崔篤信， 郝明， 李煜航， 王文萍， 秦姍蘭， 李長軍

中國地震局第二監(jiān)測中心, 西安　710054

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鄂爾多斯塊體周緣地區(qū)現(xiàn)今地殼水平運動與應變

崔篤信， 郝明， 李煜航， 王文萍， 秦姍蘭， 李長軍

中國地震局第二監(jiān)測中心, 西安710054

位于青藏塊體和華北塊體之間的鄂爾多斯塊體及其周緣地區(qū)是中國大陸構造活動最活躍的地區(qū)之一，從1300年至今，在塊體周邊斷陷盆地和西南緣斷裂帶上發(fā)生了五次8級以上的地震.為了了解該地區(qū)現(xiàn)今地殼運動、應變狀態(tài)以及斷裂滑動分布，我們收集了中國大陸構造環(huán)境監(jiān)測網(wǎng)絡2009—2013年、國家GPS控制網(wǎng)、跨斷陷盆地的8個GPS剖面等共527個流動站和32個連續(xù)站GPS觀測數(shù)據(jù)，獲得了高空間分辨率的地殼水平運動速度場，進一步用均勻彈性模型計算了應變率分布.結果表明，塊體內(nèi)部GPS站點向NEE方向運動，速度變化較小，應變率大多在(-1.0～1.0)×10-8/a之間；山西斷陷帶構造運動與變形最為強烈，盆地相對于鄂爾多斯塊體為拉張變形，應變率為(1.0～3.0)×10-8/a，相對于東部山地則為擠壓變形，應變率為(-2.0～-3.0)×10-8/a，盆地西側斷裂(如羅云山斷裂、交城斷裂)以拉張運動為主，拉張速率為2～3 mm·a-1，盆地東側斷裂主要以右旋縮短運動為主，速率為1～3 mm·a-1；河套斷陷帶西部的臨河凹陷處于較強的張性應變狀態(tài)，應變率為(2.0～3.0)×10-8/a；塊體西南邊緣處于壓縮應變狀態(tài)，應變率為(-1.0～-2.0)×10-8/a，六盤山斷裂存在明顯的地殼縮短運動，速率約為2.1 mm·a-1，速率在斷裂附近逐漸減小，反映了斷裂處于閉鎖狀態(tài)；相對于鄂爾多斯塊體內(nèi)部渭河斷裂帶為左旋運動，速率為1.0 mm·a-1，盆地處在弱拉張變形狀態(tài).

鄂爾多斯塊體； GPS 速度場； 地殼運動； 應變率

1　引言

鄂爾多斯塊體位于受擠壓強烈隆起的青藏板塊與受地殼伸展而強烈下沉的華北板塊之間，其四周被斷裂和斷陷盆地所圍限.有關鄂爾多斯塊體及其周緣第四紀以來構造運動與變形的性質和量級在地質學方面已做了大量的研究(國家地震局鄂爾多斯周緣斷裂系課題組，1988；鄧起東等，1985，1999; 徐錫偉等,1994,1986；謝新生等，2003，2004)其結果為一萬年甚至更長時期的平均，特別是在有些地區(qū)由于受地表長期剝蝕、風化及人類活動影響，由地質方法確定其構造運動數(shù)值的精度較低或者不能確定.

重復大地測量方法是研究現(xiàn)今地殼運動的重要手段，20世紀90年代開始在中國大陸進行的GPS測量以其全天候、精度高等特點成為監(jiān)測現(xiàn)今地殼運動與變形的重要手段.在2000年之前，利用“攀登計劃”等項目獲得了中國大陸地殼運動的概略圖像(馬宗晉等，2001；張培震等，2002；王琪等，2001，2002；Wang et al., 2001；楊國華等，2002；江在森等，2003)，初步揭示了鄂爾多斯塊體內(nèi)部相對穩(wěn)定、山西盆地拉張的特點.Shen等(2000)利用華北GPS網(wǎng)1992—1996年的觀測數(shù)據(jù)研究發(fā)現(xiàn)，山西斷陷帶有4 mm·a-1的拉張變形.由于觀測站點稀疏，所以上述研究無法對塊體及其周邊地殼形變獲得全面的認識.1998年開始的“中國地殼觀測網(wǎng)絡工程”(以下簡稱網(wǎng)絡工程)到2001年對區(qū)域站進行了2期觀測，以此為基礎許多學者對該區(qū)域的地殼運動與變形做了大量研究，張培震等(2003)研究結果表明：山西斷陷帶的右旋走滑速率可能為1～2 mm·a-1，近東西方向的拉張在1 mm·a-1左右，小于Shen等(2000)的結果.楊國華等(2003)研究認為，不能明確分辨山西帶的右旋運動，而王敏等(2003)結果顯示山西帶右旋速率為2 mm·a-1，拉張運動不明顯.隨著“網(wǎng)絡工程”的進展，一些研究者把后續(xù)觀測的數(shù)據(jù)加入統(tǒng)一解算，又獲得了中國大陸水平速度場(黃立人和王敏，2003；沈正康等，2003；甘衛(wèi)軍等，2004；牛之俊等，2005；楊少敏等，2005)，并對地殼運動變形做了深入的研究(楊國華等，2009；劉峽等，2009；王輝和金紅林，2010)，對不同時期的地殼變形做了對比研究，但所反映地殼運動與變形的基本形態(tài)沒有變化，只是數(shù)量有所波動.“中國大陸構造環(huán)境監(jiān)測網(wǎng)絡”(以下簡稱“陸態(tài)網(wǎng)絡”)項目，在“網(wǎng)絡工程”的基礎上增加了1000個區(qū)域站、250多個基準站，Li等(2012)、王偉等(2012)，利用2011年之前的數(shù)據(jù)獲得了中國大陸速度場.上述研究的大多數(shù)著眼于中國大陸大尺度的運動與變形，把鄂爾多斯塊體作為一個穩(wěn)定地塊，把四周的斷陷帶作為其邊界，由于受觀測站密度的限制，對斷陷帶內(nèi)部的精細運動沒有得到較好的結果.在區(qū)域地殼水平運動速度場研究方面，戴王強等(2003)、瞿偉等(2009，2010)、張勤等(2012)利用網(wǎng)絡工程和陜西GPS網(wǎng)的多期流動GPS觀測數(shù)據(jù)對渭河盆地的地殼變形進行了分析，但其所用數(shù)據(jù)僅限于2009年之前.在山西斷陷帶地殼水平運動研究方面，Shen等(2000)利用華北GPS網(wǎng)1992—1996年的觀測數(shù)據(jù)研究發(fā)現(xiàn)，山西斷陷帶有4 mm·a-1的拉張變形，但He等(2003)綜合利用網(wǎng)絡工程1999、2001年的兩期流動GPS觀測數(shù)據(jù)，卻沒有發(fā)現(xiàn)山西斷陷帶有明顯的拉張變形.楊國華等(2002)利用山西GPS網(wǎng)1996—2001年的重復GPS觀測數(shù)據(jù)，也只發(fā)現(xiàn)山西南部的臨汾、運城盆地有一定的拉張變形，北部幾個盆地的拉張運動則不明顯.造成上述研究結果相互差異的原因有多方面，其中GPS觀測時間跨度不同(跨度越短，波動性越強)和參考基準不同是兩個重要的原因.

