在大陆板块会聚过程中，大陆(边缘)通常紧接着大洋俯冲的完结而开始俯冲和碰撞，大量密度较小的大陆地壳物质进入俯冲隧道，从而导致会聚速率的降低，并最终可能停止.在大陆碰撞的早期阶段，最重要的事件之一就是高压-超高压变质岩石的形成和折返，这是过去三十年里地球科学领域最重大的发现之一.这些发现揭示大陆地壳的物质可以深俯冲至100 km以下，经历超高压变质作用，而后折返至地表(Chopin，2003；Zheng，2012).至今，全球的超高压变质带已经确认的有20余处，主要分布于从欧洲的西阿尔卑斯山到中国大别-苏鲁造山带的广大地区(Liou et al.，2004；杨经绥等，2009；郑永飞，2009).但是，并不是所有的板块碰撞造山带都存在超高压变质岩；即使对于同一个造山带，超高压变质岩也经常只在特定的区域出现，例如喜马拉雅造山带的西端、阿尔卑斯造山带的西南部以及秦岭-大别造山带东部的大别-苏鲁地区等.

对于大陆深俯冲的研究，在系统的地质学和地球物理学观测基础上，数值模拟越来越成为研究该地球动力学过程的重要手段.前人的数值模型大多是基于垂直造山带走向的二维模型(综述如李忠海，2014).这些数值模型对大陆深俯冲和折返动力学提供了一系列定量化的约束，从而极大地促进了人们对于该过程基本动力学机制的理解.然而，自然界中的大陆俯冲-碰撞带很多都具有不规则的三维结构，譬如喜马拉雅造山带和秦岭-大别-苏鲁造山带等.对于喜马拉雅造山带，大印度板块最初的几何学和运动学特征，以及与亚洲大陆的最 终碰撞时间尚存比较大的争议(Ali and Aitchinson，2005； Guillot et al.，2003).一个比较重要的推测在于印度板块的西缘率先与亚洲碰撞，而后逐渐向东部的喜马拉雅腹地拓展(Rowley，1996；Treloar and Coward，1991).对于秦岭-大别-苏鲁造山带，一般认为扬子大陆板块东部首先向华北板块之下俯冲，而后向西呈剪刀状闭合(如，马醒华和杨振宇，1993；Yin and Nie，1993).这些陆-陆碰撞的大致演化历史表明，两个大陆板块的会聚并不一定沿着现今的缝合带同时、同速俯冲和碰撞；相反，往往在某一位置首先接触，而后逐步扩展.这种三维特征的几何学和运动学特征是二维模型所无法体现的，它也肯定对于大陆深俯冲及后期高压-超高压岩石的折返具有一定程度的制约.

至今，关于大陆深俯冲的相关三维数值模型仍比较欠缺，因此本文旨在建立不同几何学特征的三维大陆板块俯冲-碰撞模型，探讨方形大陆板块俯冲和楔形大陆板块俯冲过程的共性以及差异性，进而与自然界中的特定俯冲-碰撞带进行对比研究.

对于板块俯冲-碰撞相关的动力学数值模型，一般对三组控制方程进行求解，包括斯托克斯流体动力学方程、物质守恒方程以及热量守恒方程.本文中，将对这些方程采用有限差分算法进行求解(Gerya，2010).

(1) 斯托克斯方程：

(1)

(2) 不可压缩流体的物质守恒方程

(2)

(3) 热量守恒方程

(3)

其中，x和z是水平坐标，y是垂直坐标，向上为正.v_x，v_y，v_z是三个方向的速度.t代表时间.σ′ _ij表示偏应力.表示应变率.g表示重力加速度.密度ρ依赖于物质成分(C)、熔融体积比例(M)、温度(T)和压强(P).k表示热传导率.C_p表示等压热容.H_r，H_a，H_S分别表示放射性生热、绝热变压生热以及摩擦生热.

数值模型中，偏应力张量和应变率张量的流变学关系采用整合的黏-塑性本构关系.对于不可压缩流体的黏滞性变形，流变学方程为：

(4)

这里，η_eff 表示等效黏滞系数，它是一个关于温度、压力、物质成分、应变率以及部分熔融程度的函数.

