2017, Vol. 60
2. 吉林大学地球探测科学与技术学院, 长春 130026;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;
4. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081
, TENG Ji-Wen1,2, ZHANG Yong-Qian1,3, CHEN Shi4, WEN Wu1, PI Jiao-Long1,4, MA Xue-Ying1
2. College of Geo-exploration Science and Technology, Jilin University, Changchun 130026, China;
3. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
阴山山系(造山带)横亘于中国大陆的北部，东西绵延一千多公里，西起内蒙狼山，中为乌拉山、大青山、灰腾梁山，东至冀北大马群山.平均海拔1500~2000 m.在大地构造上属华北克拉通的北西边缘地带，其北与天山—兴蒙古生代造山带的内蒙构造带相接, 南与新生代的河套断陷盆地相邻.
河套断陷盆地(又称呼包凹陷盆地)位于阴山山系的大青山和鄂尔多斯盆地之间，为一个近东西向的狭长型盆地，且具有盆、山交互耦合带的地形与地貌特征.
鄂尔多斯高原盆地分布于中国大陆的中部，是构成华北克拉通西部的主体，是一处典型的板内构造单元，发育了古生代以来不同时期的稳定沉积建造，并在新生代成为高原地貌.
在鄂尔多斯高原盆地的南部边缘是渭河盆地，其南紧邻中国大陆中央造山带中部的秦岭—大巴山系.秦岭—大巴山系是一个典型的复合型陆内造山带，其北侧与南侧分别是华北克拉通西部的鄂尔多斯高原盆地块体和扬子克拉通西部的四川盆地块体.在这两大古老的克拉通型块体作用下驱使秦岭—大巴微块体的抬升和秦岭—大巴山系的形成.
四川盆地以南是贵州山地和广西山地.在贵州山地中、东部，大部分为扬子克拉通的西南边缘.在贵阳以南及广西丘陵地带，则属扬子克拉通与华夏块体之间的华南复合陆内造山区，又称新元古代江南造山带(He et al., 2013；张国伟等，2013).该区带的地质结构、构造形态、分布区域、与两侧块体的接触界带及耦合关系等方面尚有许多有待探讨的问题，需要通过地球物理高分辨率数据采集和精细结构刻划的相应研究，以能深入了解和认识.
几十年来，许多地质学家与地球物理学家针对阴山造山带(马杏垣等，1991；张振法，1995；刘正宏和徐仲元，2003；王光杰等，2004；王谦身等，2005)、鄂尔多斯盆地(滕吉文等, 2008, 2010；王谦身等，2010；张永谦等, 2013, Zhang et al., 2014a)、渭河盆地(韩恒悦等, 2002, 任隽等，2012；王谦身等, 2013a, b，2015)、秦岭造山带(袁学诚，1994；张国伟等, 1995a, b, 1996, 1997a, b；张先康等，2008；胡健民等，2011；Dong et al., 2013；王谦身等, 2013a, b，2015；张永谦等，2013；滕吉文等, 2014a, b；Zhang et al., 2017)、四川盆地(江为为等，2001；汪泽成等，2006)、黔桂山地(胡肇荣，2010；He et al., 2013；张国伟等，2013；Chen et al., 2015；王谦身等，2016)及周缘地域的大地构造、地球物理场和深部壳、幔结构从各自不同的研究领域进行了探测、研究与探讨.然而，尽管如上所列文献表明对它们每个单元的单独分析研究探讨已有很多，但是将它们作为一个整体来研究该区纵贯南北的深部物质运动行为与其动力学作用系统，不仅需要研究各个构造单元的问题，而更重要的是还需研究分析各构造单元之间的相互关系、相互作用、相互影响等一系列关连性特征问题，故需对纵贯不同构造单元的大剖面全面进行整体地、系统相关联地分析与探讨.本研究中所用的长达2280 km的重力学研究剖面跨越了几个大克拉通构造域和其内的诸多大构造单元.这些构造域和构造单元各自的地质结构、构造形态、物性特征、分布区域、各与两侧构造单元的接触耦合关系等方面都有其独特的特点.针对这些不同构造单元所存在的共性特征、个性特征及其间存在的接触方式与耦合关系及动力学响应等问题，基于此，本文将从重力学的角度、从总体轮廓、宏观性地给以探讨与商榷.
2 重力信息的探测和采集、数据处理和分析为了获得阴山造山带地域、呼包盆地及鄂尔多斯盆地、秦岭造山带地域、四川盆地以及贵州山地和广西山地地带的地壳深部精细结构，研究与探索该区复杂的构造格局及其间的相互关系，在国家自然科学基金等多个科研项目的支持下，分阶段实施了一条近南北走向的综合地球物理探测剖面，该探测剖面北起内蒙满都拉，向南经包头、陕西榆林、咸阳、四川达州、重庆鱼泉、贵州贵阳，到广西凭祥.穿经5省1市，跨越华北、扬子两大克拉通等共9个大小地质构造单元，全长达2280 km，见图 1.
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图 1 满都拉—凭祥综合地球物理探测剖面地理位置和地形图 Fig. 1 Geographic location of Mandula-Pengxiang geophysical profile on the topographic map |
在整条探测剖面中，重力信息的探测、采集分为满都拉—榆林区段, 榆林—鱼泉(重庆)区段和鱼泉(重庆)—凭祥区段三个部分分期完成的.
2.1.1 满都拉—榆林区段满都拉—榆林区段的重力数据的采集于2006年11月至2007年2月，实施了一条北起中蒙边界满都拉经包头、陕西榆林，南抵延长穿越多元“山-盆-山-盆”构造体系的、高精度重力探测剖面，剖面全长约670 km，剖面基本沿经线110°E延展.共完成测点673个，检查点15个，观测点距平均为1 km.重力测量所用的仪器为LaCoste-G型799#重力仪，该仪器在测量前经静态试验，掉格小于20 μGal，满足实测的精度要求.测地工作应用Ashtech Z-X双频卫星定位仪完成，施工临时重力基点12处引点个是由包头市国家一级点和榆林市国家一级点联测得出.
本文在满都拉—包头—榆林段所用的重力资料即为此重力探测剖面的最新测量数据(图 1).并据此新的重力信息，开展了对阴山造山带及与鄂尔多斯盆地相关耦合的深部地球物理研究(王谦身等, 2005, 2010, 2013a, b).
2.1.2 榆林—鱼泉(重庆)区段榆林—鱼泉(重庆)区段于2011年开始，实施了一条北起陕西榆林，南抵重庆鱼泉全长1010 km的综合地球物理探测剖面.它完整、连续的穿越“盆-山-盆-山”构造体系，包含重力、地磁、人工源地震和天然地震多元场的综合地球物理探测长剖面.该剖面应用的重力测量仪器为拉科斯特G型重力仪(No.596，No.1149)，两台仪器在使用前进行了静态试验，掉格均小于20 μGal，满足静态精度要求.同时在北京高崖口国家重力基线场进行了动态格值标定，两台仪器的动态精度均在30 μGal以内，其互比值仅为1.00032，说明一致性属正常，符合国家区域重力调查数据质量要求.相应的测地工作与野外重力测量同步进行，采用TopoCon高精度GPS进行野外现场静态观测，取得测点的位置与高程数据，其水平测量误差小于0.1 m，垂直测量误差在平原约为0.5 m，在山区小于1 m，测量精度满足需要.
为在野外测量工作中进行测点数据的零漂改正与基点网归算，以国家重力基点网(2000网)的重庆江北机场国家基本点、咸阳机场国家基本点和榆林机场国家基本点为基准点，沿测线共联测了25处重力基点引点，联测标准差为0.037 mGal.榆林—鱼泉段重力测量主要沿道路进行，剖面测量误差为0.02 mGal.
沿该剖面共计采集到有效重力数据1116个，平均测点距为900 m(图 1).
在对野外采集的各测点重力观测数据进行零漂改正、固体潮改正、正常场改正、高度改正、中间层改正和地形改正(0~166.7 km范围)后，得到沿剖面各测点的布格重力异常值，并绘制出全剖面的布格重力异常分布特征曲线，如图 2b所示.
