鄂尔多斯块体周缘新生代断陷活动动力学成因机制初探

摘要：鄂尔多斯块体（下文简称块体）位于华北、华南和青藏板块的交接部位，其周缘边界上，均被新生代的剪切拉张断陷盆地或断裂围限。本文基于前人研究基础，系统归纳总结出块体及周缘断陷带新生代地质构造、火山活动和地壳结构的基本特征。进而，结合近年来获取的研究区GPS水平速度场和反映上地幔变形特征的SKS波分裂结果，提出了壳-幔耦合垂直贯通的变形模式，该模式能够很好的解释和吻合现今地质、地球物理和大地测量获取的结果。即青藏高原上地幔物质东向挤出在受到坚硬的鄂尔多斯地块西南部的阻挡后，沿着其周缘的构造薄弱带分叉横向流动，一支向北运动导致银川断陷带的形成；另一支则沿汾渭断陷带流动，从而导致了汾渭断陷带的形成和演化。

关键词：鄂尔多斯块体及周缘、GPS观测、SKS波分裂、动力学机制、壳幔耦合

引言

块体构造部位特殊，处在华北、华南和青藏板块的交接部位。向东为中新生代经受强烈构造活动的华北克拉通，其西南为新生代以来急剧隆升、扩展的青藏高原。块体内部稳定且构造活动微弱，而环绕四周的却是新生代以来活动强烈的断陷带和断裂带，同时也是地震多发带，其南部和东部的汾渭盆地更是中国大陆内部著名的强震活动带。

本文拟从研究区地质构造、地球物理、大地测量等方面所取得的基本认识入手，总结出一些基本的背景特征。在此基础上探讨块体及其周缘新生代构造活动的动力学成因机制。

1. 块体周缘构造带地质构造特征

块体在其周缘边界上，均被新生代的剪切拉张断陷盆地或断裂围限。总体而言，其东部和西部分别对应于山西断陷带和银川――吉兰泰断陷带，南部和北部则分别对应于渭河断陷带和河套断陷带。而其西南边界是一个典型的北西――北西西方向的挤压构造带（如图1）。

块体西南边界位于青藏高原东北缘，是一条挤压性或压扭性构造边界，由海原――六盘山――陇县、天景山――香山、烟筒山和牛首山等逆走滑断裂、逆断裂、褶皱隆起山地和压陷盆地组成。晚更新世以来，这些断裂均具有左旋逆冲走滑的特征[1-4]。越过块体西南挤压性或压扭性的六盘山构造带，向东向北即是块体南部的渭河断陷带和西部的银川――吉兰泰断陷带。

渭河断陷带包括西安凹陷、固市凹陷。其活动明显受控于南界的秦岭北缘断裂和华山山前断裂，盆地沉降中心位于主断裂一侧。新生代沉积厚度达6500m，第四系厚度亦达1300m（详见表1），自始新世盆地接受沉积[2]。研究表明该带具有左旋引张的运动特征。

银川――吉兰泰断陷带主要为一系列NNE向的右旋正断控制。银川盆地新生界和第四系厚度基本与渭河断陷带相当，吉兰泰盆地分别为2500m～3000m和400m[2]，盆地及断陷自始新世开始接受沉积[5]。

作为块体北部边界的河套断陷带，平面上呈东西向展布。受其北侧大青山、乌拉山和色尔腾山山前正断裂所控制，新生界和第四系最大厚度可达12000m和2400m，均分布于西端的临河盆地。河套断陷盆具有左旋正走滑断裂的活动特征，调查研究表明该带下陷接受沉积的时代为渐新世[2]。

山西断陷带是一条不连续右旋剪切拉张带。在其中段即主体部位沉积盆地内堆积了1000m～3800m的上新统和第四系。在山西断陷带剪切段作左阶排列的活动断裂和断陷盆地之间的不连续阶区还形成了两个最典型的推挤型隆起，即石岭关和灵石隆起。此外在恒山――大同及以北地区有新生代火山活动的记录。

