青藏高原东南缘地区是青藏高原现今地壳形变和地震活动最强烈的地区之一，也是研究青藏高原现今地壳形变模式和构造演化规律的热点地区.在过去的三十多年里，对于青藏高原地壳形变模式的认识主要分成了两派学说，即“刚性块体模型”^[1-4]和“塑性薄皮模型”^[5-7].随着研究的深入，尤其是GPS技术在该地区地壳形变研究中的广泛应用，大量的成果显示这两种极端模型都不能用来解释青藏高原现今的地壳形变特征，需要一种介于两种模型之间的新模型来解释.Shen^[8]和Royden^[9]提出了三维塑性“管道流”模式，认为围绕东喜马拉雅构造结的顺时针旋转可能起因于深部印度地幔与亚洲地幔之间的右旋剪切以及浅层高原向东的重力扩展.Replumaz^[10]则对传统“刚性块体模型”进行了改进，认为青藏高原的地壳形变特征在碰撞的不同时期，“刚性块体模型”和“塑性薄皮模型”分别占主导作用，现今的地壳形变可能以隆升和挤出作用为主.Thatcher^[11]则通过微型块体的运动特征来解释这种青藏高原的地壳形变特征，将青藏高原划分成了11个准刚性的微型块体.

作为青藏高原向东挤出最为强烈的地区之一，“刚性块体模型”认为区域地壳运动是刚性块体挤出的表现形式，而“连续变形模型”则认为以青藏高原隆升后的重力滑塌为主.现今GPS 的观测结果显示，青藏高原东南缘内部各个部分的地壳形变特征并非一致，其中在巴颜喀拉块体东南缘的龙门山地区表现为强烈的挤压作用，而川滇地区则表现为围绕着阿萨姆角作顺时针旋转，且在旋转运动的各个阶段呈现不同的地壳运动特征^[12-14].这种区域地壳运动特征的差异性则主要以活动断裂的活动方式来体现，因而形成了该地区不同活动习性断裂有规律的区域分布，对于这些断裂的活动习性的研究表明该地区存在着大量的活动断裂带，且具有较大的滑动速率^[15-21].伴随着强烈的地壳运动和活动断裂带的高速滑动，该地区强震活动频繁发生，其中包括了多次7级以上地震，如2008年汶川M_S8.0地震等，这些地震的震源机制分布似乎也存在着一定的规律性^[22-25].阚荣举等^[22]根据该地区的构造应力场和活动断裂带分布特征，提出了川滇菱形块体的概念，该菱形块体主要由鲜水河-小江断裂带、红河断裂带和金沙江断裂带围限，并将这一块体的边界断裂带的地震活动性进行了分段研究，认为地震活动主要受控于菱形块体的运动，后续的研究基本都继承了这一认识^[26-28].基于上述活动断裂与地震资料，徐锡伟等^[16]综合了历史地表破裂资料、主干断裂和次级活动断裂的展布等特征，将该地区划分成了马尔康块体、川滇菱形块体、保山-普洱块体和密支那-西盟块体等4个一级块体；马文涛等^[24]通过对哈佛大学矩心震源机制解进行分类，给出了各种类型地震的分布区域，并依此认为该区域地壳形变存在着块体运动特征，对徐锡伟等^[16]的分块模型进行了验证.Shen^[14]则利用分布于该地区的跨1998-2004年的GPS资料对该地区进行了块体划分，将该地区分成了阿坝、龙门山、雅江、香格里拉、滇中、保山、临沧等7个微型块体的运动，并给出了这些块体的运动特征.上述两种分块模式都能够解释区域地壳形变的主要现象，但由于只考虑到主要断裂带的活动习性和GPS速度场特征，在GPS 站点较少以及断裂带研究程度较低的地区，存在着一定的模糊带.历史地震分布及其地表破裂特征和震源机制解的变化特征可能对于研究这些地区的分块特征以及完善块体模型的工作具有很好的意义.

本文拟综合分析上述活动断裂带、历史地震地表破裂资料、GPS显示的现今地壳形变资料和震源机制解，首先以活动断裂带的活动习性为基础，对该区域进行微型块体的划分，然后基于GPS 资料、震源机制解分类类型以及历史地表破裂资料对这些块体进行调整，最终确定这些微型块体划分并计算各次级块体运动学特征，最后讨论该地区现今地壳形变机制与动力来源，为今后的地壳形变和地震学研究提供基础.

