秦嶺造山帶上地幔各向異性及相關(guān)的殼幔耦合型式

吳逸影, 鄧斯壯, 鈕鳳林, 賀巍, 吳漢寧

1 西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系， 大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 西安 710069 2 萊斯大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院， 美國休斯頓 77005 3 陜西省地震局， 西安 710068

0 引言

秦嶺造山帶西起青藏高原，向東延伸數(shù)千公里，劃分了中國南北陸塊(孟慶任, 2017)，是一條典型的復(fù)合型大陸造山帶(圖1)，具有復(fù)雜的地殼組成和結(jié)構(gòu)，在中國大陸巖石圈的形成演化中占有特殊的重要地位(張國偉等，2001；Huang et al., 1992；劉建華等，1995;袁學(xué)誠等，1997，2008；Dong et al., 2016).因此，進(jìn)一步探索秦嶺造山帶的形成與演化機(jī)制對理解和探討我國大陸內(nèi)部各塊體間的相互作用和構(gòu)造的形成有重有意義(王謙身等，2013).在板塊驅(qū)動的假設(shè)下，當(dāng)前流行兩個殼幔變形運(yùn)動學(xué)的端元模型：簡單軟流圈流動(e.g.Vinnik et al.，1992；Silver et al.，1996)和垂直連貫變形(Silver, 1994).簡單軟流圈流動意味著板塊自驅(qū)動，軟流圈與巖石圈解耦.巖石圈垂直連貫變形預(yù)示板塊強(qiáng)烈地耦合于地幔，地幔變形場和地面變形場相同(Wang et al.，2014).中外學(xué)者先后對秦嶺造山帶不同區(qū)域及整體運(yùn)用了大量地震資料與不同方法進(jìn)行了研究：人工地震探測(如袁學(xué)誠等，1994，2008；王椿鏞等，1997；Ren et al., 2012；滕吉文等，2014b；李英康等，2015)、噪聲層析成像(如賀偉光等，2015；丁文秀等，2017)和天然地震層析成像(如劉建華等，1995；黃耘等，2011黃忠賢, 2011；李爽等，2014)等，并取得了重大進(jìn)展.

地震各向異性作為解釋板塊運(yùn)動、軟流圈對流以及地震成因等的重要手段，對研究秦嶺造山帶及周邊殼幔變形機(jī)制、青藏高原隆升(曾融生等，1998)、上地幔各向異性(如張洪雙等，2013；王瓊等，2013)和各個構(gòu)造單元相互作用的動力學(xué)特征有約束意義(如丁志峰和曾融生，1996；高原和滕吉文，2005；李永華等，2006；鄭晨等，2016).羅艷等(2004)與常利軍等(2014)收集了中國及鄰區(qū)共1020個臺站的剪切波分裂參數(shù)的數(shù)據(jù)集，對中國大陸上地幔各向異性及其可能的動力學(xué)機(jī)制做了綜合研究：東部各向異性主要來自于地幔流動，西部向異性主要由于殼幔連貫變形，中部鄂爾多斯到四川盆地區(qū)域的各向異性比較復(fù)雜.秦嶺造山帶是橫跨中國大陸東、西，劃分鄂爾多斯地塊與揚(yáng)子地塊的主要造山帶，其殼幔各向異性及變形機(jī)制不會只受單一因素控制，研究秦嶺造山帶上地幔各向異性特征及其與鄰域的相互作用模式對探討中國大陸內(nèi)其相鄰板塊的動力學(xué)機(jī)制有約束作用.

橫波分裂現(xiàn)象作為各向異性是在地震波記錄中最明顯的表現(xiàn)形式，觀測到的各向異性參數(shù)是研究上地幔地震各向異性最有效的方法之一(e.g. Silver, 1996; Savage, 1999).各向異性參數(shù)中的快波偏振方向(φ)和快、慢波到達(dá)時間差(δt)分別代表快波偏振方向和各向異性強(qiáng)度，反映了上地幔各向異性的路徑綜合效應(yīng).上地幔各向異性普遍被認(rèn)為是在應(yīng)變作用下地幔物質(zhì)變形導(dǎo)致橄欖石晶體的擇優(yōu)取向a軸(LPO)引起的(Nicolas et al., 1987)，在干燥的、相對高應(yīng)變率和簡單剪切的條件下，橄欖石a軸與地幔流動方向大致平行(Zhang and Karato, 1995).同時，大量對海洋盆地下上地幔各向異性的研究發(fā)現(xiàn)板塊運(yùn)動也會引起應(yīng)變，即板塊運(yùn)動導(dǎo)致地幔流動(e.g. Morris et al., 1969; Shearer and