构造图据文献[6]；剖面A（据靳金泉，1988），C（据汤锡元等，1992），D河套盆地呼和浩特（据刘池洋，1992）转引自文献[7]；剖面B，E，F据文献[9]

从以上的讨论，可以得到以下基本认识。块体的西南边界――六盘山一带，位于青藏高原的东北缘，新生代以来具有典型的逆冲左旋走滑的运动性质，其构造线为北西――北北西向，形成了一套挤压应力作用下的构造形迹。块体的南边界和北边界均具有左旋走滑的运动特征，而东、西边界则具有右旋走滑的运动特征。从盆地分析的角度（详见表1），可见周缘断陷带首先从其南边界的渭河带和西边界的银川――吉兰泰带开始破裂断陷，自渐新世开始河套带开始裂陷发育，作为东边界的山西带则活动最晚时限基本在上新世，比及最早活动的渭河带及银川――吉兰泰带要晚约40Ma。若将上述独立的断陷事件联系起来看，地块周缘断陷带具有向北东向发展的时空演化特征。

地块及其周缘作为一个典型的新生代陆内断陷活动带，其动力学必然服从于新生代以来中国大陆总体动力学背景。众所周知，新生代以来中国大陆主要受印度板块的俯冲、推挤和东部太平洋板块的俯冲作用影响，但究竟是哪种作用主导了这一地区的构造活动是一个值得讨论的问题。从上述的地质构造特别是西南边界六盘山新生代至今仍然强烈挤压变形来看其主导因素应属于前者，这一看法从地震活动性研究分析上也得到了相应的支持[8]。

2. 块体周缘的新生代火山活动

火山岩及其携带的包体对于研究地球深部活动十分有益。新生代在块体周缘存在两个火山活动中心，一是位于山西断陷带北部的大同凹陷，另一个是位于西秦岭的宕昌一带。八十年代以来许多学者对上述两处火山岩从岩石学、地球化学、年代学、流变学到地幔捕虏体相变及变形特征都进行了系统的研究。现从以上特征分别对两处新生代火山岩及其包体所涉及的问题综合分析并归纳如下：

山西大同的新生代火山群，存在多期活动的特点：渐新世喷发限于大同东南的繁峙和阳原喷出时间分别为35.2Ma～25.8Ma及29.3Ma～23.92Ma；中新世晚期到上新世喷发中心向北大范围喷发活动，时限为7.5Ma～4.3Ma；中晚更新世喷发位置主要在大同县，其中0.4Ma为其喷发高潮期[9]。玄武岩类型主要为拉斑质到碱性系列，且具有从老到新碱性有逐渐增强的趋势。包体主要为尖晶石相的二辉橄榄岩。包体的显微构造特征主要以各种晶内变形为主，属于高温位错蠕变。由包体的化学成分计算得到的平衡温度为900℃～1050℃，平衡压力为1.1GPa～1.7GPa，其来源深度为40km～56km[10]。其构造环境应归属于地壳伸展的大陆裂谷，地质学家认为，正是地幔上隆才导致了地壳减薄、拉张，从而形成地表的断陷和凹陷构造。火山活动所夹带的变形幔源包体是活动上升地幔底辟的证据[11]。地震测深资料已经证实，上述构造区存在地幔上隆的迹象（如图1）。