青藏高原东南缘地区由于强烈的现今地壳形变特征，形成了一系列大型活动断裂带，并在这些大型活动断裂带上发生了多次历史地震，这些资料为我们研究这些断裂带的活动习性和地壳形变特征提供了基础.该地区主要活动断裂带、历史地震活动及地表破裂段的展布情况见图 1.其中历史地震地表破裂段除近年来发生的地震外，其他均大于7¹/₄ 级，根据经验公式破裂长度大致在40km 左右^[29].

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东南缘主要活动断裂与强震活动图活动断裂资料来源于徐锡伟等[16],历史地震破裂资料中震级除标定为Mw外，其他均为Ms震级. EKL-Fau:东昆仑断裂带；NBWQL-Fau:西秦岭北缘断裂；LRB-Fau:龙日坝断裂；MJ-Fau:岷江断裂；LMS-Fau:龙门山断裂带；PQ-Fau:平武一青川断裂；GY-Fau:甘孜一玉树断裂带；XSH-Fau:鲜水河断裂带；ANH-Fau:安宁河断裂带；ZMH-Fau:则木河断裂带；DLS-Fau:大凉山断裂带；XJ-Fau:小江断裂带；GL-Fau:甘孜一理塘断裂带；LT-Fau:理塘断裂带；LX-Fau:丽江一小金河断裂带；CH-Fau:程海断裂带；QJ-Fau:曲江断裂带；JSJ-Fau:金沙江断裂带；DZD-Fau:德钦一中甸一大具断裂带；HH-Fau:红河断裂带；NJ-Fau:怒江断裂带；WT-Fau:畹町断裂带；NTH-Fau:南汀河断裂带；LL-Fau:龙陵一澜沧断裂带；DL-Fau:打洛断裂带；DBF-Fau:奠边府断裂带. Fig. 1 Main active fault and historical strong earthquakes in the southeastern margin of the Tibetan plateau Active fault is originated from Xu[16], magnitude is Ms if not marked.

这些主要活动断裂带包括了龙日坝断裂带、龙门山断裂带、甘孜-玉树断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带、大凉山断裂带、小江断裂带、理塘断裂带、丽江-小金河断裂带、德钦-中甸-大具断裂带、玉龙雪山北麓断裂、曲江断裂带、红河断裂带、金沙江断裂带、龙陵-澜沧断裂带、南汀河断裂、岷江断裂等.主要活动断裂带的全新世滑动速率见表 1，强震破裂发震断层与时间见表 2.根据上述资料，我们对该地区的块体模型进行了初步划分，结果见图 2.

表 1(Table 1)

表 1 川滇地区主要活动断裂全新世滑动速率一览表 Table 1 Holocene slip rate of the active faults in Sichuan-Yunnan Region

表 1 川滇地区主要活动断裂全新世滑动速率一览表 Table 1 Holocene slip rate of the active faults in Sichuan-Yunnan Region

表 2(Table 2)

表 2 川滇地区主要强震发震断层与时间 Table 2 Occurrence time of strong earthquakes and seismogenic fault

表 2 川滇地区主要强震发震断层与时间 Table 2 Occurrence time of strong earthquakes and seismogenic fault

图 2

Fig. 2

图 2 青藏高原东南缘块体运动初步模型 Aba sub-block:阿坝次级块体;Longmenshan sub-block:龙门山次级块体;Zangdong sub-block: 藏东次级块体；Yajiang sub-block:雅江次级块体；Shangri La sub-block:香格里拉次级块 体；Dianzhong sub-block:滇中次级块体；Baoshan sub-block:保山次级块体；Jinggu sub-block:景谷次级块体；Ximeng sub-block:西盟次级块体 Fig. 2 Preliminary kinematic model of the southeastern margin of the Tibetan plateau

徐锡伟等^[16]依据这些断裂带分段特点，将甘孜-玉树断裂带、鲜水河断裂带、龙门山断裂带和东昆仑断裂带围限的巴颜喀拉块体南部作为一个块体，即马尔康块体；Shen^[14]通过对比GPS速度场的变化认为该块体中间存在着一条速度阶跃带，即龙日坝断裂带^[36]，并将马尔康块体分成了阿坝次级块体和龙门山次级块体.因此在本文初步模型中，我们也沿用了这一划分方案.

