2010, Vol. 53
2. 成都理工大学沉积地质研究院, 成都 610059;
3. 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室, 成都 610059
2. Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;
3. State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu 610059, China
青藏高原的隆起源于45~65 Ma以来的印度板块与欧亚板块之间的大陆碰撞[1~3]. INDEPTH项目发现，俯冲下插并部分熔融的印度地壳物质注人到亚洲地壳之下[4]，这为青藏高原中地壳提供了源源不断的塑性流变物质，这一过程对青藏高原变形有着重要的控制作用[5~10].青藏高原地壳物质向南东方向的侧向挤出和流动已经被构造变形[11~14]、地球物理观测[15~17]、数值模拟[6, 18~20]、GPS观测[21,22]、地表侵蚀和地貌演化[6,23]等研究所论证.青藏高原地壳物质侧向挤出对高原变形有着重要的影响，Harrison等[24]、杨振宇等[25]对印支地块侧向逃逸造成青藏高原变形的影响进行了讨论，但讨论限于刚性的上地壳，而中地壳塑性流变物质的侧向流动对高原变形的影响已经引起越来越多的研究者的重视.
藏南地区高喜马拉雅淡色花岗岩的侵人、藏南拆离系(STDS)，主边界逆冲断裂(MBT)，主中央逆冲断裂(MCT)，主喜马拉雅断裂(MHT)等一系列岩浆岩活动、断裂活动均发生于约23 Ma之后[3, 26~29]，为什么碰撞发生20~40 Ma后藏南才出现强烈的构造活动一直是一个悬疑问题[3, 30]. Harrison等[24]认为，在渐新世至中新世早期(35~21 Ma)，印度与欧亚大陆的汇聚作用大部分是被印支地块的侧向逃逸运动所吸收，到中新世早期，随着印支地块逃逸出汇聚带，两个板块之间的汇聚应力才转移到喜马拉雅山，由此造成地壳的大规模缩短和隆升.有研究将藏南晚新生代变形归结为板块汇聚带的重力垮塌过程[31, 32].
青藏高原大陆动力学所面临的问题较多，其中主要有：
(1) 藏南强烈的构造变形为什么滞后于大陆碰撞？
(2) 普遍发生于高原内部和周边地区的中新世构造事件的动力学机制是什么？
(3) 高原内部塑性流变地壳物质的注人速率和流出速率是怎样变化的？高原东南缘构造变形与高原内部变形之间具有怎样的动力学联系？
对上述问题的讨论，有可能对理解高原演化提供新的思路.
为便于讨论，本文探讨的青藏高原腹地的范围限定为平均海拔高度在4500 m以上的地势相对平坦的地区，也即喜马拉雅山以北、东昆仑山脉以南的高原主体地区(图 1).
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图 1 青藏高原及邻区DEM影像 Fig. 1 Topography of the Tibetan Plateau and adjacent areas in DEM image |
针对青藏高原新生代构造变形的数值模拟工作[19]首次明确将青藏高原变形分为早期的线性山脉阶段(linear mountainbelt stage)和后期的高原阶段(“plateau” stage).在早期阶段，高原还未形成，汇聚地区中下地壳由于增厚而逐渐变得软弱，地表出现线性山脉; 在后期的高原阶段，汇聚地区软弱的中下地壳物质在高原变形中起着重要的控制作用，从而形成面积宽广的高原.
实际地质观测资料与数值模拟结果可以很好地进行对比.自印度板块和欧亚板块碰撞以来，青藏高原上部地壳发生了显著的南北向缩短；例如，在拉萨地块北部古近纪晚期-新近纪早期发生的逆冲推覆构造，造成120~150 km的地壳最小缩短量[3]、以及穿过风火山一囊谦褶皱和逆冲断裂带大于60~80 km的、穿过祁曼塔格一北昆仑逆冲断裂系约270 km的南北向缩短[3].及穿过风火山-囊谦褶皱和逆冲断裂带大于60~80 km的、穿过祁曼塔格-北昆仑逆冲断裂系约270 km的南北向缩短[3].
在藏南地区，分布在雅鲁藏布江带北侧的冈底斯逆冲断裂的运动年龄限定在30~24 Ma之间[34~36], 4Ma以来不再活动；分布在雅鲁藏布江带南侧的大反向逆冲断裂系(GCT)在19~10 Ma之间[35, 37]是活动的，10 Ma以来停止活动；分布在喜马拉雅山北侧的吉隆盆地、札达盆地，约8 Ma[38~40]以来的沉积地层呈现近于水平的产状(图 2)，反映12~8 Ma以来，该地区上地壳的南北向挤压变形已经终止.