為了了解鄂爾多斯塊體及其周圍斷陷帶構造運動與變形的精細特征，本文在“陸態(tài)網(wǎng)絡”2009—2013年的所有數(shù)據(jù)的基礎上，利用了地震行業(yè)專項對研究區(qū)國家測繪局85個GPS A-C級網(wǎng)的加密觀測以及在山西、內(nèi)蒙的8個GPS觀測剖面數(shù)據(jù)，獲得該地區(qū)高分辨率的地殼水平運動速度場和應變場，進一步對鄂爾多斯塊體周邊的構造運動變形做出較為深入的分析研究.

2　數(shù)據(jù)與方法

2.1數(shù)據(jù)使用

本文所使用的GPS觀測站點分布如圖1，共559個站.數(shù)據(jù)來源于以下幾個方面：(1)主要為“陸態(tài)網(wǎng)絡”位于研究區(qū)域的GPS站點，其中區(qū)域站377個，2009—2013年每年1期，每期每站觀測4天，2009年2011、2013年為“陸態(tài)網(wǎng)絡”項目觀測，2010和2012年為地震行業(yè)專項——“中國地球物理場觀測”項目(以下簡稱地震行業(yè)專項)進行觀測；基準站32個，2011—2013年期間連續(xù)觀測.(2)國家測繪局GPS控制網(wǎng)A-C級85個站，2005—2006年由國家測繪局觀測1期，每站觀測不少于3天；2012年由“地震行業(yè)專項”觀測，每站觀測不少于4天.(3)“十五”數(shù)字地震觀測網(wǎng)絡中的臨汾、介休、包頭、山陰、蔚縣5個斷層綜合觀測剖面，共37個GPS站，2009—2013年每年觀測1期，每期不少于4天.(4)國土資源部“山西地裂縫”項目的運城、太原、大同3個觀測剖面共30個點，還有山西、陜西GPS觀測網(wǎng)的8個站，2009—2013年每年觀測1期，每期不少于3天.

表1　數(shù)據(jù)利用情況Table 1　Table of used data

2.2GPS數(shù)據(jù)處理方案與應變計算方法

用于GPS數(shù)據(jù)處理的軟件為GAMIT/GLOBK Ver10.4版，處理分為兩個步驟，先利用GAMIT解算子網(wǎng)單日解，然后利用GLOBK將單日解進行整體平差，計算速度場.用GAMIT解算單日解時把中國大陸及周邊12個IGS站與其他數(shù)據(jù)一起解算，為了保證最終解的結果自洽性，我們在GAMIT計算時參數(shù)設置和誤差模型盡量與SOPAC采用的模型一致，具體如下：解算處理模式為松弛(RELAX)；衛(wèi)星星歷為IGS精密星歷；光壓模型為BERNE；天頂延遲改正模型為GMF；天頂延遲參數(shù)為25個；固體潮模型為IERS03；海潮模型為FES2004(otl_FES2004.grid).最后利用GLOBK將區(qū)域每天的多個單日松弛解(和SOPAC產(chǎn)出的全球IGS跟蹤站的5個單日松弛解(igs1-igs5)合并，得到包含所有GPS測站的全球分布的松弛解，選用GAMIT/GLOBK10.4提供的全球穩(wěn)定框架點86個作為基準站，用相似變換的方法獲得相對于ITRF2008下的坐標和速度場,再扣除歐亞板塊整體旋轉速度后獲得相對于歐亞板塊的速度場(圖2).在結果中對觀測環(huán)境不符合規(guī)范的7個站和1個速率異常的站予以剔除，他們分別是：H008位于活動滑坡體上；D073被樹木嚴重遮擋；D028距離2 m高的坎邊不足1 m；GC06高墻遮擋；T004,T007位于活動地裂帶上；BT15站周圍堆土；YX15速率大于周邊平均值5倍.國家測繪局GPS 控制網(wǎng)的83個站在兩期觀測期間發(fā)生了2008年汶川8.0級地震，我們用Shen等(2009)的同震模型計算了該地震同震位移，并在計算速度場時予以扣除，該地震對速度的影響在鄂爾多斯塊體西南部較大，對東北部的影響較小，對速率的影響為1 mm·a-1左右.用最小二乘配置擬合該速度場(江在森和劉經(jīng)南，2010)，用均勻形變模型計算了應變率場(張希，1998),應變輸出的網(wǎng)格間隔為0.2°(圖3).

