第八届青藏高原东部构造与地球物理研讨会（WTGTP2020）反映的新进展＊

武 粤 李国辉 高 原

（中国地震局地震预测研究所，北京 100036）

引言

第八届青藏高原东部构造与地球物理研讨会（WTGTP2020）暨中国地球物理学会中国大陆动力学专业委员会和中国地球物理学会固体地球物理委员会2020 年学术年会，于2020 年9 月17—11 月24 日在网上顺利联合召开。本次会议共组织了6 场报告会（表1），围绕青藏高原东部及其周缘地区，从地球物理、地质构造和地球化学等方面做了12 个精彩纷呈的学术报告。报告主要分为5 个方面内容：①深部结构复杂性与地震活动；②深部构造、地震各向异性与动力学；③地质构造及其相关科学问题；④地球化学及岩浆作用与深部过程；⑤新理论、新方法及其应用研究。

表1 第八届青藏高原东部构造与地球物理研讨会（WTGTP2020）学术报告日程Table 1 Academic report schedule of the 8th workshop on tectonics and geophysics in the east part of Tibetan Plateau（WTGTP020）

此次WTGTP 系列研讨会成果丰硕，交流了与青藏高原东部及其周边地区地质构造、地球物理、深部结构、深部动力学以及特提斯（Tethys）构造域不同构造区对比研究方面的前沿进展，为广大科研人员及专家学者提供了良好、开放的交流平台，为研究青藏高原大陆动力学提供了新思路、新方法，也促进了中国地球物理与地质事业的发展。

1 地球物理探测与深部结构

地球物理探测方法是科学家用以解决各种地球科学问题的手段。随着科学技术的发展以及社会的需要，遍布全球的数字地震台网和卫星多尺度探测技术采集的大量信息数据，以及各种成熟的三维成像方法等等，更进一步促进了地球科学的发展。简而言之，地球物理学是全球性多学科的综合探测与研究[1]。

地球内部结构、地震灾害评估、资源评价，甚至全球环境变化的预测与预防，都需要地球物理学家提供高分辨率的观测系统和精细化的物理—数学模拟理论与方法[2]。青藏高原是目前地球上海拔最高、规模最大和时代最新的陆陆碰撞造山带，也是全球范围内壳幔结构最复杂、相互作用最活跃的带域之一。青藏高原壳幔结构和深部过程也备受地球物理学家和地球科学家的关注[3]。

1.1 背景噪声成像

青藏高原构造背景复杂，新生代时期，印度板块俯冲碰撞，使得新特提斯洋闭合，青藏高原主体地块−拉萨地块、羌塘地块、松潘—甘孜地块等，慢慢从青藏高原主体向东南方向挤出，在其东缘受到坚硬四川盆地的阻挡，高原东缘地壳明显增厚，壳内结构强烈变形，才逐渐形成今天的结构形态[4-6]。印度板块的俯冲碰撞，对青藏高原的地形地貌包括物质的变形都影响巨大。新生代以来，两大板块之间的碰撞及随后的挤压使青藏高原岩石圈的主应力方向不断变化，产生了强烈的变形和断裂作用，形成了厚地壳、薄岩石圈、厚软流圈的构造格局，使得该区域地质结构复杂、深大断裂发育、地震及火山活动性强烈[7-9]。

青藏高原的精细地壳速度结构，对理解青藏高原的隆升过程，研究该区域结构演化和构造背景，勘察成矿带及预防地质地震灾害等都具有重要的科学意义。Liu 和Yao[10]运用布设在该区域的132 个宽频带长周期固定地震台站、INDEPTH 等流动台阵及中科院地质地球物理研究所在班公—怒江缝合带两侧60 km 左右宽度所架设的密集SANDWICH 台阵，一共400 多个台站的数据，通过背景噪声成像结果，研究了青藏高原主体的三维结构。研究采用的是Fang 等[11]发展的面波反演方法，该方法可以直接从不同周期、不同路径的面波频散走时直接反演获得三维S 波速度结构，与传统的间接两步反演方法[12]相比，无需构建相速度与群速度图，对结构的横向变化有更好的平滑约束。反演结果显示，青藏高原中下地壳存在大规模的低速异常，整体呈现空间的横向不均一性，在雅鲁藏布缝合带中西段北侧，拉萨地区、羌塘地块北部都存在很强的壳内低速层。张智奇等[13]使用青藏高原东南缘川滇地区的固定台网的密集台阵，运用该方法得到该地区三维地壳上地幔结构[11]，发现小江断裂带及其东侧区域下方的中下地壳低速带，与西北方川滇菱形块体和松潘—甘孜块体中的大片低速异常体断开，并且与红河断裂带和沿着丽江—小金河断裂带向西南延伸的低速带之间并未联通[14]，推断这个低速体很可能不是由青藏高原地壳物质挤出形成的[15]。综合其他地球物理资料分析，认为小江断裂带下方的低速体主要成因可能是由于其地壳组分以长英质为主，地壳增厚导致其发生了部分熔融，断层剪切生热以及流体或熔体的存在加剧了熔融，进一步扩大了低速带的范围[13]。因此，认为该区域中下地壳物质很有可能存在塑性流动，更符合中下地壳流模型[16-19]。

