鄂尔多斯块体周缘地区现今地壳水平运动与应变

崔笃信， 郝明， 李煜航， 王文萍， 秦姗兰， 李长军

中国地震局第二监测中心, 西安　710054



鄂尔多斯块体周缘地区现今地壳水平运动与应变

崔笃信， 郝明， 李煜航， 王文萍， 秦姗兰， 李长军

中国地震局第二监测中心, 西安710054

位于青藏块体和华北块体之间的鄂尔多斯块体及其周缘地区是中国大陆构造活动最活跃的地区之一，从1300年至今，在块体周边断陷盆地和西南缘断裂带上发生了五次8级以上的地震.为了了解该地区现今地壳运动、应变状态以及断裂滑动分布，我们收集了中国大陆构造环境监测网络2009—2013年、国家GPS控制网、跨断陷盆地的8个GPS剖面等共527个流动站和32个连续站GPS观测数据，获得了高空间分辨率的地壳水平运动速度场，进一步用均匀弹性模型计算了应变率分布.结果表明，块体内部GPS站点向NEE方向运动，速度变化较小，应变率大多在(-1.0～1.0)×10-8/a之间；山西断陷带构造运动与变形最为强烈，盆地相对于鄂尔多斯块体为拉张变形，应变率为(1.0～3.0)×10-8/a，相对于东部山地则为挤压变形，应变率为(-2.0～-3.0)×10-8/a，盆地西侧断裂(如罗云山断裂、交城断裂)以拉张运动为主，拉张速率为2～3 mm·a-1，盆地东侧断裂主要以右旋缩短运动为主，速率为1～3 mm·a-1；河套断陷带西部的临河凹陷处于较强的张性应变状态，应变率为(2.0～3.0)×10-8/a；块体西南边缘处于压缩应变状态，应变率为(-1.0～-2.0)×10-8/a，六盘山断裂存在明显的地壳缩短运动，速率约为2.1 mm·a-1，速率在断裂附近逐渐减小，反映了断裂处于闭锁状态；相对于鄂尔多斯块体内部渭河断裂带为左旋运动，速率为1.0 mm·a-1，盆地处在弱拉张变形状态.

鄂尔多斯块体； GPS 速度场； 地壳运动； 应变率

1　引言

鄂尔多斯块体位于受挤压强烈隆起的青藏板块与受地壳伸展而强烈下沉的华北板块之间，其四周被断裂和断陷盆地所围限.有关鄂尔多斯块体及其周缘第四纪以来构造运动与变形的性质和量级在地质学方面已做了大量的研究(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988；邓起东等，1985，1999; 徐锡伟等,1994,1986；谢新生等，2003，2004)其结果为一万年甚至更长时期的平均，特别是在有些地区由于受地表长期剥蚀、风化及人类活动影响，由地质方法确定其构造运动数值的精度较低或者不能确定.

重复大地测量方法是研究现今地壳运动的重要手段，20世纪90年代开始在中国大陆进行的GPS测量以其全天候、精度高等特点成为监测现今地壳运动与变形的重要手段.在2000年之前，利用“攀登计划”等项目获得了中国大陆地壳运动的概略图像(马宗晋等，2001；张培震等，2002；王琪等，2001，2002；Wang et al., 2001；杨国华等，2002；江在森等，2003)，初步揭示了鄂尔多斯块体内部相对稳定、山西盆地拉张的特点.Shen等(2000)利用华北GPS网1992—1996年的观测数据研究发现，山西断陷带有4 mm·a-1的拉张变形.由于观测站点稀疏，所以上述研究无法对块体及其周边地壳形变获得全面的认识.1998年开始的“中国地壳观测网络工程”(以下简称网络工程)到2001年对区域站进行了2期观测，以此为基础许多学者对该区域的地壳运动与变形做了大量研究，张培震等(2003)研究结果表明：山西断陷带的右旋走滑速率可能为1～2 mm·a-1，近东西方向的拉张在1 mm·a-1左右，小于Shen等(2000)的结果.杨国华等(2003)研究认为，不能明确分辨山西带的右旋运动，而王敏等(2003)结果显示山西带右旋速率为2 mm·a-1，拉张运动不明显.随着“网络工程”的进展，一些研究者把后续观测的数据加入统一解算，又获得了中国大陆水平速度场(黄立人和王敏，2003；沈正康等，2003；甘卫军等，2004；牛之俊等，2005；杨少敏等，2005)，并对地壳运动变形做了深入的研究(杨国华等，2009；刘峡等，2009；王辉和金红林，2010)，对不同时期的地壳变形做了对比研究，但所反映地壳运动与变形的基本形态没有变化，只是数量有所波动.“中国大陆构造环境监测网络”(以下简称“陆态网络”)项目，在“网络工程”的基础上增加了1000个区域站、250多个基准站，Li等(2012)、王伟等(2012)，利用2011年之前的数据获得了中国大陆速度场.上述研究的大多数着眼于中国大陆大尺度的运动与变形，把鄂尔多斯块体作为一个稳定地块，把四周的断陷带作为其边界，由于受观测站密度的限制，对断陷带内部的精细运动没有得到较好的结果.在区域地壳水平运动速度场研究方面，戴王强等(2003)、瞿伟等(2009，2010)、张勤等(2012)利用网络工程和陕西GPS网的多期流动GPS观测数据对渭河盆地的地壳变形进行了分析，但其所用数据仅限于2009年之前.在山西断陷带地壳水平运动研究方面，Shen等(2000)利用华北GPS网1992—1996年的观测数据研究发现，山西断陷带有4 mm·a-1的拉张变形，但He等(2003)综合利用网络工程1999、2001年的两期流动GPS观测数据，却没有发现山西断陷带有明显的拉张变形.杨国华等(2002)利用山西GPS网1996—2001年的重复GPS观测数据，也只发现山西南部的临汾、运城盆地有一定的拉张变形，北部几个盆地的拉张运动则不明显.造成上述研究结果相互差异的原因有多方面，其中GPS观测时间跨度不同(跨度越短，波动性越强)和参考基准不同是两个重要的原因.

为了了解鄂尔多斯块体及其周围断陷带构造运动与变形的精细特征，本文在“陆态网络”2009—2013年的所有数据的基础上，利用了地震行业专项对研究区国家测绘局85个GPS A-C级网的加密观测以及在山西、内蒙的8个GPS观测剖面数据，获得该地区高分辨率的地壳水平运动速度场和应变场，进一步对鄂尔多斯块体周边的构造运动变形做出较为深入的分析研究.

2　数据与方法

2.1数据使用

本文所使用的GPS观测站点分布如图1，共559个站.数据来源于以下几个方面：(1)主要为“陆态网络”位于研究区域的GPS站点，其中区域站377个，2009—2013年每年1期，每期每站观测4天，2009年2011、2013年为“陆态网络”项目观测，2010和2012年为地震行业专项——“中国地球物理场观测”项目(以下简称地震行业专项)进行观测；基准站32个，2011—2013年期间连续观测.(2)国家测绘局GPS控制网A-C级85个站，2005—2006年由国家测绘局观测1期，每站观测不少于3天；2012年由“地震行业专项”观测，每站观测不少于4天.(3)“十五”数字地震观测网络中的临汾、介休、包头、山阴、蔚县5个断层综合观测剖面，共37个GPS站，2009—2013年每年观测1期，每期不少于4天.(4)国土资源部“山西地裂缝”项目的运城、太原、大同3个观测剖面共30个点，还有山西、陕西GPS观测网的8个站，2009—2013年每年观测1期，每期不少于3天.

