青藏高原块体运动模型与地震活动主体地区讨论:鲁甸和景谷地震的启示

徐锡伟 程 佳 许 冲 李 西 于贵华 陈桂华 谭锡斌 吴熙彦

(中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029)

0 引言

青藏高原地处印度、欧亚、太平洋和菲律宾海等板块相互强烈作用的交接地带，是中国大陆独特的新构造运动域，新生代晚期以来强烈隆升不仅形成了平均海拔在4 500m以上的高原，还发育众多具有发生破坏性地震能力的活动断层，地震活动以频度高、震级大、灾害严重为主要特征(Xu et al.，1996;邓起东等，2003;张培震等，2003)，也成为青藏高原成因和如何调节印度板块与欧亚板块相互作用相关2个端元模型的争论焦点:1)通过沿变形局部化的大型走滑断层向东近似于刚性块体的运动和东边界带深部拆离面之上横向逆断层褶皱作用将东向水平运动转换为垂直抬升和地壳增厚模型(Molnar et al.，1975;Tapponnier et al.，1977;Avouac et al.，1993;Tapponnier et al.，2001;Thatcher，2003;Meade，2007);2)通过中下地壳低粘度物质流动和膨胀及上地壳弥散状分布式连续变形实现青藏高原的隆升变形(Royden et al.，1997;Clark et al.，2000;Zhang et al.，2004;Burchfiel et al.，2008)。1997 年以来青藏高原发生了一系列破坏性地震，例如1997年玛尼MW7.6地震(Peltzer et al.，1999)，2001年昆仑山口西MW7.8 地震(Lin et al.，2002;Xu et al.，2002，2006;Lasserre et al.，2005)，2008 年MW7.9汶川地震(Dong et al.，2008;Shen et al.，2009;Xu et al.，2009)，2008年西昆仑于田MW7.1地震(Xu et al.，2013)，2010年玉树 MW6.9地震(Shan et al.，2011;Sun et al.，2012)，2013年芦山MW6.6地震(Xu et al.，2013a;王卫民等，2013)，2014年于田MW7.1地震，鲁甸MW6.2地震(Xu et al.，2014)和景谷MW6.2地震(Jiang et al.，2014)等。其中，沿东昆仑断裂发生的玛尼地震、昆仑山口西地震和沿甘孜－玉树断裂发生的玉树地震等均产生了纯剪切的左旋走滑型地表破裂带，发生在青藏高原东边界逆断层褶皱带上的汶川地震和芦山地震出现地壳明显缩短的挤压破裂带，而发生在青藏高原西部的2008年于田地震则出现了显示地壳局部伸展的正断层型地表破裂带。这些地表破裂型地震不断发生进一步加剧了青藏高原运动学模型的讨论，但至少说明青藏高原上地壳近似于刚性块体东向运动是确实存在的(Lin et al.，2002;Xu et al.，2006;Shen et al.，2009;Xu et al.，2009;Hubbard et al.，2009;Loveless et al.，2011;Xu et al.，2013a)。此外，通过与全球地震活跃期对比研究，还明确了青藏高原近期地震活动主体地区为巴颜喀拉块体，加深了对块体运动与地震发生之间相关性和全球地震活动关联性的认识(邓起东等，2014)。由于块体划分方案和对块体运动方式的理解差异，也有学者认为近期地震活动除与巴颜喀拉块体的东向运动有关外，2010年玉树地震纯剪切的左旋走滑型破裂应与甘孜－玉树－鲜水河断裂以南的羌塘块体SE向运动有关(Xu et al.，2013b)，2014年鲁甸地震NW向左旋走滑型地表破裂带的发现和景谷地震的发生为进一步分析、讨论块体运动与未来地震趋势提供了不可或缺的基础。本文在分析青藏高原块体划分、建立运动学模型的基础上，通过对鲁甸地震地表破裂带的描述，结合景谷地震发震构造属性的分析，对青藏高原未来地震趋势，特别是地震活动主体地区做一个初浅的评价，为合理、有效地监测和预测可能遭遇的地震提供一种开放式的理论假设和未来地震趋势战略性的分析。

1 青藏高原块体划分与运动学模型

1.1 活动块体划分与几何学特征

图1 青藏高原活动断层分布与一级活动块体划分示意图Fig.1 Map showing distribution of active faults and division of first-order active blocks in the Tibetan Plateau.

