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本 科 毕 业 论 文

院 系 地球科学与工程学院

专 业 地球物理

题 目 鄂尔多斯南部及其周边地区 P 波各向异

性层析成像研究

年 级 2009 级 学 号 091150080

学生姓名 王艺潭

指导老师 徐鸣洁 职 称 教授

论文提交日期 2003 年 6 月 15 日

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南京大学本科生毕业论文（设计）中文摘要

毕业论文题目：鄂尔多斯南部及其周边地区 P 波各向异性层析成像研

究

地球科学与工程学院 院系 地球物理 专业 2009 级本科生姓名： 王

艺潭

指导教师（姓名、职称）： 徐鸣洁教授

摘要：

本研究从国家地震科学数据中心（CEDC）获得P波到时数据，通过P波层

析成像的方法，得到了鄂尔多斯块体南部及其周边区域的速度异常以及各向异

性特征，并将结果与该区域地质构造特征进行了对比分析。结果表明，研究区

域内的六盘山—龙门山—渭河地堑—秦岭造山带—山西地堑均为低速异常区域，

并且低速异常范围随着深度的增加而扩大；该区域的各向异性快波方向与断裂

带，造山带以及鄂尔多斯块体与周缘的交界带方向一致，只有龙门山断裂处存

在各向异性方向与该处应力方向相同的情况。说明该区域构造带内存在大量定

向排列的裂隙，使得该区域为低速异常，各向异性与裂隙构造相平行；另一方

面，各向异性与应力方向相同以及大范围的低速异常也说明该区域下地壳可能

存在高温的管道流。

关键词：鄂尔多斯；渭河地堑；龙门山断裂；六盘山；山西地堑；层析成像；

各向异性

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南京大学本科生毕业论文（设计）英文摘要

THESIS ： The P-wave research of tomography and anisotropy of

surrounding area of southern part of Ordos

DEPARTMENT： Earth Science and Engineering Department

SPECIALIZATION: Geophysics

UNDERGRADUATE: Grade 2009

MENTOR: Xu Mingjie (Professor)

ABSTRACT：

The P-waves statistics of arrival time were given by CEDC. By using P-wave

tomography, we acquired the velocity anomaly and anisotropy on southern part and

neighborhood of Ordos, and made the contrast between the geological tectonism in

that area and the result. The results shows, Liupan Mountain-Longmen

Mountain-Weihe Graben-Qinling orogenic belt-Shanxi Graben are all low-velocity

anomaly in research area, and the area of low-velocity anomaly becomes larger with

the increase of depth; the wave directions of anisotropy in research area share the

same orientation with rift zones, orogenic belt and boundary between Ordos and

blocks around it. However part of the wave directions of anisotropy near Longmen rift

zone has the same orientation with the direction of stress in that area, which

demonstrates the existence of a mass of rifts arranged in order and made the velocity

anomaly and anisotropy rank along the rifts. On the other hand, the same orientation

between anisotropy and stress represent the possible existence of channel flow in

lower crust.

KEY WORDS: Ordos; Weihe Graben; Longmenshan Rift; Liupan Mountain;

Shanxi Graben; Tomography; Anisotropy

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目录

引言 ............................................................................................................. 6

第一章 研究区域地质构造背景概述 .................................................. 7

1.1 鄂尔多斯块体简介.......................................................................................... 7

1.2 鄂尔多斯西缘地质概况.................................................................................. 8

1.2.1 龙门山断裂............................................................................................ 8

1.2.2 海原—六盘山断裂................................................................................ 8

1.3 鄂尔多斯南部周缘地质概况.......................................................................... 9

1.3.1 渭河地堑带简介..................................................................................... 9

1.3.2 秦岭造山带简介.................................................................................... 9

1.4 鄂尔多斯东缘地质概况................................................................................ 10

1.4.1 山西地堑带简介.................................................................................. 10

第二章 研究方法 .................................................................................... 11

2.1 模型参数......................................................................................................... 11

2.2 三维射线追踪................................................................................................. 11

2.3 P 波各向异性层析成像 ................................................................................. 13

2.4 分辨率测试分析............................................................................................. 16

第三章 数据........................................................................................... 16

3.1 数据来源与选择............................................................................................. 16

3.2 数据筛选......................................................................................................... 18

第四章 结果及分辨率测试 .................................................................... 20

4.1 层析成像结果................................................................................................. 20

4.2 分辨率测试结果............................................................................................. 23

第五章 分析讨论 .................................................................................... 26

5.1 速度异常分析................................................................................................. 27

5.1.1 龙门山断裂—六盘山区域速度异常分析.......................................... 28

5.1.2 渭河地堑速度异常分析...................................................................... 29

5.1.3 秦岭造山带—山西地堑区域速度异常分析...................................... 29

5.2 各向异性分析................................................................................................. 30

5.2.1 龙门山断裂—六盘山区域各向异性分析........................................... 30

5.2.2 渭河地堑各向异性分析...................................................................... 31

5.2.3 秦岭造山带—山西地堑区域各向异性分析...................................... 32

5.3 解析与讨论..................................................................................................... 33

5.3.1 速度异常成因....................................................................................... 33

5.3.2 各向异性成因....................................................................................... 33

第六章 结论............................................................................................. 34

5

致谢 ........................................................................................................... 35

参考文献 ................................................................................................... 36