表1　数据利用情况Table 1　Table of used data

2.2GPS数据处理方案与应变计算方法

用于GPS数据处理的软件为GAMIT/GLOBK Ver10.4版，处理分为两个步骤，先利用GAMIT解算子网单日解，然后利用GLOBK将单日解进行整体平差，计算速度场.用GAMIT解算单日解时把中国大陆及周边12个IGS站与其他数据一起解算，为了保证最终解的结果自洽性，我们在GAMIT计算时参数设置和误差模型尽量与SOPAC采用的模型一致，具体如下：解算处理模式为松弛(RELAX)；卫星星历为IGS精密星历；光压模型为BERNE；天顶延迟改正模型为GMF；天顶延迟参数为25个；固体潮模型为IERS03；海潮模型为FES2004(otl_FES2004.grid).最后利用GLOBK将区域每天的多个单日松弛解(和SOPAC产出的全球IGS跟踪站的5个单日松弛解(igs1-igs5)合并，得到包含所有GPS测站的全球分布的松弛解，选用GAMIT/GLOBK10.4提供的全球稳定框架点86个作为基准站，用相似变换的方法获得相对于ITRF2008下的坐标和速度场,再扣除欧亚板块整体旋转速度后获得相对于欧亚板块的速度场(图2).在结果中对观测环境不符合规范的7个站和1个速率异常的站予以剔除，他们分别是：H008位于活动滑坡体上；D073被树木严重遮挡；D028距离2 m高的坎边不足1 m；GC06高墙遮挡；T004,T007位于活动地裂带上；BT15站周围堆土；YX15速率大于周边平均值5倍.国家测绘局GPS 控制网的83个站在两期观测期间发生了2008年汶川8.0级地震，我们用Shen等(2009)的同震模型计算了该地震同震位移，并在计算速度场时予以扣除，该地震对速度的影响在鄂尔多斯块体西南部较大，对东北部的影响较小，对速率的影响为1 mm·a-1左右.用最小二乘配置拟合该速度场(江在森和刘经南，2010)，用均匀形变模型计算了应变率场(张希，1998),应变输出的网格间隔为0.2°(图3).

2.3GPS断层滑动速率计算

为了研究断层运动情况，我们把GPS水平运动速率及其误差分别投影到平行和垂直于所在区域主干断裂的两个方向上.对于断裂垂直方向运动速率计算采用断裂两盘速率的加权平均值之差的方法.断裂走滑速率计算采用阻尼最小二乘反演方法获得，具体如下：

GPS观测获得的断层两边地壳水平运动速率用如下公式表示为(Segall and Matthews,1997)：

图1　鄂尔多斯块体及其周缘地区GPS站点及断裂分布黑色圆：陆态网络GPS区域站，红色五星：陆态网络GPS基准站，蓝色三角：国家测绘GPS站；红色菱形：“十五”数字地震观测网络GPS剖面；粉红色圆：国土资源部地裂缝监测GPS剖面.黑色矩形区域：跨断裂剖面图位置范围，Ⅰ渭河，Ⅱ运城，Ⅲ临汾，Ⅳ太原，Ⅴ忻定，Ⅵ山阴，Ⅶ大同，Ⅷ包头，Ⅸ银川，Ⅹ海原，Ⅺ六盘山.红色线：活动断裂，F1 乾县—蒲城断裂，F2 渭河断裂，F3 秦岭北缘断裂，F4 韩城断裂，F5 双泉—临猗断裂，F6 中条山断裂，F7 罗云山断裂，F8 霍山山前断裂，F9 交城断裂，F10 太古断裂，F11 系舟山北麓断裂，F12 口泉断裂，F13 恒山北麓断裂，F14 五台山北麓断裂，F15 六棱山北麓断裂，F16 和林格尔断裂，F17 大青山山前断裂，F18 鄂尔多斯北缘断裂，F19 狼山—色儿腾山山前断裂，F20 磴口—本井断裂，F21 贺兰山东麓断裂，F22 黄河断裂，F23 海原断裂，F24 六盘山断裂.Fig.1　The location of GPS sites and faults in Ordos block and its surrounding areaBlack circles indicate the locations of local GPS sites of CMONOC. Red stars represent datum GPS sites of CMONOC. Blue triangles denote the GPS sites of State Bureau of Surveying and Mapping. Red rhombuses show GPS sites of Digital Seismic Net. Pink circle indicate GPS profiles of ground fissure project of Ministry of land and resource of China. Black rectangle denote the outlines of GPS profiles (Ⅰ, Ⅱ，Ⅲ，Ⅳ，Ⅴ，Ⅵ，Ⅶ，Ⅷ，Ⅸ，Ⅹ，Ⅺ corresponding to Weihe， Yuncheng， Linfen， Taiyuan，Xinding，Shanying，Datong, Baotou，Yinchuan，Haiyuan and Liupanshan profiles). Red solid line indicate active faults. F1, F2, F3, F4, F5, F6, F7, F8, F9, F10, F11, F12, F13, F14, F15, F16, F17, F18, F19, F20, F21, F22, F23, F24 indicate Qianxian-Pucheng, Weihe, northern boundary of Qinling, Hancheng, Shuangqiuan-Linyi, Zhongtiaoshan, Louyunshan, Hoshan, Jiaocheng, Taigu, Xizhoushan, Kouquan, Hengshan, Wutaishan, Liulengshan, Helingeer, Daqingshan, Northern boundary of Ordos, Langshan-Seerteng, Dengkou-Benjing, Eastern boundary Helanshan, Huanghe, Haiyuan, Liupanshan faults, respectively.

图2　鄂尔多斯块体及其周缘地区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 in Ordos block and its surrounding areas (relative to Eurasian block，The error ellipse is 95% confidence level)

图3　鄂尔多斯块体及其周缘地区水平应变率(单位：1.0×10-8/a)Fig.3　The crustal horizontal strain rate in Ordos block and its surrounding area

(1)

(2)

式中dv、duf、dd分别为v、uf、d初值的改正值.用阻尼最小二乘法迭代计算参数，目标函数为

(3)

当R小于某给定值(本文取0.1 mm·a-1)时，结束迭代，反演结果见第3部分.

3　结果及分析

鄂尔多斯块体及其周缘水平运动矢量图(图2)及应变图显示(图3)：区域内地壳运动除西南缘少数站以SE向运动外其他地区总体以E、SEE或NEE向运动为主，南部以SSE向为主，中部演变为E向，而河套及以东则以NEE运动为主要运动方向.块体周围的断陷盆地主要以张性应变为主，大小为(1～3)×10-8/a之间.下面分区域进行详细分析.3.1鄂尔多斯块体内部

鄂尔多斯块体是中朝地台上一个最为稳定而完整的次级构造单元(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988)，其内部地壳水平差异运动并不大，但也非绝对均匀.图2显示，定边—榆林以南地壳以SEE方向运动为主，速率最小4.1 mm·a-1,最大7.5 mm·a-1，平均为5.6 mm·a-1；以北则以E方向运动为主，运动速率最大为6.6 mm·a-1，最小3.7 mm·a-1，平均为5.2 mm·a-1，总体运动速率北部要略小于南部.从总体的应变率图像来看(图3)，其应变率在(-1～2)×10-8/a之间变化，正负相间；还可以看出，靠近周缘断裂带的地方的应变率相对于块体内部的较大，例如靠近六盘山断裂带的东部区域应变率为-2.0×10-8，反映了该区域存在较强的挤压形变；而太原西北的吕梁山区则表现为强烈的拉张变形，面膨胀率最大为2.5×10-8/a；银川以东的块体中部出现了较大区域的张性应变区，应变率最大为2×10-8/a.

