青藏高原近南北向裂谷的時(shí)空分布特征及動力學(xué)機(jī)制

卞 爽，于志泉，龔俊峰，楊 蓉，程曉敢，林秀斌，陳漢林

1.浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，浙江省地學(xué)大數(shù)據(jù)與地球深部資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，浙江 杭州 310027；2.教育部含油氣盆地構(gòu)造研究中心，浙江 杭州 310027

0 引言

自Tapponnier and Molnar(1977)基于震源機(jī)制解和遙感影像解譯全面識別出青藏高原內(nèi)部廣泛發(fā)育近南北向裂谷以來，其發(fā)育過程與形成機(jī)制就受到諸多關(guān)注。經(jīng)過幾十年的研究，Yin(2000)詳細(xì)刻畫了南北向裂谷的間距在空間上的變化，Kapp and Guynn(2004)描述了裂谷走向沿東西方向的轉(zhuǎn)化，Taylor and Yin(2009)系統(tǒng)總結(jié)了青藏高原活動構(gòu)造的展布，特別是代表東西向伸展的南北向裂谷及共軛走滑斷裂帶，Styron et al.(2011)對130個(gè)GPS速度場進(jìn)行分析，揭示了平行于喜馬拉雅弧的伸展速率變化趨勢，然而，近南北向裂谷的成因機(jī)制一直眾說紛紜，存在較大的爭議。

現(xiàn)有的多數(shù)模型都對裂谷的時(shí)空分布特征進(jìn)行了不同的預(yù)測，并可大致劃分為三類。第一類模型強(qiáng)調(diào)高原內(nèi)部的東西向伸展是整體上近乎一致變形的結(jié)果，要求所有裂谷起始活動時(shí)間大致相同，如重力垮塌模型(Molnar and Tapponnier，1978)、巖石圈地幔對流移除模型(England and Houseman，1989)、亞洲東緣邊界條件改變模型(Yin，2000，2010)以及放射狀擴(kuò)展模型(Seeber and Armbruster，1984)。第二類模型強(qiáng)調(diào)喜馬拉雅山弧的彎曲過程與東西向伸展構(gòu)造的內(nèi)在關(guān)聯(lián)，要求裂谷從東西兩側(cè)向中間發(fā)育，如馬蹄形彎曲模型(Klootwijk et al.，1985)、印度大陸的傾斜匯聚模型(McCaffrey and Nabelek，1998)以及印度板片雙向的橫向拆離模型(Webb et al.，2017)。第三類模型則強(qiáng)調(diào)驅(qū)動力向東的擴(kuò)展，這類模型預(yù)測裂谷自西向東依次發(fā)育，如橫向擠出模型(Armijo et al.，1986)、巖石圈向東流動模型(Yin and Taylor，2011；Bischoff and Flesch，2018)以及印度板片向東拆離驅(qū)動的巖石圈流動模型(Bian et al.，2020)。上述大部分模型都能解釋部分地質(zhì)觀測，但在不同程度上存在與實(shí)際觀測不相符的問題，到目前為止仍缺乏關(guān)于南北向裂谷成因的統(tǒng)一的動力學(xué)機(jī)制。但無論如何，所有裂谷的時(shí)空分布特征應(yīng)該是評估其成因的關(guān)鍵。文章通過總結(jié)南北向裂谷的啟動時(shí)間，梳理了裂谷的時(shí)空分布特征，并以此為基礎(chǔ)對其成因模型進(jìn)行了系統(tǒng)的分析總結(jié)，進(jìn)而探討了喜馬拉雅-青藏高原東西向伸展的動力學(xué)機(jī)制。

1 地質(zhì)背景

1.1 近南北向裂谷的展布

新生代以來，印度-歐亞板塊碰撞形成了世界矚目的青藏高原(Dewey and Bird，1970；Yin and Harrison，2000；Blisniuk et al.，2001)，其內(nèi)部由不同地體組成，從南向北依次為喜馬拉雅地體、拉薩地體、羌塘地體、松潘-甘孜地體和柴達(dá)木-祁連山地體，各地體之間分別以印度河-雅魯藏布江縫合帶、班公湖-怒江縫合帶、金沙江縫合帶和阿尼瑪卿-昆侖-木孜塔格縫合帶為界(圖1a；Yin，2000；Taylor and Yin，2009)。其中，喜馬拉雅地體、拉薩地體、羌塘地體發(fā)育了廣泛的東西向伸展構(gòu)造，表現(xiàn)為一系列共軛走滑斷層和近南北向裂谷(圖1b；Armijo et al.，1986；Taylor et al.，2003；張進(jìn)江和丁林，2003；Taylor and Yin，2009)。共軛走滑斷層主要沿班公湖-怒江縫合帶分布，縫合帶以北以發(fā)育北東走向的左旋走滑斷層為主，而以南以北西走向的右旋走滑斷層為主。近南北向裂谷則幾乎橫穿了所有東西走向的構(gòu)造單元，而且其南端切割了藏南拆離系到達(dá)高喜馬拉雅，向北則穿過拉薩和羌塘地體，可斷續(xù)延伸至金沙江縫合帶附近。由于青藏高原地區(qū)野外條件困難，目前關(guān)于南北向裂谷的研究主要集中在雙湖裂谷、Leo Pargil裂谷、Gurla Mandhata裂谷、隆格爾裂谷、Thakkhola裂谷、當(dāng)惹雍錯(cuò)-孔錯(cuò)裂谷、申扎-定結(jié)裂谷、亞東-谷露裂谷和沃卡-錯(cuò)那裂谷(Harrison et al.，1995；Yin et al.，1999；張進(jìn)江等，1999；吳珍漢等，2002；張進(jìn)江和丁林，2003；Thiede et al.，2006；Zhang and Guo，2007；吳中海等，2007，2008；曹圣華等，2009；Murphy et al.，2010；Lee et al.，2011；Ratschbacher et al.，2011；Sundell et al.，2013；Styron et al.，2013；McCallister et al.，2014；才巴央增和趙俊猛，2018；Ha et al.，2019；Wolff et al.，2019；Chevalier et al.，2020；Wang et al.，2020；張佳偉等，2020；Zuo et al.，2021)。

