0 引言

中国大陆位于欧亚板块东南隅，西南部由于印度板块与欧亚板块的碰撞及持续的向北推挤，在大陆板内地区不仅形成了宽达千余公里的强烈变形区及被称之为“世界屋脊”的青藏高原，而且波及中亚腹地、东南亚和中国东部地区；东部受西太平洋地区各板块俯冲消减的影响，形成了一系列弧后盆地，包括陆缘海和陆内断陷盆地(图 1)。独特的构造背景导致我国成为全球强震活动频繁和地震灾害最严重的国家，同时也使中国大陆构造形成及演化的动力学机制问题成为地球科学研究的前沿热点。

认识中国大陆构造演化的运动学和动力学过程需要对构造变形的定量描述。到20世纪末，对构造变形的认识主要来源于断层勘察、卫星影像解析和百余年来地震矩张量反演(丁国瑜等，1986；Tapponnier et al，1977；邓起东，2002)。由于自然地理环境和地震观测资料的限制，能够获得的认识有限，结果准确度不足且时空界限模糊。

大地测量是精确测定现今地壳运动最有效的手段。传统大地测量，如三角测量和三边测量，受限于观测环境，很难获得大空间尺度的地壳变形信息且精度有限；水准测量，误差随测量线路累积，虽然在大量人力物力支持下获取了中国大陆垂直形变图像(张祖胜等，1989)，但在精准度和空间分辨率上并不能满足构造变形研究和地震预测的需求。

20世纪70年代美国建立的全球定位系统(GPS)利用绕地卫星实时、精确地测定地面点位坐标，进而能够提供高精度、大范围和准实时的地壳运动定量数据，使得在短时间内获取大范围地壳运动速度场成为可能(Hager et al，1991)。自1988年中国地震局在滇西地震实验场首次开展GPS形变监测实验至今已30年有余。在过去的30多年里，GPS观测技术获得广泛应用，特别是1998年启动的国家重大科学工程“中国地壳运动观测网络”更是将观测范围从构造活动剧烈的局部区域扩展到整个中国大陆，极大地推动了我国地壳构造活动和变形过程的运动学和动力学研究。本文简要介绍GPS技术在我国地壳变形监测领域的观测实践及取得的重要成果，并对未来研究需要重点关注的问题进行简要讨论。

1 GPS变形观测的发展脉络和速度场的更新完善 1.1 早期的观测实践

1988年中德合作的滇西地震预报实验场大地测量实验(王琪等，1998)揭开了中国大陆现今地壳运动GPS监测研究的序幕。之后的10年间，中国地震局等部门陆续在华北(李延兴等，1994)、青藏高原(游新兆等，1994；蔡宏翔等，1997)、河西走廊(黄立人等，2003)、新疆天山(王琪等，2000)、山西地堑(杨国华等，2000)和福建(刘序俨等，1999)等地区开展GPS观测。1994年中国科学院上海天文台主持的国家攀登计划项目“现今地壳运动与动力学”布设了22个点组成的全国GPS地壳运动监测网，开启了大空间范围的中国大陆块体运动的定量研究(朱文耀等，1997；周硕愚等，1998；吴云等，1999)。在构造活动研究热点区域(如川滇、藏南、青藏东缘)开展的国际合作(King et al，1997；Chen et al，2000；Shen et al，2001；Chen et al，2004)也极大地促进了中国大陆地壳运动的研究。

同一时期，国家测绘局完成了国家A、B级网共800多个点的布设和观测，但由于其主要服务于国家经济建设，点位分布并不均匀，东部较密，中部适中，西部则很稀疏。总参测绘局也于1991~1997年完成了国家GPS一、二级网的布设和联测，500多个点较为均匀地分布于全国(除中国台湾以外)的陆地、海域和南沙重要岛礁。虽然这些大地测量控制点正式的全面观测仅有1次，但以此为基础在形变重点监测区和地震震区开展的复测极大地弥补了形变监测点在空间上的不足，特别是在2001年昆仑山口西地震的同震位移场(任金卫等，2005)测定中发挥了极其重要的作用。

上述这些早期观测通常采用流动模式，观测时长几小时至几天，且多数监测研究的空间尺度不大，重点关注局部区域的内部变形，不能提供中国大陆地壳运动完整而精细的特征。这种态势直至科学工程“中国地壳运动观测网络”的启动方得到彻底的改变。

1.2 “中国地壳运动观测网络”和“中国大陆构造环境监测网络”

以GPS技术为主要观测手段的国家“九五”重大科学工程“中国地壳运动观测网络”(简称网络工程)，由26个连续观测的基准站、56个每年定期复测的基本站和1000个不定期复测的区域站组成(牛之俊等，2002)。基准站和基本站较均匀地分布于中国大陆，主要用于监测一级构造块体间的相对运动，而区域站则重点监测主要断裂带的构造活动并服务于地震预测研究。网络工程于建设伊始(1998年)开展了为期10天的基准站和基本站联测；1999年3月1日基准站正式开始运行，年中实施了第一次全网(基准、基本和区域站)观测。截至升级改造并纳入“中国大陆构造环境监测网络”，网络工程除每年的基本网复测外，还分别于2001年、2004年、2007年和2009年完成了4次区域站复测。

“中国大陆构造环境监测网络”(简称陆态网络)是国家重大科技基础设施建设项目，是对网络工程的升级改造，于2011年正式投入运行。期间全球卫星导航定位技术快速发展，俄罗斯的GLONASS、欧盟的GALILEO和中国的北斗(BDS)三大卫星系统相继进入服务状态。但是，由于轨道精度等客观条件的限制，GLONASS、GALILEO和BDS的定位精度尚不能满足毫米级地壳变形监测的需求，GPS观测仍是陆态网络最主要的技术手段。仅就GPS观测手段而言，陆态网络由260个基准站和2000个区域站组成(李强等，2012)，初步实现了对中国大陆一、二级构造块体、主要活动断裂带(块体边界)和地震重点危险区的动态监测，同时为获取中国大陆地壳运动细部特征奠定了基础。