为了了解鄂尔多斯块体是否存在旋转，我们对块体内部观测站速度用最小二乘拟合方法得到了块体旋转欧拉极为(54.37±3.6°N，117.54°±2.9E),角速度为0.158°±0.021/Ma.其旋转极位于2100 km之外的俄罗斯东南部，速率拟合残差均方根为4.1 mm·a-1，远大于速率误差1.0 mm·a-1.这说明了鄂尔多斯块体的整体旋转运动并不显著.Shen等(2000)、陈小斌等(2005)利用2000年之前的GPS观测数据也得出了鄂尔多斯块体的整体旋转不明显的结论.

3.2渭河断陷带

渭河断陷带位于鄂尔多斯块体以南秦岭造山带以北，由渭河、运城、灵宝三个断陷盆地和其他构造单元如凸起和断块山组成，东部与山西断陷带相接，西部与鄂尔多斯块体西南缘的弧形断裂带相连，是鄂尔多斯块体周缘最古老的断陷带，但其新构造运动亦十分强烈，1556年的华县大地震就发生在该断陷带内.

GPS水平运动图像显示(图2)显示，渭河断陷带内部及两边山地以E或SEE方向运动为主，但断陷带内部运动方向明显不均匀，宝鸡以东至临潼—长安断裂带以西以100°N左右的方向、大小为6.5 mm·a-1的速度运动；临潼—长安断裂带以东至黄河以西其运动方向向南偏转为105°N, 速度均值为6.6 mm·a-1；而东部运城盆地一带运动方向转为近东方向，速度也增加至8.5 mm·a-1.断陷带南部的秦岭山地运动形态比较一致，总体向105°N运动，大小为6.9 mm·a-1.应变图像显示(图3)，渭南以东的关中盆地整体应变较小，面膨胀率为0～1.0×10-8/a，主压应变为近EW向，主张应变为近SN向.运城盆地及其附近地区应变较大，最大达3.2×10-8/a，运城以西的华县—大荔—永济一带为较强的张性变形区域，均值为2.1×10-8/a，运城以东的万荣—闻喜—新绛一带则处于较强的压性应变区域，均值为-2.0×10-8/a.跨渭河盆地的水平速度剖面图显示(图4a)，作为渭河断陷带北边界北山山前断裂两侧从南到北速度东分量逐渐变小、具有左旋走滑的特征，这与地质确定的该断裂具有反扭性质是一致的(何红前，2011)，垂直于断裂分量在断裂两侧均由大变小，跨断裂出现2.8 mm·a-1的阶跃；断层运动反演结果表明，作为渭河断陷带南边界的秦岭北缘断裂有1.0±0.5 mm·a-1的左旋走滑运动，垂直于断裂带的水平差异运动并不明显；渭河断裂存在1.1±0.6 mm·a-1的拉张运动，但走滑运动不明显.分析跨运城盆地的水平速度剖面图(图4b)表明，作为运城盆地北边界的罗云山缘断裂左旋走滑运动的速率为2.1±1.0 mm·a-1，同时也存在1.5±1.0 mm·a-1的拉张运动；中条山南缘断裂右旋的速率为3.0±1.1 mm·a-1，也存在2.3±1.5 mm·a-1的拉张运动.

图4　渭河断陷带地壳水平运动速度剖面图Fig.4　The horizontal velocity profiles of Weihe rift

图5　山西断陷带地壳水平运动速度剖面图Fig.5　The horizontal velocity profiles of Shanxi rift

3.3山西断陷带

山西断陷带是鄂尔多斯块体的东边界，由10多个大小不等的北东、北北东走向的地堑和半地堑式盆地组成，自南向北这些盆地可归并成5个大的断陷盆地：临汾、太原、忻定、大同和延怀盆地.GPS水平运速度场图像和应变场图像显示(图2，图3)，山西断陷带为鄂尔多斯块体周缘除六盘山以外运动最强烈、应变最显著的构造带，进一步分析发现：(1)山西断陷带及其两侧山地运动方向以E向为主，山区(包括盆地间的隆起)地壳的运动速率小于盆地的运动速率，以太原为界南部盆地的运动速率要大于北部的速率；(2)盆地西北侧处于拉张变形区，东南侧处于挤压变形区域.下面对各盆地进行详细分析.

临汾盆地南以峨嵋台地与运城盆地相邻，北以灵石隆起与太原盆地相隔，东、西分别以大断裂与浮山、罗云山相邻，历史上发生过2次8级地震和2次6级地震，是山西断陷带地震活动最强烈地区.图2显示，盆地内部及两边山地以SEE方向运动为主，但盆地内部的运动速率明显大于两边山地，西部山区和东部山区的平均运动速率分别为5.3 mm·a-1和6.5 mm·a-1,而盆地内部为8.3 mm·a-1；盆地北部的灵石隆起区速率也较小.应变图像显示(图3)，盆地西部边界带以拉张性应变为主，平均应变率为2.0×10-8/a，主应变方向E-W或NWW-SEE向；东部边界带压缩应变为主，面应变率为-2.5×10-8/a，主应变方向也为E-W或NWW-SEE向；盆地内部应变较小，基本在(0～1)×10-8/a.断裂运动反演结果显示(图5a)，罗云山山前断裂存在2.6±0.9 mm·a-1的拉张运动，在平行于断裂方向似乎有小于0.8±0.6 mm·a-1的左旋走滑运动，但误差较大，由于在断裂东侧距离断裂50 km内无观测点，结果可信度低；大阳断裂有0.9±0.8 mm·a-1的压缩运动，无明显走滑运动；浮山断裂无论是走滑运动还是张压运动均不明显.地质调查结果认为，罗云山晚更新世以来垂直运动速率为1.4 mm·a-1，具有右旋走滑分量(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988)，但我们的结果并没有显示明显的右旋.

太原盆地南以灵石隆起与临汾盆地相邻，北以石岭关隆起与忻定盆地相连，夹在位于东南的太行山与西北部的吕梁山之间，历史上发生过3次大于6级的地震，垂直差异运动强烈，新生代沉积厚度达3800 m,是山西断陷带沉积厚度最大的盆地.水平运动图像显示(图2)，盆地内部及两边山地以E方向运动为主，但盆地内部的运动速率明显大于两边山地，盆地西部吕梁山和东部的太行山平均运动速率分别为4.8 mm·a-1和5.4 mm·a-1,而盆地内部为9.0 mm·a-1；盆地北部的石岭关隆起区速率也较小.从面膨胀率图可以看出(图3)，盆地西部边界地区以张性应变为主，平均应变率为3.0×10-8/a，主应变方向E-W；东部边界带以压缩应变为主，面应变率为-3.0×10-8/a，主应变方向也为E-W；盆地内部应变较小，基本在(-1～1)×10-8/a之间.跨太原盆地的速度剖面图显示(图5b)，盆地西北边界交城断裂存在3.1±1.1 mm·a-1的拉张运动和4.1±1.0 mm·a-1的左旋走滑运动；盆地东南边界—太古断裂有2.5±1.0 mm·a-1的压缩运动，3.1±0.9 mm·a-1的右旋剪切运动；盆地东南侧的太行山相对于西侧的鄂尔多斯块体内部也存在约1.0±0.8 mm·a-1的拉张，剪切变形并不明显.地质学研究表明，交城断裂，最大倾滑速率0.5～1.3 mm·a-1(长安大学博士论文)从断层擦痕推断存在右旋分量(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988).有关两种结果不一致的原因在下一章进行详细分析.

