2019, Vol. 62
陕西中南部是华北板块南缘和扬子板块的分界带，其构造从北向南依次为鄂尔多斯南缘翘起带、渭河断陷带、秦岭造山带和汉中断陷盆地.秦岭的主峰太白山高程3700多米，而渭河盆地中的西安凹陷沉积层深度达7000多米，是中国大陆垂直构造运动最强烈的地区之一(陕西省地质矿产局，1989).全新世以来该地区地壳运动十分强烈，在青藏高原向东北推挤作用下其构造运动形式主要表现为鄂尔多斯高原隆升、渭河盆地持续断陷、秦岭上升、汉中盆地相对下沉.地震活动也十分活跃，发生过如1556年华县8级地震，自公元1177年以来，共发生5级以上25次，但进入二十世纪以来，研究区内没有发生过5.5级以上的地震.那么，现今该地区地壳运动状态怎样？断裂滑动速率有多大？围绕这些问题许多学者做了大量的研究工作，崔笃信等(2016)，张勤等(2012)应用GPS观测结果研究了关中盆地地壳水平运动，结果表明：关中盆地水平运动形变并不显著；在地壳垂直运动研究方面许多学者(胡斌等，2006；张四新和张希，1997)根据多期水准观测数据分时段计算了关中盆地垂直运动速率，这些研究的重点在于分析不同时间段的变化，并没有得到长期平均速率，短期的运动速率容易受局部非构造运动的影响；另外，研究范围仅涉及关中盆地及附近地区，并未包括秦岭腹地和陕南大部分地区.有研究证明，地壳长期平均速率场更能反应真实的构造运动(王庆良等，2008年)，特别像以造山带隆起、盆地断陷为主要运动方式陕西中南部，更需要研究其地壳垂直运动与变形特征.2010—2013年中国地震局对研究区域进行了大范围精密水准复测，本文利用这些数据并收集研究区域1970—2000年历史水准测量数据计算了该地区地壳长期垂直运动背景速率场，以此为基础反演了研究区域主要活动断裂的倾滑速率和闭锁深度，为该地区地壳动力学研究，地震长期危险性评价提供基础.
1 数据与处理本文所用的数据范围为鄂尔多斯块体及其周缘地区，数据和处理方法的详细情况参见郝明等的结果(Hao et al., 2016)，为了便于阅读下面只做简要阐述.本文所涉及的水准观测网如图 1，其中包括国家一等水准网本地区的部分路线，关中地震水准网1970至2014年的观测数据，大多数路线十年左右观测一期，共有4~6期观测数据，观测数据符合国家一等水准测量规范，每公里偶然中误差小于0.5 mm.
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图 1 水准点分布及区域构造(图中黄色三角形为水准点，蓝色多边形为水准剖面范围，红色实线为断裂) Fig. 1 Regional tectonics and distribution of bench marks. Yellow triangles indicate bench marks, blue polygons show leveling profiles, and red solid lines mean active faults |
在平差之前对所有观测资料进行了预处理，通过对高差时间序列进行比较分析和位移显著性检验，对于存在明显粗差或受非构造运动(如局部沉降)影响的测段予以剔出.对于观测期次少于3次且观测时间间隔少于10年的测段或路线予以归并或舍弃.对于大的地震事件引起的位移进行了具体的分析和处理，在我们研究区域内和观测数据所涉及到的时间段内没有发生过MS≥6.0地震，在鄂尔多斯块体周边其他地区发生过8次.其中有3次地震的发震时间早于邻近水准路线的首期或晚于末期观测时间，3次地震对邻近水准路线的测段高差没有产生明显同震位移(从测段高差的时间序列位移中可以看出)，1次地震(1996年内蒙古包头—固阳MS6.4地震)对邻近水准点2006和2014年的测段高差有影响，通过将此水准路线上的水准点高差积分的方法消除同震位移.需要特别说明的是2008年汶川8.0级大地震对鄂尔多斯地块西南缘的影响，我们利用汶川地震同震破裂模型(Shen et al., 2009)正演计算的该区域垂向同震位移小于1 mm，相邻水准点之间的相对位移就更小，故汶川地震对研究区水准高差的影响可以忽略.