1.2 后碰撞巖漿巖作用

青藏高原后碰撞過程導(dǎo)致了一系列巖漿活動(Kelly et al.，2010)，其中出露于拉薩地體內(nèi)部的超鉀質(zhì)巖和埃達(dá)克巖被廣泛認(rèn)為與近南北向裂谷活動相關(guān)(圖1b；Chung et al.，2003，2009；Zhang et al.，2014)，可成為約束裂谷成因的重要依據(jù)(侯增謙等，2006a，2006b；丁林等，2006)。超鉀質(zhì)巖通常被認(rèn)為來源于富集地幔的部分熔融，主要形成于25～8 Ma(Ding et al.，2003；孫晨光等，2007；Xu et al.，2017；Wang et al.，2018)，在空間上呈現(xiàn)兩種趨勢(圖1b)，一部分在拉薩地體內(nèi)沿近東西向展布，形成年齡自西向東減小，可能與印度板片斷離相關(guān)(Guo and Wilson，2019)；另一部分則沿南北向裂谷展布，形成年齡自北向南減小，與印度板片撕裂相關(guān)(侯增謙等，2006a，2006b；丁林等，2006；Yan et al.，2019)。埃達(dá)克巖大致沿著平行于印度河-雅魯藏布江縫合帶的狹窄條帶分布(圖1b)，其成因尚不確定，可能是由于增厚地殼、上地幔、新特提斯洋洋殼或印度下地殼熔融引起(Zhang et al.，2014)。在藏南地區(qū)，埃達(dá)克巖具有兩期活動的特征，早期>24 Ma沒有明顯的年齡趨勢，后期20～10 Ma呈現(xiàn)自西向東變年輕的趨勢。兩期埃達(dá)克巖漿活動表現(xiàn)出不同的地球化學(xué)特征和成因演化，可能分別與新特提斯洋板片和印度大陸巖石圈板片的斷離有關(guān)(Lu et al.，2020；Lin et al.，2021)。

a—喜馬拉雅-青藏高原系統(tǒng)及其周邊地區(qū)示意圖；b—喜馬拉雅造山帶及藏南地區(qū)主要構(gòu)造圖(圖中數(shù)字為裂谷啟動年齡，揭示了自西向東變年輕的趨勢，具體描述見正文以及表1)

2 高原東西向伸展的動力學(xué)模型

2.1 近同時(shí)啟動模型

2.1.1 重力垮塌模型

重力垮塌模型是最早用于解釋青藏高原東西向伸展的模型(圖2a；Molnar and Tapponnier，1978；Dewey，1988；Harrison et al.，1992；Coleman and Hodges，1995；Searle，1995；Blisniuk et al.，2001)。該模型指出，由于印度-歐亞板塊的擠壓、地殼縮短增厚，使得青藏高原持續(xù)隆升，造成重力失穩(wěn)。當(dāng)高原超過最大承受高度時(shí)將發(fā)生垮塌，導(dǎo)致高原尺度的地殼伸展(Molnar and Tapponnier，1978)。該模型的主要證據(jù)是南北向裂谷都集中在高海拔地區(qū)(Molnar and Tapponnier，1978；Dewey，1988)且當(dāng)時(shí)認(rèn)為在中—晚中新世期間近同時(shí)啟動(Harrison et al.，1992；Coleman and Hodges，1995；Blisniuk et al.，2001)。此外，裂谷的發(fā)育特征和地殼厚度之間具有較好的匹配性，例如：南北向裂谷在拉薩地體中發(fā)育長度較長且連續(xù)，在羌塘地體則長度變短，而在松潘-甘孜地體幾乎不存在；同時(shí)，裂谷數(shù)量從南向北的減小對應(yīng)于地殼厚度從南部的80 km減薄到北部的65 km(Owens and Zandt，1997；Zhao et al.，2001；Kind et al.，2002)。這一匹配特征也為重力垮塌模型提供了有力的支持(Kapp and Guynn，2004)。

隨著研究的深入，重力垮塌模型受到了越來越多的挑戰(zhàn)。首先，McCaffrey and Nabelek(1998)表明裂谷作用可以發(fā)生在任何海拔，裂谷的形成并不代表高原的隆起。其次，重力垮塌通常被認(rèn)為僅僅出現(xiàn)在地殼范圍(Bird，1991；Liu and Shen，1998)，然而，在藏南和喜馬拉雅地區(qū)發(fā)育了大量深(>75 km)正斷層地震(Chen and Kao，1996；Zhu and Helmberger，1996)。再次，由于重力擴(kuò)散速度與地形梯度相關(guān)，而青藏高原地形梯度最大的部位在高原的南、北兩側(cè)，所以重力垮塌作用應(yīng)導(dǎo)致南北向伸展而不是東西向伸展(Liu and Yang，2003；張進(jìn)江和丁林，2003)。最后，青藏高原的主要隆升時(shí)間可能晚于東西向伸展開始的時(shí)間(Harrison et al.，1992；丁林等，1995；江萬等，1998；Zhu et al.，2017)。