在川滇菱形块体内部的划分方案上，徐锡伟等^[16]将菱形块体分成了川西北和滇中两个次级块体；Shen^[14]通过GPS 数据对比认为理塘断裂带是具有一定左旋滑动速率的断裂带，并将川西北次级块体切割成雅江次级块体和香格里拉次级块体，而滇中块体由丽江-小金河断裂带、安宁河-则木河-小江断裂带、澜沧江断裂带组成.其中雅江次级块体由鲜水河断裂带、丽江-小金河断裂带、理塘断裂带等三条断裂带所确定，而该次级块体北边界不明显；香格里拉次级块体由红河断裂带北段、丽江-小金河断裂带、理塘断裂带所确定，同样北边界不明显.本文根据历史地震分布特征和历史破裂分段得到雅江次级地块，与Shen^[14]给出的结果类似，而香格里拉次级地块可能由金沙江断裂带、理塘断裂带、丽江-小金河断裂带和德钦-中甸-大具断裂带所围限，红河断裂带北段现今地壳活动不明显，尤其是右旋走滑作用不明显，主要呈现了尾端拉张特征^{[19， 32， 44]}，因此红河断裂带北段不能够作为次级块体的边界.对于滇中块体西南边界的认识上，红河断裂带和曲江断裂带的全新世滑动速率较大，且曲江断裂带南段发生过1970通海M7.7级地震，向宏发等^[45-46]认为红河断裂带作为一个整体，其右旋走滑运动不仅仅局限在简单的单体断裂带内部，而是涉及到它周边两侧宽达30～50km 的空间域，并认为断裂的滑动速率大致在3～4mm/a，因此可以将红河断裂带与曲江断裂带之间的部分作为一个弥散的边界；对于红河断裂带的尾端拉张部分，许多研究都认为程海断裂带在该地区起到了一个边界断裂带的作用^{[19， 32， 44]}，可以作为滇中块体的边界断裂带；因此本文的初步模型中认为滇中块体可能由程海断裂带，丽江-小金河断裂带，安宁河-则木河-小江断裂带以及红河断裂带与曲江断裂带围限而成.

对于滇西南地区的块体划分上，徐锡伟等^[16]将该地区划分成了两个部分，即龙陵-澜沧断裂带以南的密支那-西盟块体和以北的保山-普洱块体；Shen^[14]将该地区分为保山次级块体和临沧次级块体.由于南汀河断裂带和龙陵-澜沧断裂带在该地区的显着活动性，本文的初步模型将该地区分成了保山、景谷和西盟等3个次级块体.

青藏高原东南缘布设了大量的GPS站点，Shen^[14]利用该地区1998 年至2004 年的200 多个站点1999年、2001年、2004年三期复测的区域观测站资料对该地区进行了断裂滑动速率与活动地块的研究（图 3）.Gan^[47]利用了青藏高原及其周边726 个台站对青藏高原进行了研究，其中基本包括了Shen^[14]的数据.本文为了更好地分析该地区的块体运动特征，选取了Gan^[47]数据中的95°E-107°E，21°N-34°N范围内的292个站点来分析该地区的地壳形变特征.

图 3

Fig. 3

图 3 GPS所给出的青藏高原东南缘现今地壳形变特征（相对于欧亚块体） Fig. 3 Present-day crustal deformation of the Southeastern margin from GPS (relative toEuraisa)

为了能够更好地分析区域块体运动特征，本文分别将这些GPS 站点进行了两步处理，除去所有GPS站点的整体运动情况（图 4）来观察内部变形情况，除去甘孜-玉树断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带和小江断裂带及其向南延伸部分以西所有GPS站点的整体运动（图 5），来观察川滇菱形块体内部各次级块体边界断裂的分布.

图 4

Fig. 4

图 4 除去整体运动后的青藏高原东南缘地区运动学特征（欧拉极为29.3°N,34.5°E;欧拉角为-0.11°/Ma） Fig. 4 Present-day crustal deformation of the southeastern margin after removing the whole movement（Eular pole:29.3°N,34.5°E,Rotation angle:-0.11°/Ma）

图 5

Fig. 5

图 5 除去整体运动后的川滇菱形块体的运动学特征(欧拉极为23.1°N, 94.4°E，欧拉角-0.97°/Ma) Fig. 5 Present-day crustal deformation of the Sichuan-Yunnan rhombic block after removing the whole movement (Eularpole: 23.1°N,94.5°E, Rotation angle:-0.97°/Ma)