以水准高差为观测值在线性速率模型假设下，某个选定的参考时刻t0，该点的高程为Hi0，对于在时刻t观测的两点i、j之间的高差有
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式中，hijt为水准点j和i之间t时刻的观测观测高差，Hj0、Hi0、Vj、Vi分别为某个选定的参考时刻t0高程参数和速率参数，vlevi、vGPSi分别表示水准网中与GPS距离最近的水准点速率和GPS测站速率.
我们利用鄂尔多斯块体内部6个GPS观测站的GPS垂直运动速率作为约束，水准点之间的高差为观测值，用赋有约束的动态平差法获得了观测站点速率及其误差.在选择用于约束的GPS观测站时首先要考虑有地质构造依据，鄂尔多斯块体是相对完整稳定的块体(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988)；其次观测时间要长，站点分布比较均匀，观测精度要达到国家A级控制点的要求.我们选择的6个GPS站中盐池站为中国地壳运动观测网络基准站(连续观测)，其它为基本站，从1998年至2010年之间每年观测一期，之后每两年观测一期，计算的垂直速率误差小于1.0 mm·a-1.用上述方法所得的站点垂直运动速率是相对于ITRF2008的速率，水准点速率误差平均为1.1 mm·a-1，最大为2.0 mm·a-1，最小为0.6 mm·a-1.为了突出区域相对运动，在上述结果中统一减去稳定的鄂尔多斯块体中部一个水准点的速率.之所以选鄂尔多斯块体中部的绥德基准点作为参考点是因为该点是岩石点并位于稳定的块体，相对于ITRF2008参考框架该点的速率时间序列稳定，这样做的目的仅仅是为了突出块体相对运动，并不影响相对运动的大小.
2 断层参数反演利用地面观测位移反演断层参数的方法有OKADA位错模型、块体运动模型及负位错模型.已有研究表明陕西中南部新构造运动的主要形式是山地隆升和盆地断陷下沉，断裂以正断层居多(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988；陕西省地震局，1989；陕西省地质矿产局，1989；田勤虎和冯希杰，2017)，现代GPS水平运动观测研究表明研究区的主要断裂(如秦岭北缘断裂，渭河断裂等)走滑运动的速率在1.0 mm·a-1以内(崔笃信等，2016；张勤等，2012).用于监测区域地壳水平运动GPS观测网的站间距一般都是几十千米且与水准观测点不重合，因此其空间分辨能力尚不足以可靠地反演断层闭锁深度；从时间尺度来看多数GPS站是从2011年之后开始观测，只有几年的观测数据积累，由此计算的速率与水准观测结果几十年的时间尺度不匹配.水准观测点空间分布不均匀(图 1)，在测线方向点间距为3~10 km，而测线之间间隔几十甚至上百千米，以此为基础反演的断层参数并不能代表一个几百千米长的断层参数，而只反映水准测线跨过的断层段.基于以上考虑我们没有使用水平观测数据，也没有考虑断层的水平运动，没有把研究区作为整体模型，仅采用简单的剖面反演模型.本文采用Freund和Barnett(1976)和邹镇宇(2015)通过“刃型”位错提出的倾滑断层震间形变数学表达式:
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ux为水平面垂直断层方向的位移，uz为垂直地面方向Z的位移，s为沿着断层面倾滑位移，d为断层闭锁深度，δ为断层倾角，x为观测点到断层的距离(图 2).
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图 2 倾滑断层位错示意图 Fig. 2 Dislocation model of dip-slip fault |
为了对反演参数的精度进行评定，对(3)，(4)式在s、d、δ的近似值s0、d0、δ0处一阶泰勒级数展开:
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式中
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我们仅考虑垂直方向观测值，观测方程矩阵为
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式中
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vs、vd、vδ分别为s、d、δ的改正值.
用最小二乘法计算参数估值:
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参数精度由下式计算:
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式中m0为拟合残差均方根，P为位移观测权矩阵.
