华北新生代断陷盆地蕴藏着丰富的石油、天然气、煤等资源，同时又是强震的集中区域，历来是地球科学领域关注的热点.对于这些断陷盆地的性质，一般认为属于拉张裂陷盆地(邓晋福等，2007；朱日祥等，2012)，但目前仍存在主动与被动的成因之争.所谓主动裂陷盆地是指软流圈热物质主动上涌，引起岩石圈水平拉张，导致岩石圈减薄、破裂，进而形成裂陷盆地(Bott，1992；Logatchev et al., 2003)，盆地形成的主要动力源是软流圈热作用与重力作用；被动裂陷盆地则是指：板块构造演化过程中产生区域水平引张力，致使岩石圈破裂，进而引起软流圈热物质被动上涌，并侵入到地壳中(Baker et al., 1972；Mohr，1982；Khain，1992)，盆地的形成是对区域拉张应力的被动响应.实际情况下，大部分裂谷的形成既有“主动”成分，又有“被动”成分(Khain，1992)，软流圈物质运动对岩石圈底面和地壳的摩擦拖曳力，软流圈物质上涌引起的浅部拉张应力，板块间相互作用的区域拉张应力等，多种作用力相互叠加，共同构成了断陷盆地形成和发展的动力来源(Ziegler，1992).因此研究软流圈物质运动及其对断陷盆地运动特征的影响，可为揭示软流圈与岩石圈相互作用，认识华北克拉通破坏的深部动力学过程提供科学依据.

目前研究软流圈物质运动主要借助地震层析成像方法和数值模拟技术.地震波速是直接反映软流圈物质流动引起地幔岩石变形的唯一信号(程先琼，2004)，因此基于地球物理观测资料的地震层析成像方法成为认识软流圈物质运动特征的主要工具(Silver and Chan, 1991；Silver and Holt, 2002；傅容珊等, 2003, 2005；常利军等，2011；王椿镛等，2014).但是，地震层析成像结果本质上反映的是岩石圈和软流圈相互作用下地幔岩石总的变形，并受台网分布，数据数量和质量，反演方法等条件的约束，区域层析成像结果不够细致(高祥林，2004)，难以精细地描绘小尺度范围内软流圈物质流动图像及其对局部岩石圈变形的影响.数值模拟可实现三维空间中物质运动过程的详细展示，成为研究软流圈物质运动趋势及其与板块运动的相互作用，以及对地表变形影响的有效手段(Monnereau and Quere, 2001；傅容珊等，2005)，并被广泛用于如青藏高原内部裂谷的形成(熊熊等，2003；Liu and Yang, 2003)、青藏高原的隆升及向东逃逸(傅容珊等，2000；陈连旺等，2011；杨辉等，2013)、华北克拉通的破坏(乔彦超等, 2012, 2013；何丽娟，2014)、南海的扩张(夏斌等，2005)等深部动力学背景方面的研究.因此，以地震层析成像结果为约束，借助数值模拟技术，开展区域软流圈物质运动方式及其对上覆岩石圈变形影响的研究，可确保小尺度范围内分析结果的可靠性.

鄂尔多斯块体及其周缘断陷盆地，地处华北克拉通西部，紧邻青藏高原.块体内部稳定，史上未见M_S>6的地震发生，但周缘新构造运动强烈，除西南缘发育强烈挤压兼左旋走滑的弧形断裂束外，块体周缘为一系列运动性质差异明显的断陷盆地(见图 1).位于东缘的山西断陷盆地和西缘的银川断陷盆地具有右旋剪切拉张性质，位于南缘的渭河断陷盆地和北缘的河套断陷盆地则是左旋剪切拉张性质(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988).上述断陷盆地中曾发生过5次8级以上强震，是中国东部活动强度最高的地震带(李延兴等，2003).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区主要块体、盆地及断层分布(块体划分据张培震等, 2003, 断层分布据邓起东和尤慧川，1985) 图中黑色线表示块体边界；红色线表示断层；DB1银川盆地；DB2吉兰泰盆地；DB3临河盆地；DB4白彦花盆地；DB5呼和盆地；DB6岱海盆地；DB7大同盆地；DB8忻定盆地；DB9太原盆地；DB10临汾盆地；DB11灵宝盆地；DB12运城盆地；DB13渭河盆地；DB14靖远盆地；DB15海原盆地. Fig. 1 The distribution of geology blocks (Zhang et al., 2003)、fault basins and seismic faults (Deng and You, 1985) Black lines represent boundary of blocks, red lines represent faults. DB1 Yinchuan basin; DB2 Jilantai basin; DB3 Linhe basin; DB4 Baiyanhua basin; DB5 Huhe basin; DB6 Daihai basin; DB7 Datong basin; DB8Xinding basin; DB9 Taiyuan basin; DB10 Linfen basin; DB11 Linbao basin; DB12 Yuncheng basin; DB13 Weihe basin; DB14 Jingyuan basin; DB15 Haiyuan basin.

