华南中生代构造变形及岩浆作用动力学机制

华南中生代构造变形及岩浆作用动力学机制

0事件在陆块中生代构造-岩浆作用下的地质解释华南地块位于欧亚大陆的东南端，东太平洋。北部是秦岭-达维苏鲁之间的冲突带。这种形式的南北地块与中国北方地块相连。中国南部的造山带形成了一个宽度约为1300公里的山地造山带，并暴露了大面积的中生代火山岩（图1）。它也是世界上罕见的大型矿床省份，具有巨大的采矿潜力。地层学者认识到，中生代中国南缘经历了两次大的构造运动。即印支运动（三叠纪）和燕山运动（中侏罗世至晚白垩世）。其中生代大地构造过程及其动态背景一直是地学界研究的热点。长期以来，许多科学家对华南陆基的中生代构造岩浆和沉积作用进行了深入的研究，介绍了华南中生代大陆变形、岩浆活动和大型成矿的动态机制。主要包括：1）阿尔祖斯陆桥碰撞模式；2）古老的大弯曲模式，2）古大弯曲模式，4，11，12，13，14）；3）多板块相互作用模式；4）拉张-波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波西米亚波。本文从华南中生代大规模构造变形和岩浆活动两大最突出的特点入手,对华南中生代地球动力学机制研究现状进行了综述,将目前已提出的构造及岩浆活动的深部机制作了总结,理清各概念模式可解释的地质现象及存在的问题,并在此基础上对华南中生代地球动力学机制研究进行展望,以期为华南中生代动力学研究提供一些新的思路.1大规模陆内变形华南中生代期间形成了宽约1300km的陆内造山带,广泛发育褶皱、断裂及逆冲构造(图1),且造山带范围逐渐向西迁移.这一构造现象引起了众多学者的关注,但对陆内造山的时限、构造线方向等存在争议.一种观点强调印支运动的重要性,认为印支运动造成了华南的大规模陆内变形,构造走向以NE-NNE向为主,且褶皱和推覆构造强度由南东向北西减弱;另一种观点认为华南印支期褶皱作用很轻微,强烈的NE向褶皱变形主要发生在燕山期,或华南印支运动产生强度不大的近WE向褶皱,燕山运动以压倒一切的优势对早期构造进行了改造和叠加,产生NE-NNE向褶皱逆冲构造系统,隐蔽了早期构造变形形迹.由于不同构造事件产生的变形形迹的叠加和改造作用,使中生代构造变形样式错综复杂,使得学界对造成华南这一大规模陆内变形的动力学机制产生认识上的差异.目前主要有阿尔卑斯型陆陆碰撞模式、古大洋板块俯冲模式和多板块相互作用模式[15,16,17,19,43,44]等来解释华南中生代陆内褶皱带的形成机制.1.1板溪混杂岩地质背景Hsü等用华南三叠纪扬子与华夏板块之间的大洋闭合造成的阿尔卑斯型陆陆碰撞来解释华南中生代造山带的形成.其认为华南大面积出露的“板溪群”是一种构造混杂岩,是早中生代造山带推覆构造残留体.然而,更多学者认为华南不存在中生代碰撞造山带,而以陆内变形为主.板溪群由砾岩、砂岩及板岩构成的正常沉积地层,在区域上具有明显的可对比性,而非蛇绿混杂岩[46,47,48,49,50,51].在整个江南地区也没有阿尔卑斯型巨大外来体的明显证据.阿尔卑斯型陆陆碰撞模式认为覆在扬子沉积地层之上的板溪混杂岩逆冲到代表刚性基底的前寒武纪花岗岩之上,而野外考察及他人成果都表明前寒武纪花岗岩侵入了板溪岩体.1.2古太平洋板块冲突的地质背景及问题多项研究认为大洋板块俯冲对华南中生代强烈的构造运动起着决定性的作用.但对于古太平洋板块的俯冲时间、俯冲方式等关键问题存在较大分歧.一类观点认为古大洋板块向欧亚大陆之下俯冲始于三叠纪或之前,是印支造山事件的动力[1,14,35,36,55,56,57].