在实际反演计算中仅使用由水准观测获得地壳垂直运动速率，所以使用(4)式进行计算，由于(4)式高度的非线性，直接利用最小二乘法进行反演由于无法确定参数的近似值，容易使方程产生奇异而无解；用阻尼最小最小二乘法效率不高且有可能陷入局部最小，鉴于只有滑动速率、闭锁深度、断层倾角三个参数，我们用网格搜索法确定最优参数，最后把网格搜索确定的参数作为近似值，用最小二乘法计算最后的参数值和参数的误差.根据已有研究结果(崔笃信等，2016；田勤虎, 2014, 2016, 2017；杨源源等，2012；赵静等，2016；张永志，2011；陕西省地震局，1989；陕西省地质矿产局，1989), 研究区内断裂长期滑动速率小于5 mm·a-1, 因此，把断层倾滑速率搜索范围和间隔分别设为0~10 mm·a-1和0.1 mm·a-1；根据研究区域历史上发生地震的震源深度以及地壳厚度(王兴臣等，2017)，把断层闭锁深度的范围和间隔分别设为为0.5~40 km和0.5 km；已有断层结构研究结果表明，研究区断层倾角一般在40°~80°(陕西省地震局，1989；陕西省地质矿产局，1989；田勤虎和冯希杰，2017)，据此把把断层倾角范围和间隔分别为30°~90°和1°.关于网格间隔的选择主要考虑在计算机计算能力的范围内尽可能的高于观测数据的分辨能力，避免观测数据分辨能力的损失.
3 计算结果分析用上述方法反演的断层参数及其误差列于表 1, 表中显示，拟合残差均方根小于0.61 mm·a-1，小于速率误差(1~2 mm·a-1); 断层倾滑速率在1~5 mm·a-1, 其误差大多数小于1.0 mm·a-1; 闭锁深度在2~11 km·a-1之间，其误差最大为21 km, 最小为0.7 km; 断层倾角50°~90°误差普遍较大，与参数值为同一数量级.下面对每一剖面进行逐一分析.
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表 1 断层参数反演结果 Table 1 Inversion concludes of fault parameters |
图 3A南起宝鸡南部秦岭跨过渭河盆地西端，经凤翔至麟游，剖面走向为N33°.图中显示陇县宝鸡断裂以南的秦岭山地以1.1 mm·a-1的速度上升，该断裂以北的盆地的速率约为0.0 mm·a-1，反演结果显示该断裂东段有2.52±1.03 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为10.7±12.3 km, 倾角为54.5°±27.0°.渭河断裂两侧没有明显的垂直差异运动；陇县—马召断裂以北地壳运动随地面高程增高而缓慢上升，显示该断裂存在0.4±0.2 mm·a-1断层垂直滑动, 另外麟游一带形成1.0 mm·a-1的上升台阶.
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图 3 地壳垂直运动速率剖面图(黑色点为观测值，灰色线为误差棒，黑色实线为模型值) Fig. 3 Profiles of vertical rates. Black dots indicate observation, grey lines indicate error bars, and black solid lines indicate modeled results |
图 3B南起佛坪秦岭山区沿黑河河谷经周至到武功，剖面走向为近南北向，从图中分析显示秦岭北缘断裂以南的秦岭腹地以1.8 mm·a-1的速度上升，从秦岭梁开始地壳上升速率逐渐变小，盆地的运动速率为0.0 mm·a-1左右，在秦岭北缘断裂附近垂直形变速率梯度变陡，反演结果显示该断裂西段有2.25±0.38 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为7.7±3.6 km, 倾角为42.4°±12.6°，该结果误差较小，比较可靠.渭河断裂在此处两侧同样没有明显的垂直差异运动.
图 3C南起秦岭终南山沿沣河谷经西安至咸阳，剖面走向为近南北向，分析显示秦岭北缘断裂以南的北秦岭以2.1 mm·a-1的速度隆升，在该断裂经过处为1.8 mm·a-1陡台阶，至渭河盆地中部的速率减小至-1.5 mm·a-1，表明秦岭与渭河盆地中部垂直差异运动速率达3.6 mm·a-1，反演结果显示该断裂在此段存在4.53±0.48 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为10.0±4.5 km, 倾角为88.1°±11.7°，该结果的滑动速率和闭锁深度误差较小，倾角的误差较大.渭河断裂以北垂直运动速率逐渐增大，反映渭河断裂中段存在0.7±0.4/mm正断层垂直滑动，该结果是用断层附近两边速率差计算的.