2.3GPS斷層滑動速率計算

為了研究斷層運動情況，我們把GPS水平運動速率及其誤差分別投影到平行和垂直于所在區(qū)域主干斷裂的兩個方向上.對于斷裂垂直方向運動速率計算采用斷裂兩盤速率的加權平均值之差的方法.斷裂走滑速率計算采用阻尼最小二乘反演方法獲得，具體如下：

GPS觀測獲得的斷層兩邊地殼水平運動速率用如下公式表示為(Segall and Matthews,1997)：

圖1　鄂爾多斯塊體及其周緣地區(qū)GPS站點及斷裂分布黑色圓：陸態(tài)網(wǎng)絡GPS區(qū)域站，紅色五星：陸態(tài)網(wǎng)絡GPS基準站，藍色三角：國家測繪GPS站；紅色菱形：“十五”數(shù)字地震觀測網(wǎng)絡GPS剖面；粉紅色圓：國土資源部地裂縫監(jiān)測GPS剖面.黑色矩形區(qū)域：跨斷裂剖面圖位置范圍，Ⅰ渭河，Ⅱ運城，Ⅲ臨汾，Ⅳ太原，Ⅴ忻定，Ⅵ山陰，Ⅶ大同，Ⅷ包頭，Ⅸ銀川，Ⅹ海原，Ⅺ六盤山.紅色線：活動斷裂，F(xiàn)1 乾縣—蒲城斷裂，F(xiàn)2 渭河斷裂，F(xiàn)3 秦嶺北緣斷裂，F(xiàn)4 韓城斷裂，F(xiàn)5 雙泉—臨猗斷裂，F(xiàn)6 中條山斷裂，F(xiàn)7 羅云山斷裂，F(xiàn)8 霍山山前斷裂，F(xiàn)9 交城斷裂，F(xiàn)10 太古斷裂，F(xiàn)11 系舟山北麓斷裂，F(xiàn)12 口泉斷裂，F(xiàn)13 恒山北麓斷裂，F(xiàn)14 五臺山北麓斷裂，F(xiàn)15 六棱山北麓斷裂，F(xiàn)16 和林格爾斷裂，F(xiàn)17 大青山山前斷裂，F(xiàn)18 鄂爾多斯北緣斷裂，F(xiàn)19 狼山—色兒騰山山前斷裂，F(xiàn)20 磴口—本井斷裂，F(xiàn)21 賀蘭山東麓斷裂，F(xiàn)22 黃河斷裂，F(xiàn)23 海原斷裂，F(xiàn)24 六盤山斷裂.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.

圖2　鄂爾多斯塊體及其周緣地區(qū)GPS水平運動矢量圖(相對于歐亞板塊，誤差橢圓為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)

圖3　鄂爾多斯塊體及其周緣地區(qū)水平應變率(單位：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分別為v、uf、d初值的改正值.用阻尼最小二乘法迭代計算參數(shù)，目標函數(shù)為

(3)

當R小于某給定值(本文取0.1 mm·a-1)時，結束迭代，反演結果見第3部分.

3　結果及分析

鄂爾多斯塊體及其周緣水平運動矢量圖(圖2)及應變圖顯示(圖3)：區(qū)域內(nèi)地殼運動除西南緣少數(shù)站以SE向運動外其他地區(qū)總體以E、SEE或NEE向運動為主，南部以SSE向為主，中部演變?yōu)镋向，而河套及以東則以NEE運動為主要運動方向.塊體周圍的斷陷盆地主要以張性應變?yōu)橹鳎笮?1～3)×10-8/a之間.下面分區(qū)域進行詳細分析.3.1鄂爾多斯塊體內(nèi)部

鄂爾多斯塊體是中朝地臺上一個最為穩(wěn)定而完整的次級構造單元(國家地震局鄂爾多斯周緣斷裂系課題組，1988)，其內(nèi)部地殼水平差異運動并不大，但也非絕對均勻.圖2顯示，定邊—榆林以南地殼以SEE方向運動為主，速率最小4.1 mm·a-1,最大7.5 mm·a-1，平均為5.6 mm·a-1；以北則以E方向運動為主，運動速率最大為6.6 mm·a-1，最小3.7 mm·a-1，平均為5.2 mm·a-1，總體運動速率北部要略小于南部.從總體的應變率圖像來看(圖3)，其應變率在(-1～2)×10-8/a之間變化，正負相間；還可以看出，靠近周緣斷裂帶的地方的應變率相對于塊體內(nèi)部的較大，例如靠近六盤山斷裂帶的東部區(qū)域應變率為-2.0×10-8，反映了該區(qū)域存在較強的擠壓形變；而太原西北的呂梁山區(qū)則表現(xiàn)為強烈的拉張變形，面膨脹率最大為2.5×10-8/a；銀川以東的塊體中部出現(xiàn)了較大區(qū)域的張性應變區(qū)，應變率最大為2×10-8/a.

為了了解鄂爾多斯塊體是否存在旋轉，我們對塊體內(nèi)部觀測站速度用最小二乘擬合方法得到了塊體旋轉歐拉極為(54.37±3.6°N，117.54°±2.9E),角速度為0.158°±0.021/Ma.其旋轉極位于2100 km之外的俄羅斯東南部，速率擬合殘差均方根為4.1 mm·a-1，遠大于速率誤差1.0 mm·a-1.這說明了鄂爾多斯塊體的整體旋轉運動并不顯著.Shen等(2000)、陳小斌等(2005)利用2000年之前的GPS觀測數(shù)據(jù)也得出了鄂爾多斯塊體的整體旋轉不明顯的結論.

3.2渭河斷陷帶

渭河斷陷帶位于鄂爾多斯塊體以南秦嶺造山帶以北，由渭河、運城、靈寶三個斷陷盆地和其他構造單元如凸起和斷塊山組成，東部與山西斷陷帶相接，西部與鄂爾多斯塊體西南緣的弧形斷裂帶相連，是鄂爾多斯塊體周緣最古老的斷陷帶，但其新構造運動亦十分強烈，1556年的華縣大地震就發(fā)生在該斷陷帶內(nèi).