Li 和Song[20]在传统的接收函数和面波频散联合反演技术[21-24]的基础上，加上P 波模型的限制，得到S 波速度随深度的变化，基于600 多个地震台站的数据，得到了青藏高原东部岩石圈方位各向异性横波速度模型。结果显示，青藏高原中下地壳的低速层没有形成管道，分布比较离散，高原的生长具有时空不匀均性。由此，提出了一个青藏高原的阶段式增长模型，变形模式在不同阶段而不同：在早期，高原的增长主要来自不均匀的地壳挤压增厚；而在后期，弱化的中下地壳则发生局部流动，且没有一致的方向。东南高原边缘软流圈上升可能提供了一种额外机制，以解释其隆升及地幔各向异性与地表变形的差异。

虽然背景噪声成像方法，扩展了传统地震面波层析成像的频带范围，在一定范围内提高了成像的精度，但如果面波反演中仅用基阶频散曲线，面临着反演的非唯一性问题，上面两种方法也都采取了不同方式的约束条件来解决该问题[25-31]。陈晓非院士认为，仅使用基阶信息很难成为独立的、高精度的结构成像方法。为此，他提出了矢量波数变换方法（F-J方法），从背景噪声中提取高阶振型的频散曲线，可以有效提取多阶面波信息。然后通过比较基于该方法从噪声信息中提取的频散曲线与计算的理论频散曲线的拟合程度，发现该方法可以计算出多阶的面波频散曲线，验证了该方法对于理论数据是有效的。表明地震面波（主动源、被动源）成像方法，在充分利用多阶频散信息基础上，有望成为一种独立的、具有较高精度的地球内部结构（深、浅）成像方法。该方法在今后的研究中运用到青藏高原地区，将得到更精细的壳幔结构、岩石圈三维结构，对分析青藏高原深部结构及演化过程，甚至对研究全球岩石圈起到重要的作用[32]。

1.2 深地震反射剖面

深地震反射剖面探测技术被国际地学界公认为是探测岩石圈精细结构的行之有效的技术之一，也是破解大陆碰撞变形奥秘的最佳途径。探测青藏高原深部结构，揭露两个大陆如何碰撞，碰撞如何使大陆变形的深部过程，一直是全球关注并试图揭开的科学奥秘。

在之前的碰撞模型中，推测印度板块的俯冲角度沿雅鲁藏布江由西向东变陡[33-37]。高锐等[38-40]在2010—2019 年，经过10 年时间，实施了5 条深反射地震剖面，揭示出印度板片俯冲与亚洲地壳碰撞变形的行为与深度。横过雅鲁藏布江的Moho 面并没有法国学者基于扇形坡面提出的20 km 错断[41]。但证实了主喜马拉雅逆冲断层（MHT）的存在，并且以倾角大约19°向北延伸至20 s 约60 km 深度。Moho 面深约为70—75 km，印度地壳向北俯冲过程中厚度急剧减薄，至雅鲁藏布江缝合带下，自MHT 算起仅为14 km，相比喜马拉雅山前缘42 km 厚度，已经明显变薄。伴随着印度地壳俯冲，沿MHT 前缘印度地壳物质发生了回返堆积，形成双重构造叠置（Duplexing），这一过程使喜马拉雅地壳加厚[39-41]。中部剖面揭示印度大陆与亚洲碰撞，没有“平”俯冲的构造样式。两个大陆Moho 面与下地壳相向倾斜碰撞，碰撞面呈近于直立样式。地壳存在构造滑脱层，碰撞类鳄鱼嘴构造样式，上下地壳拆离。印度大陆下地壳高角度俯冲在雅鲁藏布江缝合带之下，在冈底斯前缘沉入地幔，上地壳没有卷入俯冲。上地壳6 s 附近出现两点反射，下地壳表现为明显弱反射，重合于MHT 的低电阻范围。揭示了冈底斯带下地壳的部分熔融特性，双重构造叠置是喜马拉雅下地壳加厚的主要过程。从西部到中部再到东部，横跨雅鲁藏布江缝合带，俯冲的印度地壳的Moho 面的几何结构是变化的，这个现象就揭示了俯冲的印度地壳前沿发生了撕裂[42]，说明沿雅鲁藏布江缝合带横向，印度板块不均一俯冲的深部过程。

在青藏高原内部及东缘，他们运用深反射地震剖面等方法进行了研究，揭露高原南部和北缘陆陆碰撞的深部行为，青藏东缘与北缘不同的地壳向外扩展过程，发现地壳尺度构造叠置加厚是共同的地壳生长机制，东昆仑—西秦岭构造带是青藏岩石圈与亚洲岩石圈的深部分界。推测青藏高原东缘（松潘—龙门山—四川盆地）与东北缘（祁连山—河西走廊—阿拉善，西秦岭—六盘山—鄂尔多斯）有着不同的地壳生长（扩展）过程。前者以块体地壳尺度侧向剪切变形为主，受四川盆地阻挡，地壳没有向外扩展[43]。后者受到外缘克拉通南向推挤，下地壳俯冲缩短增厚，上地壳向外逆冲扩展[44]。陆内俯冲是祁连山向北扩展生长的主要动力学，陆内俯冲继承了早期北祁连洋南向的俯冲遗迹，多次南向俯冲，改造了北祁连早期地壳构造[45-46]。

