为何塔里木盆地独立于青藏高原整体变形之外而柴达木盆地却并入其中？

裴旭， 皇甫鹏鹏， 李忠海， 石耀霖

中国科学院大学地球与行星科学学院， 计算地球动力学重点实验室， 北京 100049

0 引言

印度—欧亚大陆碰撞导致青藏高原发生显著变形和剧烈隆升，且向周缘扩展(Molnar and Tapponnier，1975；Yin and Harrison，2000；Tapponnier et al.，2001；许志琴等，2011；Wang et al.，2014；Li et al.，2015；Kapp and DeCelles，2019).当高原变形遇到盆地或者克拉通块体的阻挡，则形成环青藏高原盆山体系(高锐等，2002；贾承造，2009；贾承造等，2013；宋晓东等，2015)；该盆山体系与青藏高原共同控制着我国西部新生代构造变形(图1)，其形成不仅受控于印度—欧亚碰撞的动力学背景，还受拼贴块体的基底结构和物性的影响(Huangfu et al.，2018；皇甫鹏鹏等，2019).具有低温热结构和较高岩石圈强度的塔里木盆地和柴达木盆地(Wang，2001；刘绍文等，2006，2008，2017；Sun et al.，2013；孙玉军等，2013；汪洋和程素华，2013；宋晓东等，2015)，对青藏高原向北扩展具有阻挡作用，导致盆地周缘出现造山隆升，而盆地本身发生下插(Métivier et al.，1998；Chen et al.，1999；Yin et al.，2007，2008a，b；宋晓东等，2015).

汤良杰等(1999，2004)的研究认为塔里木盆地是在震旦纪开始裂解的塔里木板块，而柴达木盆地此时还是一系列未拼贴的小型克拉通群.自震旦纪至今，这两盆地经历三个一级构造旋回：即震旦纪-中泥盆纪开合旋回，晚泥盆纪-三叠纪开合旋回和侏罗纪-第四纪构造旋回.这三个旋回过程可能主要与古亚洲洋和特提斯洋在不同阶段伸展张裂、消减俯冲和闭合作用有关.从时间演化序列看，塔里木、柴达木盆地演化阶段具有大致同时性，且不同阶段的盆地性质具有拉张-挤压交替转化的特征.自新生代以来，两盆地的性质和类型出现差异：塔里木盆地为前陆盆地特征，柴达木盆地可能与两侧造山带挤压下的强烈被动沉陷作用相关，不具备前陆盆地特征.该旋回过程与刘绍文等(2006)和李成等(2000)的研究较为一致.另外，大量地质与地球物理观测显示，新生代塔里木盆地与柴达木盆地存在显著差异(表1).在地壳尺度上，柴达木盆地的变形已经从周缘扩展到内部，而塔里木盆地的变形主要集中于盆地边缘(许志琴等，2011).在岩石圈强度与温度结构上，塔里木盆地相较于柴达木盆地具有更高的岩石圈强度和更低的温度结构(表1).新生代构造变形演化揭示，柴达木盆地已经并入青藏高原，并参与高原整体变形，而塔里木盆地仍然独立于青藏高原整体变形之外(Bally et al.，1986；Burchfiel et al.，1989；Yin et al.，2008b).目前对于上述两盆地的差异性变形机制及所需的动力学条件研究仍较为薄弱.

图1 青藏高原简要构造图 图中，浅黄色区域代表温度较高且强度较低的区域，而灰蓝色区域代表温度较低且强度较高的区域 (McNamara et al., 1997; Owens and Zandt, 1997; Zhao et al., 2010; Nunn et al., 2014).Fig.1 Simplified tectonic map of Tibetan Plateau The light yellow region represents the area with hot thermal condition and low rheological strength, whereas the gray blue area denotes that with cold thermal condition and high rheological strength (McNamara et al., 1997; Owens and Zandt, 1997; Zhao et al., 2010; Nunn et al., 2014).

