深部构造地震各向异性（地层各向异性）
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地震各向异性的研究意义
研究各向异性的目的除了希望通过各向异性校正、获得更精确的地质体成像外，更重要的一点是利用P波方位各向异性、PS波方位各向异性、PS波横波分裂等特征，进行裂缝预测。
图2.3.3是在Mattner(2002)提出的裂缝尺度与测量方法的基础上绘制的定量裂缝测量示意图［89，90］。图中反映了不同尺度的裂缝所对应的观测或测量方法。通常情况下，分米级以下(micro size)的裂缝通常通过成像测井或岩心裂缝观测可以发现，而这一尺度范围内的裂缝出现的频次也是较大的;几十米到几百米级(macro size)的破裂系统和断裂系统完全可以通过地震的构造及反应波组结构变化的属性(相干、倾角、曲率等)进行表征;分米到几十米尺度(meso-size)的裂缝系统主要依靠P波或PS波的方位各向异性及横波分裂特性来预测。
图2.3.3 裂缝定量测量示意图
地震品质因素和各向异性
岩石品质因素（Q值）是度量介质对地震波能量吸收（非弹性）的重要参数，其倒数Q-1与单位周期内地震波能量耗散成正比。Q值与压力、温度、岩石类型、裂隙及熔融状态关系密切。图1.7表示S波Q值随压力增加而指数增加的规律，并说明辉长岩及榴辉岩Q值小，对地震波能量吸收大；而纯橄榄岩及二辉岩Q值大，由于石榴子石熔点低，部分熔融可进一步降低榴辉岩的P波及S波的Q值，对分辨橄榄岩型地幔及榴辉岩型地幔有一定意义。
地震波速的各向异性对区分橄榄岩和榴辉岩也有重要意义，因为橄榄岩内由于晶体定向而具有较强的各向异性。片麻岩也具有明显的各向异性，它随压力增大而指数衰减（图1.8）。地震各向异性系数定义为：
后板块地球内部物理学导论
其中：Vmax为波速最大方向的波速；Vmin为最小方向波速；Vavg为平均波速。上地幔橄榄岩的λ可达10%～15%左右。
现在来看看华北地台基底结晶岩波速的实验测定结果（图1.9）。左图显示Vp和Vs随温度和压力的变化，三个坐标轴上波速的不同显示了明显的各向异性，Z方向Vp和Vs都比水平方向小。右图表示了结晶岩Vp与岩石成分（SiO2含量）的关系，由Vp值可确定上地壳岩石SiO2含量达55%～80%，而地壳底部岩石SiO2含量小于55%。
图1.7 S波Q值随压力变化
图1.8 地震各向异性系数与压力的关系曲线（石英云母片麻岩）
图1.9 华北地台岩石的地震波速及其方向性（左）以及与SiO2含量的关系（右）（Kernetal.,1996）
左图：（a）为室温下Vp随压力变化；（b）随温度变化；（c）为S波分裂：沿XYZ三个构造方向Vs不同。岩石样品为角闪岩。右图为P波速度对岩石成分的统计结果
中国西部上地幔各向异性特征
经过近十几年的努力，宽频地震探测的结果已经使我们获得了青藏高原上地幔各向异性分布的粗略轮廓。图9.5.1是由目前收集到的大部分资料编出的，主要包括中美合作格尔木-日喀则(曾融生等，1992，1996)、中美合作帕里-萨马达、萨马达-纳木错、德庆-龙尼错(K.D.Nelson等，1993;D.E.McNamara，1994;HuangWei-Chuang，2000)、中法合作定日-唐古拉山口(Hirn等，1995)、唐古拉山口-格尔木、茫崖-若羌、库车-克拉玛依、共和-玉树(姜枚等，1993，1995，1996，1998，2000)、叶城—狮泉河(薛光琦等)、新疆西部境外(P.Davis，1997)、塔里木盆地南缘(高弘等，1997)等地震剖面资料。
图9.5.1 青藏高原及其周边地区剪切波各向异性图
