在印度洋板块、欧亚板块和太平洋板块的共同作用下导致中国大陆及陆缘和东亚形成了一盘破碎嵌镶的块体组构，其中青藏高原的隆升，南海的下沉(马里亚纳海沟下沉达十余千米)，这一高一低确为这一地域，乃至全球中，新生代以来最为壮观的地球科学事件与动力作用过程.它本应是国人在国内及国际合作中应予以深化认识和探索其奥秘的“探险”乐园.通过深化研究与探索，是可以建立起新的理论，新的模型和提出创新性，并插有中国创建与发现标签认识的一片沃土.但由于国人在认识上尚缺乏独立自主理念或不足，发现上的欠敏感性和在理解中已有框架性的注入，使得一系列的科学问题未能通过刻苦奋进、追求真谛，而失去了或错过了有所发现、有所突破和有所创造的机遇，致使国外科学家的理解、认识和论点笼罩并限定了国人对青藏高原地球科学研究的导向和真正创新性成果的提出！

在这样的势态下，一系列的国际大型会议上，如IUGG、IGC及其所属各分支会议；欧美有关大型学术会议，如AGU，EGU等；特别是青藏高原专题性国际学术会议，如KHT等，不论是会议的主持、筹划、核心问题的研讨等，无一不是外国科学家在操作和唱“主角”，大量的文章是外国科学家在全球各类期刊上首先发表，而中国科学家的声音却十分弱微.这与1980年第一次青藏高原国际学术研究会时的格局大不相同(Teng，1981)，似乎这样的时代已经 过去！为此不得不说是我国科学家在这一研究与 探索中以及国际合作中未能准确把握的缺陷、或失误！

当今通过研究与探索，却发现国人对外国科学家所提的一系列科学问题并未经仔细研究与推敲而就附合，的确有不少理念应予以质疑！本文基于对地球物理学发展导向的关切，从理性批判的角度出发，来理解已有的认识(后详述)并以新的观测、新的论据和新的认识来重新厘定，给出新的理念！建立起新的模型！以促使青藏高原的地球科学研究得以升华！2 20世纪中、下叶前青藏高原研究中的三大科学问题与理念的重新厘定

神奇的青藏高原为世界上各国地球科学家所瞩目，并千方百计地设法涉足高原的研究.他们依据表象快速提出的各种论点，在我国的研究中却起到了一定的仿效与引领作用，促使我国对青藏高原的研究和符合其观点的系列SCI检索论文在国内外期刊上发表，大为丰富了信息库.下面将简单地阐述一下这些论点的主题内涵、并在理念上给予重新厘定. 2.1 喜马拉雅山脉不是地壳重力均衡的典范？

(1)重力均衡理论的提出

山区重力异常往往是负的，且山体每升高1 km，异常值大约下降近千个g.u.，表明在增加了多余质量的高山之下，有某种质量的亏损，即对地形的重力影响产生一种补偿作用.1854年，英国人普拉特(Pratt J H)在喜马拉雅山附近，观测到重力垂线偏差为5″，但根据地形的计算，应为28″，并解释为地下物质的变化起了某种补偿作用，部分地抵消了高山的影响.

为了解释这种现象，普拉特在1855年提出了一个假设.他认为，地下从某一深度(即补偿深度)起，以下物质的密度是均匀的，但以上的物质，则是相同截面的柱体保持相同的总质量；因此，地形越高密度越小，即在垂直方向是均匀膨胀的(图 1).同年另一个英国人艾黎(Airy G B)提出另一种假设，即可把地壳视为较轻的均质岩石柱体漂浮在较重的均质岩浆之上，处于静力平衡状态.根据阿基米德浮力原理，山越高，增加的质量越多，陷入岩浆越深，形成山根，而海越深，亏损的质量越多，岩浆向上凸出也越 高，形成反山根(王谦身等，2003；Zhang et al.，2014)(图 2).

图 1

Fig. 1

图 1 普拉特地壳均衡模式示意图Fig. 1 Schematic diagram of the Pratt′s crust isostatic model

图 2

Fig. 2

图 2 艾黎地壳均衡模式示意图Fig. 2 Schematic diagram of the Airy′s crust isostatic model

(2)两个模型设定假设的理解

若在地下存在一个均衡面，普拉特模型(图 1)认为：该面以上的地壳是由若干个横截面积相等，密度不等而质量相等的岩石柱构成的.地形的海拔越高，其对应柱体内的密度越低，故会造成高山地区负重力异常值越大的格局.艾黎模型认为(图 2)：在地下存在一个均衡面时，该均衡面以上包括地壳和一部分上地幔盖层，其中的地壳部分是由若干个横截面积相等、且密度也相等(皆为地壳平均密度)，而质量不等的岩石柱体构成的.地表的地形海拔越高，在其对应的岩石柱体中地壳部分所占比例越大，亦即上地幔部分所占比例越小，由于地壳介质密度小于上地幔盖层介质密度，故可导致在越高的地表处会产生越低的重力异常值.同时，Airy引入了“山根”的概念，将高海拔柱体地壳中位于标准地壳厚度以下的部分称为“山根”.

(3)必须提出的两个问题与质疑

第一、模型

尽管这两个模型(Pratt，Airry)分别具有其合理性，并在地球科学与发展历史进程中对重力学的发展起到了重要作用.但确有其不足，因为不论是柱体的横截面积，还是其密度分布，这二者均应为变量，而且实际地球内部地壳与上地幔介质结构、地壳底界以及壳内各层介质属性和展布形态具有差异的，即不论在横向上，还是纵向上都是不均匀的和十分复杂的，由此而引起的重力异常也必是复杂的.

