川滇地区位于青藏高原东南缘，包括多个活动块体和一系列不同规模、产状各异、活动速率不同的断裂，地质构造复杂，是我国地震活动最强烈的地区之一^[1-2]。部分学者分别利用GPS资料和精密水准资料对川滇地区的水平运动特征^[3-5]和垂直运动特征^[6-9]进行研究，此外王双绪等^[10]利用1999~2011年GPS观测资料和1970~2011年水准资料研究了青藏高原东缘三维地壳运动的时空分布特征。但这些研究多数是基于单一的GPS资料或水准资料分析川滇地区的水平运动或垂直运动特征，综合分析相对较少，且研究资料均是多年以前的观测资料。因此，本文利用1999~2018年GPS观测资料和1974~2014年2期精密水准资料研究川滇地区现今三维地壳运动特征。

1 数据和处理方法 1.1 GPS资料

本文选用的1999~2018年GPS观测数据来源于中国地壳运动观测网络。首先利用GAMIT/GLOBK软件对GPS观测数据进行处理，获取测站坐标及卫星轨道的单日松弛解，然后利用QOCA软件进行整体平差，选取分布于全球的多个IGS测站作为框架点，通过平差计算得到ITRF2008框架下1999~2007年、2009~2013年和2015~2018年3个时段的速度场，其中1999~2007年速度场由1999、2001、2004、2007年4期观测资料计算得到；2009~2013年速度场由2009、2011、2013年3期观测资料计算得到；2015~2018年速度场由2015、2017、2018年3期观测资料计算得到。在计算过程中去除2013年芦山7.0级地震的同震位移。

根据计算得到的ITRF2008框架下的中国大陆速度场结果，利用块体旋转得到基于中国大陆整体区域无旋转基准下的速度^[11]，即利用全国速度场计算欧拉运动矢量，然后减去该整体运动量。

1.2 水准资料

采用川滇地区1974~2014年2期精密水准资料进行分析，所有水准资料均采用一等水准观测，第1期主要在1974~1984年完成，第2期在2013~2014年完成，共32条水准路线，约11 000 km，统计公共点780个，水准路线见图 1，各条测线的观测时间见表 1。

水准数据平差采用基于GPS垂直运动速率约束的线性动态平差方法^{[7-9, 12]}，即在线性速率模型假设下，选定某个参考时刻t₀，点i高程为H_i⁰，则在时刻t观测i、j两点之间的高差为：

$ \begin{array}{l} h_{ij}^t = H_j^t - H_i^t = H_j^0 + {V_j}(t - {t_0}) - H_i^0 - \\ {V_i}(t - {t_0}) = (H_j^0 - H_i^0 - ) + ({V_j} - {V_i})(t - {t_0}) \end{array} $

(1)

$ v_{{\rm{lev}}}^i = v_{{\rm{GPS}}}^i $

(2)

式中，h_ij^t为t时刻水准点i和j之间的观测高差，H_i⁰、H_j⁰、V_i、V_j分别为水准点i和j在某个选定的参考时刻t₀的高程参数和速率参数，v_levⁱ和v_GPSⁱ分别为水准网中与GPS约束点距离最近的水准点速率和GPS测站速率。

将川滇地区6个GPS连续站的垂直运动速率作为约束(图 1)，水准点之间的高差作为观测值，采用附有约束的动态平差法计算得到各水准点的运动速率及误差。在选择约束点时，重点考虑GPS测站观测时间长、数据连续且稳定、线性特征较好、在水准网中分布均匀等要求。本文选择的6个GPS连续站均为中国地壳运动观测网络基准站，垂直运动速率误差均小于0.1 mm/a，采用上述方法获得的水准点垂直运动速率是相对于ITRF2008框架，水准点速率误差平均为0.86 mm/a，最大为1.85 mm/a，最小为0.03 mm/a。约束平差的优点是为水准点提供速率基准，可减弱误差积累的影响，使平差后速率精度更加均匀^[13]。为尽量减小汶川地震的同震影响，本文未采用位于龙门山断裂以北的近场水准数据，同时由于本文中芦山地震附近的水准路线基本均在地震发生前观测完成，因此无需考虑芦山地震的同震影响。