忻定盆地南以石岭关隆起与太原盆地相邻，西北以恒山与大同盆地相隔，它由代县、原平、定襄3个凹陷组成，历史上发生过3次大于7级的地震，是山西断陷带两个发生7级以上地震的盆地之一.水平运动图像显示，盆地内部及两边山地以NEE方向运动为主，但盆地内部的运动速率明显大于两边山地，盆地西部云中山和东部的系舟山平均运动速率分别为6.5 mm·a-1和6.0 mm·a-1,而盆地内部为7.9 mm·a-1.从面膨胀率图可以看出(图3)，盆地西部边界地区以张性应变为主，平均应变率为1.0×10-8/a，主应变方向EW-SE；东部边界带压缩应变为主，面应变率为-2.5×10-8/a，主应变方向也为SEE-NEE；盆地内部应变较小，基本在(-2～-1)×10-8/a之间.跨定襄凹陷的速度剖面图显示(图5c)，盆地西北边界云中山断裂存在1.4±0.9 mm·a-1的拉张运动，无走滑运动；盆地东南边界—系舟山断裂存在1.5±0.8 mm·a-1的压缩运动和3.0±0.7 mm·a-1的右旋剪切运动.跨代县凹陷的恒山南麓断裂和五台山北麓断裂无论是走滑还是张压运动均不明显.据地质调查结果推断(国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组，1988；徐锡伟等，1986)，系舟山断裂垂直差异运动速率0.9 mm·a-1，系舟山西麓断裂右旋速率为5.68 mm·a-1.

大同盆地东南以恒山与忻定盆地相邻，北与延怀盆地相接，位于山西断陷带北部，历史上发生过3次大于6.5级的地震，1989—1991年大同—阳高5～5.8级震群是山西断陷带有地震台网以来最强的一次地震活动.水平运动图像显示(图2)，盆地内部及两边山地以NEE或E方向运动为主，但盆地西南部的运动速率明显大于两边山地，盆地西北部的口泉山脉和东部山区平均运动速率分别为5.2 mm·a-1和6.0 mm·a-1,而盆地内部为7.5 mm·a-1，盆地内部的运动速度也不均匀，大同以北的运动速率为5.2 mm·a-1，明显小于南部.从面膨胀率图可以看出(图3)，盆地南部地区以张性应变为主，平均应变率为1.0×10-8/a，主应变方向EW-SE，与断裂带走向几乎垂直，往西部山区应变逐渐增大，到右玉县一带应变达3.0×10-8/a；盆地南部则以压性应变为主，面应变率为-2.0×10-8/a，主应变方向也为NEE-SWW；以大同—阳高为中心往四周应变率逐渐减小.跨山阴凹陷的速度剖面图显示(图5d)，盆地西北边界口泉断裂南段存在2.0±1.1 mm·a-1的拉张运动，走滑运动不明显；恒山北麓断裂存在1.0±0.8 mm·a-1的压缩运动和0.8±0.3 mm·a-1的右旋剪切运动.跨大同凹陷的速度剖面图显示(图5e)，口泉断裂北段存在2.1±1.2 mm·a-1的拉张运动，走滑运动不明显，六棱山北麓断裂两侧无论是垂直于断裂还是平行于断裂的运动均不明显；太白—唯山断裂存在1.0±0.3 mm·a-1的右旋剪切运动，垂直于断裂方向的运动不明显.

3.4河套断陷带、银川—吉兰泰断陷带

河套断陷带是鄂尔多斯块体周缘四个断陷带中规模最大的一个，位于阴山隆起和鄂尔多斯隆起之间，东界为和林格尔断裂，西界为狼山断裂，北界为阴山山前断裂，南界为鄂尔多斯北缘断裂.断陷带内部被西山咀凸起和包头凸起分隔为临河、白彦花和呼和浩特三个凹陷.由于历史地震记录不完整，未有确凿的大震记录,但近代中强震活动比较强烈，1929年以来发生了3次6级以上的地震.GPS水平运动图像显示(图2)，河套断陷带地壳水平运动极不均匀，总体以E向或NEE向运动为主，速率在3～7 mm·a-1之间；在临河凹陷中乌拉特前旗—五原县的西南部以E向运动为主，速率较小，平均为2.5 mm·a-1；凹陷东北部及北部山地以NEE向运动为主，平均速率为4.2 mm·a-1；包头以东至呼和浩特一带以E向运动为主，速率由西向东逐渐增大，由包头的5.5 mm·a-1增加到呼和浩特的6.8 mm·a-1，至和林格尔断裂以东运动速率明显减小.分析面膨胀率图(图3)表明，河套断陷带大多数地区应变率较小，在0～1.0×10-8/a之间，总体处于张性应变状态，临河凹陷处于较大的张性应变区域，面膨胀最大为3.2×10-8/a，主张应变方向为NE-SW向；乌拉特前旗以东地区同样为张性应变，但应变率较小，主张应变方向变为NW-SE向.分析GPS水平运动矢量图(图2)和包头跨断裂图像表明(图6a)，色尔腾山山前断裂存在(1.0～1.4)±0.8 mm·a-1的左旋走滑运动，这与断裂历史运动性质一致，拉张运动并不明显；断陷带北边界的大青山山前断裂有2.6±0.8 mm·a-1的左旋走滑运动，这与断裂带的地质推断不一致.作为河套断陷带北边界的鄂尔多斯北缘断裂东段右旋速率为1.0±0.8 mm·a-1，垂直于断裂的分量在断裂附近无明显变化，但在断裂南侧往鄂尔多斯块体内部方向往北运动速率逐渐减小，速率差为2.0 mm·a-1左右，由于该断陷带西部GPS站点稀疏，鄂尔多斯北缘断裂的西段的滑动速率不能确定，乌拉山北麓断裂带NE向拉张运动的速率为2.4 mm·a-1.

银川—吉兰泰断陷带北邻河套断陷带南邻是鄂尔多斯块体西南缘弧形断裂束，由吉兰泰断陷带和银川断陷带组成.GPS水平运动图像显示(图2)，吉兰泰断陷带地壳总体以E向运动为主，速率在3～5 mm·a-1之间；面膨胀率图(图3)显示，处于较弱的压性应变状态，主压应变方向为NE,面膨胀率在(-1～-2.0)×10-8/a之间.由于该区域GPS站点稀疏，断裂相对运动速率不能确定. GPS水平运动图像显示(图2)，银川断陷带及其西部的贺兰山总体向NE运动，盆地内部运动的平均速率为4.2 mm·a-1，比鄂尔多斯块体内西部的平均运动速率5.8 mm·a-1小1.6 mm·a-1,盆地南部的运动速率小于北部的运动速率.地壳水平应变图像表明(图3)，靠近贺兰山西部的阿拉善地块应变率较大，在(-1.0～-3.0)×10-8/a,银川盆地内部以张性变形为主，主张应变方向为NW-SE向，几乎垂直于盆地和断裂的走向，面膨胀率为(1.0～2.0)×10-8/a.分析跨银川盆地的速度剖面图(图6b)和反演计算可得，作为断裂带东部边界带的黄河断裂存在1.2±0.8 mm·a-1拉张运动和1.6±0.6 mm·a-1的右旋走滑运动；作为盆地西部边界的贺兰山东麓断裂无论是平行与断裂还是垂直与断裂方向的变形均不明显.

