2. 中国科学院青藏高原研究所, 大陆碰撞与高原隆升重点实验室, 北京 100101
2. Key Laboratory of Continental Collision and Plateau Uplift, Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China
外来地体的概念诞生于20世纪70年代(Irwin, 1972; Monger et al., 1972; Coney et al., 1980),指的是地层、构造、古生物等地质特征及其演化历史均与周围其他地体截然不同的地体单元(Irwin, 1972).通过拼贴过程增生至上覆大陆的外来地体通常包括岛弧、洋底高原、无震海岭、海山、微陆块等(Tetreault and Buiter, 2014).地体的面积差距巨大,从小于100 km2的海山到大于1000 km2的微陆块都有分布(Williams and Hatcher, 1982; Van Staal et al., 1998; Yin and Harrison, 2000).正是由于对外来地体的研究,才导致随后几十年关于碰撞造山带地区地体拼贴、大陆增生演化过程的一系列重大认识(Coney et al., 1980; 许志琴等, 2006),极大发展了大陆动力学理论.
大部分碰撞造山带都含有多个外来地体.例如,目前正在进行的青藏高原造山带从北向南依次由祁连、昆仑—柴达木、松潘—甘孜、羌塘及拉萨等地体单元组成,且这些地体从中生代以来就逐渐向北拼贴至亚洲大陆南缘,直至新生代早期印度大陆与拉萨地体的最终碰撞(Yin and Harrison, 2000; 吴福元等, 2008; Zhu et al., 2013).另一个较为典型的是北美西部科迪勒拉造山带,其由大量自晚古生代开始拼贴的地体组成.古生代早期,北美西部为覆盖数千米沉积岩的典型被动大陆边缘(Saleeby, 1983; Whitmeyer and Karlstrom, 2007).随着外来岛弧及洋底高原从石炭—二叠纪陆续拼贴至北美大陆西缘,大洋俯冲/大陆碰撞动力学过程就一直持续至今.相比上述两个面积广泛的造山带,面积明显较小的阿尔卑斯造山带中同样包含外来地体单元,较为显著的是西阿尔卑斯中央轴部Penninic带中的Brianconnais地体(Schmid et al., 2004).这些业已增生至上覆大陆的地体单元如何影响后期的大陆碰撞动力学过程,尤其是当碰撞区域内包含多个热-力学属性存在显著差异的增生地体时,这些地体在大陆汇聚过程中又呈现出何种变形模式,研究得仍较为薄弱.
目前为止的大陆碰撞动力学数值模拟研究中,大多未考虑由外来块体拼贴所造成的大陆岩石圈结构不均一性.在那些包含结构不均一性的研究中,模型的深度普遍较浅,而忽略了岩石圈地幔和软流圈之间的耦合作用,及其对上部地壳变形、热演化的影响.例如,Ellis等(1998)在其初始模型中部设置一强度较低的增生地体,研究造山带中存在的弱增生地体对地壳变形的影响.Beaumont等(2000)利用动力学模拟方法综合探讨了地壳结构不均一性、地表剥蚀、地壳流变强度等多个参数对碰撞造山带浅部变形的制约.Beaumont等(2004)和Jamieson等(2004)研究了大陆碰撞造山带内中下地壳“管道流”的形成机制,以及大陆地壳不均一性对其的制约作用.Culshaw等(2006)和Jamieson等(2007)探讨了两个均由多地体单元组成的大陆岩石圈在碰撞过程中的地体地壳间的耦合作用和构造变形,但这些地体地壳强度设置为从大陆缝合带向两大陆陆内逐渐变弱的规律性变化.Beaumont等(2010)用同样方法在模型中设计了具不同流变强度的下地壳单元,来研究前期地体拼贴导致的地壳强度差异性对后期碰撞造山过程的影响.除此之外,Kelly等(2016)和Li等(2016)虽然考虑了深部软流圈地幔活动对造山带演化影响,但在模型中都仅设置了一个流变强度较低的增生地体,因而限制了这些研究成果在含有多个增生地体的真实大陆碰撞造山带中的进一步应用.
为此,我们在本次研究中,以含“两地体”造山带为代表,通过建立系统的动力学模型试验,来探讨多地体流变结构及其几何形状对大陆汇聚过程中的地体变形行为的制约作用.模型结果显示,大陆汇聚过程中的地体变形模式主要受控于距离主碰撞带最近地体的流变强度及几何宽度,而与远离主碰撞带的地体属性关系较弱.该研究成果对含有多地体结构的碰撞造山带的动力学演化研究提供重要理论支撑.
