2014, Vol. 57
2. 中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002
, LI Song-Ling2, ZHANG Yong-Qian1, ZHAO Jin-Ren2, PI Jiao-Long1, WANG Fu-Yun2, YAN Ya-Fen1, YANG Hui1, HU Guo-Ze1, PAN Su-Zhen2
2. Geophysical Exploration Center, China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002, China
20世纪中叶海洋板块构造的问世，以水平力系作用替代了传统的垂向力系作用的构造理念，半个世纪以来国人一直以板块构造来指导对我国大陆内部构造的研究，并提出了所谓板块“登陆”的说法.但越来越多的事实表明，单纯地用板块构造来阐述大陆内部构造体系，特别是陆内造山过程，确难以完全厘定其动力学机制.因为大陆内部构造运动学为其周边和陆内不同块体相互作用下，深部与浅部物质与能量交换及其深层动力过程所致(滕吉文，2005).为此，深化认识和理解大陆内部的构造体系与空间格架(Keith,2001)是摆在地球科学工作者面前的一个新的前沿课题.因为大陆内部成山、成盆、成岩、成矿、成灾并非全发生在海-陆板块边缘，而是在漫长的地史期间陆内多元构造运动和各块体间相互制约与叠加的产物(滕吉文等，2010).
秦岭经历了复杂的演化过程，它是陆内典型的复合造山带，为贯穿中国大陆的中央造山带的重要组成部分，即为其中段(图 1).地质构造研究表明，秦岭在中生代(J3-K1)时期曾经历了强烈的造山作用，造成了秦岭块体在主碰撞造山后的构造变形与再造，在深层动力作用下导致了岩石变形、变质和岩浆活动，故驱使秦岭造山带整体抬升(Dong et al.,2011;程顺有等，2003).当今的问题是，在秦岭结束了板块构造运动转入陆内构造运动后，即在其造山过程中形成的沉积盖层和结晶基底展布有何特点；它的南、北边界是怎样形成的，又在空间呈怎样的形态；深、浅岩相和结构的异常变化尚不清楚；扬子块体的北界应在何处？特别对盆山耦合响应更缺乏深层动力过程的理解.这些问题均是单纯地用海陆板块的远程效应所难以给出解答的.
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图 1 秦岭—大别山带构造与地震剖面位置(A-A′)略图(刘少峰等，2010)(有修改) Fig.1 Sketch map of tectonic and location of seismic profile(A-A′) in Qinling-Dabie orogen(Liu et al.,2010)(modified) |
尽管对秦岭造山带与其相邻地域曾做过一些地质构造和有限的地球物理研究，但却主要集中在东秦岭、西秦岭和大巴山及米仓山地带(程顺有等，2003；袁学诚等，1994；高锐等，2004；李占奎和丁燕云，2007)，很少涉及中秦岭地带.而中秦岭地带不仅为东、西秦岭的界带，又为大巴山地带向南呈弧形凸出与其西侧变窄的转折部位.为此对这样一个核心地带呈现的科学问题必须给予充分的重视.从各块体之间相互作用和深层动力学过程的视野出发，在众多近地表地质构造定性推断的基础上，穿越鄂尔多斯盆地南部、渭河盆地、秦岭造山带、大巴弧形山 系和四川盆地东北部布署一条北起榆林，向南经 延川、咸阳、铜川、宁陕、达县到涪陵长达1000 km的人工源地震探测剖面进行高分辨率数据采集和对上地壳沉积建造、结晶基底精细结构的刻划以研究和探索山、盆的形成、耦合响应和动力学机制乃是必然之途.
2 地震探测方案设计 2.1 地震探测剖面位置该探测剖面主要分布在陕西省和四川省境内，南端涉及到重庆市，呈近北东方向展布.它北起榆林附近，向南经延川、铜川、咸阳、宁陕、白沙、达县，抵涪陵附近.在大地构造上该剖面穿越南鄂尔多斯盆地、渭河盆地、秦岭造山带、大巴山弧形山系、四川盆地东北部和明月山，即剖面跨越多元构造的造山带和沉积盆地(图 2).剖面长达1000 km，且穿越地形极为复杂，干扰因素众多的地带.因此多选用凌晨爆炸激发波场和进行观测，以接收高信噪比的信息.
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图 2 榆林—咸阳—涪陵地震剖面位置图 Fig.2 Location of the seismic profile from Yulin to Fuling |
沿该剖面采用连续观测来自沉积建造和结晶基底的波场信息，以对Pg震相和Sg震相进行高精度的探测.在数据采集时必须获得来自沉积建造和结晶基底的高分辨率信息，以进行反演和结构刻划.为此沿剖面进行9次爆炸激发地震波场，布设495台PDS1-2型三分量地震仪进行记录，并用多重相遇和多重追逐观测系统同步记录Pg和Sg震相(图 3).观测点距离为1.6~2.5 km，整个剖面平均观测点距离为2.0 km.
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图 3 榆林—咸阳—涪陵地震探测剖面观测系统图 Fig.3 Observation system for the seismic sounding profile from Yulin, Xianyang to Fuling |
沿该剖面Pg波追踪距离为90~200 km之间，而在不同地段Pg波的记录时间和形态均存在较大差异，即表明其沉积建造和结晶基底起伏变化强烈(图 4).
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图 4 沿榆林—咸阳—涪陵剖面各地段的典型地震波场记录(a) 南鄂尔多斯盆地的Pg波记录; (b) 秦岭造山带的Pg波记录; (c) 大巴山弧形山系地带的Pg波记录; (d) 四川盆地东北部的Pg波记录; (e) 鄂尔多斯盆地在榆林以南地带的Pg波记录. Fig.4 Typical Pg seismic wave records by four sections from Yulin, Xianyang to Fuling(a) Sourthern Orodos basin; (b) Qinling Orogenic belt; (c) Arc-shaped system of Dabashan;(d) Northeast of Sichuan basin; (e) Orodos basin located in the south of Yulin area. |
(1) 南鄂尔多斯盆地的Pg波记录特征(图 4a)该记录图为在陕西延川县高家屯乡余家塌村爆炸激发(Sp8)的地震波场和在其南、北侧接收的地震记录.由图 4a可见，由此向北可追踪到130 km处，向南可追踪到120 km左右，其走时(T-X)/t均在1 s内变化，且变化平缓.这表明鄂尔多斯盆地南部沉积建造稳定.
(2)秦岭造山带的Pg波记录特征(图 4b)
该记录图为在陕西省宁陕县上坝河公园附近，即正处在秦岭造山带地带(海拔最高3507 m)爆炸(Sp4)激发地震波场.向南，追踪距离可达110 km，而在其以北地带接收的地震波场记录随距离变化较大，在爆炸点附近Pg波走时(T-X)/t已近于0~1 s，而在其南侧起伏变化强烈，这表明受到秦岭造山带地域结晶基底的影响.