GPS水平運動圖像顯示(圖2)顯示，渭河斷陷帶內(nèi)部及兩邊山地以E或SEE方向運動為主，但斷陷帶內(nèi)部運動方向明顯不均勻，寶雞以東至臨潼—長安斷裂帶以西以100°N左右的方向、大小為6.5 mm·a-1的速度運動；臨潼—長安斷裂帶以東至黃河以西其運動方向向南偏轉為105°N, 速度均值為6.6 mm·a-1；而東部運城盆地一帶運動方向轉為近東方向，速度也增加至8.5 mm·a-1.斷陷帶南部的秦嶺山地運動形態(tài)比較一致，總體向105°N運動，大小為6.9 mm·a-1.應變圖像顯示(圖3)，渭南以東的關中盆地整體應變較小，面膨脹率為0～1.0×10-8/a，主壓應變?yōu)榻麰W向，主張應變?yōu)榻黃N向.運城盆地及其附近地區(qū)應變較大，最大達3.2×10-8/a，運城以西的華縣—大荔—永濟一帶為較強的張性變形區(qū)域，均值為2.1×10-8/a，運城以東的萬榮—聞喜—新絳一帶則處于較強的壓性應變區(qū)域，均值為-2.0×10-8/a.跨渭河盆地的水平速度剖面圖顯示(圖4a)，作為渭河斷陷帶北邊界北山山前斷裂兩側從南到北速度東分量逐漸變小、具有左旋走滑的特征，這與地質確定的該斷裂具有反扭性質是一致的(何紅前，2011)，垂直于斷裂分量在斷裂兩側均由大變小，跨斷裂出現(xiàn)2.8 mm·a-1的階躍；斷層運動反演結果表明，作為渭河斷陷帶南邊界的秦嶺北緣斷裂有1.0±0.5 mm·a-1的左旋走滑運動，垂直于斷裂帶的水平差異運動并不明顯；渭河斷裂存在1.1±0.6 mm·a-1的拉張運動，但走滑運動不明顯.分析跨運城盆地的水平速度剖面圖(圖4b)表明，作為運城盆地北邊界的羅云山緣斷裂左旋走滑運動的速率為2.1±1.0 mm·a-1，同時也存在1.5±1.0 mm·a-1的拉張運動；中條山南緣斷裂右旋的速率為3.0±1.1 mm·a-1，也存在2.3±1.5 mm·a-1的拉張運動.

圖4　渭河斷陷帶地殼水平運動速度剖面圖Fig.4　The horizontal velocity profiles of Weihe rift

圖5　山西斷陷帶地殼水平運動速度剖面圖Fig.5　The horizontal velocity profiles of Shanxi rift

3.3山西斷陷帶

山西斷陷帶是鄂爾多斯塊體的東邊界，由10多個大小不等的北東、北北東走向的地塹和半地塹式盆地組成，自南向北這些盆地可歸并成5個大的斷陷盆地：臨汾、太原、忻定、大同和延懷盆地.GPS水平運速度場圖像和應變場圖像顯示(圖2，圖3)，山西斷陷帶為鄂爾多斯塊體周緣除六盤山以外運動最強烈、應變最顯著的構造帶，進一步分析發(fā)現(xiàn)：(1)山西斷陷帶及其兩側山地運動方向以E向為主，山區(qū)(包括盆地間的隆起)地殼的運動速率小于盆地的運動速率，以太原為界南部盆地的運動速率要大于北部的速率；(2)盆地西北側處于拉張變形區(qū)，東南側處于擠壓變形區(qū)域.下面對各盆地進行詳細分析.

臨汾盆地南以峨嵋臺地與運城盆地相鄰，北以靈石隆起與太原盆地相隔，東、西分別以大斷裂與浮山、羅云山相鄰，歷史上發(fā)生過2次8級地震和2次6級地震，是山西斷陷帶地震活動最強烈地區(qū).圖2顯示，盆地內(nèi)部及兩邊山地以SEE方向運動為主，但盆地內(nèi)部的運動速率明顯大于兩邊山地，西部山區(qū)和東部山區(qū)的平均運動速率分別為5.3 mm·a-1和6.5 mm·a-1,而盆地內(nèi)部為8.3 mm·a-1；盆地北部的靈石隆起區(qū)速率也較小.應變圖像顯示(圖3)，盆地西部邊界帶以拉張性應變?yōu)橹?，平均應變率?.0×10-8/a，主應變方向E-W或NWW-SEE向；東部邊界帶壓縮應變?yōu)橹?，面應變率?2.5×10-8/a，主應變方向也為E-W或NWW-SEE向；盆地內(nèi)部應變較小，基本在(0～1)×10-8/a.斷裂運動反演結果顯示(圖5a)，羅云山山前斷裂存在2.6±0.9 mm·a-1的拉張運動，在平行于斷裂方向似乎有小于0.8±0.6 mm·a-1的左旋走滑運動，但誤差較大，由于在斷裂東側距離斷裂50 km內(nèi)無觀測點，結果可信度低；大陽斷裂有0.9±0.8 mm·a-1的壓縮運動，無明顯走滑運動；浮山斷裂無論是走滑運動還是張壓運動均不明顯.地質調(diào)查結果認為，羅云山晚更新世以來垂直運動速率為1.4 mm·a-1，具有右旋走滑分量(國家地震局鄂爾多斯周緣斷裂系課題組，1988)，但我們的結果并沒有顯示明顯的右旋.

太原盆地南以靈石隆起與臨汾盆地相鄰，北以石嶺關隆起與忻定盆地相連，夾在位于東南的太行山與西北部的呂梁山之間，歷史上發(fā)生過3次大于6級的地震，垂直差異運動強烈，新生代沉積厚度達3800 m,是山西斷陷帶沉積厚度最大的盆地.水平運動圖像顯示(圖2)，盆地內(nèi)部及兩邊山地以E方向運動為主，但盆地內(nèi)部的運動速率明顯大于兩邊山地，盆地西部呂梁山和東部的太行山平均運動速率分別為4.8 mm·a-1和5.4 mm·a-1,而盆地內(nèi)部為9.0 mm·a-1；盆地北部的石嶺關隆起區(qū)速率也較小.從面膨脹率圖可以看出(圖3)，盆地西部邊界地區(qū)以張性應變?yōu)橹?，平均應變率?.0×10-8/a，主應變方向E-W；東部邊界帶以壓縮應變?yōu)橹?，面應變率?3.0×10-8/a，主應變方向也為E-W；盆地內(nèi)部應變較小，基本在(-1～1)×10-8/a之間.跨太原盆地的速度剖面圖顯示(圖5b)，盆地西北邊界交城斷裂存在3.1±1.1 mm·a-1的拉張運動和4.1±1.0 mm·a-1的左旋走滑運動；盆地東南邊界—太古斷裂有2.5±1.0 mm·a-1的壓縮運動，3.1±0.9 mm·a-1的右旋剪切運動；盆地東南側的太行山相對于西側的鄂爾多斯塊體內(nèi)部也存在約1.0±0.8 mm·a-1的拉張，剪切變形并不明顯.地質學研究表明，交城斷裂，最大傾滑速率0.5～1.3 mm·a-1(長安大學博士論文)從斷層擦痕推斷存在右旋分量(國家地震局鄂爾多斯周緣斷裂系課題組，1988).有關兩種結果不一致的原因在下一章進行詳細分析.