2.1.2 地幔對流移除模型

基于重力垮塌，England and Houseman(1988，1989)提出了地幔對流移除模型，認(rèn)為巖石圈大規(guī)模水平縮短增厚將導(dǎo)致軟流圈對流，增厚巖石圈地幔被整體移除。該效應(yīng)可以迅速引起表面海拔(>2 km)與重力勢能(5×1012～10×1012N m-1)的增大，這足以使與重力偏應(yīng)力相關(guān)的張應(yīng)力大于與印度-歐亞板塊碰撞相關(guān)的壓應(yīng)力，從而產(chǎn)生東西向伸展(圖2b；Molnar et al.，1993；van Buer et al.，2015)。該模型得到了后續(xù)不少研究的支持，例如：Molnar et al.(1993)通過東亞氣候變化時(shí)間與印度板片褶皺和裂谷作用發(fā)生時(shí)間的一致性，認(rèn)為在～8 Ma高原海拔出現(xiàn)了突然增大；西藏北部玄武質(zhì)火山巖的激光40Ar/39Ar測年結(jié)果表明其形成時(shí)間大約為13 Ma，且來源于巖石圈地幔熔融，是深部巖石圈和軟流圈的對流減薄所致(Turner et al.，1993)；地殼捕虜體(Hacker et al.，2000)和地球物理觀測(Alsdorf and Nelson，1999；Mechie et al.，2004；Bai et al.，2010；Yang et al.，2012)也認(rèn)為高原中地殼過熱(>600 ℃)、具有低速異常，可能是軟流圈上涌的結(jié)果。

然而，巖石圈地幔被整體移除似乎是困難的。地球物理和地質(zhì)學(xué)證據(jù)表明高原內(nèi)部地殼和巖石圈地幔結(jié)構(gòu)不均一，例如：地殼厚度從南向北減?。荒喜可系貧?，下地殼和巖石 圈地幔冷；北部下地殼和巖石圈地幔則較熱(Nelson et al.，1996；Kosarev et al.，1999；Huang et al.，2000；Blisniuk et al.，2001；Wittlinger et al.，2004；Li et al.，2008；Zhao et al.，2010)。此外，Tapponnier et al.(2001)表明如果高原內(nèi)部地幔比鄰近克拉通地幔更冷，則不會導(dǎo)致熱的軟流圈上涌，因此，自始新世以來增厚的巖石圈地幔不會發(fā)生對流移除。

2.1.3 亞洲東緣邊界條件改變模型

Yin(2000，2010)根據(jù)高原南北向裂谷與貝加爾湖裂谷和陜西地塹間的相似性提出，如此大范圍的伸展可能與亞洲東緣邊界條件的改變相關(guān)。該模型指出太平洋板塊在中新世出現(xiàn)后撤，引起亞洲大陸整體向東擴(kuò)展，從而導(dǎo)致大規(guī)模伸展構(gòu)造的發(fā)育(圖2c)。裂谷間的相似性主要表現(xiàn)在：①啟動時(shí)間近同時(shí)，廣泛開始在晚中新世到早上新世；②后碰撞巖漿作用多發(fā)生在距今約30～10 Ma，均早于裂谷作用出現(xiàn)的時(shí)間；③伸展都涉及到了巖石圈地幔。

a—重力垮塌模型；b—巖石圈地幔對流移除模型；c—亞洲東緣邊界條件改變模型；d—放射狀擴(kuò)展模型；e—馬蹄形彎曲模型；f—印度大陸傾斜匯聚模型；g—印度板片雙向的橫向拆離模型；h—橫向擠出模型；i—巖石圈向東流動模型；j—板片撕裂模型

盡管歐亞-太平洋板塊匯聚速率減小的時(shí)間與青藏高原東西向伸展的時(shí)間相吻合(Northrup et al.，1995；李三忠等，2020)，但是東亞邊界條件的改變是否可以與高原內(nèi)部的裂谷作用相聯(lián)系仍然存在爭議。因?yàn)楦咴瓋?nèi)部發(fā)育的南北向裂谷距離歐亞-太平洋板塊邊界數(shù)千千米，似乎較難與太平洋板塊俯沖相聯(lián)系(Northrup et al.，1995；Liu et al.，2004)。

2.1.4 放射狀擴(kuò)展模型

放射狀擴(kuò)展模型認(rèn)為，響應(yīng)于青藏高原自北向南的傳播，喜馬拉雅弧的周長呈放射狀擴(kuò)展，從而導(dǎo)致平行弧的伸展(圖2d；Seeber and Armbruster，1984；Molnar and Lyon-Caen，1989；Seeber and Pêcher，1998；Murphy and Copeland，2005；Murphy et al.，2009；DeCelles et al.，2011；Haproff et al.，2018)。支持的證據(jù)包括：①喜馬拉雅造山帶內(nèi)部逆沖斷層自北向南依次發(fā)育(DeCelles et al.，2011；Long et al.，2011；Bhattacharyya et al.，2015)；②大量第四紀(jì)地塹趨于沿著喜馬拉雅弧的徑向方向分布(Ni and Barazangi，1984；Armijo et al.，1986)；③震源機(jī)制解和GPS速度場表明喜馬拉雅造山帶相對于印度板片放射狀向外逆沖(Baranowski et al.，1984；Molnar and Lyon-Caen，1989；Jade et al.，2004；Copley and McKenzie，2007)。