Pratt模型假设地壳中不同的柱体在横向上存在密度差异，这是其优于Airy模型之处.但是，Pratt模型却认为地壳的底面是处于同一深度处的均衡面，这种假设显然并不合理.越来越多的地球物理研究结果表明，在不同构造单元处，其地壳的厚度是存在差异的，甚至有时这种差异还会比较大(张永谦等，2010；张永谦，2013；张永谦等，2013)，如青藏高原地区的地壳厚度可厚达70 km以上，而其东缘的扬子克拉通四川盆地地域的地壳厚度则不到40 km左右，渤海湾却仅27 km左右.

普拉特和艾黎的简化模型是在理想化假设条件下提出的，它们在研究地壳均衡程度时，与实际确存在一定偏差(张永谦等，2013).

第二、山根与反山根

普拉特和艾黎两个模型提出时，均涉及到喜马拉雅造山带及其附近的重力异常场展布.艾黎的“山根”概念，即指在地壳均衡条件下，山有多高、根有多深，即认为山体地带已达地壳均衡，但事实上并非如此！所以必须集成地形起伏、重力异常值和边界场响应的前提下，深化认识和厘定其物质的运动行为及属性.

(4)对这两个论点的重新厘定

第一、可将均衡面以上的地壳介质划分为若干个横截面积不等的柱体，各个柱体的密度在横向和纵向上均不相同，质量亦异.此乃重新厘定的地壳均衡模型(详见张永谦，2013).

第二、实际观测与反演求得的喜马拉雅造山带地区的重力异常展布

重力实际测量数据表明，在喜马拉雅造山带地域并不存在山根(图 3)，地壳厚度为55±5 km，此乃这一地带的正常地壳厚度，故地壳尚未达均衡(滕吉文，2003).

图 3

Fig. 3

图 3 亚东—安多—格尔木地带地壳密度结构(依重力资料)与均衡补偿作用图(孟令顺和高锐，1992)Fig. 3 Crustal density structure and isostatic compensation from gravity data along Yadong—Amdo—Golmud profile(Meng and Gao，1992)

由图 4可见，在加德满都地带均衡重力异常为零，即已达均衡；而在珠穆朗玛峰地带均衡重力异常为+120 mGal，向北为+80 mGal，+40 mGal，而到了雅鲁藏布江附近地带均衡重力异常为零，即已达均衡.这充分说明：由加德满都向北经珠穆朗玛峰、聂拉木、亚东、江孜、日喀则抵雅鲁藏布江之间地域均未达均衡.这里是印度洋板块与欧亚板块，即两陆-陆板块的碰撞、挤压过渡带，深部物质尚在重新分异、调整和运动，喜马拉雅造山带尚在抬升.

图 4

Fig. 4

图 4 喜马拉雅山中心区域的均衡重力异常图(Tang et al.，1981)Fig. 4 Isostatic gravity anomalies in central region of Himalaya Shan(Tang et al.，1981)

(1)全球平均地壳厚度的认识

在全球范围内，不同构造地域，大陆和海洋，造山带与盆地，构造、地震和火山活动等地带地壳厚度变异强烈.由于地壳厚度千差万别，其跨度可由几千米到80 km，其地壳内部层系、岩相、厚薄亦极不均匀.可是纵观全球各地其平均地壳厚度则为35±2 km，而全球地震走时表的制作即以平均地壳厚度 33 km为基准(Lay and Wallace，1995；Herrin，1968).

基于这样的理念，美国地球科学家Arthur Holmas在《Holmes Principles of Physical Geology》中曾提出： 西藏高原地区的地壳为两个各为厚度35 km左右的地壳相加叠置在一起的结果，所以巨厚(Holmas，1978).近年来也有人在一些场合曾提到这一双层地壳叠置的认识.

(2)青藏高原高精度人工源地震深部壳、幔地震探测的结果与判据

自1976年第一次在西藏高原进行水下(羊卓雍错、普莫雍错和纳木错)爆炸激发地震波场，记录来自深部的壳、幔介质结构以及天然地震长周期面波频散反演(图 5a)给出：

①青藏高原地壳巨厚(70±5 km)，并属多层速度结构，依其速度分层表明，它是一个地震波速随深 度增加的正常地壳速度展布成层速度结构(图 5b).

图 5

Fig. 5

图 5 青藏高原岩石圈地震波场速度结构平均模型 (a)地震面波结果(Zhang et al.，2007)；(b)深部地震探测结果(滕吉文等，1996a). Fig. 5 Average model for velocity structure of lithosphere by seismological wave fields in the Tibetan plateau (a)Result by surface waves(Zhang et al.，2007)；(b)Result by DSS(Teng et al.，1996a).

②它与相邻地域各块体的平均地壳厚度差异仅在于，地壳内部各层的厚度大；相同之处则为各层的速度值均相一致.

(3)重新厘定的地壳结构模型：

青藏高原自20世纪70年代至今，不论在高原的北部、南部、东部、西部及腹地曾进行了大量的高精度人工源地震壳、幔深部探测，取得了大量的高分 辨率数据，刻画了高原各地带的精细速度结构(Herrin，1968； Teng，1981；Zhang et al.，2007；Teng et al.，2013，2014).这一系列的实际地震面波和体波观测与反演求得的精细结构(图 5a、b)均证明，青藏高原的地壳巨厚，但决非两个地壳的相加叠置(图 6)，而是一个正常的成层速度结构.基于该区 多年来的几十条人工源地震剖面探测结果给出的该 区平均地壳与上地幔的速度结构分层模型(图 7)表明，其上地壳厚度为20±10 km，V_P=5.9±0.1 km·s^-1； 地壳 低速层厚度为8±2 km，速度为5.7±0.1 km·s^-1； 下地壳厚度为40±10 km，V_P=6.7±0.1 km·s^-1； 上 地幔盖层厚度为30±10 km，V_P=8.1±0.05 km·s^-1； 上地幔软流圈埋深为100±10 km，V_P=7.4±0.1 km·s^-1.