忻定盆地南以石嶺關隆起與太原盆地相鄰，西北以恒山與大同盆地相隔，它由代縣、原平、定襄3個凹陷組成，歷史上發(fā)生過3次大于7級的地震，是山西斷陷帶兩個發(fā)生7級以上地震的盆地之一.水平運動圖像顯示，盆地內(nèi)部及兩邊山地以NEE方向運動為主，但盆地內(nèi)部的運動速率明顯大于兩邊山地，盆地西部云中山和東部的系舟山平均運動速率分別為6.5 mm·a-1和6.0 mm·a-1,而盆地內(nèi)部為7.9 mm·a-1.從面膨脹率圖可以看出(圖3)，盆地西部邊界地區(qū)以張性應變?yōu)橹?，平均應變率?.0×10-8/a，主應變方向EW-SE；東部邊界帶壓縮應變?yōu)橹?，面應變率?2.5×10-8/a，主應變方向也為SEE-NEE；盆地內(nèi)部應變較小，基本在(-2～-1)×10-8/a之間.跨定襄凹陷的速度剖面圖顯示(圖5c)，盆地西北邊界云中山斷裂存在1.4±0.9 mm·a-1的拉張運動，無走滑運動；盆地東南邊界—系舟山斷裂存在1.5±0.8 mm·a-1的壓縮運動和3.0±0.7 mm·a-1的右旋剪切運動.跨代縣凹陷的恒山南麓斷裂和五臺山北麓斷裂無論是走滑還是張壓運動均不明顯.據(jù)地質調(diào)查結果推斷(國家地震局鄂爾多斯周緣斷裂系課題組，1988；徐錫偉等，1986)，系舟山斷裂垂直差異運動速率0.9 mm·a-1，系舟山西麓斷裂右旋速率為5.68 mm·a-1.

大同盆地東南以恒山與忻定盆地相鄰，北與延懷盆地相接，位于山西斷陷帶北部，歷史上發(fā)生過3次大于6.5級的地震，1989—1991年大同—陽高5～5.8級震群是山西斷陷帶有地震臺網(wǎng)以來最強的一次地震活動.水平運動圖像顯示(圖2)，盆地內(nèi)部及兩邊山地以NEE或E方向運動為主，但盆地西南部的運動速率明顯大于兩邊山地，盆地西北部的口泉山脈和東部山區(qū)平均運動速率分別為5.2 mm·a-1和6.0 mm·a-1,而盆地內(nèi)部為7.5 mm·a-1，盆地內(nèi)部的運動速度也不均勻，大同以北的運動速率為5.2 mm·a-1，明顯小于南部.從面膨脹率圖可以看出(圖3)，盆地南部地區(qū)以張性應變?yōu)橹鳎骄鶓兟蕿?.0×10-8/a，主應變方向EW-SE，與斷裂帶走向幾乎垂直，往西部山區(qū)應變逐漸增大，到右玉縣一帶應變達3.0×10-8/a；盆地南部則以壓性應變?yōu)橹?，面應變率?2.0×10-8/a，主應變方向也為NEE-SWW；以大同—陽高為中心往四周應變率逐漸減小.跨山陰凹陷的速度剖面圖顯示(圖5d)，盆地西北邊界口泉斷裂南段存在2.0±1.1 mm·a-1的拉張運動，走滑運動不明顯；恒山北麓斷裂存在1.0±0.8 mm·a-1的壓縮運動和0.8±0.3 mm·a-1的右旋剪切運動.跨大同凹陷的速度剖面圖顯示(圖5e)，口泉斷裂北段存在2.1±1.2 mm·a-1的拉張運動，走滑運動不明顯，六棱山北麓斷裂兩側無論是垂直于斷裂還是平行于斷裂的運動均不明顯；太白—唯山斷裂存在1.0±0.3 mm·a-1的右旋剪切運動，垂直于斷裂方向的運動不明顯.

3.4河套斷陷帶、銀川—吉蘭泰斷陷帶

河套斷陷帶是鄂爾多斯塊體周緣四個斷陷帶中規(guī)模最大的一個，位于陰山隆起和鄂爾多斯隆起之間，東界為和林格爾斷裂，西界為狼山斷裂，北界為陰山山前斷裂，南界為鄂爾多斯北緣斷裂.斷陷帶內(nèi)部被西山咀凸起和包頭凸起分隔為臨河、白彥花和呼和浩特三個凹陷.由于歷史地震記錄不完整，未有確鑿的大震記錄,但近代中強震活動比較強烈，1929年以來發(fā)生了3次6級以上的地震.GPS水平運動圖像顯示(圖2)，河套斷陷帶地殼水平運動極不均勻，總體以E向或NEE向運動為主，速率在3～7 mm·a-1之間；在臨河凹陷中烏拉特前旗—五原縣的西南部以E向運動為主，速率較小，平均為2.5 mm·a-1；凹陷東北部及北部山地以NEE向運動為主，平均速率為4.2 mm·a-1；包頭以東至呼和浩特一帶以E向運動為主，速率由西向東逐漸增大，由包頭的5.5 mm·a-1增加到呼和浩特的6.8 mm·a-1，至和林格爾斷裂以東運動速率明顯減小.分析面膨脹率圖(圖3)表明，河套斷陷帶大多數(shù)地區(qū)應變率較小，在0～1.0×10-8/a之間，總體處于張性應變狀態(tài)，臨河凹陷處于較大的張性應變區(qū)域，面膨脹最大為3.2×10-8/a，主張應變方向為NE-SW向；烏拉特前旗以東地區(qū)同樣為張性應變，但應變率較小，主張應變方向變?yōu)镹W-SE向.分析GPS水平運動矢量圖(圖2)和包頭跨斷裂圖像表明(圖6a)，色爾騰山山前斷裂存在(1.0～1.4)±0.8 mm·a-1的左旋走滑運動，這與斷裂歷史運動性質一致，拉張運動并不明顯；斷陷帶北邊界的大青山山前斷裂有2.6±0.8 mm·a-1的左旋走滑運動，這與斷裂帶的地質推斷不一致.作為河套斷陷帶北邊界的鄂爾多斯北緣斷裂東段右旋速率為1.0±0.8 mm·a-1，垂直于斷裂的分量在斷裂附近無明顯變化，但在斷裂南側往鄂爾多斯塊體內(nèi)部方向往北運動速率逐漸減小，速率差為2.0 mm·a-1左右，由于該斷陷帶西部GPS站點稀疏，鄂爾多斯北緣斷裂的西段的滑動速率不能確定，烏拉山北麓斷裂帶NE向拉張運動的速率為2.4 mm·a-1.