該模型預(yù)測了喜馬拉雅造山帶的運(yùn)動方向、裂谷發(fā)育范圍及走向，要求喜馬拉雅弧向南擴(kuò)展(Styron et al.，2011)，且裂谷每一處走向均與喜馬拉雅造山帶走向垂直(Yin，2006)。然而這一預(yù)測似乎與實(shí)際觀測并不相符，例如，南北向裂谷廣泛發(fā)育在拉薩和羌塘地體；喜馬拉雅弧相對于歐亞大陸向北而不是向南移動；靠近喜馬拉雅造山帶東、西兩端，裂谷走向與喜馬拉雅弧走向并非垂直，而是分別呈50°～70°和30°夾角，等等。

2.2 從東西兩側(cè)向中間啟動模型

馬蹄形彎曲模型利用推測的線性喜馬拉雅弧的彎曲來解釋東西向伸展(圖2e；Klootwijk et al.，1985；Ratschbacher et al.，1994；Schill et al，2001；Li and Yin，2008)。這一過程主要基于古地磁重建的證據(jù)，由于印度板片的旋轉(zhuǎn)俯沖，西喜馬拉雅發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，東喜馬拉雅則為逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)(Klootwijk et al.，1985；Treloar and Coward，1991；Schill et al.，2001)，導(dǎo)致喜馬拉雅弧的曲率隨時(shí)間不斷增大，從而在喜馬拉雅造山帶內(nèi)部產(chǎn)生東西向伸展。

該模型預(yù)測，響應(yīng)于喜馬拉雅弧的馬蹄形彎曲，東西向伸展僅發(fā)育在喜馬拉雅造山帶內(nèi)，向北至拉薩地體則變?yōu)闁|西向擠壓，這與拉薩地體活躍的裂谷作用相矛盾(Styron et al.，2011)。此外，東喜馬拉雅的運(yùn)動學(xué)數(shù)據(jù)表明造山帶馬蹄形彎曲自4 Ma以來才開始控制喜馬拉雅弧的變形(Li and Yin，2008)，這一時(shí)間遠(yuǎn)遠(yuǎn)晚于南北向裂谷的啟動時(shí)間。

2.2.2 傾斜匯聚模型

印度大陸傾斜匯聚模型將東西向伸展的驅(qū)動力歸因于印度板塊俯沖造成的基底剪切力平行于弧的分量(圖2f；Seeber and Armbruster，1984；McCaffrey and Nabelek，1998；Liu and Yang，2003；Styron et al.，2011；McCallister et al.，2014)。該模型最初基于喜馬拉雅弧與彎曲海溝之間較強(qiáng)的相似性提出，隨后物理模擬(McCaffrey and Nabelek，1998)和數(shù)值模擬(Liu and Yang，2003)實(shí)驗(yàn)均認(rèn)為該模型可行。同時(shí)，喜馬拉雅弧沿走向平滑的變化和近似平行的印度-歐亞板塊匯聚速度矢量也為模型的建立奠定了堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)(Bendick and Bilham，2002；Styron et al.，2011)，這導(dǎo)致遠(yuǎn)離喜馬拉雅中心部位(匯聚速率與喜馬拉雅弧方向垂直)，匯聚速度矢量平行于弧的分量不斷增大，進(jìn)而產(chǎn)生平行弧的伸展。

該模型要求印度板片整體性地俯沖于亞洲板片之下，這一條件必然會阻止下部幔源巖漿的噴發(fā)，即拉薩地體將不會廣泛出露后碰撞巖漿巖(侯增謙等，2006a，2006b)，這與實(shí)際情況不符。此外，地球物理觀測表明印度板片向北俯沖至班公湖-怒江縫合帶附近(Kind et al.，2002；Tilmann et al.，2003；Zhao et al.，2010)，這導(dǎo)致傾斜匯聚模型無法解釋羌塘地體內(nèi)的伸展(Kapp and Guynn.，2004)。

2.2.3 橫向拆離模型

橫向拆離模型強(qiáng)調(diào)印度板片自喜馬拉雅東西兩端(～25 Ma)向中東部(～10 Ma)橫向拆離，造成拱形喜馬拉雅弧的形成，同時(shí)引起東西向伸展(圖2g；Webb et al.，2017；Wang et al.，2019)。該模型的提出主要基于地球物理和巖漿巖年齡趨勢的觀測，例如：層析成像結(jié)果揭示拆離板片與印度克拉通之間的距離向東減??；后碰撞巖漿巖從東西兩側(cè)向中東部逐漸變年輕(Guo et al.，2015；Webb et al.，2017)，這與印度板片的雙向拆離相一致(Replumaz et al.，2010，2014；Leary et al.，2016)。然而，最近的研究表明，埃達(dá)克巖的活動分為兩期：早期(>24 Ma)和晚期(20～10 Ma)分別與新特提斯洋板片和印度巖石圈板片斷離相關(guān)(Lu et al.，2020；Lin et al.，2021)。因此，不同成因背景下的巖漿巖整體時(shí)空分布特征是否可以統(tǒng)一分析值得商榷。

2.3 自西向東啟動模型

2.3.1 橫向擠出模型

絕大多數(shù)患者經(jīng)HAART后，HIV所引起的免疫異常改變能恢復(fù)至正?；蚪咏Ｋ剑疵庖吖δ苤亟?，包括CD4+T淋巴細(xì)胞數(shù)量和免疫功能的恢復(fù)。