1.3 地震各向异性

当地震波在地球内部传播时，地震波的相速度和群速度会随着传播方向的不同而变化，沿着不同方向传播的地震波，不仅传播速度不同，还具有不同的偏振特性[47]，这种现象被称为地震各向异性[48]。由于地球内部的构造变形作用[49-50]，人们发现在地球的不同圈层各向异性现象都是存在的[51-55]，也就是地球作为地震波的传播介质是各向异性的[56-63]。

大量的观测事实表明，地震各向异性在地壳及上地幔普遍存在。地壳各向异性由于受到地质、构造、岩相、断裂分布和应力环境等因素的影响，并与地壳运动特征密切相关，区域性很强，对深入了解研究区域地球物理和地震学特征具有重要意义[57-58]。通过对地幔各向异性的研究可以了解地球的深部结构和块体运动特征，解释地幔对流、地球深部物质或能量的交换、地幔热柱等科学问题。将浅部构造差异与深部地球物理观察相联系起来的是地震波各向异性，Chen 等[64]用S 波分裂分析青藏高原—喜马拉雅造山带的岩石走向的各向异性，俯冲的印度板片发生的撕裂，撕裂的位置对应非常年轻的南北向的裂谷。喜马拉雅快波方向近平行于造山带方向，整个喜马拉雅造山带汇聚产生的速度场方向为北北东，少量快波方向垂直于造山带方向。

方位各向异性是地球球面上各向异性的分布情况。Forsyth[65]首先发现了太平洋地区面波相速度随方位的变化而变化。Tanimoto 和Anderson[66]第1 次反演了面波不同周期的方位各向异性，发现快波方向与板块运动方向具有关联性。由于面波的水平传播具有一定程度的垂直向分辨率，所以面波层析成像也是地壳上地幔各向异性的重要来源。用面波反演成像方法得到的速度结构模型表明，青藏高原上地壳具有强烈的各向异性[67]，其快轴与表面地质和地幔各向异性有很好的相关性，表明变形的一致性和岩石圈整体连贯变形的特征。然而，在中下部地壳中出现了截然不同的图景，那里的各向异性在高原以下比其边缘处无序且较弱，这与青藏东部大规模东向地壳流模型的预测不一致[26]。

通过青藏高原地壳不同深度方位各向异性的对比发现，东北缘各向异性强度从上地壳到中地壳明显降低，拉萨上地壳大部分区域方位各向异性较小且无规律，下地壳方位各向异性幅值显著增强[68]。青藏高原中下地壳呈现大规模的低速异常，且空间分布呈现横向不均匀性，在雅鲁藏布缝合带中西段北侧，拉萨地区、羌塘地块北部存在很强的低速层[69]。反映青藏高原中部安多微陆块对高原中部地壳流的阻挡，有可能促进西侧V 型共轭断层的形成。拉萨块体的结构存在差异（藏东南存在斑岩铜矿分布），反映中地壳低速异常，板块撕裂，软流圈物质上涌[70]。根据青藏高原东南缘三维方位各向异性结果，在松潘—甘孜块体接近东西向，羌塘块体主要为南北向。讨论随着深部变化的地壳上地幔方位各向异性模式，结合复杂的地质变形结构，不同周期的方位各向异性在不同区域存在差异，且某些区域各向异性方向及大小随深度也有显著变化，显示不同深度的介质可能存在复杂的形变状态。在浅部，各向异性可能主要受地形及断层走向影响，在深部，可能受青藏高原深部物质运移、上地幔岩石圈形变和软流圈流动等因素的影响较大[71]。

1.4 地震强地面运动与数值模拟技术

地震灾害主要是由地震在地表形成的强地面运动造成的，而影响地面强烈运动特征及强度的主要因素包括震源机制、震源破裂过程，震源与场点之间地质体的复杂结构及物性分布，以及场点所在地的土壤与地形变化等局部的地质条件（场点效应）[72]。地震危险性评估和地震灾害预测则都是建立在以上的条件下分析推断的。

根据物理学原理，地震的强地面活动是震源破裂过程产生的地震波传达至地表所致。因此，在已知震源破裂过程条件下，通过数值求解描述这一物理过程的弹性动力学基本方程，可以获得地震波的传播过程以及其在地表造成的强地面运动[73]。采用科学计算技术和复杂介质地震波传播算法，可以重现破坏性地震的地震波传播过程，也可以推断将要发生的地表强地震动情况。