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图 2 藏南变形微弱的上中新统-上新统地层的照片 （a）拍摄于吉隆盆地南缘，至少在7.2 Ma[38]以来形成的缓倾的砖红色砾岩角度不整合于强烈褶皱的侏罗系地层之上；（b）拍摄于札达盆地，约9.5 Ma[39]以来的沉积地层近水平产出，照片由王世锋提供. Fig. 2 Pictures of the slightly folded upper-Miocene to Pliocene sedimentary rocks in the south Tibet area (a) Looking west across south part of the Jilong basin where the red conglomerate rocks formed during at least 7.2 Ma[38] unconformably laying on the strong folded Jurassi crocks; (b) View to east across the Zhada basin where the sedimentary rocks with an age about 9.5 Ma[38, 39] laying horizontally.photoed by Wang Shifeng. |
青藏高原中部的狮泉河一改则-安多逆冲断裂系在第三纪中期是活动的，年龄为20~18 Ma的火山岩流平卧在倾斜的第三纪砾岩单元的顶部[3]，提供了高原中部地区第三纪褶皱和逆冲作用的年龄上限.在唐古拉山地区的研究获得67~23 Ma的褶皱隆起和逆冲时间[41].
青藏高原中部风火山地区强烈褶皱和断裂的下第三系风火山群被平缓展布的中新统五道梁群不整合覆盖.地壳南北向缩短变形主要发生在渐新世末，上地壳缩短率大于41%[42].
青藏高原北部五道梁地区23~16 Ma中新统五道梁群湖相地层[43]发生了较弱的挤压变形，角度不整合于强烈褶皱变形的风火山群之上.整体来看，中新统五道梁群产状较为平缓[44]，喷发时间为23 Ma的火山岩层也构成低缓起伏的地形面，表明23 Ma以来，该地区南北向的挤压变形已经大幅度衰减，高原上地壳呈现低缓起伏的褶皱变形[45].
近年来，对青藏高原东北缘松潘、西秦岭地区的研究工作也表明，新生代以来，该地区早期遭受了造山挤压作用，而后期经历了强烈的伸展作用[10, 46].
上述研究表明，青藏高原新生代构造框架在中新世发生了明显的变化.高原腹地的上地壳挤压变形主要完成于23 Ma以前，地表出现近东西向展布的线形山脉[41]，本文将该时期称为陆内造山阶段，简称为造山阶段；23 Ma之后，上地壳挤压缩短衰减，形成平均海拔高度约4500 m的相对比较平坦的青藏高原，本文将该阶段称为造高原阶段.
关于青藏高原变形为何经历了从造山阶段到造高原阶段的转变，在Shen等[19]的数值模拟实验中认为，两个阶段的构造转变，是印度板块与欧亚板块碰撞过程中递进变形和中下地壳塑性物质逐渐控制高原变形的自然结果.本文作者根据在青藏高原东南缘的研究工作发现，高原塑性流变的地壳物质侧向流出板块汇聚地带的活动历史与青藏高原整体构造变形具有密切的关系，青藏高原从造山阶段到造高原阶段的转变有着具体的动力学机制.
3 青藏高原中地壳物质的塑性流变针对青藏高原地区的地球物理观测表明，与周围邻近地区例如印度地壳相比，青藏高原具有双倍于正常地壳的厚度，尤其具有的特征是，可将青藏高原地壳三分[4]:约5~30 km厚的上地壳、其下约30~20 km厚的中地壳以及底部约20 km厚的下地壳[47].其中，上地壳与下地壳相对为刚性，而中地壳则具有明显的低速特征，在高原南部[4, 48]和高原北部[14, 17]，中部地壳普遍存在着部分熔融或富含水(大于10%)[49]的高塑性流变物质，如此软弱的中地壳物质易于流动.也有的研究将中地壳和下地壳合并称之为下地壳.
青藏高原软弱的中部地壳物质来源有两个：(1)加厚并部分熔融的亚洲地壳；(2)俯冲下插的印度地壳，达到一定深度后部分熔融而注人亚洲地壳[4, 5].由于参与部分熔融的亚洲地壳有限，在其达到部分熔融平衡后，为高原中地壳提供塑性流变物质的是不断下插并部分熔融的印度地壳.