以Li和Li提出的平板片俯冲模型为代表(图2),该模型认为从晚二叠世末-早侏罗世古太平洋板块中直径约1000km的大洋高原的俯冲造成俯冲角度的变缓.平板片俯冲模型可以很好的解释250Ma~190Ma期间陆内造山带前缘和前陆盆地从沿海地区向华南内部迁移了1000km以上,形成中国东南部大规模的褶皱和推覆构造,且这些褶皱和推覆构造强度由南东向北西减弱的现象.但是,张旗等认为平俯冲很难实现,因为华南的埃达克岩是下地壳熔融而非板片熔融形成的.若下地壳底部已达榴辉岩相,则比下地壳更深的板片也应变成榴辉岩而可能下沉到地幔中,他由此认为即使存在平俯冲也只能维持很短的一段时间和距离,不可能俯冲达上千公里.印支期古太平洋板块俯冲模式还面临的问题是:1)缺乏早中生代深海沉积物、蛇绿岩;2)华南地区与大洋俯冲有关的火山活动开始于晚侏罗世,迄今没有报道过印支期华南中东部与俯冲有关的火山岩[4,18,42,44,58,59];3)地质与地球物理研究结果显示古太平洋板块向东亚俯冲的时间不会早于中侏罗世;4)该模式也无法解释华南三叠纪形成的地壳尺度的大规模正花状构造.另一类观点则认为古太平洋板块开始向华南之下俯冲始于燕山运动早期.早期的低角度俯冲,形成了大规模NE-NNE向陆内褶皱和推覆构造.但该模式无法解释华南东南部该时期一个类似盆岭型的拉张省的形成.早中侏罗世与俯冲作用相关的岩浆弧挤压环境与早中生代以来多期次岩石圈强烈伸展-减薄作用正好相反,与一系列中生代平移断层、裂谷、拉张/裂谷盆地相矛盾.1.3深刻反应与动力学机制另有一些学者支持用多板块相互作用模式(图3)来解释华南中生代的陆内造山作用[15,16,17,18,19,43,44,69],其认为中生代陆内变形的动力来自华南陆块西南的特提斯大地构造域、北部的昆仑-秦岭大地构造域、东南的太平洋大地构造域多向汇聚的远程效应,多期次继承性造山运动累积叠加造就了褶皱,形成了华南陆块以西部的NW向、东部的NE向和北部边缘的WNW向为主的三向造山带.该模式认为华南早中生代构造体制经历了从特提斯构造域陆陆碰撞向滨太平洋构造域大洋板块俯冲转换,构造体制转换的时代在早-中侏罗世[3,17,41,42,64,70,71,72,73,74,75].即华南印支构造事件的动力来自早三叠华南-华北陆块沿秦岭-大别造山带的陆陆碰撞和早二叠-中三叠华南地块西南缘古特提斯洋闭合,华南块体与印支板块沿松马-孟连缝合带的碰撞,是近南北向构造挤压,形成近东西向褶皱和冲断-推覆构造[41,42,43,44,76,77].早、中三叠,Sibumasu块体与印支板块碰撞的远场效应也为华南印支期陆内变形提供了动力.在燕山早期古太平洋板块向华南大陆之下低角度俯冲,形成NE-NNE向褶皱,叠加、改造了前期的近EW向褶皱.但是,华南印支期南北缘近南北向构造挤压形成的近东西向褶皱与板片平俯冲模型认为的该期NW-SE或近W-E向挤压形成的NE向褶皱带矛盾.关于华南印支期构造运动产生的变形形迹尚需要更多的地质工作予以考证.将华南南北缘碰撞的远程应力作为印支期造山的动力无法解释为什么造山带迁移这么远到克拉通内部,以及为什么造山带方向与秦岭大别造山带正交.有研究显示秦岭-大别造山带的构造变形没有传递到扬子地块的内部即完全衰减,东西向变形只局限于碰撞带附近区域不超过50km的狭窄范围.板块碰撞所产生的边界应力可否产生有效的远程传递效应,及如何传递的问题,尚有待进一步研究与解决.从上述讨论可以看出华南中生代宽阔褶皱带的形成时限、构造形迹方向成为了制约其动力学机制讨论的重要因素.