从图 4中可以看出，龙日坝断裂带是一条速度梯度带，可以作为阿坝次级块体和龙门山次级块体的边界断裂带；龙门山断裂带具有一定的挤压速率，是龙门山次级块体的边界断裂；甘孜-玉树断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带和小江断裂带及其向南延伸部分具有边界断裂带的性质，其中小江断裂带的西支相对于东支来说速率可能更大，这也与1833年地表破裂带发生在西支相吻合；川滇菱形块体内部围绕着青藏高原东构造结做顺时针旋转.从图 5可以看出，川滇菱形块体雅江次级块体、香格里拉次级块体和滇中次级块体内部变形不大，丽江-小金河断裂带中段具有一定的挤压速率，理塘断裂带具有左旋走滑速率；德钦-中甸-大具断裂带、程海断裂带和南汀河断裂带以西地区拉张作用明显；龙陵-澜沧断裂带有一定的右旋挤压速率；而曲江断裂带和红河断裂带的滑动速率不明显，但在曲江断裂带上发生了1970 年通海M7.7 级地震，显示该断裂带现今活动并不弱.

由于现今地震活动强烈，该地区近几十年来发生了多次中强地震.马文涛等^[24]将哈佛大学给出的大于M_S4.5 级地震震源机制解，分成了走滑型、逆冲型、正断层型和过渡型机制（图 6）.这些震源机制解的类型反映了该地区地壳浅部真实的应力状态，同样GPS给出的应变率场资料也可以反映该地区地表的应力状态，因此可利用震源机制解和GPS应变率场来确定活动块体的边界.从图 6 可以看出，我们根据GPS速度场、应变率场分布特征以及震源机制解的类型得到了这些块体的运动边界.

图 6

Fig. 6

图 6 青藏高原东南缘各次级块体边界 Ⅰ藏东次级块体；Ⅱ雅江次级块体；Ⅲ香格里拉次级块体；Ⅳ滇中次级块体；Ⅴ阿坝次级块体；Ⅵ龙门山次级块体；Ⅶ西秦岭次级块体；Ⅷ保山次级块体；Ⅸ景谷次级块体；Ⅹ勐腊次级块体；Ⅺ西[次级块体. Fig. 6 Sub-blocks and the boundary fault of the southeastern margin of Tibetan plateau Ⅰ Zangdong sub-block, Ⅱ Yajiang sub-block, Ⅲ Shangri La sub-block, Ⅳ Dianzhong sub-block, Ⅴ Aba sub-block, Ⅵ Longmenshan sub-block,Ⅶ West Qinling sub-block, Ⅷ Baoshan sub-block, Ⅸ Jinggu sub-block, Ⅹ Mengla sub-block, Ⅺ Ximeng sub-block.

阿坝次级块体，西边界为高速左旋运动的东昆仑断裂带东南段，左旋滑动速率大致在6 mm/a左右^[34]；南边界为甘孜-玉树断裂带，东边界为龙日坝断裂带.虽然该块体内部也发生了1947年M7.7地震，但该地区尚未有明显的高速活动断裂带发现，因此没有对该块体进行更深的划分，仅在利用GPS计算块体运动时除去了破裂带北西侧的GPS站点.龙门山次级块体的南东边界龙门山断裂带处于高挤压区，汶川地震的破裂一直向北东方向延伸，震源机制解也反映该地震的余震大都为挤压型机制，该破裂段北端的震源机制发生了由北东向挤压转变为北西向走滑构造，因此我们没有以1976年岷江地震的发震断层作为龙门山次级块体的北东边界，而是汶川地震破裂段北东端点为起点沿着走滑型震源机制解向北西方向延伸的断裂（图 6）；龙日坝断裂带虽然未有历史地震分布，但GPS速度场资料和野外历史考察都显示该断裂带的右旋走滑速率的存在，因此可以作为龙门山次级块体的北西边界；鲜水河断裂带具有快速的左旋走滑速率和历史破裂资料，可以作为龙门山次级块体的南西边界.为了比较阿坝次级块体和龙门山次级块体的运动情况，我们在东昆仑断裂带以北的地区按照GPS 速度场特征划分出了西秦岭次级块体，其中主要边界断裂带为平武-青川断裂与西秦岭北缘断裂带.