圖1 秦嶺造山帶及周邊構(gòu)造示意圖(修改自Dong et al.，2011)Fig.1 Tectonic overview map of the Qinling Orogenic Belt and adjacent region (Modified from Dong et al.，2011)

Orcutt, 1986； Forsyth and Uyedaf, 1975; Tanimoto and Anderson, 1985; Montagner and Tanimoto, 1990).SKS橫波分裂出快波極化方向沿橄欖石a軸方向，快、慢波延遲時間差δt可以用于估計(jì)各向異性層的厚度(e.g. Kosarev et al., 1984; Vinnik 1989 et al.,1989; Silver and Chan, 1991; Savage et al., 1990).因此，SKS遠(yuǎn)震橫波分裂測量獲得的地幔各向異性參數(shù)(φ，δt)能有效反映上地幔變形類型和幾何結(jié)構(gòu)的基本信息.

本文獲取覆蓋了從青藏高原東緣到秦嶺造山帶東緣完整地質(zhì)體的區(qū)域地震網(wǎng)絡(luò)中41個臺站記錄的連續(xù)遠(yuǎn)震SKS波形數(shù)據(jù)(32°E—36°E，102°N—114°N；2007—2015年)，利用最小切向能量法、最小特征值法和“疊加”分析法觀測計(jì)算得SKS分裂參數(shù)(φ，δt).本文的研究目標(biāo)不僅使用密集寬頻帶地震陣列來描述秦嶺造山帶上地幔的SKS分裂模式分析上地幔各向異性特征，還結(jié)合對比前人研究成果與發(fā)表的GPS信息(如張靜華等，2004；王椿鏞等，2007；常利軍等，2016)做地殼-地幔耦合變形分析.據(jù)此對秦嶺造山帶及鄰域殼幔耦合類型進(jìn)行更全面的分析，進(jìn)一步對秦嶺造山帶及鄰域演化與成因的研究提供約束與參考.

1 橫波分裂測量

1.1 測量方法

本文應(yīng)用基于信噪比的多事件“疊加”方法獲取單個臺站的分裂參數(shù)，從不同反方位角有效地平均其分裂變化，為單層水平橫向各向同性模型提供更好的(φ，δt).分別采用最小切向能量法、最小特征值法獲得最佳的分裂參數(shù)(φ，δt).方法一，最小化橫向分量總能量：

(1)

方法二，最小特征值Λ2：

(2)

這里對第i個事件進(jìn)行了快波偏振方向φ和延遲時間δt的各向異性校正，其中ETi(φ，δt)和λ2i(φ，δt)分別表示最小切向能量和最小特征值的協(xié)方差矩陣.取權(quán)值wi作為兩個水平分量的平均信噪比，計(jì)算信噪比時取SKS波信號之前與SKS波相同時間窗長度的噪聲時間窗.同時，本文在計(jì)算單個ETi(φ，δt)之前使用兩個水平分量上的SKS總能量對兩個水平分量進(jìn)行歸一化.在搜索最小值時，本文分別選擇1°和0.05 s作為φ和δt的增量.利用所獲得的(φ，δt)進(jìn)一步計(jì)算了每個SKS信號的偏振方向，以確保它們與震源-接收器的幾何反方位角一致.

在Jenkins和Watts(1968)的研究基礎(chǔ)上，Silver和Chan(1991)提出使用以下置信區(qū)間來估計(jì)(φ，δt)中的誤差：

(3)

(3′)

其中Enoise是兩個水平分量上SKS波之前的噪聲水平的平均值.

1.2 測量數(shù)據(jù)

本文收集可利用的區(qū)域地震臺站41個，包括了GS，SN，SC，HA，HB五個臺站網(wǎng)，這41個臺站形成了覆蓋范圍約為經(jīng)度12°×緯度4°的一個密集二維矩形地震臺陣列(圖2)，沿秦嶺造山帶南、北緣自西向東橫跨整個秦嶺造山帶及周邊地區(qū).這個二維陣列可以達(dá)到研究秦嶺造山帶與其周邊的南、北地塊的地震各向異性的橫向變化之目的.

