基于GPS观测的红河断裂带现今分段及闭锁特征

王君毅， 许才军,2,3*， 温扬茂,2,3， 臧建飞， 肖卓辉

1 武汉大学测绘学院， 武汉 430079 2 武汉大学地球空间环境与大地测量教育部重点实验室， 武汉 430079 3 自然资源部地球物理大地测量重点实验室， 武汉 430079

0 引言

中国大陆现代构造运动以地块运动为主要特征，而地块边界带由于其两侧块体的差异运动导致构造变形的非连续性最强，从而有利于应力高度积累最后孕育强震(邓起东等，2002).近年来，随着空间大地测量技术的发展，GPS、InSAR等观测手段被广泛应用于研究地块边界带中断裂带的形变特征(Shen et al.，2005；McCaffrey，2005；赵静等，2015)，并用于反演震间形变模型，如二维位错模型(Savage and Prescott，1978)、三维弹性块体模型(McCaffrey，2002，2005)、三维黏弹性模型(Fukuda and Johnson，2010；Jiang et al.，2015)等，从而得到断裂带的滑动速率、闭锁程度、滑动亏损等特征，用于分析断裂带近期的活动特性以及其地震危险性(赵静等，2015).

川滇地区位于青藏高原东南缘，是协调东南亚新生代陆内构造变形的关键区域(张培震等，2003).晚第四纪以来孕育了一系列以水平剪切变形为主，兼有强烈隆升运动的活动断裂，它们将该地区分割成不同的活动块体(徐锡伟等，2003).其中，作为滇中块体与滇西南块体分界的红河断裂带，是一条穿越云南的大型走滑断裂，呈NW-NWW走向，在平面上呈弧形伸展，弧顶凸向SW(图1).晚第四纪以来，红河断裂带从早期的左旋走滑运动转变为右旋走滑运动(向宏发等，2004).从断裂带的构造活动特征和地震活动性质来看，红河断裂带都表现出了非常显著的时空不均匀性及分段特征(虢顺民等，2001)；在弥渡及其以北的段落地震频发，至今曾发生6级以上地震9次，其中7级以上地震2次，而断裂带中部和南部尚未有强震和大地震的记载，甚至小震活动都不活跃(张建国等，2009；尹凤玲等，2018；李宁等，2019)，尤其是红河断裂带中部出现了明显的地震空区.

目前有许多学者基于GPS和InSAR数据对红河断裂带的活动特性开展了丰富的工作(Shen et al.，2005；王阎昭等，2008；李煜航等，2014；刘耀辉等，2015；Wang et al.，2017；李宁等，2019；徐文等，2019；李长军等，2019).但由于红河断裂带中南段(弥渡县至元阳县)的数据空间分辨率不足和所使用的模型的不同，不同学者得到的滑动速率和断层闭锁情况仍存在较大差异(表1).例如，王阎昭等(2008)和Shen等(2005)基于GPS数据认为红河断裂带南段(元江县至元阳县)为左旋走滑，而地质结果(Allen et al.，1984)以及近年来其他学者基于大地测量数据则认为红河断裂带该段呈右旋走滑运动(刘耀辉等，2015；李宁等，2019；徐文等，2019)；徐文等(2019)基于2009—2014年GPS数据认为红河断裂带中段为高闭锁区，北段和南段闭锁程度较弱；而李长军等(2019)考虑了红河断裂带左右两侧的近场断裂带——楚雄—建水断裂带和无量山断裂带，认为北段和南段的闭锁程度要高于中段.同时，众多学者在使用块体模型对红河断裂带进行研究时，通常参照邓起东等(2002)块体划分和虢顺民等(2001)段落划分的结果，未对研究区域的块体划分和段落分段进行进一步检验，这可能导致建模偏差，从而影响实验结果的准确性.

