塊體的長度

相對于參考模型，該組模型改變堅硬塊體的長度，使其長度分別為300、400、500、600、700、800、900、1000 km.測量堅硬塊體在匯聚時間在～10、～20、～30、～40、～50 Myr時，即匯聚量為～500、～1000、～1500、～2000、～2500 km時，堅硬塊體未變形地殼的長度，并轉換成未變形長度占原長度的比例(圖7)，進而研究堅硬塊體的長度對于地殼變形的影響.

圖3 參考模型-I的演化結果 參考模型-I結果展示了匯聚時間在～10、～20、～30、～40、～50 Myr時，即匯聚量為～500、～1000、～1500、～2000、～2500 km時的 物質(zhì)場(a—e)和應變率場(f—j)演化過程.綠色、紅色、黑色三角形標識塊體間的分界線.Fig.3 Evolution of the reference model-I Model results show the composition (a—e) and strain rate (f—j) evolution at the convergence of ～500，～1000，～1500，～2000，～2500 km, ie., the time of ～10，～20，～30，～40，～50 Myr. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks.

圖4 參考模型-II的演化結果 參考模型-II的結果展示了匯聚時間在～10、～20、～30、～40、～50 Myr時，即匯聚量為～500、～1000、～1500、～2000、～2500 km時的 物質(zhì)場(a—e)和應變率場(f—j)演化過程.綠色、紅色、黑色三角形標識塊體間的分界線.(e)紅框區(qū)域放大展示在圖5中.Fig.4 Evolution of the reference model-II Model results show the composition (a—e) and strain rate (f—j) evolution at the convergence of ～500，～1000，～1500，～2000，～2500 km, ie., the time of ～10，～20，～30，～40，～50 Myr. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks. (e) The red rectangle area is amplified in Fig.5.

圖5 參考模型-II在～50 Myr的演化結果(a) 物質(zhì)場； (b) 應變率場.綠色、紅色、黑色三角形標識塊體間的分界線.Fig.5 Reference model-II result at ～50 Myr(a) Composition field; (b) Strain rate field. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks.

該組模型顯示出與參考模型-I、II相似的演化過程.在～50 Myr時的應變率結果顯示，堅硬塊體越長，其未變形地殼越長(圖6).且當堅硬塊體長度小于500 km時，堅硬塊體地殼完全變形，從而并入高原(圖6和7).此外，堅硬塊體越長，堅硬塊體的未變形地殼的比例越大，從而更難以并入高原(圖7).

2.3.2 堅硬塊體的地殼塑性強度

相對于參考模型，該組實驗改變整個堅硬塊體地殼的塑性強度(內(nèi)摩擦角).在實驗中，改變模型堅硬塊體地殼的sin(φeff)值，分別取值為0.10、0.20、0.25、0.30、0.40.由公式(16)可知，該值越大，地殼塑性屈服強度越高.測量堅硬塊體在匯聚時間為～10、～20、～30、～40、～50 Myr時，未變形地殼的長度及其所占原始長度的比例(圖8).

圖6 不同長度的堅硬塊體在～50 Myr時的應變率場圖 (a—h) 分別是初始長度為300、400、500、600、700、800、900、1000 km的堅硬塊體.綠色、紅色、黑色三角形標識塊體間的分界線.Fig.6 The strain rate field of models at ～50 Myr with variable initial length of the rigid block (a—h) The length of the rigid block are 300，400，500，600，700，800，900，1000 km. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks.

圖7 不同長度堅硬塊體的未變形長度 占原長度比例隨時間演化圖Fig.7 The ratio of undeformed length to the original length of rigid block with time. The lines with distinct colours denote different models with variable initial length of the rigid block

該組模型顯示出與參考模型-I、II相似的演化過程(電子附圖S3).當堅硬塊體地殼的sin(φeff)取值為0.10時，堅硬塊體地殼在～50 Myr時全部變形.在～50 Myr時的應變率結果顯示，堅硬塊體塑性強度越強，其未變形地殼越長(圖8和電子附圖S1)，堅硬塊體的未變形地殼的比例越大，從而更難以并入高原(圖8).