图 3D北起永寿北经乾县、礼泉至咸阳，剖面走向为南东向，图中显示岐山—乾县断裂以北的山区以3.2 mm·a-1的速度隆升，之后向南逐渐减小，到断裂附近减小至1.6 mm·a-1，经过该断裂后到礼泉咸阳塬又增大到2.5 mm·a-1，反映了该断裂存在0.9±0.3 mm·a-1逆断层滑动.在经过扶风—礼泉断裂后的渭河盆地西部地壳逐渐下沉，下沉最大速率达-3.0 mm·a-1，其中最大的2个点可能是咸阳市内局部沉降引起的，断裂此段存在2.48±1.30 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为3.0±10.6 km, 倾角为76.9°±50.16°，该结果误差总体相对较大，其原因可能是由于人类活动引起的存在局部非构造形变导致观测值与模型值的不符.
图 3E北起铜川南经富平至高陵，剖面走向为近北南向，分析表明北山山前断裂以北的黄土塬以3.0 mm·a-1的速度隆升，之后向南速率缓慢减小，到断裂附近减小至2.4 mm·a-1，经过该断裂后迅速减小至-0.5 mm·a-1；反演结果为：在此段存在2.32±0.69 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为2.8± 2.5 km, 倾角为55.5°±20.7°.口镇—关山断裂以南靠近断裂处仅有一个站，速率为0.6 mm·a-1，经过断裂之后迅速下降至-0.7 mm·a-1，之后又有所增大，估算该断裂垂直滑动速率为0.9±0.4 mm·a-1.
图 3F南起商州盆地跨过秦岭经蓝田至渭南，剖面走向为北西向，图中显示铁炉子断裂以南的商州盆地和南秦岭秦岭以0.9 mm·a-1的速度隆升，而北秦岭顶峰附近隆升的速率达2.0 mm·a-1，之后逐渐减小，至渭南一带盆地中部速率减小至-0.8 mm·a-1，表明秦岭与渭河盆地中部垂直差异运动速率达2.8 mm·a-1，华山西麓断裂附近为一梯度为0.24 mm·a-1·km-1的垂直运动速率骤降带，反演结果显示在此断裂存在2.71±0.24 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为5.0±1.6 km, 倾角为80.6°±8.8°；铁炉子断裂在此段存在1.61±0.04 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为7.0±0.73 km, 倾角为50.0°±2.0°，该结果误差小，可靠性高.
图 3G南起商南跨过华山至大荔，剖面走向为南北向，图中显示华山山前断裂以南的太华断隆以1.5 mm·a-1的速度隆升，在太华断隆南侧出现约0.5 mm·a-1的速率下降台阶，之后一直到商南，速率没有明显的趋势性变化，显示南部秦岭以1.0 mm的速率上升，在华山山前断裂北侧速率急剧减小至-1.0 mm·a-1, 结果显示次此断裂存在2.35±0.38 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为2.2±2.4 km, 倾角为78.3°±22.9°.在盆地内部除个别点的下沉速率接近-2.0 mm·a-1外其平均下沉速率为-1.0 mm·a-1.
剖面H(图 3H)北起留坝跨过汉中盆地北缘断裂(略阳断裂东支)至汉中，剖面走向为北南向.图中显示该断裂以北的南部秦岭以2.6 mm·a-1的速率隆升，在距离断裂5 km时减小至2.0 mm·a-1，经过该断裂后快速减小至0.5 mm·a-1，反演结果显示该断裂存在3.02±0.35 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为6.7±3.4 km, 倾角为32.3.1 °±7.7°.
跨月河断裂有两个剖面，图 3I北起佛坪穿过月河断裂向西北的延伸线至洋县，剖面走向为北东东向.图中显示断裂以北的南部秦岭以1.8 mm·a-1的速率隆升，经过该断裂到盆地边缘后减小至1.0 mm·a-1，在此断裂可能存在1.83±0.48 mm·a-1正断层垂直倾滑，闭锁深度为6.8±6.7 km, 倾角为83.1°±18.6°.另外一个是石泉东至西乡剖面(图J)，走向接近E-W方向，断裂东北部以0.6 mm·a-1上升，经过断裂后隆升速率变为0.9 mm·a-1；反演结果显示, 断裂存在0.33±0.10 mm·a-1的正断层倾滑，与断层性质一致；闭锁深度为1.8±1.82 km，倾角为89.5°±54.07°，倾角误差比较大，这是由于断层东北侧水准点位几乎沿着断层分布，因此该断层的倾角和闭锁深度结果可靠性较差.