地震波数值模拟是了解地震波传播、地下结构、强地面运动等的有效手段。对地震能造成的破坏进行震前估计，为建筑物抗震设计提供支持；对地震发生后的震害进行评估，为抗震救灾提供科学援助；利用地震观测对地球进行研究。地震波场有限差分数值模拟的准确性取决于空间网格大小，空间网格大小通常仅依据差分格式的色散和耗散误差所要求的每最短波长网格数的选取，没有考虑速度模型的复杂性。对于存在速度间断面的复杂速度模型来说，不同的介质离散方法将导致不同的有限差分离散速度模型，进而导致模拟波形的差异[74]。为了避免阶梯状近似方法需大量格点压制虚假散射问题，张伟[75]的曲线网格法，提出牵引力镜像法解决曲线网格中起伏地表自由边界条件的处理问题，使其更好地拟合地形的起伏。使用辅助微分方程（ADEs）来更新辅助内存变量，并使用一个未拆分字段复频移完全匹配层（CFS-PML）技术实现。在时域有限差分法和无网格有限差分法中采用四阶Runge-Kutta 格式实现了ADE CFS-PML，并在不同的数值时间推进格式中演示了其直接实现。试验表明，采用ADE CFS-PML窄条网格可以有效地模拟复杂结构模型中的全波传播[76]。准确有效的正演模拟方法对于模拟三维真实地球模型中的地震波传播非常重要，地震波数值模拟的稳定性，为强地面运动定量模拟震害预测提供了良好的参考依据[77-78]。在结构反演过程中，仅仅使用基阶信息的地震面波反演方法很难得到独立的、高精度的成像结果。陈晓非[72]基于矢量波数变换（F-J）方法，发展了多阶面波反演方法，并证明高阶面波信息对结构反演至关重要。杨振涛等[32]进一步提出一种新的面波多道分析方法−矢量波数变换法（VWTM）。赵宏阳和陈晓非[73]运用曲线网格差分方法计算1975年海城地震的波场传播过程，得到近断层强地面运动的基本特征和分布规律。朱耿尚等[79]对2013 年台湾南投地震的强地面运动过程进行了模拟，较准确地掌握了此次地震的地震波传播过程以及强地面运动特征，对台湾防震减灾有重要的意义。李雪燕等[80]用F-J 方法处理苏州河地区城市微动信号，最终分辨出第四纪沉积层中物性相差较小的速度界面和低速异常，说明该方法在城市浅地表精细结构成像方面具有较好的应用前景，为城市规划和结构抗震以及震害预防服务。

运用地震面波（主动源、被动源）成像方法，在充分利用多阶频散信息基础上，有望得到具有较高精度的地球内部结构。根据陈晓非团队的研究，提出的自停止破裂，这是一种新的破裂方式，其最终大小取决于其在理想条件下的成核参数（断层面、破裂空间等）。通过对地震波的研究，开发地震强地面运动模拟方法，可以发现地震学中许多看似互不相关的现象，其实本身都有内在的联系，这种联系的本质是弹性动力学方程，还是没有跳出物理规律和牛顿力学。也就是说弹性动力学方程不仅可以解释地震波问题，同时也可以解决许多我们过去不理解、不知道如何去解决的许多问题。研究基于动力学破裂的模拟，提供了对地震物理学研究的新观点，许多问题都可以开展进一步的挖掘研究。

2 变形特征与动力学过程

作为世界屋脊的青藏高原是如何形成的，一直都存在很大的争议。众所周知，地球的演化过程就是超大陆周期性裂解和聚合的历史。青藏高原碰撞影响整个亚洲板块运动的模式，青藏高原岩石圈的变形与其运动模式密不可分。岩石圈作为地球的外层固化层圈，包括地壳和岩石圈地幔，是记录地球演化历史的天然“档案馆”[81-82]。地幔柱和地壳隧道流是地球不同圈层物质和能量交换的有效通道，而由此引发的壳幔物质循环主宰了地球从内而外的演化进程[83-85]，也为研究陆—陆碰撞造山运动的动力学演化过程提供了更好的途径。

2.1 古地幔柱作用

地幔柱活动和大火成岩事件与大陆裂解、全球气候变迁、生物灭绝事件、磁极倒转和一些大型矿产资源的形成均有密切的联系[86-89]。地幔柱假说认为其是源于核幔边界或上下地幔边界的热异常物质，其隐含的巨大能量导致地幔的大规模熔融[74]和大火成岩省的形成[90-94]。

中国西南滇川黔地区，即扬子克拉通西缘，地表出露大面积二叠纪玄武岩，地质上命名为峨眉山大火成岩省。峨眉山大火成岩省不仅是中国境内第一个获得国际学术界广泛认可的大火成岩省[95]，也是全球范围内研究程度最高的大陆溢流玄武岩省之一[96-97]。杨启军和徐义刚[98]通过对滇西晚中生代以来岩浆作用的研究，得到该地区岩浆分布的趋势，可能是一个旋转的拉萨地块在此处的分布，进行了强烈的缩短[99]。在高黎贡带没有找到与冈底斯带匹配的岩石类型，推测其应该分布在缅甸地区[100]。在藏东地区岩浆不断汇聚，不断在缩短，出现了板内的岩浆。而板内岩浆的微量元素特征表明，该地区是相对薄的岩石圈，与拉萨地区巨厚的岩石圈形成鲜明的对比。关于板内岩浆的产生机制有3 种假设[98,101]，其一是由重力导致的造山带垮塌，软流圈上涌，而后岩石圈减薄；其二是较为流行的岩石圈根的对流减薄学说；其三是新特提斯洋俯冲的时候，陆洋部分产生的断裂。对扬子西缘深部岩石圈的研究，结合岩浆的作用和地幔各向异性方法，发现渐新世超钾岩浆和二叠纪峨眉山玄武岩产生于同一区域，渐新世超钾岩浆来自于富集岩石圈地幔，峨眉山玄武岩来自高温地幔柱[102]。地幔柱活动会将原先存在于岩石圈地幔中的富集、低熔点组分消耗掉。由于富集地幔不能在短时间内形成，因此，扬子西缘富集岩石圈地幔是外来的。