1 数值模拟方法及模型设计我们使用“I2VIS”程序设计和建立数值模型(Gerya and Yuen, 2003).该程序为有限差分法和质点网格法(Particle-in-cell)的混合算法,具体算法架构及求解方程详见皇甫鹏鹏等(2017).在本数值模拟研究中,初始模型尺寸为5500 km×670 km.模型由四部分组成,左右两端是两稳定大陆,中间部分为两增生地体单元,如图 1a所示.这四部分岩石圈厚度均为120 km,包括35 km厚的大陆地壳和85 km厚的岩石圈地幔,而大陆地壳部分又分为20 km厚的上地壳和15 km厚的下地壳.两端大陆岩石圈的上、下地壳分别采用干石英岩和基性麻粒岩流变参数.由于无论是在伸展环境还是挤压环境下,下地壳流变强度都极大制约着地体岩石圈整体强度及其变形行为,因而在本次研究中强弱地体的差异性主要体现在地体下地壳的流变属性.具体而言,强地体上、下地壳分别用含水石英岩和斜长石表示,而弱地体的上、下地壳则均用含水石英岩表示.岩石圈地幔和软流圈地幔统一采用干橄榄石的流变参数.这四部分岩石圈的流变强度如图 1b所示.所有岩石类型及详细材料参数见表 1和表 2.
模型底边界为渗透性边界:
关于模型的初始热结构,模型顶部为固定温度(0 ℃),大陆岩石圈底边界温度为1300 ℃(Turcotte and Schubert, 2002).两侧大陆初始莫霍面温度设置为400 ℃,而中间两地体的为450 ℃.设定好岩石圈顶、底界面及莫霍面温度后,岩石圈内部的初始温度场则用线性插值方式确定.软流圈温度梯度设置为0.5 ℃/km.
2 模型结果根据两地体强弱结构顺序和地体宽度,我们设计并建立了两组,共32个模型.其中,地体之间的强弱排列顺序,按距离俯冲大陆的近远,分为“强-弱”地体排列和“弱-强”地体排列两组.每组中的强、弱地体又分别设置成4种宽度,分别为200 km、400 km、600 km和800 km.所有模型运行至~30 Ma的演化结果展示于图 2—3.
该组模型结果显示,大陆汇聚过程中的地体变形模式主要受控于距离主碰撞带最近的地体单元的宽度,而较远地体单元的宽度变化对模型结果影响微弱(图 2).按照地体变形行为,可以将模型结果分为以下三类.
2.1.1 靠近主碰撞带地体(强地体)宽度为200km时在该初始条件下,大陆持续汇聚导致强、弱地体完全拆离,最终俯冲大陆直接与远端大陆接触.
碰撞初期,大陆汇聚首先使弱地体近端(左侧)发生强烈挤压变形(图 4a).随后,弱地体跨越强地体,直接与左侧大陆一起俯冲进入软流圈,而强地体被夹持在两者之间(图 4b).最终,位于碰撞区域的强地体被弱地体裹挟进入俯冲带,并下沉到软流圈深度(图 4c).该阶段,两地体地壳均与其岩石圈地幔发生拆离,在碰撞带内发生强烈挤压增厚.在大陆汇聚距离达到~1500 km (~30 Myr)时,地体岩石圈地幔完全拆离进入软流圈,左侧俯冲大陆与右侧远端大陆直接接触(图 4d).同时,碰撞区域内拆离于浅表的地体地壳物质也从之前的挤压状态转换为张拉状态,并向两侧生长.
当强地体宽度增加至400 km或600 km时,碰撞区域内的地体同样表现为完全拆离,但与上述模型不同的是地体俯冲/拆离的极性.
在强地体为中等宽度条件下,大陆汇聚应力可以轻易穿过强地体传递至弱地体的远端,致使地体挤压变形首先聚集在弱地体与远端大陆边界处,并逐渐发展为弱地体向远端大陆之下俯冲(图 5a—5b).弱地体岩石圈地幔的俯冲伴随上覆地壳的拆离、挤压增厚,并促使部分拆离地壳物质增生至左右两侧的强地体和远端大陆之上(图 5b).弱地体岩石圈地幔全部俯冲进入软流圈之后,强地体随之继续向远端大陆之下俯冲.最终,两地体岩石圈地幔完全拆离,进入到上地幔深部,两大陆在碰撞区域之下直接接触.地体地壳部分则几乎全部被剥离,聚集在碰撞区域,并向两侧大陆增生迁移(图 5c—5d).
当强地体宽度增加至800 km时,地体变形行为与前两类模型截然不同.大陆持续汇聚仅导致弱地体拆离,最终两侧大陆同时相向俯冲于留存的强地体地幔之下.
在这种情况下,大陆碰撞的远程效应穿越强地体至弱地体的近端,致使挤压形变主要集中于强、弱地体边界处,并逐渐演化为弱地体向强地体之下俯冲(图 6a).弱地体岩石圈地幔俯冲的同时,其上覆地壳物质被剥离留在浅表,发生强烈缩短增厚,且向其临近的强地体和远端大陆迁移增生(图 6b).弱地体完全俯冲后,远端大陆随之开始俯冲(图 6c).剥离于浅表的弱地体地壳物质则进一步向强地体迁移,从而在强地体远端形成“双下地壳”结构.最终,在大陆汇聚距离达到~2000 km (~40 Myr)时,左侧大陆和远端大陆一起向留存于碰撞区域内的地体岩石圈地幔之下俯冲.在正浮力作用下,俯冲地壳物质逐渐从板片脱离,向上迁移,强烈扰动两板片之间的地幔楔内部对流场和温度场,同时造成残留地体岩石圈地幔底部的减薄和破坏(图 6d).