我国地域辽阔，连续观测的基准站在站点密度上明显不足，地壳运动与变形监测尚主要依赖于区域站的不定期复测，这与国际上同类的大型科学工程如美国PBO(Herring et al，2016)和日本GEONET(Miyazaki et al，1997)相比是一大劣势。但自网络工程开始，区域站观测墩均配备天线强制对中装置且采用区域同步的观测模式，在一定程度上弥补了流动观测模式的不足，加之每站每次至少4天的观测，基本可以确保水平的定位精度达到1~2mm。陆态网络运行至今，已进行了6次大范围的区域站观测。此外，众多科研项目对重要构造活动区(例如华北-首都圈、川滇等)的空间加密观测进一步弥补了陆态网络站点空间密度的不足，同时地震危险区和大震震区的应急观测在时间域上提供了更为丰富和完整的运动信息。

1.3 GPS地壳运动速度场的完善与精化

中国大陆地壳运动与变形监测经历了监测区域由小到大、站点由稀疏到相对密集的一个发展过程，与之相对应的是地壳运动速度场的不断完善和精化。基于早期区域变形监测数据，王琪等(2001)较早地在国内发表了中国大陆地壳运动速度场结果，而他们与国外学者合作发表于《Science》的中国大陆地壳运动图像更为全面地展示出中国大陆在印度-欧亚板块碰撞的大背景下相对稳定欧亚板块的构造运动态势，包括青藏高原的北向运动、高原东南缘绕东喜马拉雅构造结的顺时针旋转和东部地区的东向运动等特征(Wang et al，2001)。这一时期“973”项目“大陆强震机理和预测”正在实施中，在网络工程尚未有充足数据产出的情况下，这个速度场结果支撑了活动块体、青藏高原形变机制、应变场与强震关系等一系列的研究(张培震等，2003；江在森等，2003)。

自2001年起，随着网络工程数据产出的增加，中国大陆地壳运动速度场不断更新和完善。马宗晋等(2001)利用1998~2000年基准站和基本站观测约束了大陆一级构造块体的运动特征。王敏等(2003)利用1998~2001年网络工程的全部数据获取了包含1000多个点的速度场结果，其中通过参数估计对接收天线相位中心系统偏差的改正有效地提高了结果的精度和可靠性。牛之俊等(2005)在增加2004年数据的基础上，对王敏等(2003)的结果进行更新并修正了2001年昆仑山口西地震的同震影响。此后一系列关于中国大陆地壳构造运动和变形研究的重要成果基本均是基于上述两版速度场结果完成的，例如Zhang等(2004)、Shen等(2005)、Gan等(2007)的研究。同时，速度场结果在国际权威期刊的发表促进了国际上对印度-欧亚大陆碰撞及青藏高原变形机制等重大科学问题的研究(Meade，2007；Thatcher，2007；Loveless et al，2011)。

2008年陆态网络的实施极大地改善了GPS站点密度，同时区域站每2年1次的周期性复测也成就了一系列速度场成果的发表。李强等(2012)首先利用2009~2011年2期数据获取了具有最高空间分辨率的中国大陆地壳运动图像。此后，Liang等(2013)、Wang等(2017a)、Zheng等(2017)、Rui等(2019)分别利用不同时间段的数据发表了青藏高原及周边地区或整个中国大陆的地壳运动速度场结果，其中Liang等(2013)给出的垂向运动信息揭示了青藏高原相对其北部稳定块体的整体隆升趋势。上述这些速度场结果，所用数据的时间段涵盖了2001年昆仑山口西地震、2004年苏门答腊地震、2008年汶川地震和2011年日本宫城地震，甚至是2015年尼泊尔地震(Rui et al，2019)，虽然通过数据拟合或同震破裂模型约束基本消除了地震的同震影响，但对震后效应的处理是粗放式的，或忽略其影响、或舍弃近场点的震后数据，在一定程度上降低了结果在地震影响区域的可靠性。

2020年伊始，我们发表了迄今为止最密集的中国大陆及周边地区地壳运动速度场结果，如图 2所示(Wang et al，2020)。广泛的数据收集、从原始数据开始的统一、严密处理及对大地震同震和震后影响的改正是其精度和可靠性的3个基础保障。略显遗憾之处是中国周边区域的结果引自他人，源于数据处理方法及参考基准的误差难以避免。但无论如何，该速度场揭示了大陆活动构造运动学和动力学更精细的特征，为深入研究青藏高原形成与演化和定量评估中国大陆地震危险性奠定了坚实基础。

1.4 基于GPS速度场的应变率场

GPS速度场反映的是构造活动的运动学特征，应变率场给出的是变形样式和强度，在一定程度上反映了构造应力场特征。在GPS点位分布不均匀的地区，利用GPS速度场计算的应变率场能更好地描述构造变形特征。计算应变率场的方法很多，目前采用较多的是基于应变场连续假设的内插方法，其中Shen等(1996)、武艳强等(2009)和江在森等(2010)基于空间距离构建全局方差-协方差的最小二乘法得到广泛应用。作为Shen等(1996)方法的进一步发展，Shen等(2015)依据站点密度确定平滑因子，能够较好地平衡稳定性和分辨率以最大限度地利用GPS观测，进而能够呈现更精细的应变场特征。