图 6

Fig. 6

图 6 青藏高原两个地壳厚度叠置的假设模型Fig. 6 Assumed model for two superimposed crust forming the Tibetan plateau crust

图 7

Fig. 7

图 7 青藏高原地壳与上地幔平均速度结构分层模型(滕吉文等，2012)Fig. 7 Layering model of average velocity for crust and upper mantle of the Tibetan plateau(Teng et al.，2012)

这表明，青藏高原地壳巨厚为70±5 km，而岩石圈则相对较薄，即为100±10 km. 2.3 雅鲁藏布江是不是印度板块与欧亚板块两陆-陆板块的“缝合带”？

(1)界带、样式与轨迹均尚存在争议！

青藏高原是全球最高和最年轻的高原之一，也是世界上地震活动最为强烈的地震带之一，但它又具有与世界上其他板块碰撞界带不同的特点.他的整体隆升是亚洲乃至全球中、新生代以来极为壮观的地球科学事件，是印度板块与欧亚板块在大约45 Ma以来长期碰撞与挤压的结果.在两个大陆板块的碰撞过程中，是否具有像海洋板块远程效应那样向大陆下面俯冲、消减时所具有的缝合带、其样式是否相一致，一直受到世界上有关研究板块构造人们的关注.也有人认为这一碰撞的边界，即缝合带应为雅鲁藏布江(Chen，1981)，但不确定性极强(包括界带与样式)，因为两陆-陆板块碰撞后产生了极为复杂的构造响应.地壳与地幔物质受到强烈挤压，地壳短缩、增厚，且在碰撞界带地域壳-幔物质间进行着强烈的相互作用和物质与能量的交换，且至今尚在活动(构造运动、地震活动、水热活动和异常的地球物理场特征)，喜马拉雅山体仍继续抬升.

近年来对高原深部的研究在不断深化，并取得了一系列新的进展.但高原隆起的过程及其机制特别是主因和导因至今仍然是一个争论的问题，喜马拉雅造山带陆-陆碰撞的模型在国际上已有不少“版本”，然而它们却均为依据于地表地质构造和某些有限的地球物理场结果进行富有想象力的推论和假设，或是以抽象的或理想化的先验模型进行模拟，而不是依据喜马拉雅造山带及其周边地带的深层过程和深、浅层构造格局及其耦合效应，并通过综合研究而建立的模型.

(2)恒河平原与雅鲁藏布江之间的地球物理场特征

①地壳结构，由南向北，印度洋的地壳厚度为8 km；德干高原为36 km；印度次大陆为40 km；恒河平原为43 km；青藏高原南部(定日—尼泊尔)为55 km(图 8a、d)；青藏高原中部定结—雅鲁藏布江为70~75 km(图 8b、d).青藏高原北部：哈里克套 与措勤地带为50~65 km(图 8c)，柴达木盆地为52 km(Zhang et al.，2011；滕吉文等，2012；Teng et al.，2013；Teng et al.，2014).这表明由印度洋向北地壳 厚度是单调增厚、然后减薄；即由8 km~70 km~52 km，且是以不对称状展布为特征(Teng et al.，1994).

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原，珠穆朗玛峰，恒河平原地带的壳幔结构地震记录与莫霍界面深度图(熊绍柏等，1985，虚线是推断的莫霍界面位置) (a)定日—尼泊尔地区非纵测线记录剖面图；(b)定结—雅鲁藏布江地震记录的剖面图；(c)从雅鲁藏布江到班公湖—怒江缝合线带的地震记录剖面；(d)从珠穆朗玛峰到雅鲁藏布江地带的Moho深度分布图.Fig. 8 Structure of crust and upper mantle，and Moho interface depth of the Tibetan plateau，Qomolangma peak and Gangetic plain(Xiong et al.，1985，Dotted line is the Moho location inferred) (a)Profile of out-of-line record in the Tingri—Nepal region；(b)Seismic record profile from Dinggyê to Yarlung Zangbo River；(c)Seismic record profile from the Yarlung Zangbo River to the Bangong Lake—Nujiang River suture；(d)Moho interface depths from the Qomolangma Peak to the Yarlung Zangbo River.

(3)地球物理边界场响应

①由尼泊尔的加德满都向北经喜马拉雅造山带，北抵雅鲁藏布江为重力不均衡地带：即+120~ 0 mGal(图 4)，在卫星37阶—100阶和2阶—360 阶重力异常图(潘裕生和孙祥儒，1998)上亦显见这里是一个重力场变化的高梯度带(图 9).这一重力异常梯度带变化强烈，其南界为新德里—勒克瑙—达卡，北界为拉萨—改则—喀喇昆仑.由三条走向NW的强梯度带组成，南北宽近500 km，在地理位置上为由恒河平原越过喜马拉雅造山带北抵雅鲁藏布江，即恰为印度洋板块与欧亚板块的碰撞挤压过渡带(Teng，1981)，雅鲁藏布江不是两陆-陆板块碰撞的缝合线.在该重力异常梯度带的东端和西端各有一“团状”重力异常体，此乃喜马拉雅弧形造山带的东西弧顶，即东、西构造结，显见由于它们受到强烈挤压而呈向北运动，并“插入”青藏高原东、西两缘.这便充分表明地壳物质尚在活动，山体仍在升起(注：受到均衡调整力系和两陆-陆板块碰撞、挤压的共同作用).