作为印度板块碰撞和太平洋板块俯冲的远程效应交汇部位，鄂尔多斯块体及其周缘断陷盆地的运动特征，受岩石圈块体推挤和软流圈物质运动的共同作用(Flower et al., 1988；邓晋福等, 1996, 2007；邓起东等，1999；邱瑞照等，2004；Zhao and Zheng, 2007；朱日祥和郑天愉，2009；胡亚轩等，2011).多数学者关注板块运动形成的区域应力场对鄂尔多斯周缘断陷盆地的影响(范俊喜等，2003；陈小斌等，2005；张岳桥等，2006)，对于深部软流圈物质的运动及其对断陷盆地运动特征影响的研究较少.断陷盆地作为岩石圈上部局限分布的薄层状地质单元，其形成和演化是深部地球动力学过程的浅部响应(Ziegler and Cloetingh, 2004；黄方等，2015)，开展软流圈物质运动及其对鄂尔多斯周缘断陷盆地运动特征的研究，可帮助我们认识岩石圈破裂的深部动力机制，对揭示鄂尔多斯周缘断陷盆地形成与演化的动力学成因，从地球动力学过程理解华北克拉通破坏具有重要意义.

本文的研究范围为102.5°E—115°E，32.5°N—42°N，东西跨度约1911 km，南北跨度约1443 km.主要研究岩石圈底面的软流圈物质运动，其中岩石圈包括鄂尔多斯块体的全部，周边青藏、阿拉善、阴山、华北、华南块体的一部分(见图 2a).岩石圈底面至300 km深度为模拟的软流圈物质运动区域，厚度为100~230 km(见图 2b).

图 2

Fig. 2

图 2 主要地块及岩石圈底面深度和软流圈模型剖分 (a)主要块体(粗灰色线)及岩石圈底面深度(等值线单位：km)(参考Zang et al., 2005)；(b)软流圈3D模型网格剖分，共计678550个单元，131177个节点. Fig. 2 The geology blocks (bold gray lines) and depth of the bottom of lithosphere (isoline depth: km) and the mesh of asthenosphere model (Zang et al., 2005) (a) The geology blocks and depth of the bottom of lithosphere; (b) The mesh of asthenosphere, there are total 678550 elements and 131177 nodes.

密度和黏滞系数是影响软流圈物质运动的主要参数.假设软流圈物质为满足无限大普朗特数假设的不可压缩流体，其中密度随温度变化遵循Boussinesq近似：ρ=ρ₀[1－α(T－T₀)]，式中ρ为流体密度，ρ₀为初始密度，α为热胀系数，T₀为初始绝对温度.黏滞系数采用Christensen和Harder(1991)无量纲的软流圈黏滞系数公式：，式中，η₀为参考黏滞系数，E和W分别表示无量纲化的活化能和活化体积，T和z分别为无量纲化的温度和深度.软流圈物质的基本物性参数见表 1.作为影响软流圈物质参数变化的重要因素，温度的变化需要在研究中加以考虑.软流圈模型中初始温度条件设置如下：顶部边界(热学岩石圈底面)温度为1300 ℃(An and Shi, 2006)，之下按绝热地温梯度0.3~0.5 ℃·km^-1 (Sleep，2002)逐渐上升，至底部边界(300 km深度)温度增长到1400 ℃(陈建业等，2009)，侧面边界为绝热边界.