图 3是利用Shen等(2015)方法计算的应变率场，其清晰地展示出中国大陆构造变形的格局。中国大陆内部的高应变区主要位于青藏高原和天山地区，喜马拉雅和天山造山带的主压应变率方向基本垂直于造山带走向，且另一主应变率远远小于主压应变率，揭示了印度板块北向推挤作用。几条大型走滑断裂，例如鲜水河断裂、阿尔金断裂、东昆仑断裂和海原断裂，也具有很高的应变率，反映其强烈的构造活动。需要指出的是，由于缺乏足够的近场观测，沿阿尔金和东昆仑断裂的应变率场是较大范围的平均，是对真实应变率场的低估。中国东部大部分地区及西部阿拉善地块和塔里木盆地的应变微弱，反映相对刚性的运动特征。华北地区的应变率场呈现了比较复杂的分布形态，值得特别关注。

2 现今构造变形的区域特征

中国大陆构造活动复杂多样。经过近30年的数据积累及速度场结果的不断完善和精化，对中国大陆变形特征的认识也经历了由浅到深、由概略到精细的过程。相关研究成果众多，不能面面俱到和逐一涉及，本文主要基于近几年的研究结果对几个重点区域的变形特征进行简要梳理。

2.1 喜马拉雅构造带与青藏高原

喜马拉雅构造带是印度和欧亚板块的碰撞带，也是青藏高原的南边界带，整个断裂带宽度可达100~200km。受站点空间密度和观测精度所限，早期GPS观测得到的SN向缩短速率为13~22mm/a(Bilham et al，1997；Wang et al，2001；Banerjee et al，2002、2008；Bettinelli et al，2006；Ader et al，2012)，且主张不同段落存在显著的差异(Bettinelli et al，2006；Banerjee et al，2008；Ader et al，2012)。跨过喜马拉雅主逆冲带的形变场是连续的，各研究结果间的差异可能部分源于不同的形变带宽度。Zheng等(2017)和Wang等(2020)均主张除东、西构造结外，整个断裂带的汇聚速率基本一致，在150~200km范围内约为10mm/a(图 4)，小于活动断裂研究得到的全新世滑动速率(21±1.5)mm/a(Lavé et al，2000)。

青藏高原内部的形变场以SN向汇聚和EW向拉张为主要特征(图 4)。以喜马拉雅造山带和阿尔金-东昆仑断裂带围限，SN向的汇聚速率在5~20mm/a，由西向东随着高原空间范围的增加而递增。高原主体部分东向挤出呈现SN向的钟形分布，挤出速率在左旋走滑的甘孜-玉树断裂和右旋走滑的嘉黎断裂之间达到最大值20mm/a左右(Zhang et al，2004；Wang et al，2020)。甘孜-玉树断裂是高原中东部的一条重要断裂，2010年玉树M_W6.9地震就发生在其西北段，但对其震间活动性的认识存在较大分歧。地质学研究获得的滑动速率在3~14mm/a范围(周荣军等，1996；闻学泽等，2003；徐锡伟等，2003；彭华等，2006)；早期的GPS研究，由于断裂带近场站点稀疏，主要依赖于个别数据点和相邻断裂带的速率约束，给出的结果也存在较大差异，从约7mm/a(Wang et al，2013)到>10mm/a(Gan et al，2007；Meade，2007；Thatcher，2007；王阎昭等，2008；Loveless et al，2011；李煜航等，2014)。最新的GPS速度场增加了断裂带近场点，分析结果表明甘孜-玉树断裂的左旋走滑速率约为4mm/a。嘉黎断裂被认为是青藏高原主体东向挤出的南边界，Armijo等(1989)推测其晚第四纪右旋滑动速率为10~20mm/a，但任金卫等(2000)通过野外调查得到的第四纪以来平均滑动速率仅为4mm/a左右；GPS观测显示了跨嘉黎断裂带的广泛剪切，断裂近场不存在明显位错(Wang et al，2020)，印证了该断裂现今较低的活动性。

与对南边界的存疑不同，阿尔金和东昆仑断裂带作为高原东向挤出的北边界是毫无疑问的。基于最新GPS速度场估算的阿尔金和东昆仑断裂的左旋剪切速率分别为5~11mm/a和5~12mm/a，由西向东衰减(图 4)，与前期GPS观测得到的滑动速率在相应位置处具有比较好的一致性(Bendick et al，2000；Shen et al，2001；Zhang et al，2004；He et al，2013；Zheng et al，2017)，且得到了不少地质学结果(Cowgill，2007；Kirby et al，2007；Zhang et al，2007；李陈侠等，2011)的佐证。阿尔金和东昆仑断裂带走滑速率的东向衰减是高原主体运动方向由东向东南转变的必然结果(Wang et al，2017b)。

印度板块的北向推挤也造成青藏高原西端(大约以82°E为界)的西向挤出(Banerjee et al，2002；Zhang et al，2004；Wang et al，2020)，挤出速率在帕米尔高原中部达到6mm/a左右的最大值(Wang et al，2020)。而作为高原西部最重要的一条大型断裂带，NW走向的喀喇昆仑断裂以右旋走滑为主要特征。早年GPS观测给出了较高的走滑速率(Banerjee et al，2002)，但后续的研究更支持0~6mm/a的低速率(Jade et al，2004；Kundu et al，2014；Zheng et al，2017；Wang et al，2020)。我们更倾向认为，除80°E附近约3mm/a的滑动外，其他段并没有显著的活动性，且这一推断具有一定的地质学依据(Brown et al，2002；Robinson，2009)。