4 川滇通道及其打开时间青藏高原腹地向周边地区延伸，地势逐渐下降因而存在着重力梯度，在重力和印度地壳物质注人亚洲地壳引起的异常水压[5, 7]作用下，高原物质向周边地势较低的地区流动.由于受到高原西侧、北侧及北东侧巨大的欧亚大陆主体刚性地壳如塔里木地块、柴达木地块、阿拉善和蒙古地块、鄂尔多斯地块和四川盆地的阻拦，高原内部塑性流变的地壳物质选择了相对松弛的东南侧逃逸流出[6].现今GPS观测也证明青藏高原东南缘地区存在一个高原上地壳物质东南流动的通道[21, 22]，该通道北东以鲜水河-小江断裂为界，南西以红河-哀牢山断裂、高黎贡剪切带-实皆断裂和喜马拉雅东构造结为界.前已述及，中部地壳具有更强的塑性流变能力，在相同的重力梯度和异常水压下，具有比上地壳更大的流变速率，因而沿该通道，中地壳塑性流变物质同样向南东流出，并可能对上覆的上地壳具有拖曳作用[20].该通道的一部分与川滇地块的分布范围相一致，本文称之为“川滇通道”(图 1).需要说明的是，前人在描述青藏高原塑性地壳物质流变时提出了“通道流”即“channel flow”[50]的概念，其中的‘‘通道”指塑性流变或者部分熔融物质可在其中自由流动的、具有一定深度和厚度的地壳层位；本文中的“通道”是指塑性流变物质从高原内部流出所通过的、具有相对固定地理位置的空间，因而有着不同的含义.
对川滇通道的边界断层的测年工作可以约束该通道活动的时间.对采集于折多山的花岗岩和糜棱岩的热年代学研究工作表明，作为北东边界断层的鲜水河一小江断裂，在12 Ma以来是活动的[51~53]，地貌及低温热年代学研究工作表明，川滇地块在9~13 Ma以来发生了快速的侵蚀和冷却[23]，上述观测资料表明川滇地块的侧向流动的时间也即川滇通道的打开时间约为12 Ma以来.
5 印支通道及其打开、关闭的时间大陆挤出假说即滑移线场理论[11, 12]指出，印度板块与欧亚板块的碰撞，造成印支地块从高原内部向东侧向挤出.印支地块的北东边界断裂为红河-哀牢山左行走滑断裂，南西边界断裂为高黎贡剪切带和Mogok剪切带.印支地块在三江地区包括兰坪-思茅地块、保山地块，印支地块向北西可与羌塘地块和拉萨地块中北部相接[54].
青藏高原中部新生代盆地沉积物中碳氧同位素的研究工作[55, 56]认为，青藏高原中部地区在26~35 Ma以前地表高度已经超过4000 m，这说明当羌塘地区的地壳已经增厚，暗示羌塘中地壳变得炽热而软弱，因而存在中地壳流动的客观条件.
前人研究工作发现青藏高原羌塘地块存在一条新生代岩浆岩带，该带向南东方向延伸，进入云南三江地区[57~59].岩浆岩带的南侧以班公湖-怒江带、崇山剪切带为界，北侧以金沙江缝合带、红河-哀牢山剪切带为界，因此，在三江地区，该岩浆岩带与印支地块的空间分布基本重合.岩浆岩活动区间为43~22 Ma[57, 59~61]，岩浆岩的类型为粗面岩、正长斑岩、石英闪长岩、正长岩等碱性、中酸性侵入岩或喷出岩，根据地球化学特征，这些岩浆岩的成因被解释为壳幔物质混染、地壳增厚[61~64]或板块的俯冲[57].印支地块侧向逃逸与同时期岩浆岩带稱合分布的关系表明，印支地块发生了地壳增厚作用，地壳存在着热、软、厚的特点，中地壳因而易于塑性流变，从而为中地壳的侧向流动提供了良好的物质和空间条件.
印支地块为何向东南方向运动，滑移线场理论侧重于上地壳的刚性变形，认为该块体是被挤出去的，对于印支地块深部的流变学讨论较少，但近年也有文献对该地区新生代期间中地壳塑性流变的形式、范围加以讨论[65].研究推测，自45 Ma以来，青藏高原内部的中地壳塑性流变物质一直在向东和东南流动，这与数值模拟实验的结论[19]也是一致的，而驱动地壳物质向东运动的动力学机制不仅来源于上地壳的挤出，也来源于从高原腹地向边缘地区的重力梯度，以及由于俯冲、下插并部分熔融的印度地壳物质注入高原中地壳引起的异常水压[5].综合上述地质观测资料，本文认为，沿印支地块，也存在一条类似于川滇通道的中地壳物质塑性流动的通道，本文称之为“印支通道”(图 3).该通道的两条边界断裂分别为南西侧的高黎贡右行走滑断层和北东侧的红河一哀牢山左行走滑断裂.