(3) 大巴山弧形山系地带的Pg波记录特征(图 4c)
该记录图为在陕西省镇巴县小洋河镇两河口村附近爆炸激发地震波场(Sp3).在其北侧为秦岭造山带，Pg波能量弱、走时变化强烈，(T-X)/t可在0~1 s左右范围内变化，而在其南侧则变化相对北侧平缓，能量亦相对较强，但存在局部起伏变化.
(4)四川盆地东北部的Pg波记录特征(图 4d)
该记录图为在四川省大竹县朝阳镇指挥村附近 爆炸激发地震波场(Sp2).由爆炸点向北追踪为130 km 左右，向南可追踪可达120 km左右，南侧走时变化平稳，表征着四川盆地沉积建造变化平稳.但北侧却变化强烈，因为这里恰处在扬子克拉通与秦岭造山带的盆山耦合地带，结晶基底起伏变化强烈.
由上述四个典型地段的Pg地震波场记录特征可见.造山带地带(如秦岭—大巴山地带)的Pg波震相远比盆地地区(如南鄂尔多斯盆地，四川盆地东北部)要复杂得多.在一般情况下Pg可追踪距离为90~120 km，部分地带可追踪到200 km左右(图 4e).Pg波在上述各记录地段的(T-X)/t最小为0.025 s，最大可达2.0 s左右.Pg波为初至(初动)震相清晰可靠，易于追踪，故可连续对比，其视速度为5.58~6.21 km·s-1.显见，在不同地段Pg波到时的超前、滞后，特别是较大幅度的变化和视速度的起伏跳动在一定程度上可反映出沿剖面结晶基底的起伏变异、构造特征及介质属性的差异.
3.2 Pg波震相、走时曲线和射线覆盖密度 3.2.1 Pg波震相与走时曲线沉积建造和结晶基底是上地壳中的核心组构，它对理解造山带和盆地的形成、基底断裂的分布与产状，并对研究深部地壳与上地幔的层间耦合和相互制约有着重要作用.由于沉积盖层介质中的速度并非为常量，而是随深度增加的弱速度梯度层，故该波在本质上可视为由地表到上地壳底界面的回折波.为了求得准确的沉积层厚度变化、结晶基底的起伏变化和对其与造山带的关系的反演，本文采用基于程函数方程的有限差分方法求解，即进行Pg波走时反演(Vidale,1990; Hole ,1992；滕吉文等,2008).同时亦采用时间项法反演以求取结晶基底埋深，以达二者相验.这一工作共采集574个Pg震相数据用于参加反演.从其走时曲线可见(图 5)，在总体上给出了其沿剖面的变异，在秦岭造山带与其前陆盆地地带走时变化与其以北和以南地带均不相同.
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图 5 涪陵—咸阳—榆林地震探测剖面Pg波走时曲线分布图 Fig.5 Traveltime curves of Pg seismic wave from the Yulin, Xianyang to Fuling |
为了消除近爆炸点观测数据对处理结果的局部影响，故在反演时删去了近爆炸炮点的观测数据(Pg走时小于1.5 s)，实际参加反演的Pg波数据共有565个.从表1所示的Pg波视速度变化特征可见；沿剖面不同地段结晶基底结构变化较大.Sp1为重庆涪陵永森林场处爆炸，向北侧接收记录，故仅有北支，视速度为5.55 km·s-1.Sp2为四川大竹蒲仓乡前进村处爆炸，南支视速度为5.66 km·s-1，北支为5.72 km·s-1，这表明南支在四川盆地中变化平稳，而北支已进入达县附近，即扬子克拉通与秦岭—大巴造山带的界带附近，故基底形态和深度均变化较大.Sp3 为陕西镇巴小阳河镇两河口村爆炸点 南部，即基本上位于四川盆地东北部，基底视速度位5.61 km·s-1，相对较低，前震旦纪结晶基底厚度较大，而北支视速度已达5.96 km·s-1；这一方面说明结晶基底埋深较浅，另一方面则表征着其起伏变化特征.Sp4为陕西宁陕上坝河森林公园附近爆炸点，其南北两支视速度差异很大，南支位于秦岭构造带上，从Pg波走时曲线可见；视速度很快升达 5.94 km·s-1，这表明秦岭—大巴造山带地区基 底很薄，而其北支位于渭河盆地，故视速度很低(5.53 km·s-1)，沉积很厚，基底埋深亦大.Sp5为陕西咸阳兴平庄头镇仪空村爆炸点激发的波场记录基本上反映了秦岭造山带和大巴弧形山系地带的基底的构造特征，南北两支视速度分别升高达6.19~6.25 km·s-1，即表明结晶基底埋藏较浅.Sp6为铜川小丘镇独石村爆炸激发地震波场表明，以南尚主要处于渭河断陷盆地地带，视速度5.23 km·s-1，变化较小，基底厚度变化不大，而其以北则已进入鄂尔多斯盆地，视速度为5.76 km·s-1， 即略偏高则可能是受到华北克拉通与渭河盆地地带结晶基底变 化所致，但其结构相对变化比较稳定.Sp7、Sp8、Sp9均已进入鄂尔多斯盆地，其视速度在5.9~6.0 km·s-1之间变化，主要是受到结晶基底由南向北变浅和局部起伏的影响，但在总体上基底变化平缓.Sp9为陕西榆林横山县林业局荒滩沙漠处爆炸，视速度为6.29 km·s-1， 主要是结晶基底变浅造成的.
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表1 涪陵—咸阳—榆林剖面Pg波视速度一览表 Fig.1 The list of Pg-wave apparent velocity in the section of Fuling-Xianyang-Yulin |
经过20次迭代反演后得到了射线拟合图(图 6)和第20次反演得到的基底速度等值线图(图 7)；正、反演网格间距均为0.5 km，经过20次迭代，拟合的均方差基本稳定不再继续下降，此乃最后得到的反演速度模型.
由射线拟合图(图 6)可见；在四川盆地和鄂尔多斯盆地射线的穿透深度均较大，最深可达9 km，而在秦岭山区则穿透深度则较小.显见射线分布比较密集的地区反演结果可靠、分辨率亦高，而在射线分布特别稀疏或是没有射线分布的区域，其分辨率较差，故其反演结果不可靠.
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图 6 涪陵—咸阳—榆林地震测深剖面Pg波成像射线分布拟合图 Fig.6 Fitting map showing distribution of density of ray for the Pg wave imaging along the profile across the Yulin, Xianyang and Fuling |
图 6表明，沿该剖面所经南鄂尔多斯盆地，渭河盆地，秦岭—大巴造山带与平昌前陆盆地和四川盆地东北缘射线的覆盖密度基本上是均匀的，即满覆盖，局部地带射线密度较稀疏，但却未出现空区.为此，在总体上射线覆盖密度满足于反演上地壳速度结构的要求，即可求得该剖面辖区的沉积盖层分布和结晶基底起伏与速度变化.