自1997年可可西里无人区玛尼地震发生以来，中国大陆几乎所有MS≥7.0地震均发生在青藏高原及其边缘地带，它们的发震构造为不同级别活动块体边界大型走滑断层、块体运动前缘地壳缩短的逆断层，或块体运动后缘地壳局部伸展的张性正断层(图1)，显示出青藏高原的地震活动与块体运动密切相关(Xu et al.，1996;邓起东等，2003，2014;张培震等，2003)。依据活动块体定义，即具有一定规模的空间尺度和整体一致的运动学特征，且内部变形较小，地震活动性相对较弱，周围被运动学上相互协调的不同类型活动断层(带)或破坏性地震线(带)围限的构造域，可作为一个独立的活动块体(徐锡伟等，2003;张培震等，2003)，参考已有活动构造研究成果，特别是雅鲁藏布江断裂带以南的喜马拉雅和实皆断裂以西的若开山等板块边界构造带、青藏高原中北部大型走滑断层，包括阿尔金断裂、东昆仑断裂、海原断裂、甘孜－玉树－鲜水河－则木河－小江断裂带、喀喇昆仑断裂、嘉黎断裂等，以及高原西部地区代表近EW向地壳伸展的近SN向张性正断层及其控制的地堑或半地堑盆地构造等(Tapponnier et al.，1977;Xu et al.，1996;Tapponnier et al.，2001;邓起东等，2003;邓起东，2007;Taylor et al.，2009;Searle et al.，2011;Xu et al.，2013a，b)，可将青藏高原划分为西昆仑、柴达木－祁连、巴颜喀拉、羌塘、拉萨等一级块体(图1)。本文的一级块体划分与以往的划分最大的差异在于巴颜喀拉块体与其北柴达木－祁连块体和其南羌塘块体之间的边界活动断裂带界定问题:前人主要依据二叠－三叠纪阿尼玛卿缝合带作为巴颜喀拉块体与北部块体的分界断裂，把三叠纪金沙江缝合带作为巴颜喀拉块体与羌塘块体的分界断裂，但实际上在许多地段第四纪大型走滑断层并不沿这些缝合带发育，局部地段甚至切割了古生代至中生代缝合带，例如东昆仑断裂在布格达坂峰以西明显偏离阿尼玛卿缝合带(Taylor et al.，2009)，利用这些缝合带作为分界断裂所划分的活动块体存在着很大的不确定性。因此，本文更倾向于利用现有大型活动构造，特别是大型走滑断层作为边界断裂的一级块体划分(图1)。其中，西昆仑块体以喀拉喀什断裂、阿尔金断裂西端、东昆仑断裂西段或龙木错－郭扎错断裂和喀喇昆仑断裂等围限;柴达木－祁连块体由阿尔金断裂、东昆仑断裂和河西走廊带等围限;巴颜喀拉块体由东昆仑断裂、甘孜－玉树－鲜水河断裂带和龙门山推覆构造带等围限，羌塘块体则由东昆仑断裂西段或龙木错－郭扎错断裂、甘孜－玉树－鲜水河－安宁河－小江断裂带、嘉黎断裂和红河断裂等围限，而拉萨块体则介于嘉黎断裂和雅鲁藏布江断裂之间。根据第四纪断错地貌定量研究可知，近EW向阿尔金断裂、东昆仑断裂和甘孜－玉树－鲜水河断裂带具有高的左旋滑动速率，NW向喀喇昆仑断裂和嘉黎断裂具有较高的右旋走滑速率，以及这些块体西部均存在近NS向张性正断层或张剪切正断层及其控制的地堑或半地堑盆地等地壳局部伸展构造等，可以推测这些块体至少在第四纪时期存在向东的滑移现象(Molnar et al.，1975;Tapponnier et al.，2001;Meade，2007;Hubbard et al.，2009;Loveless et al.，2011;Xu et al.，2013b)。即这些活动块体具有一个典型的构造地质学基本特征:块体运动的前方与高原周边地块相互作用地带出现地壳明显缩短的挤压构造，例如柴达木－祁连块体与阿拉善地块之间的河西走廊，与鄂尔多斯地块之间的六盘山等挤压构造，巴颜喀拉块体与华南地块之间的龙门山推覆构造带等;而块体运动后方出现局部地壳伸展构造，例如柴达木－祁连块体与西昆仑块体之间的阿尔金断裂西端部NE向张性断裂，羌塘块体西部大量近NS向地堑盆地等。由于分割羌塘、巴颜喀拉、柴达木－祁连和西昆仑等块体的近EW向阿尔金断裂带、东昆仑断裂带和甘孜－玉树－鲜水河断裂带等边界断裂均为左旋走滑断层，这些活动块体的向东滑移和逃逸要求这些边界活动断裂的左旋走滑速率应从南向北依次降低，块体东向运动速率也应表现出向北逐渐降低的运动学特征。