圖8 不同塑性強度地殼的堅硬塊體的未變形長度占 原長度(500 km)比例隨時間變化的折線圖Fig.8 The ratio of undeformed length to the original length of rigid block with time. The lines with distinct colours denote different models with variable crustal strength of the rigid block

2.3.3 堅硬塊體的巖石圈地幔塑性強度

相對于參考模型，該組實驗改變整個堅硬塊體巖石圈地幔的塑性強度(內(nèi)摩擦角)，即在模型中改變巖石圈地幔的sin(φeff)值，分別取值為0.10、0.20、0.25、0.30、0.40.該值越大，巖石圈地幔的塑性強度越大.測量堅硬塊體在匯聚時間為～10、～20、～30、～40、～50 Myr時，未變形地殼的長度及其所占原始長度的比例(圖9).

結果顯示，當堅硬塊體巖石圈地幔塑性強度較低時(sin(φeff)值小于0.1)，堅硬塊體巖石圈地幔變形十分劇烈，因而堅硬塊體地殼極容易變形(圖9和電子附圖S2a).當堅硬塊體巖石圈地幔的塑性強度達到一定值后(sin(φeff)值大于0.1)，其顯示出與參考模型-I、II相似的演化過程(電子附圖S4)，但不再影響盆地地殼的縮短變形(圖9和電子附圖S2).因為此時的巖石圈地幔的變形比較有限，并主要受黏性變形所控制，因而改變塑性強度對巖石圈地幔行為影響微弱.

圖9 不同巖石圈地幔強度堅硬塊體的未變形長度 占原長度(500 km)比例隨時間變化的折線圖Fig.9 The ratio of undeformed length to the original length (500 km) of rigid block with time. The lines with distinct colours denote different models with variable strength of mantle lithosphere of the rigid block

3 討論

3.1 堅硬塊體并入高原的界定

模型匯聚時，俯沖大陸向變形大陸之下俯沖，變形逐漸向右側陸內(nèi)擴展.隨后，堅硬塊體發(fā)生變形.本文擬從地殼變形尺度來研究盆地是否并入高原，理由如下：一方面，在巖石圈地幔尺度上，塔里木盆地和柴達木盆地都有限的向南下插(鄧晉福等，1995；高銳等，2002)，兩者變形行為近似，沒有很好的區(qū)分度.另一方面，在實際觀測中，地表斷層是構造變形的直接表征.在柴達木盆地，斷層的出露自盆地兩端向盆地內(nèi)部擴展，且整個盆地內(nèi)部變形明顯.例如，柴達木南緣斷裂、油砂山背斜、柴北緣斷裂等(鄧晉福等，1995；Métivier et al.，1998；Meyer et al.，1998；Chen et al.，1999；Yin et al.，2007，2008a，b；杜忠明等，2016).在塔里木盆地，斷層在盆地周緣發(fā)育廣泛，例如，北側的柯坪逆沖斷裂帶(Allen et al.，1999；楊曉平等，2008).而盆地內(nèi)部變形有限，其西南側的麻扎塔格可能是盆地內(nèi)部變形(高銳等，2002；許志琴等，2011).因而，塔里木盆地的地殼變形相對柴達木盆地是有限的.所以，從盆地的地殼是否整體變形來初步界定盆地是否并入高原是可行的.

3.2 堅硬塊體變形的控制因素

根據(jù)模型結果，堅硬塊體在大陸匯聚碰撞的背景下，其邊界處劇烈變形，巖石圈撓曲下插，沉積作用顯著，變形大陸地殼向堅硬塊體仰沖，堅硬塊體地殼變形向內(nèi)部擴展.