4 结晶基底起伏变化和构造分区秦岭造山带与其南北两侧恰处于扬子克拉通与华北克拉通强烈相互作用地带，故不论是地表地形起伏、还是沉积建造结晶基底埋藏深度均存在着异常变化.
4.1 沉积盖层与结晶基底经反演求得了北起榆林，向南经铜川抵涪陵地带的上地壳速度结构，并给出了其纵、横变异的等值线剖面分布图(图 7).显见，其不论在纵向，还是在横向速度变化均很大、差异显著.
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图 7 榆林—涪陵深地震探测剖面基底速度结构 Fig.7 Velocity structure of crystallizing basement along deep seismic survey profile from Yulin to Fuling |
(1)结晶基底深度的界定.通过人工源地震深部探测所得结果表明；依据上地壳介质的岩性和其与地震波速度之间的匹配响应，设定地震波P波速度为5.8~6.0 km·s-1以上介质(见图 7中速度等值 线)乃沉积盖层的厚度，即为结晶基底的埋藏深度. 由图 7所示Pg波的速度等值线分布给出；P波速度为5.8~6.0 km·s-1是一个速度等值线疏密变化显著的界带，在5.8 km·s-1等值线以上，速度等值线较密集，而在速度等值线6.0 km·s-1以下的速 度值明显变稀，说明基底的界面速度应以6.0 km·s-1 为边界层.
(2)时间项法反演结果
基于沿榆林—咸阳—涪陵剖面观测获得的大约574个Pg波的走时资料，除利用有限差分方法反演外，同时采用时间项方法亦进行了反演计算，求得到了沿剖面基底界面形态(图 8).基底界面的速度也同时由时间项反演求得，为5.9 km·s-1.比较有限差分和时间项两种方法得到的结果可见；其形态基本一致.同时清晰表明：沿该剖面的基底形态呈现明显的起伏变化，在400~620 km及700~1050 km之间基底相对较薄，即约为2~4 km，其他地段基底起伏变化显著，基底埋深约在3 km至9 km之间不等.
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图 8 榆林—咸阳—涪陵地震测深剖面基底Pg波时间项反演与基底 Fig.8 Crystallizing basement by conversion of time term of Pg wave along profile from Yulin to Fuling |
(3)基底构造分区.沿榆林—铜川—涪陵剖面的深部基底地震探测结果，可划分为三个主体构造单元，即华北克拉通、秦岭大巴造山带和扬子克拉通，其中以秦岭造山带地域构造最为复杂.该剖面中的华北克拉通主要是鄂尔多斯盆地南部，扬子克拉通仅为其北缘地带，地表地质研究认为：秦岭造山带北以秦岭北侧大断裂为界，南以大巴山弧形断裂带为界(张国伟等，2004；Meng and Zhang ,2005;王宗起等，2009；肖安成等，2011).基于该地带沉积建造和深部结晶基底的分布特征，其南、北界带尚存在一定的差异.
4.2 基底断裂分布特征秦岭造山带是不同时期、不同构造体制与多种类型作用所形成的的一个复合造山带，它的物质主要由前寒武纪基底、新元古代-中三叠世(Pt3-T2)垂向增生岩层和中新生代后造山期陆内断陷和前陆与后陆盆地沉积及花岗岩类三大套构造岩石地层组成(张国伟，1995,2004；Meng and Zhang ,2005;王宗起等，2009；肖安成等，2011)；即具有极为错综复杂的构造格局和多期次的块体碰撞、运移和深部物质上涌.
沿涪陵—咸阳—榆林剖面上地壳的沉积层和结晶基底顶部是在我国北部西伯利亚板块向南运动，东南亚板块向北运动，即在两大板块近NS向挤压作用下，在大陆内部形成了伸抵结晶地壳顶部的基底断裂带，且将沉积建造和基底切割成为一系列的块体.秦岭—大巴造山带在内陆形成了一个盆山交错的耦合地带，自榆林向南抵涪陵大小断裂有 十余条，且其规模、属性和切割深度均不相同(图 9).
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图 9 榆林—涪陵深地震测深剖面基底断裂分布图 Fig.9 Distribution map of basement faults along profile from Yulin to Fuling |
(1)榆林—府谷基底断裂(F1)，向南倾斜，向北抬升，深度可达8 km左右.
(2)口镇—关山逆冲大断裂(F2)，略向南倾斜.F2一方面是渭河盆地的北界，同时它与渭河盆地(Bfc)一起共同构成秦岭造山带的北部界带，即F2+Bfc+F3，向下延伸可达10 km左右.
(3)秦岭北侧基底逆冲大断裂，即商城-月风日逆冲断裂，即为基底逆冲断裂(F3).在华北克拉通与秦岭造山带共同作用下，它一方面是渭河盆地的南 界，同时与渭河断陷盆地一起应视为秦岭造山带与华北克拉通共同作用下的前陆断陷盆地.它们共同构筑了秦岭造山带的北部界域，向下延伸可抵12 km 左右.
(4)铁溪—巫溪大型逆冲推覆断裂带(F7)，向北倾斜，并与断裂Fe一起构成了秦岭南前陆断陷盆地，即它们共同形成了秦岭造山带的南部界域，向下延深可达10~12 km.
(5)洛南—栾川逆冲推覆断裂F4，略阳—月河逆冲推覆断裂F5，石泉—安康逆冲推覆断裂F6，大巴弧形山系，即城口—房县逆冲推覆断裂F7、F8和四川盆地东北部涪陵—达县之间的逆冲推覆断裂F9与F10.它们的规模均不一，但均规模较小，向下 延伸深度浅，均为2~3 km，属一组向北的推覆构造系.
(6)华北克拉通地域古老变质岩结晶基底顶部断裂Fa，Fb，Fc(图 9)；这三条小断裂均为南倾，即与华北克拉通内部一系列大小断裂的倾向一致，但却仅发生在古老变质岩基底顶部.
(7)扬子克拉通古老变质岩基底顶部断裂Fd，Fe，Ff(图 9)；这三条南倾的小断裂属扬子克拉通内部，亦仅发生在古老变质岩基底的顶部.由(6)、(7)可见，古老变质岩基底在早期便已形成了，即与中、 新生代的浅部沉积起伏形态不同步；如6.0 km·s-1 等值线形态的起伏变化.等值线5.6~6.0 km·s-1之间的沉积层便沉积在这样一个起伏多变的古生代的海相基底层面上，后来的古生代晚期和中、新生代沉积层相继沉积其上而形成了当今的这种不均匀的上地壳速度结构和结晶基底的形态.