西秦岭宕昌新生代火山岩的喷发时限主要集中在22Ma～23Ma之间，并认为可能还存在部分上新世和（或）更新世火山作用的产物[12]。熔岩类型为钾霞橄黄长岩，是一种超钾质火山，可以产在大陆和太洋两种构造环境，尤以大陆裂谷最为常见[13]。包体有尖晶石相的二辉橄榄岩，并出现尖晶石一石榴石相二辉橄榄岩[14]。包体的显微构造特征除具有残斑结构外还具有板状变晶结构，主要矿物都成拉长的板状，并有明显的定向排列，可以构成宏观可见的叶理，而在中国东部包体板状变晶和粒状变晶结构较为少见。上地幔的流变学剖面表明，该区上地幔流变特征与华北地区（或整个东部地区）有所不同，主要表现在该区虽然也存在软流层的底辟上涌，但其规模明显不如华北地区，因此，相应的岩石圈减薄也没有中国东部地区明显。在该区岩石圈上地幔存在上地幔的剪切带[15]。新生代以来青藏高原的快速隆升，使得受华北陆块、扬子陆块、青藏高原三面围限的西秦岭地区遭受强烈挤压和剪切变形[16-18]。这种构造作用可能波及深部的岩石圈地幔，使得地幔橄榄岩发生破碎、变形，形成具有很好定向排列的橄榄岩，并被火山岩所捕获。因此，该时期的岩浆活动、捕虏体和捕虏晶是西秦岭地区构造运动事件的见证[19].

3. 块体及周缘地壳结构特征

据重力实测资料及反演结果表明，块体内部莫霍面变化平缓，埋深40km～42km，且东浅西深[20]，而沿着块体周缘莫霍面埋深均相对变浅。地震资料反演结果表明，断陷带内中下地壳出现低速体，且低速体异常发育的部位往往对应于凹陷活动强烈的部位。

运用天然和人工地震资料许多学者对块体西南缘及西缘的地壳结构进行了反演，认识比较一致[21-24]。据图2可见，地壳厚度从SW―NE及E方向地壳逐渐减薄。在银川地堑莫霍面隆起，埋深38km～42km左右，盆地四周加深至44km～45km并在其西南部出现莫霍面的陡变带。海原东部的陡变带可能对应于六盘山断裂带。另外，图中表现出了两个较明显的反“S”的等深线的弯曲，总体上具有相似性。其一，是从图中西北部的张掖、祁连、刚察向南东方向弯曲，自永登和兰州向西陡拐，而自同仁及合作以后其方向调整为南―南东向。其二，则是起自阿拉善左旗沿南东向，在灵台陇县及天水一线方向转变为近东西向，自天水向南方向再次出现陡拐变为近南北向。这两个明显的反“S”特征在整体上具有形似性，只是在其之间的定西武山一带变化过渡平缓。这一点体现了该地区具有从西向东地壳减薄，地幔隆起的同时自西（同仁）向东（灵台），可能与其东西向的断裂相对应。且地壳具有楔状深入的特点。

在块体的南部渭河断陷带及块体东部的山西断陷带，据图3可看出，现今所见的沉陷的中心都对应于地壳减薄，莫霍面上隆的区域。渭河盆地莫霍面埋深33km较盆地两侧上隆6km。运城盆地莫霍面埋深35km，临汾盆地莫霍面埋深37km，两者的等深线在其北侧和西侧梯度较大。山西断陷带中部的太原和忻州盆地莫霍面埋深在38km～39km，比盆地两侧浅约2km，其东西两侧埋深线梯度变化均相对较大。山西带北部的大同盆地莫霍面埋深40km比两侧仅浅1km。综上，可以看出在块体的南缘至其东缘中部的太原盆地再到北部的大同盆地莫霍面埋深有逐渐变深的特征，而山西带相较于渭河带莫霍面埋深总体深5km～7km。

从电性结构剖面来看，块体西部北段的银川盆地具有上宽下窄、最深达约8 km低阻层，对应盆地内的巨厚新生代沉积，具有断陷盆地特征.该盆地的中地壳10km～13km的深度存在低阻体。鄂尔多斯块体西部的内地壳成层性较明显，在35km～42km的深度出现低阻体，向上至上地壳5km为稳定的高阻体层位[25]。西缘南段跨过鄂尔多斯地块的电磁探测结果[26-27] 。也揭示了同样的深部电性结构特征，说明鄂尔多斯地块西缘在南部和北部具有相同的深部结构特征[25]。