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图 2 剖面沿线的地形高程与布格重力异常分布特征 (a)剖面沿线的地形高程分布特征；（b)剖面沿线的布格重力异常分布特征. Fig. 2 Distribution of topographic relief and Bouguer gravity anomalies along the profile (a) Topographic relief; (b) Bouguer gravity anomaly. |
本文在榆林—秦岭—鱼泉段的研究工作中所用的重力数据资料即为此重力探测剖面的最新测量的第一手数据(图 2b).
并据此诸多新的重力信息，开展了对中秦岭地带与鄂尔多斯盆地和四川盆地相耦合关系的人工源深部地球物理探测与研究(滕吉文等, 2010, 2014a, b；王谦身等, 2013a, b，2015).
2.1.3 鱼泉(重庆)—凭祥区段在黔桂地区，即本剖面的鱼泉(重庆)—凭祥区段，该区段尚无最新实测的重力数据，为了能与从鱼泉到凭祥地区的天然地震接收台链作到“同点同步采样取值”，故确定以鱼泉到凭祥地区的72个天然地震接收台点的位置(马学英，2017)选设为72个重力点，据此，重力点之间的平均点距为11.1 km，重力剖面全长800 km.各重力点的布格重力异常值是由国家测绘总局颁布的重力测量成果表(重力异常成果表，1972)的重力数据进行内插采集得到.同时，为了尽可能采用更新一些的重力数据，又从国际地球重力模型2008(Earth Gravitational Model-EGM-2008)采集和处理得到各个重力点的布格重力异常值.通过对这两种来源的数据作对比，显示出两种数据的幅值起伏变化和分布趋势基本上同步、仅在局部点位上存在差异，即在幅值上有近似的系统性差值.至于幅差的近似同步变化原因乃是由于1972年的重力异常成果表上的布格重力异常值按波茨坦系统归算的，而EGM 2008是按修正后的国际重力系统归算的.因此，将前者数值修正后，除少数点外，两者从幅值上和分布趋势上基本一致，差异值＜±1~2 mGal，系统差基本消除掉.考虑到应该选用最近的成果数据，鉴于EGM 2008的布格重力异常值的精度能够满足我们研究深部地壳构造的要求.为此，确定选取它作为鱼泉—凭祥区段的布格重力异常值.待今后有更新的、更精准的实测重力数据，再用其对此区段的布格重力异常作修正和调整.
据此重力信息，本文进行了对四川盆地、贵州山地、广西丘陵山地的深部地球物理研究(王谦身等，2016).
2.2 剖面的布格重力异常分布特征分析对采集到的重力数据进行各项处理与改正之后，得到了各测点的布格重力异常值并可构绘出满都拉—包头—榆林—咸阳—涪陵(鱼泉)—贵阳—凭祥超长剖面的布格重力异常分布曲线(图 2b).由图 2b可见，整个剖面各段的布格重力异常起伏变化剧烈程度有显著差异.
在剖面北端内蒙满都拉地区，布格重力异常值为-143.5 mGal，由北向南逐渐升高至-135 mGal，随后在阴山山地、白云鄂博一带，重力异常值多次升降起伏在-165~-140 mGal之间波动并渐渐升高.至固阳，布格重力异常值升为-130 mGal；到大青山地带(40.8°N)，布格重力异常值更上升至-120 mGal以上，显示出在阴山山区布格重力异常存在着与地形同步，即不降反升的特征.由大青山南侧到河套盆地，布格重力异常值随着地形的陡降，也急剧下降几十毫伽，低到-175~-180 mGal之间，布格重力异常梯度值为3.0 mGal/km.河套盆地南侧进入鄂尔多斯高原，布格重力异常又恢复上升到-125 mGal的高值，此段的布格重力异常梯度值亦达1.5 mGal/km，即在河套盆地及其两侧，同样呈现布格重力异常与地形同步下降的特点.由河套盆地南缘(40.2°N)向南，到鄂尔多斯高原盆地北部的伊金霍洛(39.8°N)以北地域，一直维持在-130~-125 mGal之间，变化平缓.在39.8°N以南，由-130 mGal左右向南缓慢降至-150 mGal左右.此后，布格重力异常值呈缓慢升降变化，在38.8°N附近，升至-135 mGal左右，而到榆林却又降至-150 mGal左右.
由榆林附近的-150 mGal向南在鄂尔多斯高原盆地中南部37°N—34.7°N范围内呈较低频的缓慢变化上升到-130~-140 mGal左右；至渭河地堑盆地咸阳—户县附近，布格重力异常值迅速地下降，在34.1°N处，降到-195 mGal，其后，在不足10 km的范围内由-195 mGal陡直升至-145 mGal，升幅达到50 mGal，重力水平变化梯度达到5 mGal/km，这也是整个重力探测剖面中的最低布格异常值.随后向南进入中秦岭造山带(34°N—33°N)的山地，又迅速升至-120 mGal左右.在四川盆地东北缘山地丘陵带(32.8°N—31.0°N)的石泉—万源—达州之间地域，布格重力异常呈现出漏斗状下凹的特征，由32.6°N处的-110 mGal，迅速降至31.7°N附近的-150 mGal，后又迅速抬升至达州南的-120 mGal.在达州以南至鱼泉地域(31.0°N—29.1°N)，布格重力异常变化较为平缓，呈小幅度变化.此测段的平均布格重力异常值为-120 mGal，到鱼泉附近上升到-118 mGal.进入贵州北部与中部山地(29.0°N— 27.0°N)，重力异常变化表现为平缓地下降到-128 mGal左右.此后，转为陡然下降，到贵阳北(26.7°N附近)降到近-145 mGal.随后，呈波状起伏形态、以大梯度值的总趋势一直攀升，到剖面最南端凭祥附近(22.05°N)布格重力异常值竟然达到-55 mGal，上升近达90 mGal！这一特征与26.7°N以北测段的布格重力异常分布形成十分明显的差异.如此巨大的、区域性的布格重力异常差异变化，很可能是地壳深部层序中存在不同属性的地质构造单元的表征.
以上本剖面的布格重力异常场分布变化特征表明，该剖面穿越了不同构造单元、不同构造部位，如在内蒙构造带、阴山山地(造山带)与鄂尔多斯高原盆地(属华北克拉通北部和西部)、渭河地堑(断陷)盆地、中秦岭山地(造山带)、四川盆地东北缘山地丘陵带与贵州中部山地(属扬子克拉通西部)、广西西部丘陵盆地(属华南复合陆内造山区西部)，其布格重力异常分布呈现出变化剧烈或平缓的程度大不相同，揭示出它们各自独特变异的形态与显著的相互差异特征.
3 沿剖面地壳密度结构构建通过对“满都拉—包头—榆林—中秦岭—鱼泉(重庆)—贵阳—凭祥”重力剖面的数据进行分析处理和解释，构建了沿剖面的二维地壳密度结构.
3.1 地壳密度结构模型构建在本研究工作中，采用中国地质调查局发展研究中心所开发的二维重磁异常人机交互式正反演软件GM2DINVERSE，同时结合其他地质、地球物理资料并将其作为约束条件，进行地壳密度模型的构建与重力异常拟合.
由于在满都拉—榆林和榆林—鱼泉两个测段，重力测线与人工源地震深部探测测线完全重合，因此以由满都拉—榆林和榆林—鱼泉人工源宽角反射/折射地震探测所得到的二维地壳速度结构模型(滕吉文等, 2008, 2010；滕吉文等，2014)作为地壳密度结构建模的初始依据，利用目前国际上常用的P波速度与介质密度之间的经验关系式(Ludwig et al, 1970；Christensen and Mooney, 1995；Brocher et al., 2005)，同时参考华北地区的波速-密度关系(冯锐等，1986)，转化为该剖面地壳与上地幔的二维密度结构模型.同时参考本区内已有区域构造展布与地层特征等地质资料，对该密度模型在结构形态与初始密度值等参数进行适当的调整，给出用于计算的初始地壳密度结构模型.
本文研究对所构建的初始密度模型进行人机交互、不断反复调整修改模型，并计算其所产生的理论重力异常，经过多次重复计算拟合，直到计算的理论重力异常与实测重力异常的拟合误差小于剖面布格重力异常精度时为止，建立了最终的密度模型(Zhang et al., 2014b, 2017；王谦身等，2016).