图 9

Fig. 9

图 9 西藏高原地区37阶—100阶卫星重力异常图(潘裕生等，1998)Fig. 9 37 order—100 order satellite gravity anomaly map in the Tibetan plateau(Pan et al.，1998)

②喜马拉雅造山带南北两侧磁场总强度、垂直强度和磁倾角均为负值，各要素的异常值由南向北逐增，且呈东西向带状展布

③雅鲁藏布江为一界带，这里不仅形成了强烈的航磁异常变化带(150~450 nT)，而在大竹寺附近正、负磁异常值竟差达1300 nT.恒河平原、喜马拉雅造山带均分布有浅源地震、震源深度多为30±10 km，而喜马拉雅造山带与冈底斯的界带呈现出一系列震源深度大于40 km，且有五个地震的震源深度为100±10 km的地震(曾融生等，1998).

④恒河平原—喜马拉雅造山带—雅鲁藏布江为Lg波消失和极弱地带(Wei et al.，1981)，其恒河平原南缘又广为分布有西瓦里克岩系(图 10).

图 10

Fig. 10

图 10 青藏高原及邻区Lg波传播与Lg波能量强度分布特征(Ruzaikin et al.，1977)Fig. 10 Characteristics of Lg wave propagation and energy intensity distribution in the Tibetan plateau and adjacent areas(Ruzaikin et al.，1977)

(4)两陆-陆板块碰撞-挤压界带的重新厘定

基于以上壳、幔结构和地球物理边界场响应可见：

①雅鲁藏布江附近的深、大断裂带确为青藏高原两陆-陆板块碰撞的北部界带

②恒河平原北缘确为两陆-陆板块碰撞的南部界带

③在喜马拉雅弧形造山带的东、西弧顶，即东、 西构造结处为向北插入的强着力点，故地震强烈活动(图 11)，而两构造结之间则为宽达300 km的碰撞-挤压过渡带，而不是一条简单的缝合线(图 11中浅蓝色北北西向狭长地带).它的形成是由于在两陆-陆板块碰撞作用下，深部物质强裂分异、调整并进行着激烈的物质与能量的交换所致.

图 11

Fig. 11

图 11 青藏高原及其邻近地区强烈地震震中分布图(鄢家全等，1980；时振梁等，1982；滕吉文等，1996b)Fig. 11 Distribution of major earthquake epicenters in the Tibetan plateau and adjacent regions(Yan et al.，1980；Shi et al.，1982；Teng et al.，1996b)

自20世纪下叶至今，由于改革开放，在地球科学研究中向世界各国打开了大门.自1980年在北京首次召开了青藏高原国际学术会议后，法、英、加、日、德、美等国家的科学家们与我国在地质、地球化学、地球物理、大气物理等各个学科领域展开了一系列的合作和广泛的深入交流，特别是青藏高原的研究更是引人注目.在历时30多年的合作研究中，取得了重大进展，在国际上发表了相当数量的论文，拓展了各种形式与规模的双边与多边学术研讨会与合作.

然而确有些关键性的、或导向性的科学问题，应予以深化认识和探索，以达正确理解有关的科学问题内涵，并重新厘定新的科学理念！ 3.1 青藏高原腹地深部物质向东逃逸！

(1)高原深部物质向东逃逸的提出与物质的运动轨迹

①提出

80年代Tapponnier和Molnar，曾提出侧向挤出的滑移线场理论(Tapponnier and Molnar，1976；Molnar and Tapponnier，1978；Tapponnier et al，1982)，提出印度次大陆向北运移，两陆-陆板块的会聚率可达40%~60%.通过大量地震走滑断裂的作用，促使高原腹地深部物质向东南方向挤出-即向东或东南逃逸(图 12).显见被挤出的物质是突破了周边地壳结构强烈变异地带(Moho界面幅度差值可达15~20 km).

图 12

Fig. 12

图 12 东亚大陆构造与动力学纲要图(Tapponnier et al.，1982) (a)东亚新生代挤出构造和系列大断层纲要图，箭头上的数字分别代表挤出时段(1~50—20 Ma；2~20—0 Ma)；(b)模型实验结果手绘效果图. 阶段3中可将块体1和2看作是印支地区和华南地块，且裂隙1，1+2和2分别代表中国南海，安达曼海和中国东北. Fig. 12 Schematic map of continental tectonics and dynamics in eastern Asia(Tapponnier et al.，1982) (a)Schematic map of Cenozoic extrusion tectonics and a series of large faults in eastern Asia. Numbers associated with arrows represent extrusion phases(1~50—20 Ma；2~20—0 Ma)；(b)H and drawings of model experiment results，in stage 3，blocks 1 and 2 can be compared to Indochina and southern China，and open gaps 1，1+2，and 2 to South China Sea，Andaman Sea，and northeastern China，respectively.

②东、西构造结的形成与向北运动

由于冈瓦纳古陆解体后，各块体以每年10~15 mm·a^-1的速度向北漂移.在运移进程中首先在西缘的兴都库什碰撞，并以其为轴心，印度次大陆逆时针旋转，然后在东北部与印缅山区相碰撞，故形成了喜马拉雅山系的西、东弧顶，即西、东两个构造结(图 13).

图 13

Fig. 13

图 13 青藏高原盆地-山脉-高原构造系统与物质运动势态图(Wang et al.，2006)Fig. 13 Schematic map of basin-mountain-plateau systems of the Tibetan plateau and material motion situation(Wang et al.，2006)

(2)高原深部物质运动的轨迹分析

①东西构造结的向北运动与应力场

东、西两个构造结好似两个“尖楔”，在两陆-陆板块碰撞、挤压、运动进程中向北(或NNE)直插向青藏高原的西缘和东缘(Teng，1981)，并导致这两个尖点附近地域构造变形、构造活动，地震活动和十分复杂的深层动力过程.由模拟实验可见，欧亚板块的质量(mA)与印度板块的质量(mB)不同，若在受力和加速度相同的条件下，其力系的作用强度会具有差异，而且在碰撞过程中所导致的各物理量变化和构造变形在撞击边界上应最强(图 13).当应力向四周辐射时，首先是青藏高原东北缘直接受到东构造结的驱动，不仅物质向北挤压，而且高原腹地物质会绕过东构造向南运动，西构造结区与此相同.为此，东、西构造结区乃深部物质与能量进行着强烈交换的场所.