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图 3 印支通道和川滇通道的演化示意图 Fig. 3 Schematic diagram of the evelution of the Indochina Tunnel and the Chuandian Tunnel |
对印支通道两侧的边界断裂的测年工作可约束该通道的打开、关闭的时间.针对红河-哀牢山左行走滑断裂的测年工作已经很多，在断裂的不同区段所采集的测年样品给出了不同的测年结果，一般研究认为该左行走滑断裂在大于35~17 Ma期间是活动的[24, 66~73]，也有的研究认为左行走滑运动终止于12 Ma[74].总的来看，解释为断裂左行走滑时间的测年范围介于大于35~12 Ma之间，并在22~23 Ma左右，40Ar/39Ar测年数据记录了一次明显的韧性剪切活动，在17 Ma左右，印支地块的逃逸运动看来发生了较大的衰减，在12 Ma停止侧向逃逸.
针对高黎贡剪切带的测年工作获得34~27 Ma[75]、22~24 Ma和约12 Ma[76]等活动时间.向南延伸进入緬甸后，该断裂与Mogok变质岩带相连，其变质年代和断裂剪切活动时间为30 Ma和15 Ma[77~79].总的来看，该断裂右行走滑的时间从34 Ma断续持续到12 Ma左右，与红河一哀牢山断裂类似，在22~23 Ma左右40Ar/39Ar测年数据也记录了一次明显的韧性剪切活动.
从上述两条边界断裂的活动时间来看，印支通道在35 Ma以前就已经打开(图 3a)，在17 Ma左右大幅度减弱(图 3b)，最终在约12 Ma完全关闭，而新的通道即川滇通道随之打开(图 3c).通道关闭的原因可由王二七等[54]的研究工作得到解释：印支地块相当于羌塘地块和拉萨地块中北部，其原始宽度可能达到600 km，由于喜马拉雅东构造结和四川盆地之间的持续挤压，新生代以来东构造结与红河-哀牢山剪切带之间的上地壳缩短了至少500 km，在印支地块缩短的蜂腰部位即沿德钦-维西地区缩短尤其明显，反映了印支地块在被整体侧向挤出[80]的同时，块体内部也发生了显著的缩短变形.在这一过程中，印支通道被逐渐挤压变窄，在17 Ma左右被大幅度压缩，最终在12 Ma左右被彻底关闭，青藏高原内部的中地壳塑性流变物质无法流出，因而被滞留于高原内部，这一过程对青藏高原内部以及周边地区的构造变形有着重要的影响和控制作用.
6 两个通道的差异早期的印支通道和晚期的川滇通道具有如下几个方面的不同.
(1) 流动方向发生变化.早期印支通道由东西向-南东东向流动.由于青藏高原东部新生代累积了60°的顺时针旋转[81]，印支通道也随之旋转，后期川滇通道的流动方向与高原中部流出方向的夹角超过了40。(图 1).
(2) 两个通道对应的高原内部中地壳物质的流动区域不同.经过印支通道流出高原的中地壳物质源区位于高原腹地的羌塘地块.通过川滇通道流出高原的中地壳物质源区位于高原北侧的可可西里-巴颜喀拉地块(图 1中的Ⅱ区).
(3) 通道宽度发生变化.早期的印支通道宽度可以达到600 km，而川滇通道的宽度为300~400 km左右，后期通道相对变窄.
(4) 地壳结构不同.印支通道打开早期阶段即23 Ma以前，沿通道分布区域发育有岩浆活动，暗示该通道中地壳具有热、软、厚的特征；与之形成鲜明对比的是，川滇通道打开期间即12 Ma以来，除折多山地区外，其上缺乏相应的岩浆活动，暗示该通道下方的中地壳相对更加强硬，不利于塑性物质的流动.
上述差异表明，与晚期的川滇通道相比，早期印支通道具有较好的塑性物质流动的物质基础和空间条件，更有利于青藏高原中地壳物质的侧向流出.
7 力学模型讨论下插并部分熔融的印度地壳不断提供了塑性流变物质的注人，印支通道和川滇通道的开放使得塑性流变的地壳物质不断流出汇聚地带.假设俯冲部分熔融的印度地壳厚度为HI=30 km，参与部分熔融的印度板块的东西向宽度(与东、西构造结之间的喜马拉雅山脉的长度接近)为LI=2330 km, 并假设目前GPS观测数据反映的跨越喜马拉雅山后印度板块向北的运动速率的变化即VI=16 mm/a[21]全部被印度地壳向下的俯冲所吸收，忽略地壳拆沉作用、地幔物质的侵人，以及地表的侵蚀，则目前部分熔融的印度地壳物质的注人速率Vin=HI×LI×VI=1.12 km3/a (图 4).由于缺少足够的约束，本文还未能获得新生代以来的注人速率的变化，图 4中给出了可参考的Vin曲线.