銀川—吉蘭泰斷陷帶北鄰河套斷陷帶南鄰是鄂爾多斯塊體西南緣弧形斷裂束，由吉蘭泰斷陷帶和銀川斷陷帶組成.GPS水平運動圖像顯示(圖2)，吉蘭泰斷陷帶地殼總體以E向運動為主，速率在3～5 mm·a-1之間；面膨脹率圖(圖3)顯示，處于較弱的壓性應變狀態(tài)，主壓應變方向為NE,面膨脹率在(-1～-2.0)×10-8/a之間.由于該區(qū)域GPS站點稀疏，斷裂相對運動速率不能確定. GPS水平運動圖像顯示(圖2)，銀川斷陷帶及其西部的賀蘭山總體向NE運動，盆地內(nèi)部運動的平均速率為4.2 mm·a-1，比鄂爾多斯塊體內(nèi)西部的平均運動速率5.8 mm·a-1小1.6 mm·a-1,盆地南部的運動速率小于北部的運動速率.地殼水平應變圖像表明(圖3)，靠近賀蘭山西部的阿拉善地塊應變率較大，在(-1.0～-3.0)×10-8/a,銀川盆地內(nèi)部以張性變形為主，主張應變方向為NW-SE向，幾乎垂直于盆地和斷裂的走向，面膨脹率為(1.0～2.0)×10-8/a.分析跨銀川盆地的速度剖面圖(圖6b)和反演計算可得，作為斷裂帶東部邊界帶的黃河斷裂存在1.2±0.8 mm·a-1拉張運動和1.6±0.6 mm·a-1的右旋走滑運動；作為盆地西部邊界的賀蘭山東麓斷裂無論是平行與斷裂還是垂直與斷裂方向的變形均不明顯.

3.5鄂爾多斯塊體西南緣

鄂爾多斯塊體西南緣北邊與銀川斷陷帶相鄰，東與渭河斷陷帶相接.該邊緣不同于塊體其他邊緣地塹構造而是擠壓走滑為特征的弧形斷裂束，是塊體周緣現(xiàn)代構造活動最強烈的地區(qū).GPS水平運動圖像顯示(圖2)，塊體西南緣總體向E或SE向運動為主，海原斷裂帶兩邊存在明顯的水平運動差異，該斷裂帶東南部主要向東運動，平均速率為9.9 mm·a-1，東北部則以NEE向運動為主，平均運動速率6.2 mm·a-1；運動大小由西北向東南逐漸減小、運動方向由E向逐漸轉向SE,如景泰南部的G343向E向運動，速率為10.3 mm·a-1，而東南部莊浪縣附近的G028站的運動方向轉為SE向，速率為8.1 mm·a-1.水平應變圖像表明(圖3)，塊體西南緣處于擠壓縮短變形狀態(tài)，面膨脹率為(-1.0～-2.0)×10-8/a,海原斷裂帶主應變方向與斷裂的夾角為45°～30°，具有典型的走滑斷裂應變驅動特征，而六盤山斷裂帶主壓應變方向與斷裂帶幾乎垂直，具有典型的逆沖斷裂的特點.分析跨海原斷裂帶的的GPS速度剖面圖(圖6c)，反演計算得出該斷裂中段左旋走滑的速率為5.2±0.6 mm·a-1，垂直于斷裂擠壓縮短的速率為1.8 mm·a-1，小于鄭文俊等(2009)的結果，但也在誤差范圍之內(nèi)，主要是由于所取剖面位置、大小不同、觀測時間不同所致.平行于斷裂的速率在斷層附近出現(xiàn)階躍式變化，反映了海原斷裂帶在8.5級地震后沒有完全閉鎖的特征.分析跨六盤山斷裂帶的GPS速度剖面圖(圖6d)，反演計算得出該斷裂垂直于斷裂的擠壓縮短速率為2.1±1.1 mm·a-1，左旋走滑的速率為1.1±0.6 mm·a-1，垂直于斷裂帶速度剖面顯示，在斷裂上盤(西南盤)，距斷裂由遠及近速率緩慢變小，越過斷裂后繼續(xù)減小，但梯度明顯增大，直到距斷裂50 km以后趨于穩(wěn)定，速率的這種變化形態(tài)反應了斷裂帶閉鎖、且正在積累應變能.中國地震局M7專項工作組(2012)，綜合GPS、重力、地震活動性地方資料分析認為，六盤山斷裂帶是未來7級地震的潛在危險區(qū).