表1 红河断裂带不同文献所用数据和模型的对比

红河断裂带北段地震发生频繁，其积累的震间应力是否已经完全释放，从而具有较弱的闭锁程度？红河断裂带中南段的弱活动性是由于其边界作用已经弱化(胥颐等，2003；汪一鹏等，2003；Shen et al., 2005；王阎昭等，2008；张建国等，2009)，与周围的断裂带一起构成了青藏高原东向挤出的西南边界断裂带，它们分散了红河断裂带上的应力加载，从而导致了中南段地震稀疏同时闭锁程度不强?还是由于红河断裂带中南段的强闭锁程度抑制了其活动性(张希等，2013；徐文等，2019)?针对这些问题，本文整合了Wang和Shen(2020)发表的GPS数据和课题组2014—2018年在云南宾川—永平、峨山—墨江测线加密布设的12个站点的GPS观测数据对红河断裂带现今活动段落划分、不同段落的闭锁特征以及活动特性等开展研究.

1 区域构造背景

红河断裂带位于滇中块体与滇西南块体的交界带(邓起东等，2002)，在其附近区域存在多条强活动断裂(图1).如作为滇中块体东边界的小江断裂带，具有11～13 mm·a-1的左旋走滑速率(李煜航等，2014)；北边界的丽江—小金河断裂带具有3 mm·a-1的左旋走滑速率(Shen et al.，2005；Wang et al.，2017).作为滇西南块体西边界的龙陵—澜沧新生断裂带，具有8 mm·a-1的右旋走滑速率(王阎昭等，2008)，同时历史地震频发，近50年以来发生过多起6.5级以上地震；南边界的打洛—景洪断裂具有7.3 mm·a-1的左旋走滑速率(王阎昭等，2008).而在红河断裂带近场100 km范围内存在着两条与之近乎平行的断裂带：分别为位于其西南侧的无量山断裂带，由磨黑断裂、宁洱断裂、普文断裂和景谷—云仙断裂所构成(李长军等，2019)，表现为右旋走滑性质，速率达4.3 mm·a-1，历史上共发生了10次6级以上地震(常祖峰等，2016)；和位于其东北侧的楚雄—建水断裂带，是由楚雄—南华断裂、曲江断裂、石屏—建水断裂构成的以右旋走滑运动为主的断裂带，速率为2～5 mm·a-1(闻学泽等，2011)，该断裂带南段与小江断裂带交界的位置历史中强地震频发(图1).

2 基于GPS数据的区域块体和红河断裂带段落划分

2.1 GPS数据处理

依托于国家重点基础研究发展计划(973计划)和川滇国家地震监测预报实验场项目，项目组2014—2018年在云南宾川—永平、峨山—墨江测线新布设12个站点并进行了9期GPS加密观测.本文首先对这12个测站的9期GPS数据进行了处理，然后结合Wang和Shen(2020)的GPS速度场数据整合获取1999—2018年间多期复测得到的川滇地区GPS速度场.

本文采用GAMIT软件对加密布设的12个流动观测站的数据进行处理.数据处理中采用消电离层组合观测值的方法来消除电离层的影响，同时考虑对流层、海洋潮汐、固体潮的影响(朱璇等，2017)；在基线解算中将12个云南观测站数据与中国大陆周边的13个IGS(International GNSS Service)站(BJFS，CHAN，CHUM，JFNG，HYDE，ULAB，LHAZ，POL2，HKWS，IISC，WUHN，SHAO，URUM)数据进行联合解算，估计得到地球自转参数、卫星轨道和测站坐标的单日松弛解；然后将单日解与全球IGS解进行合并，采用GLOBK软件进行整体平差，得到各个测站在ITRF2008框架下的坐标和位移时间序列.最后对各站的位移序列进行线性拟合，得到各测站在ITRF2008框架下的速度解，并采用Wang和Shen(2020)的转换参数，将速度场转换到欧亚框架下.

本文所使用的GPS速度场数据还包含来自Wang和Shen(2020)发表的成果，该速度场数据中包含了中国地壳运动观测网络工程和中国大陆构造环境监测网络1999—2016年的GPS数据以及云南四川等地区的区域流动站数据.