表 1(Table 1)

表 1 软流圈物质的基本物性参数 Table 1 The physical parameters of the asthenosphere mantle

表 1 软流圈物质的基本物性参数 Table 1 The physical parameters of the asthenosphere mantle

岩石圈底面的起伏形态和运动速度的空间分布，直接影响软流圈顶部物质的运移.受温压环境以及重力均衡效应影响，岩石圈底面起伏不平.Zang等(2005)考虑岩石圈物质流变特性，结合地震波速结构和热结构，提出了研究区岩石圈底面边界的深度(见图 2a)，本文据此确定软流圈模型中顶部边界的起伏变化(见图 2b).在较短的时间尺度内，中国大陆运动和构造应力场总体格局基本稳定(Wang et al., 2001)，地质资料推断的地壳水平运动速度与GPS观测的地表形变速度，两者结果较接近(刘峡等，2010)，因此本文利用GPS观测结果(采用研究区1999—2007年GPS观测数据)，通过数据内插，确定在20万年时间尺度下(参考郑勇等，2006)，岩石圈顶部的水平运动速度.由于岩石圈浅部与深部变形的定量关系尚无确切估计，参考刘峡等(2010)开展华北地区地壳运动动力机制研究采用的方法和获得的结果，本研究中假定岩石圈深部和浅部的水平运动方向一致，速率自上而下逐渐增大，至100 km深度运动速度为地表速度的1.2倍，据此计算获得岩石圈底面的水平运动速度，并将其作为约束条件，施加在软流圈顶部，从而确定模型中顶部边界的水平运动速度(见图 3a)，同时设定该边界垂向运动自由.

图 3

Fig. 3

图 3 模型边界条件 (a)模型顶部边界条件；(b)模型侧面边界条件. Fig. 3 The boundary condition of the model (a) The top boundary conditions of the model; (b) The lateral boundary conditions of the model.

软流圈物质运动的流向和流速的设定主要依据前人研究.对于流向而言，主要参考SKS横波分裂的快波偏振方向和绝对板块运动(APM)方向.SKS横波分裂结果直接反映台站下方的岩石圈变形，当SKS快波偏振方向与相对热点参考系的APM方向平行时，快波偏振方向可指示软流圈的流向(Vinnik et al., 1994；Park and Levin, 2002；高祥林等，2004；王椿镛等，2014).前人研究显示(Liu et al., 2008；高原等，2010；Li et al., 2011)，华北地区SKS快波剪切偏振方向基本为100°~118°(北为0°)，与基于HS3-NUVEL1A模型(Gripp and Gordon, 2002)得到的APM方向(约N111°E，参考系NNR)近乎平行，也与太平洋板块西向俯冲的NWW-SEE方向(Northrup et al., 1995)近平行.综合上述各项研究，本模型中软流圈物质的流向设为N111°E.对于流速而言，主要综合地震层析成像等研究结果确定.基于横波分裂、GPS和断裂第四纪滑动速率拟合获得研究区西侧软流圈物质水平流速为4~20 mm·a^-1(Flesch et al., 2005)，利用地震体波速度成像计算得到研究区软流圈物质水平流速为20~40 mm·a^-1(程先琼等，2006)，依据HS3-NUVEL1A模型(Gripp and Gordon, 2002)计算的APM运动速度约25 mm·a^-1，参考上述资料，本模型中软流圈物质的水平流速大小设为20 mm·a^-1.基于上述结果，设定软流圈模型中北面边界和西面边界为速度入流边界，南面边界和东面边界为自由出流边界，流向N111°E，流速20 mm·a^-1(见图 3b)，同时侧面边界垂向固定(垂向速率为0).至300 km深度处，物质的运动受周围热物质流动影响，因此模型中底部边界设为自由滑移，即水平和垂向流速不做约束.

利用FLUENT软件计算了20万年内的(参考郑勇等，2006)软流圈物质的运动。首先，利用APM、SKS快波偏振方向，结合GPS观测结果，检验模拟结果的可靠性(见图 4).然后，选择同时反映岩石圈运动和软流圈运动共同影响的某一深度(180 km)，具体分析软流圈物质运动的水平速度分布(图 5)和垂向速度分布的变化特征(图 6).