1.2 活动块体运动学特征

根据一级块体内部二级活动构造展布，结合现有GPS观测点实际分布等，青藏高原可进一步划分为14个二级块体，包括祁连(QL)、柴达木(Qaidm)、青藏高原东北缘(NET)、巴颜喀拉(BYH)、龙门山(LMS)、四川盆地(SC)、羌塘(QT)、羌塘东(QTE)、川西(CX)、滇中(DZ)、拉萨西(LSW)、拉萨中(LSM)、拉萨东(LSE)、密支那－西盟(MX)等次级块体(图2)。

根据已经公开发表的青藏高原及其邻区1999—2004年期间3期GPS站点相对于欧亚板块的观测数据(Gan et al.，2007)，选择相对稳定的塔里木盆地内部20个GPS站点计算塔里木盆地的整体运动特征，得到塔里木盆地近北向的平移速率为13.2 mm/a(北向速率 Vn=13.15mm/a，东向速率 Ve=－0.17mm/a)，欧拉极位于柴达木－祁连块体西北部(37.47°±0.2°N，85.04°±0.8°E)，顺时针转动角速度为(0.676°±0.04°)/Ma。假定塔里木盆地为相对稳定的不动点，扣除塔里木盆地的整体运动可得到青藏高原各GPS观测站点相对于塔里木盆地的运动特征(图3)。在假定块体运动近似于刚性，并保证去除各二级(次级)块体整体运动后各GPS观测站点的残差值较小并在可以接受的范围内(图4a)，计算得到各次级块体质心位置附近块体整体的运动矢量(红色箭头)、东向和北向运动速率(图4b蓝色箭头)。由各二级块体的运动矢量图可知，拉萨块体西、中、东等3个二级块体的东向分量和北向分量存在明显差异，东向分量向东明显增大，至少反映出拉萨块体内部存在着近EW向地壳伸展作用，7条受正断层或走滑正断层控制的近SN向新生代中晚期地堑或半地堑断陷盆地带就是地壳局部伸展的地表构造表现，同时表明拉萨块体东部可通过嘉黎断裂与东构造结向SE部的密支那－西盟块体挤出;另外，拉萨块体的北向运动量还表现出西小东大的特点。羌塘块体西藏部分近EW向展布，东向运动分量约为27mm/a，大于拉萨中、西部的2个二级块体相应的东向运动分量，显示出嘉黎断裂中西段(那曲以西)具有右旋走滑分量，但量值较小，仅1～3mm/a;块体西藏部分东向运动量值向东变大反映出羌塘块体西部应存在近EW向的地壳局部伸展，这是其西部出现地表地堑盆地的力学基础;羌塘块体东端部又称川滇菱形块体，包括川西和滇中2个次级块体，受近SN向金沙江断裂带、鲜水河－安宁河－小江断裂带和NW向红河断裂等控制，出现向东偏南的滑移，使安宁河断裂和小江断裂等发生同时兼有左旋走滑和挤压缩短的构造运动，安宁河断裂、大凉山断裂和马边－盐津断裂总的左旋应变速率可达11mm/a，小江断裂左旋应变速率约为9mm/a，东边界带近EW向缩短应变速率可达9mm/a，西侧金沙江断裂带EW向地壳缩短应变速率约5mm/a，丽江－小金河断裂和红河断裂带的挤压缩短应变也很明显。