圖2 本研究使用的地震臺站分布白色實(shí)心三角形代表觀測臺站位置；底圖顏色由淺到深海拔位置逐漸降低.Fig.2 Simplified map of distributions of the seismic stationsThe white triangles point to stations; The background color represents altitude variations.

SKS遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)是從中國地震局收集的自2007年7月至2015年12月的數(shù)據(jù)，由于東經(jīng)83°左右震中距的SKS波與S波震相交替，不易區(qū)分，而83°以后SKS波比S波超前.因此選取震中距范圍為東經(jīng)85°—135°、震級MS>5.8，震相清晰的SKS波形資料，保留了具有明顯的SKS震相的事件.圖3表示了臺站所在位置和地震事件震中位置，震中分布范圍較廣，主要集中在西太平洋.原始數(shù)據(jù)是以每秒100或50個采樣點(diǎn)記錄的，特將原始數(shù)據(jù)重新采樣到每秒20個采樣點(diǎn)，并在使用頻帶寬度為20 s到1 s的Butterworth帶通濾波器來消除低頻噪聲.

圖3 地震事件位置分布圖綠色實(shí)心圓為地震事件震中位置；紅色三角代表秦嶺造山帶研究區(qū)臺站的大致位置.Fig.3 Distribution of earthquaks in the study regionGreen circles point to earthquick events; Red triangle represent the stations location.

1.3 數(shù)據(jù)處理

為確保測量結(jié)果準(zhǔn)確，每次橫波分裂測量過程需滿足以下檢驗(yàn)標(biāo)準(zhǔn)：(1)橫波有明顯分裂特征，即SKS波數(shù)據(jù)在旋轉(zhuǎn)到徑向和切向坐標(biāo)軸后，切向分量明顯，質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動圖為橢圓；(2)測得的橫波分裂參數(shù)在進(jìn)行各向異性校正后，橫波旋轉(zhuǎn)到徑向和切向，切向分量變得很小，同時質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動圖近直線.(3)各向異性校正前的快、慢波之間有明顯的到時差，且質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動圖為橢圓；(4)校正后的快、慢波之間的到時差變得很小，且質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動圖近似為直線.

圖4以臺站GS.TSS記錄的一個地震事件為例：圖4a左、右兩圖反映了校正前和校正后的SKS波質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動軌跡，左圖由于有切向能量存在，質(zhì)點(diǎn)呈橢圓形運(yùn)動軌跡，校正后切向能量消除質(zhì)點(diǎn)，右圖呈線性運(yùn)動.圖4b舉例了單個地震事件的SKS信號經(jīng)過各向異性校正后的徑向(R，紅色)與橫向(T，藍(lán)色)波形的變化，橫向波形(T，藍(lán)色)的振幅在校正后明顯減小到了噪聲的水平.圖4c是各向異性校正前(上)、校正后(下)的快、慢波時間差(δt)的變化.

圖4 SKS分裂的數(shù)據(jù)分析實(shí)例(a) 質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動軌跡校正前(圖4a左)后(圖4a右)對比圖； (b) SKS波校正后徑向(R，紅色)與橫向(T，藍(lán)色)波形的變化；圖4c上為快、慢波時間差校正前，圖4c下為快、慢波時間差校后.Fig.4 SKS wave splitting result of an event(a) shows a particle trajectory before (left) and after (right) correction; (b)The change of the radial (R, red) and the transverse (T, blue) waveform of an SKS wave after correction; (c) The upper one shows dt before correction and the lower inset shows the dt after correction.

以臺站GS.TSS為例，利用SKS信號“疊加”方法所得最小特征值和最小切向量繪制加權(quán)等值線圖(圖5)，其中白色豎線表示用于測量的入射SKS波的后方位角方向.

