0 引言

青藏高原东北缘海原-六盘山断裂带及邻区位于青藏块体与鄂尔多斯块体之间的过渡区域，其地壳结构十分复杂，地壳变形强烈，该区域主要呈现构造转换区及特殊弧形构造的特点，也是国内地势上东西分异和构造格局的重要界限之一(李洪强等，2013)。作为青藏高原NE向运动的前缘地带，区内发育一系列褶皱山体以及断陷盆地，该地区也是我国大陆构造活动强烈、强震集中频发的地区之一，由于受到青藏高原NE向的推挤以及块体之间的相互作用影响，研究区内发育了多条以走滑为主兼具逆冲分量的主要活动断裂带(杨明芝等，2007；李强等，2013)。该区域内的壳幔结构、构造变形及其动力学过程一直以来是中国大陆的研究热点之一，其空间分布、深部地壳结构、运动学特征以及变形机制对研究青藏高原东北缘弧形断裂系的形成与演化具有参考意义。地壳厚度作为地壳结构的重要参数之一，指示了所在区域的大地构造特征，泊松比主要反映了岩石组分的变化(Ji et al，2009)。远震P波在穿过莫霍面时产生的Ps转换波和多次转换反射波在接收函数上显示明显，所以分析接收函数可获得地壳结构信息。经过30年的不断发展，接收函数分析(Langston，1977、1979；Zhu et al，2000；贺传松等，2003；徐强等，2008；张莹莹等，2015)已成为研究大陆地壳组成、演化、地壳成分和深部构造等方面的重要手段。

许多学者曾用不同地球物理学方法对研究区的地壳结构特征进行了研究。人工地震探测结果(林吉焱等，2016；李文辉等，2017)表明，海原构造区上地壳结构在东西两侧差异性明显，而且其断裂带上地壳破坏变形严重，而在六盘山构造区下方，青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体地壳在该区域下汇聚，刚性的鄂尔多斯块体下地壳局部挤入塑性的青藏高原东北缘地壳中，导致其地壳速度结构复杂，层面呈现拱形。面波噪声和双差成像结果(潘佳铁等，2017；肖卓等，2017)反映，与周缘块体相比，青藏高原东北缘地壳存在明显的低速异常，地壳上地幔结构活跃，其横向非均匀性十分明显，而且在海原断裂带两侧区域泊松比在纵向上存在差异，该区域可能存在破坏变形。接收函数结果(沈旭章等，2013、2015)表明，青藏高原东北缘到鄂尔多斯块体这一过渡区域为地壳变化十分剧烈的梯度带，其地壳有明显缩短的特征，且青藏高原物质东移的终点之一可能在海原断裂带区域。大地电磁探深结果(韩松等，2016)表明，青藏高原东北缘六盘山构造带壳幔结构复杂，地壳结构破碎，上地壳拆离断层系统，其主要变形为逆冲推覆，而下地壳呈塑性，其在鄂尔多斯块体与青藏块体之间的作用下经历了缩短增厚。综上所述，本区的研究尚存在争议，因此有必要用更多的数据作进一步研究。

本文通过提取研究区内喜马拉雅地震科学台阵的112个宽频带地震台站^①下方的P波接收函数，开展青藏高原东北缘海原-六盘山断裂带及邻区的地壳结构特征的研究，并通过对比一些地球物理场资料来探讨地壳结构与构造变形之间的联系，以期为认识该区地球物理场空间变化与青藏高原东北缘构造变形的内在成因联系提供参考。

① 喜马拉雅地震科学台阵, 2011, 中国地震科学探测台阵波形数据-喜马拉雅计划，中国地震局地球物理研究所，doi：10.12001/ChinArray.Data.Himalaya.