印支期古太平洋是否西向俯冲以及倘若发生俯冲又对华南构造演化带来多大影响还有待进一步验证,而同期的华南陆块南北缘的碰撞造山又为该期华南的陆内变形提供多少动力也尚需更多研究.关于华南中生代构造体制转换的时间、方式、对陆内变形的影响等也没有统一的答案.或许仅仅依靠板块俯冲或碰撞的远程效应是远远不够的,将深部作用与板块间相互作用结合起来考虑可能是解决其造山作用机制的正确途径.2晚燕期岩浆活动、岩浆作用华南印支期岩浆岩仅占中生代岩浆岩的6.6%,呈面状分散于华南内陆地区,主要以深成岩体为主,缺少相应火山岩与之共生,60%的印支期花岗岩是强过铝质S型花岗岩.华南大面积出现的燕山期岩浆作用引人注目(图1),出露的总面积约240000km2,以花岗岩和流纹岩为主,占火成岩总面积的95%以上,镁铁质岩石次之,中性岩石极少,火山岩的比例朝岸增加.燕山期岩浆作用可以分为两个主要的年龄组:J2-J3(早燕山期)和K1-K2(晚燕山期),早侏罗世存在岩浆活动的沉寂期[3,4,17,41,42,64,70,71,72,73,74,75,81].其中,早燕山期的岩浆岩占中生代岩浆岩的29.3%,主要以I型花岗岩为主,且在时空上与A型花岗岩及裂谷型正长岩共存,多分布在离海岸线250~800km远的华南内部,大部分花岗岩平行海岸线分布,南岭地区呈E-W向分布,在湘南、湘东南、赣南及闽西南形成了一条近EW向的板内火山岩带.晚燕山期岩浆岩占中生代岩浆岩的61.7%,主要为花岗质火山-侵入杂岩及双峰式岩石,花岗岩分布于整个华南地区,而火山岩仅分布在沿岸区域,岩浆作用整体呈NE向分布,且有向洋年轻化的趋势.造成华南中生代大面积岩浆作用的地球动力学机制未有肯定的答案,呈现出多种概念模型.2.1古太平洋岩浆活动的时空格局不少学者认为与大洋板块俯冲相关的岩浆活动可以较好的解释燕山期大面积火成岩的出现[1,2,4,11,12,13,57,64,72,80,84],但对俯冲时间、俯冲方式、俯冲方向、俯冲带位置及其对华南内陆影响的纵深程度等存在很大争议.平板片俯冲-断离下沉-后撤模式(图2)认为古太平洋板块向华南大陆的平板式俯冲起始于265Ma前,并诱发了华南印支期同造山花岗岩的形成;190Ma~150Ma间俯冲大洋板片发生了裂解、拆沉,软流圈强烈上涌,造山带迁移停止,导致了大规模燕山早期板内岩浆活动;在早白垩世前后,俯冲板片后撤,产生弧相关岩浆作用及双峰式岩浆作用,这也可以解释该期岩浆作用向沿海方向的年轻化.另有观点认为中侏罗世早期,古太平洋板块开始向中国东南部大陆俯冲形成活动大陆边缘,并主要以挤压应力作用于中国东南部,出现了小规模岩浆活动.NNE向晚中生代岩浆作用是中国东南部受太平洋构造域影响发生大规模岩浆作用的主旋律,与俯冲形成的弧后拉张环境有关.晚白垩世初俯冲作用终止,岩石圈才开始伸展.Zhou和Li提出了燕山期古太平洋俯冲的改进模型(图4),即从180~80Ma,古太平洋板块向华南块体的俯冲角由很小的角度变到中等大小的角度,并伴随玄武质岩浆的底侵作用.该模型可以很好解释华南J2-K2间岩浆弧由宽变窄,且由内陆向沿海带状迁移,造成燕山期长英质岩浆的大面积分布.西太平洋地震层析成像结果证实了欧亚大陆东缘之下的地幔中存在古太平洋俯冲洋壳,且俯冲是连续的,在大约2000~1200km深度,地幔中正在下沉的古俯冲洋壳明显偏西,可能反映当时为低角度俯冲;大约1200km之上的残留俯冲洋壳逐渐偏东,可能说明俯冲洋壳倾角逐渐变陡.