圖5a是“疊加”方法計(jì)算得到的最小特征值Λ2的加權(quán)和，圖5b是“疊加”方法計(jì)算的的最小切向能量ET的加權(quán)和.其中φ的加權(quán)值為120°，呈NW-SE向，δt的加權(quán)值為1.72 s，遠(yuǎn)高于平均的0.8 s，各向異性十分顯著.圖5a是最小特征值加權(quán)和，縱軸為δt值，橫軸為反方位角大小，白線表示測量中使用的入射SKS波的反方位角方向，白色十字代表最小值；圖5b是最小切向能量加權(quán)，縱軸是δt值，橫

圖5 臺站GS.TSS (a)最小切向量和 (b)最小特征值加權(quán)等值線圖φ是快波偏振方向; Δφ是快波偏振方向的誤差; δt是快慢波的時間延遲; Δδt是時間延遲的誤差.Fig.5 Weighted summation of the transverse energy ET and the smaller eigenvalue Λ2φ is fast wave polarization direction; Δφ is the error of φ;. δt is the delay time between fast and slow wave; Δδt is the error of δt.

軸為反方位角.從GS.TSS臺站的兩種加權(quán)圖(圖5a、b)結(jié)果對比可知，兩種方法計(jì)算出的快波偏振方向結(jié)果相近，且各向異性強(qiáng)度均在較高各向異性強(qiáng)度范圍內(nèi)，說明兩種方法對該臺站數(shù)據(jù)的計(jì)算結(jié)果可信.

2 橫波分裂測量結(jié)果

以上節(jié)所述的兩種方法((1)切向能量最小法；(2)最小特征值法)測量了分布在整個秦嶺造山帶共41個臺站SKS波分裂參數(shù)(φ，δt)，其中32個臺站數(shù)據(jù)質(zhì)量良好(表1)，兩種不同測量方法得出的結(jié)果相近，測量結(jié)果可信.由于SKS波能量在切向分量上的投影會受到儀器定位錯誤或傾斜結(jié)構(gòu)引起的偏離一維射線路徑的影響，切向能量最小法的結(jié)果可能產(chǎn)生偏差，因而我們選擇最小特征值方法的測量值作為最終結(jié)果.在此基礎(chǔ)上進(jìn)行“疊加”分析，得到大多數(shù)臺站SKS分裂測量的快波偏振方向(φ)的誤差小于15°，快、慢波的時間延遲(δt)差的誤差小于0.3 s，經(jīng)過疊加之后最終分裂參數(shù)的誤差明顯減小.Hess(1964)提出，地殼的各向異性產(chǎn)生的SKS波分裂的延遲時間為0.1～0.3 s，而上地幔各向異性產(chǎn)生的延遲時間為1.0～2.0 s，秦嶺造山帶觀測到SKS波時間延遲平均約1.2 s，減去因地殼各向異性產(chǎn)生的0.2 s(平均)，還有1 s對應(yīng)于地幔各向異性.王瓊等(2016)利用遠(yuǎn)震接收函數(shù)研究青藏高原東北緣地殼各向異性時發(fā)現(xiàn)絕大部分秦嶺造山帶附近臺站觀測到的地殼各向異性平均小于0.4 s.因此本研究中利用SKS分裂測量的各向異性的結(jié)果可以認(rèn)為主要由上地幔各向異性引起.

將秦嶺造山帶上地幔各向異性參數(shù)(φ，δt)數(shù)據(jù)質(zhì)量良好的32個臺站的分裂結(jié)果分為南、北兩個亞區(qū)(表1)，并繪制成秦嶺造山帶上地幔各向異性特征圖(圖6a).在方位角覆蓋良好的情況下，將分裂時間δt大于0.8 s的結(jié)果劃歸為地震各向異性較強(qiáng)，δt小于0.4 s時則認(rèn)為地震各向異性較弱(Li et al., 2011).

表1 秦嶺造山帶SKS分裂參數(shù)Table 1 SKS splitting parameters for stations beneath Qinling orogenic belt

2.1 北秦嶺橫波分裂結(jié)果

均勻分布在秦嶺造山帶北緣的25個臺站都有良好的SKS橫波分裂結(jié)果，其中SN.LOXT, SN.SHWA, SN.TABT三個臺站的分裂時間小于0.4 s(紅色線段標(biāo)記)，視為各向異性較弱(圖6a).將北秦嶺自西(102°E—106°E)—中(106°E—111°E)—東(111°E—114°E)劃分為三個部分，以對比秦嶺北緣SKS快波偏振方向變化，其平均快波偏振方向和分裂時間分別為110.75°和1.01 s(西)，92°和0.88 s(中)，83.6°和0.83 s(東)，自西向東快波偏振方向角度變化明顯.