模型結果表明(表4)：(1)堅硬塊體的長度影響其并入高原的過程；堅硬塊體越長，堅硬塊體未變形地殼的比例越大，因此越難并入高原.堅硬塊體地殼的變形是自塊體兩端向內(nèi)部逐步擴展.當堅硬塊體的巖石圈地幔較硬時，其吸收的應變集中在地殼中，從而較長堅硬塊體的地殼若要發(fā)生整體變形，則需要相對更久的匯聚時間.模型結果顯示，在匯聚量達到～2500 km時，長度小于500 km的堅硬塊體的地

表4 模型參數(shù)及結果總結Table 4 Summary of the model parameters and results

殼經(jīng)歷整體變形，從而完全并入高原.(2)堅硬塊體地殼的塑性強度同樣影響其并入高原的過程.強度較大的地殼能抑制應變的累積，使堅硬塊體地殼變形較小.因而，地殼塑性強度越大，其在變形過程中未變形長度占原長度比例越大，從而越難以并入高原.(3)堅硬塊體的地幔巖石圈的塑性強度較大時，不能顯著影響其構造變形演化.

3.3 地質(zhì)對比

3.3.1 青藏高原北部塔里木盆地與柴達木盆地的構造變形

在青藏高原北緣，塔里木盆地與柴達木盆地都是典型的堅硬塊體.前人對青藏高原以及塔里木盆地、柴達木盆地的研究表明，這兩個盆地相較青藏高原具有低溫熱結構(劉紹文等，2008；Sun et al.，2013；汪洋和程素華，2013；宋曉東等，2015).并且，對該區(qū)域的巖石圈強度結構的研究也表明，兩個盆地相較于青藏高原具有更高的巖石圈強度(Wang，2001；劉紹文等，2006，2008；孫玉軍等，2013；汪洋和程素華，2013).高原與盆地的物性差異可作為模型的設置及參數(shù)研究的依據(jù).

兩個堅硬盆地對于青藏高原向北擴展有明顯的阻擋作用，在模型結果中表現(xiàn)出中間變形大陸首先增厚變形(圖3a—e).在塔里木盆地，南側的西昆侖山強烈隆升，北側的天山活化變形(盧華復等，2005).在模型中表現(xiàn)為中間變形大陸向堅硬塊體下插及遠端變形大陸發(fā)生增厚變形(圖3b).隨后堅硬塊體巖石圈兩側出現(xiàn)有限下插(圖3d—e)，對應于葉城凹陷、庫車凹陷等(Kao et al.，2001；高銳等，2002；許志琴等，2011).在柴達木盆地，南側的東昆侖走滑逆沖斷裂、祁曼塔格斷裂，北側的祁連逆沖斷裂系等一系列斷裂的相繼發(fā)育；盆地內(nèi)部沉積地層縮短率隨東西走向變化.這些都是柴達木盆地發(fā)生強烈構造變形的標志，并且柴達木盆地也出現(xiàn)地幔巖石圈撓曲，向南下插，沉積作用顯著(Meyer et al.，1998；Zhou et al.，2006；Yin et al.，2007，2008a，b).模型中出現(xiàn)堅硬塊體地殼的劇烈變形遍布整個巖石圈(圖4j和5b)，出現(xiàn)巖石圈地幔輕微下插及巨厚的沉積物(圖4e和5a)．以上兩個堅硬盆地在青藏高原擴展過程中出現(xiàn)的現(xiàn)象在數(shù)值模型的演化過程中有很好的顯示.因此，兩個盆地都參與到青藏高原的變形過程之中，但根據(jù)我們對盆地并入高原的定義，柴達木盆地完全并入青藏高原，而塔里木盆地仍保持其力學完整性，從而獨立于青藏高原之外.