1 区域构造背景

本文研究区(图 1)可以分为青藏高原东北缘弧形构造区(QTB)、阿拉善块体(AB)、鄂尔多斯块体(OB)以及华南块体(SCB)4个构造单元(杨明芝等，2007)。该区域地壳结构十分复杂，其中牛首山-罗山断裂带(F₂)是青藏高原东北缘最外缘的断裂带之一，该断裂带分隔了青藏高原东北缘和鄂尔多斯块体2大构造单元(陈虹等，2013)，该断裂带的中段以北为黄河-灵武断裂带(F₁)；而在牛首山-罗山断裂带(F₂)西南方向存在多条以走滑为主兼具逆冲分量的弧形断裂带，如烟筒山断裂带(F₃)、天景山断裂带(F₄)、海原断裂带(F₅)、六盘山断裂带(F₆)、西秦岭北缘断裂带(F₇)，青藏高原东北缘沿这些断裂晚新生代形成了多条与断裂带平行的造山带和压陷盆地群，构成青藏高原向NE方向扩展的前缘部位和最新组成部分(Meyer et al，1998；Tapponnier et al，2001)，最南边的西秦岭北缘断裂带作为秦岭褶皱系与祁连褶皱系的分界断裂带，也是中国大陆内的主要深大断裂之一(董治平等，1996)。这些区域在地貌上呈现为：山脉和盆地相间排列并且弧形延伸，活动断裂自西向东，由NWW或近EW逐渐过渡为NW、NNW，甚至近NS。与此同时，这些弧形断裂带控制着该区域历史强震的发生，如1920年海原8.5级地震和1709年中卫7.5级地震等，而且现今中小地震活动也十分活跃。

2 数据

本文使用了喜马拉雅地震科学台阵的112个宽频带地震子台(图 2(a))记录的波形数据。观测时间段为2015年1~12月。通过USGS网站下载该时间段内全球5.5级以上、震中距为30°~90°的远震目录。对每个地震，截取了P波前10s、后55s的波形。挑选了P波各个分量清晰、信噪比好的波形，最终得到约143个有效远震事件(图 2(b))。

3 接收函数分析方法

将得到的远震P波资料进行坐标旋转获得径向R和切向T上的波形。根据地震相对于台站的反方位角φ，在水平向EW和NS分量上通过式进行旋转(胡家福等，2003)

$ \begin{array}{l} {C_{\rm{R}}} = {C_{\rm{N}}} \cdot \cos \varphi + {C_{\rm{E}}} \cdot \sin \varphi \\ {C_{\rm{T}}} = {C_{\rm{N}}} \cdot \sin \varphi + {C_{\rm{E}}} \cdot \cos \varphi \end{array} $

(1)

式中，C_N和C_E分别为NS、EW分量的原始波形；C_R和C_T分别为旋转后的径向R和切向T上的波形。然后通过时间域迭代反褶积方法得到径向、切向分量的接收函数。

本文使用了H-k扫描方法(Zhu et al，2000)从径向接收函数中提取地壳厚度和波速比。对于单层水平地壳模型，根据给定的地壳介质的P波和S波的平均速度v_P及v_S，通过下式计算地壳厚度H

$ H = \frac{{{t_{{\rm{Ps}}}}}}{{\sqrt {v_{\rm{S}}^{ - 2} - {p^2}} - \sqrt {v_{\rm{P}}^{ - 2} - {p^2}} }} $

(2)

式中，t_Ps为初至波P与Ps转换波的到时差；p为入射P波参数。

设叠加函数为S(H，k)，即

$ S\left({H, k} \right) = \frac{1}{N}\sum\limits_{n = 1}^N {{\omega _1}r\left({{t_{{\rm{Ps}}}}} \right)} {\rm{ + }}{\omega _2}r\left({{t_{{\rm{PpPs}}}}} \right) - {\omega _3}r\left({{t_{{\rm{PsPs}}\left({{\rm{PpSs}}} \right)}}} \right) $

(3)

其中，H为地壳厚度，k为地壳平均P波速度和S波速度之比，r(t)为径向接收函数，t_Ps、t_PpPs、t_PsPs分别为Ps、PpPs、PsPs(PpSs)震相到时。ω_i(i=1，2，3)为权重系数且满足ω₁+ω₂+ω₃=1。其中初至波和转换波及多次波的时间差分别为

$ \begin{array}{l} {t_{{\rm{Ps}}}} = H\left({\sqrt {v_{\rm{S}}^{ - 2} - {p^2}} - \sqrt {v_{\rm{p}}^{ - 2} - {p^2}} } \right)\\ {t_{{\rm{PpPs}}}} = H\left({\sqrt {v_{\rm{S}}^{ - 2} - {p^2}} + \sqrt {v_{\rm{p}}^{ - 2} - {p^2}} } \right)\\ {t_{{\rm{PpPs}}\left({{\rm{PpSs}}} \right)}} = 2H\sqrt {V_{\rm{p}}^{ - 2} - {p^2}} \end{array} $

(4)