在鱼泉—凭祥区段，按前述确定选取的布格重力异常值与满都拉—楡林—鱼泉测段布格重力异常值较好地衔接上，构建成满都拉—榆林—鱼泉—凭祥长剖面统一的布格重力异常场，同样参考已有的区域构造格局与地层特征等地质资料和天然地震台站的接收函数值反演结果(He et al., 2013；Chen et al., 2015；司芗，2015；马学英，2017)作为约束条件，与满都拉—榆林—鱼泉测段构建延续的地壳密度模型，并延续同样的正反演计算过程和进行了适当的统一调整，建立了最终的满都拉—榆林—鱼泉—凭祥整条剖面的密度模型，见图 3.由于整条剖面超长，故将密度模型截分为42°N—32°N部分和32°N—22°N部分两幅，二者在32°N处衔接.
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图 3 满都拉一榆林一鱼泉一凭祥地学剖面的地壳密度结构 模型中所标数值代表各不同层序和块体的平均密度值，单位:g·cm3; M-Moho; 黑色圆点为接收函数提供的Moho界面深度值. Fig. 3 Crustal density model along the Mandula-Yulin-Yuquan-Pingxiang profile The numbers in the model are average density values of different layers and blocks in unit of g·cm3; M-Moho: The black points are the values of Moho from receiver function. |
由图 3可见，经过多次拟合所得到的最终二维密度模型，经正演计算后求得的布格重力异常(图 3中布格重力异常曲线的蓝线)与沿该剖面实测所得到的布格重力异常(图 3中布格重力异常曲线的点线)二者在总体上吻合程度较高.如在剖面南段32°N以南(即万源以南，四川盆地东部)地域与剖面北段的鄂尔多斯盆地(35°N以北)地域，其布格重力异常的计算值与实测值几乎完全重合；但在一些局部地段，由于地壳浅部的密度结构较为复杂，从而导致了实测的布格重力异常值在该地段(区)存在高频起伏变化.特别是阴山山地和中秦岭山地地区地壳浅部和深部的密度结构都比较复杂，其布格重力异常的计算值与实测值之间虽然在整体趋势上仍然一致，但在局部存在一定的偏差、不完全吻合.这是由于本密度结构模型的网格尺度较大，未能精细地反映局部近地表密度结构的横向变化，导致了不完全吻合，但对于深部密度结构仍然是较为可靠的.
3.2 剖面辖区地壳密度结构特征由图 3b可见，满都拉—榆林—鱼泉—凭祥剖面辖区的地壳与上地幔介质存在着复杂且特异的二维密度结构.在纵向上，密度值随着深度的增加而增加，但在剖面不同位置地段，其密度增加的梯度却有所不同.在剖面同一构造位置的不同深度，其密度随深度增加的梯度亦不完全相同(如图 4)
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图 4 满都拉一榆林一鱼泉一凭祥重力剖面地壳内部界面的展布特征(按纬度1°分幅） 图中纵轴表示深度值，单位:km，横轴表示密度值，单位:g·cm3, 图上方数值代表采样点的纬度位置. Fig. 4 Undulation characteristics of interfaces in crust along the Mandula-Yulin-Yuquan-Pingxiang profile (with latitude interval of 1° between two plots) Ordinate is depth (km). Abscissa is density (g·cm3). Values in upper part are latitudes of sampling locations. |
本剖面由满都拉至凭祥是由22°N跨越到42.5°N，共构建了23个“深度-密度”1D(一维)结构剖面.亦即在每1纬度(1°N)间隔上构建一个1D剖面.由23个“深度-密度”1D结构剖面(图 4)可见，沿整个剖面地壳浅部的密度值均较小，即在2.45 g·cm-3范围内变化，而在河套盆地与渭河盆地及一些局部地区的浅表层处则仅为2.2~2.35 g·cm-3左右.这应是由于在地壳较浅处的沉积建造及其岩层密度相对较小.在结晶地壳中，地壳岩石的平均密度随着深度的增加而增加，较明显地可划分为密度各异的上、中、下的地壳层，呈现出密度间断面的特征.至地壳底部，密度大约增至2.95 g·cm-3左右.地壳底部的Moho界面形成了密度值突变带，并呈现出密度间断面的特征.在Moho界面两侧的密度值则由2.95 g·cm-3左右突跃至3.2 g·cm-3，密度差达0.25 g·cm-3.
3.3 地壳内部界面划分与起伏展布特征本剖面自南向北跨越了华南复合陆内造山区的黔桂山地、扬子克拉通的四川盆地、秦岭—大巴山系(造山带)、渭河断陷盆地、华北克拉通西部的鄂尔多斯盆地、北边缘的阴山山系(造山带)、内蒙构造带，在漫长的地质历史时期内，这些不同的构造单元都经历过多期次的、深部与浅部复杂的地质构造运动过程，导致其地壳内部各界面及Moho的展布形态和构造格局产生了强烈程度不同的演化与形变，形成了现今的结构与构造形态.
3.3.1 壳内界面的划分根据本剖面所得到的地壳密度结构模型(图 3)，按其密度在垂直方向上的变化构建的23个“深度-密度”结构剖面(图 4)，将地壳宏观地分为沉积建造(结晶基底以上部分)、上地壳、中地壳与下地壳4部分.
由于结晶地壳内的密度值一般高于2.45 g·cm-3，故以2.45 g·cm-3为界，将小于2.45 g·cm-3的部分划为沉积建造部分，依此勾画出沉积建造的展布形态，如图 4中黑色虚线所示.其下部则认为是结晶地壳部分.
结晶地壳内部分界面的划分，主要根据地壳密度结构模型在垂向的梯度变化，结合该区已有的中国科学院地质与地球物理研究成果，特别是结合本剖面的人工源宽角反射/折射地震探测研究成果(滕吉文等, 2010, 2014a, b；Chen et al., 2015)和最新的天然地震台链的成果(马学英，2017)，在22°N —35°N区段，确定深度为15~20 km和25~30 km左右的、密度差为0.05 g·cm-3的地层界面为上、中、下地壳的分界面(图 4中绿色和蓝色虚线所示).而在35°N —42°N区段的地壳界面分布上，鄂尔多斯高原盆地上、中地壳分界面不甚明显，下地壳顶界面深度在24~27 km左右处(局部29 km)，该深处有较明显的密度差异(图 4中蓝色线所示).在阴山山系及其北麓地区下地壳顶界面较深约为29~30 km.
在整个满都拉—榆林—鱼泉—凭祥剖面上，Moho界面作为地壳与上地幔之间的一级间断面，在其两侧是一个介质密度存在明显的差异的密度突变界带(图 4中红色实线所示).
3.3.2 结晶基底的起伏特征由代表结晶基底的黑色虚线(图 4)的形态可见，在剖面沿线不同构造单元的沉积建造厚度差异明显，在广西西部、贵州中部山地，沉积厚度在0.5~2 km之间(百色地区最厚)，四川盆地东北部地域，沉积厚度约有2~3 km左右，其结晶基底形态略有起伏，但总体上较为平缓；向北进入秦岭—大巴造山带地区，其结晶基底逐渐抬升，在最浅处仅为1 km左右；渭河盆地是本研究剖面辖区沉积建造最厚的部分，其结晶基底自南侧秦岭山区最浅处的1 km左右逐步加深，并在渭河盆地的中心地带达到本剖面辖区结晶基底最深处(近8 km)，之后沉积建造的厚度又逐渐减薄，并在渭河盆地北缘与鄂尔多斯块体接触地域抬升至4 km左右，该地域巨厚的低密度物质沉积也导致了在地表观测到的明显的低布格重力异常特征；在鄂尔多斯高原盆地地域，其沉积厚度总体上约在3~5 km左右，结晶基底形态略有起伏；河套盆地地域是该地段沉积最厚的部分，在该地域其结晶基底的埋深可达7~8 km，巨厚的沉积也导致了在地表观测到的明显的低布格重力异常值；在阴山造山带地域，结晶基底自河套盆地以北迅速抬升至0~1 km深度，野外地质调查结果亦显示在该地域部分地段可看到明显的基底露头，致使构成山体与地壳浅部地层物质的密度值较周边偏高，这也是引起布格重力异常值升高的因素之一；在阴山造山带北部至满都拉地域，随着布格重力异常的降低，结晶基底略加深至3 km左右.