橫向擠出模型指出，西藏地殼在南北向擠壓作用下沿著右旋的喀喇昆侖-嘉黎斷裂帶和左旋的阿爾金-昆侖斷裂帶向東擠出，導(dǎo)致兩個(gè)斷裂帶之間的塊體內(nèi)部出現(xiàn)東西向伸展(圖2h；Tapponnier et al.，1982；Armijo et al.，1986，1989；Peltzer and Tapponnier，1988；Molnar and Lyon-Caen，1989)。該模型得到了多個(gè)證據(jù)的支持：①西藏中部向東移動了約1000 km(Peltzer and Tapponnier，1988)；②喀喇昆侖斷裂帶(Armijo et al.，1989)和阿爾金斷裂帶(Armijo et al.，1989；Mériaux et al.，2004，2005；Cowgill et al.，2009)的滑移速率可達(dá)～30 mm/a，支持了南北西藏的解耦；③以喀喇昆侖-嘉黎斷裂帶為界，南北兩側(cè)的伸展構(gòu)造具有顯著差異，南側(cè)裂谷系發(fā)育、走滑斷層稀少，北側(cè)裂谷不連續(xù)、多位于走滑斷層末端(Armijo et al.，1989)；④物理實(shí)驗(yàn)成功模擬了青藏高原的一級構(gòu)造特征，包括南北向裂谷系(Tapponnier et al.，1982；Peltzer and Tapponnier，1988)。

該模型雖然得到了大量證據(jù)支持，但也存在爭議。Murphy and Copeland(2005)，Murphy et al.(2010)以及McCallister et al.(2014)表明沿喀喇昆侖斷裂帶的大部分滑移分量被Gurla Mandhata裂谷向南轉(zhuǎn)化進(jìn)入喜馬拉雅造山帶，只有微不足道的應(yīng)變沿著印度河-雅魯藏布江縫合帶向東遷移。此外，大地測量學(xué)分析結(jié)果也表明沿喀喇昆侖斷裂帶和阿爾金斷裂帶的滑移速率遠(yuǎn)小于早期的估計(jì)(Styron et al.，2011；Tian et al.，2019；鄭文俊等，2019)，這不足以導(dǎo)致藏南地殼的橫向擠出。

2.3.2 巖石圈下地殼向東流動模型

巖石圈向東流動模型認(rèn)為，青藏高原巖石圈中軟弱的下地殼可向東流動，并在西藏上地殼底部產(chǎn)生成對的水平剪切，從而引起沿班公湖-怒江縫合帶分布的V型共軛走滑斷層和與之相連的近南北向裂谷的發(fā)育(圖2i；Yin and Taylor，2011；Zhang et al.，2013；Bischoff and Flesch，2018，2019)。地球物理觀測揭示西藏中下地殼存在大范圍的低速帶和各向異性(Yang et al.，2012；Zhang et al.，2013；Agius and Lebedev，2017)，這支持了下地殼向東流動的觀點(diǎn)。同時(shí)，數(shù)值模擬結(jié)果也顯示，低黏度(1020Pa·s及以下)下地殼的流動可成功再現(xiàn)西藏南部和中部的正斷層作用(Bischoff and Flesch，2018，2019)。然而美中不足的是，該模型尚無法解釋有關(guān)學(xué)者揭示的后碰撞巖漿巖時(shí)空分布特征(Guo et al.，2013，2015；Zhang et al.，2014；Webb et al.，2017)。

而后，Bian et al.(2020)對巖石圈向東流動模型進(jìn)行了改進(jìn)，表明印度板片自西向東發(fā)生橫向拆離，造成西側(cè)地形早于東側(cè)隆升，從而建立了自西向東的重力勢能梯度，進(jìn)一步驅(qū)動巖石圈向東流動，最終導(dǎo)致近南北向裂谷和共軛走滑斷層依次向東發(fā)育。

2.4 其他模型

上述模型都對裂谷的整體時(shí)空分布特征進(jìn)行了預(yù)測，但有一個(gè)例外是板片撕裂模型，該模型并不要求藏南發(fā)育的不同裂谷之間存在聯(lián)系。板片撕裂模型表明向北俯沖的印度板片被撕裂成幾個(gè)具有不同寬度、不同俯沖角度的部分，并發(fā)生分段式差異俯沖，最終導(dǎo)致在藏南及喜馬拉雅造山帶發(fā)育近南北向裂谷(圖2j；Yin，2000；賀日政和高銳，2003；侯增謙和李振清，2004；侯增謙等，2006a，2006b；Xiao et al.，2007；Chen et al.，2015；Li and Song，2018)。該模型得到了地球物理探測和后碰撞巖漿巖證據(jù)的支持。地球物理探測表明，俯沖板片具有東西向差異，這被認(rèn)為是板片存在撕裂的證據(jù)(Xiao et al.，2007；Chen et al.，2015；Pei et al.，2016；Liang et al.，2016；Duan et al.，2017；Wang et al.，2017；Li and Song，2018；Wu et al.，2019a，2019b；Si et al.，2019；Liu et al.，2020；Shi et al.，2020)。同時(shí)，板片撕裂為軟流圈上涌提供了通道，合理解釋了拉薩地體內(nèi)廣泛出露的后碰撞巖漿巖(丁林等，2006；侯增謙等，2006a；趙志丹等，2006；孫晨光等，2007，2008；Guo et al.，2018)。尤其是近南北向裂谷系、板片撕裂位置以及超鉀質(zhì)巖漿巖在時(shí)間和空間上具有較好的對應(yīng)關(guān)系(侯增謙等，2006b；丁林等，2006；Chen et al.，2015；Li and Song，2018；Yan et al.，2019)。