4.3 榆林—咸阳—涪陵地带沉积盆地分布与属性秦岭与其南北两侧一系列盆地的形成是深部物质在深部力源作用下重新分异、调整、运移和物质与能量强烈交换的产物.扬子克拉通与秦岭造山带之间是典型的大陆内部构造作用形成的盆、山系统，即扬子克拉通北缘与秦岭—大巴造山带之间的前陆盆地和逆冲推覆与前陆盆地系统的复合，具有前缘沉降的陆内盆地系统(张国伟等，2004；李瑞保等，2010).
晚三叠世时期，勉略古洋盆经历了自东向西的关闭过程，在洋盆关闭、陆-陆碰撞构造作用下，扬子克拉通北缘形成了陆缘前陆逆冲带与前陆盆地系统；侏罗纪之后，研究区全面转入陆内变形过程.尽管华北克拉通、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通已经拼接成为统一的块体，但是扬子克拉通北部不同界带则为分别受到周边地域构造作用的控制，故表现为不同的构造行为，形成了陆内复合、与深浅构造变形及具前渊沉降的克拉通内盆地系统.
为此沿该长剖面分布有南鄂尔多斯盆地(Bes)、渭河盆地(Bfc)、秦岭山间盆地(BM)、大巴山南缘盆地(Bfy)和四川盆地(Bs).这一系列盆地的纵、横延展、属性和结构均有显著差异(图 10)，充分反映出秦岭造山带与其南北两侧盆山间耦合的深层动力过程与基底的不均匀性和复杂性.
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图 10 沿榆林—涪陵剖面沉积盆地分布与属性 Fig.11 Distribution of Sedimentary basin and its character along the profile from Yulin to Fuling |
(1)华北克拉通与秦岭造山带地域的沉积盆地
①华北克拉通西部鄂尔多斯盆地南部Bes，由铜川向北自古生代至今基本上呈均匀层状沉积，沉积厚度分布在6±2 km范围内，早古生代时期的沉积建造变化较大，即古生代海相沉积厚度可在6~12 km之间变化，且由北向南增厚(见图 10中AB线)，即在古生代时期结晶基底下落，即华北克拉通南部上地壳向秦岭—大巴造山带下俯冲.为此在秦岭—大巴造山带快速抬升与阻隔下陷落终止在前陆盆地Bfc之下.
②渭河盆地，即包括渭河、运城和灵宝三个断陷盆地.它是秦岭—大巴造山带北缘的前陆盆地Bfc、 宽约120 km、深度可达10±2 km，在深度为0~5 km范围内的沉积层中速度很低，即2.6~5.4 km·s-1 之间，反映出中、新生代以来在该前陆盆地中的快速沉积. 在5~10 km深处沉积速度变化较缓；这表明古生代 的均质厚层沉积速率渐缓，速度为5.6~6.0 km·s-1， 其物质乃秦岭—大巴造山带隆升过程中，上部沉积建造向北剥落所致.而其沉积速率则取决于秦岭造山带本体的隆升速率的不均匀性，这种构造格局乃为与华北克拉通的向南运移、俯冲和秦岭造山带抬升与阻隔下呈陡角度强烈的挤压关切.
③秦岭—大巴造山带山间盆地BM.该盆地规模小，宽约90 km，且很浅，仅为6±1 km.它是大巴山 与秦岭之间复杂升降、扬子克拉通向北整体运动与其导致的一系列浅表层叠加、推覆的错综作用过程所致.
(2)华南扬子克拉通与秦岭—大巴造山带地域的通江—万源盆地Bfy
川东北前陆盆地的沉积物主要源自秦岭—大巴造山带燕山期陆内造山-岩浆活动所致(163~194 Ma)、 即秦岭—大巴造山带乃晚海西期-印支期秦岭俯冲碰 撞-岩浆活动的产物(213~283 Ma；213 ~ 274 Ma). 北秦岭受华北克拉通俯冲造山-构造岩浆作用(312~448 Ma；404 Ma)、而南秦岭南华纪则与Rodinia超大陆裂解物质相关(694~710 Ma；712 Ma)，如秦岭—大巴造山带起伏基底(1430~1988 Ma；1742~1972 Ma)和秦岭—大巴造山带变质基底的物质(2133~2708 Ma；2116~2594 Ma、3025~3140 Ma)(董有浦等，2011).
四川盆地以北，即前陆盆地的成盆作用是秦岭造山作用的沉积响应，二者是在统一的勉略洋关闭、洋壳俯冲、陆内俯冲地球动力学这一共同背景下形成的.实质上，川东北前陆盆地在物质循环应与整个秦岭—大巴造山带具有深、浅部物质的交换关切.秦岭—大巴造山带在浅表层好似两个造山体系，南秦岭与北秦岭也好似两个山系，但实质上是受到深部统一动力作用过程的制约.因为秦岭造山带与大巴弧形山系的古老变质岩结晶基底是一个统一的整体，而前陆盆地的沉积当必是与它们的整体抬升相耦合.
①四川盆地北缘与秦岭—大巴造山带之间的前陆盆地Bfy，即通江—万源盆地；宽约130 km，深度可达8±2 km；P波速度分布在5.2~6.0 km·s-1之间，沉积层序与沉积速率变化均匀.它是在扬子克拉通向北运移与秦岭—大巴造山带呈平缓阻隔下形成的一个沉积盆地，亦可属四川盆地的组成部分.
②扬子克拉通北部东北四川盆地(BSE).该盆地规模大，由大巴山弧形山系一直向北伸抵27°N处，即赤水河地带.该盆地沉积层厚度已深达12±2 km；地震P波速度分布在4.8~6.0 km·s-1之间，自古生代、中生代至今沉积厚度大、且均匀，特别是中生代和古生代的沉积巨厚.
(3)沉积基底的变化特征
沿榆林—咸阳—涪陵剖面结晶基底起伏变化十分强烈，北部鄂尔多斯盆地结晶基底以秦岭—大巴造山带和前陆盆地(Bfc)为界，并向南增厚，而南部四川盆地结晶基底亦以秦岭—大巴造山带为界，但却向北减薄.这便表明，秦岭造山带与其南、北相邻的山前断陷盆地(前陆盆地)是华北克拉通的南界，扬子克拉通的北界；而且它在南、北这两大块体相向运动作用下不仅导致了陆内典型造山带的形成，而且制约着沉积盆地展布和沉积厚度与速率的变异.显然，秦岭—大巴造山带的隆升，并非完全取决于西伯利亚板块和南海板块的远程效应，而主要则应为在两陆-陆块体相向运动作用下，各陆内块体相互作用，并促使深部物质和能量在这一交汇部位的强烈交换而形成的这一个典型陆内复合造山带.
由华南扬子克拉通的整体沉积建造可见，四川盆地的陆相和海相沉积层均很厚，可达10 km以上，但却随着扬子克拉通的向北运动而向秦岭—大巴造山带方向减薄，即在12 km到6 km(见图 10,CD线).