式中，v_P，v_S分别为P、S波的平均速度，p为射线参数。然后给定地壳平均速度v_P，在地壳厚度-波速比(H-k)平面上，不同震相表现为不同斜率的曲线，曲线交点坐标分别为所求的地壳厚度和波速比。或者说，在H-k平面搜索最大能量值所在点即为所求的地壳厚度H和波速比k。

然后，用式可根据波速比k得到地壳平均泊松比

$ \sigma = \frac{1}{2}\left[ {1 - {{\left({{k^2} - 1} \right)}^{ - 1}}} \right] $

(5)

图 3显示了编号11的台站接收函数实例。从图 3可以看出，有效远震事件主要分布在反方位角50到210°之间，不同震中距的Ps转换波清晰，Ps震相几乎在一条线上，叠加清晰。Ps震相后面的后续震相比如PpPs等显得模糊，有的被波形噪声淹没。在初至波后的5~10s以内，不同震中距的远震在莫霍面上产生的Ps波与初至P波的到时差变化不大。且Ps的振幅约为初至P波振幅的60%~80%。

图 4显示了对编号11的台站进行的H-k扫描实例。H-k扫描中，转换波Ps和多次转换反射波PsPs+PpSs的权重分别为0.5、0.3和0.2。3条不同震相所代表的不同斜率的直线叠加后扫描得到的最优H和k的值(颜色最深的点)分别为47.5km和1.67。

4 结果

通过对112个台站的波形资料进行坐标旋转，即其EW分量旋转至RT分量；然后做去均值与去趋势等处理，最后进行时间域迭代反褶积处理(Ligorría et al，1999)即可得到接收函数。为消除高频噪声，其高斯低通滤波器的滤波因子取值为2.0。为保证结果的精度，本文优先筛选了在时域迭代过程中拟合率在90%以上的接收函数。最后对得到的这些接收函数进行人工检查，并挑选波形良好的接收函数。

对图 2(a)所有台站依次进行接收函数H-k扫描，得到了各台的地壳厚度H、波速比k和泊松比σ(表 1和图 5)。表 1中，根据数据精度，其地壳厚度已经过四舍五入取整处理。表 1显示，该研究区内地壳厚度变化范围为36~59km，泊松比变化范围为0.11~0.33。

结合图 2(a)、表 1和图 5可知，研究区内阿拉善块体(AB)平均地壳厚度为45km；鄂尔多斯块体(OB)平均地壳厚度为46km；青藏高原东北缘弧形构造区(QTB)的平均地壳厚度为47km；最南端的华南块体(SCB)的平均地壳厚度为42km。从其均值看出，在本研究区范围内，4大块体平均地壳厚度变化明显，4大块体中最厚的是青藏高原东北缘弧形构造区(QTB)，其次是鄂尔多斯块体(OB)，阿拉善块体(AB)和华南块体(SCB)最薄。研究区内地壳厚度分块特征明显，以天景山断裂为界，地壳厚度大体呈现南厚北薄的分布特征，而且该断裂两侧陡变区域变化幅度可达14km。天景山断裂以北地区地壳厚度为36~49km；而天景山断裂以南地区的地壳厚度为42~59km。研究区内较厚的地方集中在海原断裂带区域，较薄的地方位于鄂尔多斯北部区域以及西秦岭北缘断裂以东到华南块体的区域。

泊松比是反映地壳岩石成分及其变化特征的重要参数(Ji et al，2009)，若泊松比小于0.26，说明其地壳的主要组成岩性为长英质酸性岩；若其值为0.26~0.28，则说明其地壳成分可能是中性岩或酸性岩和基性岩按某个比例混合的复合体；若其值与0.28~0.30，则说明地壳的主要组成岩性为铁镁质基性岩；若其值大于0.30，说明该区域可能发生了部分熔融现象或为孔隙度高、存在流体的破碎带，也可能为强烈的蛇纹石化断裂带，而且泊松比也与地壳的年龄大小成正比。研究区内泊松比在空间上分布横向变化不均匀，这与地壳成分组成复杂有关，其中青藏高原东北缘(QTB)平均泊松比为0.26，而鄂尔多斯块体(OB)平均泊松比为0.27，研究区内较高泊松比主要集中在天景山断裂带及六盘山断裂带区域，而其他区域的泊松比变化较大，可能说明在块体之间的过渡带区域大部分所呈现的其地壳介质组成的非均匀性。研究内大部分断裂带几乎都存在0.30以上的泊松比值，其中牛首山-罗山断裂带(F₂)的泊松比值自北向南递增，变化范围较大，说明该断裂带北段相对较稳定，其北段可能为酸性岩、中性岩或者基性岩的复合体；而该断裂带南段泊松比偏高，有的达到0.30以上，说明相对于北段而言，断裂带的南段所在的地区表现的较为破碎，或者也有地壳可能存在部分熔融现象，然而牛首山-罗山断裂带(F₂)南段及邻区在地震活动性方面(杨明芝等，2007)表现为小地震频繁且分布密集，这也说明在非均匀混合的脆性介质中，由于不同物质成分的混合，其硬度较低，更容易发生微小破裂，所以小地震较易发生。