图 4

Fig. 4

图 4 研究区软流圈物质水平运动的模拟结果(SIM)与观测结果(SKS、APM、GPS)的方向对比 蓝色线为SIM软流圈水平运动的模拟结果(深度为180 km)；红色线为SKS快波偏振方向(常利军等，2011)；黑色线为GPS观测地表形变速度场(1999—2007年，相对欧亚板块)；灰色线为APM绝对板块运动方向.其中箭头指示方向，长度均归一化处理. Fig. 4 The direction comparison between the results of the simulation horizontal movement of asthenosphere(SIM) and the observations(SKS、APM、GPS) Blue lines denote the simulation result of horizontal movement of asthenosphere (Depth=180 km), red lines denote the SKS fast-wave polarization (Chang et al., 2011), black lines denote the GPS surface deformation velocity (1999—2007year, relative to Eurasia plate), gray lines denote the absolute plate motion. The arrows indicate the direction, while the velocities are normalized.

图 5

Fig. 5

图 5 软流圈的水平运动速度场(深度180 km) 蓝色线代表模拟的软流圈水平流速，箭头指示方向，长度代表大小；红色线表示断层；其他颜色线含义同图 2a. Fig. 5 The horizontal velocity field of asthenosphere (Depth=-180 km) Blue lines denote simulation results of horizontal velocity of asthenosphere, the arrows indicate the direction and the lengths represent velocity magnitude. Red lines denote faults. Other color lines are with the same meaning as fig. 2a

图 6

Fig. 6

图 6 软流圈的垂向运动速度场(深度180 km) 颜色代表软流圈的垂向速度大小，其中色阶数值为正表示上升流速，色阶数值为负表示下沉流速；灰色箭头线指示软流圈的水平速度；其他线条颜色意义同图 2a. Fig. 6 The vertical velocity field of asthenosphere (Depth=-180 km) The color represents the vertical velocity magnitude. It means upwelling when the color number is positive, while it means downwelling when the number is negative. Gray lines represent the horizontal velocity of asthenosphere. Other color lines are with the same meaning as Fig. 2a

图 4是研究区软流圈物质水平运动的模拟结果与SKS快波偏振方向、APM方向和GPS地表变形速度方向的比较.

在鄂尔多斯块体南部以及东缘、南缘底部，软流圈物质的水平流向与SKS快波偏振方向的夹角一般小于15°，且与APM方向近乎平行(两者夹角 < 10°)，表明在这些区域，模拟的软流圈物质水平流向与SKS指示的物质流向基本一致.

在西南缘和西缘，相关研究(吴萍萍等，2012；王椿镛等，2014)指出，青藏块体的北东向挤压导致了该区域上地幔的变形，SKS快波偏振方向主要受板块运动影响，并未指示软流圈物质的流向.该区域底部模拟的软流圈物质的水平流向与APM方向近平行，但与快波偏振方向和GPS地表速度方向互成夹角.其中越远离鄂尔多斯块体，水平流向与快波偏振方向夹角越小(介于5°~10°)，越靠近块体，两者夹角越大(介于10°~30°).水平流向与快波偏振方向差异的存在与变化，符合该区域复杂的动力环境，同时也验证了前人研究结论的合理性.

在鄂尔多斯块体北部和北缘，前人研究(常利军等，2011；王椿镛等，2014)认为，该区域的快波偏振方向可能指示的是中生代以前最后一次大规模构造运动造成的岩石圈地幔变形，并非现今软流圈物质的流向.因此，在该区域底部，软流圈物质的水平流向与APM方向近平行，与GPS速度方向基本一致( < 3°)，但三者方向均与SKS快波偏振方向存在较大的偏差，达到30°~80°.

整体而言，在鄂尔多斯块体及周缘底部，模拟获得的软流圈物质的水平流向与APM方向基本平行，与大部分SKS快波偏振方向偏差较小，模拟结果基本能客观反映研究区软流圈物质的运动趋势.