韧性流变的黏滞系数定义为：

(5)

其中，是应变率张量的二阶不变量.A_D、E、V和n是实验岩石学所得到的流变参数，分别表示物质常数、活化能、活化体积和偏应力幂级(详见表 1).R代表气体常数.

表 1(Table 1)

表 1 数值模型采用的黏滞性流变参数 Table 1 Viscous flow laws used in the numerical experiments 标示符号 特征岩石流变性质 E(kJ·mol-1) V(J·MPa-1·mol-1) n AD(MPa-n·s-1) η0(Pa·s) RA 空气/水 0 0 1.0 1.0×10-13 1×1019 RB 湿石英岩 154 0 2.3 3.2×10-4 1.97×1017 RC 斜长石An75 238 0 3.2 3.3×10-4 4.80×1022 RD 无水橄榄岩 532 8 3.5 2.5×104 3.98×1016 RE 含水橄榄岩 470 8 4.0 2.0×103 5.01×1020 RF 部分熔融酸性岩 0 0 1.0 2.0×10-9 5×1014 RG 部分熔融基性岩 0 0 1.0 1.0×10-7 1×1013 注： η0是黏滞系数初始参考值，可通过下式计算: η0=(1/AD)×10(6n).部分熔融酸性岩(RF)的流变性质用于模型中部分熔融的大陆地壳和沉积物.部分熔融基性岩(RG)的流变性质用于模型中部分熔融的大洋地壳和地幔物质.参考文献：Kirby，1983；Kirby和Kronenberg，1987；Ranalli和Murthy，1987；Ji和Zhao，1993；Ranalli，1995.

表 1 数值模型采用的黏滞性流变参数 Table 1 Viscous flow laws used in the numerical experiments

上述的韧性流变需要与塑性流变相结合，从而形成实际的黏-塑性流变特征.为此，这里采用改进的Drucker-Prager屈服准则(Ranalli，1995)：

(6)

该方程组中，σ_yield表示屈服应力.P是压力.C₀是P=0条件下的岩石剩余强度，φ是内摩擦角.λ是孔隙流体系数，它控制着含流体孔隙介质的脆性强度.因此，φ_eff可以解释为等效内摩擦角，它结合了内摩擦角(φ)和孔隙流体系数(λ)的作用.

基于η_ductile和η_plastic，黏-塑性流变关系的最终黏滞系数可以定义为韧性和塑性黏滞系数中的较小者(Ranalli，1995)：

(7)

俯冲带中的水对于大洋俯冲和大陆碰撞动力学具有非常重要的影响(李忠海等，2015；李忠海和许志琴，2015).数值模型中的水主要包括两部分.一种是自由水，一种是矿物水.对于自由水，假设沉积物和大洋上地壳玄武岩在地表含2wt.%(质量百分含量)的水，并且随着深度的增加而减少，直至75 km的自由水含量降为零(Li et al.，2013).对此，假设线性的定量化关系式：

(8)

其中，X_H2O(P0)代表地表的自由水含量2wt.%，Δz是深度(0~75 km)，对于其他的岩石属性(大陆地壳，大洋下地壳，地幔)，假设其自由水含量为零.

对于矿物水，采用了PerpleX(Connolly，2005)所计算的四种典型岩性的含水量随温度和压力的变化，这些数据是依据吉布斯自由能最小化原理，对特定岩石成分和热力学数据计算而得(Gerya and Meilick，2011).随着俯冲的进行，矿物水析出后保存在新生成的示踪点中，并独立地运移，当其遇到由于水化或部分熔融作用而产生的水不饱和岩性的时候，该活动的水就会被吸收.水的运动速度由该位置处的压强梯度进行计算，具体算法如下：

(9)

其中，v_x(water)、 v_y(water)、 v_z(water)分别是水在x、y和z方向的速度.v_x、v_y、v_z是该位置处的岩石速度.v_{y(percolation)}代表流体-熔体向上的渗透速度，根据前人的研究，参考模型中采用v_{y(percolation)}=10 cm·a^-1(Gorczyk et al.，2007；Peacock，1990).在这里，模型假设水生成之后的水平速度与岩石速度相当，由于水和岩石的密度差，导致其速度差异主要体现在垂向上.