3.5鄂尔多斯块体西南缘

鄂尔多斯块体西南缘北边与银川断陷带相邻，东与渭河断陷带相接.该边缘不同于块体其他边缘地堑构造而是挤压走滑为特征的弧形断裂束，是块体周缘现代构造活动最强烈的地区.GPS水平运动图像显示(图2)，块体西南缘总体向E或SE向运动为主，海原断裂带两边存在明显的水平运动差异，该断裂带东南部主要向东运动，平均速率为9.9 mm·a-1，东北部则以NEE向运动为主，平均运动速率6.2 mm·a-1；运动大小由西北向东南逐渐减小、运动方向由E向逐渐转向SE,如景泰南部的G343向E向运动，速率为10.3 mm·a-1，而东南部庄浪县附近的G028站的运动方向转为SE向，速率为8.1 mm·a-1.水平应变图像表明(图3)，块体西南缘处于挤压缩短变形状态，面膨胀率为(-1.0～-2.0)×10-8/a,海原断裂带主应变方向与断裂的夹角为45°～30°，具有典型的走滑断裂应变驱动特征，而六盘山断裂带主压应变方向与断裂带几乎垂直，具有典型的逆冲断裂的特点.分析跨海原断裂带的的GPS速度剖面图(图6c)，反演计算得出该断裂中段左旋走滑的速率为5.2±0.6 mm·a-1，垂直于断裂挤压缩短的速率为1.8 mm·a-1，小于郑文俊等(2009)的结果，但也在误差范围之内，主要是由于所取剖面位置、大小不同、观测时间不同所致.平行于断裂的速率在断层附近出现阶跃式变化，反映了海原断裂带在8.5级地震后没有完全闭锁的特征.分析跨六盘山断裂带的GPS速度剖面图(图6d)，反演计算得出该断裂垂直于断裂的挤压缩短速率为2.1±1.1 mm·a-1，左旋走滑的速率为1.1±0.6 mm·a-1，垂直于断裂带速度剖面显示，在断裂上盘(西南盘)，距断裂由远及近速率缓慢变小，越过断裂后继续减小，但梯度明显增大，直到距断裂50 km以后趋于稳定，速率的这种变化形态反应了断裂带闭锁、且正在积累应变能.中国地震局M7专项工作组(2012)，综合GPS、重力、地震活动性地方资料分析认为，六盘山断裂带是未来7级地震的潜在危险区.

图6　鄂尔多斯块体西北缘地壳水平运动速度剖面图Fig.6　The horizontal velocity profiles in the northwest of Ordos block

4　讨论

与以前的研究结果相比，鄂尔多斯块体周缘除山西断陷带外其他地区差异较小，山西断陷带有较大的变化，断陷带及其两侧山地运动方向以E或SEE向为主，断陷带内部的GPS运动速率明显大于山区(包括盆地间的隆起)的运动速率.盆地西北侧盆山交界区处于拉张变形区，东南侧交界区处于挤压变形区域，研究跨断裂GPS剖面表明，断陷带西侧边界断裂垂直于断裂带方向为拉张伸长运动，个别断裂(如交城断裂、口泉断裂)表现为明显的左旋走滑运动；断陷带东南侧边界断裂垂直于断裂带方向有明显的挤压缩短运动.以前几乎所有的研究结果(包括大地测量、地质)均认为山西断陷带是张性右旋形变带，绝大多数NE向断层为张性正断层，并存在一定的右旋走滑运动分量.本文结果显示的西北侧断裂左旋、东南侧断裂挤压显然与地质结果不一致.

那么，为什么会出现这种不一致呢？首先我们从GPS观测与数据处理本身来看，与以前的GPS结果相比，本文增加了新观测点，包括国家测绘局GPS网，特别是8个跨盆地的GPS观测剖面，这些站点大多位于盆地内部，大大增加了GPS站点的空间分布密度，所得的GPS速度场结果的空间分辨率得以提高，使得研究不同断裂的运动差异成为可能，再者观测时间段也不同，因此与以前的GPS出现不一致是能理解的.从观测数据的来源和数据处理方案来说，虽然数据来源于不同项目，但观测均按照国家GPS测量规范执行，结果也满足规范要求；我们重新对所有数据采用统一的处理软件、方法和方案，其结果显示的GPS速率的误差均小于1.0 mm·a-1.虽然不同的工程每年观测的日期、季节不相同，但我我们用4年的观测数据用线性模型计算的平均速率，季节性的年变化可以比较好的削弱.我们再来考察一下数据来源不同、观测时间或方式也有所差异而位置比较近的GPS站点速率的一致性：位于临汾盆地、罗云山断裂同侧的L001和SXLF观测站相距8.2 km,均向SEE向运动，速率分别为8.3 mm·a-1和7.5 mm·a-1，大小相差0.8 mm·a-1，在速率实际误差范围之内，L001属国土资源部地裂缝项目，每年观测一次，而SXLF为“陆态网络”基准站，每天连续观测；位于太原盆地、靠近交城断裂且位于同侧的S018和SXTY相距12.1 km,均向E向运动，速率分别为10.2 mm·a-1和11.4 mm·a-1，大小变化属测量误差范围内，S018属山西GPS网、与国土资源部地裂缝项目一起观测，每年观测一次，而SXTY为“陆态网络”连续站；位于大同盆地、口泉断裂一侧的MPSH和A342相距1.2km,均向E向运动，速率分别为7.0 mm·a-1和7.6 mm·a-1，MASH属国土资源部地裂缝项目，每年观测一次，而A342为“陆态网络”区域站、每年观测一次，但与MPSH观测时间不同，人员和仪器不同.不仅如此，同一构造单元(同为山地或盆地，且在断层同盘)上的GPS站点运动速率具有比较好的一致性，因此，位置相近但观测时间不同的GPS站点速率的一致性说明GPS站点绝大多数的位移是真实存在的，计算结果是可靠的.

引起地面运动因素分为构造因素和非构造因素，非构造因素主要包括过量开采地下水、采矿等引起的地表局部沉降和滑坡等；构造因素包括构造震间长期缓慢变形、中强以上地震引起的同震和震后位移.在2009年至2013年7月22日期间鄂尔多斯块体及其周边没有发生过大于5.5级的地震，2013年7月22日岷县—漳县6.6级地震时，鄂尔多斯西南边缘的GPS观测已经结束，因此我们的速度场结果中不包含该地震的同震位移的影响.对于2008年汶川8.0级地震的震后位移，研究认为大部分发生在震后50天内(丁开华等，2013)，并随着距离的增加迅速衰减.我们通过分析盐池GPS连续站的时间序列(图7)，认为该地震的震后位移对平均速度的影响可以忽略不计.对于2011年3月11日日本宫城9.0级地震，估算对鄂尔多斯块体及其周缘产生的同震位移在2～5 mm(王敏等，2011；张风霜等，2012)，对速率的影响为0.5～1.2 mm·a-1，地震对位于北京的BJFS站引起的同震位移为8 mm，对位于鄂尔多斯块体西边缘的YANC站为4.3 mm，站间距为820 km，据此推算每100 km位移衰减为0.44 mm，对4年间隔的平均速率影响为0.11 mm·a-1，山西断陷带的宽度不足100 km，因此日本地震对研究该地区块体相对运动的影响相对于测量误差可以忽略.