龙门山逆冲推覆断裂带是青藏高原与华南地块的边界构造带，具有十分复杂的地质结构和演化历史。早期GPS观测表明龙门山和四川盆地间的地壳缩短速率小于3mm/a(Chen et al，2000；Shen et al，2005)。随着站点的增多和定位精度的提高，GPS观测进一步揭示出龙门山断裂带东北段和西南段不同的活动特征，其中东北段和西南段的缩短速率分别约为1mm/a和2mm/a，右旋走滑速率则均小于1mm/a(张培震等，2008；Shen et al，2009；Zheng et al，2017)。位于龙门山断裂带西侧并与其几乎平行的龙日坝断裂带右旋剪切速率为4~6mm/a(Shen et al，2005)，在青藏高原东缘的应变分配中发挥着非常重要的作用。

2.2 帕米尔高原和天山造山带

从构造背景看，帕米尔和天山的造山运动也是印度板块向中亚大陆楔入的结果。与青藏高原类似，帕米尔高原的形变场也主要表现为SN向汇聚和侧向挤出。我们整合的速度场显示，在相应的经度上，西喜马拉雅构造结南侧稳定区域相对哈萨克斯坦地台的汇聚速率为28~30mm/a，其中12~13mm/a发生在帕米尔高原内部及北缘地带。值得注意的是，在高原内部及北缘地带汇聚变形存在显著的东西分布差异(图 5)：在西部，SN向汇聚变形在整个区域内较均衡分布，跨帕米尔主冲断裂亦无明显变化；在东部，高原北部及跨过阿莱山谷约120km范围内的汇聚速率约为8mm/a，大约是中南部的2倍。东西部形变分布差异和跨阿莱山谷相对高的汇聚速率与前人研究结果(Ischuk et al，2013；Zhou et al，2016；Zubovich et al，2010、2016)基本一致，但形变是连续且广泛分布(Mohadjer et al，2010)，还是相对集中于几条主要逆冲断裂近场(Ischuk et al，2013；Zhou et al，2016)，尚需要基于更高分辨率的GPS速度场开展进一步的分析。东西部形变分布差异可能与印度和欧亚两大板块俯冲接触的几何形态和动力作用密切相关。地震学研究表明，印度板块在兴都库什地区由南向北俯冲，而欧亚板块在帕米尔地区由北向南俯冲且在两个地区间交汇(Billington et al，1977；Chatelain et al，1980)。

青藏高原西端的西向挤出推动着帕米尔高原向西运动。因此，在帕米尔高原内部应变场也存在EW向拉张(Ischuk et al，2013；Zhou et al，2016；Wang et al，2020)，但拉张量略大于挤压量的应变状态可能仅存在于中东部地区(图 3)而非整个高原内部，与Ischuk等(2013)所主张的有所不同。此外，为了协调西向挤出这一构造运动，喀喇昆仑主冲断裂和帕米尔主冲断裂分别伴随着左旋和右旋剪切(Zubovich et al，2010；Wang et al，2020)。

帕米尔高原北部(跨过阿莱山谷)为西南天山和费尔干纳盆地。西南天山中段的汇聚速率为2~4mm/a(Zubovich et al，2010)，存在由西向东的衰减但并不显著。费尔干纳盆地相对欧亚板块呈逆时针旋转，驱动着塔拉斯-费尔干纳断裂的右旋剪切，剪切速率约为2mm/a(杨少敏等，2008；Zubovich et al，2010)。天山以北一系列NW走向的右旋走滑断裂普遍具有较低的活动性(杨少敏等，2008)。

中天山南侧为塔里木盆地，北侧为同样古老而稳定的哈萨克地台和准噶尔盆地，其构造变形以南北两侧前陆盆地高角度的相向逆冲为主要特征(图 5)。GPS观测结果显示了中天山SN向的汇聚变形，汇聚速率在76°E~84°E范围内为3~11mm/a，由西向东逐渐减小。跨中天山汇聚速率由西向东衰减，是青藏高原北向推挤和塔里木盆地顺时针旋转共同作用的结果(Shen et al，2001)。前人的GPS研究(王琪等，2000；王晓强等，2007；杨少敏等，2008)同样揭示了汇聚变形由西向东衰减的特征，但汇聚速率估值特别是西段的估值存在些许差异。早期西段相对高的速率估值部分源于数据误差，也可能包含了帕米尔高原最东端形变场的贡献。无论如何，中天山最西端的汇聚速率不会超过15mm/a。Molnar等(2000)利用20世纪大地震的地震矩张量估计中天山平均缩短速率为(7±2)mm/a，其中西部的缩短速率为(18±3)mm/a。由于有多个地震的震源位置在76°E以西，因此可以认为这个地震学结果与本文的分析基本相符，是对本文结果的一个佐证。

2.3 青藏高原东北缘

青藏高原东北缘地区包括了柴达木盆地、祁连山造山带、河西走廊和西秦岭等主要地貌变形单元，发育着众多活动褶皱、逆冲及走滑断裂。该地区的西北、北和东北分别被构造相对稳定的塔里木、阿拉善和鄂尔多斯块体所围限，在青藏高原的推挤作用下表现出了非常复杂的形变图像。相对于稳定的欧亚板块，整个区域呈现顺时针旋转，将北东向运动转换为东南向运动，导致应变在六盘山和龙门山聚集，而这一过程是通过WNW走向断层的左旋剪切和NNW向断层的右旋剪切实现的(Wang et al，2017b)。同时，GPS应变率场也显示主应变为NE向挤压和NW向拉张，挤压率明显大于拉张率(图 3)，表明区域内的一系列活动褶皱与逆冲断层也在吸收印度板块北向推挤造成的形变。

图 6为青藏东北缘地区相对阿拉善块体的GPS速度场。GPS研究结果支持阿拉善块体可作为一个稳定地块(Wang et al，2017a、2017b、2020)。相对于阿拉善块体，东侧的鄂尔多斯块体逆时针旋转并向东运动，两者间的银川地堑呈现拉张和右旋剪切状态。GPS测定的银川地堑拉张和右旋剪切速率分别约为1mm/a和3mm/a(Wang et al，2017b；Zhao et al，2017)。