巴颜喀拉块体主体部分或龙日坝断裂以西东向运动速率约为19.2mm/a，并表现出刚性运动的特征，反映出甘孜－玉树－鲜水河－安宁河－小江断裂带甘孜—玉树段的左旋应变速率约为7.5mm/a;但跨越NE向龙日坝断裂后到东端龙门山次级块体东向运动速率减少到14.2 mm/a，减少量分解到了龙日坝断裂上，可得其右旋走滑应变速率约为5mm/a，并带有少量NW向缩短应变，而跨越龙门山推覆构造带的运动矢量的变化表明龙门山推覆构造带分解了2 mm/a右旋走滑应变和2mm/a左右NW向缩短应变。最北部的柴达木－祁连块体东向运动速率为7.6～10.4mm/a，显示出东昆仑断裂带阿尼玛卿山以西的东大滩—西大滩段左旋走滑应变可达12mm/a，这一速率与地质滑动速率基本一致(Van der Wored，2002)，东部玛沁—玛曲段和西秦岭断裂合计左旋走滑应变速率约为9mm/a;而最北部的阿尔金断裂带肃北附近左旋走滑应变速率约为10mm/a，向东到宽滩山段约为2.8mm/a，且均有6mm/a的近SN向地壳相对缩短率，这一结果与相应段落的地质滑动速率基本一致(Xu et al.，2005;Zhang et al.，2007)。

图2 青藏高原次级块体划分示意图Fig.2 Map showing division of second-order active blocks in the Tibetan Plateau.

图3 青藏高原相对于塔里木盆地的运动图像(原始数据据Gan et al.，2007)Fig.3 GPS velocity field within the Tibetan Plateau relative to the stable Tarim Basin inferred from GPS measurements(original data from Gan et al.，2007).

图4 青藏高原次级块体整体运动矢量图像Fig.4 Block motion vectors in the Tibetan Plateau where the rigid rotation of the whole plateau has been removed and only the interior deformation remains.

青藏高原中东部嘉黎断裂、甘孜－玉树－鲜水河－安宁河－小江断裂带、东昆仑断裂和阿尔金断裂的走滑应变速率与地质滑动速率的一致性表明，在GPS有效控制的范围内一级、二级活动块体的东向运动速率具有相当高的合理性，并显示出青藏高原中东部的构造运动符合在印度板块向北运移并与欧亚板块碰撞后青藏高原物质以块体形式向东逃逸模型，且块体运动速率具有从南到北依次降低的基本运动学特征(图4b)。值得指出是:

(1)龙日坝断裂以西的巴颜喀拉块体向东的运动速率为19.1～19.3mm/a，金沙江断裂以西的羌塘块体向东的运动速率为26～28mm/a，反映出块体的东向运动近似于刚性块体运动，主要变形发生在分割一级或二级块体的边界活动断裂上，块体内部的变形量相对边界带要小，在考虑各级块体的整体运动时可以忽略不计。

(2)甘孜－玉树－鲜水河－安宁河－小江断裂带玉树—鲜水河段是分隔羌塘块体与巴颜喀拉块体向北运动和向南运动的重要边界断裂，以北的块体均有向北的运动分量，以南块体有向南的运动分量(图4b)。