图7　盐池GPS基准站坐标时间序列Fig.7　Coordinate time serial of Yanch GPS site

图8　太原地面水平运动与沉降分布(水平运动速度相对于鄂尔多斯块体，白色区域为沉降速率大于50 mm·a-1的沉降区)Fig.8　Crustal movement and subside of Taiyuan basin(The horizontal velocity is relative to Ordos block, The white polygons indicate the regions with subside rates great than 50 mm·a-1)

由于过量开采地下水引起含水层压密而导致地面沉降，同时也会引起地表向沉降中心的水平运动(王庆良等，2002；崔笃信等，2003).20世纪80年代以来，由于工农业和经济建设的快速发展，在山西断陷带出现了沉降速率大于50 mm·a-1的沉降区，本研究使用数据为2003—2010年C波段的降轨ENVISAT ASAR影像，对含有基线误差的干涉对，基于已有DEM和观测解缠相位，采用非线性最小二乘平差方法去除基线误差，获得了断陷带地面沉降分布(图8)，结果显示断陷带内部存在不同程度的地面显著沉降，沉降量最大的为太原盆地，有三个大的沉降区域，分别为清徐、太古—祁县、孝义—介休.研究表明，山西断陷带地裂缝的分布基本上与剧烈沉降区相吻合，走向与主干断裂基本一致，造成地裂缝的主要原因为断层蠕滑等构造因素，而过量开采地下水为次要因素(孟令超，2011).为了突出局部地面相对运动，我们从相对欧亚板块的速度中扣除了鄂尔多斯块体的刚性运动速度，获得了相对于鄂尔多斯块体的速度场(图8)，图中显示：位于太古—祁县沉降区的D350、D352、T006向该沉降中心运动，速度分别为4.1 mm·a-1、3.4 mm·a-1、3.8 mm·a-1；位于清徐东沉降区的S018、SXTY也向沉降中心运动，速度分别为5.2 mm·a-1、6.2 mm·a-1；位于孝义—介休沉降区的JX11、JX13、JX15均向沉降中心运动，速度分别为3.1 mm·a-1、3.6 mm·a-1、2.7 mm·a-1，地面水平运动的速率比沉降速率小一个数量级.图中还显示，远离沉降中心的GPS站点依然向NEE向运动，如C305和T002.地面沉降明显对水平运动有影响，由此推断交城断裂左旋运动的速率没有第3节所述的那么大，但至少没有发现右旋运动的.对于交城断裂右旋运动地质方面在地表没有确切的证据，只是根据断面擦痕推断，而我们结果中交城断裂的左旋运动可能属于断层短时间的波动.作为太原盆地东南边界的太古断裂存在明显的右旋运动，但垂直于断裂的分量则显示该断裂为挤压缩短，这与地质方法确定的正断层性质不一致，我们仔细分析发现，靠近断裂的站点(T006、JX15)垂直于断裂的运动出现反向，距离断裂更近的地方没有GPS站点.据研究在过量开采地下水引起沉降区地面会发生向沉降中心会聚运动,所以沉降水平运动表现为缩短运动，在运城盆地沉降中心出现地面和围墙拱翘就是一个佐证(孟令超，2011).因此我们推断，太原盆地垂直于断裂的挤压缩短可能在沉降区被吸收，而太古断裂仍处于拉张状态.山西断陷带其他盆地也可能属于类似的情况，由于篇幅所限本文不做进一步分析，对此我们将在后续研究中分析.

5　结论

我们采用统一的参考基准、统一的数据处理方案处理了中国大陆构造环境监测网络2009—2013年、国家GPS控制网、跨断陷盆地的8个GPS剖面等527个流动站和32个连续站GPS观测数据，获得了高空间分辨率的地壳水平速度场，进一步用均匀弹性模型计算了应变率分布.结果表明，鄂尔多斯块体内部GPS站点向NEE方向运动，速度变化较小，应变率为(-1.0～1.0)×10-8/a，鄂尔多斯块体没有明显的整体旋转；山西断陷带构造运动与变形最为强烈，盆地相对于鄂尔多斯块体为拉张变形，应变率为(1.0～3.0)×10-8/a，相对与东部山地则为挤压变形，应变率为(-2.0～-3.0)×10-8/a，盆地西侧断裂(如罗云山断裂、交城断裂)以拉张运动为主，速率为2～3 mm·a-1，未显示明显的右旋走滑运动，盆地东侧断裂主要以右旋缩短运动为主，速率为1～3 mm·a-1，盆地东侧的挤压缩短变形可能是由于过量开采地下水导致地面大幅沉降所引起；河套断陷带西部的临河凹陷处于较强的张性应变状态，应变为(2.0～3.0)×10-8/a，块体西南边缘处于左旋压缩应变状态，应变率为(1.0～2.0)×10-8/a；海原断裂带以左旋走滑为主，速率为5.2 mm·a-1；六盘山断裂存在明显的地壳缩短运动，速率约为2.1 mm·a-1，速率在断裂附近逐渐减小，反映了断裂处于闭锁状态；相对于鄂尔多斯块体内部渭河断裂带为左旋运动，速率为1.0 mm·a-1，盆地处在弱拉张变形状态.

对于山西断陷内部运动速度大、西北部边界断裂带出现的左旋变形和东南部边界断裂出现挤压缩短变形的原因和机制需要进一步的分析研究.

致谢感谢中国地震局地壳运动监测工程研究中心提供了“陆态网络”GPS观测数据，感谢所有参与GPS外业测量和数据处理的人员.

Chen X B, Zang S X, Liu Y G, et al. 2005. Horizontal movement of Ordos block and the interaction of Ordos block and adjacent blocks.JournaloftheGraduateSchooloftheChineseAcademyofSciences(in Chinese), 22(3): 309-313.

Cui D X, Wang Q L, Wang J H, et al. 2003. Monitoring three dimension crustal deformation in south suburb of Xi′an city by GPS.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 23(2): 47-51.

Dai W Q, Wang Q L, Feng X J, et al. 2003. Analysis of crustal movement feature based on GPS data in Weihe basin and its neighboring region.Earthquake(in Chinese), 23(4): 32-36.

Deng Q D, You H C. 1985. The structural activity and formation mechanism of the Down-Faulted basins around the Ordos Block.∥ Research on Recent Crustal Movement, 1, Continental Rift and Deep Internal Processes (in Chinese). Beijing: Seismological Press, 58-78. Deng Q D, Cheng S P, Min W, et al. 1999. Discussion on Cenozoic tectonics and dynamics of Ordos block.JournalofGeomechanics(in Chinese), 5(3): 13-21. Ding K H, Xu C J, Wen Y M. 2013. Postseismic deformation associated with the 2008 Wenchuan earthquake by GPS data.GeomaticsandInformationScienceofWuhanUniversity(in Chinese), 38(2): 131-135.

Gan W J, Shen Z K, Zhang P Z, et al. 2004. Horizontal crustal movement of Tibetan Plateau from GPS measurements.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 24(1): 29-35.

He H Q. 2011. Study on the formation mechanism of ground fissures in Weihe basin [Ph. D. thesis] (in Chinese). Xi′an: Chang′an University.

He J K, Liu M, Li Y X. 2003. Is the Shanxi rift of northern China extending?.GeophysicalResearchLetters, 30(23): 2213.

Huang L R, Wang M. 2003. Present-day activity and deformation of tectonic blocks in China′s continent.SeismologyandGeology(in Chinese), 25(1): 23-32.

Jiang Z S, Ma Z J, Zhang X, et al. 2003. Horizontal strain field and tectonic deformation of China mainland revealed by preliminary GPS result.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 46(3): 352-358.

Jiang Z S, Liu J N. 2010. The method in establishing strain field and velocity field of crustal movement using least squares collocation.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 53(5): 1109-1117, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.05.011.

Li Q, You X Z, Yang S M, et al. 2012. A precise velocity field of tectonic deformation in China as inferred from intensive GPS observations.ScienceChinaEarthSciences, 55(5): 695-698.

Liu X, Guo L Q, Hu X K, et al. 2009. Dynamic characters of present-day horizontal deformation in China continent.ProgressinGeophys. (in Chinese), 24(4): 1257-1266, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.04.014. Ma Z J, Chen X L, Ye S H, et al. 2001. Contemporary crustal movement of continental China obtained by Global Positioning System (GPS) measurements.ChineseScienceBulletin, 46(18): 1552-1554.

Meng L C. 2011. Study on the formation mechanism of ground fissures in Shanxi fault basin [Ph. D. thesis] (in Chinese). Xi′an: Chang′an University.