川滇菱形块体东边界断裂带主要根据历史地震破裂资料和图 4中的GPS资料来划分，其中在小江断裂带的边界问题上，我们以1833年M8级地震破裂段所在的西支断裂作为边界断裂带；小江断裂带向南延伸部分存在多条平行的走滑型断层，包括景洪断裂、勐兴断裂、打洛断裂、奠边府断裂等组成^[48]，从震源机制解资料和图 4、5 给出的GPS 资料上基本可以确认出断裂带的边界.在雅江次级块体边界带的划分上，理塘断裂带两侧的GPS站点较少，我们根据活动断裂带以及历史地震破裂资料确定了该断裂带的位置，其中理塘断裂带南段部分主要根据断裂的分布来给出，该地区存在着三个震源机制解，两侧均为拉张机制（图 6），中间为过渡型机制，由于地震较小，分别为M_b5.0、M_b5.7、M_b4.9级，因此我们仍然将理塘断裂带作为边界断裂带，应变率场也显示该地区没有明显的变形特征，这也与前人结果一致^{[14， 16]}；根据震源机制解的情况，我们确定了雅江次级块体的北边界为甘孜-理塘断裂带，该断裂带以北的GPS站点与雅江次级块体内部的GPS站点差异性较大；丽江-小金河断裂带可作为该次级块体的南边界.香格里拉次级块体北边界金沙江断裂带上发生了多次拉张型机制的地震，GPS速度场和应变率场显示该块体内部变形不大，因此将金沙江断裂带作为北边界；香格里拉次级块体西边界的德钦-中甸-大具断裂带具有一定的右旋走滑特征^[33]，该断裂带以西发生了多次以拉张型机制为主的地震，且地壳形变存在着明显的顺时针旋转特征；理塘断裂带为该次级块体东边界；丽江-小金河断裂带南段作为该块体运动的南边界.滇中次级块体东边界为安宁河-则木河-小江断裂带；根据历史地震及其震源机制解分布特征可将曲江断裂带作为滇中块体的西南边界；程海断裂带具有左旋走滑特征，且与南汀河断裂带的左旋走滑具有一定的连续性^[44]，断裂以西GPS 速度场显示为拉张区，因此程海断裂带可作为滇中块体的西边界；丽江-小金河断裂带为滇中块体的北边界.

川滇菱形块体以西地区，活动断裂带数量较多且规模一般较小，因此对该地区的块体划分较为困难.已有的资料均显示南汀河断裂带在该地区的地壳形变中具有重要的作用，断裂带以北地区主要以拉张为主，断裂带以南地区则以北东向平行的左旋走滑作用为主^{[20， 48]}，因此我们以南汀河断裂带为界，将该地区分为保山次级块体和景谷次级块体（图 6）.保山次级块体由怒江断裂带（Gaoligongfault）、南汀河断裂带、程海断裂带与德钦-中甸-大具断裂带所围限，对于龙陵-澜沧断裂带是否延伸至龙陵地区，已有的GPS资料和历史地震资料均不能说明该断裂带北段的存在，而虢顺民等^[42]在该地区发现的断裂地貌特征，可能是拉张应力场作用下形成的次级断裂.景谷次级块体的南边界为新生的龙陵-澜沧断裂带^[42]，利用GPS 资料和震源机制解分布特征，可以确定出景谷次级块体南东边界为打洛断裂，因此景谷次级块体主要由红河断裂带、打洛断裂、龙陵-澜沧断裂带和南汀河断裂带围限.奠边府断裂带具有一定的左旋走滑速率^{[19， 48]}，且具有地震活动性（图 6），因此我们将奠边府断裂带、龙陵-澜沧断裂带和景洪断裂带围限的三角形区域作为一个次级块体，即勐腊块体.为了比较龙陵-澜沧断裂带两侧的运动特征，我们将龙陵-澜沧断裂带南侧的区域划分成了西盟次级块体.

因此，我们将青藏高原东南缘分成了以下次级块体：阿坝次级块体、龙门山次级块体、西秦岭次级块体、藏东次级块体、雅江次级块体、香格里拉次级块体、滇中次级块体、保山次级块体、景谷次级块体、勐腊次级块体和西盟次级块体等11个部分.

根据相对于欧亚块体的GPS速度场，我们计算了各次级块体的刚性运动特征，在此过程中利用F检验除去了某些不协调的点^{[49， 50]}，华南块体相对于欧亚块体的运动特征来自于Shen^[14]的结论（表 3，图 7）.