该组模型结果同样表明,大陆汇聚过程中的地体变形模式仍主要受控于靠近主碰撞带一侧的地体宽度,而远端地体的宽度变化对模型结果的影响微弱(图 3).根据地体变形行为,可以将模型结果分为以下三种类型.
2.2.1 靠近主碰撞带地体(弱地体)宽度为200 km时当靠近主碰撞带一侧的地体宽度仅为200 km时,模型结果与上一组模型中的靠近俯冲带地体宽度同样为200 km的结果相类似,均表现为两地体岩石圈地幔的完全拆离.
大陆碰撞首先造成弱地体和强地体近端的强烈挤压变形(图 7a).随后,强地体本身易于应力传递的属性,促使其向远端大陆之下俯冲,并最终导致两地体岩石圈地幔的完全拆离(图 7b—7c).两地体地壳物质大部分被剥离于碰撞区域内,并显著增厚.随着大陆持续汇聚,左侧大陆直接俯冲于远端大陆之下,而其上地壳物质则在俯冲过程中被逐渐剥离堆积于浅表,形成宽广的造山楔(图 7d).另外,俯冲大陆地壳物质的大规模折返至造山带浅部,并向两侧扩展.
当弱地体宽度增加至400 km时,两地体变形首先表现为弱地体和左侧大陆的双向俯冲,然后是两地体岩石圈地幔的完全拆沉.
大陆碰撞造成弱地体强烈变形,弱地体与左侧大陆一起俯冲(图 8a—8b).大陆汇聚的持续进行,一方面促使弱地体与左侧大陆进一步俯冲,另一方面大陆碰撞远程效应也逐渐导致强地体向远端大陆之下俯冲(图 8c).同时,地体地壳物质被剥离于碰撞区域,发生显著缩短增厚.随着两地体岩石圈地幔的整体拆离,两侧大陆直接碰撞(图 8d).最终,两大陆共同俯冲及上地壳物质的拆离折返,导致褶皱逆冲带及前陆盆地在造山带两侧对称式发育.
当弱地体宽度增加至600 km或800 km时,与上一组模型中的靠近主碰撞带地体宽度为800 km的模型结果相类似,大陆碰撞初期均表现为弱地体向强地体之下的俯冲.不同的是,强地体在造山过程中的命运:前者保留在造山带中,而后者则随左侧大陆一起俯冲进入到软流圈.
碰撞初始,大陆汇聚所产生的挤压应力不仅造成弱地体近端的强烈变形(地体前缘强烈挠曲),也造成弱地体远端在两地体边界处的挤压变形,并进一步演化为弱地体向强地体之下的陆内俯冲(图 9a).弱地体岩石圈地幔的俯冲,同时伴随着其上覆地壳物质的拆离,使得拆离地壳物质向强地体之上迁移(图 9b).弱地体完全俯冲拆离之后,左侧俯冲大陆与强地体碰撞接触,并逐渐转变为左侧大陆和强地体的共同俯冲(图 9c—9d).
大部分造山带都包含一个或多个外来地体单元,但在前人关于大陆碰撞相关的计算动力学研究中,鲜有考虑前期地体拼贴对后期大陆碰撞动力学过程的影响.其中,Kelly等(2016)和Li等(2016)较为系统地研究了单个增生地体在造山过程中的变形/拆离行为;Chen等(2017)进一步研究了具不同强度的上覆岩石圈(地体)对后期碰撞模式及地貌演化的影响.Huangfu等(2018)则首次探讨双地体的几何、流变及密度属性,对造山带壳幔结构演化的影响,并将模型结果应用到喜马拉雅—青藏高原造山带沿走向壳幔结构差异性机制问题.但是,在该研究中仅考虑了适用于青藏高原的“强-弱”地体排列的模型设置,而没有考虑可能同样普遍存在的“弱-强”地体排列设置.因此,作为Huangfu等(2018)工作的进一步补充和深化,本研究考虑了两地体设置的两种典型类型,以此探讨和总结“双地体”结构下,大陆碰撞过程中可能出现的地体变形行为及相应的造山带演化模式.
模拟结果表明,在“双地体”条件下,无论两地体的几何宽度和流变结构如何设置,地体最终的变形/拆离模式主要受控于靠近主碰撞带侧的地体属性.按照距离主碰撞带近远关系将地体设置为“强-弱”地体排列时,根据模型结果可以将地体变形模式分为如下三种类型.当强地体较窄时(~200 km),其在造山带变形演化中的作用被削减;取而代之的是,弱地体直接跨越强地体与左侧大陆一起俯冲,而强地体在碰撞后期被卷入俯冲带,到达软流圈深度(图 10a).当强地体具中等宽度时(400~600 km),大陆碰撞的远程效应能轻易传递至弱地体远端,导致弱地体和相邻强地体依次向远端大陆之下俯冲,最终俯冲大陆和远端大陆直接碰撞接触(图 10a).与以上两类情况截然不同的是,当强地体较宽时(~800 km),大陆汇聚优先致使弱地体向强地体之下俯冲,然后远端大陆也随之俯冲于强地体之下,并与左侧大陆一起,形成两大陆相向俯冲于残留地体的壳幔结构(图 10a).
