蔡小超 唐红涛

1）中国郑州 450002 河南水利与环境职业学院

2）中国西安 710054 中国地震局第二监测中心

0 引言

利用GPS 观测手段监测超远距离陆地内部各地壳板块之间的相对运动状态，可揭示地壳各相邻板块内部之间相互的运动机理；同时，借助地壳板块运动速度亦能够分析构造断裂相互作用与地震发生的潜在孕育程度，即通过借助构造断裂两侧板块间的相互运动关系与程度，可判别断裂两侧之间是否存在走滑、挤压、拉张等相互运动及其相互作用的程度大小。因此，GPS 观测手段常被用于地壳等的形变监测，以及预测地质灾害发生概率。

鄂尔多斯地块，也称作鄂尔多斯盆地，北起阴山、大青山，南抵秦岭，西至贺兰山、六盘山，东达吕梁山、太行山，是我国第2 大沉积盆地（邓山泉等，2015；陆远忠等，2002），其发震频次较周边地区明显偏低（图1）。由图1 可见，鄂尔多斯地块中无断裂穿过，从地震震中分布与地质断裂分布情况来看，该地块内部是一个完整、坚硬的地壳结构体，地震与断裂多分布于鄂尔多斯地块周缘，即地震多发生在断裂所在地。从鄂尔多斯地块周边地震震中分布来看，其西南方向宝鸡一带地震频次明显较低。因此，为了分析该地区近年地壳运动与板块相互作用状态，本文以鄂尔多斯地块西南缘为研究对象，借助大地测量观测手段与多期GPS 水平运动速度场数据，利用最小二乘配置方法构建位移与应变间的偏导关系，获取了水平应变场，以期探究该地区包括地壳运动与最大剪应变、面膨胀、主应变等应变场在内的地壳运动动态演化特征。

1 区域地壳运动背景

针对鄂尔多斯地块的相关研究已取得一些结果。如该地块存在2 种运动方式，一是其自身内部独立逆时针旋转，二是相对整个中国大陆而言，又是从属关系，即鄂尔多斯地块随中国大陆自西北向东南方向漂移；同时，鄂尔多斯地块北面为燕山地块，南面为华南地块，以鄂尔多斯地块为稳定参考对象，燕山地块作西北方向运动，华南地块则作东南向运动，即在该地块北南地区形成NW—SE 方向的拉张（李延兴等，2005；李天文等，2011；徐黎明等，2006；刘爱国等，1995；白云来等，2006）。常年如此相对运动，是由该地块四周地质条件所决定的。鄂尔多斯地块四周被断裂和断陷盆地带所围限（邓起东等，1999），从鄂尔多斯地块周缘地震震中分布可以看出（图1），1970 年至今，地块周边断裂活动频繁，中小地震时有发生。我国历史记载的8 级以上地震有17 次，在鄂尔多斯地块周缘就有5 次。由图1 可见，1970 年以来4.0 级以上地震的空间分布是不均匀的，震中主要分布于鄂尔多斯地块西北缘、北缘及东缘，而南缘地区近50 年来基本形成1 个地震空区（马宗晋，1982；苏怡之等，1992）。图2 为该区域地形、地质构造及GPS 水平运动矢量图。由图2 可见，固原—宝鸡—扶风以东为鄂尔多斯地块，以西为阿拉善地块，天水—宝鸡—扶风以南为西秦岭构造区，因此，鄂尔多斯地块西南缘基本位于上述3 个地质构造区的交汇地带，3 个部分相互运动交汇于此，形成了地质构造较复杂的陇县—宝鸡断裂带。该区域有明显的断裂经过，但鲜有历史地震记录，为了更好地了解该区域的相对运动状态，以该空区为对象进行分析。

图1 鄂尔多斯地块周缘断裂及1970 年以来4.0 级以上地震震中F1 龙门山断裂；F2 竹山断裂；F3 略阳—洋县断裂；F4 秦岭北麓断裂；F5 渭河断裂；F6 乾县—蒲城断裂；F7 六盘山断裂；F8 海原断裂；F9 香山—天景山断裂；F10 牛首山—大小罗山断裂；F11 贺兰山东麓断裂；F12 黄河—灵武断裂；F13 磴口—本井断裂；F14 狼山—色尔腾山山前断裂；F15 大青山山前断裂；F16 口泉断裂；F17 系舟山北麓断裂；F18 太谷断裂；F19 罗云山断裂；F20 韩城断裂Fig.1 Distribution map of Ordos block peripheral faults and epicenters ofMS ≥4.0 from the year of 1970

图2 GPS 水平运动矢量图相对于欧亚板块，误差椭圆为95%置信度Fig.2 The horizontal vectors of GPS site movement