针对印度—欧亚碰撞、青藏高原变形隆升、远程效应抬升等作用，前人进行了大量数值模拟工作.早期主要基于黏性薄板模型(England and Houseman，1985，1986；Neil and Houseman，1997；Dayem et al.，2009)，强调坚硬板块的挤入对黏性高原形成及地壳增厚的影响.Pusok 和Kaus(2015)揭示塔里木块体的存在对高原现今高地形的控制作用.近期，在针对印藏碰撞作用的数值模拟研究中，进一步考虑了地壳/岩石圈结构非均一性的影响(Chen and Gerya，2016；Kelly et al.，2016；Li et al.，2016；Huangfu et al.，2018；Bian et al.，2020；Cui et al.，2021).这些数值模拟工作能够帮助我们理解青藏高原的隆升变形、远程效应等机制，但对塔里木盆地与柴达木盆在青藏高原向北生长演化中的差异性演化问题关注较少.

针对塔里木盆地和柴达木盆地与青藏高原的差异性变形，本文拟研究坚硬块体在远端碰撞作用下，如何发生构造变形.为此，通过建立系列热-动力学数值模型，探讨坚硬块体的几何尺度、地壳强度、岩石圈地幔强度对其自身地壳变形的影响，进而厘定坚硬块体并入高原的过程及其控制因素.

表1 塔里木盆地与柴达木盆地的主要参数对比Table 1 Contrasting main parameters between the Tarim and Qaidam basins

参考文献：1=(宋晓东等，2015)；2=(李孟奎等，2018)； 3=(Wang，2001)；4=(单斌等，2008)；5=(李宗星等，2015)；6=(赵俊猛等，2006)；7=(刘绍文等，2006)；8=(刘绍文等，2017)；9=(李宗星等，2016)；10=(汪洋和程素华，2013)；11=(Yin et al.，2008b).

1 数值模拟方法

1.1 热-动力学控制方程

本文采用“I2VIS”(Gerya and Yuen，2003a)数值算法，建立数值模型.该程序主要针对三组控制方程进行计算，包括动量守恒方程、物质守恒方程以及热量守恒方程.

(1)动量守恒方程：

(1)

(2)

其中，g是重力加速度；密度ρ依赖于温度T、压力P、岩石类型C和部分熔融比例M；σ′xx、σ′xz、σ′zx、σ′zz是偏应力张量.

(2)不可压缩流体的物质守恒方程：

(3)

其中，vx、vz表示水平速度和垂向速度.

(3)热量守恒方程：

(4)

(5)

(6)

(7)

(8)

1.2 黏-塑性流变学性质

在本文数值模拟中，偏应力张量和应变率张量采取整合的黏-塑性本构关系.

对于不可压缩流体的黏性变形，表示为：

(9)

(10)

(11)

(12)

(13)

(14)

其中，ηeff是有效黏滞系数，其受控于温度、压力、物质成分、应变率和熔融程度等多个因素.

对于黏性流变的黏滞度：

(15)

实际物质的黏-塑性流变性质是黏性流变与塑性流变强度的结合.在本实验中，塑性流变采取改进的Drucker-Prager屈服准则(Ranalli，1995)：

σyield=C0+Psin(φeff),

(16)

sin(φeff)=sin(φ)(1-λ),

(17)

(18)

其中，σyield是屈服应力；P是压力；C0是P=0情况下的内聚力；φ是内摩擦角；λ是孔隙流体系数；φeff是有效内摩擦角，受控于内摩擦角φ和孔隙流体系数λ.

基于ηductile和ηplastic，黏-塑性流变关系的最终黏滞系数可以定义为两者之中的较小者(Ranalli，1995):

ηeff=min(ηductile,ηplastic).

(19)

1.3 岩石部分熔融模型

数值模型中包含多种岩石类型的部分熔融计算.岩石部分熔融作为一种近似算法，它假设部分熔融的体积比例与温度存在线性关系(Burg and Gerya，2005)：

M=0,T≤Tsolidus,

(20)

(21)

M=1,T≥Tliquidus,

(22)

其中，Tsolidus和Tliquidus分别代表特定岩性的固相线温度和液相线温度.