②地震分布与理想塑性物质活动网络系统分布.由图 14显见，在受力强度最大的地方，地震、构造运动和变形强度亦最大，且形成了我国陆内强烈地震和构造活动最为集中的地域(图 14)，如东构造结、西构造结、喜马拉雅造山带、四川盆地西北缘、高原东北缘等.这表明深部物质运动是在力系作用下的产物，并充分表明，高原腹地深部物质向东、向西均绕弧顶，即构造结点运动，并受到大型走滑断裂走向和运动方式的制约(图 13、14).

图 14

Fig. 14

图 14 中国大陆与周边地域地震活动与震中位置分布图(中国地震局台网中心供图)Fig. 14 Distribution of earthquake epicenters in China mainl and and surrounding regions(figure courtesy of China Earthquake Networks Center)

③东西构造结地带的应力场分布与轨迹.基于塑性流网络推测的岩石圈下层最大水平应力方向和震源机制解推测的多震层水平压力方向和亚洲地区应力场分布(图 15、16)可见，深部物质不仅向东、转 而向东南运移，同时亦向西北、转而向西南运移，它们均绕东、西弧顶运动，只不过向东绕东构造结运动的物质量要大或远大于西部.

图 15

Fig. 15

图 15 东亚地区应力场分布图(谢富仁等，2011)Fig. 15 Distribution of stress field in eastern Asia(Xie et al.，2011)

图 16

Fig. 16

图 16 亚洲中东部地区最大压应力方向分布图(王绳祖等，2001) 1 ：据塑性流动网络推测的岩石圈下层最大水平压应力方向；2：据震源机制解推测的多震层最大水平压应力方向；3：塑性流动网络系统的驱动边界；H：喜马拉雅弧；T：台湾弧；B：缅甸弧. Fig. 16 Map of maximum compressive stress orientations in central-eastern Asia(Wang et al.，2001) 1：Maximum compressive stress direction in the lower lithosphere according to the plastic flow network；2：Maximum compressive stress direction of seismogenic layers according to focal mechanism solutions；3：Driving boundary of the plastic flow network.H:Himalaya arc.T:Taiwan arc.B: Burma arc.

(3)青藏高原东、西缘的物质运动均必受到两端大型走滑断裂的制约

以东部的阿尔金断裂(NE—SW)，东昆仑断裂(EW)，雁石坪—昌都断裂(NW)，嘉黎断裂(NW)所辖通道为边界，高原腹地壳、幔物质当必东流或转而向东南运移；又如沿西部的西昆仑断裂(NW—EW)、西阿尔金断裂(NEE)，喀喇昆仑断裂带(NW)，而在南北向两陆-陆板块强烈碰撞、挤压下而导致的西部一系列走向近南北的张性构造带的存在亦表明其在东西向强力作用下，亦促使高原深部物质向东和向西运动，并均有着一定的水平向滑移量.GPS速度场测量亦表明，高原腹地大量的深部 物质向东运移，而仍有少量的物质向西运动(图 17).

图 17

Fig. 17

图 17 青藏高原大型走滑断裂构造分布图(许志琴等，2006) 1 ：青藏高原周边克拉通；2：青藏高原；3：早古生代形成的韧性走滑剪切带；4：三叠纪形成的韧性走滑剪切带；5：新生代形成的韧性走滑剪切带；6：走滑断裂；7：逆冲断裂；8：板块挤压运动方向；9：板块挤出运动方向；10：走滑构造形成时代；11：运动速率；走滑断裂： HYF：海源走滑断裂；NQLF：北祁连走滑断裂；SQLF：南祁连南缘走滑断裂；ALTF：阿尔金走滑断裂；EKLF：东昆仑走滑断裂；XSHF：鲜水河走滑断裂；JSJF：金沙江走滑断裂；BGF：班公湖走滑断裂；JLF：嘉黎走滑断裂；KXWF：康西瓦走滑断裂；RRF：红河走滑断裂；KKF：喀喇昆仑走滑断裂；QMF：恰曼走滑断裂；SGF：三盖明衮走滑断裂；逆冲断裂： NQLT ：北祁连逆冲断裂；ANMQT：阿尼玛卿逆冲断裂；MFT：喜马拉雅主前锋逆冲断裂；NALTT：北阿尔金逆冲断裂；WKLT：西昆仑逆冲断裂；LMT：龙门山逆冲断裂；EKLT：东昆仑逆冲断裂；ALT：阿尔金亚地体；BY—SG：巴颜喀拉—松潘甘孜地体；HM：喜马拉雅增生地体；INDB：印度陆块；KL：昆仑断裂；LS：拉萨亚地体；QDM：柴达木地体；QL：祁连地体；QT：羌塘地体；SG：松潘甘孜地体； WKL：西昆仑亚地体；YLZBS：雅鲁藏布江缝合带；YN：云南地体； YZB：扬子陆块；ALSB：阿拉善陆块；TRMB：塔里木陆块.Fig. 17 Map showing large strike-slip structures of the Tibetan plateau(Xu et al.，2006) 1.cratons at peripheries of the Tibetan plateau；2.Tibetan plateau；3.ductile strike-slip shear zone formed in the Early Paleozoic；4：ductile strike-slip shear zone formed in the Triassic；5：ductile strike-slip shear zone formed in the Cenozoic；6：strike-slip fault；7：thrust fault；8：direction of plate compression；9：direction of plate extrusion；10：age of strike-slip structure；11：movement rate；strike-slip faults：HYF：Haiyuan strike-slip fault；NQLF：North Qilian strike-slip fault；SQLF：South Qilian strike-slip fault；ALTF：Altun strike-slip fault；EKLF：East Kunlun strike：slip fault；XSHF：Xianshuihe strike-slip fault；JSJF：Jinshajiang strike-slip fault；BGF：Bangong Co strike-slip fault；JLF：Lhari strike-slip fault；KXWF：Kengxiwar strike-slip fault；RRF：Honghe River strike-slip fault；KKF：Karakorum strike-slip fault；QMF：Qimantag strike-slip fault；SGMGF：Sangai-Minggun strike-slip fault；thrust faults：NQLT：North Qilian thrust；ANMQT：A’nyêmaqên thrust；MFT：main front thrust；NALTT：North Altun thrust；WKLT：West Kunlun thrust；LMT：Longmenshan thrust；EKLT：East Kunlun thrust；ALT：Altun subterrane；BY—SG：Bayan Har—Songpan—Garzê subterrane；HM：Himalaya accretionary terrane；INDB：Indian block；KL：Kunlun faults；LS：Lhasa subterrane；QDM：Qaidam subterrane；QL：Qilian subterrane；QT：Qiangtang subterrane；SG：Songpan—Garzê terrane；WKL：West Kunlun terrane；YLZBS：Yarlung Zangbo suture；YN： Yunnan terrane；YZB：Yangtze block；ALSB：Alxa block；TRMB：Tarim block.