大火成岩省现今所处的位置与地幔柱之间的空间位置不再对应，以及与地幔柱作用有关的热结构丧失[95]，再一次引发了思考。一般认为，板块是漂移的，而地幔柱是相对固定的[100]。前人基于沉积地层学、岩石地球化学等系列证据提出了大火成岩省的“地幔柱头熔融”成因模型[95,103-105]。古地幔柱所预示的是来自地球深部大规模炙热岩浆在穿透上覆板块过程中，所留下的结构及组分变化的“遗迹”，而运用地球物理的方法很难区分过去和现今重大地质时间的作用和效应，这也是造成地球物理探测古老地幔柱困难的根本原因[105-107]。徐义刚等[95,104]及陈赟等[96]集成利用人工源地震、天然源宽频带地震探测，以及密集重力/地磁剖面测量等综合地球物理手段探测“古地幔柱”作用，并建立了鉴别古地幔柱“遗迹”的物理性标志，包括：与古地幔柱岩浆作用有关的深部过程，在固化地球本体中所保留的壳幔结构特征响应、物性特征响应和动力学属性特征响应。

大火成岩省的形成一般经历了漫长的地质历史时期，是各种地质作用及其效应的时空复合叠加，蕴含了丰富且复杂的信息。因此，在利用地球物理探测和鉴别古老的地幔柱作用及效应时，厘清研究对象的时空位置变化，通过几何结构—物性结构—动力学属性参数之间的联合约束，以及与地球化学、地质学研究成果的有机结合，可以更好地开展岩石圈精细结构重建和动力学属性分析工作。在峨眉山大火成岩省研究中取得了一系列成果，其研究思路与方法对其他古地幔柱作用“遗迹”的识别具有重要的借鉴意义[96,108-111]。利用地球物理探测鉴别古老重大地质事件作用“遗迹”，不仅能可靠地揭示出与其作用有关的大规模岩浆活动导致的地壳结构和组分变化以及深浅响应过程等，而且显示了综合地球物理方法、不同学科交叉融合在重建古老重大地质事件深部过程方面的巨大潜力；更是将地球内部运行机制和过程、资源和生物环境效应等多个地学前沿研究领域有效的关联起来[104]。

2.2 隧道流与挤出型造山

现今，印度板块仍在持续地向青藏高原汇聚，这个碰撞过程是正在发生的，称之为同碰撞。许志琴等[112]探讨了同碰撞过程的两大问题：如何追溯同碰撞的大陆深俯冲与造山过程？碰撞过程中陆壳的流变性质如何影响俯冲和折返？

众所周知，用地球物理手段检测到印度板块的岩石圈俯冲到青藏高原岩石圈之下，同时喜马拉雅又在造山，这是一个陆陆汇聚边界的构造作用。结合地球物理观测结果以及动力学模拟结果，从构造地质学上看，宏观尺度俯冲板片的几何学、运动学和动力学是什么样子的，那就需要去观察典型造山带路透尺度的断层（剪切带）和褶皱的发育，把造山带的剥露与沉积盆地的形成结合在一起，判断造山带的隆升历史。

印度大陆与欧亚大陆的碰撞过程，印度大陆岩石圈地幔巨量俯冲进亚洲地幔，不仅压缩了亚洲大陆地幔空间，而且扰动深部热的地幔软流圈，驱动俯冲上盘的深地幔物质进行跨圈层循环，同时引发漂浮的刚性岩石圈变形，并控制造山带地壳流变的温度[19,113]。喜马拉雅造山带核心部位的高喜马拉雅造山带出露的岩石显示，曾经进入深部中下地壳的“构造—变质—岩浆”热体制中，后期经历折返、隆升和冷却过程[112]。Beaumout 等[19]用隧道流模型解释这个演化过程，沿主中央冲断裂（MCT）的南北向缩短和沿藏南拆离系（STD）的伸展同时发生，藏南花岗片麻岩穹隆的形成，地壳部分熔融，在高喜马拉雅和低喜马拉雅的变质作用的时间及特征，以及在喜马拉雅南坡的快速剥蚀，横跨主中央逆冲断裂的不同原岩的叠置，即变质向的倒转特征，以及缝合带应该在更北边的位置。一些学者认为“地壳隧道流”模式能很好地解释高喜马拉雅造山带的形成[103-115]。

隧道流的存在是有标志性特征的。我们知道隧道内岩石黏度很低，所以在野外应能观测到大量的混合岩和侵入的花岗岩。隧道流模型的关键，首先要有物质基础，需要中下地壳存在低粘度物质，然后需要一个驱动力，即高原和前陆之间的地壳厚度差；集中在高原边缘的地表剥蚀[116-117]。隧道流存在两种不同的端元模型[118]：第一种是粘性流体在相对运动着的两平行平板间的层流，作用在流体上的剪切力在管道内形成统一的旋度；第二种是受隧道内压力梯度的作用，粘性流体在固定板之间流动，隧道中心流动速度最快，隧道上部和下部具有相反的剪切动向。

喜马拉雅造山作用早期为弥散性形变，直到中新世才将应变集中到主中央冲断裂和藏南拆离系。中新世以来高喜马拉雅的折返主要由主中央冲断裂和藏南拆离系控制，断层逐渐向南扩展，现在集中于主边界逆冲断裂和主前锋逆冲断裂。许志琴等[119]在对比了大别—苏鲁造山带后，认为高喜马拉雅的折返与印度大陆俯冲和造山带地壳加厚同时发生：俯冲管道中的三维变形是一般剪切（简单剪切+纯剪），高喜马拉雅上部近东西向的伸展广泛分布，下部的高级变质作用、深熔作用和向南的逆冲可以追溯到创新世。