如果将两地体设置为“弱-强”地体排列,根据模型结果同样可以将地体变形模式分为如下三种类型.当弱地体较窄时(~200 km),与上一组情况相类似,该窄地体在造山演化中的作用被削弱,大陆汇聚应力直接导致较远处的强地体向远端大陆之下俯冲.最终,两地体岩石圈地幔拆离后,两侧大陆直接碰撞(图 10b).当弱地体宽度增加至400 km时,弱地体首先与左侧大陆一起俯冲,然后相邻强地体也随之一起俯冲进入软流圈;两地体岩石圈地幔完全拆离之后,左右两侧大陆直接碰撞(图 10b).当弱地体较宽时(不小于600 km),大陆持续汇聚首先致使弱地体向强地体之下俯冲,然后强地体与左侧大陆一起俯冲(图 10b).
需要注意的是,上述这六种地体变形模式中,无论是强地体还是弱地体发生拆离,向下进入软流圈中的主要都是其岩石圈地幔部分,而大部分地壳物质则被剥离、堆积,留在造山带.这也是地质历史时期那些中-古生代,甚至更为久远的前寒武古老造山带仍能保留地体拼贴证据的主要原因.
3.2 造山带中地体间的俯冲极性地体拼贴形成的缝合带,作为软弱带,通常会在后期大陆汇聚过程中重新活化,从而诱发陆内俯冲、地体拆沉等显著动力学事件.例如,前人研究揭示,青藏高原的“多地体”流变结构和地体间的俯冲行为,显著影响碰撞区域岩石圈壳幔结构演化和岩浆活动的时空分布等(Tapponnier et al., 2001; 侯增谦等, 2006; 莫宣学和潘桂棠, 2006; Li et al., 2015).因此,探讨总结造山带中地体之间的变形行为及俯冲极性,对深入理解造山带动力学演化过程具有重要意义.
本文模型试验结果显示,当靠近主碰撞带的地体宽度较小时,该地体在造山带演化过程中的作用被削减,从而表现出类似于与远端地体相一致的单地体变形行为.因此,本节仅考虑靠近主碰撞带地体宽度大于200 km的情况.对于这一类含双地体的造山带而言,地体间的相互俯冲仅发生在靠近主碰撞带的地体较宽的情况下(≥ 600 km),且均表现为弱地体向相对强地体之下的俯冲,如图 6和图 9所示.
当靠近主碰撞带地体为中等宽度时(~400 km),两地体之间很难发生相互俯冲,从而表现出类似于单一地体行为(连续俯冲、拆沉).但是,地体向大陆之下俯冲的极性则取决于两地体中流变强度较低的地体的位置,并总是表现为较弱地体向临近大陆之下(或同时)俯冲.如果弱地体靠近远端大陆,大陆汇聚应力导致弱、强地体依次向远端大陆下俯冲,直至两地体岩石圈地幔完全拆离(图 5).如果相对较弱地体靠近主碰撞带,则弱地体首先与俯冲大陆一起形成双俯冲模式.随着弱地体俯冲完毕后,相邻强地体继续俯冲,最终两地体全部俯冲拆离,并形成两大陆相向俯冲的对称式壳幔结构(图 8).
尽管本数值模拟工作探讨的是含“两地体”造山带中地体变形行为,但是模型结果仍然可以应用到含多个地体的碰撞造山带中.以目前正在活动的青藏高原造山带为例,多位学者提出,新生代早期印藏碰撞导致拉萨—羌塘地体之间的陆内俯冲,但对于其俯冲极性问题目前仍存在很大争议.Ding等(2003, 2007)根据羌塘南部始新世—渐新世岩浆岩及捕虏体岩石地化特征推断,印藏碰撞开始后不久,班公湖—怒江缝合带的再活化诱使拉萨地体向羌塘地体之下俯冲,引发这一期钙碱性岩浆活动.而Tapponnier等(2001)则依据缝合带区域构造变形认为是羌塘地体向拉萨地体之下的俯冲.但从计算动力学的角度分析,这两地体之间的俯冲极性主要取决于两地体流变强度的大小关系:总是强度小的地体向强度大的地体之下俯冲.因此,判断这两个地体间的相对流变强度大小为揭示两者的俯冲极性提供重要启示,这也是我们下阶段将要重点研究的工作.