圖6　鄂爾多斯塊體西北緣地殼水平運動速度剖面圖Fig.6　The horizontal velocity profiles in the northwest of Ordos block

4　討論

與以前的研究結果相比，鄂爾多斯塊體周緣除山西斷陷帶外其他地區(qū)差異較小，山西斷陷帶有較大的變化，斷陷帶及其兩側山地運動方向以E或SEE向為主，斷陷帶內(nèi)部的GPS運動速率明顯大于山區(qū)(包括盆地間的隆起)的運動速率.盆地西北側盆山交界區(qū)處于拉張變形區(qū)，東南側交界區(qū)處于擠壓變形區(qū)域，研究跨斷裂GPS剖面表明，斷陷帶西側邊界斷裂垂直于斷裂帶方向為拉張伸長運動，個別斷裂(如交城斷裂、口泉斷裂)表現(xiàn)為明顯的左旋走滑運動；斷陷帶東南側邊界斷裂垂直于斷裂帶方向有明顯的擠壓縮短運動.以前幾乎所有的研究結果(包括大地測量、地質)均認為山西斷陷帶是張性右旋形變帶，絕大多數(shù)NE向斷層為張性正斷層，并存在一定的右旋走滑運動分量.本文結果顯示的西北側斷裂左旋、東南側斷裂擠壓顯然與地質結果不一致.

那么，為什么會出現(xiàn)這種不一致呢？首先我們從GPS觀測與數(shù)據(jù)處理本身來看，與以前的GPS結果相比，本文增加了新觀測點，包括國家測繪局GPS網(wǎng)，特別是8個跨盆地的GPS觀測剖面，這些站點大多位于盆地內(nèi)部，大大增加了GPS站點的空間分布密度，所得的GPS速度場結果的空間分辨率得以提高，使得研究不同斷裂的運動差異成為可能，再者觀測時間段也不同，因此與以前的GPS出現(xiàn)不一致是能理解的.從觀測數(shù)據(jù)的來源和數(shù)據(jù)處理方案來說，雖然數(shù)據(jù)來源于不同項目，但觀測均按照國家GPS測量規(guī)范執(zhí)行，結果也滿足規(guī)范要求；我們重新對所有數(shù)據(jù)采用統(tǒng)一的處理軟件、方法和方案，其結果顯示的GPS速率的誤差均小于1.0 mm·a-1.雖然不同的工程每年觀測的日期、季節(jié)不相同，但我我們用4年的觀測數(shù)據(jù)用線性模型計算的平均速率，季節(jié)性的年變化可以比較好的削弱.我們再來考察一下數(shù)據(jù)來源不同、觀測時間或方式也有所差異而位置比較近的GPS站點速率的一致性：位于臨汾盆地、羅云山斷裂同側的L001和SXLF觀測站相距8.2 km,均向SEE向運動，速率分別為8.3 mm·a-1和7.5 mm·a-1，大小相差0.8 mm·a-1，在速率實際誤差范圍之內(nèi)，L001屬國土資源部地裂縫項目，每年觀測一次，而SXLF為“陸態(tài)網(wǎng)絡”基準站，每天連續(xù)觀測；位于太原盆地、靠近交城斷裂且位于同側的S018和SXTY相距12.1 km,均向E向運動，速率分別為10.2 mm·a-1和11.4 mm·a-1，大小變化屬測量誤差范圍內(nèi)，S018屬山西GPS網(wǎng)、與國土資源部地裂縫項目一起觀測，每年觀測一次，而SXTY為“陸態(tài)網(wǎng)絡”連續(xù)站；位于大同盆地、口泉斷裂一側的MPSH和A342相距1.2km,均向E向運動，速率分別為7.0 mm·a-1和7.6 mm·a-1，MASH屬國土資源部地裂縫項目，每年觀測一次，而A342為“陸態(tài)網(wǎng)絡”區(qū)域站、每年觀測一次，但與MPSH觀測時間不同，人員和儀器不同.不僅如此，同一構造單元(同為山地或盆地，且在斷層同盤)上的GPS站點運動速率具有比較好的一致性，因此，位置相近但觀測時間不同的GPS站點速率的一致性說明GPS站點絕大多數(shù)的位移是真實存在的，計算結果是可靠的.

引起地面運動因素分為構造因素和非構造因素，非構造因素主要包括過量開采地下水、采礦等引起的地表局部沉降和滑坡等；構造因素包括構造震間長期緩慢變形、中強以上地震引起的同震和震后位移.在2009年至2013年7月22日期間鄂爾多斯塊體及其周邊沒有發(fā)生過大于5.5級的地震，2013年7月22日岷縣—漳縣6.6級地震時，鄂爾多斯西南邊緣的GPS觀測已經(jīng)結束，因此我們的速度場結果中不包含該地震的同震位移的影響.對于2008年汶川8.0級地震的震后位移，研究認為大部分發(fā)生在震后50天內(nèi)(丁開華等，2013)，并隨著距離的增加迅速衰減.我們通過分析鹽池GPS連續(xù)站的時間序列(圖7)，認為該地震的震后位移對平均速度的影響可以忽略不計.對于2011年3月11日日本宮城9.0級地震，估算對鄂爾多斯塊體及其周緣產(chǎn)生的同震位移在2～5 mm(王敏等，2011；張風霜等，2012)，對速率的影響為0.5～1.2 mm·a-1，地震對位于北京的BJFS站引起的同震位移為8 mm，對位于鄂爾多斯塊體西邊緣的YANC站為4.3 mm，站間距為820 km，據(jù)此推算每100 km位移衰減為0.44 mm，對4年間隔的平均速率影響為0.11 mm·a-1，山西斷陷帶的寬度不足100 km，因此日本地震對研究該地區(qū)塊體相對運動的影響相對于測量誤差可以忽略.