数值模型中包含了多种岩石类型的部分熔融计算(Li et al.，2013).对于水化蚀变的地幔橄榄岩，采用了Katz等(2003)的算法和参数.对于其他岩石类型，基于实验岩石学的约束条件，作为一种近似算法，假设部分熔融的体积比例与温度之间存在一种线性关系：

(10)

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

自然界中，大陆板块往往具有横向不均一性，其中一个最显著的特征在于几何形态的复杂性，这对于大陆俯冲和碰撞的过程及地质响应具有重要的影响，因此这也是本文拟探讨的核心问题.基于要研究的不同形态大陆板块俯冲-碰撞动力学背景，我们设计了两组三维高分辨率的动力学数值模型(图 1).初始模型中，上覆板块是均一的大陆板块，而俯冲板块沿走向平分为两个部分，一侧为均一的大洋板块，而另一侧的大洋板块之后与大陆板块相连.两组模型的区别在于大陆俯冲板块的形态，一组模型中采用方形大陆俯冲板块(图 1a)，而另一组模型中采用楔形大陆俯冲板块(图 1b).尽管几何学形态不同，但所有大陆板块的上地壳厚度为20 km，下地壳厚度为15 km.大洋板块的上地壳玄武岩厚度为3 km，下地壳辉长岩厚度为5 km.在初始模型中，大洋板块和上覆大陆板块的结合部设计了一个倾角约为25°的初始薄弱带(图 1)，该薄弱带用于限定初始大洋俯冲的发生位置，此后的俯冲状态和过程将根据模型的动力学演化而进行自适应的调整.值得注意的是，在地壳表面之上，与自由滑动的模型顶界面之间，设计有一层相对高黏滞度的伪空气层，其与上地 壳的接触面用以模拟地形起伏面(Schmeling et al.，2008；Li et al.，2013).对于大陆岩石圈的温度结构，地表是0 ℃，岩石圈底部约为1345 ℃，其间采用线性插值的方法.大洋岩石圈的年龄约为30 Ma.岩石圈之下的软流圈地幔的温度梯度为0.5 ℃/km.数值模型中采用的各种不同岩石类型的属性见表 1和表 2.

图 1

Fig. 1

图 1 初始模型设计 (a)和(b)分别为方形大陆板块俯冲和楔形大陆板块俯冲的三维初始模型，模型的空间尺度为1000 km×680 km×656 km，分辨率为2 km×2 km×2 km.为了更加清楚地显示内部结构，最顶层的20 km被剪切掉.颜色代表不同的岩石类型：0-伪空气层；1-水；2/3-沉积物；4-部分熔融沉积物；5/6-大陆上、下地壳；7/8-水化的大陆上、下地壳；9/10-部分熔融的大陆上、下地壳；11/12-大洋上、下地 壳；13-部分熔融的大洋地壳；14-岩石圈地幔；15-软流圈地幔；16/17-水化、蛇纹石化的地幔；18-部分熔融的地幔.水化的和部分 熔融的岩石类型在图 1的初始模型中不存在，将随着模型的演化而产生. Fig. 1 Initial model configuration (a)and(b)are the initial models with rectangular and wedge-shaped continental subducting plates，respectively. The spatial scale of 3-D model domain is 1000 km×680 km×656 km with the resolution of 2 km×2 km×2 km. The top layer(y>-20 km)is cut off for clarity. Colors represent different rock types，with: 0-air; 1-water; 2/3-sediment; 4-partial molten sediment; 5/6-upper/lower continental crust; 7/8-hydrated upper/lower continental crust; 9/10-partial molten upper/lower continental crust; 11/12-upper/lower oceanic crust; 13-partial molten oceanic crust; 14-lithospheric mantle; 15-asthenospheric mantle; 16/17-hydrated/ serpentinized mantle; 18-partially molten mantle. The hydrated and partially molten rocks are not shown in Fig. 1，but will appear during the evolution of the model.