3 近南北向裂谷時(shí)空分布特征

在羌塘地體中，雙湖裂谷(圖1b中的A)是唯一獲得啟動時(shí)間約束的裂谷。40Ar/39Ar和Rb/Sr年代學(xué)結(jié)果表明雙湖地塹主邊界正斷層內(nèi)的礦化年齡為～13.5 Ma，該年齡被解釋為裂谷作用的下限(Blisniuk et al.，2001)。由于羌塘地體中約束近南北向裂谷啟動時(shí)間的年代學(xué)數(shù)據(jù)稀少，因此雙湖裂谷并不考慮納入裂谷時(shí)空分布格局統(tǒng)計(jì)中。

相比于羌塘地體，拉薩地體中近東西向伸展的時(shí)間得到了更多的約束，自西向東描述如下：①在西部的隆格爾裂谷北段(圖1b中的B)，變形的糜棱狀淡色花崗巖中鋯石U-Pb定年結(jié)果表明裂谷在～15 Ma啟動(Kapp et al.，2008)，這略早于磷灰石、鋯石(U-Th)/He熱年代學(xué)(Woodruff et al.，2013)以及熱模擬(Sundell et al.，2013)結(jié)果揭示的10～8 Ma的啟動時(shí)間；②在隆格爾裂谷南部(圖1b中的C)，鋯石(U-Th)/He年齡的PECUBE模擬結(jié)果顯示正斷層活動始于16～12 Ma(Styron et al.，2013)；③東側(cè)的Lopukangri裂谷(圖1b中的D)中，黑云母40Ar/39Ar熱年代學(xué)數(shù)據(jù)表明東西向伸展開始在15～14 Ma(Sanchez et al.，2013)；④再往東，磷灰石和鋯石(U-Th)/He年齡表明當(dāng)惹雍錯(cuò)裂谷(圖1b中的E)在～13 Ma和～6 Ma發(fā)生兩期活動(Dewane et al.，2006)，裂谷在～13 Ma啟動的結(jié)果與數(shù)值模擬揭示的～15 Ma的裂谷啟動時(shí)間(Wolff et al.，2019)近似一致；⑤在申扎裂谷(圖1b中的F)中，鋯石和磷灰石(U-Th)/He年齡約束裂谷作用啟動在14 Ma，隨后在10～6 Ma發(fā)生加速活動(Hager et al.，2009)；⑥進(jìn)一步往東，磷灰石(U-Th)/He數(shù)據(jù)表明谷露裂谷(圖1b中的G)在7～5 Ma開始活動(Stockli et al.，2002)；⑦西南部的念青唐古拉裂谷(圖1b中的H)中下盤巖體的云母和鉀長石40Ar/39Ar數(shù)據(jù)以及磷灰石裂變徑跡結(jié)果都記錄了該地區(qū)在～8 Ma的快速冷卻，進(jìn)而約束了裂谷的啟動時(shí)間(Harrison et al.，1995；吳珍漢等，2002；Kapp et al.，2005)。

在喜馬拉雅造山帶中，有學(xué)者對裂谷啟動時(shí)間的約束也開展了許多研究。①在Leo Pargil裂谷中(圖1b中的I)，獨(dú)居石U-Pb數(shù)據(jù)表明韌性剪切開始在23 Ma(Langille et al.，2012)，被認(rèn)為代表了裂谷作用的啟動時(shí)限；②在該裂谷東側(cè)的Gurla Mandhata裂谷(圖1b中的J)中，淡色花崗巖的獨(dú)居石Th-Pb定年結(jié)果表明東西向伸展開始在15 Ma(Murphy and Copeland，2005)，與鋯石(U-Th)/He年齡的模擬結(jié)果所認(rèn)為的14 Ma的啟動時(shí)間一致(McCallister et al.，2014)；③在Thakkhola裂谷(圖1b中的K)中，同伸展變形的淡色花崗巖(Larson et al.，2020)和南北向熱液巖脈(Coleman and Hodges，1995)的白云母40Ar/39Ar定年結(jié)果分別表明東西向伸展開始在17 Ma和14 Ma；④再往東，通過鋯石和磷灰石(U-Th)/He數(shù)據(jù)的反演模擬，孔錯(cuò)裂谷(圖1b中的L)的活動時(shí)間被約束在13～12 Ma(Lee et al.，2011)；⑤根據(jù)云母40Ar/39Ar熱年代學(xué)年齡，定結(jié)裂谷(圖1b中的M)啟動在13～10 Ma(Kali et al.，2010)；⑥進(jìn)一步往東，亞東裂谷(圖1b中的N)切割了藏南拆離系，因此，裂谷的啟動時(shí)間晚于藏南拆離系終止活動的時(shí)間，即<10 Ma(Edwards and Harrison，1997)或～12 Ma(Xu et al.，2013)；⑦在裂谷系最東側(cè)的錯(cuò)那裂谷(圖1b中的O)中，黑云母、鉀長石40Ar/39Ar和鋯石、磷灰石(U-Th)/He熱年代學(xué)數(shù)據(jù)表明裂谷作用啟動在～3 Ma(Bian et al.，2020)，這與根據(jù)斷層帶內(nèi)硅質(zhì)膜年齡約束的5 Ma的啟動時(shí)間大體一致(吳中海等，2007，2008；哈廣浩等，2018)。錯(cuò)那裂谷的重要性表現(xiàn)在，它是唯一發(fā)育于喜馬拉雅東段的裂谷，其活動年齡可區(qū)分裂谷究竟是自西向東依次啟動，還是從東西兩端向中間啟動(Bian et al.，2020)。