但燕山期古太平洋俯冲模型不得不接受众多考验:华南内部很多侏罗纪岩石并无岛弧的地球化学性质,相反它们为双峰式的,且很多是板内碱性岩[21,23,32,83,91,92],暗示华南内部早燕山期很可能不存在一个俯冲带之上的地幔楔;该太平洋俯冲模型缺乏同期的蛇绿岩、洋盆等证据,燕山期俯冲带位置尚未确定;不存在或未证实存在180~120Ma间的俯冲带岩石组合,如华南中生代普遍缺乏代表洋壳向大陆俯冲特有的TTG组合、安山岩、拉斑质、低钾钙碱性和钙碱性的岩浆岩、玄武岩和辉长岩;其难以解释为什么同期的岩浆带大于1000km,远大于一般在俯冲带所观测到的(300~400km最多);岩浆活动的时空分布也并不像Zhou和Li所说的简单的朝海岸迁移;火成岩中的弧特征可能继承于先存的弧源物质;钙碱性岩浆作用也可能产生于岩石圈拉张相伴的减压熔融,而无同期俯冲,如铜陵地区晚侏罗-早白垩世高钾钙碱性中酸性侵入岩浆与太平洋板块俯冲没有关系,总体上反映的可能为岩石圈伸展的机制;A型花岗岩、板内玄武岩与高钾钙碱性花岗岩同期,暗示后者应在拉张而非挤压环境中形成;从三叠纪开始的古太平洋板块扩张方向的演变也不支持燕山期板块向西俯冲的认识.三叠纪以来古太平洋板块俯冲方向可能发生过多次改变,且在大约125Ma发生重大转变.Sun等根据古太平洋板块的漂移方向,认为140~125Ma,太平洋近南向斜俯冲引起南北向的拉张,可解释拉张型岩浆作用的产生;125Ma左右,俯冲方向发生重大转变,顺时针偏转约80°,改为北西方向俯冲,由拉张向转换挤压转变;125~110Ma,大陆边缘受南东-北西向挤压,伸展相关岩浆作用终止;随着俯冲的深入,到110Ma前后俯冲板块后撤,形成弧后拉张环境,岩浆活动又重新开始.基于三叠纪-中白垩世(125Ma前),古太平洋板块大体南向俯冲,且180~125Ma期间华南岩浆岩的侵入年龄大体朝NE向年轻化,Wang等提出了太平洋板块南西向斜俯冲紧接着俯冲洋片北东向后撤的模式,否认了之前Zhou和Li提出的太平洋北西向俯冲.此外,考虑到约125Ma前太平洋向南西俯冲,而Izanagi板块则向北北西方向俯冲,此时两个板块之间的洋中脊正对着欧亚大陆,且运动分量显示很可能发生了洋中脊俯冲,有学者提出在约125~145Ma时洋中脊向长江中下游俯冲的模式.该模式可以很好的解释该区埃达克岩、钙碱性岩、富铌岛弧岩石、A型花岗岩以及相关矿产资源的时空分布[85,103,104,105].然而,北美西部大陆边缘大多数与洋中脊俯冲有关的新生代埃达克岩形成于近海沟、岛弧和弧后背景,埃达克熔体形成于25~90km深的近板片窗边缘处.而长江中下游成矿带的埃达克岩主要出露于大陆内部,这些埃达克岩的分布垂直于大陆边缘,特别是鄂东区域的埃达克岩离现今大陆边缘大于1200km.假设鄂东埃达克岩形成于25~90km的深度,它应该需要俯冲角小于5°的平俯冲.考虑到同期长江中下游成矿带的埃达克岩及裂谷盆地的形成,这样一个洋脊平俯冲模型似乎是不可行的.2.2早-中侏罗世岩浆活动及后造山模式多板块相互作用模式(图3)也被提出来解释华南中生代的岩浆分布,该模式可以解释印支期区域挤压背景下同造山花岗岩及局部拉张背景下富白云母后造山花岗岩的形成,以及早燕山期的板内岩浆作用、晚燕山期早期大陆岩浆弧岩浆作用及晚燕山期晚期弧后盆地红层中的拉斑玄武质火山岩记录.早印支期华南陆块南北边缘的近南北向碰撞挤压造成华南地壳的增厚,诱发深熔作用导致印支期过铝质花岗岩的发育,晚印支期后碰撞伸展环境形成后造山花岗岩.