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图 4 高原的中地壳物质注入速率、通过印支通道和川滇通道的流出速率的演化示意图 Vin为注入速率曲线；Vmax为印支通道最大的容许流出速率曲线；Vout1为印支通道的实际流出速率曲线(绿色实线)；Vout2为川滇通道的流出速率曲线(红色实线). Fig. 4 Schematic diagram of the evolution of the three velocities: the weak crust material injection velocity, the velocity of weak crust material flow out via the Indochina Tunnel, the velocity of flow out via the Chuandian Tunnel Vin: injection velocity; Vmax: the allowable max velocity of flow out via the Indochina Tunnel; Vout1: the real velocity of weak crust material flow out via the Indochina Tunnel (green solid line); Vout2: the velocity of flow out via the Chuandian Tunnel (red solid line). |
设通过印支或川滇通道塑性流变物质的流出速率即单位时间内流出的物质的体积为Vout. Royden等8估计了塑性地壳物质在高原东南缘的流动速率为70~100 mm/a, 本文按照川滇通道宽约300 km、流变的中地壳厚度约30 km、中地壳流变速率为100 mm/a计算，目前川滇通道的流出速率为Vout=300 km×30 km ×100 mm/a=0. 9 km3/a, 该值小于目前部分熔融物质的注人速率1.12 km3/a.川滇通道在12 Ma打开，此时Vout=0，由此本文可以得到川滇通道流出速率曲线Vout2(图 4).
地质构造研究得到印支地块相对华南的滑动距离为450~600 km[68, 82]，古地磁资料得到的滑动距离为1200±460 km[25]，本文取滑移距离为600 km, 完成滑移的时间段为35~12 Ma，则上地壳平均滑动速率为600 km/23 Ma=26 km/Ma，而中地壳的运动速率比这个数据大得多，本文取5倍速率估算，则中地壳平均流动速率为5×26 km/Ma=130 km/Ma=130 mm/a.取通道宽度400 km、中地壳厚度30 km来计算，则平均的容许最大流出速率能力为Vmax=400 km ×30 km ×130 km/Ma=1.56 km3/a.若印支通道流出速率能力的衰减为线形，则计算的35 Ma左右通过该通道容许的最大流出速率能够达到3.12 km3/a，同时得到线段AB，由于在17 Ma该通道已经被大幅度压缩，可得到经过调整后的印支通道容许的最大流出速率曲线(图 4中的曲线BCA).类似的，若以中地壳运动速率100 mm/a计算，35 Ma的最大容许流出速率为2.4 km3/a，则可得到曲线DCA，上述两种计算获得最大容许流出速率的可能区间(图 4中的阴影区).显然，上述计算的地质观测数据精度并不能令人满意，特别是中地壳物质流变速率没有得到严格的约束，因而计算结果存在很大的不确定性，特别是注人速率在35~23 Ma期间的变化曲线是不确定的，在该段时间内流出速率能力要比可参考的注人速率大，但是本文推测当时的实际注人速率要比现在大，并与当时的实际流出速率大致相等，即Vout≈Vm，据此得到印支通道实际流出速率曲线Vou1(图 4中的绿色实线).同时，在图中可看出，23 Ma以前，通道容许的最大流出速率大于注人速率，因而实际流出速率受到注入速率的限制；而在23 Ma以来，实际流出速率受到通道容许的最大流出速率的限制，始终小于注入速率.
如果Vm < Vout则高原的中地壳处于开放体系，汇聚带高度下降; Vm=Vout，则高原的中地壳总量处于平衡状态，地表高度保持不变，Vm > Vout，则使高原内部的中地壳塑性流变物质总量上升，汇聚带地表高度上升; 特别地，若Vout=0, 则高原的中地壳处于完全封闭的状态.由此可看出，注入速率与流出速率的相对大小对高原变形有着重要的控制作用.