5 秦岭造山带与其相邻地带的大陆动力学响应在秦岭—大巴造山带与其南北两侧已有不少的地质工作取得了一系列的结果和认识(张国伟等，2011；李瑞保等，2010；董有浦等，2011；张岳桥等，2010)，但尚缺乏对沉积建造和结晶基底在复杂动力作用下形成深层过程的理解.这是因为秦岭—大巴是典型的陆内造山带，其与它南北两侧一系列断裂分布、盆地的形成、陆相和海相沉积建造与结晶基底的起伏变化表明，秦岭—大巴造山带与其相邻地域乃自早古生代发生裂陷和拗陷，海盆消失于三叠世末期的印支运动，导致回返隆起，成为一个近代构造活动十分强烈的地带，扬子克拉通与秦岭—大巴造山带之间经历了俯冲和勉略洋的收缩、关闭及裂谷盆地的形成等复杂的陆内深层动力过程.
5.1 秦岭—大巴造山带形成的深层动力过程秦岭—大巴造山带是逆冲推覆、碰撞、俯冲和中、新生代以来陆内块体相互作用和造山作用，即在大陆内部形成的一个典型的复合造山带，呈现出陆-陆块体运移和相互作用的特征.基于人工源地震深部探测所得沉积建造和结晶基底起伏的形态与深度变化响应，秦岭—大巴造山带的形成主要是与上地壳物质属性和构造运动相关，而基底的升起乃源于深部的动力作用.但其构造变形北侧强烈，南侧较弱.
(1)秦岭—大巴造山带北界的几何形态
由于华北克拉通南部由晚新元古代大洋扩张作 用转化为陆内俯冲作用，其时限为奥陶世(约472 Ma)， 而北秦岭造山带在古生代期间至少有两期板块俯冲、增生造山作用，时代向南变新，空间上向南向洋内迁移(杨伟利等，2010).因此它们的边界不应是一条简单的线界，至少应为一组合界带.
基于地震探测所得上地壳精细结构刻划结果可见：秦岭造山带宽约200 km，结晶基底几乎出露地表.它的北界为由口镇—关山断裂(F2)、秦岭北侧大断裂(F3)与渭河断陷盆地(Bfc)组成的一个界带；断裂F2、F3和Bfc均呈陡角度自地表向深部延深，其沉积建造的沉积速率高，岩相变化快，深部物质沿深断裂通道上涌速度快，且山体快速隆升，故形成了一个陡峭的组合界带.
(2)秦岭—大巴造山带的范围
秦岭—大巴造山带不应仅限于地表所见，而实质上秦岭—大巴造山带的南侧大断裂系与略阳—月河断裂带之间，应将大巴山弧形断裂(F6，F7，F8)带包括在内.因为它们仅在地表向下4 km深度范围内作用，而在4 km深度范围以下它们的结晶基底，即“基根”均为由P波速度5.8~6.0 km·s-1的高速物质组成，故它们的基底应属同一组 “基根”物质组成，且为一个完整的古老变质岩结晶基底“根”(图 10).
(3)秦岭—大巴造山带南界的几何形态
基于秦岭造山带的地貌形态与涉及范围可见，其南界为由铁溪—巫溪逆冲推覆断裂F9和由F9与F8及F10组成的表层断陷盆地Bfy组成的一个界带.由于一系列浅表层断裂F4、F5、F6、F7、F8的向北推覆，故使秦岭—大巴造山带南界自大巴山弧形断裂系呈缓角度向北下倾的格局.这一方面表明；一系列推覆断裂均系浅表层构造作用，另一方面则表明扬子克拉通向北的缓慢运动与以低缓的角度下插所致，抬升速度亦慢于北界.
5.2 秦岭—大巴造山带两侧盆山耦合的深层过程和基本模型基于榆林—铜川—涪陵地震剖面所刻划的沉积建造和结晶基底精细结构可见：秦岭—大巴造山带是一个中、新元古代造山之后又经历了古生代南北两侧克拉通的相向运动、碰撞和挤压作用，并驱使深部物质重新分异、调整和深部垂向动力作用下，在中生代最终强烈碰撞形成的一个复合型造山带，且经历了不同时期的构造运动与动力作用过程所致.
(1)秦岭—大巴造山带的隆升与其顶部沉积盖层物质向北侧快速剥落，造成了渭河断陷盆地的快速沉积，由于受到华北克拉通向北运动与秦岭造山带“刚性”物质的阻隔，在一个挤压环境下形成了这一狭窄而又陡立的盆地.
(2)秦岭—大巴造山带的隆升与其顶部沉积盖层物质的慢速向南剥落和扬子克拉通的匀速向北运动不仅造成平缓的向北下扦的断裂，而且亦导致了四川盆地北缘断陷盆地(Bfy)内的物质呈均速沉积.由于浅部F5-F10一系列向北推覆和深部F9逆冲断裂的叠加效应影响，驱使秦岭造山带呈非线性和非对称状抬升.
(3)概念性模型.基于以上的讨论可见，秦岭—大巴造山带的形成主要与上地壳的构造运动相关，依其受力状态可形成一个这样的模型(图 11).
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图 11 秦岭—大巴造山带结晶基底与山体隆升的概念性模型 Fig.1 Conceptual model of crystalling basement and rift of mountain for Qinling-Daba orogen belt |
①扬子克拉通向北运动，华北克拉通向南运动，即相向运移.正如前述，在强烈碰撞与挤压力系作用下，并在F2(N)和F9(S)向南和向北俯冲作用下，深部结晶地壳顶部物质在南北两侧呈不均匀和不匀速上涌，故导致陆内秦岭—大巴造山带的南、北不对称隆升，且结晶基底近出露地表.在秦岭—大巴造山带南侧结晶基底向北变浅，而其北侧却向南增厚，即呈阶状展布.
②由于华北克拉通结晶基底由北向南抵秦岭北侧增厚，扬子克拉通结晶基底由南向北减薄，且华北克拉通向南运移速度快于扬子克拉通向北的运动速度，且其作用力亦大于南部扬子克拉通的向北作用力.在这样的动力背景作用下，形成了北陡、南缓，呈不对称状边界带、非匀速和非对称抬升，且在碰撞-挤压与深部物质上涌的作用下形成了这一复合的强烈挤压造山带.