表 2(Table 2)

表 2 数值模型采用的物质参数 Table 2 Material properties used in the numerical experiments 物质 状态 数字标号 ρ0(kg·m-3) Cp(J·kg-1·K-1) k(W·m-1·K-1) Tsolidus(K) Tliquidus(K) QL(kJ·kg-1) Hr(μW·m-3) 黏滞性 塑性sin(φeff) 空气 - 0 1 100 20 - - - 0 RA 0 水 - 1 1000 3330 20 - - - 0 RA 0 沉积物 水化 2，3 2600 1000 K1 TS1 TL1 300 2.0 RB 0 部分熔融 4 2400 1500 K1 TS1 TL1 300 2.0 RF 0 大陆上地壳 干固相 5 2750 1000 K1 TS1 TL1 300 1.0 RB 0.15 水化 7 2700 1000 K1 TS1 TL1 300 1.0 RB 0 部分熔融 9 2400 1500 K1 TS1 TL1 300 1.0 RF 0 大陆下地壳 干固相 6 2950 1000 K2 TS2 TL2 300 0.5 RC 0.15 水化 8 2900 1000 K2 TS2 TL2 300 0.5 RC 0 部分熔融 10 2400 1500 K2 TS2 TL2 300 0.5 RG 0 大洋地壳 干固相 12 3000 1000 K2 TS2 TL2 380 0.25 RC 0.6 水化 11 3000 1000 K2 TS2 TL2 380 0.25 RB 0 部分熔融 13 2900 1500 K2 TS2 TL2 380 0.25 RG 0 地幔 干固相 14，15 3300 1000 K3 TS3 TL3 - 0.022 RD 0.6 水化 16，17 3300 1000 K3 TS3 TL3 - 0.022 RE 0 部分熔融 18 2900 1500 K3 TS3 TL3 - 0.022 RG 0 参考文献 - - 1，2 - 3 5，6 5，6 1，2 1 4 - 注： 不同岩石类型的数字标号如图 1所示.所有岩石具有相同的热膨胀系数(α=3×10-5 K-1)和压缩系数(β=1×10-5 MPa-1).热传导系数计算如下：K1=[0.64+807/(TK+77)]exp(0.00004PMPa)；K2=[1.18+474/(TK+77)]exp(0.00004PMPa)；K3=[0.73+1293/(TK+77)]exp(0.00004PMPa).岩石固相线温度计算如下：TS1={889+17900/(P+54)+20200/(P+54)2，P＜1200 MPa} 或 {831+0.06P，P>1200 MPa}；TS2={973-70400/(P+354)+778×105/(P+354)2，P＜1600 MPa} 或{935+0.0035P+0.dqwlxb-59-8-280662P2，P>1600 MPa}； TS3=KATZ2003.岩石液相线温度计算如下：TL1=1262+0.09P；TL2=1423+0.105P；TL3=KATZ2003.岩石的黏滞性流变性质如表 1所示.模型中塑性形变主要受控于等效内摩擦角.参考文献分别为: 1=Turcotte和Schubert，1982；2=Bittner和Schmeling，1995；3=Clauser和Huenges，1995；4=Ranalli，1995；5=Schmidt和Poli，1998；6=Katz等，2003.

表 2 数值模型采用的物质参数 Table 2 Material properties used in the numerical experiments

两组数值模型的边界条件完全相同.对于速度边界条件，顶部(y=0)和前后两个侧面(z=0和z=656 km)是自由滑动边界.底部边界是渗透性边界，采用近无限深度的外部自由滑动边界条件(Li et al.，2013).模型的左右两个边界是会聚边界，自初 始条件开始，两个边界之间的会聚速率保持4 cm·a^-1 不变.对于温度边界条件，模型顶部为固定温度(0 ℃)；四周的侧面边界条件为水平方向温度梯度为零(即零热流).底部边界采用的是外部边界固定温度条件，即在模型底边界(680 km)之下的200 km处，假设一个固定的地幔温度，这样就可以使得在底部渗透边界处，温度和热流都可以据模型演化而动态调整(Li et al.，2013).

方形大陆板块俯冲-碰撞的初始模型如图 1a所 示，两个大陆板块之间的大洋板块的长度约为450 km，板块的会聚速率保持4 cm·a^-1不变.