由于缺乏印藏碰撞之初的各地体的地壳结构及温度场的详实资料,目前很难定量化分析青藏高原各地体之间的相对强弱关系.但是,根据地体古-中生代动力学演化历史及地层结构,我们仍可以对青藏高原地体强度结构进行一级近似划分(滕吉文等, 1996; Yin and Harrison, 2000; Gehrels et al., 2011; Zhu et al., 2013; Wu et al., 2016).具体来说,拉萨和羌塘地体在中生代大部分时期都位于冈瓦纳大陆北缘,直至古生代晚期或中生代早期依次裂解形成地体单元(Metcalfe, 1996; Yin and Harrison, 2000; Baxter et al., 2009; Gehrels et al., 2011; 王劲铸, 2013).两个地体都含前寒武结晶基底,其上覆盖泛非期变质岩、岩浆岩以及古生代海相地层(Dewey et al., 1988; Zhu et al., 2013; 董昕等, 2013).而金沙江缝合带以北区域,尤其是青藏东北缘地区,存在多条缝合带(Yin et al., 2007; Song et al., 2014; Wu et al., 2016; Zuza et al., 2017),且研究表明该地区从新元古代以来经历了包含大洋俯冲、陆陆/弧陆碰撞、造山带裂解及大洋扩张在内的多次威尔逊循环(Yin and Harrison, 2000; 宋述光等, 2009; Song et al., 2014; Wu et al., 2016).再结合松潘—甘孜地体及周缘地区覆盖的巨厚三叠纪复理石沉积和东北缘广泛发育的逆冲断层(Yin and Harrison, 2000; 杨文采等, 2008; Li et al., 2015),我们认为金沙江缝合带以北的地体单元明显比南部的拉萨和羌塘地体具有更小的流变强度.所以,总的来说,可以将组成青藏高原的主要地体单元一级近似为“南强北弱”的双地体结构.
根据本文模型试验结果,如果将两地体结构设置为“强-弱”地体排列时,两地体在大陆汇聚过程中的变形行为则主要受控于靠近主碰撞带的强地体宽度.在强地体宽度较小时,两地体趋于完全拆离,最终俯冲大陆和远端大陆直接碰撞接触,形成类似于青藏高原西部的深部岩石圈结构(印度大陆岩石圈水平垫置于高原之下,并向北延伸至塔里木盆地南缘)(Zhao et al., 2010).而当强地体较宽时,仅弱地体拆离,最终两侧大陆一起俯冲于强地体地幔之下.这种复杂的两大陆相向俯冲结构与由地球物理观测资料所揭示出的现今青藏高原中部的岩石圈结构相类似(赵文津等, 1996; 曾融生等, 2000; Li et al., 2008; Zhao et al., 2010; Ye et al., 2015).另外,拉萨和羌塘地体现今“西窄中宽”的几何形态也同样佐证了这两类可能的动力学过程.
4 结论本文通过二维计算地球动力学数值模拟方法,系统探讨并总结了含“两地体”造山带在大陆持续汇聚过程中的地体变形行为及拆离模式,主要结论如下:
(1) 地体在造山带中的变形行为主要受控于靠近主碰撞带侧地体的流变属性和几何宽度.
(2) 如果两地体顺序呈“强-弱”地体排列时,窄的强地体在大陆汇聚过程中的作用被削弱;中等宽度强地体随弱地体依次拆离于远端大陆之下;宽的强地体则首先使弱地体向其下俯冲,随后两侧大陆共同俯冲于残留地体之下.
(3) 如果两地体呈“弱-强”地体排列时,窄的弱地体同样在大陆汇聚过程中的作用被削弱;中等宽度的弱地体会与相邻强地体依次俯冲进入软流圈;宽的弱地体则首先向强地体下俯冲,然后强地体再与俯冲大陆一并俯冲.
(4) 大陆碰撞造山带中,地体之间的相互俯冲仅发生在靠近主碰撞带侧地体较宽的情况下,且总是弱地体向相对较强的地体之下俯冲.
致谢 感谢审稿专家在论文评审过程中提出的宝贵意见和建议!