3.3.3 上、中、下地壳的密度分界面由图 4可见，在整个剖面辖区内，上地壳、中地壳与下地壳之间存在着明显的界面(Chen et al., 2015；王谦身等，2016)，在剖面22°N—32°N段的广西西部、贵州中部山地和四川盆地地域，其上、中、下地壳界面的埋藏深度由南端凭祥的13 km与23 km左右往北逐渐缓缓变深，过红水河后各分界面近同步地转为较大的梯度下降，到贵阳南部一带降到16~17 km与27 km的深度(此区段可能是华南复合陆内造山区与扬子块体的接触过渡带).随后，又缓缓变化，到重庆鱼泉一带，为17 km与27~28 km左右.从鱼泉往北，各分界面仍保持缓慢下降，在达州附近(32°N)达到18 km与29 km左右，各界面基本保持近似平行状态.此后，在32°N—42°N段，由达州至万源各界面继续保持稳定，在万源与石泉之间是大巴山弧形构造带西边缘，其间有一定幅度的起伏，再向北进入中秦岭造山带地域，即石泉与户县之间的区域，各分界面埋藏深度发生起伏变化，并往北有所抬升.在户县南侧，上地壳加中地壳厚度约为25~26 km.在渭河盆地地域，由于各界面升降变化，上、中地壳的厚度在24 km左右变化.进入鄂尔多斯高原盆地之后，上、下地壳相对较厚、中地壳较薄，上、中地壳界面不明显，各分界面呈现为缓慢的起伏，形态基本保持稳定，下地壳顶界面深度在24~27 km之间(王谦身等, 2015, 2016).显示了鄂尔多斯作为古老的克拉通的“坚硬”、特征.而在河套盆地地域，由于该地域是沉积建造有6~ 7 km厚的地带，其下地壳的顶界面深度为25~26 km左右.在阴山造山带地域，由于上、中地壳密度值比鄂尔多斯盆地相对较大，上中地壳仍较厚，下地壳顶界面较深，约为26~28 km.在阴山造山带北麓至满都拉地域，下地壳顶界面较深在28 km左右.
总之，在本剖面辖区的各克拉通构造单元内部，其壳内各分界面的展布形态尚都基本稳定.在中秦岭造山带与渭河盆地地域、阴山造山带与河套盆地地域，由于与经历多期次复杂构造变动过程有关，其界面的展布呈现出复杂的起伏变化.
3.3.4 壳-幔边界—Moho界面由图 4中代表Moho界面的红色实线可见，沿本剖面各地段的Moho界面起伏变化程度不同.在剖面22°N—32°N区段，Moho界面的埋藏深度在南端广西凭祥为32 km左右，向北在黔桂西山地(属华南复合陆内造山区)缓缓下降，到红水河一带(25°N)后，降速变大，直到贵阳南附近，降至约41 km深度(属华南复合陆内造山区与扬子块体的接触过渡带)，即在红水河与贵阳南之间呈现出Moho界面的陡变界域.此后，降速变缓，而在鱼泉南，29°N附近亦呈现出Moho界面的较大幅度变异，可达2~3 km，到四川万源附近降为44 km左右.此下降过程为小幅度波状起伏下降.在32°N—42°N段地域，自万源以北至户县以南地段是秦岭—大巴造山带地域，Moho界面呈现出明显增厚，到石泉一带(33°N)，Moho界面深达48~49 km.随着向北延伸，Moho界面抬升较快，在户县南(34°N左右)突升至40 km左右.在中秦岭地域的Moho界面呈现为幅度不大的下凹特征，表明在该地域有山根的存在迹象.据已有研究，在东秦岭无山根存在，而西秦岭有山根(袁学诚，1994；张先康等，2008)，说明中秦岭地域的山根特征介于东秦岭与西秦岭之间，体现出秦岭中部地域具有与东、西秦岭过渡衔接的特征.
往北，在渭河盆地地域，即户县以北与咸阳以北的区段内，Moho界面呈现出明显的上隆，并在咸阳南部达到37 km左右，系本剖面辖区内Moho界面的起伏变化最大，亦即最浅深度地域.这一地域Moho界面的上隆与布格重力异常降低呈现出“镜像”相关的关系.再向北，在整个鄂尔多斯高原盆地地域，Moho界面的深度保持在43~46 km左右，并呈现出幅度较为低缓的起伏，这反映了鄂尔多斯高原盆地相对稳定的古老块体的构造特征(王谦身等, 2015, 2016).在河套盆地下方，对应着地形高程与布格重力异常的下降，Moho界面却显著抬升，同样呈现出“镜像”相关的关系，其最浅处埋藏深度约在41 km左右.在阴山造山带地域(41°N以北至42.5°N范围)，Moho界面深度一般为44 km左右，局部可达45 km.在阴山北侧内蒙构造带苏尼特褶皱系地域，Moho界面逐渐抬升，到剖面北边缘，抬升了约1~2 km达到43~44 km.
总之，通过以上对跨越20个纬度、9个构造单元、长约2300 km剖面的Moho界面的深度的分布特点综合对比分析，表明其在不同的构造单元呈现出不同的深浅起伏变化特征：①在相对稳定的华北克拉通和扬子克拉通内，Moho界面较深分布亦较稳定，变化幅度在42~46 km；②在中秦岭造山带和阴山造山带地域，Moho界面分布起伏变化较为剧烈，特别是前者，其深度变动在40~49 km之间；③在渭河盆地和河套盆地等耦合带盆地域，Moho界面较浅，一般在37~40 km左右.
3.3.5 深部断裂构造在不同地质构造单元的形成规模与分布特征基于重力学理论(王谦身等，2003)，地下断裂构造带由于其两侧岩层岩性的差异，形成两侧密度的差异，这种差异在重力场中引起重力异常的突然变化和呈现出梯度带的变化特征.而一般重力异常梯度较大的梯度带的特征乃是分隔不同构造单元或构造块体的深大断裂存在的标志，它对应着地下物质体的岩相和其密度的变化带.
在本剖面北部的满都拉—榆林(39°N—42°N)段，规模较大的断裂有大青山山前断裂(DQ)位于本剖面布格重力异常场中40.7°N左右, 在此正对应着巨陡的、近60 mGal重力异常落差；鄂尔多斯北缘断裂(EB)在本剖面布格重力异常场中位于40.2°N附近，亦正对应着陡变的、近50 mGal重力异常升差(图 5).该两断裂分别对应着两条重力陡变带，且位于河套断陷盆地南北两侧.由于河套盆地是鄂尔多斯高原盆地与阴山造山带的过渡耦合地域，在两条断裂较强的错动和错断作用下，致使河套盆地沉积厚度高达7~8 km，该两断裂应属深大基底断裂.同时，该地域的地壳介质的密度结构也与两侧有所差异.宽角反射/折射地震的测深资料亦显示出该地域有与其南北两侧截然不同的速度结构与构造特征，表明该过渡带地域确为一个与南北有别、存在地壳介质产生明显变异的耦合区域.