从图9.5.1中可以看到，组成青藏高原的各个地体的内部一般都具有相近的各向异性方向，各地体上地幔各向异性方向多为北东向，以巴颜喀拉地体为例，其主体部分的各向异性方向在两条剖面上均以北东向为主，而且强度较大，沿格尔木-定日剖面，从沱沱河至昆仑山口都是沿北东方向，这是值得重视的特征，它与地表山系，主要构造断裂带以及褶皱的方向常常有较大夹角;图9.5.1提供的构造方向与各向异性方向的差异是非常清楚的实例。此方向应是上地幔物质运移的方向，是在印度板块和其他板块整体向北移动过程中上地幔物质的受剪切作用的运移方向，所以，这个方向在各地块中并不一致。但是大致以北东向为主，它反映了青藏高原所受应力作用的主要方向。在西藏南部喜马拉雅地区已作的震源机制研究也证实了印度板块俯冲到欧亚板块内所具有的北东向主应力方向和俯冲断层倾角小于35°的特征，反映了本区的动力学特征和隆升的模式(Fitch，1970;Monlar等，1973，1983;Chandra，1978;郑斯华，1992;张春贺，1999)。显而易见，作为物质运移方向，它与特提斯洋盆的开合，中生代以来的造山作用和板块拼接有密切关系。众所周知，上地幔各向异性的方向与强度主要取决于上地幔岩石中橄榄石等结晶矿物的主导排列方向，而岩石中片理面的方向平行于板块的界面。上地幔的横向不均匀性是引起S波分裂的主要原因。基于这样的出发点，我们可以提出以下结论:
(1)在青藏高原各地块内，引起S波分裂的上地幔岩石深度大约在200km范围上下，主要来自尖晶石橄榄岩到石榴子石橄榄岩晶格的定向排列。快速波与慢速波的时差δt常常超过1.0s，不可能来自地壳的浅部，同时，由于存在时差大于2.0s的观测结果说明上地幔在更大深度上可能也存在引起S波各向异性的不均匀性。
在200km以上在同一地块内具有地壳与上地幔形变的连贯性，各向异性方向相同，可能自太古宙克拉通它们就保持着平行作用，同时发生形变。从南向北，大致呈北东方向，到北部边缘逐步转向北东东和东西向。
在拉萨以北，较强的上地幔各向异性的方向是与印度板块向北东方向运动的主方向相吻合，这是非常重要的事实。岩石各向异性表明沿地震波传播速度较快的方向是受应力剪切作用较强的方向，依各向异性方向来推断主应力剪切作用方向。可以看到，在印度板块与欧亚板块的碰撞过程中青藏高原受挤压隆升的同时，组成青藏高原的各地块在南北向挤压力作用下，伴随隆升还有上地幔物质向两侧的挤出，显然，北部向东的挤出状况很明显。在拉萨地块北部，各向异性的快速波偏振方向亦逐渐转向北东向、东西向直到玛沁转为南东向，这是物质向南东方向挤出的显示(Silver，1988;G.Wittlinger，1998)。
(2)高原内部各地块各向异性的方向与各地块边界缝合线、断裂带及地表山脉走向不一致，这是由于上地幔的岩石中结晶矿物的排列受着地块北移的应力影响，在南北挤压力作用下碰撞、拼合、地壳增厚形成以近东西向为主的山系和断裂带、缝合线，它们的走向与各向异性方向不仅不会平行，而且可能有很大夹角，但在地壳缩短、增厚过程中地壳与上地幔实际上是连在一起的，同时发生形变(图9.5.2)。
(3)高原边缘以阿尼玛卿和阿尔金断裂带为代表的走滑断裂带附近，地震各向异性的方向平行于断裂带的走向，这种方向上的一致，表明地表观测资料所显示的活动断裂特征与上地幔各向异性特征有关系，在断裂活动的地质研究中，都表明走滑断裂是有较大深度的断裂，在这里上地幔物质的移动方向是与断裂一致的。在北昆仑断裂上亦具有同样特征。这里不仅地壳增厚、山脉形成，而且上地幔物质的运移并不是一直在沿着俯冲带向下移动，而可能是进入地幔的密度大的冷地壳成为上地幔物质移动的新障碍，使上地幔物质向两侧挤出，推动着走滑断裂的活动。这样各向异性与断裂山系方向也就大致相同了(见图9.5.2)。
图9.5.2 昆南走滑断裂带及两侧构造平面图(据许志琴，1994)