Baxter A T, Aitchison J C, Zyabrev S V. 2009. Radiolarian age constraints on Mesotethyan ocean evolution, and their implications for development of the Bangong-Nujiang suture, Tibet. Journal of the Geological Society, 166(4): 689-694. DOI:10.1144/0016-76492008-128 |
Beaumont C, Muoz J A, Hamilton J, et al. 2000. Factors controlling the Alpine evolution of the central Pyrenees inferred from a comparison of observations and geodynamical models. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 105(B4): 8121-8145. DOI:10.1029/1999JB900390 |
Beaumont C, Jamieson R A, Nguyen M H, et al. 2004. Crustal channel flows:1. Numerical models with applications to the tectonics of the Himalayan-Tibetan orogen. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 109(B6): B06406. DOI:10.1029/2003JB002809 |
Beaumont C, Jamieson R, Nguyen M. 2010. Models of large, hot orogens containing a collage of reworked and accreted terranes. Canadian Journal of Earth Sciences, 47(4): 485-515. DOI:10.1139/E10-002 |
Bittner D, Schmeling H. 1995. Numerical modelling of melting processes and induced diapirism in the lower crust. Geophysical Journal International, 123(1): 59-70. DOI:10.1111/gji.1995.123.issue-1 |
Chen L, Capitanio F A, Liu L, et al. 2017. Crustal rheology controls on the Tibetan plateau formation during India-Asia convergence. Nature Communications, 8: 15992. DOI:10.1038/ncomms15992 |
Clauser C, Huenges E. 1995. Thermal conductivity of rocks and minerals.//Ahrens T J ed. Rock Physics & Phase Relations:A Handbook of Physical Constants, Volume 3. Washington D C:AGU Reference Shelf, 3:105-126. http://d.old.wanfangdata.com.cn/OAPaper/oai_doaj-articles_e2ce5dab39806e7267488f0fc84ec3d7
|
Coney P J, Jones D L, Monger J W H. 1980. Cordilleran suspect terranes. Nature, 288(5789): 329-333. DOI:10.1038/288329a0 |
Culshaw N G, Beaumont C, Jamieson R A. 2006. The orogenic superstructure-infrastructure concept:Revisited, quantified, and revived. Geology, 34(9): 733-736. DOI:10.1130/G22793.1 |
Dewey J F, Shackleton R M, Chengfa C, et al. 1988. The tectonic evolution of the Tibetan Plateau. Philosophical Transactions of the Royal Society A, Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 327(1594): 379-413. DOI:10.1098/rsta.1988.0135 |
Ding L, Kapp P, Zhong D L, et al. 2003. Cenozoic volcanism in Tibet:Evidence for a transition from oceanic to continental subduction. Journal of Petrology, 44(10): 1833-1865. DOI:10.1093/petrology/egg061 |
Ding L, Kapp P, Yue Y H, et al. 2007. Postcollisional calc-alkaline lavas and xenoliths from the southern Qiangtang terrane, central Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 254(1-2): 28-38. DOI:10.1016/j.epsl.2006.11.019 |
Dong X, Zhang Z M, Xiang H, et al. 2013. Metamorphism and dynamics of the Lhasa terrane, South Tibet. Acta Geoscientia Sinica (in Chinese), 34(3): 257-262. |
Ellis S, Beaumont C, Jamieson R A, et al. 1998. Continental collision including a weak zone:The vise model and its application to the Newfoundland Appalachians. Canadian Journal of Earth Sciences, 35(11): 1323-1346. DOI:10.1139/e97-100 |
Gehrels G, Kapp P, DeCelles P, et al. 2011. Detrital zircon geochronology of pre-Tertiary strata in the Tibetan-Himalayan orogen. Tectonics, 30(5): TC5016. DOI:10.1029/2011TC002868 |
Gerya T V, Yuen D A. 2003. Rayleigh-Taylor instabilities from hydration and melting propel 'cold plumes' at subduction zones. Earth and Planetary Science Letters, 212(1-2): 47-62. DOI:10.1016/S0012-821X(03)00265-6 |
Green D H, Ringwood A E. 1967. An experimental investigation of the gabbro to eclogite transformation and its petrological applications. Geochimica et Cosmochimica Acta, 31(5): 767-833. DOI:10.1016/S0016-7037(67)80031-0 |
Hermann J. 2002. Experimental constraints on phase relations in subducted continental crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(2): 219-235. DOI:10.1007/s00410-001-0336-3 |
Hou Z Q, Mo X X, Gao Y F, et al. 2006. Early processes and tectonic model for the Indian-Asian continental collision:Evidence from the Cenozoic Gangdese igneous rocks in Tibet. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 80(9): 1233-1248. |
Huangfu P P, Wang Y J, Fan W M, et al. 2017. Dynamics of unstable continental subduction:Insights from numerical modeling. Science China Earth Sciences, 60(2): 218-234. DOI:10.1007/s11430-016-5014-6 |
Huangfu P P, Li Z H, Gerya T, et al. 2018. Multi-terrane structure controls the contrasting lithospheric evolution beneath the western and central-eastern Tibetan plateau. Nature Communications, 9(1): 3780. DOI:10.1038/s41467-018-06233-x |
Irwin W P. 1972. Terranes of the western Paleozoic and Triassic belt in the southern Klamath Mountains, California. US Geological Survey Professional Papers, 800-C: C103-C111.