海原断裂是青藏东北缘地区规模最大的一条左旋走滑断裂，其内部结构复杂，活动强烈。活动构造研究报告了海原断裂中段大于10mm/a的高速率(Gaudemer et al，1995；Lasserre et al，1999、2002)和东段4~6mm/a的低速率(Li et al，2009)，倾向于沿断裂走向的速率变化。但GPS研究更支持相对均一的滑动速率，走滑和挤压速率分别为4~5mm/a和2~3mm/a(Wang et al，2017b、2020；Zheng et al，2017)。海原断裂的东南端是一个罕见的压扭性构造区(邓起东等，1989)，其中包括具有左旋走滑特征的六盘山逆冲断裂带。GPS研究获得的六盘山断裂带挤压和左旋走滑速率分别约为2mm/a和1mm/a(崔笃信等，2016；Wang et al，2017b；Zheng et al，2017)。

西秦岭北缘断裂和祁连山北缘断裂也是青藏东北缘地区主要的活动构造。构造地貌变形研究表明西秦岭北缘断裂带自晚更新世以来以左旋走滑为主，兼有倾滑分量，其中走滑速率为2~3mm/a(李传友等，2007；Chen et al，2019)；GPS研究支持低的走滑速率，但未检测到挤压分量(Wang et al，2017b)。同时，GPS研究得到的祁连山北缘断裂左旋走滑和挤压速率分别约为1mm/a和2mm/a(Wang et al，2017b)，与地质学给出的自晚更新世以来1mm/a左右的平均速率(杨海波等，2017)基本一致。西秦岭北缘断裂和祁连山北缘断裂低的活动性表明印度-欧亚板块碰撞造成的应变在青藏东北缘一带主要被柴达木盆地和祁连山的地壳缩短和海原断裂的左旋滑动吸收和调节。

2.4 青藏高原东南缘

位于青藏高原东南缘的川滇地区是中国大陆地震活动最强烈的地区之一，有历史记载以来共发生7级以上地震20余次。该地区最突出的形变特征是绕东喜马拉雅构造结的顺时针旋转(图 7)。GPS观测结果表明，作为旋转外边界的鲜水河-安宁河-则木河-小江左旋走滑断裂系的走滑速率为7~11mm/a(张培震，2008；Shen et al，2005；Zheng et al，2017；Wang et al，2020)，其中安宁河-则木河段形变带宽度约为100km，表明其东侧的大凉山断裂也在发生左旋剪切运动，这些结果与活动断裂研究结果(徐锡伟等，2003；何宏林等，2008；张培震，2008)基本一致。特别值得关注的是，小江剪切带穿过红河断裂向西南方向发展(Shen et al，2005；张培震，2008；王阎昭等，2008；Wang et al，2020)，建议了旋转外边界的延续。同时，最新的GPS速度场显示旋转还存在一个右旋走滑的内边界，即嘉黎(东段)-怒江断裂带，然后转向西南方向，其中大盈江和龙陵-瑞丽等一系列NE走向的断裂在这一构造活动中扮演了十分重要的角色(Wang et al，2020)。由于地形、环境等条件的限制，嘉黎(东段)-怒江断裂带附近的GPS观测点非常稀疏，有限的数据显示右旋剪切的嘉黎断裂(东段)近场并没有显著的速率变化，速度场更多地表现为区域性的连续形变；而怒江断裂的右旋走滑速率约为4mm/a(王阎昭等，2015)。大旋转的内、外两条边界与Bai等(2010)在下地壳和上地幔发现的两条高电导带在空间上是一致的，表明地表观测到的高应变向下延伸到上地幔(Wang et al，2020)。

通过对以东喜马拉雅构造结为原点的一系列扇形速度剖面的分析，我们认为川滇块体的旋转主要是通过更小块体的平移实现的；块体内部剪切虽然存在，但主要发生在与旋转方向平行的断层上，如理塘、南玎河断裂等。在地质构造学的范畴，近SN向的金沙江断裂和NW向的红河断裂为川滇菱形块体的西南边界，全新世的右旋滑动速率分别为5~7mm/a(唐荣昌等，1993)和3~4mm/a(虢顺民等，2001；徐锡伟等，2003)，但GPS并没有观测到显著的构造活动(Shen et al，2005；Wang et al，2020)。Zheng等(2017)给出的红河断裂(3.4±1.1)mm/a的右旋滑动速率可能包含了其北东侧楚雄-建水断裂的活动；分析最新的GPS速度场发现楚雄-建水断裂的西北段确实存在1~2mm/a的右旋剪切。这样的结果似乎表明现今红河断裂并未独立承担起块体间形变转换带的作用(Shen et al，2005)，过去50年红河断裂的低地震活动性也支持这一推断。

2.5 鄂尔多斯块体和华北平原

鄂尔多斯块体和华北平原地震活动频繁(沈正康等，2004；Liu et al，2011)，与此形成强烈对照的是相对低的形变量(Zhao et al，2017；Zhang et al，2018；Wang et al，2020)。GPS观测结果显示，相对稳定的欧亚板块，中国大陆东部的构造运动表现为SEE向的平移和逆时针旋转，平移速率由南向北衰减，但鄂尔多斯块体和华北平原的旋转速率显著大于东北和华南，支持Liu等(2005)的推论即夹持在东向挤出的青藏高原和稳定的阿穆尔板块(包括东北地区)之间，鄂尔多斯块体和华北平原比华南块体承受着更大的构造应力(Wang et al，2020)。这也解释了为什么华北地区比东北地区和华南地区有着更多的地震活动。