6

引言

地震波可以穿透地球内部各个深度、到达任一台站并且同时携带丰富地下介

质的信息，因此现今用地震波研究速度结构是地球物理学的一个主要手段。

本文试图通过地震层析成像的方法，分析位于北纬 31°-36°，东经 102°-114°

的鄂尔多斯块体周缘，主要包括鄂尔多斯南部周缘的渭河地堑，青藏高原东北缘

的龙门山断裂东北部以及六盘山东南部和秦岭造山带东南缘以及山西地堑。本研

究所运用的主要方法是地震层析成像(Seismic Tomography)，它是运用于绘制出

地球内部结构非均质性的有效方法，并且可以提供关键数据使得我们提高对地球

内部构造的理解。因此近年来此方法成为科研人员研究地质结构的重要手段。例

如，Zhao et al. 等利用 P波和 S波的地震层析成像方法研究日本东北部速度结构，

以及其深部结构[18]；张学民等利用 P 波和 S 波研究鄂尔多斯块体以及其东南缘

剪切波速度结构以及波速比[33]；而胡亚轩等则利用地震层析成像研究鄂尔多斯

块体及其周缘上地幔各向异性[24]。本文利用 p 波层析成像研究该区域的波速异

常以及各向异性，从而分析该区域的构造活动以及内部结构。前人在这方面已经

做了大量工作，例如李志伟等研究了龙门山地区 P 波速度结构[25]；常利军等开

展了四川以及龙门山区域上地幔各向异性的研究[20]；李永东等则研究了青藏高

原东北部岩石圈有效弹性厚度及其各向异性[26]。而本研究不仅通过研究结果分

析并支持了前人的研究结果，更对于近年来的管道流假说进行了探讨。

本篇论文的研究区域位于鄂尔多斯块体南部及其周边地区，该区域位于印度

板块和欧亚板块交汇之处，构造活动剧烈，近几年天然地震频发，例如 2008 年

的汶川地震和 2013 年的雅安地震。这使得此地区拥有大量的数据基础，保证了

在三维射线追踪之时拥有充分的数据资源，减少了射线的不连续现象。

本论文的数据主要来自于国家地震科学数据中心（CEDC），本研究主要采集

发生于 1985 年到 2008 年之间的天然地震的数据，通过追踪该地区的 P 波射线，

利用大量的数据以及软件计算，运用地震层析成像的研究方法研究鄂尔多斯南部

周缘区域的速度异常以及各向异性，并据此分析区域的地壳结构问题。

7

第一章 研究区域地质构造背景概述

1.1 鄂尔多斯块体简介

鄂尔多斯块体位于陕西中北部，是位于华北板块西北部的古老克拉通，其地

质构造复杂。其中北部形成了稳定的鄂尔多斯块体，而周围则形成了一系列的活

动断裂，而且近年来构造活动相对活跃（图 1）。新生代以来，由于印度—欧亚

板块之间的碰撞作用，使得在研究区域的西部边缘形成了龙门山断裂以及贺兰—

六盘山南北方向形成走向断陷。研究区域中部则由扬子板块与华北板块碰撞形成

了近东西方向的秦岭造山带以及北缘地带的渭河地堑活动，在东部方向形成了离

石断裂及其东侧南北走向的山西地堑。因此，在此区域内同时拥有稳定块体—鄂

尔多斯块体，断陷盆地—渭河地堑、山西地堑、龙门山断裂以及造山带—秦岭造

山带三种完全不同的地质构造体[34]。此区域地质构造复杂，构造活动强烈，地

震活动频繁，因此成为多年来人们研究的热点区域。而本次研究所关注的鄂尔多

斯南部周缘的渭河地堑也是中国有名的强震地带。历史上这一区域发生的大于等

于 7 级的地震有将近 30 次，其中发生在 1556 年华县 8 级地震是我国历史上破坏

性最强的地震之一[34]。

图 1 中国中部晚新生代拉张走滑构造简图(Zhang Y Q）

F1.海原断裂，F2.昆仑断裂，F3.鲜水河断裂，F4.甘肃断裂，F5.郯庐断裂

8

1.逆断层，2.正断层，3.走滑断层，4.挤压应力，5.拉张应力，6.逆冲推向

鄂尔多斯块体整体表现为一刚性地块，内部稳定，以整体升降为主要特征，

加上其周边复杂活跃的地质构造，使得利用地震波研究块体之间的深部边界划分、

块体之间相互作用和变形关系以及深部结构和动力学过程对块体间相互运动作

用方式有重要的意义。

1.2 鄂尔多斯西缘地质概况

鄂尔多斯西缘主要位于青藏高原东北缘，是印度板块和欧亚板块碰撞产生的

构造活跃带，其中包括南部的龙门山断裂和北部的海原—六盘山断裂。

1.2.1 龙门山断裂

龙门山断裂位于青藏高原东北部边缘的中部，南起泸定、天全,与北西向鲜水

河断裂相聚,沿四川盆地西缘呈北东- 南西向延伸，是由多条挤压逆冲断裂和多个

推覆构造体组成的一个巨型复合推覆构造带[28]。龙门山断裂主要为川青地块向

南东滑动与华南地块发生碰撞而形成的，代表了青藏亚板块与南华亚板块的碰撞

边界, 其构造变形以收缩、隆升为主, 而主干断裂以逆冲为主[19]。龙门山断裂从

侏罗纪到第四纪一直在活动，主要断裂现今仍在活动，例如近五年发生的汶川地

震和雅安地震均发生于龙门山断裂带。

1.2.2 海原—六盘山断裂

海原－六盘山地区位于现今青藏高原东北缘，西北连祁连山断裂带，东南接

秦岭造山带，东部和北部分别为稳定的鄂尔多斯和阿拉善地块，在研究区域内为

近南北走向。

研究区域在新生代经历了复杂的构造演化。在新生代早期，由于受到燕山运

动晚期构造事件所形成的山体的后续影响，研究区普遍缺失古新统。在始新世和

渐新世时期研究区域构造活动相对稳定；到了中新世早期，因为受到印度—欧亚

板块的碰撞影响，此区域开始抬升并发育砾石沉积，在南部则处于拉伸环境，中

新世中晚期在四条弧形断裂带控制区则开始普遍抬升，从而形成了当今此区域的

9

构造框架雏形。更新世以来的最新构造运动形成了现今的构造和地貌。

1.3 鄂尔多斯南部周缘地质概况

鄂尔多斯南部周缘位于扬子板块和华北板块交界处，研究区域中部为渭河地

堑，渭河地堑南部为秦岭造山带。东北部与山西地堑相接，西端与青藏高原东北

边界弧形断裂束相接，是连接东部断陷与西部断裂的枢纽。此区域正处于构造活

动活跃期，现象明显，利于关于各向异性，块体相互运动方式等研究的开展。

1.3.1 渭河地堑带简介

渭河地堑是我国典型的新生代断陷盆地，从区域位置来看，渭河地堑位于鄂

尔多斯块体南缘、秦岭造山带以北，在大地构造位置上，渭河地堑位于华北断块

区西南缘和秦岭山地北缘之间。

渭河断裂在新生界时期经历了三个扩张阶段。第一阶段为中生代时期，中生

代时期由于南北向的挤压力作用，秦岭造山带迅速抬升，渭河地堑一带也随之隆

升。因为强烈的侧向压力作用，使得在此区域形成了一系列的东西向定向排列的

压性断裂，这也为日后的渭河地堑形成提供了条件。第二阶段发生在始新世末期