2 结果 2.1 川滇地区水平运动特征

利用1999~2018年GPS观测数据获取川滇地区1999~2007年、2009~2013年和2015~2018年3个时段的速度场(图 2)，利用球面最小二乘配置解算GPS应变场的方法^[14-15]获取3个时段的主应变率、东西向应变率和最大剪应变率(图 3)。

由图 2可知，川滇地区3个时段的水平运动速度场方向基本一致，个别地区的速度场方向和量值存在差异，表明川滇地区地壳水平运动整体以继承性运动为主。除华南块体相对稳定外，其他地区的运动速率基本为5~20 mm/a，且青藏高原内部的运动速率明显高于边界地区，反映出青藏高原的强烈活动与周边相对稳定地块的活动差异，且活动块体边界地区的差异运动最强烈^[2]。受青藏块体北东向推挤和青藏高原隆升引起的重力势能影响，川滇地区围绕喜马拉雅东构造结作顺时针转动^[4-5]。由图 2(a)可知，汶川地震后，龙门山断裂带西侧的东向运动速率明显增大，挤压变形较震前明显增强(图 3(b))，表明汶川地震已经释放长期挤压闭锁积累的应变能，现处于震后的调整松弛状态^[10]。最新一期速度场(图 2(b))显示，龙门山断裂带西侧的水平运动速率有所减小，挤压变形明显减弱(图 3(c))，反映出震后调整已经减弱。另外，滇西南地区旋转明显变弱，可能与周边区域构造应力调整有关。

由图 3(a)~3(c)可知，川滇北部地区表现为东西向挤压运动，而滇西北和滇西南表现为东西向拉张运动。汶川地震后，鲜水河断裂带北西段张性运动增强，左旋运动减弱，而安宁河断裂带北段东西向挤压运动增强，这些运动有利于区域构造应力的积累。最新一期速度场(图 3(c))显示，鲜水河断裂带北西段东西向挤压运动增强，而安宁河断裂带北段东西向挤压运动减弱。由图 3(d)~3(f)可知，川滇菱形块体东边界为川滇地区剪切变形最大的区域，汶川地震后，龙门山断裂带剪切变形明显增大。最新一期结果(图 3(f))显示，龙门山断裂带剪切变形明显减小。

2.2 川滇地区垂直运动特征

利用川滇地区1974~2014年精密水准资料，基于GPS垂直运动速率约束的线性动态平差模型获取川滇地区近40 a的垂直运动速度场(图 4(a))，并采用多面函数和移动法综合模型^[16]进行格网化插值，绘制速率等值线图(图 4(b))。

由图 4可知，川滇地区总体呈现差异性隆升运动，且川滇西北部的上升运动明显大于东南部。龙门山断裂带以北、龙日坝以南的高原地区处于快速隆升阶段，速率为3~4 mm/a，略大于郝明^[7]及杜方等^[17]的研究结果；龙门山断裂带南部四川盆地的运动速率为-1~1 mm/a，相对稳定，反映出龙门山断裂带两侧垂直差异运动十分显著。川西高原的隆升速率基本为1~3 mm/a，与王敏^[18]基于GPS资料计算的结果基本一致，其中昌都-马尼干戈-炉霍一带的上升速率为1.5~2.5 mm/a，芒康附近地区的上升速率为1.0~1.5 mm/a，中甸北部地区的上升速率为2~3 mm/a。鲜水河断裂带与龙门山断裂带交汇地区的隆升速率为1.6~2.3 mm/a，与苏广利等^[9]的结论相差较大，造成两者差异的原因可能与使用的水准资料的时间跨度不同有关。理塘-新都桥-炉霍-阿坝一带的上升速率基本为0.5~1.0 mm/a，邦达东部及鲜水河断裂带东南段的上升速率小于0.5 mm/a，相对稳定。