从整个研究区来看，本文结果与前人研究结果基本一致。人工地震探深结果表明(Liu et al，2006；刘明军等，2008；Zhang et al，2013)，在青藏高原东北缘祁连块体以东到西秦岭地带的区域，其地壳厚度自南向北逐渐减小，其平均泊松比大约为0.26，其中高泊松比主要在六盘山地区，本文的结果与之一致。前人接收函数结果(Pan et al，2011；沈旭章等，2013；Wang et al，2017)表明，青藏高原东北缘的地壳厚度大致为40~60km，波速比大致从1.63变化到1.98，而且认为青藏高原东北缘的平均泊松比要低于鄂尔多斯块体的平均泊松比，本文的结果与之也大体一致。

5 讨论 5.1 地壳结构参数与GPS速度场揭示的地壳运动

地壳结构参数在一定程度上受到地壳运动的影响，而GPS速度场可以反映直观的板块以及块体的运动状态，而其应变场反映了变形的性质和强度，这和地壳的构造变形有着内在联系，地壳的挤压或伸展都影响着地壳结构参数变化，在一定程度上可以反映研究区地壳结构变化特征与区域构造变形的联系。

从图 5看出，烟筒山断裂带(F₃)以及天景山断裂带(F₄)的地壳厚度都是几乎沿着东南方向递增，而烟筒山断裂带(F₃)和天景山断裂带(F₄)基本在阿拉善块体(AB)边缘附近，根据郝明等(2014)的GPS速度场结果可知(图 6(a))，其地壳厚度变化可能是阿拉善块体(AB)自西向东运动的结果所致；海原断裂带(F₅)的地壳厚度自西向东、自北向南(即SEE方向)也是较明显的递增过程，然而海原-六盘山断裂之间速度场方向为NEE方向，海原断裂带持续左旋走滑状态，而在六盘山断裂带以西300km范围内，存在明显的地壳挤压缩短，六盘山断裂两侧邻近区域差异性运动不明显，而且处于应变积累阶段且闭锁程度高，西秦岭北缘断裂区域的速度场大体有SEE向的趋势。这可能和GPS速度场揭示的来自青藏高原东北缘的自西向东的水平挤压力有关，GPS应变场(图 6(b))显示，西秦岭北缘断裂地区表现为近东向的挤压，北向的拉张；六盘山断裂东南段区域表现为正东向的挤压。因此，从理论上来说，由于纵向上拉张作用比较多且横向上以挤压作用为主，拉张作用会对地壳介质具有一定的减薄作用，但横向上挤压作用对地壳介质具有一定的增厚作用，研究区内的青藏高原弧形构造区大部分呈现的是挤压为主的特征，地壳可能是在横向上缩短而增厚；而在天景山断裂带以北区域，由于横向挤压作用越来越不明显且纵向伸展作用逐渐明显，这也是天景山断裂带以北区域地壳厚度不高的原因之一。而研究区牛首山-罗山断裂带(F₂)的SWW方向的断裂带的泊松比几乎呈现高值集群现象，其烟筒山断裂带(F₃)和天景山断裂带(F₄)SWW方向的泊松比几乎都在0.30以上，说明青藏高原东北缘块体和阿拉善块体之间的强烈变形影响明显，这和前文中这些断裂带地壳厚度变化也有较好对应性。海原断裂东段与六盘山西段在运动方式上一致性较强(戴洪宝等，2016)，而且在近10a的时间尺度上，整体呈现为以左旋走滑为主兼压性变化的状态，而该断裂带(F₅)的泊松比值向着SEE方向明显递减，这和前文提到的青藏高原东北缘的水平挤压力有关，可能指示该区挤压力主要来自西部青藏高原块体的向东的侧向挤出作用。由于高泊松比介质也说明该区域在外力作用下容易产生横向变形，也可能有上地幔物质的侵入或者部分熔融造成的壳内低速体，而低泊松比多对应于脆性石英质介质，这意味着在外力作用下，壳内应力积累会更多地集中于低泊松比区(王峻等，2009)。研究区内的泊松比值整体上沿着GPS观测到的现今地壳运动方向递减，可能揭示着在地壳整体运动过程中，岩石形变具有一定阶跃性变化的特征，在地壳大体运动方向趋势下，低应力区域往往指向高应力区域。