9.5.1 沿缝合带和走滑断裂的上地幔各向异性特征
图9.5.1中，玉树附近，玛沁、温泉、格尔木、阿尔金山一带均出现一些与缝合带、走滑断裂平行的各向异性观测结果。这在青藏高原北部、东部是个普遍现象。这与上地幔物质运移方向的改变有直接关系。
事实上，自印度板块与欧亚板块碰撞(60Ma)以来，各板块之间的作用没有停止，强大的会聚力形成了延续的变形。板块的碰撞、俯冲使上地幔物质在向北东方向运动的过程中受到了俯冲带的阻挡，在南北挤压下，就会沿走滑断裂向两侧挤出。在青藏高原东北部主要表现为向东的挤出。上地幔岩石圈的各向异性方向与挤出的方向一致，相对强度大。
图9.5.2是昆南走滑断裂带及其两侧的构造平面图，在巴颜喀拉-松甘地体、羌塘地体内各向异性方向明显与断裂、褶皱的方向有较大夹角。可是，到达昆南断裂，特别是向东挤出的阿尼玛卿缝合带附近，各向异性的方向改变成NW向，与其平行。值得提到的是，在分析上地幔各向异性的特征时，我们注意到:
青藏高原北部沿着茫崖—格尔木—玛沁一线的各向异性是变化的，它表明在同一条断裂带上具有不同的断裂性质。实际上，位于东昆仑地体与巴颜喀拉-松甘地体之间显示古特提斯洋盆特征的阿尼玛卿构造带在应变形式及机制上具有分段性特征，西段(布青山以西)以左行走滑运动为主，又称昆南走滑断层，中段(布青山至花石峡)以斜冲运动为主，东段(花石峡—玛沁)转化为由北往南的逆冲运动(许志琴，1994)，各向异性的方向亦与断裂一致。
宽5～6km的糜棱岩带及高剪切应变岩石构成了中-西段大型走滑韧性剪切带主体。研究表明，剪切带的岩石组合主要为花岗质糜棱岩、千糜岩、片麻岩、云母片岩以及角闪片岩等，面理倾角较陡(北倾)，拉伸线理呈水平产出，旋转应变及石英C轴组构呈现了左行走滑特征。后期的脆性应变叠置在韧性应变之上，沿剪切带碎裂岩的发育，雁行式地表高地、地表凹陷及河流阶地的错开均指示出左行走滑特征。
沿走滑带及北侧的花岗岩均为剪切应变产生的同构造花岗岩。走滑断层东段(花石峡一带)缩短方向为30°～45°E，NE—SW向缩短率为70%～80%，近EW向缩短率为15%;西段(昆仑山口一带)缩短方向20°～30°E，缩短率为60%(李海兵，1996)，伴随走滑的同构造花岗岩的形成时代(240～220Ma，150～140Ma，120～100Ma以及20Ma)基本可以代表剪切带走滑的时代，表明韧性走滑开始于T2—3，直至20Ma，20Ma以来为脆性走滑性质。
与金沙江断裂带同样具左行走滑性质，从印支期直至20Ma由韧性向脆性转化表明，位于高原北部的地体从印支期开始便产生逐一向东挤出的运动。在东部各向异性方向亦与断裂方向一致。
位于羌塘地体内部，唐古拉山口东西带，存在着各向异性方向变化的位置，从北东方向转变成近东西向，再向北又变成安多附近的北东向，这种变化出现在羌塘地体的不同剖面上，这可能表明在羌塘地体内存在着一个阻碍物质运动的剪切带，将方向转变成近东西方向。同时，前面已提到，在拉萨地体北部距BNS100km处，各向异性也存在方向和强度突变的位置可能正是印度板块岩石圈向北推进的位置，也正是两处Δg低的位置，而此位置与雅江之间的一段，陈望平认为欧亚板块与印度板块相重叠的印度板块北端位于此处(见图9.5.2)。这个推论有道理，可是位置与BNS有一定距离，我们在多个剖面上发现各向异性的突变位置在BNS带的两侧，既不是在BNS带上，也不在ITS带上。
9.5.2 各向异性特征与上地幔低速体关系