据天然地震资料反演结果显示[28]，在渭河断陷带南北两侧，地壳速度结构较为复杂，在断陷带的南侧靠近秦岭北缘断裂及华山山前断裂一侧的下地壳20km～30km，出现厚度约10km的低速体，甚至在西安南部的子午镇下部100km处仍然维持着较低的速度水平。

山西断陷带临汾盆地，地壳11km～13km发育低速体，厚约3km[29]，地壳在11km左右存在低速体，且相应的低速体与凹陷带均有较好的一致性，另外结果还显示在40km左右莫霍面的深度上出现连续分布的低速体，而其连续性恰在临汾盆地的下部被打破，在这个间断部位的上方约6km的地方出现一个在尺寸上能于间断部对应的低速体。

对块体北缘的河套断陷带东部的呼包盆地运用天然地震接受函数的方法反演壳幔结构特征表明，盆地周缘地壳厚度变化不大，在43km～46km范围变化。莫霍面面比较平坦，呼包盆地北部的阴山山脉地区稍浅于盆地南部的鄂尔多斯高原北缘[30]。其中地壳于18km深度上发育低阻体[31]。

4. GPS和SKS波分裂揭示青藏高原向鄂尔多斯块体周缘的侧向挤出

近二十年新出现并得到广泛应用的GPS空间大地测量技术，从大尺度上为认识区域地壳水平形变和深入研究现今大陆动力学变形机理提供了重要依据。同时，地震SKS波分裂是研究岩石圈各向异性的重要手段。SKS波在传播过程中遇到各向异性层，会分裂成一个沿各向异性对称轴偏振的快波和一个与快波垂直偏振的慢波，通过分析可以得到的一对快波偏振方向西和快慢波到时差。目前普遍认为，快慢波到时差反映各向异性层厚度和强度[33]。对于快波偏振方向被解释为地幔橄榄岩晶体在构造应力作用下晶格优势方向的反映[34]。在构造活动区，各向异性反映了正在进行的构造运动.利用区域宽频带地震台网和流动宽频带地震剖面所获得的上地幔SKS快波方向（主要代表上地幔晶体的优势排列方向或上地幔流动方向）获得了与GPS地壳水平运动（图4）所揭示的沿块体周缘侧向绕流运动图像相类似的结果[35]。在其东侧的太行山区和华北平原区，SKS快波方向则表现为比较一致的NW―SE向展布[36]。

GPS地壳水平运动速度、上地幔SKS快波方向沿鄂尔多斯周缘具有相似的绕流运动图像。这一发现为从新认识和研究鄂尔多斯周缘动力学成因机制给予了新的启迪。

5. 块体周缘断陷带动力学机制

块体周缘断陷带的成因应与青藏高原东北缘下地壳――上地幔塑性物质沿秦岭中央造山带（印支期）、山西隆起造山带（燕山期）和贺兰山造山带（燕山期）等岩石圈异常部位的横向挤出流动密切相关。块体周缘断陷带是上地幔塑性物质沿挤出方向水平运动和沿构造薄弱带向上入侵、横向扩张的综合演化结果。这种成因模式可能既不同于传统意义上的主动型裂谷（热柱或地幔上隆引起拉张裂陷），也不同于传统意义上的被动型裂谷（区域岩石圈张应力引起破裂，然后地幔上涌）。

GPS和SKS波耦合机制的研究揭示了块体周缘可能存在的下地壳――上地幔的垂向贯通的横向运动模式。这种挤出流动的动力学模式必须回答一系列最基本的问题并能够合理科学的解释现存的观测结果。为什么会在块体西南缘会出现分叉挤出流动？首先新生代以来印度板块与欧亚板块的汇聚碰撞不仅导致了欧亚板块的变形缩短继而导致了青藏高原的隆升，并在高原的东南部川滇一带和东部至东北部（四川盆地的西北缘和鄂尔多斯地块周缘）呈现出明显的侧向挤出特征，在这些地区广泛发育了与之相互配套的走滑断裂。这样的动力学背景为上述分叉挤出模式提供了“物源”和“力源”。还必须合理科学的解释它为什么沿着这样的路径运动？首先地震层析成像揭示了鄂尔多斯地块和四川地块下部在200km以内均可识别出明显的圆块状高速体，这样类似于“龙骨”一样的高速体在下地壳――上地幔韧性流动过程中能起到阻挡――分流作用。