该模型的演化结果揭示大洋俯冲带和大陆碰撞带产生了差异巨大的演化特征.在大陆碰撞带，大陆岩石圈紧随着大洋板块的俯冲而进入俯冲隧道(图 2a)，但是由于大陆地壳的密度较小，因此伴随着大陆俯冲的进行，一些地壳物质会从俯冲板块拆离并发生折返(图 2c).同时，先期俯冲的大洋板块在碰撞后发生断离，断离深度约为150 km，断离时间为20 Ma左右(图 2c).板块断离后，残留的俯冲板块向上弯曲，造成大陆板块俯冲角度变小，并进一步推动了俯冲大陆地壳的折返(图 2e).在大洋俯冲一侧，海沟持续地后撤，伴随着俯冲大洋板块的脱水，以及地幔楔中的水化和部分熔融作用(图 2b，2d，2f).同时，大洋海沟的后撤产生了弧后的扩张，进而促进了上覆地壳物质从陆-陆碰撞一侧向洋-陆俯冲一侧逃逸.

图 2

Fig. 2

图 2 方形大陆板块俯冲-碰撞数值模型 颜色代表不同的岩石类型，色标如图 1.(a，c，e)大陆碰撞一侧的模型演化；(b，d，f)大洋俯冲一侧的模型演化. Fig. 2 Numerical model with rectangular subducting continental plate Colors represent different rock types as in Fig. 1.(a，c，e)Evolution of the continental collision side；(b，d，f)Evolution of the oceanic subduction side.

楔形大陆板块俯冲-碰撞的初始模型如图 1b所示，两个大陆板块之间的大洋板块的长度在模型侧面的最窄处约为250 km，在模型中部的最宽处约为600 km.与方形大陆板块会聚模型相同，板块的会聚速率仍然保持4 cm·a^-1不变.

该楔形大陆板块俯冲-碰撞的数值模拟结果也揭示了大洋俯冲一侧和大陆碰撞一侧截然不同的演化特征.大洋板块持续地俯冲到地幔之中，伴随着俯冲板块的脱水以及地幔楔的部分熔融.同时，由于海沟的后撤导致上覆岩石圈的伸展以及弧后的扩张(图 3b，3d，3f).在大陆碰撞一侧，俯冲的大陆地壳物质从不同的深度处折返(图 3a).楔形大陆板块的犄角持续地深俯冲，直至约250~300 km深度处发生断离(图 3c)，而后俯冲大陆板块的角度变缓，并逐渐转变为低角度下插模式(图 3e).楔形大陆板块与方形大陆板块俯冲的主要差别在于，前者楔形板块犄角处的大陆板块较窄，相对容易地俯冲到较大的深度，而后发生物质的折返以及板块的断离(图 2，3).

图 3

Fig. 3

图 3 楔形大陆板块俯冲-碰撞数值模型 颜色代表不同的岩石类型，色标如图 1.(a，c，e)大陆碰撞一侧的模型演化；(b，d，f)大洋俯冲一侧的模型演化. Fig. 3 Numerical model with wedge-shaped subducting continental plate Colors represent different rock types as in Fig. 1.(a，c，e)Evolution of the continental collision side；(b，d，f)Evolution of the oceanic subduction side.

图 2和图 3中两种不同形态大陆板块的俯冲-碰撞模型揭示二者在大尺度动力学方面具有一定的共性，都展示了大洋板块俯冲的连续性以及大陆碰撞之后俯冲板块的断离.但是，二者在大陆板块深俯冲、岩石折返及板块断离的深度方面又具有很大的差异性.为了进一步揭示这种深部结构的差异性，我们将模型内部结构的演化进行对比(图 4)，该图中只显示大洋板块和大陆板块的地壳物质，而过滤掉地幔物质，从而能够更加清晰地展示模型深部结构的演化特征.

从两个模型内部结构演化的对比发现，方形大陆板块的俯冲和断离深度较浅，结合图 2可得，板块的初始断离深度约为150 km，并从模型侧面边缘向洋-陆转化带快速扩展.而后大陆板块俯冲角度变缓，从而形成一个断离窗口(图 4a-4c).在楔形大陆板块的俯冲-碰撞模型中，犄角处的大陆板块可以 俯冲至更大的深度处，而后发生断离(250~300 km). 断离窗口沿着楔形的俯冲大陆板块向内并向上扩展，从而中部洋-陆转换区域的大陆俯冲和板块断离的深度较浅(图 4d-4f).但是两个模型都显示，板块断离并非沿着洋壳和陆壳的转换带而发生，而是在大陆板块内部的一定位置处，从而俯冲的大洋板块可以拖曳一定宽度(约60~70 km)的大陆边缘板块持续向下俯冲(图 4).