在青藏高原范围内已经获得的上地幔各向异性的强度大小与方向均与岩石圈的低速体有明显的关系。在巴颜喀拉地体内观测到强度较大的北东向各向异性(见图9.5.1)。与其边缘断裂附近的各向异性的方向不同，在地体范围内北东向异常正是岩石圈现今所受应力的方向，表示上地幔物质运移的方向。其强度亦较大，此处在地震层析的速度图像上具有低速体(见彩图22)，位于200km深度的上下100km范围内，可能正是软流圈物质上升的显示，热物质侵入到上地幔上部，部分又继续上升到下地壳，甚至可能还与地表的火山岩有关。正是上地幔的热物质使岩石晶体沿着现今应力的方向重新排列。产生了较强的各向异性。
相反，在稳定地块如塔里木盆地内，往往见不到明显的各向异性的异常(见图9.5.1)，在塔里木盆地南缘的少数台站上观测得到的各向异性没有肯定的方向(高锐，2000)。
9.5.3 地体东西的各向异性对比
从图9.5.1中首先可以看到狮泉河以北段的各向异性特征，该处的台站正位于班公错-怒江断裂的西端，临近空喀山断裂和喀喇昆仑断裂，所得到的各向异性方向大致为北东方向，在穿过班公错-怒江断裂时其方向没有发生变化，其方向发生明显变化的位置是在南端狮泉河附近，离开班公错-怒江断裂带约100km，各向异性方向转成近东西向。这个特征与前面各向异性分析已指出的特征惊人的相似。在唐古拉山口以南穿过班公错-怒江断裂带时同样没有改变其北东方向，其发生变化的位置正好也在断裂带以南100多千米处，即拉萨向北100km处。两条相距近1000km的剖面，其结构如此相似，进一步说明如下:
第一，羌塘地体岩石圈固有的各向异性方向为北东向，它们在青藏高原各地体拼合过程中受印度板块向北推进的影响，长期受北东向构造作用的影响而形成，该地体岩石圈的各向异性，当然也可能是更早期构造作用下形成的固有的方向，只是其方向在地体拼合过程中其内部没有发生大变化，从唐古拉山口到日土的羌塘地体保留着此方向的稳定性。
第二，班公错-怒江断裂带作为羌塘地体与拉萨地体的分界线主要是地表的分界的位置，在深部，岩石圈的分界线应在断裂带以南100km处，或以北的唐古拉山口一带。
9.5.4 青藏高原电性结构及其对岩石圈研究的意义
大地电磁法是一种天然源的频率域电磁法。它以天然的平面电磁波为场源，通过在地表观测相互正交的电磁场分量来获取地下地电构造信息。由于天然场中含有从高频到低频丰富的频率成分，而不同频率成分的电磁波具有不同的穿透(趋肤)深度，因而大地电磁法能达到测深的目的。在研究壳幔构造方面，大地电磁法和地震方法一起被视为两大支柱方法，两者相互验证、相互补充，在世界范围内解决大陆动力学问题方面已有许多成功的应用范例。
9.5.4.1 野外数据采集
根据研究目标，在西藏近南北向布设了横跨青藏高原的3条大地电磁测深剖面，测线位置见图4.1.9。野外工作分别于1995年和1999年夏天进行，共完成测点92个，其中宽频测点92个，LIMS测点57个，沿南北剖面总长度近1200km。从南往北，第一条是亚东-雪古拉剖面(简称100线)，南起高喜马拉雅构造带的亚东，向北横穿特提斯喜马拉雅，抵达冈底斯构造带南部的雪古拉，剖面全长250km，沿剖面布置29个测点(其中24个LIMS测点);第二条是达孜-巴木错剖面，剖面全长185km，沿剖面布置16个测点(其中8个LIMS测点);第三条是那曲-格尔木剖面，剖面全长507km，沿剖面布置47个测点(其中25个LIMS测点)。
以上3条测线多数点距在10km左右，少数点距放宽到20～30km，重点构造和关键地段作加密观测。
野外数据采集将宽频带大地电磁系统(V5和MT24)和超长周期大地电磁系统(LIMS系统)配套使用。宽频带仪器具有遥感远参考的功能，其工作频率范围在250～0.0005Hz之间。为确保宽频带数据质量，每个测点的记录时间不少于20h。LIMS系统是目前用于观测长周期大地电磁场信号最先进的仪器，是加拿大凤凰(PHOENIX)公司生产的，采集信号的周期在20～30000s之间。为了保证获得高质量的长周期数据，一般是多台LIMS系统同时工作，每个LIMS测站都可互为参考，实现远参考技术，每个测点的记录时间一般在三个星期以上。