作为两个独立的构造单元，鄂尔多斯块体和华北平原的构造活动存在明显差异(图 8)。鄂尔多斯块体内部相对稳定，形变主要发生在其周边的六盘山断裂和一系列剪切拉张型的地堑带。西侧的银川地堑和六盘山断裂分别呈现右旋剪切拉张和左旋剪切挤压状态。东侧的山西地堑历史上发生过一系列大地震，如1303年的洪洞8级地震和1695年的临汾7.8级地震，但GPS观测结果却显示其形变较弱，约2mm/a的广泛右旋剪切且没有明显的拉张分量(崔笃信等，2016；Zhao et al，2017；Wang et al，2020)。同样，GPS也未在北侧的河套地堑和东南侧的渭河地堑检测到明显的构造活动(Zhao et al，2017)。

华北平原的形变场表现为自秦岭-大别山缝合带至张渤地震带约1000km范围内的左旋剪切(Zhang et al，2018)，剪切速率约4mm/a且分布呈现东西差异(Wang et al，2020)：在东部约4mm/a的剪切在整个平原内广泛分布；在西部2mm/a左右的剪切集中在张渤地震带约100km范围内，与地震活动分布相一致。华北平原的形变分布和地震活动性可能与平原内部存在一系列NNE向的活动断裂如郯庐、蓟县-唐山及邢台-廊坊断裂有关，即华北平原相对华南和东北的逆时针旋转导致NNE向的断裂产生右旋剪切，进而引发地震(Zhang et al，2018)。同时，GPS观测结果表明华北平原内部存在约3×10^-9/a近EW向的挤压应变和约1×10^-9/a近SN向的拉张应变(图 8)，揭示出太平洋-菲律宾板块西向俯冲和青藏高原东向挤出的共同作用，进一步厘定了区域逆时针旋转的驱动力来源(Wang et al，2020)。

3 科学贡献 3.1 中国大陆地壳运动速度场

尽管GPS测定的地壳运动速度场仍有待补充和完善，但现有结果均较清晰地呈现了中国大陆构造运动的格局和主要特征，例如，相对稳定的欧亚板块，西部的构造运动由南向北逐渐衰减、青藏东南缘绕东喜马拉雅构造结的旋转以及不同构造单元间的运动差异，等等。这些特征揭示了大陆内部不同构造单元对周边板块和板内深部构造动力共同作用的变形响应。更重要的是，基于一系列的速度场成果，主要构造带运动学定量化研究取得积极进展(Shen et al，2005；王阎昭等，2008；杨少敏等，2008；Zhao et al，2017；Wang et al，2017b；Zheng et al，2017)，同时为地壳应变状态厘定(江在森等，2003；沈正康等，2003；Zheng et al，2017；Rui et al，2019；Wang et al，2020)、活动块体划分和运动特征分析(李延兴等，2003；王敏等，2003；张培震等，2003；陈长云等，2013)、地震危险性预测(Wang et al，2009、2011；李煜航等，2014；Wang et al，2015；Zheng et al，2018)等提供了基础数据。

3.2 中国大陆构造变形模式及成因

大陆内部的形变模式一直存在争议，一派认为形变可以由少数块体的相对运动来描述，块体内部稳定，形变主要聚集在薄弱的块体边界带即少数大尺度断层上(Tapponnier et al，1977、1982；Avouac et al，1993)；另一派则认为形变在全区域内广泛发育，表现为不同层次、多尺度的褶皱与断层错动(England et al，1982、1986；Holt et al，2000)。这两种观点代表着对大陆动力学及板内地震活动性的不同解读。基于GPS速度场推算的应变率场结果(江在森等，2003；沈正康等，2003；Zheng et al，2017；Rui et al，2019；Wang et al，2020)表明这两种认识均有偏颇，例如，青藏高原及其周边地区和天山造山带的形变并不局限于少数大型断裂带，而是在区域内弥散分布。此外，利用刚性或准刚性活动块体模拟速度场的一些尝试(王敏等，2003；Loveless et al，2011；Zhang et al，2013；Wang et al，2017a)也证实青藏高原及其东南缘、天山地区的形变场很难用具有一定空间尺度的块体运动来描述。与此形成鲜明对比的是中国大陆东部、阿拉善地块及塔里木和准噶尔盆地的内部形变很小，剪切应变主要发生在块体边缘。

GPS揭示的不同区域在形变模式上的差异凸显了岩石圈结构，特别是中-下地壳和上地幔流变学性质的不同。中国大陆东部及塔里木和准噶尔地区岩石圈具有相当的强度，其构造运动表现为刚性块体的相对运动，与大洋板块类似。青藏和帕米尔高原及天山地区地壳厚度达到60~70km，中-下地壳普遍发育着低速层(Yang et al，2012；Mechie et al，2012)和高导层(Rippe et al，2010；Sass et al，2014)，且具有较高的地表热流(Tao et al，2008)，表明区域内中-下地壳可能处于部分熔融状态。在构造应力作用下，韧性的中-下地壳及上地幔发生蠕动，驱动并控制着脆性上地壳的运动与变形，因此，这些区域的形变更多地表现为连续分布(Zhang et al，2004；Gan et al，2007；Wang et al，2020)。昆仑山口西和汶川地震的震后形变模拟研究也证实高原内部(巴颜喀拉块体)下地壳和上地幔的粘滞性系数明显低于其周边区域(Huang et al，2014；贺鹏超等，2018)。