到渐新世早期，在北西-南东方向的张应力的作用下，断裂因此从压性转为拉张

性断裂，从而导致了盆地的迅速断陷。断陷南深北浅，形成了南北不对称的复式

地堑。在中新世中晚期，断裂扩张到了整个渭河地堑，沉积速率加快，期间共有

大约 2500m 的沉积物沉淀。到了上新世，由于受到了北东东方向的压力作用，

从而导致了北东向断裂发育，从而形成了渭河地堑的三角形轮廓[1]。

1.3.2 秦岭造山带简介

秦岭造山带位于中国大陆的中部，是由于扬子板块与华北板块的俯冲碰撞而

形成的复合型大陆造山带，整体呈东西走向。秦岭造山带形成于元古宙初期，是

由同一克拉通分裂通过大陆边缘演化—板块俯冲—对接形成。古生代时经历强烈

变质变形形成断裂造山带。晚燕山期-喜山期形成盆地构造，整体为拉伸的构造

体制[32]。

秦岭造山带主要是由华北板块、秦岭微板块和扬子板块分别沿商丹缝合带、

10

勉略缝合带俯冲碰撞造山带，并叠加中新生代陆内造山作用的改造，形成的造山

带[9]。秦岭造山带呈东西向延伸，东连大别山，西去散开为南北两支，分别接昆

仑造山带和祁连造山带。造山带内部以商丹缝合带为界分隔为北秦岭和南秦岭，

南、北秦岭具有不同的岩石地层组成、结构构造和变质作用特征[32]。

1.4 鄂尔多斯东缘地质概况

鄂尔多斯东部边缘为山西与陕西交界，发育离石断裂，而在离石断裂的东侧

则形成了北北东走向的山西地堑带。鄂尔多斯东缘是鄂尔多斯块体与山西地堑带

的接触带[33]，其地壳构造及其物质构成受到了很多因素的影响。

1.4.1 山西地堑带简介

山西地堑系的构造部位在华北地区, 以太行山山前断裂为界, 自新生代以来,

其以西地区相对于华北平原沉降区不断上升, 形成了壮观的山西高原。与此同时,

在山西高原隆起的轴部发育了一条十分引人注目的地堑系, 人们称之为山西地

堑带。

山西地堑属于大陆裂谷系，它是由一系列正快波间断面控制的盆地构成的一

个S形盆地带，从北往南有大同盆地、忻县盆地、太原盆地、临汾盆地和运城盆

地。其在西南端转为北东东延伸入陕西境内称为渭河地堑。与其他大型地堑不同

的是，山西地堑是由一系列地堑有规律排列而成的。在本研究区域内的山西地堑

主要为北东东方向，地堑较为宽阔，剖面不对称，主要具有张裂性质[37]。

山西地堑系是华北地区西部的一条活动构造带，更是我国著名的强震集中带，

以强度大、频度高、破坏性严重闻名。自公元前280年开始就有地震记录，到1991

年共记录到M≥5级地震74次，其中6≤M＜7级地震共15次，7≤M＜8级地震5次[31]。

说明此处有史以来就为地震强烈活动带，地震基础数据丰富，有利于研究的开展

和进行。

11

第二章 研究方法

2.1 模型参数

模型参数通常决定了几何模型以及最终的成像结果，因而模型参数的选择往

往会影响到层析成像结果的可靠性。

因为本研究所选择的鄂尔多斯南部周缘区域地质结构复杂，拥有许多波速间

断面（SVDs）。而在深度方面则通过 2D 空间上的网格点来表示一个间断面。如

果网格点的纵向分布已知，则研究区域范围内任何深度的间断面都可以通过计算

八个网格点所环绕的位置深度的线性插值而得到[18]。

假设网格点的速度未知，则计算第 m 层的速度公式为

其中 纬度， 为经度，h 为地球表面到所在点的深度； ， ， 代表围绕

点 的八个网格点的坐标。 为第 m 层网格的网格点的速度。

本文所涉及的探测深度为地表到地面下 40Km 的区域，因此不会涉及到深层

地质结构的探测。虽然如此，但仍然选用此模型不仅是因为此模型可用于接下来

的计算程序，也是因为此模型可以接受更为广泛复杂的 SVDs 结构的区域并且可

以在 3D 空间进行速度模拟，同时也提高了速度和准确率。

2.2 三维射线追踪

如图 2 为一个结构复杂的 SVDs, MM’两侧的速度不同，分别为 和

，且在三维空间中连续变化。A 和 B 是 MM’两侧的两个不同的点，两

点的速度分别为 Va, Vb,，C 为地震波射线 AB 在 MM’上的截点。C 点在 MM’两

侧的速度分别为 Vc1, Vc2。分别取 Va、Vc1，和 Vb、Vc2 的算数平均值 V1，

V2:

12

V1=

此速度准确与否取决于 A、B 两点与 MM’的距离远近，距离越近，估计值越

精确，计算的结果越可靠。

在 MM’上找到 A、B 的投影点 A’，B’，AA’，BB’垂直于 MM’，C 点则位于

A’B’的线段之上。通过二分法找到符合斯奈尔定律的点 C：

=

图 2 运用 Snell 定律寻找射线路经和间断面交点 C 示意图（Zhao,1992）

同理，如果间断面数目大于 1，也可用同样的方法达到同样的效果。假设研

究区域有三层间断面，如图 3。假设直线 A1A5 是连接震源和台站的原始射线路

径，A1A5 与间断面 1、间断面 2、间断面 3 的交点分别为 A2，A3，A4。首先运

用二分法通过 A1 和 A3 找到符合斯奈尔定律的 A’2，同理找到其他两个间断面的

相应截点 A’3，A’4。然后运用伪弯曲法（pseudobending）通过 A1 和 A’2 找到 B1，

同理找到连续点 B2，B3，B4。接下来运用斯奈尔定律和二分法以及 B1，B2，B3，

B4 找到 A’’2，A’’3，A’’4。随后通过迭代运算最终确定射线路经。数值模拟表明，

这种三维射线追踪方法确定的射线路经与实际射线路经长度差异小于 0.03Km，

而走时误差可以缩小到 0.005s[18]，说明此方法所确定的射线路经 精确可靠的。

13

图 3 结合伪弯曲法和 Snell 定律迭代确定射线路经的三维射线追踪法示意图（Zhao,1992）

2.3 P 波各向异性层析成像

地震波各向异性是指地震波在介质中传播时，在不通的传播方向上具有不同

的传播速度。这种特性使得地震波波速各向异性成为探究地球内部的物质组成、

结构、构造及其经历的地球动力学过程的重要方法。

本研究所采用的 P 波各向异性层析成像的方法是利用 P 波到时数据进行层析

成像，同时引入各向异性参数，将模型空间各处的各向同性波速和各向异性参数

作为反演参数，将各向异性波速带入到走时残差的计算中，进而同时求解出三维

14

模型空间各处的各向同性波速结构及各向异性，从而实现各向异性层析成像。

根据 Barclay et al. (1998) 的研究，P 波在三维射线路径的慢度可以表达为：

)2cos(0 MSS (1)