由图 4可看出，23 Ma和12 Ma是两个重要的时间点.大于35~23 Ma期间，Vout≈Vin，部分熔融的中地壳物质可自由通过印支通道流出汇聚地带；23 Ma至今，青藏地区处于Vin>Vout，则部分熔融的中地壳物质被部分的滞留于汇聚地带.12 Ma左右，流出速率为0, 青藏高原中地壳处于完全封闭的状态
为讨论高原塑性流变的地壳物质滞留或者流出汇聚地带对于高原变形的影响，本文进行了力学模型的讨论.对于下插的印度地壳，忽略下插地壳受到的摩擦力等因素影响，作如图 5所示的简要分析.将下插地壳看作一个板，图 5中G表示板的上覆地壳物质的重力、刚性的上地壳及厚度为H的塑性流变的中地壳及下地壳，图中表示了板的受力情况，F表示印度岩石圈向北的水平挤压力，N表示地幔对板向上的支持力，P表示印度地壳注入高原地壳造成的异常水压对板的挤压力，P1为其水平挤压分力.其中，G可分解为水平方向上的分力G1和沿板向下的分力G2，G1=G/tgθ, θ为板的俯冲角度.上地壳厚度在汇聚过程中保持不变，显然，塑性流变的中地壳物质若发生滞留，则H增加，G随之增加，G1也增加.
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图 5 俯冲下插的印度地壳的受力分析 Fig. 5 Schematic diagram of the force analysis of the subducting India crust |
对比Vin与Vout、F与(G1+ P1)的大小，可分为主要的四种情形：
(1) 若Vin≈Vout，中地壳物质可及时自由流出汇聚地带，异常水压造成的挤压力P=0, 此时，G1抵消F的作用不明显(图 6b、6e)，则F主要用于造成相对刚性的上地壳发生褶皱、逆冲推覆变形，汇聚地带变形处于造山阶段，这种变形机制可称为造山机制.
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图 6 力学模型讨论 Fig. 6 Schematic diagram of deformation model analysis |
(2) 若Vin>Vout，F>(G1+P1)，中地壳物质不能及时流出而部分的滞留于汇聚地带，则异常水压造成的水平挤压力P1增加，H增加，地表高度整体上升，G1+P1抵消F的能力增加，上地壳挤压变形因而相对较弱(图 6c、6f) θ倾向于变大，汇聚地带变形属于造高原阶段，本文称为造高原第一阶段.
(3) 若Vin>Vout，中地壳物质不能及时流出而部分的滞留于汇聚地带，异常水压造成的水平挤压力P大大增加，H增加，并使得(G1+P1)>F1，则俯冲的板向后退缩，中地壳物质可以被挤出地表，上地壳不会出现挤压变形，相反会出现伸展构造(图 6d)这种情况也属于造高原阶段，本文称为造高原第二阶段，与上述第二种情形一起，将其变形机制称为造高原机制
(4) 在上述三种情形基础上，若Vin < Vout，意味着印度地壳向下俯冲并部分熔融的速率明显下降，将可能发生高原的重力垮塌事件.
8 通道打开、关闭对青藏高原及其周边地区构造变形的影响测年资料表明，高喜马拉雅淡色花岗岩的侵入和结晶开始于23 Ma，被解释为挤出、冷却并结晶的高原中地壳熔融物质[28, 83]，原岩为俯冲的印度地壳物质.目前印度地壳在喜马拉雅山脉以南以MHT、MBT、MFT、MCT等一系列北倾的逆冲断裂为滑动面相对亚洲地壳向下俯冲，这些断裂的主要活动时间均不早于23 Ma[3, 27~29, 84]，表明在23 Ma以前，印度地壳向亚洲的俯冲边界不在此处.有研究证明，印度与欧亚大陆碰撞早期阶段的汇聚部位在雅鲁藏布江带[34~36, 85]，自45~65 Ma碰撞到23 Ma之间，印度地壳在雅鲁藏布江带向下插入亚洲地壳底部，其中在早期的43~65 Ma期间，印度地壳主要在拉萨地块下面部分熔融，地表因而发育同期的林子宗火山岩及侵入岩[85, 86]，在随后的43~22 Ma期间，俯冲的印度地壳主要在羌塘一印支地块下部部分熔融，这可以合理解释43~22 Ma侵位和喷发的羌塘一三江岩浆岩带的分布.部分熔融的高塑性流变物质随即经印支通道向东流出碰撞汇聚地带.
早期印支通道的宽度可达600 km，印支通道的地壳结构极适合中地壳物质的侧向流动，因而本文推测，在印支通道活动的早期阶段即35~23 Ma期间，印支通道的流出能力较好，使得Vout≈Vin (图 4)，部分熔融的印度地壳物质可及时通过印支通道流出碰撞汇聚带.