③不应当将F3和F8视为秦岭造山带的南、北边界，而应当是F2+F3+Bfc和F8+F9+Bfy分别为秦岭—大巴南部与扬子克拉通，北部与华北克拉通的过渡界域.这便表明，扬子克拉通的北界应在广元—巴中—宣汉—巫山地带以北，该地带的浅表层构造(董有浦等，2011；张岳桥等，2010)亦表明，秦岭—大巴弧形山系南缘的一系列浅层和深层断裂系的分布和南江—通江—宣汉与城口—房县弧形断裂带之间大量的走向平行于弧形山系的向斜轴与背斜轴的相间分布表明，不能以城口—房山弧形断裂带作为扬子克拉通的北界，而应以广元—巴中—宣汉—巫山主体构造单元和一系列相间的向斜轴和背斜轴为其北界.Fe、F8和F9之间的前陆盆地Bfy则 为秦岭—大巴山系的前陆盆地(亦可划为四川盆地).
④秦岭—大巴造山带的构造格局和物质组成为何如此复杂？这是因为在北部和南部远程板块力系作用下，驱使着陆内各种块体之间的相互作用，特别是深部物质的重新分异、调整和运动，导致了秦岭—大巴陆内复合造山带的形成.同时还必须考虑青藏高原东北缘深部物质向东运动时受到鄂尔多斯盆地西南缘的阻隔，并迫使其部分高原物质沿秦岭造山带向东运移.由于四川盆地“刚性”西北角的向北顶进，不仅造成了西、中秦岭处的横向(NS)挤压“瓶颈”，而在此“瓶颈”由于岩浆和构造格局错综，物质属性超软，故推断东侧外来深部物质可向南扩展，且较远部基于在广元—巴中—宣汉与勉略、汉中、宁陕之间的晚元古代花岗岩分布(图 12)等亦表明；扬子克拉通的北界尚应南移至广元—宣汉—巫山地带，即达县附近.因而也促使扬子克拉通的北界略向南移.
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图 12 秦岭造山带不同构造单元花岗岩分布图(胡健民等，2011) Fig.12 Granite distribution of the different tectonic units in South Qinling Orogen(Hu et al.,2011) |
秦岭—大巴造山带与其南北两侧不同类型沉积盆地的形成乃是深部物质与能量交换，深层过程与动力学响应所致，故与这一地带的成山、成盆、成岩、成矿、成灾和深化认识地球本体有着极为密切的深部联系.
6.1 造山带地域的岩浆活动秦岭—大巴造山带是我国东部的一条走向近东西的陆内造山带，它的升起将中国东部分为南、北两块，即扬子克拉通和华北克拉通，秦岭造山带是我国大陆中部规模最大的构造岩浆活动带，这里多期次的火山大活动与侵入作用十分发育，故形成了多种类型的岩石与矿物的集合.
由于秦岭—大巴造山带的新元古代岩浆岩带分为南、北两带,北带主要发育于秦岭岩群分布区，由新元古代早期花岗质岩石组成, 由于受到强烈变质、变形, 构成了NW向花岗片麻岩体群.岩石总体化学特征反映出一种挤压性的动力学背景,其形成时代集中在955～844 Ma(胡健民等，2011).南带分布于陡岭岩群分布区、南秦岭及“勉略构造带”以南的汉南一带,由双峰式火山岩、基性辉长岩侵入体及板内花岗质侵入岩组成.与北带花岗质岩石所受到的强烈变质、变形形成鲜明对比, 除邻近构造带的岩体外,它们的变质、变形程度均较弱,以弱片麻状至块状构造为主, 形成时代介于810～710 Ma之间,此乃大陆地壳处于减薄的伸展机制的反映.这条岩浆岩带的发育, 显示秦岭—大巴造山带南部曾存在一条新元古代中期裂谷带(陆松年等，2005).在秦岭—大巴造山带的中部则分布有花岗岩.这一系列的岩浆活动和岩浆岩分布(图 12)表明：秦岭—大巴造山带及其南北两侧在扬子克拉通和华北克拉通的动力作用下，促使其深部物质重新分异、调整与运移，故为这一地带的浅表部找矿奠定了一个极为重要的物质基础(滕吉文，2001).
6.2 秦岭—大巴造山带与金属矿产资源秦岭—大巴造山带位于中国中心腹地，走向近东西，是中央造山带的重要组成部分.在地质构造上由北向南为由华北克拉通南缘、商丹缝合带、秦岭微板块、勉略缝合带和扬子克拉通北缘五部分组成(张国伟等，1995).这一地域乃是我国陆内著名的贵金属和有色金属成矿带，其中多数金属矿床的区域成矿元素组合往往受到特定构造运动时期的成矿环境与成矿建造控制，同时又受到印支或燕山晚期构造岩浆改造作用，且多数矿床的最终就位主要受区域晚造山期构造岩浆活动的控制.秦岭—大巴造山带内的金属矿床成矿物质多来自深部，且为多元和成 矿时代多期叠合，以及矿床作用错综复杂等共性作用，但是多数金属矿床的最终就位空间及其矿床特征往往受区域晚期构造岩浆作用制约.依据造山带地域矿床的两个关键控矿因素，秦岭—大巴造山带的金属矿产资源与深部物质及能量的交换和运移密切相关(滕吉文，2001)，而一系列逆冲推覆断裂则为其深部物质上涌提供了通道.
(1)矿床种类多.在秦岭造山带与其相邻断裂地带已发现各种金属矿床数百处，其中金、银、铝、锌、钼、铜、汞、锑等等矿产资源占有明显优势，且最具潜力.在盆地周边均有大量铀矿床分布.这里大型、超大型以上的矿床有68处，中型114处，小型16处，合计198处，矿床类型16种.秦岭—大巴造山带地域的金属矿床主要有热水喷流沉积型铅-锌矿床、火山喷流型块状硫化物、斑岩-砂卡岩型(钨)矿床、卡林-类卡林型金矿床、岩浆热液型金矿床和低温热液改造型贡锡矿床(朱赖民等，2008)，其中热流(水)型和变质型矿床属全国第二位(陈毓川等，2007).这便表明；秦岭—大巴造山带深层动力过程与成矿机理存在着时空的耦合响应.
(2)金属矿产资源前景—必须向第二深度空间(500~2000 m)发展，以在深部探查和发现大型与超大型矿产资源(滕吉文，2003).
至今在这一地带所发现的金属矿床均为通过地质调查，均为浅表层可见矿产资源，即第一深度空间(0~500 m).基于秦岭—大巴造山带的矿产资源带恰处在华北克拉通与相邻地域的伸展和裂陷作用广为存在，主体方向为近NS向伸展-扩张，裂陷构造以近EW为主，主要在中元古代早期到中元古代晚期和新元古代，其伸展作用逐渐转变为挤压与隆升.这一过程可能与华北克拉通NS两侧的古洋盆俯冲-关闭机制相关，如南侧秦岭洋在晋宁期俯冲关闭，扬子克拉通与华北克拉通发生碰撞，在其北侧亦相似.在这样的动力学背景下，华北克拉通内部转为挤压、隆升、裂陷槽及回返，整个华北地区基本上均处于隆升和剥蚀状态.由于华北克拉通与扬子克拉通二者相向运动，使得秦岭—大巴造山带南北受力，并在碰撞与挤压环境下深部物质与能量强烈交换，故形成了一个深层过程十分复杂的内陆造山带(滕吉文，1994).基于这一地带的沉积盖层、结晶基底和一系列浅表层逆冲推覆断裂系的形成，故其基底已被众多的浅、深结晶基底断裂所切割(图 9)，并形成了一系列裂陷槽、山间盆地(Bm)和前陆盆地，且岩浆岩广为分布，变质强烈.这便清晰表明：深部物质与能量的强烈交换和运移，同时又受到逆冲推覆、叠加与改造，向下深切可达4 km±1 km，故应在深部 探查和发现大型岩基体.这便为第二深度空间(500~2000 m) 找矿勘查提供了深部介质与构造环境，可能在深部发现更多的大型或超大型的金属与非金属矿床或多金属矿集区(滕吉文，2009a,b).