其中，S 为各向异性慢度，S0为各向同性慢度，M 为方位各向异性强度，θ 是三

维 P 波射线路径传播向量与各向同性对称轴之间的夹角。而对于具有射线路径方

位角 Φ和入射角 i 的单位 P 波传播向量 V 及对称轴在水平面内，方位角为 ψ的

对称轴单位向量 I 来说（图 4），它们各自可以表达为：

V )cos,cossin,sin(sin iii (2)

I )0,cos,(sin (3)

图 4 P 波传播向量与方位各向异性对称轴关系示意图

是单位向量 V 与 I 的点积，因此可得：

)coscossin(sinsincos i (4)

15

将式(4)代入式(1)，可得：

)2s i n2s i n2c o s2( c o ss i nc o s 22

0 iMiMSS (5)

设定 cos2A M ， sin 2B M ，式(5)可以写成：

)2s i n2c o s(s i nc o s 22

0 BAiiMSS (6)

再设 M'=M/S0，A'=A/S0，B'=B/S0，式(6)也可表达为：

0

2 21 cos ' sin ( 'cos 2 'sin 2 )

VV

iM i A B

(7)

其中，V 为各向异性速度，V0为各向同性速度。考虑某一小射线段，其长度为 d，

中点处的各向异性速度 V 为这一小段的平均速度，由此可得此段射线路径的走

时 T：

2 2

0

[1 cos ' sin ( 'cos 2 'sin 2 )]d d iM i A BT

V V

(8)

对于被第 n 个台站记录到的第 m 个地震，沿射线路径 rmn的走时残差 ΔTmn可以

表达为：

mmmnmmnmmnmn Th

h

TTTT 0)()()(

(9)

mnk

k

k

k

k

k

N

k

EBB

TA

A

TV

V

T

)''

''

( 0

01

式 9 右侧的前四项依次代表了第 m 个地震的震源纬度，经度，震源深度以及发

震时刻对走时残差的影响，接下来的三项分别代表了在模型空间内第 k 个网格节

点处的各向同性波速 V0k的扰动以及两个各向异性参数 A’k，B’k的扰动对走时残

差的影响。式 9是一个大型稀疏观测方程，它将走时残差 (ΔTmn) 与震源参数 (φm,

λm, hm, tm) 及介质参数 (V0k, A'k, B'k) 联系起来，通过LSQR算法[11]求解这一方程，

就可以获得各节点处的各向同性波速及两个各向异性参数。再根据这两个各向异

16

性参数就可以获得节点处的各向异性快波方位角 ψk以及各向异性幅度 αk [2][14][16]：

1

2 2

2

0

, ' 0'1tan 2

2 '0, ' 0,

, ' 0, ' 0,4

, ' 0, ' 0,4

', ' ' ' .

2 1 '

kk

kk

k k k

k k

fk sk kk k k k

k k

AB

AA

A B

A B

V V MM A B

V M

(10)

2.4 分辨率测试分析

通过分辨率测试分析可以鉴定以上研究所得结果的可靠性。本研究的分辨率

测试首先将一定的速度异常和各向异性特征赋予模型，然后通过三维射线追踪确

定射线路经，再计算此路径上的理论走时，接着将包含了速度异常和各向异性的

理论走时作为已知数据进行反演，最后将反演结果与最初给定的模型作对比从而

判断层析成像结果的可靠性。

本研究所运用的分辨率测试分析方法为 checkerboard resolution test（CRT）[18]