安宁河断裂北部西昌附近地区的隆升速率为0.5~1.5 mm/a，滇西北地区的隆升速率为1~2 mm/a，昆明-新排一带的隆升速率为0.5~1.0 mm/a，新排北部地区的隆升速率为1~2 mm/a。滇西南潞江镇-大勐峨一带的隆升速率为1~2 mm/a，滇西南思茅-江西村一带表现为沉降，速率为-3~-2 mm/a。

2.3 断裂运动特征分析

本文在垂直运动速度场分析基础上，对跨主要活动断裂的水准剖面(图 5)进行分析，各剖面位置见图 1。

图 5(a)为马尼干戈-炉霍剖面，走向SE，跨越鲜水河断裂带北段。由图可知，断裂西侧的隆升速率为1.7~2.2 mm/a，断裂东侧的隆升速率基本为0.3~0.7 mm/a，反映该断裂段存在1.5±0.4 mm/a的正断层垂直滑动。

图 5(b)为龙日坝-成都-绵阳剖面，走向SE，跨越龙门山断裂带北段。由图可知，断裂西侧的隆升速率为3~4 mm/a，断裂东侧的隆升速率为0.5~1.0 mm/a，反映该断裂段存在3±0.5 mm/a的逆断层垂直滑动，表明龙门山断裂带两侧具有显著的差异性隆升运动。

图 5(c)为邦达-芒康-理塘剖面，走向EW，跨越澜沧江断裂和金沙江断裂。由图可知，澜沧江断裂西侧的隆升速率基本为0.1~0.8 mm/a，澜沧江断裂东侧与金沙江断裂之间地区的隆升速率为1.0~1.8 mm/a，而金沙江断裂东侧的隆升速率为0.6~1.2 mm/a，表明澜沧江断裂和金沙江断裂分别存在1.0±0.8 mm/a和0.7±0.5 mm/a的逆断层垂直滑动，与2条断裂的地质背景一致，反映出青藏块体的东向挤压变形。

图 5(d)为新都桥-雅安剖面，走向EW，跨越鲜水河断裂带和龙门山断裂带南段。由图可知，鲜水河断裂带西侧的隆升速率为0.2~0.6 mm/a，鲜水河断裂带东侧与龙门山断裂带之间地区的隆升速率为1.6~2.3 mm/a，而龙门山断裂带东侧的隆升速率为0.6~1.0 mm/a，表明鲜水河断裂带和龙门山断裂带南段分别存在1.6±0.5 mm/a和1.2±0.5 mm/a的逆断层垂直滑动。结合图 5(a)、5(b)可知，2条断裂均具有明显的分段差异性运动特征。

图 5(e)为西昌-会理-南华剖面，走向SW，跨越元谋-绿汁江断裂和安宁河断裂。由图可知，元谋-绿汁江断裂西侧的隆升速率为0.6~0.9 mm/a，断裂东侧及安宁河断裂两侧的隆升速率为0.9~1.5 mm/a，表明元谋-绿汁江断裂存在0.6±0.3 mm/a的垂直滑动，而安宁河断裂在该段垂向差异运动不明显。

图 5(f)为南华-昆明剖面，走向EW，跨越安宁河断裂最南段。由图可知，断裂西侧的隆升速率为1.2~1.5 mm/a，断裂东侧的隆升速率为0.3 ~0.8 mm/a，表明该断裂段存在0.8±0.4 mm/a的逆断层垂直滑动。结合图 5(e)可知，安宁河断裂具有明显的分段差异性运动特征。