9.5.4.2 资料处理与反演
在对西藏大地电磁资料的处理中，系统应用了现代大地电磁数据处理和反演技术，在方法技术上为获取可靠的地电模型提供了保证。具体体现在:
(1)时间序列资料的处理。首先对所有测点的时间序列资料进行了筛选，然后采用了带远参考的ROBUST估计处理时间序列资料，最大限度地保证了估计出的大地电磁响应的质量。
(2)两种仪器资料的拼接和个别频点畸变资料的校正。在西藏采集的大地电磁资料，由于是采用两套不同的仪器系统观测的结果，在对资料进行拼接时，个别测点发现视电阻率资料间有小的平移，相位资料连接得很好，对于这种测点，应用RHOPLUS理论，以LIMS资料为准对MT24仪器的视电阻率资料进行了严格的处理。对于个别频点值的分布不正常，或者几个连续的频点不正常的情况，也同样运用RHOPLUS理论对其进行了严格的校正。
(3)对地下地质体构造走向的确定。对拼接后的每个点的资料，均进行了阻抗张量分解。分解结果表明:对于3条测线，大部分测点在大部分频段范围内具有近东西向的区域走向分布，也有部分测点三维畸变程度比较严重。
(4)二维反演。由于3条测线大部分测点具有近东西向的区域构造走向，因此进行二维反演时，剖面的投影方向为南北向。实际测点的分布并不是严格分布在南北向的直线上，为此，把每个测点均垂直投影到南北向的直线上，以获得与区域二维构造平行和垂直的大地电磁响应(即TE和TM模式)。由于TM模式的数据相对于TE模式的数据来说对局部三维体的影响不太敏感，考虑到每条测线均有部分测点三维畸变比较严重的情况，笔者采用共轭梯度反演法，对每条测线均选取TM极化模式的视电阻率和阻抗相位数据参与反演，获得了3条剖面电阻率模型，将3条剖面拼接，形成了亚东-格尔木剖面的电阻率分布图(彩图28)。
9.5.4.3 亚东-格尔木剖面的电阻率结构特点及其对岩石圈研究的意义
青藏地区亚东-格尔木大地电磁剖面从电性层分布、低、高阻体形态与产状上看大体可划为3段:①那曲以南地段，电性层比较薄，低阻体多呈串珠状断续分布，产状明显北倾，倾角在20°～30°左右。②那曲-雁石坪地段，电性层厚度有所增加，低阻体或高阻体呈近于水平薄板状分布。③雁石坪以北地段，电性层厚度较大，低阻体呈大透镜体状较连续地向南倾，倾角40°左右。
上述3个地段的电性层差异，主要受印度板块和欧亚大陆碰撞机制及其岩浆活动性的控制。
大量地质资料表明，印度板块是以不均衡的速度向欧亚大陆碰撞的，其前锋在现今的帕米尔高原，相当于巴基斯坦—塔吉克斯坦一带，而其两侧翼则以与轴线60°夹角向东西两侧展开，因而在碰撞带不同部位上应力场将有所差异。中国青藏地区是处于其东侧的复合应力场环境中。它一方面承受着由南向北俯冲而产生的纵向压应力，另一方面又受侧翼的横向拉张而产生的剪切应力(许志琴，1996，2004;袁学诚，2005;葛晓虹，2002;P.Tapponnier，2001)。
在青藏地区纵向压应力由于受北部塔里木刚性体的影响使不同的地段有不同的状态。在雅鲁藏布江附近，纵向压应力最为显著，规模较大，明显向北倾斜，从而使前中生代地层叠置、变质、变形、破裂，并散布于地壳表层，构成了连续的高阻体。在北部的格尔木—雁石坪一带则出现一系列的向南倾斜的推覆构造，并且愈向北，倾角愈陡。如在藏北、青海西部等地所见的前古生代地层不整合在中生代地层之上。这种现象在某种意义上反映了印度板块向北俯冲时，元古宙已固结的塔里木刚性地块相对地向南运移，它不但造成南倾的高阻的前古生代地层在浅部分布，而且使格尔木—昆仑山一带结晶基底向南深埋(Wittlinger，1996，1998;XuZQ，1999)。