(3)川滇菱形块体西边界(近NS向金沙江断裂带、中甸－龙蟠－乔后断裂和红河断裂等)由于川西和滇中次级块体向东偏南的运动实际上减少了作用在这些边界断裂上近EW向的正应力量值，有利于以中等强度地震频繁释放弹性应变能;东边界的鲜水河断裂东南段、安宁河断裂、则木河断和小江断裂等近EW向正应力量值增加，有利于弹性应变能的积累加载和闭锁作用，形成发生大地震的构造力学条件。

(4)依据GPS监测数据和块体运动矢量等可知，川西和滇中次级块体之间N50°E走向的丽江－小金河断裂存在着约2.7mm/a的NW向地壳缩短应变速率，并存在约0.8mm/a右旋应变速率，而断错地貌研究表明该断裂具有左旋走滑性质，地质左旋滑动速率为3.8mm/a(徐锡伟等，2003)，即GPS监测期间现今构造运动对丽江－小金河断裂具有一定的卸载作用，但挤压应变仍在持续增加过程中。

上述青藏高原东部块体运动学模型为进一步分析、理解和讨论2014年接连发生的鲁甸M6.5地震和景谷M6.6地震的构造运动内涵提供了一个理论假设平台。

2 鲁甸地震和景谷地震的指示意义

与2010年9月4日新西兰达费尔德(Darfild)MW7.1地震、2011年2月22日基督城(Christchurch)MW6.2地震(Beavan et al.，2011)和2014年8月24日美国加州南纳帕(South Napa，California)MW6.0地震(Walter D.Mooney，2014在中国地震局地球物理研究所讲演PPT)发生在历史地震活动性相对较弱地区的未知活动断层上一样，2014年8月3日云南鲁甸MS6.5地震和2014年10月7日云南景谷MS6.6地震也发生在川滇菱形块体主边界断裂带外侧震前未知的次级活动断层上，它们的发生对进一步分析、理解川滇菱形块体现今运动状态具有一定的理论指示意义。

2.1 鲁甸地震基本特征

鲁甸MW6.2或MS6.5地震是发生在川滇菱形块体东边界鲜水河－安宁河－则木河－小江断裂带东侧与华南地块之间的一次中等强度破坏性地震。该地区除发育安宁河断裂、则木河断裂、小江断裂、大凉山断裂、马边－盐津断裂等主干活动断层外，主要存在NE向昭通－莲峰断裂带(闻学泽等，2013)，是近年来中等强度地震多发地带，曾发生过2003年鲁甸MS5.0和5.1级地震、2004年鲁甸MS5.6地震、2006年盐津2次MS5.1地震和2012年彝良MS5.7和5.6级地震等。据云南昭通防震减灾局局域地震台网记录到的余震N30°W向密集条带状优势方位、重新定位获得的NEE向和NNW向两组近于直立的余震密集条带、最高地震烈度为Ⅸ度区长轴呈NNW—NW向展布以及极震区地震裂缝等显示出鲁甸地震的发震断层为NW向断层，命名为包谷垴－小河断裂(王未来等，2014;徐锡伟等，2014;Cheng et al.，2014)，震源机制解反映出发震断层以左旋走滑为主，兼有少量的正断倾滑分量(许力生等，2014;张广伟等，2014)，具有从深部沿SSE方向向地壳浅部扩展的破裂过程，并有可能在南东段出现地震地表破裂带的推测(刘成利等，2014)，鲁甸地震NW—NNW向发震断层属大凉山断裂南端部的组成部分(徐锡伟等，2014)。