此方法将正速度与负速度干扰分布在同一个速度模型的三维网格之中从而画出

直观的分辨率测试图。此图可以清晰直观的看到研究区域的分辨率，从而判断层

析成像结果是否真实可信。

第三章 数据

3.1 数据来源与选择

本文数据是由国家地震科学数据共享中心（CEDC）提供的，中国地震台网

记录到的 1985年到2008年之间发生在鄂尔多斯南部及周边地区的地震到时数据。

通过将收集到的数据的震源位置按照经纬度和震源深度投影到研究区域图上

（图 5），发现鄂尔多斯南部周缘震源分布较为密集射线交叉情况会较好，便于

17

开展层析成像研究。

图 a

图 b

图 5 地震数据震源分布图

图 a 为鄂尔多斯周缘地震震源分布图，图 b 为本研究选定区域—鄂尔多斯南

部周缘地震震源分布图。图 a 和图 b 对比可知鄂尔多斯南部周缘地震分布较为密

集，更便于研究的进行开展。

通过对陕西西北部鄂尔多斯块体周边的地震射线路经的模拟匹配，发现位于

鄂尔多斯块体南缘的渭河地堑的射线路经更为完整和多样，可以覆盖南缘大部分

地段（图 6）。

18

图 6 鄂尔多斯块体周缘射线分布图

因为鄂尔多斯南部周缘地段包括西部青藏高原东缘以及东部山西地堑和秦岭

造山带，构造相对复杂多样，基础数据全面。因此经过多次正演和反演研究后将

所收集和研究的数据范围限定在北纬 31°～36°，东经 102°～114°。

3.2 数据筛选

经过多次研究模拟，最终决定采用模型的水平网格间距为 0.5°，经度区间为

31°到 36°，纬度范围为 102°到 114°，深度范围为 0Km 到 35Km。为确保到时数

据的可靠性，到时记录≥5 的地震才会被选择用于成像研究，最终据此条件挑选

地震共 11318 个，台站 106 个。

本研究所采用的数据原始格式，如表 1 所示：

表1 到时数据原始格式样表

BEGIN

1997/04/11 17:45:18.2 31.27 113.98 ML3.5 8

SHC 0.30

19

SME 928.00

SHC 149.8 SG 17:46:02.8 ML3.7 0.30

SMN 949.00

SHC PG 17:45:45.1

BZY 211.9 SG 17:46:21.3 ML3.6

BZY C PG 17:45:56.3 0.40

SMZ 283.00

BZY C PN 17:45:52.8

LHS 227.3 SG 17:46:25.8 ML3.5

LHS C PG 17:45:59.0 0.40

SMZ 178.00

LHS C PN 17:45:55.4

SJH 201.7 SG 17:46:18.2 ML3.6

SJH C PG 17:45:54.4 0.30

SMZ 341.00

SJH C PN 17:45:51.4

JZA 0.40

SME 217.00

JZA 189.7 SG 17:46:15.1 ML3.3 0.40

SMN 321.00

JZA PG 17:45:52.7 0.60

SMZ 310.00

JZA D PN 17:45:50.1

FZL 0.50

SME 124.00

FZL 218.8 SG 17:46:23.3 ML3.2 0.40

SMN 186.00

FZL PG 17:45:57.5 0.60

SMZ 153.00

FZL E PN 17:45:53.6

ANQ 0.40

SME 150.00

ANQ 299.1 SG 17:46:46.2 ML3.5 0.30

SMN 168.00

ANQ E PG 17:46:11.0 0.80

SMZ 120.00

XY 0.20

SME 641.000

XY 101.7 SG 17:45:50.1 ML3.2 0.20

SMN 559.000

XY IC PG 17:45:38.2

SC 0.30

SME 928.000

SC 149.8 SG 17:46:02.8 ML3.7 0.30

20

SMN 949.000

SC PG 17:45:45.1

BEGIN

1990/07/02 23:25:47.0 33.27 117.13 ML1.8 4

HYT 0.30

SME 284.00

HYT 35.9 SG 23:25:57.2 ML2.0 0.30

SMN 146.00

HYT PG 23:25:53.0 0.30

SMZ 62.000

MCG 0.20

SME 10.000

MCG 62.4 SG 23:26:05.5 ML1.3 0.20

SMN 16.000

MCG E PG 23:25:58.2 0.40

SMZ 10.000

LIB SG 23:26:02.5

BEB SG 23:26:01.6

其中包括年月日，发震时刻（北京时），经纬度，震级（ML），台站名，震相，

到时等。

第四章 结果及分辨率测试

4.1 层析成像结果

本次研究所采用的速度模型如图 7 所示：

图 7 速度模型图

研究区域介质根据上地壳 HC=20Km，莫霍面 HM=35Km 被分为两层。而其

21

中网格水平间距均为 0.5°，深度方向设置六层网格。模型初始速度结构设定为：

上地壳 P 波速度 5.8Km/S，S 波速度 3.36 Km/S；下地壳 P 波速度 6.5 Km/S，S

波速度 3.75Km/S；莫霍面下 P 波速度 8.04Km/S，S 波速度 4.47Km/S。

图 8 地震重定位前后走时残差分布图

图 8 中上图为重定位之前的走时残差结果，而下图为重定位之后的走时残差

结果，合并在一起有助于分析重定位前后走时残差的变化，从而判定重定位前后

的数据优劣。如图 8 可知，经过重定位之后的走时残差有了明显的变化，走时残

差急剧缩小，集中在 0.0 秒到 0.5 秒之间，而-1.0 到-2.0 秒以及 1.0 到 2.0 秒之间

的地震数目明显减少。说明地震重定位效果明显，增加了数据的可靠性。

模型确立以及重定位之后，进行科学计算（程序来自于 Wang and Zhao, 2008,

2010）。通过程序计算得到 P 波的速度异常和各向异性分布如图 9。图 9 分别列

22

出了深度为 5Km、10 Km、15 Km、20 Km、30 Km 以及 35 Km 的速度异常和各

向异性分布。从图中可以清晰的看出速度异常以及各向异性随着深度的增加而产

生的变化过程。渭河地堑西部为高速层，随着深度的增加，高速层速度异常趋于

不明显。而低速层分布较广，在西部以及东部都有分布，中部低速层相对不明显，

低速层随着深度的增加而速度异常区域明显。而在各向异性方面，西部龙门山以