3.3.2 塔里木盆地與柴達木盆地的物性對比

根據(jù)新生代構造變形演化顯示，塔里木盆地目前仍獨立于青藏高原之外，而柴達木盆地已經(jīng)并入青藏高原.在柴達木盆地，變形已經(jīng)從周緣擴展到內(nèi)部，而塔里木盆地的構造變形主要集中于盆地周緣，還未涉及整個盆地(Allen et al.，1999；許志琴等，2011).在本文中，變形遍及整個盆地地殼可以作為堅硬塊體是否并入高原的標志.在盆地的幾何尺度上，塔里木盆地相對于柴達木盆地更長更寬(圖1).通過對比模型實驗結果(圖7)，堅硬塊體越長，堅硬塊體未變形地殼的比例越大，因此越難并入高原.因而，更寬大的塔里木盆地相對于柴達木盆地更難并入青藏高原的整體變形中.另外，在地殼和巖石圈地幔強度方面，塔里木盆地與柴達木盆地也存在著差異(表1).王敏等(2003)的研究工作認為塔里木盆地的地殼介質(zhì)有最大的強度，青藏高原及天山的地殼強度最弱，柴達木盆地介于前兩者之間.前人工作認為塔里木盆地巖石圈總強度大于1.5×1013N·m-1，而柴達木盆地巖石圈總強度(5.3～7.5)×1012N·m-1(Wang，2001；劉紹文等，2006，2017；汪洋和程素華，2013).此外，前人地熱研究工作發(fā)現(xiàn)塔里木盆地的地表熱流為22～66 mW·m-2，平均值為43 mW·m-2(Wang，2001； 劉紹文等，2006，2017)，而柴達木盆地的地表熱流為32.9～70.4 mW·m-2，平均值為55.1 mW·m-2(Wang，2001；李宗星等，2015，2016).塔里木盆地莫霍面溫度為495～600 ℃(劉紹文等，2006，2017；單斌等，2008；汪洋和程素華，2013)，而柴達木盆地莫霍面溫度大于700 ℃(單斌等，2008；汪洋和程素華，2013).塔里木盆地的地溫梯度為15～30 ℃·km-1(劉紹文等，2006，2017)，柴達木盆地的地溫梯度為17.1～38.6 ℃·km-1，且平均值為28.6 ℃·km-1(李宗星等，2015).柴達木盆地相對于塔里木盆地具有較熱的溫度結構，因而強度相應較小.通過對比模型實驗結果(圖8)，地殼塑性強度越大，其在變形過程中未變形長度占原長度比例越大，從而越難以并入高原.因而更堅硬的塔里木盆地相對于柴達木盆地更難并入青藏高原的整體變形中.

綜合以上塔里木盆地與柴達木盆地的差異，以及本文的模型實驗結果，可以得出更為寬大且更堅硬的塔里木盆地相對柴達木盆地更難并入青藏高原的整體變形中.

3.4 模型局限性

本文采用二維數(shù)值模型探究了在板塊匯聚碰撞背景下，堅硬塊體并入高原的構造變形演化過程及其控制因素.但二維模型具有一定的局限性，因為青藏高原北緣的塔里木盆地和柴達木盆地之間，存在阿爾金斷裂.該斷裂對兩盆地間的運動存在重要的調(diào)節(jié)作用，兩者并不完全是獨立演化的.此外，兩盆地的幾何形狀是不規(guī)則的，其自身形狀也會影響盆地并入高原的過程.因此，構建同時包含青藏高原及兩個盆地的三維模型能更清晰地展現(xiàn)和探索塔里木盆地和柴達木盆地是否并入青藏高原的差異性.這種大尺度模型仍然需要相對較高的空間分辨率，以便于更好的揭露小盆地的大變形特征，從而具有相當大的計算量，有待于未來進一步探索.

4 結論

本文通過構建系統(tǒng)的二維數(shù)值模型，探究在匯聚碰撞背景下，堅硬塊體并入高原的構造變形演化過程及其控制因素，并且與塔里木盆地和柴達木盆地進行了對比研究.研究表明，堅硬塊體是否并入高原主要受控于堅硬塊體長度和地殼強度.堅硬塊體長度越長，地殼強度越大，堅硬塊體越不容易并入高原內(nèi)部.相應地，更大更堅硬的塔里木盆地相對于柴達木盆地更不容易并入高原內(nèi)部.因此，在印藏碰撞作用下，柴達木盆地可以較容易地并入青藏高原，并隨其發(fā)生整體變形，而塔里木盆地依然能保持其幾何和力學完整性.

致謝特別感謝中山大學雷天博士，中國科學院大學崔起華博士、楊舒婷博士的建設性意見以及討論.感謝兩位匿名評審人的建設性意見.