模拟结果表明(如图 5所示)：在鄂尔多斯地块及周缘底部，整体而言，软流圈物质的水平流速基本一致，流向NWW-SEE向，局部均略有变化.在同一深度，就流向而言，软流圈物质的区域流向为NWW-SEE向，与利用重力位系数反演的大尺度地幔运动(黄建平等，2008)的方向基本一致.其中在鄂尔多斯块体以及北缘和西缘底部，软流圈物质的流向与区域流向基本一致；在西南缘底部，流向略偏转为NW-SE向；在南缘底部，流向则偏转为近EW向；在东缘底部，流向较复杂，南段(临汾盆地)和中段(太原盆地)底部，流向近EW向，而在北段(大同盆地、忻定盆地)底部，流向为NWW-SEE向，呈现出从北段向中段汇流的趋势.就流速而言，软流圈物质的区域水平流速约2 mm·a^-1，其中在鄂尔多斯块体北部和北缘底部，流速略大(约2.6 mm·a^-1)；在块体中部、南部，以及西缘、西南缘和南缘底部，流速则略小(1.3~2 mm·a^-1)；在东缘底部，流速自南(约2 mm·a^-1)向北(约2.6 mm·a^-1)略有增大.随着深度增大，软流圈物质的流向保持NWW-SEE向，流速逐渐增大，如在300 km深度，区域流速约21 mm·a^-1，局部变化特征不再显著.

随着深度增加，软流圈物质水平运动的局部变化逐渐减弱，表明岩石圈底面起伏变化是导致浅部软流圈物质水平运动变化的重要原因.在鄂尔多斯北缘底部，岩石圈厚度自西向东平缓增加(厚度等深线较稀疏)，起伏变化较小，软流圈物质的流速和流向变化较小.在西南缘和南缘底部，受青藏、鄂尔多斯、华南块体“岩石圈根”阻挡和夹持，软流圈物质的流速和流向均有变化，如在南缘渭河盆地底部，流向局部偏转为近EW向，流速减小约2 mm·a^-1.在东缘底部，绕过和越过“岩石圈根”后，软流圈物质的流向在南段和中段仍受“岩石圈根”影响，偏转为近EW向.软流圈物质的流速则逐渐增大，如在临汾盆地和太原盆地底部，流速从约2 mm·a^-1增至约2.4 mm·a^-1，往北，流速大小与北缘趋于一致.关于东缘软流圈流向的偏转，常利军等(2011)推测是受西太平洋板块西向俯冲向、区域拉张作用、太行山根阻挡等共同作用.本研究结果表明，鄂尔多斯块体及周缘岩石圈底面起伏变化对软流圈物质流向偏转的影响也不可忽视.

对比软流圈物质的水平流向与主控断裂带走向、盆地伸展方向以及区域拉张应力方向的差异，进而分析在不同区域，软流圈物质的水平运动对盆地运动特征的影响.如图 5所示，在鄂尔多斯块体的北缘、西南缘和南缘，软流圈的流向与控制断陷盆地的左旋走滑断裂带走向，以及盆地伸展方向近一致，与区域NWW至NW向拉张应力方向(盛书中等，2015)近平行或小角度斜交，软流圈的拖曳运动与区域拉张作用叠加，有利于断陷盆地的左旋剪切走滑(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988；Ziegler，1992)；在西缘和东缘，软流圈的流向与控制断陷盆地的NNE至NE向右旋走滑断裂走向和盆地走向大致垂直，与区域拉张应力平行或斜交，软流圈物质的流动可进一步强化盆地持续下沉所需的拉张环境.基于上述分析，可以推测，在北缘、南缘和西南缘，软流圈物质的水平流动有利于断陷盆地的剪切走滑；在西缘和东缘，热物质运动有助于断陷盆地的拉张伸展.

模拟结果表明(如图 6所示)：软流圈物质的垂向运动存在区域性差异.具体而言，在鄂尔多斯块体北部、西部以及北缘、西缘底部，软流圈物质以下沉流为主，其中西缘下沉流更显著；在块体的中部、东部以及南缘、西南缘(远离鄂尔多斯块体)底部，物质以上升流为主；在东缘底部，上升流和下沉流相间分布，以上升流为主.最大上升流主要出现在大同盆地(约4 mm·a^-1)和太原盆地(约5.72 mm·a^-1)底部，最大下沉流主要出现在忻定盆地底部(-3.5 mm·a^-1).随着深度的增加，相较浅部(180 km)而言，垂向流虽在速率上有所减小，如在300 km深度，太原盆地底部为约0.74 mm·a^-1，忻定盆地底部约-0.73 mm·a^-1，但垂向流的区域性差异特征依然明显.