早-中侏罗世特提斯构造域陆-陆碰撞向滨太平洋构造域大洋板块俯冲转换[3,17,41,42,64,70,71,72,73,74,75],转换时间对应着早侏罗世的岩浆活动静寂期[3,4,17,41,42,64,70,71,72,73,74,75,81].在中侏罗世早期,太平洋板块开始向华南陆块俯冲,使得印支期形成的近EW向断裂重新活化拉张,从而造成软流圈沿断裂拉张带减压上涌,形成了小规模岩浆活动,也解释了中侏罗世早期近EW向火山带的形成.燕山期大面积NE向火成岩是太平洋俯冲造成的弧后拉张背景下深地壳的熔融及幔源玄武质熔体的底侵作用的结果.也有学者强调燕山早期应是继印支造山运动之后的一种后造山的大陆伸展裂解或造山后崩塌阶段的地球动力学背景.然而,印支期碰撞的后造山伸展模式无法解释该期岩浆年龄的年轻化趋势.陈志刚等也对印支期碰撞造山的后造山模式提出了质疑,他认为华南陆块内部所表现的是从南东向北西发展的陆内褶皱和逆冲,没有印支期的碰撞造山带和(或)蛇绿混杂岩带;区域燕山早期A型花岗岩不同于典型的后造山A型花岗岩;赣南侏罗纪正长岩为典型的板内“裂谷型”钾质碱性岩,形成于非造山环境.2.3岩浆活动的产生机制另有学者分别从岩浆混合、板内碱性岩、双峰式火山岩、板内玄武岩、伸展/裂谷盆地、变质核杂岩、钾玄质侵入岩、基性岩脉等方面认识到华南燕山期的板内拉张/裂谷背景[20,21,22,23,24,25,26,27,28,66,68,91,93,96,108,109,110,111,112],并以此解释大面积燕山期岩浆活动的产生.深部软流圈地幔上涌导致了中生代华南地壳张裂,板内岩石圈伸展造成的减压熔融和玄武质岩浆底侵引起的复杂壳幔相互作用,可能是华南内部燕山期大规模花岗质岩浆活动的主要形成机制[20,22,26,68,110,112],而与俯冲碰撞作用无关.但没有俯冲岩石圈的脱水作用,裂谷可能无法产生如此大量的长英质岩浆.对于板内拉张的构造驱动力也是一个疑问.一些研究者认为华南晚中生代以来岩石圈发生拆沉减薄[21,113,114,115],岩石圈减薄和软流圈上涌导致了华南岩石圈的大规模陆内伸展/裂谷.2.4南缘地表海岩石圈地表上的热扰一些学者曾提出用地幔热柱模式来解释华南中生代的岩浆大爆发[5,29,30,31,32,116,117],并认为地幔柱迁移导致了火成岩的时空分布和成分变化特征.地幔柱模式强调华南地区火成岩的大面积形成应是一个区域性热事件的产物,来自地幔柱的高热物质呈“蘑菇云”状上涌,大陆岩石圈地幔部分熔融形成的玄武质岩浆底侵于下地壳,并诱发中下地壳广泛熔融,形成了大规模的中酸性岩浆作用,从而解释了壳-幔混合源火山-侵入杂岩、碱性花岗岩和正长岩带以及不同类型玄武岩类的形成.然而西太平洋俯冲板块在中国沿海可能并未穿透660km不连续面,而是滞待于410~660km过渡带并西延至中国大陆,即中国东部之下有一层“冷”的板片水平躺在过渡带,中国东部上地幔可能是“冷”的,阻止了热地幔从下地幔上升.华南缺乏燕山期地幔柱存在的证据及与其相关的构造-岩浆效应,如没有大量玄武质流体喷发或基性岩脉、缺少与裂谷相关的大面积地形抬升等.现有地球物理观测资料显示在中国东部局部地区仅存在上地幔浅部热扰动,并非源自上地幔底部甚至核幔边界的地幔柱活动记录.2.5晚代岩大爆发动力学机制Xu等提出华南燕山期花岗岩是郯-庐走滑断层系统韧性剪切变形时诱发重熔的结果,并认为当时太平洋并未向东亚大陆之下俯冲.该模式虽解释了长乐-南澳剪切带中同构造、变形花岗岩,但仅仅靠郯-庐平移断层的运动很难解释华南大面积燕山期花岗岩的出露,因为大部分花岗岩既没有变形也与断裂无关.Gilder等用斜俯冲引起的北东向左旋走滑活动加上伴生的裂谷作用来解释华南中生代岩浆活动.