横向拉伸最主要表现在北东向和北西向一组剪切构造上，这组构造在浅部将岩层切割成一个个断体，为岩浆活动提供了空间。而在深部这组构造将极大地影响深部物质的运移。例如在天然地震的剪切波各向异性上，在高喜玛拉雅为NW向，而在拉萨—安多—格尔木一致为NE向，反映了岩石圈物质运移的动向(A.Hirn，1995;JiangMei，2003;姜枚，1996，1999;史大年，1996)。
彩图29给出了亚东-格尔木剖面的远震地震层析图像，从100km以上的相对速度的变化可以看出，该图的高速、低速体的分布特征与彩图28的高阻、低阻体的分布特征有许多的相似之处。从这种对比中，结合地质研究可以作出进一步的分析。
在上述构造背景下，与地球物理场分布有密切关系的区域岩浆作用，其形成时期，主要岩性、产状以及岩石的物性上都有明显差异。在那曲以南，岩体以喜马拉雅期和燕山期为主，除蛇绿岩外主要为浅色花岗岩，并且区域动力变质与混合岩化比较普遍，反映了熔融作用十分发育，岩体规模大，多为岩基状，在物性上属低阻、低速。在那曲—雁石坪之间，岩体以燕山期为主，喜马拉雅期次之，多为花岗岩、花岗闪长岩，局部见新生代玄武岩或玄武安山岩，规模较小，呈小岩株，受断裂构造控制，在物性上多为中阻、中速，个别为低阻。在雁石坪以北，以华力西期岩体为主，其次为印支期，多为花岗闪长岩，并由大小不一的岩株、岩基组成岩带，受控于构造带(崔军文，1992;青海省地质图，1988;西藏自治区地质图，1988)。岩体多为高阻、高速，少数为中阻、中速。
上述构造和岩浆岩特点分布表明，亚东-格尔木大地电磁剖面在那曲以南地段，由于受印度板块向欧亚大陆板块俯冲的影响，沿着俯冲带产生了广泛的熔融或部分熔融，构成了一个低阻带。而其上覆由于受纵向挤压作用使前中生代地层重叠、变质、变形，形成一高阻带。然而上述的高阻带与低阻带在横向剪切构造作用下均成为小块状。因此在这一带不论是高阻体，还是低阻体，在50km以上均呈串珠状断续分布，并受俯冲作用控制，明显向北缓倾斜，而在50km以下仍反映青藏地区的岩石圈特征，呈一高阻、高速体。
在剖面北部，相当于雁石坪以北地段，由于印度板块向北俯冲时使刚性的塔里木地块相对南移，垫托在青藏高原之下，而表层的推覆构造又将下伏的前古生代变质岩系推到浅部，从而在剖面上出现了深部大面积南倾的高阻、高速体，和浅部(50km以上)孤立的高阻、高速体。在这过程中熔融作用比较微弱，至今没有发现与其相伴的中新生代岩体。虽然这一带印支期和华力西期岩体也比较发育，从成岩性质讲亦属熔融作用产物，但其形成时限至今已超过200Ma，基本冷却了，与基底的长英质岩石物性没有多大差别，所以不可能构成局部明显低阻、低速体(带)，因此在剖面900km附近(50km以下)有一较大规模低阻体出现，很难用中新生代或华力西期、印支期部分熔融产物来解释。它的出现可能是深部热流作用的结果，可能正是所谓地幔羽的一部分，也就是该处可能存在一个热源或深部岩浆活动区(许志琴，2004;XuZQ，1999)。
在剖面中部，相当于那曲至雁石坪之间。这是高原的腹地，也是印度板块向北俯冲，刚性塔里木地块相对南移共同影响的关联地区。从大地电磁剖面看，由南向北倾斜的串珠状低阻体在那曲附近(500km附近)逐渐向下延伸，而由北向南延伸的低阻体在雁石坪附近呈水平产出(700km附近)，这说明南、北相向运动不是对称的。相对而言由南向北运移倾角比由北向南的陡，速度比后者快，因而在此处交汇叠置时呈现较平缓的产状。
这种构造特征在区域横向剪切构造作用下必然形成大面积的沉陷，接受了巨厚的中、新生代沉积，成为青藏高原海拔最高地区和特有的负磁异常区，同时在横向剪切构造作用下导致了深部玄武岩浆沿着构造交叉部位喷溢，形成了规模不等、形状不一的(安山)玄武岩体，反映了该区又是地幔活动频繁地带。