及六盘山区域各向异性较强，中部的渭河地堑以及东部的秦岭造山带和山西地堑

各向异性相对较弱。从图中可知，各向异性快波方向基本上平行于构造运动剧烈

地区的构造线走向：龙门山断裂，北秦岭以及秦岭造山带，渭河地堑，山西地堑

以及鄂尔多斯块体交界处。只有在深度 30Km 及 35Km 处龙门山下方各向异性规

律不强。

23

图 9 P 波速度异常以及各向异性分布图

图 9 展示的结果没有进行平滑处理。各向异性以及速度异常规律不是特别明

显。

4.2 分辨率测试结果

为了验证研究结果的可靠性，采用 CRT 方法对层析成像结果进行了分辨率测

试。输入的 CRT 模型如图 10 所示

24

图 10 CRT 分辨率测试模型

灰色圆圈代表为高速异常，而白色圆圈代表低速异常，圆圈大小与速度异常

大小成正比。圆圈中心直线长短代表各向异性强度大小，方向代表快波方向。相

邻网格点快波方向相互垂直度。而图 11 为 CRT 分辨率测试结果。

如图 11 可知，各个深度多数区域，灰白分布均匀，可见研究计算所得的速度

异常分布结果较为可靠，可以作为研究分析的依据。各向异性方面，15 Km 深度

处，经度范围 102°到 104°，纬度范围 31°到 34°范围内的各向异性分布较为凌乱，

分布规律并不是特别明显，使得此处的各向异性结果可信度下降。因此这部分区

域内的各向异性结果有待商榷，在各向异性分析中将不会把 15Km 各向异性特性

作为分析重点以及研究结果的依据。

25

26

图 11 CRT 分辨率结果图

第五章 分析讨论

根据研究获得速度异常和各向异性图 9，研究区域内的小范围异常较多，如

龙门山断裂处，显示规律不强。因此为了更为清晰的呈现速度异常和各向异性的

规律，对研究结果进行了平滑处理，图 12 为平滑处理过后的效果图。从图 12

中可较为清晰的分辨各向异性方向的规律以及速度异常随深度的变化规律。

27

图 12 速度异常以及各向异性分布图（平滑处理）

5.1 速度异常分析

从图 12 可见，随着深度的增加，低速异常的范围增加，高速异常范围减少，

低速异常主要分布在青藏高原东北缘的龙门山断裂—六盘山区域，研究区域中部

的渭河地堑，以及东部的秦岭造山带东南缘—山西地堑。其中青藏高原东北缘的

龙门山断裂—六盘山区域变化最为剧烈明显，也是本研究最为关注的区域。

28

5.1.1 龙门山断裂—六盘山区域速度异常分析

青藏高原东北缘的龙门山断裂—六盘山区域范围西北方向为六盘山，西南方

向为龙门山断裂，均为构造活动活跃地带。由图 12 可见，5Km 和 10Km 处六盘

山区域为高速，尤其是在①处与鄂尔多斯交界处高速异常值最大。高速异常分布

较为分散，速度异常并不明显，除了①处异常值较高以外，②以及③处也有相对

较高的异常值。随着深度的增加可见①和②处的高速度异常在降低。但③的高速

异常甚至异常范围却没有明显的变化。值得注意的是在 34°N 线上开始形成低速

异常带，并且随着深度的增加而扩大。

相对六盘山区域的高速异常，西南方向的龙门山断裂处则呈现低速异常，异

常范围主要分布在龙门山断裂两侧。随着深度的增加，低速异常范围没有明显的

变化，而低速异常大小反倒有所减小，说明低速异常在一定程度上有所减少。因

为区域构造活动可以在速度异常上有所体现，而龙门山断裂带在构造上是一条逆

冲断裂带，因此在速度异常上体现为负异常[29]。

15Km 以及 20Km 深度范围内青藏高原东北缘的龙门山断裂—六盘山区域范

围内的速度异常有了较为明显的变化。六盘山区域的高速异常继续减小，②处的

高速异常在 20Km 深度范围内甚至完全消失。而 34°N 线上的低速异常范围持续

增加并且向周围延伸。另一方面③处的高速异常范围以及异常强度并没有随着深

度的增加而减少，仍然保持最初的状态。在深度 20Km 处，③处仍为高速异常带。

30Km 和 35Km 深度范围内低速异常范围继续扩大，同时低速异常强度也增

大。①处的高速异常彻底消失，相反却成为低速带。低速带在纬度上布满研究区

域，整个青藏高原东北缘龙门山断裂—六盘山区域范围内除了西南角，西北角以

及鄂尔多斯区域之外绝大部分被低速层取代。30Km 深度处④，⑤，⑥以及⑦范

围内为低速异常强度最高的地方；35Km 处低速异常范围变化不大，但低速异常

强度却继续增大，形成了西北沿着六盘山山脉、西南沿着龙门山断裂的低速异常

带。值得注意的是③处的高速异常范围以及强度仍然没有变化，并且在 20Km 深

度处被低速异常包裹的常速以及高速异常并没有消失，并且在 35.5°N 处形成了

一个被低速异常包裹的常速以及高速带。总体上看，研究区域西部龙门山和六盘

山区域低速异常随着深度的增加而扩大，并且低速异常区域与本区域上的构造活

动带基本吻合。这说明低速异常产生的原因与本区域的构造活动有着密不可分的

29

关系。

5.1.2 渭河地堑速度异常分析

研究区域中部内主要是渭河地堑腹部，北为鄂尔多斯块体，南缘则是秦岭造

山带。5Km 以及 10Km 深度范围内主要是渭河地堑第四纪的沉积层，主要体现

为低速层。在 34°N 上形成了低速带，主要分布在渭河地堑以及鄂尔多斯块体交

界处，5Km 到 10Km 深度范围内低速异常带变化不大。15Km 到 20Km 深度范围

内渭河地堑沉积层基本消失，主要为中生代形成的渭河地堑带。随着深度的增加，

低速带范围迅速扩大，从 34°N低速带扩张为33°～35°N，108°～110°E的大范围，

然而低速异常强度却没有明显的增加。30Km 到 35Km 深度范围内，渭河地堑内

部低速层范围继续增加，与西边的龙门山以及六盘山方向的低速带和东南方向沿

着秦岭造山带的低速异常带连接，成为连接西部和东部低速异常的枢纽地段。而

低速异常强度并没有显著的增加，因此在渭河地堑内部随着深度的增加，低速异

常范围扩大，但强度却一直保持不变。

5.1.3 秦岭造山带—山西地堑区域速度异常分析

此研究区域内部主要存在秦岭造山带的东南缘以及东缘南北走向的山西断陷

带。5Km 以及 10Km 深度范围内东部低速异常带分布较为分散，范围也相对较

小，主要是沿着秦岭造山带的低速异常带以及沿着山西地堑带的低速异常带。

15Km～20Km 深度范围内东部低速异常带范围增加，逐渐形成了沿着秦岭造山

带东南缘的低速异常带以及沿着山西地堑带的南北方向的速度异常带，低速异常

强度没有显著增强。30Km～35Km 深度范围内东部低速异常继续增加，沿着秦

岭造山带的速度异常、沿山西地堑带的速度异常以及渭河地堑内部的速度异常相

连，形成了一个联通的低速异常带，并且低速异常强度增加。因此可知在渭河地

堑以东的范围内地壳运动以及不同块体的交替是造成低速异常的重要因素之一。