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图 5
凭祥-鱼泉-榆林-满都拉剖面布格重力异常特征与断裂分布图
断裂名称：JX:靖西-崇左断裂；BH:百色-合浦断裂；ZLH:紫云-罗甸-红水河断裂；LM:龙里-麻江断裂；NK:納雍-开阳断裂；DX:达县断裂；TX:铁溪断裂；YD:鱼渡断裂；ZB:镇巴断裂；CK:城口断裂；AK:安康断裂；NS:宁陕断裂；QB:秦岭北侧断裂；WH:渭河断裂；GK:关山-口镇断裂；TC:铜川断裂；FY:富县-延长断裂; AQ:安塞-清涧断裂；YH; 伊金霍洛断裂；EB:鄂尔多斯北缘断裂；DQ:大青山山前断裂；GB:固阳北断裂；BYB:白云鄂博北断裂. 图中：黑色线段表示断裂规模较大，蓝色线段表示断裂规模相对中等，绿色线段表示断裂规模相对较小. Fig. 5 Bouguer gravity anomalies and distribution of faults along the Pingxiang-Yuquan-Yulin-Mandula profile Fault names: JX-Jingxi-Chongzuo; BH-Baise-Hepu; LM-Longli-Majiang; ZYH-Ziyun-Luodian-Hongshuihe; NK:Narong-Kaiyang; DX-Daxian; TX-Tiexi; YD-Yudu; ZB-Zhenba; CK-Chengkou; AK-Ankang; NS-Ningshan; QB-North Qinling; WH-Weihe; GK-Guanshan-Kouzhen; TC-Tongchuan; FY-Fuxian-Yanchang; AQ-Ansai-Qingjian. YH-Yijinhuolo; EB-Erdos Bei; DQ-Daqinshan; GB-Guyang Bei; BYB-Baiyunebo Bei. Black columns are large faults, Blue columns are moderate faults, Green columns are small faults. |
根据布格重力异常反映的断裂特性，结合该地带地质构造和地球物理资料，在剖面39°N以北区段，还存在几条具有一定规模的断裂(带)，如固阳北断裂(GB)，在本剖面布格重力异常场中(41.2°N左右)对应有近26 mGal的突降重力异常变化，亦即反映出此处地下介质密度结构的变异，该地带的宽角反射/折射地震的测深结果也表明该地带存在断裂构造，其两侧的速度结构确存在显著差异.又如白云鄂博北断裂(BYB), 该断裂系川井—赤峰大断裂的一部分，位于本剖面布格重力异常场中41.8°N左右，同样对应着十多毫伽的重力异常下降变化，构成了阴山造山带与北侧内蒙构造带苏尼特褶皱系的深部分界线，从宽角反射/折射地震速度结构亦表明该区的壳内介质速度在整体上低于其南侧的阴山造山带地域.再有伊金霍洛断裂(YH), 位于本剖面布格重力异常场中39.7°N左右，为对应约10 mGal的重力变化的、为鄂尔多斯块内中等规模的断裂.
根据榆林—凭祥段(39°N—22°N)内的重力异常场分布、密度结构剖面、以及相关的区域地质构造和地球物理资料，对该段内的断裂构造特性、规模、分布已有详细的集成分析与研讨(王谦身等, 2013a, b, 2015, 2016；滕吉文等, 2014a, b).在此仅作概述.
在剖面中部31°N—37°N段，两个规模较大的断裂QB(秦岭北侧断裂)与AK(安康断裂)之间为中秦岭造山带块体.由于本剖面重力测线恰恰经过大巴山弧终端西侧，故此两大断裂带也是在本重力测线上的中秦岭造山带与两侧的华北克拉通和扬子克拉通的接触断裂带(王谦身等, 2013a, b，2016).GK(关山—口镇断裂)与QB(秦岭北侧断裂)之间为渭河盆地，亦即秦岭造山带北缘的前陆盆地(滕吉文等，2014).NS(宁陕断裂)在本测线经过地段亦为一较有规模的断裂构造.这些断裂都对应着约20 mGal的重力异常陡变带，其中QB(秦岭北侧断裂)更是对应着有45 mGal的重力异常陡变带.本区段在鄂尔多斯还有AQ(安塞—清涧断裂)、FY(富县—延长断裂)、TC(铜川断裂)等.在川东北山地有CK(城口断裂)、ZB(镇巴断裂)、YD(鱼渡断裂)、TX(铁溪断裂)、DX(达州断裂)等，由于HYS(华蓥山断裂)和KJ(开江断裂)未穿越本剖面，故未标示于图 5中.渭河盆地内有WH(渭河断裂).这些断裂皆属相对中小规模的、对应着10 mGal左右差异的重力递变带的断裂构造.
在本测线南部22°N—27°N段，测线所经过的贵州中部山地有NK(納雍—开阳断裂)、LM(龙里—麻江断裂)，广西西部丘陵地带有ZLH(紫云—罗甸—红水河断裂)、BH(百色—合浦断裂)、JX(靖西—崇左断裂)等，亦属于规模相对中小型的断裂构造.
在此，将满都拉—榆林—鱼泉—凭祥整个剖面辖区内，将现今已知的、规模相对较大的各个断裂构造(带)的位置与其相对应地标示于本剖面的重力异常分布曲线图上(见图 5).
图 5表明，沿满都拉—榆林—鱼泉—凭祥剖面沿线的地壳深部断裂带分布与布格重力异常分布之间有较好的对应关系.
通过分析，可对满都拉—凭祥剖面的断裂构造(带)的规模与分布特征有进一步认识.亦即断裂构造(带)在不同类型的构造单元，其规模与分布特征不同，并由其反映出各类构造单元的壳、幔物质的不同和差异.在本剖面，断裂构造(带)的规模与分布特点在克拉通内部、造山带、盆山耦合地域则各不相同：如中秦岭造山带地域，规模较大的断裂带较多也尚密集，阴山造山带地域规模相对较大的断裂带也较集中；在广西西部丘陵地带、贵州中部山地、四川盆地东北缘、鄂尔多斯高原盆地等克拉通地域内，断裂构造的规模则相对为中小型，分布也较分散；而在盆山耦合带的渭河盆地内，其断裂构造则属于规模小的类型.
由此可知，本剖面除在地球物理重力场、深部密度结构异常变化，各个构造单元都有其特异之处外，在区域地质断裂构造的分布上，确亦存在显著的差异.
4 几点分析与认识基于对本剖面最新的高精度重力观测数据和反演求得的剖面辖区的密度结构剖面以及相关的区域地质构造及地球物理场资料进行了综合分析，可得出以下几点认识：
4.1 对含多构造单元组构的地学剖面整体体系性、相互关连性的综合探讨本超长地学剖面跨越的辖区，在总体上可分为：华南复合陆内造山区、扬子克拉通、秦岭造山带、华北克拉通、阴山造山带、内蒙构造带等几大构造单元(构造域)，并组成多元“山-盆-山”型的构造耦合体系，这些构造单元(构造域)各自的地质结构与构造形态、物性特征与分布区域、与其两侧构造单元的耦合关系等方面都有其独特的特征，对它们的单个分析研究已有很多.但是将它们放在一个连续的大剖面内，就不仅是研究单个构造单元的问题，而更需要研究、分析其各组成单元之间的相互关系、相互作用、相互影响等一系列关连性特征问题.在此针对以上问题试由重力学角度、对本超长地学剖面在总体上作一全面整体地、系统关连地给以综合性分析与探榷.
根据本剖面辖区最基本的数据——布格重力异常值的分布特征，总体与宏观上可将剖面辖区的32°N处划分为南北两部，其布格重力异常的分布特点各不相同.北部的布格重力异常具有起伏变化幅度较大、且区段较多的特征，而南半部布格重力异常则以26.7°N为界，由起伏变化相对较为平缓，转变为大幅度单斜式的上升起伏变化.因此，将该剖面以32°N为界分为南北两部分给予分别探讨.
4.2 本剖面辖区北半部多重(组)复合型“盆-山”块体耦合体系的探榷本剖面辖区的北半部——自32°N—42°N区段(图 2a、3a、4a)，布格重力异常具有起伏变化、且幅度较大的区段较多的特征，呈现出一个十分明显的特异分布.在此区段内，大约以37°N处为中心，往其南北两侧的分布，基本上为“高-低-高-低-高”的“近于对称式分布”形态.从大地构造单元上，以秦岭—大巴造山带—渭河盆地—鄂尔多斯高原盆地—河套断陷盆地—阴山—大青山造山带组成的近对称型分布的构造体系.从地壳介质密度结构上，秦岭—大巴造山带由于多期次复杂的造山运动，壳内各界面起伏变化大，密度结构复杂，Moho面较深.渭河盆地沉积层很厚，Moho面上隆较大.鄂尔多斯高原盆地系“坚硬”的相对稳定的古老克拉通地体，壳内上中下层各界面起伏变化亦相对平缓.河套断陷盆地与渭河盆地相同，沉积层亦非常厚，Moho面亦上隆，其深度较两侧为浅.阴山—大青山造山带与秦岭—大巴造山带相似，由于复杂的造山运动，壳内各界面起伏变化大；不同的是此带结晶基底出露，壳内各层介质密度皆较其两侧为高，Moho面较其两侧略深，这同样也呈近对称型的地壳介质密度结构.