圖7　鹽池GPS基準站坐標時間序列Fig.7　Coordinate time serial of Yanch GPS site

圖8　太原地面水平運動與沉降分布(水平運動速度相對于鄂爾多斯塊體，白色區(qū)域為沉降速率大于50 mm·a-1的沉降區(qū))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)

由于過量開采地下水引起含水層壓密而導致地面沉降，同時也會引起地表向沉降中心的水平運動(王慶良等，2002；崔篤信等，2003).20世紀80年代以來，由于工農(nóng)業(yè)和經(jīng)濟建設的快速發(fā)展，在山西斷陷帶出現(xiàn)了沉降速率大于50 mm·a-1的沉降區(qū)，本研究使用數(shù)據(jù)為2003—2010年C波段的降軌ENVISAT ASAR影像，對含有基線誤差的干涉對，基于已有DEM和觀測解纏相位，采用非線性最小二乘平差方法去除基線誤差，獲得了斷陷帶地面沉降分布(圖8)，結果顯示斷陷帶內(nèi)部存在不同程度的地面顯著沉降，沉降量最大的為太原盆地，有三個大的沉降區(qū)域，分別為清徐、太古—祁縣、孝義—介休.研究表明，山西斷陷帶地裂縫的分布基本上與劇烈沉降區(qū)相吻合，走向與主干斷裂基本一致，造成地裂縫的主要原因為斷層蠕滑等構造因素，而過量開采地下水為次要因素(孟令超，2011).為了突出局部地面相對運動，我們從相對歐亞板塊的速度中扣除了鄂爾多斯塊體的剛性運動速度，獲得了相對于鄂爾多斯塊體的速度場(圖8)，圖中顯示：位于太古—祁縣沉降區(qū)的D350、D352、T006向該沉降中心運動，速度分別為4.1 mm·a-1、3.4 mm·a-1、3.8 mm·a-1；位于清徐東沉降區(qū)的S018、SXTY也向沉降中心運動，速度分別為5.2 mm·a-1、6.2 mm·a-1；位于孝義—介休沉降區(qū)的JX11、JX13、JX15均向沉降中心運動，速度分別為3.1 mm·a-1、3.6 mm·a-1、2.7 mm·a-1，地面水平運動的速率比沉降速率小一個數(shù)量級.圖中還顯示，遠離沉降中心的GPS站點依然向NEE向運動，如C305和T002.地面沉降明顯對水平運動有影響，由此推斷交城斷裂左旋運動的速率沒有第3節(jié)所述的那么大，但至少沒有發(fā)現(xiàn)右旋運動的.對于交城斷裂右旋運動地質方面在地表沒有確切的證據(jù)，只是根據(jù)斷面擦痕推斷，而我們結果中交城斷裂的左旋運動可能屬于斷層短時間的波動.作為太原盆地東南邊界的太古斷裂存在明顯的右旋運動，但垂直于斷裂的分量則顯示該斷裂為擠壓縮短，這與地質方法確定的正斷層性質不一致，我們仔細分析發(fā)現(xiàn)，靠近斷裂的站點(T006、JX15)垂直于斷裂的運動出現(xiàn)反向，距離斷裂更近的地方?jīng)]有GPS站點.據(jù)研究在過量開采地下水引起沉降區(qū)地面會發(fā)生向沉降中心會聚運動,所以沉降水平運動表現(xiàn)為縮短運動，在運城盆地沉降中心出現(xiàn)地面和圍墻拱翹就是一個佐證(孟令超，2011).因此我們推斷，太原盆地垂直于斷裂的擠壓縮短可能在沉降區(qū)被吸收，而太古斷裂仍處于拉張狀態(tài).山西斷陷帶其他盆地也可能屬于類似的情況，由于篇幅所限本文不做進一步分析，對此我們將在后續(xù)研究中分析.

5　結論

我們采用統(tǒng)一的參考基準、統(tǒng)一的數(shù)據(jù)處理方案處理了中國大陸構造環(huán)境監(jiān)測網(wǎng)絡2009—2013年、國家GPS控制網(wǎng)、跨斷陷盆地的8個GPS剖面等527個流動站和32個連續(xù)站GPS觀測數(shù)據(jù)，獲得了高空間分辨率的地殼水平速度場，進一步用均勻彈性模型計算了應變率分布.結果表明，鄂爾多斯塊體內(nèi)部GPS站點向NEE方向運動，速度變化較小，應變率為(-1.0～1.0)×10-8/a，鄂爾多斯塊體沒有明顯的整體旋轉；山西斷陷帶構造運動與變形最為強烈，盆地相對于鄂爾多斯塊體為拉張變形，應變率為(1.0～3.0)×10-8/a，相對與東部山地則為擠壓變形，應變率為(-2.0～-3.0)×10-8/a，盆地西側斷裂(如羅云山斷裂、交城斷裂)以拉張運動為主，速率為2～3 mm·a-1，未顯示明顯的右旋走滑運動，盆地東側斷裂主要以右旋縮短運動為主，速率為1～3 mm·a-1，盆地東側的擠壓縮短變形可能是由于過量開采地下水導致地面大幅沉降所引起；河套斷陷帶西部的臨河凹陷處于較強的張性應變狀態(tài)，應變?yōu)?2.0～3.0)×10-8/a，塊體西南邊緣處于左旋壓縮應變狀態(tài)，應變率為(1.0～2.0)×10-8/a；海原斷裂帶以左旋走滑為主，速率為5.2 mm·a-1；六盤山斷裂存在明顯的地殼縮短運動，速率約為2.1 mm·a-1，速率在斷裂附近逐漸減小，反映了斷裂處于閉鎖狀態(tài)；相對于鄂爾多斯塊體內(nèi)部渭河斷裂帶為左旋運動，速率為1.0 mm·a-1，盆地處在弱拉張變形狀態(tài).

對于山西斷陷內(nèi)部運動速度大、西北部邊界斷裂帶出現(xiàn)的左旋變形和東南部邊界斷裂出現(xiàn)擠壓縮短變形的原因和機制需要進一步的分析研究.

致謝感謝中國地震局地殼運動監(jiān)測工程研究中心提供了“陸態(tài)網(wǎng)絡”GPS觀測數(shù)據(jù)，感謝所有參與GPS外業(yè)測量和數(shù)據(jù)處理的人員.

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(本文編輯胡素芳)

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.

國家自然基金面上項目(41174083；51479163)和地震行業(yè)專項(201208009)資助.

崔篤信，男，1962年生，研究員，主要從事大地測量，地殼形變與地震研究. E-mail: cuiduxin@163.com

10.6038/cjg20161012

P541, P229

2015-10-19，2016-01-28收修定稿

崔篤信， 郝明， 李煜航等. 2016. 鄂爾多斯塊體周緣地區(qū)現(xiàn)今地殼水平運動與應變. 地球物理學報，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.