總的來說，高原內(nèi)部南北向裂谷的啟動時(shí)間被限制在中新世—上新世，存在較大的年齡差異(表1；圖1b)。這些年齡的獲得主要基于裂谷與藏南拆離系的交切關(guān)系、與東西向伸展相關(guān)的同構(gòu)造變形現(xiàn)象、伸展巖脈、磁性地層以及熱年代學(xué)等方法。其中，交切關(guān)系和伸展巖脈方法約束裂谷啟動時(shí)間的上限；同構(gòu)造變形和磁性地層方法約束裂谷啟動時(shí)間的下限；而熱年代學(xué)方法能夠記錄引起區(qū)域快速剝蝕的構(gòu)造事件，因此基于一定的假設(shè)，在裂谷發(fā)育區(qū)域可約束裂谷的啟動時(shí)間(哈廣浩等，2018；張佳偉等，2020)。這是目前較為可靠的約束方法，也是國際上普遍接受的方法。為了獲得較為準(zhǔn)確的裂谷啟動時(shí)間趨勢，文章盡可能選取熱年代學(xué)方法約束的裂谷啟動年齡，進(jìn)一步匯編了近南北向裂谷的時(shí)空分布特征圖(圖1b)。假設(shè)已報(bào)道數(shù)據(jù)能夠真實(shí)反映裂谷形成時(shí)間，且能夠代表整個(gè)裂谷，那么近南北向裂谷的啟動時(shí)間表現(xiàn)出自西向東逐漸變年輕的趨勢，即，自最西側(cè)Leo Pargil裂谷的23 Ma，減小到中部的17～10 Ma，再減小到東側(cè)谷露裂谷、念青唐古拉裂谷的8～5 Ma，直到最東側(cè)錯(cuò)那裂谷的5～3 Ma。

表1 青藏高原南北向裂谷啟動時(shí)間

4 討論

4.1 青藏高原中南部的近東西向伸展變形機(jī)制

作為青藏高原重要的后碰撞構(gòu)造系統(tǒng)，近南北向裂谷的形成機(jī)制受到了諸多關(guān)注，所提出的模型也被反復(fù)討論和驗(yàn)證，但是，很多問題至今仍處于爭論之中。特別是這些模型都對裂谷的時(shí)空分布特征進(jìn)行了不同的預(yù)測，因而這可作為約束裂谷成因機(jī)制的關(guān)鍵條件。

綜合目前關(guān)于裂谷啟動時(shí)間的已有數(shù)據(jù)，可初步刻畫了整個(gè)高原近南北向裂谷的時(shí)空分布特征(圖1)。結(jié)果顯示，近南北向裂谷的啟動時(shí)間似乎具有自西向東逐步減小的趨勢。如果這一時(shí)空分布特征確實(shí)存在，則可在較大程度上排除那些預(yù)測裂谷近同時(shí)啟動或從東西兩側(cè)向中部發(fā)育的模型，從而使得橫向擠出和巖石圈向東流動模型成為最可能的模型。然而，該模型無法合理地解釋與近南北向裂谷緊密相聯(lián)系的后碰撞巖漿巖的發(fā)育趨勢。

Bian et al.(2020)基于上述的近南北向裂谷時(shí)空發(fā)育特征，并重新分析后碰撞巖漿作用演化過程后，提出了“印度板片向東拆離模型”來解釋青藏高原中南部的近東西向伸展變形(圖3)。該模型認(rèn)為，向北俯沖的新特提斯洋板片在大約50～40 Ma發(fā)生斷離(DeCelles et al.，2002；Zhu et al.，2015；Garzanti et al.，2018)，并導(dǎo)致軟流圈上涌，拉薩地體下地殼發(fā)生重熔作用，產(chǎn)生了早期(>24 Ma)埃達(dá)克巖(Lu et al.，2020；Lin et al.，2021)。洋殼斷離后，印度大陸巖石圈持續(xù)俯沖并固定在地幔中，大約25 Ma開始自西向東逐步拆離(Replumaz et al.，2010，2014；Leary et al.，2016)，這得到了地球物理觀測證據(jù)的支持。層析成像結(jié)果表明現(xiàn)今印度-歐亞碰撞帶之下存在一個(gè)高速帶，解釋為拆離的印度板片的存在，該殘余板片的長度向東增加，并且與印度克拉通之間的距離向東減小，即拆離的印度板片向東不斷變淺，與板片橫向拆離向東的傳播趨勢相匹配(Replumaz et al.，2010，2014)。軟流圈物質(zhì)沿印度板片拆離窗上涌，并逐步向東遷移，從而形成了自西向東變年輕的后期(20～10 Ma)埃達(dá)克巖和沿東西向分布的超鉀質(zhì)巖(25～8 Ma)。

印度板片的橫向拆離過程可使得被拆離部分由于下伏板片拖曳力的釋放而反彈，產(chǎn)生垂直運(yùn)動，進(jìn)而造成地表的地形抬升(Wortel and Spakman，2000)，同時(shí)，重力勢能在已拆離板片的上方迅速累積。隨著印度板片橫向拆離向東擴(kuò)展，地形隆升與重力勢能累積現(xiàn)象也不斷向東傳播，從而形成自西向東的重力勢能梯度。重力勢能向東的遷移也受到了多個(gè)因素的影響。如，隨著印度板片持續(xù)向北擠壓，喜馬拉雅-青藏高原造山帶西側(cè)由于具有較窄的變形帶，從而發(fā)育了比東側(cè)更高的應(yīng)變率繼而更快速的地形隆升(Yang and Liu，2013)。此外，最近的古地磁觀測結(jié)果表明印度-歐亞板塊碰撞前大印度的幾何形狀可能導(dǎo)致西側(cè)較東側(cè)碰撞時(shí)間更早且具有更大的大陸匯聚量(Meng et al.，2020)，這使得西側(cè)重力勢能的積累速度比東側(cè)快。隨后，重力勢能梯度驅(qū)動中下地殼向東流動，進(jìn)而拖曳上地殼產(chǎn)生V形共軛走滑斷層和南北向裂谷(Yin and Taylor，2011；Zhang et al.，2013；Bischoff and Flesch，2018)。