表 3(Table 3)

表 3 青藏高原东南缘次级块体运动情况表 Table 3 Sub-block motion parameters in the southeastern margin of Tibetan plateau

表 3 青藏高原东南缘次级块体运动情况表 Table 3 Sub-block motion parameters in the southeastern margin of Tibetan plateau

图 7

Fig. 7

图 7 青藏高原东南缘各次级块体运动特征（a)及其残差（b) Fig. 7 Sub-block motion vector (a) and residuals (b) of the southeastern margin of Tibetan plateau

由于青藏高原位于欧亚板块内部，强震广泛分布于高原内部与周边断裂上，对高原进行活动块体和次级块体的划分无疑是研究青藏高原现今地壳形变的重要途径^{[11， 14， 51-52]}，而强震往往发生在非连续构造变形最强烈的地方，这些地方就是规模不同的断裂系统^[51].地壳形变虽然广泛分布在块体内部，但其积聚和释放能量的方式仍然以中强以上地震的形式来释放为主^[53]，活动断裂围限的次级块体的运动特征是区域地壳形变的有效模型，而实际情况更可能是上、下地壳以及上地幔表现为刚性、弹性、黏弹性结合在一起的混合模式，本文的刚性次级块体是区域地壳形变特征的有效简化，也是上地壳变形实际情况较为理想的模型.因此，通过对青藏高原东南缘地区的历史强震分布、震源机制解和现今GPS观测资料进行分析对比后，本文建立了青藏高原东南缘地区较为详细的次级块体模型（图 7），其中两侧的GPS速度梯度值均投影到与断裂平行的方位上，从图 7a中可以得到断裂的平均走滑与挤压速率值.通过对该次级块体模型的分析，可得到以下结果：

首先，本文划分的次级块体模型与断裂带的活动情况、GPS速度场和强震活动特征有较好的一致性（图 7a）.虽然某些次级块体内的GPS站点较少，导致了块体的欧拉向量值的误差较大，但总体上这些运动特征仍能够很好地反映区域地壳形变的主要特征.其中金沙江断裂带附近的震源机制解为拉张型，与该断裂带右旋走滑作用并非一致，我们认为这种震源机制解是发生在边界断裂带附近、与该边界断裂带垂直的次生构造上，由藏东次级块体受到NNE-SSW 向拉张作用引起；理塘断裂带两侧的速度梯度显示理塘断裂带总体显示一种左旋走滑速率，随着断裂带走向的变化，理塘断裂带从北向南由挤压转换为拉张，其北段的挤压特征与徐锡伟等^[17]给出的地表破裂带资料吻合，而南段的拉张速率与该地区的震源机制解吻合；甘孜-玉树断裂带两侧块体的相对拉张作用比较明显，这种拉张作用可能更多地显示于藏东块体的内部，而块体内部拉张作用为主的震源机制解也与之吻合；鲜水河断裂带两侧显示具有一定的拉张速率，但在南段因为断裂走向的变化而具有一定的挤压速率，这种挤压作用也造成了该地区较为明显的垂直形变特征^[54]；与鲜水河断裂带南段相似，丽江-小金河断裂带东段也显示着一定的挤压特征；丽江小金河断裂带西段两侧显示一定的挤压和左旋走滑特征，其中挤压活动特征更为明显，而该地区未有明显的挤压地貌和垂直速率与之一致，因此我们认为该地区这种挤压活动很可能被更为明显的北东向拉张作用所稀释，未能在地貌上有所显示；龙日坝断裂带具有一定的右旋走滑速率和微量的挤压活动速率，与徐锡伟等^[36]给出的结果较为吻合；龙门山断裂带具有约2.9 mm/a的右旋走滑速率和2.3mm/a的挤压速率；东昆仑断裂带东段从6 mm/a 的左旋走滑速率逐渐减小为0.7mm/a的，与该断裂带的活动习性具有一致性^[34]，而断裂带也显示了一定的挤压活动特征；小江断裂带具有约10mm/a的左旋走滑速率和少量的拉张速率；红河断裂带与曲江断裂带共具有3.8mm/a的右旋走滑速率和少量的拉张速率，与该地区的震源机制解相吻合；小江断裂带向南延伸部分具有大约6.5mm/a的左旋走滑速率，加上奠边府断裂带大约3.6 mm/a 的左旋走滑速率，与小江断裂带约10mm/a的滑动速率几乎相同，显示小江断裂带向南延伸后发生了应变的重新分配；龙陵-澜沧断裂带具有大于3 mm/a的右旋走滑速率，与该地区沿着断裂带的震源机制解一致.值得注意的是，本文模型中最明显的特征为青藏高原东南缘围绕着东喜马拉雅构造结的顺时针转动，其主要体现在保山次级块体较之其他次级块体更为明显的顺时针旋转作用以及保山次级块体东边界断裂的活动特征上.在这一问题上，许多研究都推测德钦-中甸-大具断裂带与程海断裂带、南汀河断裂带一样，应该具有一定的左旋走滑特征^{[19， 44]}，而野外地质调查却显示德钦-中甸-大具断裂带具有右旋走滑速率^[33]，我们的结果很好地解释了这一现象，即德钦-中甸-大具断裂带与程海断裂带、南汀河断裂带断裂滑动性质的不一致性，主要起因于保山块体的高速旋转作用所产生的与香格里拉次级块体和滇中次级块体的速度差的不一致性.我们的结果也显示出南汀河断裂带和程海断裂带的左旋走滑速率较大，在该地区的地壳形变的转换过程中起着非常重要的作用；与走滑作用不同的是，德钦-中甸-大具断裂带与程海断裂带、南汀河断裂带的拉张作用比较一致，拉张作用最明显的地区为程海断裂带地区，其拉张速率达到4.1mm/a.