此时，由于部分熔融的印度地壳物质及时流出，下插斜板受到的重力作用和异常水压相对较弱，板的俯冲角度可以较小，而俯冲的距离可以较大.由于缺乏部分熔融的中地壳物质的滞留，印度板块向北的挤压力F主要用于对刚性的上地壳进行挤压，因而地表褶皱、逆冲推覆变形强烈，板块汇聚地带较高的海拔主要是由于上地壳的挤压褶皱和逆冲造成的，地表出现线形的高大山脉例如唐古拉山的隆起[41]，因此大于35~23 Ma期间汇聚地带处于造山阶段（图 7a).
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图 7 汇聚地带造山阶段(a)和造高原阶段(b)的构造演化示意图 Fig. 7 Schematic diagram of the evolution of the Tibetan plateau from orogen stage to plateau stage |
由于东构造结的持续挤压，印支通道的宽度逐渐衰减，Vout随之逐渐降低，23~17 Ma期间，注入速率大于流出速率，即Vin>Vout(图 4)，注入物质的量超过了流出物质的量，部分熔融的印度地壳物质部分滞留于碰撞汇聚地带中部地壳内部，造成汇聚地带上地壳水压一致性的上升和膨胀[5, 7]，地表构造变形因而进入造高原阶段（图 6(c，d);图 7b)，同时，部分熔融地壳物质也被迫向南和向北注入亚洲地壳，从而引起拉萨地块内部和可可西里地块内部岩浆活动和火山喷发[58, 59, 87]，造成岩浆活动由羌塘地块分别向拉萨地块和可可西里地块迁移的现象，这与推测的始新世-中新世高原地壳增厚和地表隆升首先发生于羌塘地块，随后分别向南扩展至冈底斯地块、向北扩展至可可西里-巴颜喀拉地块的研究结果相协调[3].在此阶段，印度板块向北的挤压力F用于克服俯冲的板块受到的逐渐增大的高原地壳物质的重力，以及同时受到的异常水压的阻碍，板块的俯冲角度倾向于变大，板块同时倾向于向后即向南退缩而当滞留的部分熔融地壳物质的重力和异常水压达到一定的极限，超过了下插印度地壳的破裂强度，下插的印度地壳将发生断裂，新的俯冲位置将被迫向南退缩（图 6d)，高原面因而向南扩展，藏南地区北倾的一系列逆冲断裂，例如MCT、MBT、MFT、MHT等断裂逐渐形成；伴随这一过程，自23 Ma开始，中地壳物质沿MCT和STDS (藏南拆离系)被挤出地表，形成高喜马拉雅淡色花岗岩的侵位.近年的研究发现，高喜马拉雅中东段普遍发育自西向东的拉伸线理，表明在23~12 Ma期间，青藏中地壳物质的垂向挤出与侧向的流动是同时进行的[84].高原面向北的扩展造成东昆仑山在中新世初（约24 Ma)开始隆升并逐渐形成阻隔可可西里和柴达木两个盆地的分水岭[88].
17~12 Ma期间，印支通道的宽度继续衰减，青藏高原部分中地壳物质的侧向流出速率被进一步降低，高原面将持续沿南北向、东西向扩展.到12 Ma左右，印支通道被完全关闭，川滇通道随之打开.在此阶段，STDS (藏南拆离系）进一步发生活动.
两个通道的转换期即12 Ma左右是一个重要的构造变形阶段，旧的通道关闭，新的通道被地壳流体注入逐渐打开，在这段时间里，新注入的中地壳物质被囚闭在高原南部，新的川滇通道虽然随之打开，但是宽度变窄，方向经过旋转，川滇通道的地壳结构也与印支通道的差异很大，这些差异不利于中地壳物质通过川滇通道流出高原腹地，青藏高原塑性中地壳物质因而以重力以及高原内部异常水压作用推动高原周边地区发生构造变形，造成高原面的扩展，例如在高原的东缘、北缘，引起13~12 Ma的构造事件[89, 90].这一动力学过程已经被前人研究所论述[6, 8].
12 Ma以来至今，注入速率仍然大于流出速率，高原面仍在向周围地区扩展，从而引起高原周边地区例如高原东缘、东北缘地区的构造变形[91~94].目前柴达木盆地由于中地壳物质没有明显注入加厚，仍处于造山机制控制之下.在四川盆地西缘的龙门山，流动的塑性物质受到刚性的四川盆地的阻挡，被迫上升，造成龙门山的隆升和龙门山断裂系统的冲断和右行走滑剪切，并在2008年5月12日引发Ms8.0级的汶川大地震.