总体来看，研究区内地壳厚度和泊松比的空间变化趋势与区域活动断裂带的走向由西向东从近EW向转变为SEE向、接着转为近SN向的变化特点基本对应，并且这些变化和GPS资料观测到的应变场特征及块体运动方向也有较好的对应关系。如果把青藏高原东北缘形象地比喻为较为柔软且较干脆的面团，而把阿拉善块体和鄂尔多斯块体看为较刚硬的面团，相对柔软且脆的介质在遇到刚硬介质的阻挡下，导致其变形强烈，可能产生物质流堆积及其断裂的产生，为此GPS速度场及应变场反映的不同介质的块体地壳运动特征较好地解释了地壳结构参数一致性的变化特点。

5.2 地壳厚度陡变带与青藏高原物质东移

已有研究(Liu et al，2014)表明，青藏高原东北缘区域存在明显的地壳缩短，壳幔物质有着明显的向东流动的痕迹，而且在祁连山断裂东段、海原断裂带、六盘山断裂带及部分西秦岭构造区也存在显著的应变场变化(武永彩等，2016)，由于阿拉善刚性块体的阻挡，青藏高原东北缘的祁连块体的一些物质流动方向发生了转变，整体接近于正东方向运动，主应变率最大应力分布在海原断裂带东段至六盘山断裂带西段，方向由NE向转为NEE向。而张培震等(2002)也通过GPS观测资料研究指出，大陆构造变形主要是以巨大断裂走滑运动(即大陆逃逸理论)或者地壳缩短和增厚为主要变形的特征，GPS观测结果尤其是速度场结果与“地壳增厚”理论反映出来的运动量相符。鉴于这一点以及物质流动的方向，以及结合图 6和图 7反映的地壳厚度陡变区域在天景山断裂带区域，为什么会造成该断裂两侧厚度突变？可以推测其中的一个原因可能是在阿拉善块体以南区域，地壳很可能存在增厚和缩短现象，该区域较厚的地壳特征也可能和部分物质流集中在该区域有关，也可能与遇到刚硬的鄂尔多斯块体引起的地壳缩短有关，而GPS速度场箭头的长度反映地壳运动量的程度，这从GPS速度场可以看出，由南向北，由西向东，GPS速度场矢量逐渐递减，直至天景山断裂带，向东的运动分量变小，为此阿拉善块体以南区域的地壳运动量要高于天景山断裂以北的区域，可能暗示着青藏高原东北缘物质流动到达天景山断裂这一块区域发生明显的停滞现象，其停滞原因可能与遇到刚硬的阿拉善块体以及鄂尔多斯块体有关，在这种动力学因素下，也使得天景山断裂的产状呈现双弯构造，而李新男等(2016)的研究结果也指出，天景山断裂带自晚更新世以来受到挤压及逆冲推覆作用，兼有左旋走滑性质，其构造为SWW向往NEE向逆冲推覆，所以双弯构造是其主要走向特点，且中部的弯曲部分在左旋走滑影响下呈现局部挤压。而天景山断裂带到牛首山-罗山断裂带的区域明显地壳厚度较小而且变化不大，这和GPS速度场揭示的该区域地壳运动量不太明显相关性较好。另外，青藏高原物质侧向扩展也导致沿海原-六盘山断裂带产生大量应变积累，加之该区域为研究区内地壳明显缩短和增厚的区域，断裂可能被其物质流弱化，导致积累的应变能量快速释放，这也可能是1920年海原8.5级大地震发生的驱动因素之一。

总体来说，GPS速度场和本研究的地壳厚度陡变区域的变化结果表明，青藏高原在向NE方向运动时，遇到刚硬的阿拉善块体以及鄂尔多斯块体的刚性阻力，其板块碰撞作用自最初的近SN方向到NE方向，接着到正东方向的转换，其部分东流物质在青藏高原东北缘的海原-六盘山断裂带地区汇聚，造成了研究区复杂的地质构造格局，而且区内地壳增厚和缩短现象发生在海原-六盘山断裂带这一区域，而且青藏高原物质流动可能在天景山断裂带发生显著停滞，暗示着海原-六盘山断裂带这一区域可能与块体之间消减的缝合带有关，也可能是青藏高原物质东移的终点之一。