跨山阳断裂也有两个剖面，其中剖面K(图 3K)北起终南山经镇安跨过山阳断裂至山阳，剖面走向为南东向.图中显示终南山以2.4 mm·a-1的速率隆升，在经过终南山北侧裂谷后减小至1.2 mm·a-1，说明终南山的隆起速度明显比南秦岭速度大1.2 mm·a-1；经过山阳断裂后减小至0.5 mm·a-1，结果显示此段存在1.20±0.72 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为8.4±15.1 km, 倾角为48.1±56.7°.第二个是商州至山阳南剖面(图L)，走向为NE向，断裂附近以北以-1.0 mm·a-1的速率下沉，以南以0.7 mm·a-1的速率上升；反演结果表明，正断层倾滑速率为1.65±0.39 mm·a-1，闭锁深度为12.7±14.68 km, 倾角为90.0°±56.53°.
剖面M(图 3M)北起凤县北，跨过成县盆地北缘断裂，南缘断裂至留坝，测线在断层以北为NE向，以南为NW向.图中显示成县盆地北缘断裂以北的西秦岭以1.5 mm·a-1的速率隆升，经过该断裂后速率逐渐增大，从1.6 mm·a-1到最南部留坝增至2.6 mm·a-1，反演结果显示在该存在2.52±0.81 mm·a-1正断层倾滑，闭锁深度为57.8±21.64 km, 倾角为88.33.1°±5.5°，闭锁深度超过了地壳的厚度，说明该断裂的垂直滑动并不明显.
4 讨论与结论 4.1 断裂倾滑动速率和闭锁深度一个断裂上未来发生地震的震级与断层地震矩累积的大小有直接关系，根据断层面上地震矩累积率的计算公式可知(Savage and Smpson, 1997; Ward, 1994)，地震矩累积率与断层滑动速率、闭锁深度、断层长度成正比，在积累时间和断层长度一定时断层闭锁深度越大，滑动速率越高积累的能量就越大，反之如果闭锁深度接近于零，断层只能发生蠕滑而不能积累大的应变能，也就不能发生大地震，因此断层闭锁深度和滑动速率是判断未来地震危险性的重要指标.下面对研究区主要断层的滑动速率和闭锁深度进行讨论:
秦岭北缘断裂：该断裂是渭河盆地的南界，西起宝鸡，从东汤峪进入秦岭，长约250 km.该断裂总体走向为EW或NWW向，倾角56°~80°(陕西省地震局，1989；田勤虎和冯希杰，2017).反演结果显示(表 1，图 3B、3C)，该断裂东段在周至黑河和长安的沣峪口的垂直滑动速率分别为2.25 mm·a-1和4.53 mm·a-1，误差均小于0.5 mm·a-1；闭锁深度分别为7.7 km和10.0 km.赵静(2016)用GPS观测反演的1.7 mm·a-1和张永志等(2011)的4.0 mm·a-1的结果在我们的结果在之间.出现差异原因首先是他们的研究对该断裂并未分段；其二可能是他们仅用了2004—2007年一期的观测数据，加之反演所用数据的时间段较短，且没有垂直观测约束等.地质学在黑河一带测定的断裂全新世以来滑动为0.9 mm·a-1(田勤虎和冯希杰，2017), 仅为我们结果的一半还少，究其原因可能是地质学反映的是1万年以来的平均速率，而我们的结果是反映现今几十年的.该断裂东段东部的滑动速率比西部大，这与户县至眉县第四纪沉积厚度由1000 m至470 m逐渐变小的趋势一致.闭锁深度在7~10 km也说明该断裂带具有中强以上地震的应变能积累背景条件.