Niu Z J, Wang M, Sun H R, et al. 2005. Contemporary velocity field of crustal movement of Chinese mainland from Global Positioning System measurements.ChineseScienceBulletin, 50(9): 939-941.

Qu W, Zhang Q, Wang Q L, et al. 2009. Research on horizontal crustal motion and strain features of Weihe basin with GPS data.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 29(4): 34-37.

Qu W, Zhang Q, Wang Q L, et al. 2010. Characteristic analysis of the recent crustal horizontal deformation of Guangzhong area by RELSM model based on the GPS data.ScienceofSurveyingandMapping(in Chinese), 35(5): 28-30.

Shen Z K, Zhao C K, Yin A, et al. 2000. Contemporary crustal deformation in east Asia constrained by Global Positioning System measurements.J.Geophys.Res., 105(B3): 5721-5734.

Shen Z K, Wang M, Gan W J, et al. 2003. Contemporary tectonic strain rate field of Chinese continent and its geodynamic implications.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 10(Suppl.): 93-l00. Shen Z K, Sun J B, Zhang P Z, et al. 2009. Slip maxima at fault junctions and rupturing of barriers during the 2008 Wenchuan earthquake.NatureGeoscience, 2: 718-724.

Segall P, Matthews M. 1997. Time dependent inversion of geodetic data.JournalofGeophysicalResearch, 102(B10): 22391-22409.

The Research Group on “Active Fault System around Ordos Massif”. 1988. Active Fault System around Ordos Massif. Beijing: Seismological Press.

Wang H, Jin H L. 2010. GPS-constrained inversion of present-day slip rates along major faults in Chinese mainland.ProgressinGeophys. (in Chinese), 25(6): 1905-1916.

Wang M, Shen Z K, Niu Z J, et al. 2003. Contemporary crustal deformation of the Chinese continent and tectonic block model.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 46(Suppl.2): 25-40.

Wang M, Li Q, Wang F, et al. 2011. Far-field coseismic displacements associated with the 2011 Tohoku-oki earthquake in Japan observed by Global Positioning System.ChineseScienceBulletin, 56(23): 2419-2424.

Wang Q, Zhang P Z, Niu Z J, et al. 2002. Present-day crustal movement and tectonic deformation in China continent.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 45(10): 865-874.

Wang Q, Zhang P Z, Freymueller J T, et al. 2001. Present-day crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements.Science, 294(5542): 574-577.

Wang Q, Zhang P Z, Ma Z J. 2002. GPS database and velocity field of contemporary tectonic deformation in continental China.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 9(2): 415-429.

Wang Q L, Liu Y H, Chen Z X, et al. 2002. Horizontal strain of aquifer induced by groundwater pumping—a new mechanism for ground fissure movement.JournalofEngineeringGeology(in Chinese), 10(1): 44-51. Wang W, Yang S M, Zhao B, et al. 2012. Present-day crustal movement velocity field in Chinese mainland.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 32(6): 29-32.

Working Group on Research of Mid-to Long-term Potential ofM≥7 Earthquakes on Chinese Continent, CEA. 2012. Study on the Mid-to Long-term Potential of Large Earthquakes on the Chinese Continent. Beijing: Seismological Press.

Xie X S, Jiang W L, Wang R, et al. 2003. Holocene paleo-seismic activities on the Kouquan fault zone, Datong basin, Shanxi province.SeismologyandGeology(in Chinese), 25(3): 259-373.

Xie X S. 2004. Discussion on rotational tectonic stress field and the genesis of Circum-Ordos landmass fault system.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 26(4): 419-425. Xu X W, Deng Q D, You H C. 1986. Evidence on dextral dislocation of fault at the western foothills of Mt. Xizhoushan, Shanxi province and its slip rate during the Holocene.SeismologyandGeology(in Chinese), 8(3): 44-46.

Xu X W, Cheng G L, Ma X Y, et al. 1994. Rotation model and dynamics of blocks in north China and its adjacent areas.EarthScience-JournalofChinaUniversityofGeosciences(in Chinese), 19(2): 129-138.

Yang G H, Li Y X, Han Y P, et al. 2002. Current horizontal strain field in Chinese mainland derived from GPS data.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 24(4): 337-347.

Yang G H, Han Y P, Wang M, et al. 2003. Horizontal deformation in several major seismically active areas in Chinese mainland.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 23(3): 42-49.

Yang G H, Han Y P, Yang B, et al. 2009. Meanings and discussion on the horizontal deformation fields in North China in recent years.JournalofShandongUniversityofScienceandTechnology(NaturalScience) (in Chinese), 28(6): 1-8. Yang S M, Wang Q, You X Z. 2005. Numerical analysis of contemporary horizontal tectonic deformation fields in China from GPS data.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 27(2): 128-138.

Zhang F S, Zhan W, Sun D Y. 2012. Analysis of GPS baseline time series before and after Tohoku-okiM9.0 earthquake in Japan in 2011.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 35(2): 190-200.

Zhang P Z, Wang Q, Ma Z J. 2002. GPS velocity field and active crustal blocks of contemporary tectonic deformation in continental China.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 9(2): 430-441. Zhang P Z, Deng Q D, Zhang G M, et al. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 46(Suppl.2): 13-24.

Zhang Q, Qu W, Peng J B, et al. 2012. Research on tectonic causes of numerous ground fissures development mechanism and its unbalance distribution between eastern and western of Weihe basin.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 55(8): 2589-2597.

Zhang X, Jiang Z S, Zhang S X. 1998. Whole calculation of the crustal visual strain field with the least square collocation.CrustalDeformationandEarthquake(in Chinese), 18(2): 57-62.

Zheng W J, Zhang P Z, Yuan D Y, et al. 2009. Deformation on the northern of the Tibetan plateau from GPS measurement and geologic rates of Late Quaternary along the major fault.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(10): 2491-2508, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.10.008.

附中文参考文献

陈小斌, 臧绍先, 刘永岗等. 2005. 鄂尔多斯地块的现今水平运动状态及其与周缘地块的相互作用. 中国科学院研究生院学报, 22(3): 309-313.

崔笃信, 王庆良, 王建华等. 2003. 用GPS监测西安市南郊地壳形变. 大地测量与地球动力学, 23(2): 47-51.

戴王强, 王庆良, 冯希杰等. 2003. 用GPS资料分析渭河盆地及邻近地区地壳运动特征. 地震, 23(4): 32-36.

邓起东, 尤惠川. 1985. 鄂尔多斯周缘断陷盆地带的构造活动特征及其形成机制.∥ 现代地壳运动研究—1-大陆裂谷与深部过程. 北京: 地震出版社, 58-78.

邓起东, 程绍平, 闽伟等. 1999. 鄂尔多斯块体新生代构造活动和动力学的讨论. 地质力学学报, 5(3): 13-21.

丁开华, 许才军, 温扬茂. 2013. 汶川地震震后形变的GPS反演. 武汉大学学报·信息科学版, 38(2): 131-135.

甘卫军, 沈正康, 张培震等. 2004. 青藏高原地壳水平差异运动的GPS观测研究. 大地测量与地球动力学, 24(1): 29-35.

国家地震局鄂尔多斯周缘断裂系课题组. 1988. 鄂尔多斯周缘断裂系，北京: 地震出版社.

何红前. 2011. 渭河盆地地裂缝成因机理研究[博士论文]. 西安: 长安大学.

黄立人, 王敏. 2003. 中国大陆构造块体的现今活动和变形. 地震地质, 25(1): 23-32.

江在森, 马宗晋, 张希等. 2003. GPS初步结果揭示的中国大陆水平应变场与构造变形. 地球物理学报, 46(3): 352-358.