3.3 青藏高原的形变机制

陆内形变模式的两种主要观点应用于青藏高原及其周边地区的形变机制研究形成了两个端元模型：大陆逃逸模型和地壳增厚模型。大陆逃逸模型主张高原变形以沿大型断裂的走滑运动和块体的横向运移为主要方式(Molnar et al，1975；Armijo et al，1989；Peltzer et al，1989)；地壳增厚模型则认为变形以地壳的缩短和增厚为主要特征，走滑运动只是发生在构造演化后期的次生现象(Dewey et al，1973；Houseman et al，1993；England et al，1997)。现有的模拟研究表明，这两个模型均不能独立地解释青藏高原的形变场；青藏高原的形变场是地壳SN向缩短、增厚和高原物质侧向挤出共同作用的结果。

青藏高原的侧向挤出并不是刚性块体的整体运移，与大陆逃逸模型有本质上的不同。高原物质的东向挤出以阿尔金和东昆仑断裂带为北边界，SN向剖面显示挤出速率中间高、两侧低，且挤出速率东向递增(Zhang et al，2004；Wang et al，2020)，运动形态类似流体。相应地，阿尔金和东昆仑断裂带的左旋走滑速率则东向递减，分别为5~11mm/a和5~12mm/a，远远低于大陆逃逸模型主张的20~30mm/a。此外，喀喇昆仑-嘉黎右旋走滑断裂和龙门山逆冲断裂的活动性也与逃逸模型的预测明显不符。

印度板块的推挤导致青藏高原及天山地区地壳的SN向缩短。喜马拉雅和天山造山带、青藏高原东北缘的柴达木盆地、祁连山及其周边的一系列逆冲断层和褶皱吸收了印度和欧亚两大板块汇聚(速率34~40mm/a)造成的面积消减的80%左右(图 4~6)，表明地壳的增厚主要发生在这些区域。在青藏高原内部SN向的汇聚速率为7~20mm/a(图 4)，而应变场表现为近SN向挤压和近EW向拉张，并且挤压量与拉张量大致均衡(图 3)，表明存在于高原南部的一系列SN走向的拉张地堑、中部的一系列共轭剪切-拉张断层也在不同程度地吸收着印度板块北向推挤造成的形变。高原内部广泛的面膨胀(Ge et al，2015；Zheng et al，2017；Wang et al，2020)显示高原可能已经停止整体隆升并可能进入垮塌阶段，正如Ge等(2015)所推断的，至少地壳增厚不是现今青藏高原变形的主要机制。

3.4 主要断裂带现今运动特征与滑动速率

断层滑动速率是断层活动方式和强度的直接反映，不仅对理解区域构造格架至关重要，更是深入探讨大陆动力学和定量评估强震危险性的基础数据。基于GPS观测数据，主要断裂带的现今运动特征和滑动速率得到了系统性的梳理和测定，极大地推动了中国大陆构造运动的研究。但需要特别指出的是，对于同一条断裂，不同的GPS研究可能给出了不同的、甚至是差异较大的滑动速率结果。除了早期数据可能存在较大的误差外，不恰当的模型约束也会导致不可靠或不合理的结果。相比而言，在参考系选择恰当的前提下，剖面投影方法是一种更简单有效的断层滑动速率分析方法。

断层活动性可能并非一成不变。GPS测定的滑动速率仅代表断层现今的活动性，可能与活动断裂研究得到的长期平均滑动速率并不一致。例如，阴山-燕山北缘断裂在中国活动构造分区研究中是作为一级块体边界带存在的(邓起东等，2002)，但GPS并未监测到其明显的现今构造活动；相反，却发现其南侧的张渤地震带具有非常显著的剪切活动(Shen et al，2000；王敏等，2003；Zhang et al，2018；Wang et al，2020)。同样，郯庐断裂带作为一条巨型断裂经历了长期的演变历史，在亚洲大地构造发展演化过程中具有非常关键的地位和作用，且在历史上发生过大地震(张岳桥等，2008)，但GPS观测也未发现其明显的活动迹象。

除了定量分析主要断裂带的现今活动性，GPS观测还检测到先前未知的活动断裂。例如，通过分析川西地区GPS速度场，Shen等(2005)发现在龙门山断裂带西侧约200km处可能存在一条几乎平行于龙门山断裂带的右旋剪切带，剪切速率为4~6mm/a；此后，徐锡伟等(2008)通过卫星影像解译和野外考察证实了这条右旋剪切带即龙日坝断裂带的存在与活动性。龙日坝断裂带的发现解答了长期以来人们对龙门山断裂带低挤压速率的困惑：龙日坝断裂带分解了青藏高原东向挤出的构造应力，因而龙门山断裂带承受的挤压应力明显减弱(Ren et al，2013)。同时龙日坝断裂带的存在也很好地解释了从龙门山断裂带到龙日坝断裂带间后展式推覆构造系统的存在和形成机制(徐锡伟等，2008)。此外，在川滇地区，GPS观测显示小江断裂的左旋剪切活动穿过红河断裂向西南方向延伸(Shen et al，2005；张培震，2008；王阎昭等，2008；Wang et al，2020)，这一发现还有待活动断裂研究的证实。

3.5 中国大陆东部构造运动的驱动力

中国大陆处于欧亚、印度、太平洋和菲律宾板块的交汇地区，太平洋-菲律宾板块向欧亚板块的西向俯冲对中国大陆构造运动的影响及其变形响应尚处于研究阶段。一些研究认为欧亚大陆东缘构造变形完全是印度-欧亚大陆碰撞的远场效应(Molnar et al，1975、1977；Jolivet et al，1990)，但也有一些研究主张太平洋-菲律宾板块在欧亚大陆东缘的构造演化过程中扮演着重要角色(Northrup et al，1995；Liu et al，2008；Li et al，2017)。GPS研究表明，相对于稳定的欧亚板块，中国大陆东部块体整体呈现SEE向运动和逆时针旋转，且运动量从北往南逐渐增大(Wang et al，2020)，揭示了欧亚大陆东缘边界应力条件的变化，即南部边界更加自由而北部边界则承受较大挤压。太平洋板块和菲律宾板块从其西部海沟开始向西俯冲，俯冲角度由北往南逐渐变陡，在27°N以南俯冲板块变得近乎直立(Huang et al，2006)，可能是边界力变化的深层原因。GPS速度场分析显示东北和华北块体内部存在近EW向挤压和SN向拉张(图 8)，也表明太平洋-菲律宾板块西向俯冲和青藏高原东向挤出共同控制着该区域的构造活动，更大范围(包含日本岛及中国台湾地区)的应变场分析也支持这一结论(Hao et al，2019)。