图 4

Fig. 4

图 4 方形和楔形大陆板块俯冲-碰撞模型的内部结构演化对比 颜色代表不同的岩石类型，色标如图 1.(a-c)方形大陆板块俯冲碰撞模型；(d-f)楔形大陆板块俯冲碰撞模型. Fig. 4 Comparison of internal structures between subduction models with rectangular and wedge-shaped continental plates Colors represent different rock types as in Fig. 1.(a-c)Model evolution of rectangular continental plate subduction；(d-f)Model evolution of wedge-shaped continental plate subduction.

大陆深俯冲的驱动力既包括大陆板块前端已经俯冲的大洋板块的“拉力”和后端洋中脊的“推力”(Turcotte and Schubert，2002)，也包括三维空间中 俯冲大陆板块侧面的大洋板块的拉力.基于对后者进行的数值模拟研究，前人提出了大洋板块拖曳其侧面的窄条陆壳俯冲的模型，并且得到当陆壳厚度为30 km时，大洋俯冲可拖曳的大陆板块极限宽度约为70~90 km；当陆壳厚度为20 km时，可拖曳大陆板块极限宽度为100~150 km(石耀霖和范桃园，2001，2002).我们新的数值模型中大陆地壳的厚度为35 km，包含20 km的上地壳和15 km的下地壳，同时模型包含了更加实际的地质过程，例如脱水-水化作用、部分熔融作用等.模拟结果显示，俯冲的大洋板块可以拖曳约60~70 km宽的大陆板块(无论是方形还是楔形)持续向下俯冲(图 4).这与前人的模型结果具有比较好的吻合(石耀霖和范桃园，2001).

同时，这种大洋板块拖曳其侧面的窄条陆壳俯冲的模型在自然界中也有很好的观测，例如新西兰南岛北端的陆壳俯冲带(Allis，1981；Reyners and Cowan，1993；Eberhart-Phillip and Reyners，1997；Walcott，1998；石耀霖和范桃园，2001).图 5显示在新西兰岛东海岸，太平洋的大洋岩石圈板块向西俯冲到澳大利亚板块之下，而大洋俯冲带南端与大陆组分的Chatham隆起相邻.冷而密度高的大洋俯冲板块可以携带其南部东西向延伸的Chatham隆起及附近南北宽度约100多公里的窄条低密度陆壳岩石俯冲到新西兰南岛北端之下.相反，Chatham隆起更南的大陆地壳的主体飘浮在地幔之上而不能俯冲下去.因此，这里产生了一种特殊的现象，在南岛北端的大陆俯冲带与一般由于温度较冷而地震波速较高的大洋板块俯冲带不同，该处大陆俯冲带因陆壳波速低于地幔波速，因此俯冲带反而呈低速(Eberhart-Phillip and Reyners，1997)(图 5b-5d).无论是多种独立的数值模型，还是自然界中的观测都证实大洋俯冲板块可以拖曳一定宽度(几十至一百多千米左右)的大陆(边缘)板块深俯冲至地幔之中.

图 5

Fig. 5

图 5 太平洋板块向新西兰岛之下俯冲的构造简图 该地区是一个从大洋俯冲带沿走向过渡为大陆俯冲-碰撞带的典型实例. Fig. 5 Tectonic sketch of Pacific plate subduction under New Zealand island The Pacific plate subducts mainly under the North Island and northern part of the South Island of the New Zealand. The Chatham rise，located at the southern end of the subduction zone，is mainly composed of continental crust，although it is below the sea level. In contrast，the northern section of the subduction zone is definitely oceanic subduction. The seismic P-wave velocity structures also reveal the continental plate subduction under the northern part of the South Island(Eberhart-Phillip and Reyners，1997). Thereby，this is a typical region for along-strike transition from oceanic subduction to continental subduction and collision.