(4)青藏高原腹地深部物质向东、西两侧运动的厘定

①东西两构造结的形成与运动.在两大陆-陆板块碰撞挤压作用下，东西两构造结的两个尖楔向北插入，导致应力峰值区物质向两侧绕构造结运动，并构成了如图 13所示的格局.

②地震应力场与塑性流推断.正如前述，受力最强部位乃地震、形变、构造最为活动的地带，它们反映着深部物质与能量的强烈交换和在大型走滑断裂作用下的水平向运动.

③电木板的应力条纹和应力集中部位清晰表明，物理实验结果也给出了两块体边界处应力最为集中，且向周边辐射造成物质的东、西流展图像(滕吉文等，1996c).

(5)青藏高原腹地深部物质不仅向东流动，同时亦向西运移，但由于受力方式、方向、介质性质和构造环境的差异，东、西部物质的运动量可以不同，其主体为向东、转而向东南运动；而西部不为主体，但却有一部份能量要走“西口”，并由向北西—东西—西南绕西构造结运动(图 13、图 16、图 18).

图 18

Fig. 18

图 18 印度板块与欧亚板块碰撞和两陆-陆板块碰撞挤压过渡带的形成(Teng，1981) En：东构造结；Wn：西构造结；1：印度板块运动方向；2：最大主 压应力方向；3：走滑断层；4：块体运动方向；5：重要断裂；6：两 陆-陆板块碰撞、挤压过渡带.Fig. 18 Collision between Indian plate and Eurasian plate and the tectonic movement and the transition belt of collision and compression of both continental plates(Teng，1981) En：east syntaxis；Wn：west syntaxis；1：direction of motion of Indian plate；2：direction of maximum principal compressive stresses；3：fault slip；4：directon of motion of block；5：major fault；6：the transition belt of collision and compression of both continental plates.

在青藏高原西部，即90°E以西地带分布有一系 列走向近NS的构造带，对他们的性质多人未曾进行过深入的分析，但却一一接受其为裂谷带的这一论点，而却不思考论据.为此必须通过深入的研究后，才能阐明它是否属裂谷系的科学判据.

(1)高原西部裂谷系的提出！

早在1984年便见到一张地质构造图(图 19)，当时未称其为裂谷，而是称为活动构造带(韩同林，1987).在1977、1978年已有人注意到这一系列南北向的构造带分布，亦称其为活动构造(Molnar and Tapponnier，1978；Tapponnier et al.，1981；Tapponnier et al.，1982； 韩同林，1987).近20年来在地质构造、地球物理、矿床等会议上，或文章中则屡屡出现称其 为裂谷，特别是地质学家依据地表构造现象和空中遥感影像推断(Yin，2000；Paul and Jerome，2004；Yang et al.，2009)提出其为裂谷之后，似乎青藏高原西部的南北向构造带已成为典型的裂谷系了！但却未见任何人提出过它为什么是裂谷，又具有哪些必要和充分的条件！

图 19

Fig. 19

图 19 青藏高原南北构造带的分布与属性(雍永源，2012) 1 ：板块聚合带—新生代构造强烈活动带；2：走滑断裂带；3：地堑或断陷盆地；4：弧后洋盆闭合带新生代构造活动带；5：断裂(张性或张-压-张性多期活动断裂)Fig. 19 Distribution and attributes of NS-trending structures in the Tibentan Plateau(Yong，2012) 1：Plate convergence—active Cenozoic tectonic belt；2：Strike-slip fault zone；3：Graben or faulted basin；4：Back-arc ocean basin closure with active Cenozoic tectonic belt；5：Fracture(extensional or mutiperiodic extensional-compressional-extensional fracture)

(2)何谓裂谷？

地球科学发展至今，已有大量的高精度观测和探测数据，对深部已有了可定量化的理解，再也不能依据地表的派生现象，且以点思线、以线推面，即遐想、推断和描述了！而是必须从定义出发，以数学-物理边界条件为约束.