2 数值模型设计与结果

2.1 参考模型和边界条件

在模型设计中，参考模型的尺寸为7000 km×670 km.参考模型节点数为1760×139，其纵向为均匀分布，横向为逐步加密网格.在横向分布中，在本研究重点关注的模型中部的地壳变形区域，分辨率为2 km；而在靠近模型边界处为30 km.模型主要由四部分组成：最左端为俯冲大陆，最右端为远端变形大陆，中间分别为变形大陆和坚硬块体单元，如图2所示.这四个块体的岩石圈厚度均为130 km，包括15 km厚的上地壳和20 km厚的下地壳.所有单元的上、下地壳均采用干石英岩和基性麻粒岩流变参数，所有岩石圈地幔以及软流圈均采用干橄榄石的流变参数.具体岩石类型的详细材料参见表2和表3.

表2 模型采用的黏滞性流变参数Table 2 Viscous flow laws used in the numerical experiments

模型的底边界设置为渗透性边界条件(Burg and Gerya，2005)：∂vx/∂z=0, ∂vz/∂z=-vz/Δzexternal，其中Δzexternal是底边界与外部自由滑动边界的距离.上边界以及左右边界均为自由滑移边界条件.在最左端俯冲大陆岩石圈地幔内施加一恒定向右的速度，为5 cm·a-1，以实现大陆汇聚.在模型上边界层之下，设置了一层厚度为10 km的伪空气层.该伪空气层的设计可以实现模型地貌动态演化，控制方程如下(Gerya and Yuen，2003b)：

图2 参考模型设置(a) 参考模型的初始设计; (b) 中展现的是模型的一部分(红框).白色线条为间隔400 ℃的等温线，岩石圈底界温度为1300 ℃.在左侧俯冲大陆岩石圈地幔内设置恒定的汇聚速率(5 cm·a-1).图例：0=空气层，1=沉积物，2/3=坚硬块体上/下地壳，4/5=变形大陆上/下地壳，6/7=俯冲大陆上/下地壳，8=坚硬块体岩石圈地幔，9=变形大陆岩石圈地幔，10=俯冲大陆岩石圈地幔， 11=软流圈.Fig.2 Reference model setup(a) The initial configuration of reference model; (b) The enlargement (red rectangle) of the reference model. White lines are isotherms with an interval of 400 ℃. A fixed temperature of 1300 ℃ is implemented at the bottom of lithosphere. A constant convergence velocity of 5 cm·a-1 is assigned within the subducting lithospheric block. Different colors refer to different lithologies, with the colorbar: 0=Air; 1=Sediment; 2/3=Upper/Lower crust of rigid block; 4/5=Upper/Lower crust of deformable continental block; 6/7=Upper/Lower crust of subducting continental block; 8=Lithospheric mantle of rigid block; 9=Lithospheric mantle of deformable continental block; 10= Lithospheric mantle of subducting continental block; 11=Asthenosphere.

表3 模型中的材料参数Table 3 Material properties used in the models

(23)

其中，zes表示地表的高度，是水平位置x的函数；vz和vx分别表示地表速度矢量的垂直和水平分量；vs和ve分别表示沉积和剥蚀速率，其对应关系如下：

vs=0 mm·a-1,ve=1 mm·a-1,z<6 km(24)

vs=1 mm·a-1,ve=0 mm·a-1,z>6 km(25)

在模型的初始热结构设置上，模型顶部温度为0 ℃，大陆岩石圈底边界温度为1300 ℃，两侧为绝热边界条件.考虑到模型温度可以显著影响岩石强度，本文通过改变莫霍面温度，进而控制块体相对强弱.其中，变形大陆以及远端变形大陆的初始莫霍面温度均为600 ℃，俯冲大陆与中间的坚硬块体的初始莫霍面温度为400 ℃.给定莫霍面温度之后，岩石圈内部的初始温度结构通过线性插值的方式确定.软流圈地幔的温度梯度设置为0.5 ℃/km.

2.2 模型结果

分别选择坚硬块体长度为800 km和400 km的模型作为参考模型-I和参考模型-II，进而展示坚硬块体的地壳未完全变形及发生完全变形的两种不同类型结果(图3—5).