块体周缘先存的秦岭――中央造山带、山西境内的北东向展布的华北转化造山带以及贺兰山造山带特殊的岩石圈结构满足这种动力学模式所需的“通道”。对秦岭带与贺兰山带的研究显示其下地壳――上地幔仍然应有高热流及较强塑性的特征，这样满足青藏高原东北缘在六盘山一带的强烈挤压后，下地壳―上地幔的物质能够沿着上述“热”而“软”的通道横向“流动”[37-39]。同时秦岭和贺兰山都有复合造山带的特征，那么主造山期形成的构造薄弱带为新生代以来下地壳――上地幔物质的上涌提供了垂向通道，上涌的物质扩展引张导致了断陷带的开裂[39]。

6. 讨论

侧向挤出流动模式是从现今地表附近GPS速度矢量和SKS波分裂（反映上地幔构造活动的方向）之间的耦合关系而形成的。首先用这种模式很容易解释块体周缘断陷带首先从北部的银川断陷带和南部的渭河断陷带开裂，并朝着北东向迁移发展的特征。其次下地壳――上地幔在流动过程中，可以导致局部热流异常从而在中上不地壳造成局部的熔融，对应于地球物理手段探测到的在周缘断陷带内的壳内低速体。同时在一些构造裂隙发育的地方，流体的会不断上涌和扩张导致莫霍面减薄与一些沉陷中心的形成。另外，模式当然满足现今研究区形变测量的相应结果。

在大量GPS观测事实表明青藏高原东北缘的东向扩展迁移。地震、大地电磁、航磁、重力等地球物理探测与研究表明青藏东北缘深部结构特征是[40-42]，该区地壳由于存在一些低速体的扰动而使其结构复杂横向和纵向变化较大。莫霍面埋深总体为西南深而东部、东北部较薄，局部地区差异变化较大，埋深较浅处往往与伸展断陷带对应。与上地壳（20km以浅）的高阻性相反在中下部地壳主要表现为低阻性。壳幔之间（40km～69km）结构复杂，为高速与低速体互层，电阻率有所增高。上地幔存在低速体的扰动和侵入，这种现象可能会导致壳幔边界的物性变化。这些地球物理资料表明该区内下地壳――上地幔存在横向流动的可能。

块体西南边界的六盘山一带在块体周缘的研究中有着重要地位。新生代以来一直是一个挤压逆冲的强烈变形区。另外还是GPS和SKS出现方向分叉的地方，最新的水准测量结果也显示该区仍然具有强烈的垂向隆升[43]。印度板块的北东向推挤及其远程作用是本区（块体的南――东南缘和西缘）的主要动力源。

青藏高原新生代火山活动均有随时空迁移演化的特征，其后碰撞（45Ma～50Ma）以来一个重要的迁移方向就是向着东部的西秦岭迁移[44]。西秦岭宕昌火山岩的研究表明其喷发时限为20Ma～23Ma，属于碰撞后火山岩类型，是紧随高原腹地之后火山作用在高原周边地区的响应[12]，推测很有可能是高原物质横向流动的产物，其熔岩所携带的地幔包体具有韧性剪切带的组构特征，也表明该区域地幔韧性流动的存在，虽然现在还无法回答具体是什么时间的构造变形，但它极有可能是新生代以来至20Ma之间深部构造横向活动的产物，而且至少提供了启示和思路。

前文已经叙及，大同新生代火山岩在活动周期、岩石学及岩石学演化特征、包体的矿物组合及变形特征均与中国东部的新生代火山岩相同或相似，这些特点均与西秦岭宕昌火山岩有较大的差别；从地震剖面（图1）看，块体周缘除大同外盆地均有不对称发育的特点即均受到一些深大断裂的控制，而大同盆地具有典型的地幔主动上隆对称伸展沉陷的特征（主动裂谷）；GPS水平速度场和SKS分裂快波方位（图4）也揭示了北西向展布的特征。这些来自不同侧面的差异，都指向了大同盆地相对于块体周缘其它沉陷盆地具有深刻的动力学背景差异。

参考文献：

[1] 邓起东，程绍平，闽伟等.鄂尔多斯块体新生代构造活动和动力学 的讨论[J].地质力学学报， 1999，5（3）：13～20.