2.2 区域块体划分

在对断裂进行建模前，对它周围研究区域进行块体划分是十分重要的.首先根据地质和大地测量资料给出研究区域的初步块体划分模型(徐锡伟等，2003；张培震等，2003).结果如图1中块体Ⅰ—Ⅶ所示；其中，南汀河断裂将滇西南块体分为块体Ⅰ和块体Ⅱ；丽江—小金河断裂为块体Ⅳ和块体Ⅴ的分界断裂；楚雄—建水断裂带将滇中块体分为块体Ⅲ和块体Ⅳ；在滇中块体和华南块体之间加入块体Ⅵ.再通过最新的观测资料对其现代活动性和独立性加以验证.

(1)

得到显著性值F，n1和n2分别为相应的台站数目.再将这个显著性值F与显著性置信度达到95%时的F1做比较，如果F>F1，表示两个块体在95%的置信度下是独立的，可以作为两个相对独立的块体；如果F

表2 块体独立性检验结果

通过独立性检验，发现有两组块体未通过检验：一是块体Ⅰ和块体Ⅱ，这可能是因为滇西南块体内部GPS站点较少，可能无法区分两个块体的运动趋势，故将两块体合为滇西南块体.二是块体Ⅲ和块体Ⅳ，它们之间的分界断裂为楚雄—建水断裂带，由于该断裂带距离红河断裂过近(80 km)，且与红河断裂带之间的近场GPS数据较少(图2)，可能无法区分两个块体的运动趋势，故将两个块体合为滇中块体.最终将研究区域划分为5个相对独立的块体(图1)，分别为：华南块体、大凉山块体、川西北块体、滇中块体、滇西南块体.

图2 GPS速度场及速度剖面位置

2.3 红河断裂带段落划分

在对断裂进行三维建模前，需要对断裂带不同分段的活动特性有一个基本认识，使所建模型更加精确.本文沿红河断裂带选取了7个横跨断裂带的GPS速度场剖面，包含了断裂带左右两侧150 km范围(图2)，使每个剖面包含的近场、远场数据可以体现出该段断裂的运动状态；并将断裂两侧的GPS速度场分别投影到平行断裂和垂直断裂的方向上，得到各段位错的走滑分量和倾滑分量所产生的地表形变特征.

剖面1，2，3均显示出了约3～4 mm·a-1的右旋走滑运动趋势(由南至北逐渐增强)(图3a，3c，3e)和由北至南逐渐减弱的拉张运动趋势(图3b，3d，3f).剖面4，5则呈现出了弱于北边3个剖面的右旋运动趋势，在楚雄—建水断裂带的位置发现了新的速度跃迁，并且其右旋活动性强于红河断裂带该段；图3i显示在红河断裂带左侧的无量山断裂带处也存在一个右旋性质的速度跃迁.剖面6同样可以揭示无量山断裂带和楚雄-建水断裂带位置的右旋运动趋势(图3k)，而在该段红河断裂带近场速率反映了左旋运动趋势；剖面7由于西侧近场只有一个站点且没有远场数据，完全呈现出左旋运动趋势，而在其东北侧楚雄—建水断裂带位置依然存在较强的右旋运动趋势(图3m)；同时，剖面7的垂直断层速率分量呈现出了挤压运动状态(图3n).

图3 剖面1—7平行断层、垂直断层速率分量

根据上述红河断裂带不同分段速度剖面表现出来的运动状态，可以将红河断裂带分为三段：剖面1，2，3区域为红河断裂带北段，地理位置为洱源县至弥渡县，显示出了右旋走滑、拉张的运动趋势；剖面4，5区域为红河断裂带中段，地理位置为弥渡县至元江县，显示出了弱于北段的右旋走滑运动趋势；剖面6，7区域为红河断裂带南段，地理位置为元江县至元阳县，断裂带走向发生了明显变化，且近场数据显示出了左旋走滑、挤压的运动趋势.断裂带分段结果与前人地质观测得到的分段结果基本一致，即红河断裂带北段为拉张伸展段、中段为走滑剪切段和南段的压缩变形区(向宏发等，2004)，但在具体的位置划分上略有差别.