2.2 南秦嶺橫波分裂結(jié)果

南秦嶺共13個臺站，集中分布于造山帶西部與東部，中部分布的有效臺站較少.西部平均快波偏振方向和分裂時間為79.3°和1.15 s，東部的平均快波偏振方向和分裂時間為92°和0.79s，快波方向變化明顯.

圖6a中藍(lán)色箭頭指示了南秦嶺SKS波快波偏振方向自西向東沿秦嶺造山帶走向弧形旋轉(zhuǎn).臺站GS.WDT，SN.HZHG，SN.ANKG的δt<0.4 s(紅色線段)視為各向異性已經(jīng)較弱或沒有各向異性.李娟(2011)的結(jié)果中GS.CXT臺站的δt=1.9 s，大于我們的觀測結(jié)果：δt=1 s，這種差異可能是由于選取事件數(shù)量的不同導(dǎo)致的.圖6a所繪紅色箭頭指示秦嶺北緣SKS波快波偏振方向φ自西向東的弧形變化，圖例中δt的大小代表各向異性強(qiáng)度，且不隨經(jīng)緯度變化而改變.

圖6 SKS橫波分裂結(jié)果對比圖(a)秦嶺及周邊的32個臺站的SKS橫波分裂結(jié)果，紅色箭頭與藍(lán)色箭頭分別指示秦嶺北、南緣自西向東上地幔快波偏振方向變化趨勢；線段方向指示快波偏振方向，黑色線段為有效觀測結(jié)果，紅色線段為無效觀測結(jié)果；白色圓形指示δt大小.(b)鄂爾多斯地塊SKS快波偏振方向(綠色線段)示意圖(修改自于勇等, 2016).(c)橫波分裂測量的1°×1°網(wǎng)格平均快波方向φ與地表變形場預(yù)測的快波方向φc比較(修改自常利軍等，2016).Fig.6 The measured fast directions and splitting times at the 32 stations compared with the measurements estimated by Yu et al. (2016) and Chang (2016)(a) The red arrow and the blue arrow indicate the upper mantle azimuth anisotropy variation tendency from west to east beneath the northern and southern Qinling; line directions point to fast wave polarization direction, the black lines for effective observation, the red lines as invalid observations; the white circles indicate the δt size, the bigger the circle area the bigger the δt. (b) SKS fast wave polarization direction (green lines) at Ordos block (modified from Yu et al., 2016). (c) Comparison between 1°×1° grid average fast-wave direction from splitting observations and predicted fast axis orientation φccalculated from the surface deformation field (modified from Chang et al., 2016).

3 討論與結(jié)論

巖石圈垂直連貫變形指地幔變形場和地表的變形場相同，預(yù)示板塊強(qiáng)烈地耦合于地幔(Chang et al., 2017).據(jù)此，本文利用SKS橫波分裂法研究整個秦嶺造山帶的上地幔各向異性，并將研究結(jié)果與前人在秦嶺不同區(qū)域和鄰域地表變形(GPS)的研究(e.g. Zhang et al., 1996; 王勇等, 2003; Zhang et al., 2004; 嵇少丞等，2008; 劉庚， 2017)進(jìn)行比對，分析秦嶺造山帶不同區(qū)域殼幔變形特征與主控因素.本研究觀測到的秦嶺造山帶西-中部的快波偏振方向沿造山帶走勢為：西部近NW-SE、中部近E-W(圖6a)，與常利軍等(2016)在秦嶺造山帶西、中部(102°—110°N)部分臺站觀測到上地幔快波偏振方向結(jié)果相近，揭示青藏高原軟流圈物質(zhì)從鄂爾多斯塊體和四川盆地兩個古老堅(jiān)硬塊體中間流動擠出的形態(tài)，同時快慢波的走時差得到的各向異性大小存在中間大、南北兩側(cè)小的特征，也符合青藏高原物質(zhì)沿秦嶺下方的通道向東流動造成中間流速快，兩側(cè)流速慢的物理規(guī)律.