[2] 国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组.鄂尔多斯周缘活 动断裂系[M ].北京： 地震出版社.1988.

[3] 闵伟，邓起东.香山―天景山断裂带的变形特征及走滑断层端部 挤压构造的形成机制[J].活动断裂研究，1991，（1）：71～ 811.

[4] 杨巍然，孙继源，纪克诚等.大陆裂谷对比.1995.武汉：中国地质大 学出版社，11～41.

[5] 赵红格，刘池洋，王锋等.贺兰山隆升时限及其演化[J]. 中国科学 （D）辑，2007，37（增刊）：185-192.

[6] 中国地震局《中国岩石圈动力学图集》编委会.中国岩石圈动力 学图集.北京：中国地图出版社，1989.

[7] 车自成，刘良，罗金海.中国及邻区区域大地构造学[C].北京：中国 地图出版社，2002.

[8] 范俊喜，马 瑾，甘卫军.鄂尔多斯地块运动的整体性与不同方向边 界活动的交替性[J].中国科学（D）辑，2003，33（增刊）：120-128.

[9] 邢作云，赵 斌，涂美义等.汾渭裂谷系与造山带耦合关系及其形成 机制研究[J]. 地学前缘，2005，12（2）：248-262.

[10] 陈孝德，林传勇，张小鸥等.山西大同第四纪火山岩中幔源包体 的变形特征及其上地幔流变学意义[J]. 地震地质，1997，19（4）： 314-319.

[11] 陈孝德，史兰斌，林传勇.华北第四纪火山作用研究[J]. 地震地 质，2001，23（4）：565-572.

[12] 喻学惠，赵志丹，莫宣学等.甘肃西秦岭新生代钾霞橄黄长岩 的40Ar/39Ar同位素定年及其地质意义[J].科学通报，2005，50 （23）：2638-2643.

[13] 喻学惠，莫宣学，Martin Flower，等.甘肃西秦岭新生代钾霞橄黄 长岩火山作用及其构造含义[J].岩石学报，2001，l7（3）：366-377.

[14] 苏本勋，张宏福，王巧云等.中国东部及西秦岭地区新生代岩石 圈地幔中的相转变带及其温压条件[J].岩石学报，2007，023（06）： 1313-1320.

[15] 史兰斌，林传勇，陈孝德.由甘肃宕昌好梯幔源包体推导的上地 幔物质组成、热结构和流变学特征[J].地震地质，2003，25（4）： 526-542.

[16] 姜晓玮，王江海，张会化.西秦岭断裂走滑与盆地的耦合―西秦 岭―松甘块体新生代向东走滑挤出的证据[J].地学前缘，2003， 10（3）：201-208.

[17] 周民都，张元生，石雅缪等.青藏高原东北缘地壳三维速度结构 [J].地球物理学进展，2006，21（1）：127-134.

[18] 邓万明.中国西部新生代火山活动及其大地构造背景―青藏及 邻区火山岩形成机制[J]. 地学前缘，2003，10（2）：471-478.

[19] 苏本勋，张宏福，肖 燕等.西秦岭宕昌好梯新生代火山岩中橄榄 石捕虏晶的特征及其地质意义[J].自然科学进展，16（11）：1428- 1435.

[20] 唐新功.鄂尔多斯地区重力均衡研究[J].工程地球物理学报， 2009，6（4）：396-398.

[21] 周民都.青藏高原东北缘深地震测深研究成果回顾[J].西北地 震学报，2006，28（2）：189―191.