华山山前断裂：东起潼关，西到华县，折向西南止于蓝田流峪口，它在华县以东呈东西走向，经潼关向东可继续延至河南灵宝附近，与北东向的三门峡—灵宝断裂相交，而在华县以西则向南西方向延伸至秦岭山前，与秦岭北缘断裂相接，西段蓝田—华县段前人也称为华山西麓断裂，走向为40°~70°N，倾角为62°~68°，东段为潼关—华县段，走向为65°~90°N，1556年的8级大震就发生在该断裂上(陕西省地质矿产局，1989；田勤虎和冯希杰，2017).由沿罗夫的水准剖面(图 4G)计算华山山前断裂在该处的滑动速率为2.35 mm·a-1，闭锁深度为2.2 km，滑动速率与Li等(2015年)根据太平峪及水峪一带的阶地年代及陡坎高度，计算出全新世以来的滑动速率为1.67~2.71 mm·a-1基本一致，但比杨源源等(2012年)计算的结果3.73 mm·a-1小，杨源源的结果大的原因可能是1556年华县大地震同震位移对滑动速率计算值的放大作用.华山山前断裂闭锁深度为2.2 km，闭锁深度很浅，说明该断裂在华县8级地震后可能还没有还没有完全闭锁.华山西麓断裂的滑动速率地质上没有确切的结果(陕西省地质矿产局，1989；田勤虎和冯希杰，2017)，水准剖面反演结果为2.71 mm·a-1，与东段估算的最大值比较接近；闭锁深度为5.0 km，值偏小，该段仍然具有中等强度地震应变能积累的条件.
渭河断裂：渭河断裂西起宝鸡、东至潼关之后进入河南，其西段(宝鸡—咸阳)位于渭河北岸，是黄土塬与渭河低阶地的分界线(陕西省地质矿产局，1989；田勤虎和冯希杰，2017).结果显示，该断裂在宝鸡和武功段不存在可分辨的断层垂直滑动，在咸阳段存在0.7 mm·a-1的正断层滑动，但此处为城市沉降漏斗边缘，该结果的可靠性不高.田勤虎等(2014)认为，在较长时间段里，渭河地层沉积速率大于断裂活动速率，反映了渭河断裂垂向差异运动较弱，以至于隐伏于渭河阶地之下，渭河断裂全新世活动速率介于0.04 ~0.12 mm·a-1之间，而他们最新通过钻孔联合剖面及西安石杨村晚更新世以来标志地层光释年龄分析发现，渭河断裂垂直滑动速率为0.34~0.45 mm之间(田勤虎等，2016)，比之前的结果大但更接近我们的结果.
渭河盆地北缘断裂：西起岐山一马召断裂, 东至黄河, 总体走向NEE, 长360余公里，全带主要由一系列北东东至东西向南倾的正断层所组成.口镇—关山断裂被认为是渭河盆地北缘断裂带全新世以来最活动断裂之一，其活动速率为0.4 mm·a-1(徐煌坚等，1988)，而我们的结果为0.8 mm·a-1，这种差异可能归咎于该地处于黄土塬地貌，经过上万年的风化、剥蚀和位移测量误差.扶风—礼泉断裂和北山山前断裂具有共同的特点，断裂两侧垂直差异运动大，且为渐变的，反演的两个断裂的滑动速率分别为2.48 mm·a-1和2.32 mm·a-1，是地质估算的速率4倍左右；闭锁深度分别为2.8 km和3.0 km.这种形变是地表黄土塑性形变还是断裂活动？地质等其他学科这两条断裂的研究工作较少，但富平泾阳一带发育了一系列与断裂走向基本一致的地裂缝(何红前，2011)，结合闭锁深度很浅的特征，我们初步认为这种断裂运动主要为断裂浅部活动伴生地裂缝活动的结果，积累大地震应变能的可能性较小.