喜马拉雅造山带地壳里，存在中上地壳和下地壳之间的解耦，意味着会有物质进行折返，即形成隧道流[112,120-121]。这种显现的出现是由于对于一个给定速度和宽度的俯冲板块，隧道物质存在一个临界黏度。当小于该黏度的隧道流将抵消剪切力并形成回流和物质的折返；隧道内仍然由剪切力主导的部分将继续俯冲。由于其应变主要集中在强烈变形的隧道内，意味着隧道内是透入性变形，且变形带很宽。隧道中的物质流动以挤出为主，上下边界同时活动且剪切旋向相反，上边界为正断层剪切带，下边界为逆断层剪切带。有时候上边界的运动指向可以出现反转，例如早期表现为俯冲，晚期表现为伸展。在下边界里会出现变质向的一个倒转，由于有深部的东西逆冲到相对浅部的地方，即高级变质向叠加在低级变质向的变质倒转作用。在喜马拉雅造山带主中央逆冲断层上，具有变质向倒转的特征标志。

在23—17 Ma 之间，由于MCT 的逆冲和STD 的拆离同时发生，促使高喜马拉雅的快速挤出，并在印度大陆北缘形成特提斯喜马拉雅（THC）、高喜马拉雅（GHC）和低喜马拉雅（LHC）[120]。在这造山运动中形成的巨型高热流带之内的下地壳被深部热流加热，处于高热状态并最终发生塑性流变和地壳深熔，诱发了大规模走滑—剪切活动，进而促使高原侧向扩展与物质侧向移逸[112]。之后的10—5 Ma 在青藏高原东南缘，腾冲地体基底和泥盆—石炭纪沉积盖层之间产生中新世的滑脱剪切带，并与两侧邹华剪切带相耦合；与此同时，拉萨地体向南东挤出（大规模逃逸）也与走滑剪切带链接，构成“侧向挤出造山带”[112,122-123]。

可见，隧道流模型对研究陆陆碰撞造山带及青藏高原的演化都具有重要的意义。但青藏高原深部地壳为什么可以形成大规模或局部的隧道流？地壳各个深度层次岩石的流动强度如何随地热结构与时间变化？青藏高原隆起到什么高度才在其东南缘和东源发生地壳的挤出逃逸？这些问题都有待更进一步的研究探讨。

3 构造地质与碰撞生长过程

青藏高原有最高的海拔（>4000 m）、最厚的陆壳（65—80 km）、巨大的物质汇聚（1 500 km）和宏大的陆内变形（3000 km），以及和其他高原所不同的是大量注入的幔源岩浆。青藏高原是如何生长成如此巨型的造山带？青藏高原是个复合的造山带，早期经历了特提斯的俯冲，将一些地体进行拼贴，构成了欧亚大陆的南缘，新生代印度大陆与欧亚大陆的碰撞，最终形成了青藏高原[124]。

青藏高原的碰撞过程可分为三段式，第一阶段发生在65—41 Ma 之间，同碰撞陆陆汇聚过程，在这个时期发育的是同碰撞的岩浆活动，地壳缩短加厚还有相应的俯冲折返变质作用[33]；第二阶段发生在40—26 Ma 之间，经历的是一种晚碰撞的构造转换，是以大规模的逆冲推覆走滑剪切碰撞，钾质壳和幔岩浆的活动导致盆地的形成和流体活动[34]；第三阶段发生在25—0 Ma 之间，后碰撞地壳东西延伸，岩石圈热熔，产生钾质超钾质岩浆。三个阶段的碰撞过程，每个阶段都经历了从挤压到应力松弛，或逆冲推覆到走滑剪切的过程，深部有不同的过程[113]。

3.1 大陆碰撞与高原隆升过程

印度与欧亚大陆碰撞方式和过程的争议主要集中在碰撞是两阶段还是单阶段，两阶段碰撞模式可以进一步概括为洋内俯冲模式和大印度盆地模式。洋内俯冲模式认为，新特提斯洋的消亡是洋内俯冲和沿拉萨地块南缘俯冲共同作用的结果[125]。洋内岛弧模式中的关键证据一直都备受质疑[126-128]。相对于两阶段碰撞模式，丁林等[125]更认可单阶段碰撞模式，这种模型符合一系列沉积、构造、变质和岩浆作用[121]。大陆俯冲与碰撞诱发的岩浆活动具有壳源与幔源共生的复杂岩浆组合，形成一条延绵数千公里的巨型钾质岩浆带[129-131]。单阶段模式认为，印度—欧亚碰撞是新特提斯洋大洋岩石圈沿欧亚大陆南缘俯冲消亡的结果，不发育洋内俯冲带和岛弧，因此，当这唯一的一条俯冲带关闭之后，印度大陆北缘和欧亚大陆南缘直接接触和碰撞[124,132-133]。