①裂谷：系指深部壳、幔物质在进行着、或已进行过深部物质与能量的强烈交换，软流圈抬升、炽热物质运移、上涌；迫使地壳物质伸展、或较大规模的伸展而形成张性拉伸系；同时在裂谷带两侧，即肩部深大断裂(一般多为正断层)制约下，上地壳或地壳物质拆离下沉，并构成对称或准对称状的“镜像”结构图像(图 20).

图 20

Fig. 20

图 20 次级过程改变岩石圈使其减薄(Kearey et al.，1990；Olsen，1995) (a)次级地幔对流；(b)岩石圈地幔拆沉；(c)地壳底侵/岩浆增生. Fig. 20 Secondary processes modifying the lithosphere in response to lithospheric thinning(Kearey et al.，1990；Olsen，1995) (a)Secondary convection；(b)Mantle lithosphere delamination；(c)Crustal underplating/magmatic accretion.

②裂谷属性：由于裂谷的形成体现了壳、幔物质在力系作用下的运移和动力学响应；当必在裂谷带的轴部和肩部有不同强度和深度较强或强烈地震活动及金属矿产资源的伴随与共生.

应当看到，凡裂谷系均无一例外的可探查明其具有Moho界面及软流圈顶部上隆，壳、幔边界不清晰，如东非裂谷、莱茵地堑、盆山省等.戈里果里裂谷(Gregory Rift)给出了裂谷系形成的深层动力过程全貌(图 21)和它的壳、幔结构及重力布格异常场展布(图 22).图 23给出了东非裂谷，莱茵地堑和盆地山脉省几个典型裂谷带的地震P波速度结构的柱状图，特别是其低速上地幔抬升和Moho界面减薄特征.

图 21

Fig. 21

图 21 戈里果里裂谷的横截面示意图(在海平面下没有垂直放大，Kearey et al.，1990)Fig. 21 Schematic cross-section across the Gregory Rift(no vertical exaggeration below sea level，Kearey et al.，1990)

图 22

Fig. 22

图 22 戈里果里裂谷模型和布格异常(单位：103 kg·m-3，Kearey et al.，1990)Fig. 22 Bouguer anomaly profile and model of the Gregory rift(density in 103 kg·m-3，Kearey et al.，1990)

图 23

Fig. 23

图 23 大陆裂谷区的P波速度结构(Kearey et al.，1990)Fig. 23 P wave velocity structure of continental rift zones(Kearey et al.，1990)

(3)青藏高原西部南北向构造带不是裂谷，而是张性断裂带

①不符合裂谷系的基本准则.以上的分析和事实讨论表明：在印度洋板块与欧亚板块强力碰撞、挤压过程中，由于作用力系的复杂性，介质的不均匀性，则会导致在一些不均匀性较强的较弱岩层的浅表层部分产生由东西向拉张而形成的张性构造带、乃至构造系；由于在这一地带并未发现上地幔热物质的上涌和抬升；亦未见这些构造带的异常活动；亦未见其地震活动的成带性或不同震源深度地震的规律发生；亦未见金属矿产资源沿这些构造带的南北 向有一定规模的展布；且构造带呈断绕状、弯曲状等.

②亚东—拉萨—那曲南北向构造带，从裂谷带的规模及基本定义出发，并在充分理解其壳、幔结构和引发的派生现象，如水热活动、构造活动、地震活动，矿产资源和构造系的属性，其恰处于南北向挤压、东西向拉张规模来看，并位于东西向拉张的轴部，故可能属大陆内部裂谷.至于它的属性、空间结构派生现象与定义的符合度等将另文讨论！

③青藏高原西部走向南北构造带属性的厘定

青藏高原中、西部一系列南北走向的、规模不大的、且断续出现的构造带不具备上述裂谷系的基本属性和构造格局，故不属或当前尚不属裂谷系.它应为在两陆-陆板块强烈碰撞、挤压作用下，走向南北的东西向拉张构造带，即张性构造带.

因为裂谷的形成和发展，必须从壳、幔结构、变形特征、介质属性和运动学行为与轨迹及动力学机制来厘定它，任何地表派生现象的推断或认为都是无济于事的. 3.3 青藏高原的下地壳物质是否会流动！

关于这一问题，已有专文进行了详细论述(滕吉文等，2012；滕吉文和司芗，2013)，这里仅略作说明.

(1)下地壳物质向东运移的问题提出近十多年来中外有大量的地质学家、地球物理学家引以为据，并对于青藏高原存在下地壳物质流动附合，他们的主要论据是：

①假定地壳中存在一低黏滞度的物质，而其上下均为高黏滞度的物质，并设定其黏滞系数，且认为壳、幔边界(Moho)为最低处，即流动量最大的边界(Leigh et al.，1997；Batchelor，2000；Clark and Royden，2000；Flesch et al.，2001；Beaumont et al.，2004；Godin et al.，2006；Klemperer，2006；Bürgmann and Dresen，2008).

②有的天然地震层析成像的反演结果认为，在下地壳局部地域存在有低S波速度物质(Xu et al.，2007)和高导物质(Clark and Royden，2000；Bai et al，2010).

这里应注意到：一是黏滞系数和结构模型不是来自实验室测定岩石样本和实际观测数据的反演结果，而是假定的理想模型或文献中他人在做数值模拟时所采用的数值；二是S波反演仅为利用了长路径传播的、在到达研究区台站下方时为由高速到低速介质中传播的上行波，故并非是高精度数据.这里尚未涉及其参数计算的精度和准确性，以及不知道源函数响应的影响.