岩石圈底面起伏变化也是导致软流圈物质垂向流产生区域分异的主要原因.在块体北部、西部以及北缘、西缘，软流圈物质自岩石圈厚度较小区域流向厚度较大区域，流向受岩石阻挡而下沉，故该区域底部以下沉流为主；在块体中部、东部和南缘，软流圈越过和绕过“岩石圈根”后，情况则相反，流向转而抬升，因此该区域底部以上升流为主；在东缘而言，垂向流的变化还受水平流向的影响，具体表现为：在忻定盆地底部，因两端来流相交汇聚导致密度增大，该区域软流圈物质的流向转而下沉；在大同盆地和太原盆地，由于分流导致密度减小，该区域软流圈物质的流向表现为上升.由于水平流向变化导致的垂向运动差异，这一特征在发生明显汇流和分流的华北块体底部尤为明显.在一定深度范围(至300 km深度)，软流圈物质垂向运动的区域差异仍然显著，表明岩石圈底面起伏变化对垂向流的影响不可忽视.

对比鄂尔多斯周缘盆地底部垂向流速的变化与地表热流值的分布，可以分析不同区域的软流圈物质的垂向运动对盆地的影响.软流圈热物质上涌往往导致地表热流值的升高，如表 2所示：在下沉流为主的北缘和西缘，大地热流值较低(50~70 mW·m^-2)；在上升流为主的南缘和东缘(合称汾渭盆地)，大地热流值明显较高(70~90 mW·m^-2)；下沉和上升流兼而有之的西南缘，高、低热流区均有分布(50~90 mW·m^-2).可以设想，高温熔融的软流圈物质上涌，通过“热烘烤”、热侵蚀等作用，使岩石圈强度降低，同时隆起区轴部产生的局部拉张应力，使岩石更易发生破裂，从而导致盆地断陷作用进一步发展(马宗晋，1993；Shen et al., 2000；唐有彩等，2010；Tian et al., 2011；李多等，2012).据此推测，西缘和南缘汾渭盆地的扩张受深部热物质上涌的影响，其中因底部上升流速更快，山西断陷盆地可能具有更大的拉张速率.相较而言，以下沉流为主的北缘和西缘，热物质对盆地的拉张作用有所减弱.

表 2(Table 2)

表 2 鄂尔多斯周缘垂向流速、地表热流值、盆地运动特征比较 Table 2 The comparison among the vertical velocity of asthnosphere, surface heat flow values and movement characteristics of fault basins

表 2 鄂尔多斯周缘垂向流速、地表热流值、盆地运动特征比较 Table 2 The comparison among the vertical velocity of asthnosphere, surface heat flow values and movement characteristics of fault basins

软流圈物质的水平拖曳和垂向热侵蚀均可对断陷盆地的运动特征产生影响.在鄂尔多斯北缘，水平运动有助于盆地的剪切走滑，但垂向运动对盆地的拉张伸展影响可能较弱，这与河套盆地左旋走滑的运动特征有较好的对应.在东缘，两种运动方式均可强化盆地的伸展拉张，因此山西断陷盆地拉张特征应该更明显，这与GPS资料获得的，该盆地较周缘其他地区拉张特征更显著(3~4 mm·a^-1)(Shen et al., 2000)，并与太行山区形成了宽达300 km的拉张或伸展带(张培震等，2002)，结果一致.在南缘，两种运动共同作用，渭河盆地更易发生走滑兼拉张，这与盆地左旋剪切拉张的运动特征相符；在西南缘，水平运动可加剧盆地的左旋走滑，垂向运动有利于靖远盆地的拉张，但对海原盆地影响可能较小，综合而言有利于盆地的左旋走滑兼拉张，但这与该区域盆地挤压兼左旋走滑的运动特征存在一定差异；在西缘，水平运动有利于盆地的剪切拉张，而垂向拉伸影响可能较弱，若只考虑软流圈物质运动影响，西缘的银川盆地应以剪切拉张运动为主，这与实际资料反映的该盆地右旋拉张的运动特征不完全一致.