這一過程的另一結(jié)果是俯沖板片的縱向撕裂。隨著板片橫向拆離的發(fā)展，印度巖石圈以不同的方式向前俯沖：在西部，被拆離所釋放的板片由向下俯沖變?yōu)橄蛏下∑?；在中部和東部，未拆離板片在下伏板片拖曳力作用下繼續(xù)向下俯沖。拆離和未拆離板片之間的運(yùn)動學(xué)差異導(dǎo)致在它們的連接點(diǎn)處產(chǎn)生剪應(yīng)力，當(dāng)其累積至超過俯沖板片的極限強(qiáng)度時(shí)(Rosenbaum et al.，2008)，板片自北向南產(chǎn)生撕裂(圖3)。圍繞著板片撕裂邊緣，順時(shí)針運(yùn)動的地幔環(huán)流進(jìn)一步加強(qiáng)了中下地殼的向東流動(Zandt and Humphreys，2008)。與此同時(shí)，軟流圈在板片撕裂處上涌，產(chǎn)生了沿南北向裂谷分布的超鉀質(zhì)巖漿巖(Guo et al.，2018；Guo and Wilson，2019)。這一過程與在當(dāng)惹雍錯(cuò)裂谷附近觀測到的低速異常相一致(Liang et al.，2016)。隨后，印度大陸巖石圈在大約10 Ma完全拆離。印度板片在之后的向北俯沖過程中，一方面導(dǎo)致藏南軟流圈上涌的板片窗口關(guān)閉(Chen et al.，2018)，使得8 Ma以來的巖漿活動消失(Guo and Wilson，2019)；另一方面導(dǎo)致西藏地殼增厚，可能達(dá)15～20 km，這足以使得下地殼繼續(xù)向東流動(Decelles et al.，2011；Styron et al.，2015)，導(dǎo)致運(yùn)動學(xué)上相連的共軛走滑斷層和近南北向裂谷向東擴(kuò)展。

MCT—主逆沖斷層；STD—藏南拆離系；IYS—印度河-雅魯藏布江縫合帶；BNS—班公湖-怒江縫合帶

綜上，印度板片的向東拆離模型可合理地解釋青藏高原中南部的近東西向伸展特征及相關(guān)的巖石圈變形現(xiàn)象。第一，模型符合近南北向裂谷作用自西向東逐步發(fā)育的時(shí)空分布特征。第二，模型表明近南北向裂谷與相連的V形共軛走滑斷層的發(fā)育是可以兼容的，它們之間存在耦合的機(jī)制。第三，模型合理地解釋了后碰撞巖漿巖的發(fā)育趨勢。第四，模型可綜合解釋已有研究所揭示的印度板片拆離、撕裂、回撤以及巖石圈向東流動等過程。

4.2 關(guān)于板片撕裂模型

板片撕裂模型由于不要求藏南發(fā)育的不同裂谷之間存在聯(lián)系，因此無法通過所有裂谷的時(shí)空分布特征來驗(yàn)證。這使得板片撕裂究竟對東西向伸展有沒有貢獻(xiàn)這一問題依然得不到確認(rèn)。詳細(xì)的地球物理觀測和后碰撞巖漿巖證據(jù)表明板片撕裂現(xiàn)象可能是存在的，但它與南北向裂谷之間是否存在因果關(guān)系，目前還難以定論。因?yàn)榘迤毫鸭瓤赡苁悄媳毕蛄压鹊闹饕?qū)動機(jī)制(Chen et al.，2015；Li and Song，2018)，也可能僅起到輔助作用(Bian et al.，2020)。由于板片撕裂是從北往南發(fā)生的，正如超鉀質(zhì)巖自北向南變年輕的趨勢(Guo et al.，2013；Bian et al.，2020)，如果板片撕裂是南北向裂谷的主要成因機(jī)制，則要求同一裂谷帶從北往南發(fā)育，即從單條裂谷的發(fā)育過程來看，北部早而南部晚。也就是說，進(jìn)一步詳細(xì)刻畫單條裂谷的發(fā)育過程可對板片撕裂模型提供新的制約。

5 結(jié)論

(1)關(guān)于青藏高原近南北向裂谷的形成機(jī)制存在多種假說模型，根據(jù)模型對裂谷時(shí)空分布特征的預(yù)測，可將其大致劃分為近同時(shí)啟動、從東西兩側(cè)向中部啟動以及自西向東啟動三類，這成為約束裂谷成因機(jī)制的關(guān)鍵條件。

(2)通過綜合研究關(guān)于近南北向裂谷啟動時(shí)間和形成機(jī)制的已有成果發(fā)現(xiàn)，裂谷的啟動時(shí)間具有自西向東逐步減小的趨勢；裂谷單調(diào)向東的發(fā)育模式可在較大程度上排除那些預(yù)測裂谷近同時(shí)啟動或從東西兩側(cè)向中部啟動的模型；近南北向裂谷的形成可能受控于印度板片自西向東的拆離驅(qū)動的巖石圈向東流動。

致謝：感謝吳中海研究員和另一位匿名審稿人對本文提出的建設(shè)性修改意見。