|
Jamieson R A, Beaumont C, Medvedev S, et al. 2004. Crustal channel flows:2. Numerical models with implications for metamorphism in the Himalayan-Tibetan orogen. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 109(B6): B06407. DOI:10.1029/2003JB002811 |
Jamieson R A, Beaumont C, Nguyen M H, et al. 2007. Synconvergent ductile flow in variable-strength continental crust:Numerical models with application to the western Grenville orogen. Tectonics, 26(5): TC5005. DOI:10.1029/2006TC002036 |
Ji S C, Zhao P L. 1993. Flow laws of multiphase rocks calculated from experimental-data on the constituent phases. Earth and Planetary Science Letters, 117(1-2): 181-187. DOI:10.1016/0012-821X(93)90125-S |
Kelly S, Butler J P, Beaumont C. 2016. Continental collision with a sandwiched accreted terrane:Insights into Himalayan-Tibetan lithospheric mantle tectonics?. Earth and Planetary Science Letters, 455: 176-195. DOI:10.1016/j.epsl.2016.08.039 |
Kirby S H, Kronenberg A K. 1987. Rheology of the lithosphere:Selected topics. Reviews of Geophysics, 25(6): 1219-1244. DOI:10.1029/RG025i006p01219 |
Li C, Van Der Hilst R D, Meltzer A S, et al. 2008. Subduction of the Indian lithosphere beneath the Tibetan Plateau and Burma. Earth and Planetary Science Letters, 274(1-2): 157-168. DOI:10.1016/j.epsl.2008.07.016 |
Li Y L, Wang C S, Dai J G, et al. 2015. Propagation of the deformation and growth of the Tibetan-Himalayan orogen:A review. Earth-Science Reviews, 143: 36-61. DOI:10.1016/j.earscirev.2015.01.001 |
Li Z H, Liu M, Gerya T. 2016. Lithosphere delamination in continental collisional orogens:A systematic numerical study. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 121(7): 5186-5211. DOI:10.1002/2016JB013106 |
Metcalfe I. 1996. Gondwanaland dispersion, Asian accretion and evolution of eastern Tethys. Australian Journal of Earth Sciences, 43(6): 605-623. DOI:10.1080/08120099608728282 |
Mo X X, Pan G T. 2006. From the Tethys to the formation of the Qinghai-Tibet Plateau:Constrained by tectono-magmatic events. Earth Science Frontiers (in Chinese), 13(6): 43-51. |
Monger J W H, Souther J G, Gabrielse H. 1972. Evolution of the Canadian Cordillera; a plate-tectonic model. American Journal of Science, 272(7): 577-602. DOI:10.2475/ajs.272.7.577 |
Ranalli G, Murphy D C. 1987. Rheological stratification of the lithosphere. Tectonophysics, 132(4): 281-295. DOI:10.1016/0040-1951(87)90348-9 |
Ranalli G. 1995. Rheology of the Earth. London: Chapman and Hall.
|
Saleeby J B. 1983. Accretionary tectonics of the North American cordillera. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 11(1): 45-73. DOI:10.1146/annurev.ea.11.050183.000401 |
Schmid S M, Fügenschuh B, Kissling E, et al. 2004. Tectonic map and overall architecture of the Alpine orogen. Eclogae Geologicae Helvetiae, 97(1): 93-117. DOI:10.1007/s00015-004-1113-x |
Song S G, Niu Y L, Zhang L F, et al. 2009. Time constraints on orogenesis from oceanic subtraction to continental subduction, collision, and exhumation:An example from North Qilian and North Qaidam HP-UHP belts. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 25(9): 2067-2077. |
Song S G, Niu Y L, Su L, et al. 2014. Continental orogenesis from ocean subduction, continent collision/subduction, to orogen collapse, and orogen recycling:The example of the North Qaidam UHPM belt, NW China. Earth-Science Reviews, 129: 59-84. DOI:10.1016/j.earscirev.2013.11.010 |
Tapponnier P, Xu Z Q, Roger F, et al. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau. Science, 294(5547): 1671-1677. DOI:10.1126/science.105978 |
Teng J W, Zhang Z J, Yang D H, et al. 1996. The study of geophysical criterion for dividing terranes in Qinghai-Xizang Plateau. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 39(5): 629-641. |
Tetreault J L, Buiter S J H. 2014. Future accreted terranes:A compilation of island arcs, oceanic plateaus, submarine ridges, seamounts, and continental fragments. Solid Earth, 5(2): 1243-1275. DOI:10.5194/se-5-1243-2014 |
Turcotte D L, Schubert G. 2002. Geodynamics. New York: Cambridge University Press.
|
Van Staal C, Dewey J, Mac Niocaill C, et al. 1998. The Cambrian-Silurian tectonic evolution of the northern Appalachians and British Caledonides:History of a complex, west and southwest Pacific-type segment of iapetus. Geological Society, London, Special Publications, 143(1): 197-242. DOI:10.1144/GSL.SP.1998.143.01.17 |
Wang J Z. 2013. Composition and analysis of the tectonic deformation of mélange belt in Zhongba area, Tibet[Master's thesis] (in Chinese). Beijing: China University of Geosciences.