图3续

由图3g，3i，3k可得红河断裂带两侧的无量山断裂带和楚雄—建水断裂带也具有较强的活动性，但由于红河断裂带近场的数据不够丰富，不足以区分三条断裂带各自的构造活动特征；因此在对红河断裂带进行三维建模分析时，剔除了无量山断裂带与楚雄—建水断裂带两侧25 km范围的数据(共25个站点)，使红河断裂带反演结果更加准确.结合2.2节研究区域块体划分的结果，本文最终用于建模分析的GPS速度场共有633个站点的数据，其中滇中块体内有94个测站、滇西南块体72个、华南块体379个、川西北块体69个、大凉山块体19个.

3 反演方法和断层几何模型

3.1 反演方法

(2)

其中，n是观测值数量，dof是自由度，r是观测值的残差，s是观测值中误差，F是观测值权重；以及加权均方根误差(Wrms)，其定义为(McCaffrey，2002；肖卓辉等，2017)：

(3)

Tdefnode采用模拟退火的反演方法，可能会出现局部最优的结果，因此本文执行一个迭代过程来反演块体的运动参数，先给定块体初始的欧拉参数和内部应变参数，再将反演得到的欧拉参数和内部应变参数给定块体进行下一次反演，直至运动参数稳定不再发生变化.经过实验，将迭代次数设为50次.

3.2 断层几何模型

丽江—小金河断裂带、小江断裂带与红河断裂带均为滇中块体边界，前者与红河断裂带北段相交，后者与红河断裂带南段相交；这两条断裂带均具有较强的活动性且历史地震频发(图1)，对红河断裂带近场的数据有较大影响.为了提升红河断裂带北段和南段的模型反演精度，在模型中考虑这两条断裂带闭锁所产生的弹性形变，分别对两条断裂带进行建模；其中，丽江—小金河断裂带为滇中块体与川西北块体的交界断裂，小江断裂带为滇中块体与华南块体的交界断裂.

准确确定断层的几何模型，可以更好的将模型去拟合观测的GPS速度场，减小速度场残差；通过资料查询，得到红河断裂带的倾角在60°到80°之间(李煜航等，2014；刘耀辉等，2015)，通过网格搜索确定其最佳倾角为75°；小江断裂带的倾角在80°左右(李煜航等，2014)，通过网格搜索确定其最佳倾角为80°；根据大地电磁剖面的结果(李文军等，2016)，丽江—小金河断裂带的倾角自地表至断层闭锁深度由65°逐渐减到10°.断层的初始闭锁深度也可以通过网格搜索计算出来；对于丽江—小金河断裂带，在20 km到30 km的范围内搜索，得到其初始闭锁深度为25 km；对于小江断裂带，在25 km到35 km的范围内搜索，得到初始闭锁深度为28 km；对于红河断裂带，在20 km到35 km的范围内搜索，得到初始闭锁深度为26 km.

4 GPS数据反演

4.1 参与建模断裂带对比实验

为了检验在模型中加入丽江—小金河断裂带和小江断裂带是否对数据拟合有效果，总共做了4组实验进行对比：第一组，只对红河断裂带进行建模；第二组，对红河断裂带和小江断裂带进行建模；第三组，对红河断裂带和丽江—小金河断裂带进行建模；第四组，对三条断裂带一起进行建模分析；在对断裂带进行建模时，只考虑其周围围限块体的运动和使用相应块体内的数据；最终结果对比如表3所示.