4 需要关注的若干问题 4.1 青藏高原内部活动构造的定量研究

青藏高原从南到北依次以逆冲挤压、伸展走滑和挤压剪切的运动方式吸收着印度板块和欧亚板块碰撞所造成的地壳变形。作为板块碰撞的前沿地区，高原内部广泛发育着共轭走滑断层和地堑，但由于GPS站点稀疏(藏北无人区更是空白)，导致目前我们对这些共轭构造和地堑的活动性及其在地壳SN向缩短和EW向伸展变形过程中的调节机制的认识依然有限。未来需要加强对这些区域的观测力度，精确确定这些活动构造的几何学和运动学特征，进而深入研究和理解区域变形的分解和不同构造间的相互作用。

4.2 青藏高原及周边地区地壳垂向运动

被称为“世界屋脊”的青藏高原是地壳大范围隆升的产物。高原隆升在调节两大板块碰撞变形中发挥着重要作用，因此，地壳的垂向运动信息可以为青藏高原构造变形的动力学研究提供最有力的支持。遗憾的是，目前GPS及精密水准测定的高原内部1~3mm/a的隆升速率(Liang et al，2013；Hao et al，2014)存在较大的不确定性，其根源是GPS垂向定位精度不佳，更容易受大气折射误差及地表季节性负荷变化的影响。流动站观测中不可避免的天线设置误差和不同型号天线间的相位中心偏差也加剧了垂向运动的检测难度。为了获取精确、可靠的高原隆升速率，在高原内部布设更多的GPS连续观测站无疑是必要的。同时，近10年来InSAR技术在监测青藏高原构造变形方面，特别是在监测断层活动性方面取得的傲人成果(Grandin et al，2012；Jolivet et al，2012；Daout et al，2018)展现了InSAR技术的监测优势。加强GPS与InSAR资料的融合、提高垂向位移信号的信噪比应是未来努力的方向(Wang et al，2019)。

4.3 地壳形变场随时间的演化过程

GPS连续站在加拿大、日本和墨西哥等俯冲带地区观测到了无震瞬态滑移(Rogers et al，2003；Ozawa et al，2003；Kostoglodov et al，2003)，为研究和理解地震孕育过程中应力场的变化和地震发生过程中可能的物理机制提供了可能。中国是大陆强震最多的国家，而且几乎所有7级以上的强震均发生在大型断裂带上。在大陆的走滑断层上，特别是高错动率的走滑断层上，是否存在与俯冲带类似的无震滑移现象对于地震预测及危险性评估具有重大的现实意义。而且，孕震断层在一个地震周期的不同阶段表现为不同的活动特征即蠕滑和锁定，相应的形变场也由下地壳-上地幔短期(几年)和长期(几十年和上百年)的粘弹性变形所控制(Wang et al，2012)。因此，只有监测到地壳形变场随时间的演化过程，才能捕捉到断层上与构造运动相关的信息，进而可以推断断层的能量积累状态和所处的地震孕育阶段。这一任务需要GPS的连续观测，特别是近断层的GPS连续观测来承担。

4.4 大陆构造变形的动力学研究

通过近30年的GPS观测和研究，我们对中国大陆构造变形的认识逐步深入并取得了一系列重要的研究成果。但总体而言，这些认识和成果绝大多数还是属于运动学范畴，重点揭示的是构造变形的运动学特征，而对其成因尚知之甚少。构造变形的成因是一个动力学问题，只有将驱动力和物质材料性质，特别是岩石圈流变学结构及断裂带流变学本构关系结合起来，才能为一系列亟需解答的问题找到答案，例如，青藏高原物质的东向运移如何实现、地壳增厚发生在哪个层圈、局部构造的影响，等等。对于断裂带物理过程的研究则需要认识断裂带内凹凸体分布、应力状态与演化、速率-状态本构关系、流体运移过程等。构造运动的定量数据、数值模拟技术的日益成熟和数值计算能力的迅猛发展已为开展动力学模拟研究奠定了基础。

5 结论

GPS技术的出现和发展对经典大地测量而言是一场意义深远的变革，推动着大陆构造运动与形变监测研究进入了定量化和精细化的新阶段。经过近30年的不懈努力和探索，中国大陆水平构造运动态势和主要变形特征已基本清晰，大部分地区的构造变形得到了较准确的量化，这些成果深化了对大陆构造运动成因、演化过程及其与强震孕育的内在关联等科学问题的认识。未来还需进一步加密GPS的连续观测，以获取中国大陆三维构造运动信息及其随时间的演化，力争从中捕捉到与地震孕育和断裂带物理过程相关的信息；同时加强不同观测资料的融合和多学科的渗透，完成从构造运动和变形的运动学研究到动力学(包括地震动力学)研究的转变。

致谢: 由衷感谢广大测量工作者的默默付出，是他们栉风沐雨、不畏艰难的工作成就了我国地壳形变研究成果丰硕的今天。感谢王琪教授给予的中肯建议和对文字的细致修订。