|
Whitmeyer S J, Karlstrom K E. 2007. Tectonic model for the Proterozoic growth of North America. Geosphere, 3(4): 220-259. DOI:10.1130/GES00055.1 |
Williams H, Hatcher R D Jr. 1982. Suspect terranes and accretionary history of the Appalachian orogen. Geology, 10(10): 530-536. DOI:10.1130/0091-7613(1982)10<530:STAAHO>2.0.CO;2 |
Wu C, Yin A, Zuza A V, et al. 2016. Pre-Cenozoic geologic history of the central and northern Tibetan Plateau and the role of Wilson cycles in constructing the Tethyan orogenic system. Lithosphere, 8(3): 254-292. DOI:10.1130/L494.1 |
Wu F Y, Huang B C, Ye K, et al. 2008. Collapsed Himalayan-Tibetan orogen and the rising Tibetan Plateau. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 24(1): 1-30. |
Xu Z Q, Yang J S, Li H B, et al. 2006. The Qinghai-Tibet plateau and continental dynamics:A review on terrain tectonics, collisional orogenesis, and processes and mechanisms for the rise of the plateau. Geology in China (in Chinese), 33(2): 221-238. |
Yang W C, Song H B, Yang W Y. 2008. Crustal structure and evolution of the Sichuan-Gansu-Qinghai flysch basin. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 82(9): 1169-1177. |
Ye Z, Gao R, Li Q S, et al. 2015. Seismic evidence for the North China plate underthrusting beneath northeastern Tibet and its implications for plateau growth. Earth and Planetary Science Letters, 426: 109-117. DOI:10.1016/j.epsl.2015.06.024 |
Yin A, Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 28(1): 211-280. DOI:10.1146/annurev.earth.28.1.211 |
Yin A, Manning C E, Lovera O, et al. 2007. Early paleozoic tectonic and thermomechanical evolution of ultrahigh-pressure (UHP) metamorphic rocks in the northern Tibetan plateau, northwest China. International Geology Review, 49(8): 681-716. DOI:10.2747/0020-6814.49.8.681 |
Zeng R S, Ding Z F, Wu Q J, et al. 2000. Seismological evidences for the multiple incomplete crustal subductions in Himalaya and southern Tibet. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 43(6): 780-797. |
Zhao J M, Yuan X H, Liu H B, et al. 2010. The boundary between the Indian and Asian tectonic plates below Tibet. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 107(25): 11229-11233. DOI:10.1073/pnas.1001921107 |
Zhao W J, Nelson K D, Che J K, et al. 1996. Deep seismic reflection in Himalaya region reveals the complexity of the crust and upper mantle structure. Chinese Journal of Geophysics (Acta Geophysica Sinica) (in Chinese), 39(5): 615-628. |
Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, et al. 2013. The origin and pre-Cenozoic evolution of the Tibetan Plateau. Gondwana Research, 23(4): 1429-1454. DOI:10.1016/j.gr.2012.02.002 |
Zuza A V, Wu C, Reith R C, et al. 2017. Tectonic evolution of the Qilian Shan:An early Paleozoic orogen reactivated in the Cenozoic. GSA Bulletin, 130(5-6): 881-925. |
董昕, 张泽明, 向华, 等. 2013. 青藏高原南部拉萨地体的变质作用与动力学. 地球学报, 34(3): 257-262. |
侯增谦, 莫宣学, 高永丰, 等. 2006. 印度大陆与亚洲大陆早期碰撞过程与动力学模型——来自西藏冈底斯新生代火成岩证据. 地质学报, 80(9): 1233-1248. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2006.09.001 |
皇甫鹏鹏, 王岳军, 范蔚茗, 等. 2017. 大陆不稳定俯冲的动力学研究. 中国科学:地球科学, 47(2): 135-153. |
莫宣学, 潘桂棠. 2006. 从特提斯到青藏高原形成:构造-岩浆事件的约束. 地学前缘, 13(6): 43-51. DOI:10.3321/j.issn:1005-2321.2006.06.007 |
宋述光, 牛耀龄, 张立飞, 等. 2009. 大陆造山运动:从大洋俯冲到大陆俯冲、碰撞、折返的时限——以北祁连山、柴北缘为例. 岩石学报, 25(9): 2067-2077. |
滕吉文, 张中杰, 杨顶辉, 等. 1996. 青藏高原地体划分的地球物理标志研究. 地球物理学报, 39(5): 629-641. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1996.05.006 |
王劲铸. 2013.西藏仲巴地区混杂岩带的组成与构造变形分析[硕士论文].北京: 中国地质大学.
|
吴福元, 黄宝春, 叶凯, 等. 2008. 青藏高原造山带的垮塌与高原隆升. 岩石学报, 24(1): 1-30. |
许志琴, 杨经绥, 李海兵, 等. 2006. 青藏高原与大陆动力学——地体拼合、碰撞造山及高原隆升的深部驱动力. 中国地质, 33(2): 221-238. |
杨文采, 宋海斌, 杨午阳. 2008. 川甘青复理石盆地地壳结构与演化. 地质学报, 82(9): 1169-1177. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2008.09.002 |
曾融生, 丁志峰, 吴庆举, 等. 2000. 喜马拉雅及南藏的地壳俯冲带——地震学证据. 地球物理学报, 43(6): 780-797. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2000.06.007 |
赵文津, Nelson K D, 车敬凯, 等. 1996. 深反射地震揭示喜马拉雅地区地壳上地幔的复杂结构. 地球物理学报, 39(5): 615-628. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1996.05.005 |