表3 不同断裂带参与建模对比结果

4.2 模型分辨率检测

为了证明反演结果的可靠性，本文对断层的几何模型进行了分辨率测试(Li et al.，2018).该方法可以确定用于约束模型的GPS速度场可以识别断层多大范围(沿走向)的闭锁情况变化(节点间距越小代表GPS速度场识别的断层范围越精确).具体步骤分为正向模型和反演模型两步：①正向模型：在每个断层节点处给定初始闭锁系数Φ，然后正演得到所有站点的模拟GPS速度场；②反演模型：将每个站点的GPS速度中误差作为白噪声添加到模拟GPS速度场中，然后在这个速度场的约束下去反演断层的闭锁系数分布；最终将反演的Φ分布与正演设定的Φ分布进行对比，分析讨论各条断裂带的模型分辨率.分辨率测试结果显示(图4a、4c、4e表示各条断裂模型测试结果，图4c、4e测试了断层沿走向上的分辨率，图4a测试了断层沿倾向上的分辨率.图4b、4d、4f表示各条断裂最佳模型结果.其中，每张子图中下图为正演输入模型，上图为反演输出模型)：小江断裂带节点平均间距为50 km，最佳节点模型为6×4(沿走向×沿倾向)；丽江—小金河断裂带节点平均间距为80 km，最佳节点模型为4×4；红河断裂带节点平均间距为100 km，最佳节点模型为4×4.模型沿倾向上设立的4个深度分别为：0.1 km、8 km、16 km、最大闭锁深度(丽江—小金河断裂带25 km、小江断裂带28 km、红河断裂带26 km).目前的数据可以较好的识别断层沿走向上的闭锁程度变化，但在倾向方向上存在一定的偏差，如小江断裂带北段、丽江—小金河断裂带南段、红河断裂带整段都无法很好的识别深度超过16 km的强闭锁区域；但在深度0～16 km的范围内，模型分辨率尚佳.

图4 断层模型分辨率测试结果

4.3 反演结果

图5 GPS速度场残差分布及统计直方图

模型反演得到各个块体的刚性旋转参数和内部应变率参数如表4所示.块体的运动趋势符合印度板块与欧亚板块碰撞而导致青藏高原东向挤出，但碰上相对稳定华南块体，从而运动方向向南发生偏转，呈现出顺时针运动的特点(徐锡伟等，2003)；与前人研究结果相比，块体的运动参数大小由于块体划分的不同存在差异，但是块体的运动趋势是一致的(丁开华等，2013；Wang et al.，2017；徐文等，2019).

表4 块体欧拉参数及内部应变率参数

本模型也得到了各条建模断裂的震间闭锁程度分布(图6，7，8).丽江—小金河断裂带中北段的闭锁程度由断裂带的西南至东北逐渐增强，且完全闭锁深度逐渐加深，至最北端时，地表至16 km深度已处于完全闭锁状态；断裂带南端靠近红河断裂带的位置存在完全闭锁段落.小江断裂带存在两个强闭锁区域：一个位于小江断裂带靠近红河断裂带(同时与楚雄—建水断裂带南段相交)的位置，地表至16 km深度为完全闭锁状态；另一个为断裂带北端与则木河断裂相交的位置，地表至8 km深度为完全闭锁(图7).红河断裂带北段，地表至16 km深度处于完全闭锁状态；红河断裂带中段，完全闭锁深度逐渐降低，地表至8 km深度为完全闭锁状态；红河断裂带南段的闭锁程度要弱于中段、北段(图8)，关于红河断裂带各个段落的闭锁特征将在5.2节详细讨论.

图6 丽江—小金河断裂带闭锁分布图

图7 小江断裂带闭锁分布图

图8 红河断裂带闭锁分布图

5 讨论

5.1 滑动速率

利用反演得到的块体运动参数，可以用于算出边界断裂的滑动速率(走滑速率如表5所示).小江断裂以左旋走滑运动为主，沿走向为7.9±0.1～8.1±0.1 mm·a-1，在断裂带北段存在3.7±0.3 mm·a-1的拉张速率，与前人利用大地测量数据约束所得到的结果一致(徐锡伟等，2003).丽江—小金河断裂以左旋走滑运动为主，滑动速率为1.8±0.2～3.1±0.2 mm·a-1，由东北至西南逐渐增大，在断裂带北段存在2.5±0.2 mm·a-1的拉张分量，与赵静等(2015)利用块体模型得到结果一致.红河断裂带不同分段的运动状态为：北段，右旋走滑速率为2.9±0.2 mm·a-1，拉张速率为1±0.2 mm·a-1；中段，右旋走滑速率为1.6±0.2 mm·a-1，挤压速率为1.9±0.3 mm·a-1；南段，左旋走滑速率为1.3±0.2 mm·a-1，挤压速率为3±0.3 mm·a-1.本文得到红河断裂带中北段的滑动速率结果与地质结果2～7 mm·a-1(Allen et al.，1984)以及前人利用大地测量数据约束得到结果1～5 mm·a-1(李煜航等，2014；刘耀辉等，2015；徐文等，2019；李长军等，2019；鲁小飞等，2019)相吻合；而断裂带南段呈左旋走滑运动的现象将在5.2节进行讨论分析.