其次，从次级块体运动来看，块体的整体旋转作用都主要受到了来自某个方向的应力作用，这种应力作用与GPS反映的应变率场应该一致（图 8）.其中西秦岭次级块体顺时针旋转受到了来自北东向的挤压作用；同样，阿坝次级块体也受到了来自西秦岭次级块体北东向的挤压作用而发生顺时针旋转；龙门山次级块体主要受到了华南次级块体的挤压而发生了逆时针的旋转；藏东次级块体则受到了来自南西向的拉张作用而发生了顺时针转动；雅江次级块体主要受到来自鲜水河断裂带的挤压而发生了顺时针转动；香格里拉次级块体受到了来自保山次级块体的拉张作用而发生了顺时针旋转；滇中次级块体受到了程海断裂带地区和曲江断裂带的拉张作用而发生顺时针的拉张作用；景谷次级块体也主要受到了保山次级块体的拉张作用而发生了顺时针旋转，而这种拉张作用也延伸至勐腊次级块体；西盟次级块体则主要受到龙陵-澜沧断裂带北西段的挤压作用而发生了逆时针旋转；保山次级块体则受到了来自该块体以西的缅甸地区的拉张作用而发生了最为明显的顺时针旋转.这种拉张作用也广泛存在于该地区以西的Bhamobasin内部^[55]，震源机制解可显示该盆地内部具有拉张作用存在（图 6）.关于这种拉张作用的力源问题初步认为：由于地势差异而引起的重力滑塌作用可能是该地区拉张作用的重要原因，然而从地形上看保山次级块体与其北侧的Bhamobasin、西侧的缅甸板块均存在着明显的地势差异，而不是地势的逐渐降低（图 8），因此我们认为保山次级块体的边界断裂带具有重要的边界作用，该边界断裂带上受到了来自北向的拉张作用力.这种拉张作用力很可能来自于缅甸板块相对于自身的逆时针旋转而产生的块体西北部分的挤压作用和东北作用的拉张作用^[10]，与这种拉张作用相协调的是GPS研究的结果，显示缅甸板块的西边界断裂带（Kabawfault）南段较北段的速率大^[44].

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原东南缘块体运动及其动力来源， 其中黑色箭头代表主要作用力方向，红色代表运动趋势 Fig. 8 Sub-block motion and dynamic source of the southeastern margin of Tibetan plateau . Black arrows show the main force of the blocks. Red arrows show the motion trend of the blocks

最后，对于青藏高原的变形机制和动力来源方面，许多学者都进行了讨论.青藏高原主体地区的向东挤出作用和青藏高原东北缘的挤压隆升是最主要的现象^[12]，前人也有一些关于整个青藏高原地壳形变的次级块体划分，并取得了很好的研究结果.本文研究的青藏高原东南缘地区位于青藏高原向东挤出最强烈的部位，其中甘孜-玉树断裂带、鲜水河-小江断裂带以西地区的下地壳流动性是近年来研究的重大成果^{[14， 56-58]}.Shen^[8]认为该地区的地壳形变主要受控于下地壳的流动；Bai^[56]利用大地电磁成像的结果显示了川滇地区存在着明显的下地壳流动，流动性的下地壳主要集中在本文的雅江次级块体、香格里拉次级块体、滇中次级块体和保山次级块体下部.

对于甘孜-玉树断裂带与鲜水河断裂带以北的地区，许多研究都得到了这些地区存在着中下地壳的部分熔融状态^{[21， 59-61]}.