从有关构造在形成与发展过程中的耦合关系上(邢作云等，2005；孟庆任, 2017)，秦岭山脉自晚始新世—渐新世中期开始至晚中新世大规模快速隆升，渭河盆地也在同期发育、沉降及强烈沉降，两者构造活动皆持续到第四纪.这种结构与构造上的耦合，构成了一个完整的“山-盆”耦合系统.
同样，阴山山脉在渐新世由于阴山山前断裂活动，山脉开始相对抬升，此时河套断陷盆地开始形成并沉积，到晚第三纪中、上新世，山脉和盆地又呈现了相对快速的隆升和较强的沉降，且一直保持到第四纪的全新世(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组, 1988).这样的结构与构造活动，构成了完整的“山-盆”耦合系统.
由于渭河盆地与河套盆地分别位于鄂尔多斯高原盆地的北缘与南缘地域，这两个“山-盆”耦合系统构成了鄂尔多斯高原盆地南与秦岭造山带、北与阴山造山带相“衔接”的构造单元，从而使这5个单独的构造单元之间的相互作用构成了一个完整的、超大型的“山-盆-高原-盆-山”复合构造体系.这也是基于重力学的数据和重力场信息角度对此复合构造体系提供的地球物理论据.
由本剖面给出的这一组大地构造单元组成的超大型的“山-盆-高原-盆-山”复合构造体系的格局，其形成的地质演化史、形成的深层动力学过程、形成的深部和浅部的判据等，的确是一个极其复杂的深、浅与纵、横耦合的系统工程问题.应当看到，穿越该区的一个剖面只能是发现问题、提出论点和论据以及存在的应予以探讨的问题，尚需要有多学科、多维的数据资料在总体上深化分析、研究和解释.
4.3 剖面辖区南半部大地构造单元耦合体系的探榷在辖区南半部的22°N—32°N区段(图 2b、3b、4b)，其布格重力异常的起伏变化特征确与北半部截然不同，而是另一番分布景像.总体上，在本区段也约以26.6°N处为界，其南北两侧布格重力异常分布特征也完全不同，南段(22°N—26.6°N段)基本上是由高到低的单斜型(有局部起伏)的分布形态，北段(26.6°N—32°N段)基本上是小幅度较平缓的变化.
在大地构造单元上，该南北两段属于不同的构造单元.北段从鱼泉到贵阳南(29.2°N—26.6°N)可认为是在扬子克拉通西南部边缘.南段从贵阳南直到本剖面南端的凭祥(26.6°N—22.05°N)，是在华南复合陆内造山区(王谦身等，2016)，它是处于扬子克拉通与华夏块体之间独立的次级构造单元，亦称新元古代江南造山带，经历了独特的、多期次的地质构造运动、演化和形成机制(张国伟等, 2013, He et al., 2013).现今，在其西南部本剖面穿越的地段，即在扬子克拉通边界划分上、接触耦合关系上、在命名上仍都有不同的认识.在此，根据重力场、地震波场所得新的数据反演分析与研究结果，提出几点认识：
(1) 布格重力异常场特征：从贵阳以南(26.6°N左右)起，到剖面最南端凭祥附近(22.05°N)止，布格重力异常呈现出波状起伏与总体上升形态、以大梯度值的总趋势一直上升，由-145 mGal达到-55 mGal，上升了近90 mGal，其平均梯度为2.0 mGal/10 km.这一特征与26.6°N以北的重力异常场呈现出非常明显的差异，北段的布格重力异常场则基本上属小幅度的较平缓变化，起伏最大幅度也仅有30 mGal.这种巨大的、区域性的布格重力异常场差异变化特征，应是地壳深部存在着不同性质、不同岩相和不同结构的地质构造体系的表征.
(2) 地壳密度结构变异：在北段(26.6°N—32°N段)，Moho界面起伏较平缓，在42~44 km之间变动.在贵阳南附近(26.6°N)其Moho界面埋藏深度约为42 km左右.由此向南，Moho界面抬升变快，到红水河一带(25.1°N)上升到35 km左右.这一地段(26.6°N—25.1°N)可能属于扬子块体与华南复合陆内造山区的接触过渡地带.再往南，Moho界面上升变缓，到南端广西凭祥一带，约升至32 km左右，此段应在华南复合陆内造山区内(Chen et al., 2015；王谦身等，2016).依据Moho界面的分布变化特征，自中、新元古代以来，曾经历过多期次的地质构造运动和反复的造山与深层动力过程所形成的华南复合陆内造山区，它不同于其北侧扬子克拉通的独特地质构造单元.
(3) 天然地震的接收函数研究：应用天然地震数据所提取的接收函数反演与研究(He et al., 2013)给出的结果是：沿本剖面经过的贵阳南到凭祥段(26.6°N—22.05°N)的江南造山带地区(即华南复合陆内造山区)地壳厚度较薄，约为32~35 km；在其北边的扬子块体地壳厚度是38~42 km的较厚地壳.这与由重力数据得到的地壳结构的结果(王谦身等，2016)基本相一致.
根据本剖面在鱼泉—凭祥区段布设的全长约800 km的天然地震宽频带流动地震剖面台阵的2017年最新数据，对各站点接收函数最新数据分析与研究(马学英，2017)，得到本剖面的接收函数CCP叠加成像结果图，该图显示出：在本剖面27°N附近地段，Moho界面强烈变形弯折、并由北向南呈陡角下倾.在26.7°N—25.1°N区域内，地壳厚度从41 km左右抬升至33 km左右，表现出很强的折曲.这里应是扬子克拉通与华南复合陆内造山区之间的过渡性界域，这里的泊松比分布也表现出与华南复合陆内造山区相似的特征.在25°N以南至本剖面南端，属华南复合陆内造山区，其Moho界面保持在33~30 km间呈相对平缓的变化(马学英，2017).这一结果与重力数据给出该地段Moho界面由42 km左右抬升至35 km左右，再由35 km缓升至32 km的分布形态(王谦身等，2016)基本吻合.
由以上三方面研究表明，在本剖面经过的华南复合陆内造山区(即江南造山带地区)与扬子克拉通本体在地球物理场(重力场、地震波场)特征上、岩石物理性质(密度、波速)上、岩层结构与深部构造(界面、形态等)上均存在着明显差异，它们两者之间存在着一段比较复杂形式的过渡性界域.而且在扬子克拉通南缘与该过渡性界域北缘地段，Moho界面呈现出强烈折曲下倾，此处应该是扬子块体.加上华南复合陆内造山区的分界地带，这三方面的研究结果和认识供商榷，并供今后再深化理解与认识提供基础.
5 结语跨越华南复合陆内造山区、扬子克拉通、中秦岭、华北克拉通、内蒙构造带的凭祥—满都拉超长剖面取得最新观测与采集的实测重力异常场数据，显示其在各个构造单元存在显著差异.
构建的地壳深部的密度结构模型，论述的诸构造单元地壳内部各界面和Moho的展布及断裂规模与分布的特点，呈现了中国大陆中部自北至南的地壳宏观结构变化特征.
探讨研究的各组成单元之间的相互关系的关连性与耦合响应，厘定了由五个独立构造单元所构成完整的、超大型的“山-盆-高原-盆-山”复合构造体系的认识.同时依据重力和地震资料，对扬子克拉通和华南复合陆内造山区的分界地带提出了供商榷的论点与论据.
该研究结果呈现了各个构造单元在漫长的地质历史时期，单独与相互作用(包括纵向与横向)所发生和经历的、多级与多期次的发展和变形的地壳演化与深层动力过程，为后续开展的研究提供了相关的参考.
Brocher T M.
2005. Empirical relations between elastic wave speeds and density in the Earth's crust. Bulletin of the Seismological Society of America, 95(6): 2081-2092.
DOI:10.1785/0120050077 |
|
Chen Y, Xu Y G, Xu T, et al.