6.3 秦岭—大巴造山带南北两侧沉积盆地与油气大陆造山带与沉积盆地之间具有十分密切的内在成因联系，而壳、幔结构和浅表层构造具有典型的互馈机制.沉积盆地和造山带作为大陆构造的两个基本单元，它们的形成属于统一的深层动力学响应：在空间上相互制约，物质上相互补偿，演化上相互制约，动力上相互转换，具有时空的耦合效应(刘少峰等，2010).为此盆、山耦合研究逐渐成为当今大陆内部构造和动力学研究的关键与前沿(Zhang et al.,2006).盆山耦合与其深层动力过程在宏观上控制着相邻盆地的结构和演化过程，而造山带与盆地的形成，不仅受到深层动力过程的制约，而且当必会导致盆地内部油、气差异成藏和不同金属矿产资源聚集的成因.
秦岭—大巴造山带与其相邻地域分布有大小不一、属性各异、成因亦不相同的一系列盆地，如南鄂尔多斯盆地Bes、渭河盆地Bfc(前陆盆地)、山间盆地Bm、扬子陆缘盆地Bfy(前陆盆地)和东北四川盆地，这一地域却是勘探程度最低的区带；这些盆地均具有油、气潜力，故在油、气勘探和开发中应予以科学规划，并从其规模与成因出发，厘定其油、气勘探与开发的前景.
该剖面自榆林向南抵涪陵，穿越南鄂尔多斯盆地、渭河盆地、秦岭—大巴造山带和四川盆地东北部.这一盆地系中，鄂尔多斯盆地在古生界地层中已见油、气，而在四川盆地的油、气主体上集中在中新生代沉积层中(图 13).在鄂尔多斯盆地南缘尚未发现有一定规模的油、气，四川盆地东北部与东南部亦未发现有一定规模的油、气田.
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图 13 鄂尔多斯盆地和四川盆地油、气藏分布图(胡宗全等，2012)(有修改) Fig.13 Sketch map for distribution of Oil and Gas of Ordos basin and Sichuan basin(Hu et al.,2012)[34](modified) |
这两个盆地中均有海相碳酸盐岩广为分布，且具特殊性，故使其与国内的储集层形成与分布均不相同.因为中国海相碳酸盐岩多发育于古生界和中生界偏中下部层序，位于双相沉积(陆相和海相)盆地深部；如鄂尔多斯盆地下奥陶统、四川盆地古生界和三叠系等，且均经历了多旋回构造运动的叠加和改造，故沉积类型多，年代古老，时间跨度大，埋藏- 成岩历史漫长和复杂的特点，故其成因机理亦不相 同(赵文智等，2012；汪泽成等，2006).
(1)四川盆地东北部.下三叠统飞仙关组白云岩是该区的优质储层，如普光气田的发现.由于这一地带受到扬子克拉通与秦岭—大巴造山带的相互作用，且孔隙发育，裂隙发育，在其天然气组分中CH4含量高，在该区有泥质岩、碳酸盐岩和煤系地层等三大类烃源岩，即表明烃源岩厚度大，有机质类型和成熟度均与，但却受到岩相带的制约(马永生等，2005；魏国齐等，2013).由于在四川盆地东北部广泛发育有生物礁、生屑滩的沉积，而榆林—咸阳—涪陵剖面恰穿过这一礁、滩地区(图 14).
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图 14 四川盆地晚二叠世长兴组沉积期沉积环境与古地理图(赵文智等，2012) Fig.14 Map of sedimentary environment and palaeography for Changxing Group of the Sichuan basin(Zhao et al.,2012) |
开江—梁平—重庆地带的油、气远景大，如涪陵—达县间的前陆盆地BSE，在达县—涪陵地带沉积厚度可达近10 km.因为在盆山耦合地域及临区盆地乃大、中型油、气藏的最佳储存地带，且这一地域一系列的NW向、NE向和近NE向背斜构造发育，故在普光和龙岗气田以北、川东北在古生代海相沉积层中确有可能会发现新的大型油、气田.由图 7—9可见，在东北部达县—万源与南部重庆—涪陵这片广大地区尽管至今尚无钻井钻抵深部震旦系，但基于该区砂屑滩亚相储集层物性较好(汪泽成等，2006)，平均孔隙度为3.5%左右，从海、陆相天然气甲、乙烃碳同位素值分布亦表明该区海相天然气具有前景.同时这里古隆起继承性好，又为断裂所隔，且碳元素广为分布，又发育有寒武系筑竹寺组和震旦系陡山沱组两种烃源层，生烃能力大，生气强度可达40×108~100×108 m·km-1.该区乃震旦系油、气勘探的远景区，应给予重视.
(2)南鄂尔多斯盆地广为分布有石炭、二叠、侏罗和第三纪的沉积.榆林以南与延安之间已发现油田，但规模不大，而其南部尚未见到有一油田发现.
华北克拉通西部的鄂尔多斯盆地是石油、天然气、煤、铀矿等能源矿产与盆共存的富集地域，它是叠加在早、晚古生代大型沉积盆地之上的中生代盆地，晚白垩世以来经历了后期效应，但总体上均呈整体隆升为主，内部构造平缓，故为能源矿产的保存奠定了良好的基础(杨伟利等，2010；刘池洋等，2006)，即自中生代到古生代均会具有大量的各种能源产出(表2).
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表2 鄂尔多斯盆地多种能源矿产层位分布表(杨伟利等，2010) Table 2 Distribution of multiple energy minerals in Ordos basin (Yang et al.,2010) |
由于在鄂尔多斯盆地发现了源于奥陶系烃源岩的天然气，奥陶系浅海台地及边缘有机质沉积和烃源岩的分布，以及中东部海侵期水体较深洼地和海退期咸化洼地，盆地西北缘的低水位深洼槽和高水位浅洼槽发育有TOC含量较高的烃源岩，且能自生自储(金强等，2012；闫全人等，2009).为此基于烃源岩的分布层序和时代推断，盆地南部，即莫旺—铜川地带(Bes)应有较大的油、气储藏，故在盆地Bes深部很有可能发现大、中型油、气田.