对于这种部分熔融状态的中下地壳的解释上，Burchfiel^[62]提出，即使下地壳流模式是正确的，那么汶川地震也表明下地壳的流体也没有延伸到龙门山构造区，软弱而宽广的深部流体不足以支持横向扩展的陡峭地形；Hubbard^[63]通过石油勘探剖面和龙门山地区的地形地貌分析提出不依靠中下地壳流体的挤压作用，仅通过脆性上地壳沿低速层（解耦面）滑脱的逆冲推覆也能维持龙门山构造带目前的陡峻地形.从本文的结果看，该地区的运动特征可以通过龙门山次级块体和阿坝次级块体的整体运动来解释，与Hubbard给出的结论较为一致.

从本文给出的次级块体运动特征及其边界断裂带受力情况等具体特征上分析，青藏高原东南缘的动力来源可以分为两类：其中阿坝次级块体、龙门山次级块体和西秦岭次级块体主要受到了青藏高原东向挤出作用的影响，与Tapponnier^[1]、AvouacandTapponnier^[4]、Thatcher^[11]给出的刚性块体模型相吻合，地壳形变主要集中在边界断裂带上，其中挤压作用主要集中在龙门山断裂带上，而东昆仑断裂带东段的挤压作用也有少量存在，与该地区的地形地表特征吻合，表明块体东向和北向的挤出作用存在于该地区.甘孜-玉树断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带和小江断裂带以西地区的变形机制既有块体的整体运动特征，如雅江次级块体、香格里拉次级块体和滇中次级块体，这些块体均受到了来自青藏高原的挤压作用并表现在甘孜-理塘断裂带、金沙江断裂带和丽江-小金河断裂带的挤压速率上；又有如藏东次级块体和保山次级块体，内部拉张作用明显，表现在其周缘断裂的拉张作用；也有如景谷次级块体、勐腊次级块体和西盟次级块体，内部分布着平行的走滑型断裂.总体而言，刚性块体与重力滑塌作用并存于该地区；结合本文得到的金沙江断裂带、甘孜-理塘断裂带和丽江-小金河断裂带的挤压作用特征以及德钦-中甸-大具断裂带、程海断裂带和南汀河断裂带的拉张作用特征，我们认为该地区的地壳形变主要受到了三种作用力，这三种作用力包括青藏高原主体地区的挤出作用力，表现为两个次级块体之间的挤压作用，主要发生在香格里拉次级块体、雅江次级块体和滇中次级块体，即川滇菱形块体地区；重力滑塌作用力，与之对应的是地势低的块体对地势高的块体的拉张作用力，主要发生在藏东次级块体，保山次级块体及其相邻地区；而东喜马拉雅构造结的楔入作用对整个区域的顺时针旋转具有重要的作用.

基于上述观点，我们认为青藏高原东南缘的地壳运动特征与Shen^[8]和Royden^[9]给出的结论相一致.再结合Replumaz^[10]关于青藏高原的刚性挤出与挤压隆升分阶段的主要作用结论，我们可以认为青藏高原东南缘地区存在着分阶段变形模式.“刚性块体”模型的挤出作用和“塑性薄皮”模型的隆升作用使得青藏高原面积不断增大和地势不断升高，在此过程中地壳在垂直方向上也发生了明显的增厚、地壳与地幔的解耦，形成了流动的下地壳；水平方向上中上地壳由于块体内部受力的不同而发生了块体的破解，形成了次一级的块体.在流动的下地壳的拖曳力作用下形成了块体挤出和重力滑塌并存的形变模式；另外，缅甸块体旋转对本区域的拉拽作用也使得这种滑塌作用更为明显.

综上所述，青藏高原东南缘可以划分为11个次级块体，利用分布在块体内部的GPS资料计算出了各次级块体的运动特征和边界断裂带的活动习性，认为这些次级块体的运动特征均受到了一种来自其相邻块体的主要作用应力而发生了旋转作用；利用上述结果，讨论了该地区的现今地壳变形机制，认为在巴颜喀拉块体地区地壳形变主要受刚性块体的挤出作用控制，而川滇地区则表现为刚性挤出作用和重力滑塌作用并存；并归纳结果得到下地壳流的拖曳作用是该地区块体挤出和重力滑塌的主要原因，而缅甸板块的逆时针旋转作用在其北部引起的拉张作用可能也是重要因素之一.

感谢两位审稿专家给作者的宝贵意见；另外，北京大学的沈正康教授对作者关于GPS分析块体运动问题上提出了指导性的意见，中国地震局地震预测研究所闻学泽研究员、中国地震台网中心刘杰研究员在成文过程中与作者进行了有益的讨论，作图使用了GMT 软件^[64]在此一并表示感谢.