参考模型-I结果如图3所示.该模型在演化初期，表现为变形大陆的增厚作用(图3a)；其应变率场显示，高应变率区域集中在变形大陆，而坚硬块体内部几乎不发生变形(图3f).随后，大陆汇聚距离达到～1000 km时，左端大陆开始俯冲；中部变形大陆的变形向右方扩展，并开始向坚硬块体下插(图3b)，伴随着远端变形大陆增厚.在汇聚量达到～1500 km时，变形大陆地壳向坚硬块体之上仰冲(图3c)，地壳变形开始向坚硬块体内部传递(图3h).汇聚量达到～2000 km时，坚硬块体周缘地壳强烈变形(图3i)，伴随显著的沉积作用.最终，当汇聚量达到～2500 km时，地壳变形仍向内部扩展(图3j)，且巨量的沉积物覆盖整个坚硬块体之上(图3e).此时，坚硬块体岩石圈地幔向变形大陆微弱下插(图3d—e).

参考模型-II结果如图4、5所示.参考模型-II与参考模型-I在前期演化有相似的变形过程.相比参考模型-I，参考模型-II的区别是，在汇聚时间为～50 Myr时，坚硬块体的地壳变形遍布整个坚硬块体(图4j和5b).参考模型-II最终也表现出巨量的沉积物覆盖在坚硬块体之上(图4e和5a)，以及坚硬块体岩石圈地幔向变形大陆微弱下插(图4e和5a).

2.3 对比实验结果

以坚硬块体的长度、地壳塑性强度、岩石圈地幔塑性强度的差异为变量，我们设计并运行三组对照实验.另外，为方便模型结果的定量化对比分析，我们定义应变率小于1×10-17s-1的区域为未变形区域；反之，则为变形区域.通过分析对比所有模型结果后，应变率小于1×10-17s-1该值时能够最有效区分地壳变形强弱，并且选择相对偏大或者偏小的值均不会影响系列模型结果所展示的地壳变形演化规律.在以下实验中，我们定义盆地的地壳是否完全变形来初步界定盆地是否并入高原，该定义将在讨论部分详细介绍.

2.3.1 坚硬块体的长度

相对于参考模型，该组模型改变坚硬块体的长度，使其长度分别为300、400、500、600、700、800、900、1000 km.测量坚硬块体在汇聚时间在～10、～20、～30、～40、～50 Myr时，即汇聚量为～500、～1000、～1500、～2000、～2500 km时，坚硬块体未变形地壳的长度，并转换成未变形长度占原长度的比例(图7)，进而研究坚硬块体的长度对于地壳变形的影响.

图3 参考模型-I的演化结果 参考模型-I结果展示了汇聚时间在～10、～20、～30、～40、～50 Myr时，即汇聚量为～500、～1000、～1500、～2000、～2500 km时的 物质场(a—e)和应变率场(f—j)演化过程.绿色、红色、黑色三角形标识块体间的分界线.Fig.3 Evolution of the reference model-I Model results show the composition (a—e) and strain rate (f—j) evolution at the convergence of ～500，～1000，～1500，～2000，～2500 km, ie., the time of ～10，～20，～30，～40，～50 Myr. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks.

图4 参考模型-II的演化结果 参考模型-II的结果展示了汇聚时间在～10、～20、～30、～40、～50 Myr时，即汇聚量为～500、～1000、～1500、～2000、～2500 km时的 物质场(a—e)和应变率场(f—j)演化过程.绿色、红色、黑色三角形标识块体间的分界线.(e)红框区域放大展示在图5中.Fig.4 Evolution of the reference model-II Model results show the composition (a—e) and strain rate (f—j) evolution at the convergence of ～500，～1000，～1500，～2000，～2500 km, ie., the time of ～10，～20，～30，～40，～50 Myr. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks. (e) The red rectangle area is amplified in Fig.5.

图5 参考模型-II在～50 Myr的演化结果(a) 物质场； (b) 应变率场.绿色、红色、黑色三角形标识块体间的分界线.Fig.5 Reference model-II result at ～50 Myr(a) Composition field; (b) Strain rate field. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks.

该组模型显示出与参考模型-I、II相似的演化过程.在～50 Myr时的应变率结果显示，坚硬块体越长，其未变形地壳越长(图6).且当坚硬块体长度小于500 km时，坚硬块体地壳完全变形，从而并入高原(图6和7).此外，坚硬块体越长，坚硬块体的未变形地壳的比例越大，从而更难以并入高原(图7).