在鲁甸地震应急期间拍摄的航空照片解译发现的疑似地表破裂带的指引下，作者(徐锡伟、许冲和李西)通过野外实地核实确为鲁甸地震地表破裂带南端，位于王家坡村北，由2条走向320°至330°次级纯左旋走滑破裂带呈左阶羽列而成，其中羽列阶区西侧左旋走滑破裂带基岩断层面倾向NE，倾角62°，带有明显的正断倾滑分量;阶区内部发育多条走向280°左右的张剪切破裂和张性破裂，构成一个拉分构造(图5)。整个地表破裂带由纯剪切破裂、剪切破裂、张剪切破裂、张性破裂和鼓包等组成(图6)。其中，单条纯剪切破裂(P－shear)平行于整条地表破裂带，走向325°，倾向NE，倾角65°;单条剪切破裂(R－shear)走向约315°，与整条地表破裂带夹角10°左右，它们大多数呈左阶羽列，阶区形成拉开状张性破裂或小拉分构造，也有许多地段可见呈右阶羽列，阶区形成隆起的鼓包;单条张剪切破裂和拉开状张性破裂(R'－shear)走向从305°至290°，左旋走滑分量也随之减少，在张剪切破裂左阶雁列区出现拉分构造，而右阶雁列区出现鼓包隆起。上述构造组合成走向325°左右、长约2.2km的地震地表破裂带(图5)，多处可见断层面上近于水平的擦痕显示鲁甸地震为左旋走滑型地震，野外可测量到的最大同震左旋走滑位移量为62cm(Xu et al.，2014)。这一地震地表破裂带的发现进一步论证了鲁甸地震的发震断层为NW向包谷垴－小河断裂，在构造属性上属于大凉山断裂带的南端部组成部分。

2.2 景谷地震基本特征

景谷MW6.2或MS6.6地震发生在川滇菱形块体与密支那－西盟块体或滇西南块体交界附近红河断裂西侧无量山区，发育一系列NNW向和NEE向两组网络状共轭断裂系(虢顺民等，1999;杨晓平等，2008)，该地区除NNW向右旋走滑的红河断裂、NE向左旋走滑的大盈江裂东南段、安宁河断裂、大凉山断裂、小江断裂带东支、红河断裂等发生M≥7地表破裂型地震的危险性。

由此可见，在现有青藏高原2维平面块体运动模型假设条件下，未来地震活动主体地区除巴颜喀拉块体主干边界断裂外，羌塘块体，特别是其东部的川滇菱形块体也是未来地震活动的主体地区之一，2014年11月22日发生在鲜水河断裂南东段(色拉哈断裂)的康定MS6.3地震进一步证实鲜水河断裂东南段、安宁河断裂、大凉山断裂和小江断裂南段等存在发生地表破裂型地震的潜在危险。

在这里需要特别注意的一点是，2014年鲁甸地震地表破裂带显示的同震左旋错动和景谷地震震源断层的同震右旋错动反映出的滇中次级块体的运动方向为150°，与边界断裂控制的块体长期滑动方向一致，但与块体运动学模型假定相对塔里木盆地的现今运动方向有着明显的差别(图7)，这一差异可能是由假定塔里木盆地为稳定的不动点引起的，也可能是其他还不清楚的力学机理引起的，但青藏高原运动学或动力学模型表明川滇菱形块体东边界的鲜水河断裂、安宁河断裂、则木河断裂、小江断裂等现今受到更大的东向挤压正应力而有利于断裂闭锁和弹性应变能的积累，在弹性应变能积累到较大量值或高应力水平状态时，可能表现出与长期运动方向的局部差异，这种差异在未来构造应变演化过程中如果出现向南偏转，与长期构造运动方向夹角变小或一致时，不仅预示着具有发震能力的发震断层及其邻区的局部构造应力场与区域构造应力场趋于一致(刁桂苓等，2011)，还反映出作用在发震断层正应力量值减少，有利于发震断层的突发性错动和已经积累的较大弹性应变能释放，发生地表破裂型地震，这一模型的物理预测需要对川滇地区块体运动方向或最大主压应力轴空间方位变动的监测，对鲜水河断裂东南段、安宁河断裂、大凉山断裂和小江断裂南段进行短临或临震试验预测、预报。