但上述走滑模式无法很好的解释中生代岩浆活动的时空发展规律.可见看到,对于华南中生代火成岩大爆发的动力学机制存在多种模式,无论是与大洋板块俯冲相关的模式、多板块相互作用模式、板内伸展/裂谷模式、走滑模式还是地幔柱模式,都存在一些问题,用单一的模式很难解释清楚华南中生代岩浆活动的动力学背景,其动力学机制也可能随着时间的推移而不断变化.华南中生代火成岩的时空及成因类型分布是探讨岩浆动力学机制的关键,应进一步加强该方面的研究.3数值模拟研究以上分别从构造变形及岩浆活动两方面来探讨华南中生代的动力学机制.将上述动力学模式综合起来看,各模式侧重的角度不同,其或侧重于解释华南中生代的陆内造山机制,或侧重于解释大规模岩浆活动的形成机制,或两方面兼具(见表1).大洋板片俯冲模式及多板块相互作用模式可以兼顾解释华南中生代的陆内变形及岩浆作用,而板内拉张/裂谷模式、地幔柱模式、走滑模式则更多侧重于解释岩浆活动.笔者认为,大洋板片俯冲模式(以平板片俯冲模式及板片俯冲角度随时间变化模式为代表)及多板块相互作用模式虽然都存在一些尚未解决的问题,但其可以兼顾解释华南中生代的大面积陆内变形及岩浆作用,相对于其他模式具有一定优势,今后可重点对这几种模式开展检验并完善.目前关于华南中生代地球动力学机制的研究还集中在构造、地球化学方面,华南的地球物理资料主要为该区地壳及上地幔速度结构[124,125,126,127,128]、现今地温梯度及大地热流分布等,基于速度结构可以推知现今华南不同构造单元莫霍面的深度及岩石层厚度等,而无法直接得知中生代时的信息;华南中生代强烈岩浆作用、地壳“活化”的热效应已然消失,现今地温梯度中也无法解读出中生代时的热效应.对于华南中生代动力学机制的研究还需要借助其他方法,并与构造、地球化学方法结合起来.传统的地质-地球物理-地球化学方法是重现构造变形、岩浆活动过程的重要手段,在地质研究中起着重要作用.但由于不同的学者从不同的侧重点来研究地质演化的动力学机制,以及对地质过程理解方面的局限性,这些手段在研究地球动力学机制方面难免存在一定程度的局限性.数值模拟方法可以综合利用地质、地球物理、地球化学等方法的研究成果,建立和模拟不受时空限制的各种地质模型,重建一个区域的地质演化过程,定量化地解决一些复杂的地质问题,是现代地球动力学研究的重要方法之一.以俯冲带的数值模拟研究为例,国内外学者已针对俯冲带形态、俯冲样式、俯冲流变学、俯冲动力学、俯冲带岩浆作用等各方面展开数值模拟研究.Stevenson和Turner考虑到负浮力对板片俯冲的重要性,建立了简单的动力学模型对观测到的板片俯冲角度做了尝试性的解释.Iwamori等对俯冲带热结构、富水流体的产生及运移、岩浆-变质作用进行了数值模拟,对岛弧的形成演化作了讨论.孙荀英等分析了俯冲板片运动与海沟迁移的关系,计算了海沟后退对地幔对流的影响.石耀霖和张健定量模拟了海岭俯冲的热历史,并研究它对地质构造和火山活动的影响.Gerya等用依赖温度和压力的热传导率对俯冲板片热弱化的重要影响来解释板片的拆离或断裂.He将俯冲带中上覆岩石圈的弹性/弹塑性变形与软流圈的粘滞变形相结合,使用流-固耦合模型研究了俯冲带中软流圈与上覆岩石圈的相互作用.上述数值模拟工作使俯冲带研究从传统的概念模型向定量化模型研究转变,使复杂的动力学过程更加直观.利用数值模拟技术可以对概念模型作有效的验证,约束浅部过程的深部动力学机制.Englis