Shi等(2020)研究發(fā)現(xiàn)秦嶺西側(cè)海原斷裂兩側(cè)上地殼各向異性特征差異很大，推斷該地區(qū)地殼存在雙層各向異性，上地殼各向異性主要受海原斷裂影響，秦嶺西側(cè)上地?？觳ㄆ穹较虻挠^測結(jié)果(φ)與板塊運(yùn)動方向(嵇少丞等，2008)一致，快波偏振方向與造山帶走向一致可作為板塊運(yùn)動導(dǎo)致地幔流動的證據(jù)，結(jié)合本研究SKS橫波分裂結(jié)果，推斷秦嶺西側(cè)上地殼受海原斷裂影響，上地幔與中下地殼垂直連貫變形，屬殼幔耦合型.秦嶺造山帶中部上地?？觳ㄆ穹较颚张c地表變形場預(yù)測的快波方向φc比，相差較小(圖6c)，推測秦嶺西-中部主要受到殼幔垂直連貫變形作用影響，屬殼幔強(qiáng)耦合型.高原等(2018)幾個臺站的結(jié)果顯示，發(fā)現(xiàn)秦嶺及南側(cè)與龍門山斷裂北端交匯區(qū)的上地殼各向異性變化很大，上地殼各向異性受到龍門山斷裂的影響較大，而其快波偏振方向與我們SKS的快波方向一致，可見秦嶺及南側(cè)與龍門山斷裂北端交匯區(qū)的地殼可能也存在雙層各向異性，其中下地殼與上地幔各向異性主要受控于殼幔垂直連貫變形，屬殼幔耦合.

利用更多臺站的數(shù)據(jù)進(jìn)一步觀測了秦嶺東緣SKS分裂結(jié)果(圖6a)，雖然趨勢和于勇等(2016)利用SKS分裂觀測到鄂爾多斯盆地東南緣的快波偏振方向一致(圖6b)：北秦嶺造山帶東部觀測快波偏振方向(φ)沿秦嶺造山帶東部北緣有弧形旋轉(zhuǎn)，但由于這部分臺站觀測到的快波偏振方向和秦嶺造山帶走勢角度相差較大，且快波偏振方向(φ)與該研究區(qū)相鄰鄂爾多斯地塊旋轉(zhuǎn)方向一致，反映了軟流圈被相鄰巖石圈板塊拖拽產(chǎn)生了旋轉(zhuǎn)(圖6a，紅色箭頭)，主控因素是板塊運(yùn)動.同理，秦嶺造山帶南緣東部觀測到的弧形轉(zhuǎn)動(圖6a，藍(lán)色箭頭)受到揚(yáng)子地塊轉(zhuǎn)動(朱日祥等，1998；范俊喜等，2003)對秦嶺南緣上地幔軟流圈的拖拽作用.秦嶺造山帶東部上地?？觳ㄆ穹较颚张c造山帶走向一致性弱，可以作為殼幔耦合不強(qiáng)的證據(jù)，推測秦嶺造山帶東部上地幔各向異性的主控因素為地幔流動.

圖7 秦嶺造山帶上地幔變形示意圖Fig.7 Simple model of Upper mantle deformation in QOB

通過SKS橫波分裂結(jié)果建立秦嶺造山帶上地幔變形的模型(圖7)，如圖7所示分裂參數(shù)在秦嶺南北兩側(cè)E-W向的變化(紅、藍(lán)箭頭)對應(yīng)了地下殼幔耦合型式的轉(zhuǎn)變，推斷秦嶺造山帶上地幔變形及與下地殼的耦合型式沿造山帶走向存在自西向東的區(qū)域性變化：秦嶺西-中部上地幔與下地殼保持較好的耦合狀態(tài)，逐漸過渡到秦嶺東部時，其上地幔與下地殼解耦，顯示出與秦嶺西-中部明顯不同的變形特征.將模型(圖7)與討論相結(jié)合，推斷秦嶺造山帶上地幔存在兩種變形模式：殼幔連貫變形與地幔流動.經(jīng)分析造山帶不同區(qū)域的上地幔變形主控因素不同：西-中部上地幔變形主要受控于巖石圈連貫變形，屬殼幔強(qiáng)耦合；秦嶺造山帶東部上地幔變形主要受控于地幔流動，鄂爾多斯地塊與揚(yáng)子地塊的轉(zhuǎn)動對地幔流的拖拽影響該區(qū)域上地幔變形.秦嶺造山帶是否存在殼、幔解耦的原因和精確位置有待進(jìn)一步研究.

致謝衷心感謝中國地震局提供的地震波形數(shù)據(jù)，感謝朱日祥院士的全力幫助. 感謝兩位匿名評審專家，給本文提供了有益幫助和提出的寶貴意見，在此一并致謝.