21 世纪以来，国内外科学家掀起对青藏高原隆升的新研究和新认识的热潮，目前也形成了很多理论模型。其中3 种模型比较流行，第1 种是侧向生长模型，青藏高原从南部拉萨地块在始新世最先隆升，逐渐向北部扩展到羌塘地块、可可西里—松潘甘孜地块以及祁连山地区[112]；第2 种是“原高原”模型，认为青藏高原在始新世（45—35 Ma）就存在着古高原，即“原高原”，由拉萨和羌塘地块组成，渐—中新世可可西里—松潘甘孜地块以及祁连山相继抬升，晚中新世喜马拉雅山最后抬升[134]；第3 种是“山—原”模型，认为拉萨地块冈底斯山脉和羌塘地区中央分水岭山脉在古新世—始新世期间隆升，两条山脉中间形成相对低海拔的古尼玛—伦坡拉[135]。丁林院士团队支持第3 种模型，认为在青藏高原有一些原始的高大山脉（冈底斯山、青藏高原中央分水岭山脉等等），这些巨大的山系通过盆地的缩短、剥蚀夷平而形成现今统一的高原[67,136-137]。宋晓东团队提出了一个青藏高原的阶段式增长模型，变形模式在不同阶段而不同[134]：在早期，高原的增长主要来自不均匀的地壳挤压增厚；而在后期，弱化的中下地壳则发生局部流动，且没有一致的方向。而在东南高原边缘，软流圈上升可能提供了一种附加机制，以解释其隆升及地幔各向异性与地表变形的差异。

到20 世纪末期，青藏高原经过了3 次抬升和2 次夷平开始了整体的隆升，但是缺少绝对高度的控制[138-145]。在100 Ma 之前，冈底斯山还处于被海水覆盖的位置。100—65 Ma 之间，新特提斯俯冲，冈底斯岩浆变厚，地壳缩短和岩浆侵入，然后逐渐隆起和快速侵蚀。在75 Ma 时佘兴谷达到2 500 m 的高度，而冈底斯山是非常缓慢的隆升。在65—52 Ma，印度—亚洲碰撞，冈底斯岩浆抬升至4 500 m，而喜马拉雅山仍接近海平面。在60 Ma 之前喜马拉雅所在的地区处于海相状态，是新特提斯残留海的海底。在55 Ma 柳区盆地所在的位置，已经达到1 000 m 的高度；26 Ma 恰布林所处的位置已经隆升到2 300 m，之后喜马拉雅山经历了快速的提升。在20 Ma 以来，冈底斯所在的位置发生了南北向的裂谷，局部的高度还大规模的下降。到15 Ma 的时候，喜马拉雅山的主体已经超过了5 500 m，这时候他的高度已经超过了冈底斯山的高度。新生代晚期（12—10 Ma）发生的准同期构造变形是最重要的地质事件，导致山脉隆升和盆地消亡，使其成为青藏高原最新的组成部分，最终奠定今日之地貌格局[146]。

3.2 高原生长演化与资源环境效应

青藏高原地球系统是全球最重要的地质—地理—资源—生态耦合系统。青藏高原的隆升对环境产生了非常重要的影响[147]，在青藏高原的东部有一个大的季风系统，包括印支半岛和我国的东部地区，特别是华南地区。这个季风系统与青藏高原的隆升有巨大的关联。如果没有青藏高原，那么我国的长江中下游地区包括华南，将会和地球上同纬度地区一样变成沙漠气候。4 400 万年前，在印度大陆向北俯冲作用下，青藏高原东部地区由海拔700 m 的沙漠，快速隆升为海拔3 800 m 的森林。

丁林研究团队[148]利用多种定量指标重建青藏高原分水岭山脉东段的隆升历史。青藏高原分水岭山脉横亘于青藏高原中部，从东向西主要包括横断山、唐古拉山和喀喇昆仑山，是太平洋水系和印度洋水系的分水岭，也是世界屋脊的“脊梁”，横断山作为青藏高原分水岭山脉的东段，纵贯于青藏高原东南缘，海拔高度从南向北不断上升，是南亚季风暖湿水汽顺势北上的重要通道，其独特的生态环境也让横断山演化为世界生物多样性的热点地区。而贡觉盆地位于横断山北部，代表着藏东南地区5 400 万年前还是一片炎热干燥的低海拔沙漠，形成了大规模的风成沙丘沉积，受西风带气候控制，生长着代表干燥气候的棕榈植物群[149]。4 400 万年以后，藏东南地区抬升至与现今相似高度，伴随着地势抬升，季风气候开始在该地区起主导作用，气候变得较为湿润，出现高山森林。隆升的同时也可能造成中国东部地区古气候和古生态环境转型，伴随南亚季风加强，使长江中下游地区从晚白垩世—早新生代的沙漠气候环境演变为与现今相似的鱼米之乡[150]。Boos 和Kuang[151]认为，不论青藏高原存在与否，亚洲季风都会发生，但位置偏南，不超过20°N。青藏高原的存在，使季风北上，同时强度增强。青藏高原吸收大量太阳的辐射，其表面温度非常高，对大气产生巨大的加热作用，向赤道方向移动，在赤道附近下降，穿过印度洋携带大量的水汽，再到青藏高原的南缘，形成这样一个大的季风环流。随着喜马拉雅山脉的隆升，青藏高原上空南亚季风的投射在喜马拉雅山北坡，在亚洲西部循环使华南地区保持湿润。