在西南缘、西缘底部，软流圈物质运动作用下盆地的运动特征与实际情况存在一定差异，此外软流圈垂向流速分布也与地球物理资料反映热物质运动特征不完全一致.如图 6所示：在西南缘靖远盆地底部，软流圈物质以上升流为主，海原盆地以及西缘盆地底部则以下沉流为主.而上地幔顶部的台站间Pn波到时差成像结果显示，西南缘的上地幔为显著的低速异常(Li et al., 2012)，暗示了该区域底部出现了深部软流圈热物质的上涌(王新胜等，2013)；此外重力反演结果显示，西缘的银川盆地底部，莫霍面隆起幅度较大，地壳较东缘更薄，由此推测在该区域底部存在软流圈物质的上涌(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988).模拟结果与实际资料的不完全吻合，意味着这些区域的盆地运动可能同时受其他因素影响.地质和地球物理资料显示，青藏块体的北东向推挤，导致西南缘发育一系列挤压型弧形断裂(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988)，并产生了NW-SE向区域拉张应力，致使西缘银川盆地的主控制断裂发生强烈右行走滑(黄兴富等，2013；施炜等，2013).因此，在这些区域，可能存在的情况是，区域拉张应力导致脆性表壳拉伸减薄，形成断裂，重力均衡作用调整下，软流圈物质被动上涌，导致盆地的拉张断陷.由此可知，西南缘、西缘盆地应该属于被动断陷盆地.

实际上，软流圈上涌可导致岩石圈拉张减薄，而岩石圈的区域拉张也可进一步诱发软流圈上涌，两者是相互耦合的关系.本模型中考虑了岩石圈底面起伏以及上覆岩石圈运动影响下，软流圈物质的主动运动，并未充分考虑因区域应力拉张导致的软流圈物质的被动上涌.关于岩石圈和软流圈耦合的定量研究，需要更为精细的模型.此外，利用数值模拟对软流圈物质运动及其对鄂尔多斯周缘断陷盆地影响进行分析与研究，在建模建立，边界条件和参数设置等方面，尽量依据现有研究成果.尽管如此，仍有需要改进的地方，如确定岩石圈底部水平运动速度时，假设岩石圈顶部和底部运动方向一致，速度按一定梯度增大.这种假设有助于利用实际观测数据进行边界条件约束，但忽略了岩石圈介质本身的变形差异，导致模拟结果与实际情况可能存在一定偏差.在今后的数值模拟中考虑建立一个更为细致的，综合考虑岩石圈复杂流变结构，以及岩石圈与软流圈相互作用的动态数值模型.

本文以鄂尔多斯块体周缘断陷盆地为研究对象，用数值方法模拟盆地底部软流圈物质运动.软流圈物质的水平流向与APM方向、SKS快波偏振方向总体一致性较好，模拟结果基本能客观反映研究区软流圈的运动趋势.结果表明，岩石圈底面起伏变化对软流圈物质的运动具有一定影响，导致了浅部水平流的局部变化和垂向流的区域差异，随着深度的增大，这一影响在水平流中逐渐减弱，但在垂向流中依然存在.因此，在开展大陆岩石层构造运动的地幔深部动力学机制研究时，若仅考虑地幔的水平拖曳作用，可简化或忽略岩石圈的底部起伏，但若要考虑地幔垂向隆升的影响，岩石圈的底部起伏作用则不可忽视.

基于软流圈物质水平运动和垂向运动的分布特征，依据热物质的水平拖曳和垂向拉张作用对断陷盆地可能产生的影响，进一步推测，软流圈的运动有利于鄂尔多斯北缘盆地的剪切走滑，东缘盆地的伸展拉张，南缘盆地的走滑兼拉张，西缘和西南缘盆地的走滑，其中对于东缘和南缘盆地，软流圈主动上涌导致的盆地拉张沉陷可能性较大，对于西缘和西南缘盆地，区域构造应力场引起的盆地被动裂陷可能性更大.

中国地震局第二监测中心在GPS数据收集给予了支持和帮助，中国地震局地球物理研究所常利军研究员对远震剪切波分裂结果给出了指导，崔华伟在图件绘制上提供的帮助，两位匿名审稿人提出了建设性意见.在此一并致谢.文章部分图件利用Generic Mapping Tools(GMT)(Wessel & Smith，1995) 绘制.