2.3.2 坚硬块体的地壳塑性强度

相对于参考模型，该组实验改变整个坚硬块体地壳的塑性强度(内摩擦角).在实验中，改变模型坚硬块体地壳的sin(φeff)值，分别取值为0.10、0.20、0.25、0.30、0.40.由公式(16)可知，该值越大，地壳塑性屈服强度越高.测量坚硬块体在汇聚时间为～10、～20、～30、～40、～50 Myr时，未变形地壳的长度及其所占原始长度的比例(图8).

图6 不同长度的坚硬块体在～50 Myr时的应变率场图 (a—h) 分别是初始长度为300、400、500、600、700、800、900、1000 km的坚硬块体.绿色、红色、黑色三角形标识块体间的分界线.Fig.6 The strain rate field of models at ～50 Myr with variable initial length of the rigid block (a—h) The length of the rigid block are 300，400，500，600，700，800，900，1000 km. The green, red and black triangles indicate the boundary between blocks.

图7 不同长度坚硬块体的未变形长度 占原长度比例随时间演化图Fig.7 The ratio of undeformed length to the original length of rigid block with time. The lines with distinct colours denote different models with variable initial length of the rigid block

该组模型显示出与参考模型-I、II相似的演化过程(电子附图S3).当坚硬块体地壳的sin(φeff)取值为0.10时，坚硬块体地壳在～50 Myr时全部变形.在～50 Myr时的应变率结果显示，坚硬块体塑性强度越强，其未变形地壳越长(图8和电子附图S1)，坚硬块体的未变形地壳的比例越大，从而更难以并入高原(图8).

图8 不同塑性强度地壳的坚硬块体的未变形长度占 原长度(500 km)比例随时间变化的折线图Fig.8 The ratio of undeformed length to the original length of rigid block with time. The lines with distinct colours denote different models with variable crustal strength of the rigid block

2.3.3 坚硬块体的岩石圈地幔塑性强度

相对于参考模型，该组实验改变整个坚硬块体岩石圈地幔的塑性强度(内摩擦角)，即在模型中改变岩石圈地幔的sin(φeff)值，分别取值为0.10、0.20、0.25、0.30、0.40.该值越大，岩石圈地幔的塑性强度越大.测量坚硬块体在汇聚时间为～10、～20、～30、～40、～50 Myr时，未变形地壳的长度及其所占原始长度的比例(图9).

结果显示，当坚硬块体岩石圈地幔塑性强度较低时(sin(φeff)值小于0.1)，坚硬块体岩石圈地幔变形十分剧烈，因而坚硬块体地壳极容易变形(图9和电子附图S2a).当坚硬块体岩石圈地幔的塑性强度达到一定值后(sin(φeff)值大于0.1)，其显示出与参考模型-I、II相似的演化过程(电子附图S4)，但不再影响盆地地壳的缩短变形(图9和电子附图S2).因为此时的岩石圈地幔的变形比较有限，并主要受黏性变形所控制，因而改变塑性强度对岩石圈地幔行为影响微弱.

图9 不同岩石圈地幔强度坚硬块体的未变形长度 占原长度(500 km)比例随时间变化的折线图Fig.9 The ratio of undeformed length to the original length (500 km) of rigid block with time. The lines with distinct colours denote different models with variable strength of mantle lithosphere of the rigid block

3 讨论

3.1 坚硬块体并入高原的界定

模型汇聚时，俯冲大陆向变形大陆之下俯冲，变形逐渐向右侧陆内扩展.随后，坚硬块体发生变形.本文拟从地壳变形尺度来研究盆地是否并入高原，理由如下：一方面，在岩石圈地幔尺度上，塔里木盆地和柴达木盆地都有限的向南下插(邓晋福等，1995；高锐等，2002)，两者变形行为近似，没有很好的区分度.另一方面，在实际观测中，地表断层是构造变形的直接表征.在柴达木盆地，断层的出露自盆地两端向盆地内部扩展，且整个盆地内部变形明显.例如，柴达木南缘断裂、油砂山背斜、柴北缘断裂等(邓晋福等，1995；Métivier et al.，1998；Meyer et al.，1998；Chen et al.，1999；Yin et al.，2007，2008a，b；杜忠明等，2016).在塔里木盆地，断层在盆地周缘发育广泛，例如，北侧的柯坪逆冲断裂带(Allen et al.，1999；杨晓平等，2008).而盆地内部变形有限，其西南侧的麻扎塔格可能是盆地内部变形(高锐等，2002；许志琴等，2011).因而，塔里木盆地的地壳变形相对柴达木盆地是有限的.所以，从盆地的地壳是否整体变形来初步界定盆地是否并入高原是可行的.