秦岭南部断裂：汉中盆地北缘断裂为略阳断裂带的盆地内段，沿着秦岭南缘分布，是汉中盆地的北部边界，呈NEE向延伸，在盆地内总长约100 km，断裂性质为正断，倾向南，倾角陡立.反演结果显示略阳断裂东段垂直滑动速率为3.02 mm·a-1，闭锁深度为6.7 km，说明略阳断裂东段具有较高的滑动速率和能量积累率，具有中强地震应变能积累条件.山阳断裂是一条长期多次活动的复合型大断裂，在柞水南部的西段走向为NWW，东段则为EW走向，断面主体向北倾，倾角总体23°~50°，在山阳县境内可达70°~80°，从燕山晚期至新生代，发生了多次断层活动，表现为拉张断陷和左行走滑运动特征，兼有正断分量，局部地段显示逆断分量(田勤虎和冯希杰，2017).反演结果显示山阳断裂柞水段垂直滑动速率和闭锁深度分别为1.20 mm·a-1和8.4 km，为逆断运动；该断裂东部山阳段垂直滑动速率和闭锁深度分别为1.65 mm·a-1和1.5 km，为正断滑动，与断层历史滑动性质一致，该断裂闭锁深度小不易积累应变能，这与有仪器记录以来未发生3级以上地震的活动状态一致.月河断裂西北起自石泉西北，向东经石泉、汉阴、安康延伸至湖北境内.断裂总长度240 km，走向NW，倾向NE，倾角50°~70°，是安康盆地西南边界，燕山期以来以张扭性活动为主，控制新生代汉阴—安康盆地的形成和发展(田勤虎和冯希杰，2017).反演结果显示月河断裂石泉段垂直滑动速率和闭锁深度分别为0.33 mm·a-1和1.8 km, 说明该断裂垂直滑动速率很小.月河断裂与略阳—勉县洋县断裂相交后向西北的延伸线是南部古生代与北部中生代地层的分界线，如果假设它为断层，反演结果显示该处垂直垂直滑动速率和闭锁深度分别为1.83 mm·a-1和6.8 km.该处是否为活动断层还需要进一步研究和厘定.陕西南部秦巴山区断裂大多是早更新世以前的活动断裂，用地质学方法测定断层滑动速率比较困难，还没有看到上述断裂垂直滑动速率的相关的报道(陕西省地质矿产局，1989；田勤虎和冯希杰，2017).
值得注意的是受测量手段的局限(精密水准测量只能布设在可通行的道路及其两侧)，上述结果仅仅代表水准测量线路通过的断裂段，并不能代表长达几十甚至几百千米的断裂活动特征，比如秦岭北缘断裂带，两个水准剖面分别为黑河段(国道G108)和沣峪口(国道G210)段，分布在断裂带的中东段.因此，要全面了解整个断裂带结构和滑动速率还需要借助如InSAR连续变形观测手段和其他地质、地球物理方法.
4.2 结论基于GPS垂直运动速率约束的动态平差方法对上世纪70年代以来精密水准数据进行处理，获得了陕西中南部地壳长期垂直运动速度场，通过反演计算和分析得了主要断层的现今滑动速率和闭锁深度，具体结论如下：
(1) 秦岭北缘断裂东段黑河段和沣峪口段的垂直滑动速率分别为2.25 mm·a-1和4.53 mm·a-1，闭锁深度分别为7.7 km和10.0 km，发现了该断裂东西部运动的差异性，该断裂带具有中强以上地震的应变能积累背景条件.华山山前断裂和华山西麓断裂倾滑速率分别为2.35 mm·a-1和2.71 mm·a-1；闭锁深度分别为2.8 km和5.0 km，闭锁深度相对较浅，反映了该断裂在华县大地震之后，可能还没有完全闭锁，再次发生大震的应变能积累条件尚不足.渭河盆地北缘断裂的倾滑动速率在2.0~2.5 mm·a-1之间，闭锁深度仅为3.0 km左右，说明该断裂以蠕滑运动为主.上述结果的断层滑动速率普遍小于地质学方法的结果.
(2) 用大地测量方法对陕南部分主要断裂进行了厘定，略阳断裂褒河段倾滑速率为3.02 mm·a-1，闭锁深度6.7 km，是陕南较活动的断裂.月河断裂石泉段正断垂直滑动速率为0.33 mm·a-1，闭锁深度为1.8 km，滑动速率小，由于跨该段断裂的水准路线水准点空间分布问题，反演结果的可靠性较低.山阳断裂柞水段垂直滑动速率和闭锁深度分别为1.20 mm·a-1和8.4 km，为逆断运动与该断裂历史运动相反；山阳段垂直滑动速率和闭锁深度分别为1.65 mm·a-1和1.5 km，为正断滑动，与断层历史滑动性质一致，该断层闭锁深度小不易积累应变能.
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