方形和楔形大陆板块俯冲-碰撞模型的对比发现，在会聚速率等其他条件一定的情况下，楔形俯冲板块的前端(即比较窄的大陆板块)更容易俯冲到比较大的深度(图 4)，而后才发生断离，这很大程度上归功于与之相邻的侧向大洋板块的牵引.在模型总宽度一定的情况下，如果大陆板块的宽度较小，那么大洋板块相对较宽；进而俯冲洋-陆板块所受到的牵引力较大，而负浮力的积累较小，从而可以俯冲到相对较大深度处.该实验结果表明，大陆板块的俯冲、断离和折返不仅受控于自身所在的二维垂向剖面的应力演化，而且受控于三维空间中相邻板块的作用力.

自然界中的超高压变质岩石往往出露于造山带的一端，而非沿整个造山带展布，例如：喜马拉雅造山带的西构造结附近、阿尔卑斯造山带的西南端，挪威的西部片麻岩省，以及秦岭-大别造山带东部的大别和苏鲁地区(Liou et al.，2004).这种分布特征与大陆俯冲板块的几何形态可能具有一定的关联，下面我们以喜马拉雅造山带和秦岭-大别造山带的超高压变质岩石的分布为例进行探讨.

对于喜马拉雅造山带而言，前人推测印度板块的西缘可能率先与亚洲碰撞，而后逐渐向喜马拉雅 腹地拓展(Rowley，1996；Treloar and Coward，1991). 同时，整个喜马拉雅造山带已经发现的超高压变质岩石都集中于造山带的西缘，而整个喜马拉雅腹地并无超高压岩石发现(Yin，2006；Li et al.，2011).在这种构造背景下，即使印度-亚洲会聚的速率保持恒定(如数值模型)，由于其侧面大洋俯冲板块的拖曳，西喜马拉雅地区印度板块也能够俯冲到比较大的深度，从而相对容易形成超高压变质岩.同时，前人的数值模拟结果也表明，在较高的板块会聚速率下，大陆岩石圈更容易俯冲至比较大的深度(Li et al.，2011)，因此如果伴随印度-亚洲大陆碰撞的进行，会聚速率降低，那么将进一步导致率先高速俯冲碰撞的西喜马拉雅地区相对于后期慢速俯冲的喜马拉雅腹地更容易产生大陆深俯冲和超高压折返.

对于秦岭-大别-苏鲁造山带，一般认为扬子大陆板块东部首先向华北板块之下俯冲，而后向西呈剪刀状闭合(如，马醒华和杨振宇，1993；Yin and Nie，1993).在此构造背景之下，基于数值模拟的结果可得在东部地区大陆板块可以俯冲到很大的深度处，而西部地区大陆俯冲深度较浅.该模型也可以比较好地解释，东部苏鲁-大别地区产生大陆板块的深俯冲以及超高压变质岩石的折返(Cong and Wang，1999；郑永飞等，2009)，而在西部的秦岭 地区主要发生陆-陆碰撞造山，不形成超高压变质带.

本文中，我们建立了不同三维几何形态(方形和楔形)的大陆板块俯冲-碰撞数值模型.主要结论如下：

(1) 洋-陆空间转换数值模型揭示深部结构沿走向的差异性，大陆碰撞带发生俯冲板块断离，而大洋俯冲板块持续下插.同时，地壳物质发生从陆-陆碰撞带向洋-陆俯冲带的侧向逃逸.

(2) 相对于方形大陆，楔形大陆板块的前端更容易俯冲到比较大的深度(250~300 km)，而后发生断离；这很大程度上归功于俯冲带中大洋板块较大的牵引力和大陆板块相对较小的负浮力之间的竞争效应.

(3) 大陆碰撞带板块断离后，侧向的大洋俯冲板块仍可以拖曳约60~70 km宽的大陆板块(无论是方形还是楔形)持续向下俯冲.

(4) 这些模拟结果有助于理解新西兰南岛北端大陆板块俯冲带与大洋板块俯冲带侧面相接时，陆壳俯冲带地震波速为低速的现象；显示该处可能正是现今活动的陆壳俯冲场所.同时，数值模型还对喜马拉雅和秦岭-大别造山带中高压-超高压岩石展布沿走向的差异性特征和机制提供启示.

感谢张立飞老师提供的有益讨论和帮助.感谢两位评审人的建设性意见和建议.