5.3 地壳泊松比陡变带与强震危险性

一些中强地震往往可能发生在地壳泊松比陡变带，王峻等(2009)利用接收函数分析首都圈的地壳厚度与泊松比得出，壳幔的部分熔融或者上地幔物质侵入而导致的壳内低速体，可能位于极高泊松比的区域，而地壳脆性的石英质岩石成分往往集中于低泊松比区域，由于外力的作用，低泊松比区域往往累积了大量的地壳应力，而该区域的泊松比和周缘泊松比的差值与高应力区的形成似乎存在密切的关系，大部分中强地震集中于泊松比陡变带，并且倾向于低泊松比区域。而高泊松比区域往往存在着相对较高的铁镁质含量，表现相对稳定，该区域的地震活动性一般相对较弱。

由此再结合图 8可知，图 8(a)中明显存在一些地壳泊松比陡变带，这些陡变带的泊松比差异性明显。从图 8(b)可以看出，在牛首山-罗山断裂带以南区域(即青藏高原东北缘弧形构造区)的陡变带中，大多数中强震倾向于蓝色区域，即较低泊松比区域，极少数中强地震发生在高泊松比区域，从细节上来看，结合中强地震分布和泊松比分布，从客观方面来说，给出一种较为合理的解释，即绝大多数中强震主要集中在地壳泊松比陡变带或其两侧的地区而且偏向于低泊松比一侧的比较多，这意味着这些泊松比陡变带一般为高应力区的汇聚区，也为中强地震发生的潜在危险区。在地震危险区划分方面，本文的结果或许具有一定的指示意义。

6 总结

本文基于喜马拉雅地震科学台阵的远震P波资料，利用接收函数反演了青藏高原东北缘地区的地壳结构基本参数的空间分布，得到了该区现今地球物理场的基本特征及其与区域活动构造带对应关系等方面的新认识。青藏高原在印度板块北向的挤压下，整体向NE向运动，但由南向北的运动分量在减小，而向东与向北的分量的比值以及由西向东的运动分量都在增大，而且这种挤压为主的作用也明显发生在青藏高原东北缘地区。由此，在上述大的构造变形背景下，由于青藏高原NE向的持续运动，在青藏高原东北缘海原-六盘山断裂带地区，其高原物质的侧向扩展被北部阿拉善和东部鄂尔多斯这2个刚性块体所阻挡，该地区经历了走滑剪切与地壳缩短的调整，并产生了一系列以海原-六盘山断裂带为主的逆冲走滑弧形断裂带，造成现今研究区强烈的地壳构造活动特征，大体以37°N的天景山断裂带为界，地壳厚度突变显著，该断裂以北地区呈现的地壳变薄特征，结合前人GPS速度场、应变场资料和地质构造角度来看，该地区自南向北伸展作用越来越明显，加之主要遇到阿拉善块体阻挡，其地壳运动不明显，导致该地区地壳减薄；该断裂以南的区域为地壳增厚和缩短区域，该地区地壳厚度较大的其中一个重要原因可能是青藏高原部分物质东移在此停滞和近EW向的挤压作用共同导致。研究区内地壳泊松比分布横向变化不均匀，揭示了过渡带区域地壳岩石成分组成的复杂性，但其地壳泊松比大体沿着GPS速度场的方向递减，暗示着地壳介质沿着速度场方向变形显著，应力更容易集中在速度场大体趋势指向的低泊松比区域。研究区地壳动力学环境以整体挤压为主，局部伸展为辅，并形成了一系列与海原-六盘山断裂带走向大体一致的造山带-盆地构造单元。本文还结合5级以上强震活动资料进行了初步的讨论，在青藏高原东北缘弧形构造区地壳结构变化明显的梯度带，其对应关系较好，这对地震危险区划分来说也具有一定的借鉴意义。总体来看，本文的地壳结构结果与其构造变形背景的变化特征基本一致，具有一定的继承性和关联性。

致谢: 感谢朱露培教授为本文提供反演程序，感谢编辑部老师和审稿专家提出的建设性修改意见，感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本文提供地震波形数据。