(2)基于高精度人工源深部地震探测建立的速度结构模型

多年来在青藏高原完成了24条高精度深部壳、幔结构的人工源地震深部探测，通过高分辨率数据的采集、反演，刻划了精细的壳、幔速度结构(滕吉文等，2012)，提出了高原地域的平均地壳与上地幔的速度结构模型.由该地壳速度模型发现，上地壳中存在一低速层，深度为20±5 km，厚度为8±2 km，速 度为5.8±0.1 km·s^-1；下地壳深度处于30~70 km 之间，厚度为40±10 km，速度为6.7±0.1 km·s^-1，Moho界面深度为70±5 km，速度为6.3±0.1 km·s^-1； 上地幔盖层速度为8.1±0.05 km·s^-1；上地幔软流层深度为100±10 km； 软流层速度为7.4±0.1 km·s^-1.显然，在壳、幔边界与上地幔软流层之间的地幔盖层其速度为随深度递增的高速介质组成，其间不存在任何可使物质运动的滑移面，或软弱层.这与上述所设定的上、下地壳中的黏滞系数和天然地震成像结果所述局部地带的结果完全不相符合.

(3)下地壳物质流动必须具备的边界条件

充分条件：必须在南北向强烈碰撞与挤压力系作用下有近东西向的拉张力系作用.

必要条件：下地壳物质若要流动则必须在其上、下有可使其在力系作用上的物质运动滑移面、或软弱层.

这便表明：青藏高原下地壳不具备物质流动的边界条件.

(4)Moho界面(带)不仅不是助力下地壳物质流动的滑移面(软弱层)，而且是物质流动的阻隔.因为Moho界面(带)被一系列深大断裂所切割，而且产状不一，属性不一，空间格架各异，且起伏变化强烈(图 24).同时高原边界地壳介质和壳、幔边界均较腹地要浅，即向四周减薄，而壳、幔物质若要由低处向高处越过这一边界向东转而向东南运动是一难以越过的边界.

图 24

Fig. 24

图 24 亚东—当雄以西130 km处南北向新吉—塔马—孜松地带扇形地震剖面与Moho界面起伏和深大断裂分布图(重新绘制参考Hirn et al.，1984；滕吉文等，2012)Fig. 24 North-south seismic profile for distributional Moh depth and deep-great faults of Xênkyêr—Tarmar—Zisong area about 130 km west of Yadong—Dangxiong(Redrawn from Hirn et al.，1984；Teng et al.，2012)

(5)重新厘定的物质运动结构

①依据高精度人工源地震深部探测采集的高分辨率数据，反演刻画的精细速度结构和给出的模型表明；青藏高原下地壳物质不具备流动的边界条件.

②依据弹性介质和黏滞性介质，以给定的合理黏滞系数为约束提取初始模型，并进行数值模拟；计算结果证实了下地壳物质在局部地区物质有可能运动，但整体下地壳物质不会产生侧向运移，即构不成通道流(杨辉等，2013；皮娇龙等，2014；Jamieson et al.，2011).

③下地壳物质为麻粒岩相、并在高温高压条件下进行的物理实验结果表明，下地壳不可能流动(金振民实验结果讨论，2014).从地球化学的角度出发认为，麻粒岩相的下地壳是不会产生物质流动.因为给定的黏滞系数，或依地表地质过程和GPS观测推断并设定的黏滞系数进行数值模拟，是不会得到高精度深部地震探测求得的和高分辨率数据采集与刻画的精细速度结构的支持(滕吉文等，2012；滕吉文和司芗，2013).

以上从实际观测、数值模拟、高温高压物理实验和麻粒岩相的地球化学属性等方面的研究均证明，青藏高原的下地壳物质是不会产生侧向流动的，因为它不具备可流动的边界条件和适应的壳、幔结构及其物质属性.

④由于岩石圈在上地幔软流圈上飘曳，其上地幔盖层与软流圈解耦，高原上地壳中又存在着一低速层、亦与上地壳解耦，故在特定力系作用下，并在这一特定边界条件约束下，即上地壳低速层可作为上滑移面，而软流圈顶部可作为下滑移面，这时下地壳和上地幔盖层物质(亦称岩石圈地幔)则可以以这两个滑移面为上下解耦边界产生同步运动(图 7)，而不是下地壳物质在流动. 4 结论

本文在深化研究的基础上，讨论了并重新厘定了20世纪中、下叶以来在青藏高原地球科学研究中 的三大科学问题，即喜马拉雅造山带是不是地壳重力均衡的典范；青藏高原地壳巨厚不是两个地壳的相加叠置；雅鲁藏布江不是印度洋板块与欧亚板块两陆-陆板块碰撞的缝合带.同时又研究了20世纪下叶至今在青藏高原地学研究中的三大科学问题，并在理念上给予了重新厘定，即青藏高原腹地深部物质并非单调向东逃逸；青藏高原西部一系列的南北向构造带不全是裂谷带，而是张性构造带；青藏高原的下地壳物质不会突破减薄的边界阻隔而流动.

青藏高原的这六大地学问题的提出，且在深化理解的前提下，通过观测、实验和数值模拟均给予了 在理念上的重新认识.这便告诉人们一个基本事实，即

(1)地球科学研究必须迅速摆脱依据地面的派生现象或浅表层过程的定性遐想与推断的描述，而是必须逐步向半定量化和量化过渡.以资基于深、浅部物质运移的行为与轨迹给出逼近的响应.

(2)地球科学研究必须从定义出发，并在数学-物理理念指导下，在继承的基点上，进行理性的质疑.在以深层过程为主导、数据为基石、且在集成、追求科学真谛的进程中，深化对地球本体的认识.

(3)任何地学模型或概念必须建立在壳、幔物质物理的、化学的、物质的和能量的动态交换和动力学机制的基点上，并构建以物理与数学、地质学的有机结合、深部与浅部相耦合和静态与动态相结合的运动学和动力学模型.

只有这样才能在大数据的时代促使地球科学在新世纪里跨越发展，并开辟一条地球科学超前思维和创新的征程！