总体来说，低速异常带的分布表明了本区域的构造活动以及不同块体的交界。

在研究区域的中部以及东部区域，低速异常沿着造山带、断陷带以及不同块体交

界均匀分布，支持了这一观点。而位于研究区域西部⑩处随着深度的增加，高速

异常没有明显变化的区域或许是因为此处构造活动相对较少，块体相对稳定，或

30

者因为此处不于板块交界区域贯穿于整个新生界的明显过热过程相关，因此没有

岩浆的底侵作用[10]。但因为缺少相关的研究结果相辅助，因此此处高速异常的

确切原因仍有待商榷。

5.2 各向异性分析

从图 12 中可见，随着深度的增加，研究区域内的各向异性分布较为规律。见

于分辨率分析结果，15Km 处的各向异性结果并不可靠，因此不会将此处作为分

析重点。而如 12 图可知，随着深度的增加，渭河地堑以及东缘的秦岭造山带—

山西地堑方向的各向异性逐渐减少。这里并非因为研究区域的各向异性随着深度

的增加而消失，而是由于震源深部分布不均匀，深部地震较少，无法通过层析成

像方法繁衍出这些深度的各向异性。

5.2.1 龙门山断裂—六盘山区域各向异性分析

与速度异常相仿，各向异性分布也主要集中在六盘山和龙门山断裂交汇的青

藏高原地带：①区域，鄂尔多斯南部周缘渭河地堑以及秦岭造山带所处的⑧区域

以及研究区域东缘的秦岭造山带和山西地堑所处的⑨区域。

在①区域5Km～10Km的范围内（图12），各向异性有着规律性的分布和变化。

5Km深度处可见在龙门山断裂处，各向异性较为强烈的方向均平行于龙门山断裂，

这些各向异性强度均超过了3%。然而相对各向异性强度略小的一些各向异性的

方向却与龙门山断裂形成了大角度的相交，其形成的交角大约在60°～90°不等，

分布在龙门山断裂的东西两侧。然而一般来说，上地壳各向异性被认为主要是由

于大量裂隙在应力作用下定向排列造成的，因此地壳各向异性的快波方向基本上

与活动断裂走向一致[21]，而研究结果与之有矛盾。另一方面，龙门山断裂为巨

大的逆冲推覆带，应力方向与与之大角度相交的快波方向基本一致。10Km深度

处也呈现了相似的各向异性结果，虽然因其分辨率不高，不能作为可靠的研究结

果，但也可从一定程度上佐证各向异性快波方向在龙门山断裂处有平行和大角度

相较两种方向。而在西北的六盘山区域，在接近鄂尔多斯块体交界处各向异性基

本上是沿着两个不同块体的交界处而分布的，这也证明了在现代板块聚合带附近

区域, 各向异性快波方向平行于板块边界[21]的研究结果。而在34°～36°N，102°～

31

106°E范围内的各向异性快波方向主要平行于北秦岭造山带和六盘山的方向，各

向异性强度也相对较小，约为2%左右。值得注意的是在34°N线上各向异性排成

一线，与同样处于34°N线上的低速异常吻合。说明低速异常带与各向异性都可

以在一定程度上显示区域内的构造运动的分布情况，这与Silver and Chan的结果

相符合[12]。而各向异性的快波方向与板块运动的方向相同也给今年来较为流行

的岩石圈下的地幔流的存在提供了有力的佐证。

15Km～20Km深度范围内此区域的各向异性分布并没有明显的变化。龙门山

断裂处仍然存在平行于大角度相交两种各向异性快波方向。但是随着深度的增加，

这一区域内的各向异性强度明显增加。尤其是在深度20Km深度，各向异性强度

明显增加，增加最为明显的区域为位于研究区域西北部的北秦岭造山带和六盘山

东南缘方位，从10Km深度时的2%左后增加为3%以上，并且各向异性强度增加

的区域也与低速异常带相吻合。说明在20Km深度时地壳内部可能存在大量裂隙，

同时对各向异性和速度异常造成了较大的影响；

30Km～35Km深度范围内此区域内各向异性方向和强度都有了变化。30Km

深度时各向异性方向变得相对更为有序。龙门山断裂带上与之呈大角度相较的各

向异性快波方向减少，强度也减小，而平行于断裂带的各向异性快波方向强度增

大，使得各向异性方向和强度都趋于平行。而在西北方向各向异性沿着鄂尔多斯

区域和北秦岭造山带均匀分布，各向异性强度也略有增大。而在35Km深度范围

内各向异性强度明显增强，大部分都大于3.5%，而分布也相对凌乱。在龙门山断

裂带平行于断裂带方向的各向异性强度增加之外，与之呈大角度相交的各向异性

强度也明显增加。在西北北秦岭地区除了与鄂尔多斯交界带以及北秦岭平行的快

波方向之外还大量出现了与之垂直的快波方向。因为此区域主要位于青藏高原之

内，板块运动较为剧烈且活跃，或许是造成这种各向异性快波方向较为混乱且强

度较高的原因。另一方面，根据L.P.Vinnik et al.的研究结果[13]，地幔流流动方向

与地壳中各向异性的延伸方向一致。因此各向异性混乱的原因或许与地幔流流动

假说有关。

5.2.2 渭河地堑各向异性分析

在32°～35°N，108°～111°E的区域范围内主要是北部的鄂尔多斯块体，中部

32

的渭河地堑以及南部的秦岭造山带组成。在5Km～10Km深度范围内快波方向主

要平行于鄂尔多斯块体与渭河地堑的交界以及渭河地堑南缘的秦岭造山带的走

向，尤其是在34°N线上形成了一条从西部就开始延伸的各向异性快波方向平行

带。在这一深度范围内，此区域的各向异性强度较小，最大的也不超过1%。说

明此范围内板块活动相对较为弱，主要是秦岭造山带和不同块体的交替造成了各

向异性的出现。15Km～20Km深度范围内此区域的各向异性强度开始增大，但由

于该深度范围内地震数量较少，能反演求得各向异性的区域减小。此处的各向异

性强度基本在1%左右，各向异性快波方向规律性开始趋于明显。30Km～35Km

深度范围内可反演得到各向异性的区域明显减少，但强度增大，最高可达3%左

后。因此，此深度的各向异性结果只能说明其仍然平行于鄂尔多斯块体与渭河地

堑交界，其余的方位的各向异性特性不可知。

5.2.3 秦岭造山带—山西地堑区域各向异性分析

31°～36°N，111°～114°E范围内主要存在的构造块体是秦岭造山带东南缘以

及南北走向的山西地堑。5Km～10Km深度范围内此区域的各向异性分布相对均

匀，强度相较西部较弱。5Km深度时在秦岭造山带东南缘，可以看到平行于秦岭

造山带走向以及与之大角度相交的各向异性快波方向，与龙门山断裂处的各向异

性特征相似，强度范围大约为1%到3%左后，最大可达到4%左后。东北部山西地

堑各向异性快波方向呈南北走向，平行于山西地堑走向。而在与鄂尔多斯块体相

交处则平行于交接带。各向异性强度较小，最大的在3%左后。15Km～20Km深

度范围内此区域的快波方向没有明显的变化，在20Km深度处各向异性强度有了

明显的增强，平均在2.5%左右。各向异性分布也开始稀疏，说明此深度地震开始