江在森, 刘经南. 2010. 应用最小二乘配置建立地壳运动速度场与应变场的方法. 地球物理学报, 53(5): 1109-1117, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.05.011.

刘峡, 郭良迁, 胡新康等. 2009. 中国大陆现今水平形变动态特征. 地球物理学进展, 24(4): 1257-1266, doi: 10.3969/j.issn.1004-2903.2009.04.014.

马宗晋, 陈鑫连, 叶叔华等. 2001. 中国大陆区现今地壳运动的GPS研究. 科学通报, 46(13): 1118-1120.

孟令超, 2011. 山西断陷盆地地裂缝成因机理研究[博士论文]. 西安: 长安大学.

牛之俊, 王敏, 孙汉荣等. 2005. 中国大陆现今地壳运动速度场的最新观测结果. 科学通报, 50(8): 839-840.

瞿伟, 张勤, 王庆良等. 2009. 渭河盆地现今地壳水平运动及应变特征. 大地测量与地球动力学, 29(4): 34-37.

瞿伟, 张勤, 王庆良等. 2010. 基于GPS速度场采用RELSM模型分析关中地区现今地壳形变特征. 测绘科学, 35(5): 28-30.

沈正康, 王敏, 甘卫军等. 2003. 中国大陆现今构造应变率场及其动力学成因研究. 地学前缘, 10(特刊): 93-100.

王辉, 金红林. 2010. 基于GPS资料反演中国大陆主要断裂现今活动速率. 地球物理学进展, 25(6): 1905-1916.

王敏, 沈正康, 牛之俊等. 2003. 现今中国大陆地壳运动与活动块体模型. 中国科学D辑: 地球科学, 33(增刊): 21-32.

王敏, 李强, 王凡等. 2011. 全球定位系统测定的2011年日本宫城M9.0级地震远场同震位移. 科学通报, 56(20): 1593-1596.

王琪, 张培震, 牛之俊等. 2001. 中国大陆现今地壳运动和构造变形. 中国科学D辑, 31(7): 529-536.

王琪, 张培震, 马宗晋. 2002. 中国大陆现今构造变形GPS观测数据与速度场. 地学前缘, 9(2): 415-429.

王庆良, 刘玉海, 陈志新等. 2002. 抽水引起的含水层水平应变—地裂缝活动新机理. 工程地质学报, 10(1): 44-51.

王伟, 杨少敏, 赵斌等. 2012. 中国大陆现今地壳运动速度场. 大地测量与地球动力学, 32(6): 29-32.

谢新生, 江娃利, 王瑞等. 2003. 山西大同盆地口泉断裂全新世古地震活动. 地震地质, 25(3): 259-373.

谢新生. 2004. 旋卷构造应力场与鄂尔多斯地块周缘断裂系成因探讨. 地震学报, 26(4): 419-425.

徐锡伟, 邓起东, 尤惠川. 1986. 山西系舟山西麓断裂右旋错动证据及全新世滑动速率. 地震地质, 8(3): 44-46.

徐锡伟, 程国良, 马杏垣等. 1994. 华北及其邻区块体转动模式和动力来源. 地球科学: 中国地质大学学报, 19(2): 129-138.

杨国华, 李延兴, 韩月萍等. 2002. 由GPS观测结果推导中国陆地现今水平应变场. 地震学报, 24(4): 337-347.

杨国华, 韩月萍, 王敏等. 2003. 中国大陆几个主要地震活动区的水平形变. 大地测量与地球动力学, 23(3): 42-49.

杨国华, 韩月萍, 杨博等. 2009. 华北地区最近几年水平形变场的含义与讨论. 山东科技大学学报(自然科学版), 28(6): 1-8.

杨少敏, 王琪, 游新兆. 2005. 中国现今地壳运动GPS速度场的连续变形分析. 地震学报, 27(2): 128-138.

张风霜, 占伟, 孙东颖. 2012. 2011年日本9.0级地震前后GPS基线时间序列分析. 地震研究, 35(2): 190-200.

张培震, 王琪, 马宗晋. 2002. 中国大陆现今构造运动的GPS速度场与活动地块. 地学前缘, 9(2): 430-441.

张培震, 邓起东, 张国民等. 2003. 中国大陆的强震活动与活动地块. 中国科学(D辑), 33(增刊): 12-20.

张勤, 瞿伟, 彭建兵等. 2012. 渭河盆地地裂缝群发机理及东、西部地裂缝分布不均衡构造成因研究. 地球物理学报, 55(8): 2589-2597.

张希, 江在森, 张四新. 1998. 借助最小二乘配置整体解算地壳视应变场. 地壳形变与地震, 18(2): 57-62.

郑文俊, 张培震, 袁道阳等. 2009. GPS观测及断裂晚第四纪滑动速率所反映的青藏高原北部变形. 地球物理学报, 52(10): 2491-2508, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.10.008.

中国地震局M7专项工作组. 2012. 中国大陆大地震中-长期危险性研究. 北京: 地震出版社.

(本文编辑胡素芳)

Present-day crustal movement and strain of the surrounding area of Ordos block derived from repeated GPS observations

CUI Du-Xin， HAO Ming， LI Yu-Hang， WANG Wen-Ping， QIN Shan-Lan， LI Zhang-Jun

TheSecondMonitoringandApplicationCenter,ChinaEarthquakeAdministration，Xi′an710054，China

The surrounding area of Ordos block located between Qinghai-Tibet block and north China block is one of the regions where the tectonic movement is most intensive in China mainland. Five large earthquakes with magnitudes greater than or equal to 8 have occurred in this region since 1300. In order to investigate the crustal movement, strain distribution and fault slip rates in this region, GPS data observed from 2009 to 2013 were collected at 527 campaign-mode and 32 continuously operating GPS stations and used to calculate a precise and high spatial resolution velocity field and strain rate field. The results reveal that GPS sites within Ordos block move towards NEE, the rates of these sites change little, and the strain rates are between (-1.0～1.0)×10-8/a. Tectonic movement and deformation of Shanxi rift is most intensive. The belt between Shanxi basin and its western mountains is under extension with a strain rate of (1.0～3.0)×10-8/a. Meanwhile, the belt between Shanxi basin and its eastern mountains is under contraction with a strain rate of (2.0～-3.0)×10-8/a. The faults at the west boundary of Shanxi basin show 2～3 mm·a-1of normal-fault extension. However, the faults at the east boundary of the basin demonstrate right-lateral slip rates of 1～2 mm·a-1and contraction rates of 1～3 mm·a-1. The Linghe depression in the west of Hetao rift shows significant extensional deformation with a strain rate of (2.0～3.0)×10-8/a. There is a shortening motion of 2.1 mm·a-1in the southwest of Ordos block, while the velocity rates change little near Liupanshan fault system. It reveals that the fault system is locked in deep. Weihe fault system shows 1.0 mm·a-1of left-lateral slip. Weihe basin is experiencing weak extensional deformation.

Ordos block; GPS velocity; Crustal movement; Strain rate

10.6038/cjg20161012.

国家自然基金面上项目(41174083；51479163)和地震行业专项(201208009)资助.

崔笃信，男，1962年生，研究员，主要从事大地测量，地壳形变与地震研究. E-mail: cuiduxin@163.com

10.6038/cjg20161012

P541, P229

2015-10-19，2016-01-28收修定稿

崔笃信， 郝明， 李煜航等. 2016. 鄂尔多斯块体周缘地区现今地壳水平运动与应变. 地球物理学报，59(10):3646-3661,

Cui D X， Hao M， Li Y H, et al. 2016. Present-day crustal movement and strain of the surrounding area of Ordos block derived from repeated GPS observations.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(10):3646-3661,doi:10.6038/cjg20161012.