表5 不同文献三条断裂带走滑速率对比

5.2 红河断裂带不同分段的闭锁特征

红河断裂带北段仍具有较高的地震危险性.由于数据密度的原因，模型并不能完全识别该段的最大闭锁深度,如图4f所示；但反演得到的16 km的最大闭锁深度反映了该段的强闭锁状态，与红河断裂带北段近年来强震频发的现象相吻合(图1).同时，丽江—小金河西南段的闭锁特征较弱(图6)以及该段稀疏的历史强震，说明该区域的应力加载主要作用于红河断裂带北段上，故该段仍然具有较高的地震危险性.

红河断裂带中段近年来活动性不强，可能不再独立作为滇中块体的西南边界.中段的完全闭锁深度由北部的16 km向南逐渐减小到8 km.而在该段南部两侧的无量山断裂带和楚雄—建水断裂带则呈现出了较强的运动趋势，如图3i所示；本文在无量山断裂带和楚雄—建水断裂带的位置选择了3个速度场剖面，如图2所示(剖面8对应楚雄—建水断裂带北段，剖面9对应楚雄—建水断裂带南段，剖面10对应无量山断裂带)，将GPS速度场投影到各个段落上，得到结果如图9所示，揭示了两条断裂带较强的右旋走滑运动特征(楚雄—建水断裂带南段的速率分量较离散是因为楚雄—建水断裂带南段是由多条断裂带组成的，包括石屏断裂带、建水断裂带等；该段断裂带的左侧出现的左旋运动是来自红河断裂带南段左旋运动趋势的体现(图 9b))；同时，这两条断裂带历史强震频发(图1)，近50年以来发生6级以上强震多起，如1979年普洱6级地震、2000年姚安6.5级地震、2009年姚安6.3级地震等；这些都反映出了这两条断裂带近年来的强活动性.王阎昭等(2008)基于GPS数据约束有限元模型得到青藏高原东向挤出的西南边界似乎不是由单一断裂带构成，而是由浅部多条近平行或斜列展布的、跨度达数百千米量级的很宽的一个断裂带共同组成的结论.本文得到的认识与上述结论是一致的，即该区域块体相对运动所积累的震间应力通过区域的多条断裂带得到了释放，故而出现了红河断裂带中段的地震空区以及相对于北段减弱的闭锁特征(图1，图8).

图9 剖面8—10平行断层速率分量图

红河断裂带南段运动性质发生了转变，由中段、北段的右旋走滑运动转变为左旋走滑运动.这是由于该段位于块体转换区，由青藏高原东南缘块体的逆时针运动转换为华南块体的顺时针运动，故断裂带的运动性质发生了转变(邓起东等，2002).滇中块体内的GPS速度场在进入块体转换区的范围后，发生了明显的削弱(图2)，这与楚雄—建水断裂带北段(剖面8)到南段(剖面9)断裂两侧平行断裂的速率值出现约2 mm·a-1的下降趋势(图9a，9b)相吻合；但楚雄—建水断裂带两侧的块体均处于块体转换区内，故其运动性质未发生变化.而红河断裂带剖面5到剖面6(剖面5位于红河断裂带中段，剖面6位于红河断裂带南段)中断裂带东侧(位于滇中块体内)平行断层速率由10 mm·a-1降为7 mm·a-1，而断裂西侧(位于滇西南块体内)平行断层速率仍为8 mm·a-1(图3i，3k)，导致了红河断裂带南段左旋走滑运动的出现.