2015. Magmatic underplating and crustal growth in the Emeishan Large Igneous Province, SW China, revealed by a passive seismic experiment. Earth and Planetary Sciences Letters, 432: 103-114.
DOI:10.1016/j.epsl.2015.09.048 |
|
Christensen N I, Mooney W D.
1995. Seismic velocity structure and composition of the continental crust:A global view. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 100(B7): 9761-9788.
|
|
Dong S W, Guo R, Zhang Y Q, et al.
2013. What drove continued continent-continent convergence after ocean closure? Insights from high-resolution seisemic-reflection profiling across the Daba Shan in central China. Geology, 41(6): 671-674.
DOI:10.1130/G34161.1 |
|
Feng R, Tan H F, Zhang R S.
1986. The rapid inversion of 3-D potential field and the program design. Acta Geologica Sinica, 60(4): 390-402.
|
|
Group of the "Active Fault Systems Around the Ordos Basin" of the China Seismological Bureau. 1988.
Active Fault Systems Around the Ordos Basin. Beijing: Seismological Press.
|
|
Han H Y, Zhang Y, Yuan Z X.
2002. The evolution of Weihe down-faulted basin and the movement of the fault blocks. Journal of Seismological Research, 25(4): 362-368.
|
|
He C S, Dong S W, Santosh M, et al.
2013. Seismic evidence for a geosuture between the Yangtze and Cathaysia blocks, South China. Scientific Reports, 3: 2200.
DOI:10.1038/srep02200 |
|
Hu J M, Meng Q R, Chen H, et al.
2011. Tectonic evolution and implication of Ningshan fault in the central part of Qingling orogen. Acta Petrologica Sinica, 27(3): 657-671.
|
|
Hu Z R.
2010. Stady of Yantze and Cathaysian block connect age. Journal of East China Institute of Technology, 33(2): 139-142.
|
|
Jiang W W, Liu Y K, Hao T Y, et al.
2001. Comprehensive study of geology and geophysics of Sichuan Basin. Progress in Geophysics, 16(1): 11-23.
|
|
Liu Z H, Xu Z Y.
2003. Research of indosinian crust structural deformation at Yinshan area. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 33(1): 1-6.
|
|
Ludwig W J, Nafe J E, Drake C L. 1970. Seismic refraction.//Maxwell A E, ed. True. New York:Wiley-Interscience, 53-84.
|
|
Ma X Y. 2017. Physical structure and dynamics of crust and upper mantle in Yangtzi craton and adjacent areas from teleseismic P receiver function[Ph. D. thesis] (in Chinese). Beijing:Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences.
|
|
Ma X Y, Liu C Q, Liu G D.
1991. Geoscience section from Xiangshui, Jiangsu to Mandula, Inner Mongolia. Acta Geologica Sinica(3): 199-215.
|
|
Meng Q R.
2017. Origin of the Qinling Mountains. Scientia Sinica Terrac, 47(4): 412-420.
DOI:10.1360/N072016-00422 |
|
Ren J, Peng J B, Wang F Y, et al.
2012. The research of deep structural features of Weihe basin and adjacent areas. Chinese Journal of Geophysics, 55(9): 2939-2947.
DOI:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.09.013 |
|
Si X. 2015. The velocity structures and dynamics in crust and upper mantle of the Qinling orogenic and the region on its north and south margins from teleseismic receiver function[Ph. D. thesis] (in Chinese). Beijing:Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences.
|
|
State Bureau of Geodesy and Cartography. 1972. The Achievement Table of Gravity Anomalies.
|
|
Teng J W, Li S L, Zhang Y Q, et al.
2014a. Fine velocity structures and deep processes in crust and mantle of the Qinling orogenic belt and the adjacent North China and Yangtze craton. Chinese Journal of Geophysics, 57(10): 3154-3175.
DOI:10.6038/cjg20141006 |
|
Teng J W, Li S L, Zhang Y Q, et al.
2014b. Seismic wave field and dynamical response for Qinling orogen and sedimentary basins and crystalline basement. Chinese Journal of Geophysics, 57(3): 770-788.
DOI:10.6038/cjg20140308 |
|
Teng J W, Wang F Y, Zhao W Z, et al.
2008. Velocity distribution of upper crust, undulation of sedimentary formation and crystalline basement beneath the Ordos basin in North China. Chinese Journal of Geophysics, 51(6): 1753-1766.
|
|
Teng J W, Wang F Y, Zhao W Z, et al.
2010. Velocity structure of layered block and deep dynamic process in the lithosphere beneath the Yinshan orogenic belt and Ordos basin. Chinese Journal of Geophysics, 53(1): 67-85.
DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008 |
|
Wang G J, Wang Q S, Teng J W, et al.
2004. The special bouguer gravity fields and the deep structure in yinshan-daqingshan mountains. Progress in Geophysics, 19(3): 602-607.
|
|
Wang Q S, An Y L, Zhang C J, et al. 2003.
Gravity. Beijing: Seismological Press.
|
|
Wang Q S, Teng J W, An Y L, et al.
2010. Gravity field and deep crustal structures of the Yinshan orogen and the northern Ordos basin. Progress in Geophysics, 25(5): 1590-1598.
DOI:10.3969/j.issn.1004-2903.2010.05.009 |
|
Wang Q S, Teng J W, Wang G J, et al.
2005. The region gravity and magnetic anomaly fields and the deep structure in Yinshan mountains of Inner Mongolia. Chinese Journal of Geophysics, 48(2): 314-320.
|
|
Wang Q S, Teng J W, Zhang Y Q, et al.
2013a. Discussion on the special gravity field across the north part of Middle Qinling Mt. Chinese Journal of Geophysics, 56(3): 792-798.
DOI:10.6038/cjg20130308 |
|
Wang Q S, Teng J W, Zhang Y Q, et al.
2013b. Discussion on gravity anomalies and crustal structure of the Middle Qinling Mountains. Chinese Journal of Geophysics, 56(12): 3999-4008.
DOI:10.6038/cjg20131206 |
|
Wang Q S, Teng J W, Zhang Y Q, et al.
2015. The gravity anomalies and deep crustal structure beneath the Ordos basin-Middle Qinling orogen-eastern Sichuan basin. Chinese Journal of Geophysics, 58(2): 532-541.
DOI:10.6038/cjg20150216 |
|
Wang Q S, Teng J W, Zhang Y Q, et al.
2016. Discussion on the gravity anomaly and deep crustal structure of an 1800-km long profile crossing Shaanxi, Chongqing, Guizhou and Guangxi. Chinese Journal of Geophysics, 59(11): 4139-4152.
DOI:10.6038/cjg20161117 |
|
Wang Z C, Zhao W Z, Xu A N, et al.
2006. Structure styles and their deformation mechanisms of Dabashan foreland thrust belt in the north of Sichuan basin. Geoscience, 20(3): 429-435.
|
|
Yuan X C. 1994. The deep structure and tectonic evolution of Qinling orogen. (in Chinese) 174-187.
|
|
Zhang G W, Dong Y P, Yao A P.
1997a. The crustal compositions, structures and its tectonic evolution of the Qinling orogenic belt. Geology of Shaanxi, 15(2): 1-14.
|
|
Zhang G W, Guo A L, Liu F T, et al.
1996. The 3D structure of Qinling orogenic belt and its dynamics. Science in China (Series D), 26(S1): 1-6.
|
|
Zhang G W, Guo A L, Wang Y J, et al.
2013. Tectonics of South China continent and its implications. Science China Earth Sciences, 56(11): 1804-1828.
DOI:10.1007/s11430-013-4679-1 |
|
Zhang G W, Meng Q R, Lai S C.
1995a. Tectonics and structure of Qinling orogenic belt. Science in China (Series B), 38(11): 2379-1394.
|
|
Zhang G W, Meng Q R, Liu S F, et al.
1997b. Huge intracontinental subduction zone at south margin of North China Block and the 3-D lithospheric framework of Qinling orogenic belt. Geological Journal of Universities, 3(2): 129-143.
|
|
Zhang G W, Zhang Z Q, Dong Y P.
1995b. Nature of main tectono-lithostratigraphic units of the Qinling orogen:Implications for the tectonic evolution. Acta Petrologica Sinica, 11(2): 101-114.
|
|
Zhang X K, Jia S X, Zhao J R.