3.2 坚硬块体变形的控制因素

根据模型结果，坚硬块体在大陆汇聚碰撞的背景下，其边界处剧烈变形，岩石圈挠曲下插，沉积作用显著，变形大陆地壳向坚硬块体仰冲，坚硬块体地壳变形向内部扩展.

模型结果表明(表4)：(1)坚硬块体的长度影响其并入高原的过程；坚硬块体越长，坚硬块体未变形地壳的比例越大，因此越难并入高原.坚硬块体地壳的变形是自块体两端向内部逐步扩展.当坚硬块体的岩石圈地幔较硬时，其吸收的应变集中在地壳中，从而较长坚硬块体的地壳若要发生整体变形，则需要相对更久的汇聚时间.模型结果显示，在汇聚量达到～2500 km时，长度小于500 km的坚硬块体的地

表4 模型参数及结果总结Table 4 Summary of the model parameters and results

壳经历整体变形，从而完全并入高原.(2)坚硬块体地壳的塑性强度同样影响其并入高原的过程.强度较大的地壳能抑制应变的累积，使坚硬块体地壳变形较小.因而，地壳塑性强度越大，其在变形过程中未变形长度占原长度比例越大，从而越难以并入高原.(3)坚硬块体的地幔岩石圈的塑性强度较大时，不能显著影响其构造变形演化.

3.3 地质对比

3.3.1 青藏高原北部塔里木盆地与柴达木盆地的构造变形

在青藏高原北缘，塔里木盆地与柴达木盆地都是典型的坚硬块体.前人对青藏高原以及塔里木盆地、柴达木盆地的研究表明，这两个盆地相较青藏高原具有低温热结构(刘绍文等，2008；Sun et al.，2013；汪洋和程素华，2013；宋晓东等，2015).并且，对该区域的岩石圈强度结构的研究也表明，两个盆地相较于青藏高原具有更高的岩石圈强度(Wang，2001；刘绍文等，2006，2008；孙玉军等，2013；汪洋和程素华，2013).高原与盆地的物性差异可作为模型的设置及参数研究的依据.

两个坚硬盆地对于青藏高原向北扩展有明显的阻挡作用，在模型结果中表现出中间变形大陆首先增厚变形(图3a—e).在塔里木盆地，南侧的西昆仑山强烈隆升，北侧的天山活化变形(卢华复等，2005).在模型中表现为中间变形大陆向坚硬块体下插及远端变形大陆发生增厚变形(图3b).随后坚硬块体岩石圈两侧出现有限下插(图3d—e)，对应于叶城凹陷、库车凹陷等(Kao et al.，2001；高锐等，2002；许志琴等，2011).在柴达木盆地，南侧的东昆仑走滑逆冲断裂、祁曼塔格断裂，北侧的祁连逆冲断裂系等一系列断裂的相继发育；盆地内部沉积地层缩短率随东西走向变化.这些都是柴达木盆地发生强烈构造变形的标志，并且柴达木盆地也出现地幔岩石圈挠曲，向南下插，沉积作用显著(Meyer et al.，1998；Zhou et al.，2006；Yin et al.，2007，2008a，b).模型中出现坚硬块体地壳的剧烈变形遍布整个岩石圈(图4j和5b)，出现岩石圈地幔轻微下插及巨厚的沉积物(图4e和5a)．以上两个坚硬盆地在青藏高原扩展过程中出现的现象在数值模型的演化过程中有很好的显示.因此，两个盆地都参与到青藏高原的变形过程之中，但根据我们对盆地并入高原的定义，柴达木盆地完全并入青藏高原，而塔里木盆地仍保持其力学完整性，从而独立于青藏高原之外.