2 GPS 观测数据与方法

2.1 数据

所用数据为2011—2013、2013—2015、2015—2017、2017—2019 年共4 期GPS重复观测数据。在观测时间上，每个周期、点位观测时长为4 天，每天为1 个观测时段进行连续观测，且均在观测当年的4—7 月进行观测。在数据精度上，GNSS 相对定位精度满足中、长距离观测标准，即固定误差不大于3 mm，比例误差小于0.01×10-6。同时，为了避免由约束条件及处理方法的不同而产生的差异，采用统一的数据处理方案对所有数据进行重新处理，消除因模型差异所导致的系统偏差：首先，利用GAMIT 对收集到的GNSS 观测资料进行基线解算，获得GNSS 测站坐标、卫星轨道等参数及其方差—协方差矩阵的单日基线松弛解，为避免由模型和框架的差异所引起的计算结果差异，对全球约70 个均匀分布的IGS 站、基准站数据采用相同的模型和方法进行处理，获取单日基线松弛解；其次，借助GLRED 计算时间序列，检查单天坐标的重复性；最后，利用GLOBK将基准站和观测站多天的单日基线松弛解文件进行多时段综合，进而从多年数据中估算统一框架下的GNSS 速度场，获取基于欧亚板块的欧拉旋转矢量。此外，最终使用的速度场结果，是剔除大于3 倍中误差后的数据，故数据可靠。如图2 所示，4 期GPS 水平运动速度场采用不同色标显示，有个别点位不足4 期，表示该点位某期数据已被剔除或该期缺少观测，但不影响对该区域地壳运动的整体计算与研究。

2.2 数据处理方法

大地表面的水平视应变场（主应力、最大剪应变、面膨胀），能够真实反映地壳内不同地块之间的相对运动状态，因此，在对GPS 数据的处理过程中，运用最小二乘配置方法，借助水平运动速度值经验协方差函数、位移与应变的偏导关系，获取水平视应变场的分布（张希等，1999；江在森等，2000）。借助以下的位移与形变间的偏导关系，能够计算研究区域内部任意一点的视应变场

3 地壳运动与视应变场分析

3.1 水平运动

水平运动速度场能够直观表现地壳内各区块运动方向与速度大小。由图2 可见，GPS监测点位共有33 个。从4 个周期的GPS 水平运动速度场方向上来看，2011—2013 年周期速度场显示运动更接近正E 方向，后3 期（2013—2015 年、2015—2017 年、2017—2019 年）数据显示运动呈近SE 方向；从速度值上来看，2011—2013 年周期平均运动速度后续3 个周期略大，平均约为9.0 mm/a，2013—2015 年、2015—2017 年2 期速度递减。由此表明，GPS 观测数据能够揭示大陆地壳内部物质流的运动方向与状态，将其运用于该测区，即表现了地壳内部动力源由西向东的运动方向，当阿拉善地块向东碰撞坚硬的鄂尔多斯地块时，其内部物质流则转向SE 逃逸。而地震的孕育是地壳板块之间断裂处发生应力积累的过程，由2 可见，在陇县—宝鸡断裂带以西（即渭河盆地以西），各期速度自西向东递减，但宝鸡以东几个测点的速度又开始增大。因此，依据GPS 速度场数据可见，地壳物质流在阿拉善地块、鄂尔多斯地块与西秦岭构造区交汇处，形成了地质构造相对复杂的陇县—宝鸡断裂带（由4条断裂构成），而该交汇区地壳内部并无明显的地震孕育条件，即地壳内部物质流加速东移，板块间应力积累不显著，该特征或可成为鄂尔多斯地块西南缘形成地震空区的原因之一。

3.2 面膨胀率

面膨胀率或面压缩率等基于GPS 运动速度场计算而来，它反映了地壳顶部膨胀或压缩的速率。图3 为2011—2013 年、2013—2015 年、2015—2017 年、2017—2019 年共4 个周期面膨胀率等值线。由图3 可见，2011—2013 年周期，面膨胀地区主要分布于固原至平凉一带，六盘山断裂附近，最大年膨胀速率约9.0×10-8，另一个膨胀区位天水至扶风，即平行于西秦岭构造区，最大膨胀速率出现在陇县—宝鸡断裂带，量值约8.0×10-8，且由陇县—宝鸡断裂带高值膨胀点向西、向东两侧递减，西侧至天水附近降为0，东侧到扶风一带降为0，并由扶风向东开始出现面膨胀率递增的迹象，其他区域显示面压缩状态；2013—2015 年周期，面膨胀地区主要为固原至平凉、陇县—宝鸡断裂带北段以及渭河盆地内部等3 个部分，最大膨胀率出现在陇县附近，约为8.0×10-8，同时，与2011—2013 年周期类似，在面膨胀地区之间又穿插着面压缩地域，呈现膨胀与压缩交错相间之势；2015—2017 年周期，面膨胀主要集中于2 个地域，一是六盘山断裂南段（即平凉及其以西），二是渭河盆地西端，即岐山至扶风一带，而前2 期一直以面膨胀为主的陇县—宝鸡断裂带，在该周期则显示为面压缩；2017—2019 年周期，面膨胀主要分布于固原、清水—陇县、渭河盆地西端（岐山至扶风），最大面膨胀率出现在陇县西侧，约为9.0×10-8。对比鄂尔多斯地块西南缘上述4 个周期面膨胀率的动态演化图（图3）可见，面膨胀区域与面压缩区域随时间呈交替变化的特点，但不变的是渭河盆地西端，即岐山至扶风一带，始终显示为面膨胀，这表示地壳物质在西部挤压的背景下，并未显现压缩特征，反而出现膨胀的特点，即由岐山向东（渭河盆地）膨胀，释放了地壳内部的压应力，故未形成孕育地震的条件。