减少，给研究增加了难度。30Km～35Km深度范围内此区域计算得各向异性的区

域大为减少，但仍然可以看出其分布仍然是按照此区域的特殊构造分布的。在

30Km深度各向异性强度明显减小，大部分都小于1%，说明次时此处的地壳内部

裂隙尺度和密度可能略有缩小，或者在此深度内构造运动并不是很剧烈。而在

35Km深度处各向异性强度又有了明显增强，平均超过了3%，各向异性明显。而

对比西部同样强烈的各向异性强度，可以推断在此深度处应该存在特殊的因素使

得各向异性强度突然增大。

33

5.3 解析与讨论

5.3.1 速度异常成因

根据上述分析可知，低速异常是随着深度的增加而扩大并且强度增加的。研

究区域西部龙门山断裂以及六盘山以西范围内主要属于青藏高原北缘，此区域随

着深度的增加低速异常最为明显，并且低速异常范围最广。其可能因素有以下几

点：

1、构造活动剧烈。研究区内青藏高原与扬子板块和华北板块交界处，构造运动

活动强烈，尤其是近来地震频发的龙门山地带。从层析成像结果中也可看出，低

速异常的主要分布于构造活动剧烈的龙门山断层和六盘山地区。而构造活动较为

平静的中间区域则仍然保留了其高速异常的特点，因此可以推断构造活动是形成

此区域低速异常的重要原因。这也与王晓芳和何建坤[30]的观点相同。

2、与各向异性P波的速度方向有关。上地壳的各向异性主要是由于构造活动和大

量裂隙在应力作用下定向排列造成的，而根据研究结果，快波方向在此区域和构

造活动方向基本一致。根据赵继龙等[35]的观点，由于此区域上地壳内岩石片理

化以及糜棱岩化使得平行糜棱面理方向的S波速度增大，相对的在垂直方向却使

得S波速度降低，从而使得低速异常明显。

3、下地壳以及上地幔管道流。此区域存在大量的低速层以及低速带，给与了下

地壳以及上地幔管道流假说佐证。低速异常可能与下地壳温度明显过热有关。在

此区域，主要是因为印度洋板块的俯冲和挤压，可能会使得在此区域内存在高热

流值，而岩浆的底侵作用可能产生下地壳内的低速异常带而且使莫霍间断面变得

模糊不清。这一现象可通过一些人工地震测深剖面观察到[9]。

而渭河地堑，东部的秦岭造山带南缘以及山西地堑的低速异常的主要原因很

有可能是由于区域构造活动：造山运动，拉张或走滑断裂等构造因素造成[21]。

另一方面则是因为不同块体的交界变化可以改变速度大小也造成了各向异性的

变化，在研究区域内就存在鄂尔多斯块体与周缘不同块体交界的现象。

5.3.2 各向异性成因

研究区域内的各向异性快波方向随着深度的增加变化较为规律，主要是平行

34

于鄂尔多斯块体边缘以及构造活动方向。因此此区域各向异性的成因主要为以下

几个：

1、构造运动成因。上地壳的各向异性主要和本区域的构造活动有关，主要是由

于本区域在应力作用下形成的定向排列的裂隙所造成的，与本区域内的水平主压

应力相关[21]。因此使得各向异性的快波方向与本区域内的活动断裂走向相一致。

从研究结果也可看出，无论是在西部的龙门山、六盘山区域，中部的渭河地堑还

是东部的秦岭造山带以及山西地堑都可以清晰的看到沿着活动断裂走向定向排

列的快波方向。

2、下地壳以及上地幔管道流。由分析结果可知，在龙门山断裂一带，存在快波

方向与断裂相平行和大角度相交两种现象。这种快波方向与主压应力方向相吻合

的情况表明在下地壳以及上地幔处存在管道流[13]，下地壳以及上地幔管道流在

一定程度上影响了上地壳各向异性的快波方向。这或许是解释30Km～35Km深度

时各向异性增强并且方向较为凌乱的原因。但因为研究数据有限，不能做定论。

第六章 结论

通过对鄂尔多斯南部及其周缘地区进行 P 波层析成像的研究，得到了该区域

的速度异常及各向异性结果。通过分析讨论得到了如下结论：

1、研究区域龙门山—六盘山上地壳呈高速异常，中下地壳为低速异常，低速范

围随着深度的增加而扩大。说明中下地壳温度可能较高可能存在管道流。

2、龙门山—六盘山中部存在高速异常且随着深度的增加高速异常不变。

3、低速异常范围与构造活动区域相吻合，说明研究区内存在大量的定向排列裂

隙，这是由于该区域剧烈的构造运动所造成。

4、研究区各向异性快波方向大致平行于该地区的活动断裂带、造山带以及不同

块体边界走向。

5、龙门山地区各向异性快波方向与龙门山断裂大角度相交，与区域应力方向一

致，表明此处下地壳及上地幔可能有管道流的存在。

6、研究区域内下地壳青藏高原东北缘低速异常与渭河地堑低速异常相连，且部

分各向异性快波方向向东延伸，推断管道流研究区域东部流动。

35

致谢

在我从事本文研究和写作的过程中，徐鸣洁老师在全程都给与了悉心指导。

从最开始的选题，研究区域的选择，课题的研究和论证再到论文的写作和文章的

修改都给与了细心的指导和认真的讲解。每当在研究和论文写作过程中遇到困难，

徐鸣洁老师都会孜孜不倦的帮我解答，这让我非常感动，同时也使我对于这项工

作的认真和努力。经过这一个学期的努力，我在各方面都有了显著的提高。无论

是在研究的过程中如何筛选数据，如何选择合适的参数还是在写作过程中如何编

排，如何安排写作顺序等都让我有了更深刻的了解和长进。徐老师的严谨求真，

一丝不苟的治学态度深深的感染了我，给了我巨大的鞭策和动力，是我人生路上

值得学习的榜样。

同时我还要感谢在我研究过程中给与细心指导的于大勇老师和黄周传老师，

在本研究的程序以及数据处理方面两位老师都给与了我很大的帮助。因为这是我

第一次接触 Fortran 语言，因此在研究过程中遇到了许多程序上的困难。但是两

位老师仍然很耐心的回答和帮助我，使得我在 Fortran 语言的学习上也有了显著

的提高。

同时我也要感谢在这四年过程中认真教授过我课程的专业老师们，是他们认

真的工作使得我在专业领域有了更深的了解，也为我的论文提供了基础。也感谢

在我论文写作过程中帮助过我的同学们，是你们的帮助使得我能顺利圆满的完成

我的工作。

在此要再一次感谢帮助我的老师和同学们，因为你们无私的帮助使得我通过

这次毕业论文不仅提高了自己独立思考、解决问题的能力，更培养了我一丝不苟

的严谨的治学态度，对我日后的学习生活都造成了深刻的影响。

由于我能力有限并且经验不足，在研究的设计和论文的写作中难免会后不周

全的地方，希望各位老师能多指教，给与我更多帮助。

36

参考文献

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Craton and the NE Tibetan Plateau and its tectonic implications[J]. Earth and

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