青藏高原分水岭山脉在4400 万年前的形成、隆升对青藏高原乃至整个东亚地区的古环境格局都有重要的影响。揭示青藏高原东南部从低海拔沙漠到高海拔森林的重大环境转变，可以更好地探讨青藏高原隆升对于亚洲季风格局和区域环境类型演化的驱动作用。张培震团队通过对新生代构造变形和侵蚀—沉积作用的研究，发现青藏高原晚中新世（10—12 Ma）构造变形塑造的地形起伏，为后期气候变化导致侵蚀和沉积速率增加提供了地貌条件；提出冰期—间冰期全球气候大幅度波动导致2—4 Ma 间沉积速率突然增加，形成著名的“磨拉石”建造，作为学术“亮点”被国内外学者广泛引用[149,152]，极大地推动了构造变形与气候变化相互作用研究领域的进展。

3.3 新构造活动与地貌演化

近些年高原山脉隆升机制、造山带演化模式的研究关注地壳演化过程的地表过程证据，地表过程的研究也由定性化转变到半定量—定量化阶段。研究切入点是地壳形变、气候演化等的标志性载体，即地表地形地貌。

青藏高原是印度板块与欧亚板块新生代以来汇聚碰撞的结果，同高原主体平坦的地形相比，高原东缘、东北缘的地貌表现出强烈的陡变和突变性特征，而相对于青藏高原的南北边界而言，又具有较为弥散和不规则等特征[153-154]。另外，造山带系统内部水系发育的模式及其对构造隆升、气候变化的响应和反馈作用一直以来是构造地貌和河流地貌研究的热点。同时，数字高程模型（DEM）空间分析技术已被广泛地应用于定量地貌研究，如基本地形分析和古地形面（Paleo surface）恢复重建以及剥蚀量的定量化研究[155]。

张会平教授讨论了在青藏高原东缘以及东北缘现今差异地貌特征的基础上，重点选择青藏高原东缘岷江水系流域、青藏高原东北缘贵德—循化盆地地区为分析对象，通过系统提取岷江水系流域相关流域地貌参数（如亚流域盆地面积、周长、沟谷总长度和分支比）和河流纵剖面形态等定量参数，以及贵德—循化盆地地区更新世古地貌形态和剥蚀量的分布形式等研究，最终得到如下结论和认识：①青藏高原东缘与东北缘的地貌具有显著的差异性。在高原东缘地区，龙门山—岷山构造带与四川盆地之间构成显著的地形陡变带，造山带内部表现为高坡度、高地形起伏，岷江和嘉陵江两大基岩水系侵蚀下切作用明显，沟谷地形波长小。而青藏高原东北缘地区主要表现为地形高程呈逐渐递减的趋势，没有明显的地形陡变边界，总体为低坡度、低地形起伏，剖面反映地形波长较高原东缘地区变长，地貌上以宽缓的新生代盆地广泛分布为典型特征。②岷江亚流域盆地典型参数特征指示了岷江水系两侧晚新生代构造活动的差异性，反映并印证了岷江断裂东西两侧晚新生代以来的不均衡抬升。晚新生代以来，岷山构造带的快速隆起以及龙门山构造带内部差异活动是造成岷江水系东侧各支流发育程度低，东西两侧亚流域差异地貌特征形成的主要原因。岷江流域盆地内部区域地形起伏发育特征表明，岷山—龙门山构造带与四川盆地之间的差异隆升导致了持续递增的河流势能差，因此，也就形成现今由北向南地形起伏逐渐增大的特征。微观来看，局部盆地地区后期地表剥蚀与沉积过程“削高填低”的作用控制了整个流域盆地内部局部低起伏地貌特征。③通过对青藏高原东北缘贵德—循化盆地地区更新世古地貌形态的恢复以及剥蚀量定量分析研究，详细总结归纳了关键技术及方法，并建立了相关工作流程。④以恢复的古地貌面为基础，对宏观尺度的古地貌形态（盆岭格局）和剥蚀量分布以及微观尺度典型地区（如湟水河）进行了分析和讨论，特别是有关湟水河河道变迁和河流下切（剥蚀）量分析为高原东北缘的垂向构造变形提供了一定的资料补充[156-157]。

4 结语

新生代以来，随着印度板块与欧亚板块持续碰撞，青藏高原快速隆升并向外扩展，塑造了宏伟壮观的喜马拉雅造山带，以及一系列构造变形强烈、地貌起伏巨大的盆—山体系。青藏高原及其周缘的形成及演化，伴随发生了强烈的构造、岩浆、以及变质作用，在其内部形成了大型断裂体系及岩浆岩带和变质岩带，是研究不同时期、不同阶段结构演化过程与深部动力学的天然实验室。

随着地球物理探测手段和分析处理技术的不断发展，对较为成熟的背景噪声成像、地震深部探测、地震各向异性的分析方法进行改进，融合岩石学、构造地质学、地球化学和大陆动力学等不同研究方向，结合近些年在青藏高原及周边的研究成果，针对第八届青藏高原东部构造与地球物理研讨会的12 场学术报告，对青藏高原及其周边地区岩石圈结构、变形机制及物质运移动力学模式等关键问题进行了较为系统的讨论。会议报告还就青藏高原的隆升演化过程和其对资源气候的影响相关研究，是将地球深部动力学、地表过程和气候变化等不同圈层的相互作用有机地联系在一起。如此跨学科多尺度不同手段技术相结合，才能全方位的认识青藏高原的隆升演化、碰撞和扩展深部过程及其时空转换、大陆内部变形机制和方式。然而，该区域地质构造的复杂性、多样性，以及在各种周边外部动力作用下，仍有大量的研究工作值得进一步深入研究和探讨。