此外，考虑到活动块体不同构造部位运动学性质的差异，地震危险区未来地震破裂和同震滑动方式是不一样的，应有针对性地进行监测研究:例如，针对象祁连山、丽江－小金河断裂等逆断层型危险区，除利用GPS等形变测量资料分析地表逆断层附近的闭锁状态、闭锁范围大小外，观测断层上盘长期的垂直隆升应变特征并与区域背景进行对比分析，讨论可能存在的与地震孕育、发生密切相关的各种异常现象;对于阿尔金断裂带、东昆仑断裂带玛沁—玛曲段、川滇菱形块体主干边界走滑断裂等，除利用各种形变观测资料确定闭锁状态、闭锁范围大小、长期运动状态外，还需考虑它们变形局部化的构造特征(徐锡伟等，2007，2008)，针对局部拉分盆地、挤压隆起等走滑断层几何结构不连续段的应变行为，观测、探讨与这种应变状态相对应的地震活动性、地温、地电阻率、速度结构等理论和实际变化过程，试验性地对块体主边界走滑断层孕震过程进行具有科学目标的监测和对未来地表破裂型地震或震级M≥7地震的预测(马瑾等，2014)。例如，按照滇中次级块体运动学模型、2014年鲁甸地震和景谷地震断层滑动显示出的滇中次级块体现今运动状态等可知(图7)，近SN向的东边界断裂带(安宁河断裂、小江断裂)和红河断裂南段(元阳以南)、建水－楚雄断裂和曲江断裂等不仅存在剪切(走滑)应变积累，还存在挤压应变积累，但则木河断裂由于走向偏西出现局部拉张应变分量，红河断裂北段及其邻近地区由于处于滇中次级块体运动的后缘，同样会出现拉张应变分量，在对这些地段进行观测与分析时，关注应变状态的细微差异及其与滇中次级块体运动状态的关系有助于理解空间异常演化，可帮助提高确定危险区危险程度的实际水平。

4 结语

本文仅是利用作者掌握的有关青藏高原活动构造定量和定性资料，结合GPS监测数据，按照现有活动块体定义，对青藏高原活动块体进行的二级划分，并给出了体现各级块体整体运动为主的运动学参数，体现出青藏高原南部羌塘块体东向运动量最大，向北依次减小的块体运动学模型，与其对应的近EW向块体边界断裂左旋走滑运动速率也有向北依次减小的规律。在这一块体运动学模型理论假设下，分析认为2008年和2014年两次于田地震与北部柴达木－祁连块体的向东逃逸密切相关，会对阿尔金断裂带东部段落和河西走廊带引起加载作用，但由于一级块体内部柴达木盆地东西两侧、祁连山等地区发育NW向活动逆断层褶皱系，会减缓从西向东的加载作用量，对东端部(河西走廊、六盘山等)影响有限;2001年昆仑山口西地震、2008年汶川地震和2013年芦山地震的发生与巴颜喀拉块体的东向运动密切相关，东昆仑断裂带西大滩—东大滩段和玛沁—玛曲段是未来应该密切关注的地段，1997年玛尼地震、2010年玉树地震等则与羌塘块体的东向偏南运动有关。因此，未来地表破裂型地震的主体地区应至少包括巴颜喀拉块体和川滇菱形块体等，发震构造为这些块体的主干边界断裂带，其历史地震空段是最有可能发生M≥7大地震或特大地震的具体地点(图8):东昆仑断裂玛沁－玛曲断裂、鲜水河断裂东南段、安宁河断裂、大凉山断裂、小江断裂南段和红河断裂中南段等应引起足够的重视。川滇菱形块体运动学模型进一步显示，滇中次级块体东西两侧主干边界断裂不同段落的应变状态是有差异的，在地震的监测和试验预测中应引起注意。

当然，不同的青藏高原块体运动学模型会导致对同一种观测现象的不同理解和解释，甚至会出现南辕北辙的对立结论，我们在这里提供的仅是一种可能的理论假设模型，希望在未来的实践中得到补充、修改、完善，甚至抛弃，形成更符合实际的新一代运动学模型。