3.3.2 塔里木盆地与柴达木盆地的物性对比

根据新生代构造变形演化显示，塔里木盆地目前仍独立于青藏高原之外，而柴达木盆地已经并入青藏高原.在柴达木盆地，变形已经从周缘扩展到内部，而塔里木盆地的构造变形主要集中于盆地周缘，还未涉及整个盆地(Allen et al.，1999；许志琴等，2011).在本文中，变形遍及整个盆地地壳可以作为坚硬块体是否并入高原的标志.在盆地的几何尺度上，塔里木盆地相对于柴达木盆地更长更宽(图1).通过对比模型实验结果(图7)，坚硬块体越长，坚硬块体未变形地壳的比例越大，因此越难并入高原.因而，更宽大的塔里木盆地相对于柴达木盆地更难并入青藏高原的整体变形中.另外，在地壳和岩石圈地幔强度方面，塔里木盆地与柴达木盆地也存在着差异(表1).王敏等(2003)的研究工作认为塔里木盆地的地壳介质有最大的强度，青藏高原及天山的地壳强度最弱，柴达木盆地介于前两者之间.前人工作认为塔里木盆地岩石圈总强度大于1.5×1013N·m-1，而柴达木盆地岩石圈总强度(5.3～7.5)×1012N·m-1(Wang，2001；刘绍文等，2006，2017；汪洋和程素华，2013).此外，前人地热研究工作发现塔里木盆地的地表热流为22～66 mW·m-2，平均值为43 mW·m-2(Wang，2001； 刘绍文等，2006，2017)，而柴达木盆地的地表热流为32.9～70.4 mW·m-2，平均值为55.1 mW·m-2(Wang，2001；李宗星等，2015，2016).塔里木盆地莫霍面温度为495～600 ℃(刘绍文等，2006，2017；单斌等，2008；汪洋和程素华，2013)，而柴达木盆地莫霍面温度大于700 ℃(单斌等，2008；汪洋和程素华，2013).塔里木盆地的地温梯度为15～30 ℃·km-1(刘绍文等，2006，2017)，柴达木盆地的地温梯度为17.1～38.6 ℃·km-1，且平均值为28.6 ℃·km-1(李宗星等，2015).柴达木盆地相对于塔里木盆地具有较热的温度结构，因而强度相应较小.通过对比模型实验结果(图8)，地壳塑性强度越大，其在变形过程中未变形长度占原长度比例越大，从而越难以并入高原.因而更坚硬的塔里木盆地相对于柴达木盆地更难并入青藏高原的整体变形中.

综合以上塔里木盆地与柴达木盆地的差异，以及本文的模型实验结果，可以得出更为宽大且更坚硬的塔里木盆地相对柴达木盆地更难并入青藏高原的整体变形中.

3.4 模型局限性

本文采用二维数值模型探究了在板块汇聚碰撞背景下，坚硬块体并入高原的构造变形演化过程及其控制因素.但二维模型具有一定的局限性，因为青藏高原北缘的塔里木盆地和柴达木盆地之间，存在阿尔金断裂.该断裂对两盆地间的运动存在重要的调节作用，两者并不完全是独立演化的.此外，两盆地的几何形状是不规则的，其自身形状也会影响盆地并入高原的过程.因此，构建同时包含青藏高原及两个盆地的三维模型能更清晰地展现和探索塔里木盆地和柴达木盆地是否并入青藏高原的差异性.这种大尺度模型仍然需要相对较高的空间分辨率，以便于更好的揭露小盆地的大变形特征，从而具有相当大的计算量，有待于未来进一步探索.

4 结论

本文通过构建系统的二维数值模型，探究在汇聚碰撞背景下，坚硬块体并入高原的构造变形演化过程及其控制因素，并且与塔里木盆地和柴达木盆地进行了对比研究.研究表明，坚硬块体是否并入高原主要受控于坚硬块体长度和地壳强度.坚硬块体长度越长，地壳强度越大，坚硬块体越不容易并入高原内部.相应地，更大更坚硬的塔里木盆地相对于柴达木盆地更不容易并入高原内部.因此，在印藏碰撞作用下，柴达木盆地可以较容易地并入青藏高原，并随其发生整体变形，而塔里木盆地依然能保持其几何和力学完整性.

致谢特别感谢中山大学雷天博士，中国科学院大学崔起华博士、杨舒婷博士的建设性意见以及讨论.感谢两位匿名评审人的建设性意见.