需要格外注意的是，中地壳物质通过川滇通道流出高原的区域是位于高原北侧的可可西里地块、高原东北部的松潘-甘孜复理石带以及青藏高原东南缘（图 1中的Ⅱ区），金沙江带以南的高原南部和高原腹地仍是中地壳物质滞留区域，14 Ma[95]以来形成的南北向裂谷恰好分布于该区（图 1中的Ⅰ区，平均海拔明显比Ⅱ区高），而在中地壳塑性物质流出即开放区域（图 1中的Ⅱ区）则不发育，这表明南北向裂谷的发育，建立在中地壳塑性物质滞留这一特殊的构造环境之下.对比南北向裂谷发育的时间（4~8 Ma，持续到现今）[95]与STDS即藏南拆离系的测年结果（大于16~12 Ma)[28, 29]有时间的交叉，考虑到12 Ma以来，高原内部上地壳的南北向挤压变形可能已经终止，本文认为南北向裂谷的发育，如同藏南拆离系一样，是由于中地壳塑性物质滞留、囚闭在高原南部和腹地，使得高原面沿南北向和东西向同时膨胀、扩展，高原面之上随之出现张裂变形，从而造成南北向裂谷和东西向展布的藏南拆离系的发育.建立在上述讨论基础上，本文认为，在高原边缘山脉靠近山前刚性盆地一侧将出现挤压变形，这与实际地质资料相一致; 而在高原内部一侧，例如高原北缘东昆仑山南坡、西昆仑山南坡、龙门山北西坡，可以发育如同喜马拉雅山北坡的藏南拆离系(STDS)一样的正断层，龙门山北西坡、东昆仑山南坡的正断层表现已经有所报道[96, 97, 8].
总结青藏高原内部及周边地区的构造、沉积以及岩浆活动等事件的时间序列(图 8)，可以清晰地看出23 Ma和12 Ma是两个十分明显的时间点，分别对应于塑性流变的地壳物质注入速率等于流出速率即Vout=Vin、印支通道关闭和川滇通道的打开这两个事件，反映了两个中地壳塑性流变物质的流出通道，尤其是印支通道的打开、衰减以及关闭，控制着高原内部和周边地区的构造、地貌、沉积、岩浆活动等地质作用的演化.
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图 8 青藏高原及周边地区构造、沉积以及岩浆活动事件的时间序列对比 Fig. 8 Comparison of the events of tectonic, sediment and lava activities in and around the Tibetan plateau areas |
需要提及的是，与本文的模型类似但不同的解释来自于Harrison等[24]的研究，他们的解释侧重于上地壳刚性块体的应力应变分析，而本文提出的模型侧重于塑性流变的中地壳流出汇聚地带及其对上地壳变形的影响和控制作用.另外，模型中未考虑地表侵蚀作用、未考虑加厚并部分熔融的亚洲地壳的注入速率、未考虑通过喜马拉雅西构造结与塔里木盆地之间地区向西的、以及通过青藏高原东北缘向北东的中地壳物质的塑性流动历史，本文推测它们对高原内部变形的贡献可能较低.虽然本文将高原腹地变形划分为两个阶段，但它们不是绝对的，在第一阶段以造山为主，在造山过程中高原也在逐渐隆升，第二阶段以造高原为主，而处于挤压地区的山脉也在继续隆升.
9 结论地势相对平坦、面积巨大的青藏高原是在部分熔融的印度地壳物质不断注入并滞留于高原地壳内部的过程中逐渐发展起来的.塑性流变的青藏中地壳物质先后通过两个位于高原东南缘的通道流出板块汇聚地带，即大于35~12 Ma期间的印支通道和12 Ma以来的川滇通道两个通道特别是印支通道的打开、衰减和关闭，影响和控制着青藏高原腹地及周边地区上地壳的构造变形.
碰撞以来至23 Ma，塑性流变的高原地壳物质的注入速率与流出速率大致相等，高原处于造山阶段，受控于造山机制，高原上地壳遭受强烈的南北向缩短变形.23 Ma以来，流出速率小于注人速率，部分熔融的印度地壳物质越来越多地滞留于高原内部，引起水压一致的上升，高原腹地进人造高原阶段，受控于造高原机制.这一过程引起藏南及高原周边地区强烈的构造活动，特别是12 Ma左右注人的塑性地壳物质完全封闭于高原内部，引起高原内部及周边地区的又一次构造活动和高原面的扩展.而目前的柴达木盆地、祁连山等地区仍然受控于造山机制.
致谢本文中的重要观点是在跟随王二七研究员学习过程中形成与完善的，两位匿名审稿人提出了建设性的意见，特此表示感谢.
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