2008. Crustal structure of the western Qinling-east Kunlun regions and results of wide-angle reflection and refraction experiment. Chinese Journal of Geophysics, 51(2): 439-450.
|
|
Zhang Y Q. 2013. The crustal structure beneath the Ordos basin and its southern and northern orogens (in Chinese). Post doctor research report of Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences.
|
|
Zhang Y Q, Teng J W, Wang Q S, et al.
2013. Crustal structure and the geodynamic process beneath the Hetao basin and adjacent area. Progress in Geophysics, 28(5): 2264-2272.
|
|
Zhang Y Q, Teng J W, Wang Q S, et al.
2014a. Composition model of the crust beneath the Ordos basin and the Yinshan mountains in China, based on seismic velocity, heat flow and gravity data. Tectonophysics, 634: 246-256.
DOI:10.1016/j.tecto.2014.07.006 |
|
Zhang Y Q, Teng J W, Wang Q S, et al.
2014b. Density structure and isostatic state of the crust in the Longmenshan and adjacent areas. Tectonophysics, 619-620: 51-57.
DOI:10.1016/j.tecto.2013.08.018 |
|
Zhang Y Q, Teng J W, Wang Q S, et al.
2017. A gravity study along a profile across the Sichuan Basin, the Qinling Mountains and the Ordos Basin (central China):Density, isostasy and dynamics. Journal of Asian Earth Sciences, 147: 310-321.
DOI:10.1016/j.jseaes.2017.07.036 |
|
Zhang Z F.
1995. Approach to the mechanism and relative problorns of Yinshan Chain uplift. Geology of Inner Mongolia(S1): 17-35.
|
|
冯锐, 严惠芬, 张若水.
1986. 三维位场的快速反演方法及程序设计. 地质学报, 60(4): 390–402.
|
|
国家测绘总局. 1972. 重力异常成果表.
|
|
国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组. 1988.
鄂尔多斯周缘活动断裂系. 北京: 地震出版社.
|
|
韩恒悦, 张逸, 袁志祥.
2002. 渭河断陷盆地带的形成演化及断块运动. 地震研究, 25(4): 362–368.
|
|
胡健民, 孟庆任, 陈虹, 等.
2011. 秦岭造山带内宁陕断裂带构造演化及其意义. 岩石学报, 27(3): 657–671.
|
|
胡肇荣.
2010. 扬子与华夏地块拼接时代的再研究. 东华理工大学学报(自然科学版), 33(2): 139–142.
|
|
江为为, 刘伊克, 郝天珧, 等.
2001. 四川盆地综合地质、地球物理研究. 地球物理学进展, 16(1): 11–23.
|
|
刘正宏, 徐仲元.
2003. 阴山地区印支期地壳构造变形研究. 吉林大学学报(地球科学版), 33(1): 1–6.
|
|
马杏垣, 刘昌铨, 刘国栋.
1991. 江苏响水至内蒙古满都拉地学断面. 地质学报(3): 199–215.
|
|
马学英. 2017. 扬子克拉通及邻域远震接收函数与壳幔结构及动力学响应[博士论文]. 北京: 中国科学院地质与地球物理研究所.
|
|
孟庆任.
2017. 秦岭的由来. 中国科学:地球科学, 47(4): 412–420.
|
|
任隽, 彭建兵, 王夫运, 等.
2012. 渭河盆地及邻区地壳深部结构特征研究. 地球物理学报, 55(9): 2939–2947.
DOI:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.09.013 |
|
司芗. 2015. 秦岭造山带与南北相邻地带远震接收函数与壳幔结构和动力学[博士论文]. 北京: 中国科学院地质与地球物理研究所.
|
|
滕吉文, 李松岭, 张永谦, 等.
2014a. 秦岭造山带与邻域华北克拉通和扬子克拉通的壳、幔精细速度结构与深层过程. 地球物理学报, 57(10): 3154–3175.
DOI:10.6038/cjg20141006 |
|
滕吉文, 李松岭, 张永谦, 等.
2014b. 秦岭造山带与沉积盆地和结晶基底地震波场及动力学响应. 地球物理学报, 57(3): 770–788.
DOI:10.6038/cjg20140308 |
|
滕吉文, 王夫运, 赵文智, 等.
2008. 鄂尔多斯盆地上地壳速度分布与沉积建造和结晶基底起伏的构造研究. 地球物理学报, 51(6): 1753–1766.
|
|
滕吉文, 王夫运, 赵文智, 等.
2010. 阴山造山带-鄂尔多斯盆地岩石圈层、块速度结构与深层动力过程. 地球物理学报, 53(1): 67–85.
DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008 |
|
王光杰, 王谦身, 滕吉文, 等.
2004. 阴山大青山山系特异重力场与深部构造. 地球物理学进展, 19(3): 602–607.
|
|
王谦身, 安玉林, 张赤军, 等. 2003.
重力学. 北京: 地震出版社.
|
|
王谦身, 滕吉文, 安玉林, 等.
2010. 阴山山系与鄂尔多斯盆地北部的重力场与深部构造. 地球物理学进展, 25(5): 1590–1598.
DOI:10.3969/j.issn.1004-2903.2010.05.009 |
|
王谦身, 滕吉文, 王光杰, 等.
2005. 内蒙古阴山地区特异区域重磁场与深部构造. 地球物理学报, 48(2): 314–320.
|
|
王谦身, 滕吉文, 张永谦, 等.
2013a. 中秦岭北侧特异重力场及其探榷. 地球物理学报, 56(3): 792–798.
DOI:10.6038/cjg20130308 |
|
王谦身, 滕吉文, 张永谦, 等.
2013b. 中秦岭地带重力异常特征及地壳结构的探榷. 地球物理学报, 56(12): 3999–4008.
DOI:10.6038/cjg20131206 |
|
王谦身, 滕吉文, 张永谦, 等.
2015. 鄂尔多斯-中秦岭-四川东部的重力异常场与深部地壳结构. 地球物理学报, 58(2): 532–541.
DOI:10.6038/cjg20150216 |
|
王谦身, 滕吉文, 张永谦, 等.
2016. 陕渝黔桂1800 km超长探测剖面重力异常场特征及深部地壳构探榷. 地球物理学报, 59(11): 4139–4152.
DOI:10.6038/cjg20161117 |
|
汪泽成, 赵文智, 徐安娜, 等.
2006. 四川盆地北部大巴山山前带构造样式与变形机制. 现代地质, 20(3): 429–435.
|
|
袁学诚. 1994. 秦岭造山带的深部构造与构造演化. //秦岭造山带论文集. 174-187.
|
|
张国伟, 董云鹏, 姚安平.
1997a. 秦岭造山带基本组成与结构及其构造演化. 陕西地质, 15(2): 1–14.
|
|
张国伟, 郭安林, 刘福田, 等.
1996. 秦岭造山带三维结构及其动力学分析. 中国科学(D辑), 26(S1): 1–6.
|
|
张国伟, 郭安林, 王岳军, 等.
2013. 中国华南大陆构造与问题. 中国科学:地球科学, 43(10): 1553–1582.
|
|
张国伟, 孟庆任, 赖绍聪.
1995a. 秦岭造山带的结构构造. 中国科学(B辑), 25(9): 994–1003.
|
|
张国伟, 孟庆任, 刘少峰, 等.
1997b. 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. 高校地质学报, 3(2): 129–143.
|
|
张国伟, 张宗清, 董云鹏.
1995b. 秦岭造山带主要构造岩石地层单元的构造性质及其大地构造意义. 岩石学报, 11(2): 101–114.
|
|
张先康, 嘉世旭, 赵金仁.
2008. 西秦岭-东昆仑及邻近地区地壳结构-深地震宽角反射/折射剖结果. 地球物理学报, 51(2): 439–450.
|
|
张永谦, 滕吉文, 王谦身, 等.
2013. 河套盆地及其邻近地域的地壳结构与深层动力学过程. 地球物理学进展, 28(5): 2264–2272.
DOI:10.6038/pg20130508 |
|
张振法.
1995. 阴山山链隆起机制及有关问题探讨. 内蒙古地质(S1): 17–35.
|
|