图 5(g)为昆明-新排剖面，走向NE，跨越小江断裂。由图可知，断裂西侧的隆升速率为0.3~0.5 mm/a，断裂东侧的隆升速率为0.7~1.0 mm/a，表明小江断裂存在0.5±0.2 mm/a的逆断层垂直滑动。

图 5(h)为潞江镇-大勐峨剖面，走向SE，跨越南汀河断裂。由图可知，南汀河西支断裂西侧的隆升速率为1.8~2.0 mm/a，西支断裂东侧至南汀河东支断裂之间地区的隆升速率为1.1~1.6 mm/a，南汀河东支断裂东侧的隆升速率为0.2~0.6 mm/a，表明南汀河断裂2条分支断裂分别存在0.5±0.3 mm/a和1.0±0.5 mm/a的逆断层垂直滑动。

图 5(i)为大勐峨-江西村剖面，走向SE，跨越孟连-澜沧断裂和打洛-景洪断裂。由图可知，孟连-澜沧断裂西侧的隆升速率约0.5 mm/a，断裂东侧至打洛-景洪断裂之间的地区表现为沉降特征，速率为-0.6~-0.2 mm/a，打洛-景洪断裂东侧的沉降速率约为-1.2 mm/a，表明孟连-澜沧断裂和打洛-景洪断裂分别存在0.9±0.2 mm/a和0.8±0.2 mm/a的逆断层垂直滑动。

图 5(j)为江西村-开远剖面，走向NE，跨越红河断裂南段。由图可知，红河断裂西侧的沉降速率约为-0.6 mm/a，断裂东侧的沉降速率约为-1.0 mm/a，表明红河断裂在该段存在约0.4 mm/a的正断层垂直滑动。

3 讨论

利用2015~2018年GPS水平及垂直运动速度场结果绘制川滇地区三维运动速度场(图 6)，其中等值线为垂直运动速率。

由图 6可知，川滇地区水平运动速度场相对于长时间尺度的垂直运动背景场而言，水平挤压强烈的地区垂直隆升运动也显著，水平拉张的地区在垂直方向上表现为沉降，两者具有较好的一致性。川西高原的隆升运动可能是由青藏高原东向挤压造成的塑性流动受到四川盆地刚性阻挡，产生堆积并形成较大的向上流体压力作用于弹性地壳底部所造成^{[6, 18-19]}。滇西南地区的下沉运动可能与该地区下地壳塑性流体向SE、SW方向运动有关^[6]。川滇菱形块体内部水平形变和垂直形变变化较缓，表明块体主要以整体滑动为主。近期龙门山断裂带西侧高原的水平运动减缓，挤压变形减弱，逐渐恢复至汶川地震之前的状态，可能预示该地区逐渐进入新一轮的能量积累时期，需要持续关注。

4 结语

本文利用1999~2018年GPS观测资料和1974~2014年精密水准资料研究川滇地区现今三维地壳运动特征，得到以下结论：

1) 水平运动以继承性运动为主，近年滇西南地区旋转明显减弱；汶川地震导致龙门山断裂带西侧以及川滇菱形块体东边界构造应力重新调整，近年震后调整明显减弱，正在向震前状态恢复。

2) 垂直运动总体表现为差异性隆升运动，且川滇西北部的上升运动速率明显大于东南部，龙门山断裂带北部高原地区的隆升速率为3~4 mm/a，川西高原的隆升速率为1~3 mm/a，滇西北地区的隆升速率为1~2 mm/a，滇西南思茅-江西村一带的沉降速率为2~3 mm/a，川滇其他地区的运动速率基本为-1~1 mm/a。

3) 主要活动断裂两侧均存在一定的垂直差异性运动，鲜水河断裂带和龙门山断裂带差异性运动明显，并且具有分段性。

4) 川滇地区水平运动和垂直运动在地质构造上具有较好的一致性，近期龙门山断裂带西侧高原的水平运动减缓，挤压变形减弱，可能预示该地区逐渐进入新一轮的能量积累时期，需要持续关注。