同时，红河断裂带该段历史地震稀疏且闭锁程度较弱(图8).而其东侧80 km处的楚雄—建水断裂带南段(主要由石屏—建水断裂和曲江断裂构成)不仅具有较强的活动性(图9b)，而且历史地震频发，6级以上强震也经常出现，如1934年石屏6级地震、1970年通海7.8级地震等.呼楠和韩竹军(2013)利用地震波数据获得了该区域断裂带地壳速度剖面，发现红河断裂带与石屏—建水断裂和曲江断裂在深部汇聚为一条深大的断裂构造带，且后两条断裂带与该大断裂带倾向相同，而红河断裂带与之倾向相反.本文所得出红河断裂带中南段已经不再单独构成滇中块体的西南边界的认识与之相一致，并且在该区域作为块体边界从而实现青藏高原东南向挤出的运动中，楚雄—建水断裂带可能表现出了更大的作用.小江断裂带在该区域与楚雄—建水断裂带南段相交位置的强闭锁现象，同样说明红河断裂带南段在该区域并不是应力加载的主要断裂.

本文所得到的结论是基于目前观测数据得出的最优结果，但由于红河断裂带中、南段的数据还不够丰富，还不足以区分该区域红河断裂带、无量山断裂带、楚雄—建水断裂带各自产生的弹性形变，需要更加密集的观测数据才能给出更加真实的结果.

6 结论

本文结合红河断裂带周围加密布设的站点，整合了1999—2018年川滇地区GPS速度场，对红河断裂带周围区域进行块体划分和段落分段；并将丽江—小金河断裂带、小江断裂带与红河断裂带一起进行建模分析，分别对三条断裂带进行分辨率检测获得断裂带几何模型，利用三维弹性块体模型反演三条断裂带的滑动速率和闭锁分布情况.最后，结合断裂带历史地震分布、无量山断裂带和楚雄—建水断裂带的运动特征结果对红河断裂带不同分段的闭锁分布特征进行讨论分析.主要结论如下：

(1)小江断裂带的左旋走滑速率为7.9～8.1 mm·a-1，断裂带上存在两个完全闭锁区域，一个位于断裂带北段，闭锁深度为8 km；一个位于断裂带南段与楚雄—建水断裂带交界的位置，跨度约为150 km，闭锁深度达到了16 km，具有较强的地震危险性；丽江—小金河断裂的左旋走滑速率为1.8～3.1 mm·a-1，断裂带北段存在2.5 mm·a-1的拉张分量，为断裂带的完全闭锁段落，闭锁深度为16 km.

(2)红河断裂带北段的右旋走滑速率为2.9 mm·a-1，拉张速率为1 mm·a-1，地表至16 km深度为完全闭锁状态，历史地震频发，为区域内应力加载的主要断裂，仍然具有较强的地震危险性.红河断裂带中南段处于地震空区，中段右旋走滑速率为1.6 mm·a-1，挤压速率为1.9 mm·a-1，西北至东南闭锁深度由16 km降至8 km.红河断裂带南段的左旋走滑速率为1.3 mm·a-1，挤压速率为3 mm·a-1，南段闭锁程度弱于中北段.结合块体模型和GPS速度场剖面投影的结果，推测红河断裂带中南段似乎已经不能单独构成滇中块体的西南边界，而是与其东西两侧的无量山断裂带和楚雄—建水断裂带共同组成的多条断裂带近似平行、跨度达数百千米的一条大的断裂带，共同承担块体边界的作用；但考虑到红河断裂带中、南段的数据不够丰富，需要更加密集的观测数据才能给出更加准确的结果.

(3)红河断裂带南段位于滇中块体与华南块体的转换区内，块体运动由滇中块体的顺时针运动转变为华南块体的逆时针运动，GPS速度场在转换区内减小导致了红河断裂带南段左旋走滑运动状态的出现.

致谢感谢美国波特兰州立大学McCaffrey教授提供Tdefnode软件包以及在使用Tdefnode的过程中给予的无私帮助和指导，感谢同济大学伍吉仓教授团队参与973项目的GPS野外观测，感谢三位审稿专家提出的宝贵建议.