[22] 王周元.甘肃地区分层地壳结构[J].西北地震学报，1984，6（3）： 84―91.

[23] 周民都，吕太乙，张元生等.青藏高原东北缘地质构造背景及地 壳结构研究[J].地震学报，2000，22（6）：645―653.

[24] 曾融生，孙为国，毛桐恩等.中国大陆莫霍界面深度图[J].地震学 报，1995，17（3）：322―327.

[25] 王 鑫 ，詹 艳 ，赵国泽等.鄂尔多斯盆地西缘构造带北段深部电 性结构[J].地球物理学报，2009，53（3）：596-603.

[26] 赵国泽，汤吉，詹艳等.青藏高原东北缘地壳电性结构和地块变 形关系的研究[J].中国科学（D辑），2004，43（6）：908-918.

[27] 汤吉，詹艳，赵国泽等.青藏高原东北缘玛沁兰州一靖边剖面地 壳上地幔电性结构研究.地球物理学报[J]，2005，48（5）：1205- 1216.

[28] 张学民，刁桂苓，王为民等.陕西省数字地震台下方壳幔速度结 构研究[J].华北地震科学，2005，23（2）：2-9.

[29] 刘昌铨. 嘉世旭.山西高原及临汾盆地上地幔速度结构[A].见马宗晋主编，山西临汾地震研究与系统减灾[C].北京： 地震出版社， 1993.231～235.

[30] 张洪双，田小波，刘 芳等.呼包盆地周缘壳、幔结构研究[J]. 2009， 24（5）：1610-1615.

[31] 国家地震局地学断面编委会.江苏响水至内蒙古满都拉地学断 面（1∶1000000） [M ].北京： 地震出版社.1991.

[32] Flesch L M，Holt W E，Silver P G，et a1.Constraining the extent of crust mantle coupling in Central Asia using GPS，geologic，and shear wave splitting data.Earth and PlanetaryScienceLetters，2005，238： 248～ 268.

[33] Sandvol E.， Ni J.， Ozalaybey S.，et al. 1992. Shear\wave splitting in the Rio Grande Rift， Geophys. Res.Lett.， 19（23）： 2337～ 2340.

[34] 胡亚轩，崔笃信，季灵运等.鄂尔多斯块体及其周缘上地幔各 向异性分析研究.地球物理学报，2011，54（6）：1549～1558， DOI：10.3969/j.issn.0001・5733.2011.06.014

[35] Huang Zhouchuan， Xu Mingjie， Wang Liangshu，et al，2008， Shear wave splitting in the southern margin of the Ordos Block.

[36] 赵亮，郑天愉.华北克拉通上地幔变形及其动力学意义[J].地质 科学， 2009，44（3）：865～ 876.

[37] 张国伟，孟庆任，刘少峰等.华北地块南部巨型陆内俯冲带与秦 岭造山带岩石圈现今三维结构[J].高校地质学报，1997，3（2）： 130-143.

[38] 袁学诚.秦岭陆内造山带岩石圈结构[J].中国地质，2008，35（1）： 2-17.

[39] Kendall J.， Stuart G. t， Ebinger C.，et al. 2005. Magma- assisted rift ing in Ethiopia. Nature， 433： 146～ 148.

[40] 胥颐，刘福田，刘建华等.中国西北大陆碰撞带的深部特征及其 动力学意义.地球物理学报.2001，44（1）：40～47.

[41] 薛光琦，钱辉，姜枚等.青藏高原东北部天然地震探测与岩石圈 深部特征.地球学报，2003，24（1）：19―26.

[42] 赵国泽，汤吉，詹艳等.青藏高原东北缘地壳电性结构和地块变 形关系的研究.中国科学（D辑），2004，34（10）：908-918.

[43] 秦姗兰.西秦岭构造带现今地壳运动与变形.硕士学位论文.长 安大学.2010.

[44] 莫宣学.青藏高原地质研究的回顾与展望[J].中国地质，2010，37 （4）：842-853.