图3 2011—2019 年面膨胀率等值线（a） 2011—2013 年；（b）2013—2015 年；（c）2015—2017 年；（d）2017—2019 年；红色等值线表示膨胀；黑色等值线表示压缩Fig.3 Contours of principal strain rate from 2011 to 2019

3.3 最大剪应变率

最大剪应变能够清晰地反映研究区域内各关注点的变形程度，由其可以了解各区域相对形变状态转换情况。图4 为2011—2019 年最大剪应变率等值线。由图4 可见，各期最大剪应变率高值区分布并不一致：2011—2013 年周期最大剪应变高值区基本位于六盘山断裂以东，即平凉以东，约为20×10-8；2013—2015年周期高值区发生南移，主要位于宝鸡—陇县断裂带北段东侧，其值约为11×10-8；2015—2017 年周期高值区继续南移，即位于陇县—宝鸡断裂带南端，其值约为20×10-8；2017—2019 年周期高值区则又返回至北方的平凉东侧，其值约为14×10-8。因此，4 期最大剪应变率的最高值出现在2015—2017 年周期的渭河盆地西端，且高值区出现北南轮换的情况。

图4 2011—2019 年最大剪应变率等值线（a）2011—2013 年；（b）2013—2015 年；（c）2015—2017 年；（d）2017—2019 年Fig.4 Contours of surface expansion rate from 2011 to 2019

3.4 主应变率

主应变率揭示了平面内2 个相互垂直方向上主拉与主压及其相互转换的应变状态。图5为2011—2019 年主应变率。由图5 可见，2011—2013 年周期，沿六盘山断裂南段与陇县—宝鸡断裂带，主应变率均显示了基本平行于断裂走向的主拉应变，EW 向的西秦岭构造区则表现为N—S 向主拉应变；2013—2015 年周期，陇县—宝鸡断裂带主应变率整体表现为W—E 向主拉应变，其值普遍小于前一周期；2015—2017 年周期在陇县—宝鸡断裂带北段主应变率表现为N—S 向主压应变，进入渭河盆地（眉县、扶风附近）则转为SEE 向主压应变，且其值达-10×10-8，在与其垂直的NNE 方向则为拉应变，其值约为8.0×10-8；2017—2019 年周期，渭河盆地内部主应变率NE 向主拉应变明显减弱，整个陇县—宝鸡断裂带均较以往量值减小。4 期主应变率结果表明，六盘山断裂、陇县—宝鸡断裂带以西，主要表现为W—E 或N—E 向的压应变，而沿断裂走向则以拉应变为主。

图5 2011—2019 年主应变率（a）2011—2013 年；（b）2013—2015 年；（c）2015—2017 年；（d）2017—2019 年；箭头向外表示拉应变，箭头朝内表示压应变Fig.5 The maximum shear strain rate from 2011 to 2019

4 结论

基于GPS 大地测量数据，借助最小二乘配置方法构建位移与应变间的偏导关系，探讨了鄂尔多斯地块西南缘地震空区近10 年尺度地壳运动速度场、应变场的动态演化特征，并获得了如下认识。

通过GPS 水平运动速度场可知，地壳物质流在阿拉善地块、鄂尔多斯地块与西秦岭构造区的复杂地质构造交汇处，地壳内部物质流加速东移，板块间应力积累不显著，这一特征或可成为鄂尔多斯地块西南缘地震空区形成的原因之一。

应变场研究结果显示，六盘山断裂、陇县—宝鸡断裂带以西为W—E 或N—E 向的压应变，而沿断裂走向则以拉应变为主，表明西侧地壳物质沿鄂尔多斯地块西南缘东迁时顺时针旋转的运动状态。在岐山至扶风一带，始终表现为面膨胀，地壳物质在西部挤压的背景下，并无明显压缩特征，反而出现膨胀的特点，即由岐山向东（渭河盆地）膨胀，释放了地壳内部的压应力，故未形成孕育地震的条件。

虽然鄂尔多斯地块西南缘地处阿拉善地块、鄂尔多斯地块与西秦岭构造区的交汇地，断裂交错，构造复杂，但从地壳运动与应变场角度来看，该地区地壳东移运动速度显著，面膨胀及W—E 向拉应力特征明显，构造内部运动并无闭锁现象发生，因此，这可能降低了鄂尔多斯地块西南缘地震孕育发生的概率。