(3)秦岭—大巴造山带前陆盆地(Bfy).盆地Bfy为在扬子克拉通向北运动与秦岭—大巴造山带阻隔下形成的前陆盆地，它的沉积物是由于秦岭—大巴弧形山系抬升而剥落下来的沉积岩系，且自古生代到中、新生代以均匀速率向前陆盆地聚集，故该盆地应具有中、新生代的陆相沉积和古生代的海相沉积，其北缘达县附近地带应有天然气存在，但属中、小型油气盆地.
(4)秦岭造山带北侧前陆盆地(Bfc)，即渭河断陷盆地.由于北部西伯利亚板块向南运动，古亚洲洋向南俯冲，鄂尔多斯块体向北运移，且向南俯冲与结晶基底加深，不仅造成了秦岭—大巴造山带北侧断裂的陡立与略向南倾，而且导致了秦岭—大巴造山带的沉积建造呈不均匀的快速向北侧剥落，促使该盆地沉积速率快，且呈不均匀沉积，其沉积厚度可达6~8 km.该盆地Bfc中应存储石油，而在秦岭北侧大断裂和铜川—浦城地带则应存在天然气田.
(5)山间盆地.秦岭—大巴山之间的小盆地Bm，沉积厚度小，仅4 km左右，且为南、北两侧逆冲推覆断裂所辖，可形成小型气田.
6.4 几点建议尽管剖面辖区的南鄂尔多斯盆地、东北四川盆地与其相邻地带至今尚未发现有大、中型油、气田和金属矿床的出现，但基于本研究地带的沉积建造、结晶基底、断裂分布和构造格局，并在以上讨论的基点上提出以下建议：
1.金属矿产资源
对有色金属、贵金属矿产资源应集中在鄂尔多斯盆地南缘、四川盆地北缘、山间盆地两侧和秦岭—大巴复杂基底构造的耦合地带，特别应强化在该区进行第二深度空间(500~2000 m)的找矿、勘查，以资在深部发现大型和超大型金属与非金属矿床.
2.油、气、煤能源
在鄂尔多斯盆地南部，即榆林以南地域，四川盆地东北地带和两个前陆盆地及其盆地边缘断裂和局部隆起地带进行油、气、煤勘查，以达在盆地沉降中心和边缘深大断裂带发现大、中型油、气藏和煤田.在构造复杂的盆山耦合地带火成岩几乎出露地表，又有深大断裂伴随，故应特别注意天然气的探查.
7 结论中国大陆地处东亚，在太平洋板块、欧亚板块和印度洋板块，即三大板块陆-海俯冲、消减边界，陆-陆板块碰撞、挤压作用下形成了一个破碎镶嵌的块体集合，海洋板块的远程效应尚难以驱动大陆内部的深部物质运动.显然大陆内部各块体之间的相互作用、耦合响应和其深层动力过程乃是陆内造山与盆地形成的主导.这对大陆动力学的理解和对这一新课题的发展是至关重要的.
沿榆林—铜川—咸阳—涪陵长1000 km的剖面地带，通过对沉积建造和结晶基底的研究，对这一地域的有关块体之间的界带、耦合响应、深层动力过程和资源与能源的潜在环境及远景提出了一些新的认识.
7.1 秦岭—大巴造山带的复杂深、浅构造格局秦岭—大巴造山带的形成是由于南部扬子克拉通向北运动，北部华北克拉通向南运动，即相向运动，促使南北两大块体相互作用，即挤压与碰撞，在这种背景下，激起了深部物质重新分异、调整和向上运移，并形成了这一陆内复合山系.
1.基于该剖面辖区上地壳深部与浅部一系列不同产状与受力状态的断裂分布可见，由上地壳顶部古老结晶基底到早中生代和由早中生代到近代整个沉积建造和结晶基底至少经历了两次构造运动，即为叠加效应的产物.所以构成了秦岭—大巴造山带的复杂深、浅构造格局，且导致了浅部秦岭与大巴山系的表面分离.
2.秦岭—大巴造山带在浅部(深度4 km左右)分为两个山系，并由一系列向北推覆的断裂系作用形成了一个山间盆地Bm，即将它们在浅表层分离，但在深部(4 km以下)则为一个统一的结晶基底.因此在深层动力作用下，它们应属于陆内同一造山过程的产物，至少现在是这样.
3.秦岭—大巴造山带为一系列向北逆冲推覆的断裂群组成，而它们仅涉及深度为5 km以上层序.在二者统一基底(4~12 km)以深处则为均匀的上地壳底部高速结晶岩系，故表明其形成仅为古生代以来的浅表层动力过程所致.构造运动的基本概念性模型(图 11)为南北两大块体呈现不均匀相向运移、挤压，并为山体呈非匀速隆升提供了判据.
7.2 成山、成盆、成岩、成矿与成灾及其相互作用沿剖面辖区一系列盆地属性不一，深、浅各异，边界构造亦不相同，地表起伏与隆起的山系性质和规模亦不一致，一系列断裂属性、产状、延伸与规模各有差异.
1.在该区应注重现尚未被开垦的“处女地”.
(1)油、气应对鄂尔多斯盆地东南部、四川盆地东北部和两个前陆盆地地区与盆山耦合地带进行详细勘查，有望发现大、中型油、气藏.
(2)应在第一深度空间(0~500 m)，即浅表层金属矿产勘探的同时，加强第二深度空间(500~2000 m)的找矿勘探，以达在深部发现大型和超大型矿床和多金属矿集区.
2.要特别注意盆山耦合界带，一方面火山岩已近出露地表，另一方面深大断裂发育，且可以深、大断裂为深部物质上涌的通道，故应为发现天然气藏的良好地域，因为前陆盆地的沉积建造物源为山体隆升时上覆海、陆相沉积物质剥落的堆积.
7.3 深化陆内壳、幔结构与深层动力过程的理解1.该区一系列盆地、山脉和断裂的形成是陆内块体之间相互作用与物质运动和动力作用耦合响应的产物.
2.各块体作用的力源并非仅海洋“刚性”板块的远程效应所致，而主体应为陆内深部物质在力系作用下重新分异、调整和运动，即深部物质与能量交换的结果.
3.秦岭—大巴造山带的南、北边界
(1)鄂尔多斯盆地与秦岭—大巴造山带的北界为由口镇—关山断裂F2与秦岭北侧大断裂及其所夹前陆盆地Bfc共同组成的耦合带域.
(2)秦岭—大巴造山带的南界为由广元—巴中—宣汉—巫山构造带与F8，F9及其所辖前陆盆地Bfy共同组成的耦合带域，即扬子克拉通的北界应略南移，即位于达县北缘地带.
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