運動學是壹個系統，各種現象必然有其內在聯系。從中國及周邊地區的整體性來看，可以發現整個中國及周邊地區的特點是右旋運動，表現在很多方面:
地貌特征:根據地貌-構造單元的劃分，可劃分為東部和西部兩個壹級構造單元(邱等，2006)。西部為近東西向的高山系統，沿南北方向呈盆山結構；東部(臺灣省山脈除外)為低海拔山地，自西向東由壹系列NE-NNE向的坳陷帶和隆起帶組成(圖3.5)。第壹列坳陷帶包括呼倫貝爾-巴音郭楞盆地、鄂爾多斯盆地、四川盆地和滇中盆地，還有陰山和秦嶺兩個帶狀構造帶，依次位於西部。第二列中的隆起帶，包括大興安嶺、太行山、呂梁山以及它們之間的山西高原、千東山、湘西山，也有沿陰山、秦嶺兩個東西向構造帶平移扭動的現象。遙感構造分析表明，天山-陰山和昆侖-秦嶺由壹系列剪切-推覆構造體系組成(李淑靜等，2006)。
GPS觀測顯示(圖3.9)，由於印度板塊的強烈沖擊，中國西部西藏地塊的地殼運動由南向北逐漸變緩，西藏地塊南北方向的形變速率為7.0±2.3mm/a(縮短)，東西方向的形變速率為7.4±2.3mm/a(伸長)(王琦等，1996)，呈現南北方向的縮短。Molnar和Tap-ponnier(1975)認為主要來源於印度板塊和歐亞板塊的碰撞。結合全球GPS數據，認為對於中國大陸來說，印度板塊底部的推擠作用疊加在歐亞大陸自西向東的運動背景上(馬宗晉等，2001，2003)。
今天亞洲中東部的應力場(圖8.18)顯示西南的印度板塊受到擠壓，東部的太平洋板塊向北向西俯沖，北部的西伯利亞地塊相對受阻。地殼整體運動大致以南北地震帶為界(王，2002)或東經105(李延興等，2004)。李延興等，2004；邱等，2006)。在中國大陸，不同塊體的運動形式、方向和強度不同:在東北塊體的東部，主壓應變方向逐漸順時針偏轉，在東邊界處轉向NE50在華北地塊，西部鄂爾多斯主壓應變方向為NE70左右，向東逐漸順時針偏轉，向東海岸轉為東西向。在華北地塊東南部，主壓應變方向約為25°東北；在華南地塊，主壓應變方向變化較大，有西北方向、東南方向、東北方向和西南方向(李延興等，2004)，與GPS測量得到的運動方向大體壹致(圖3.9)。
斷裂構造方面:東亞大陸遙感構造分析研究(李淑靜，2007)表明，東亞大陸緯向輻合的強烈壓縮和大陸地殼表層的大規模水平滑動，對應西部青藏、蒙高原的隆升，東部整體構造面貌向東南發散；沿興安線和太行線發育的向東南突出的弧形構造分別與日本和琉球島的弧形相呼應。山東半島、南黃海至江浙皖壹帶和東海西南部出現壹系列北凸弧形構造。郯廬斷裂帶也是壹條向東南凸出的平緩弧形。與測深剖面中發現的張八嶺推覆構造(孫武成等，1991)壹起，具有推覆-伸展巖前斷裂帶的性質。在南嶺以南，廣東沿海大陸邊緣的蓮花山構造帶和海南島的弧形構造也指向東南，分別對應南海南端的菲律賓火山弧和巴拉文-曾母暗沙-納土納島弧，反映了大陸表面向東南的擴張運動。南海鋒的運動方向轉向西南，其周圍有壹條由緬甸-安達曼-尼科巴-蘇門答臘-爪哇等弧形構造組成的大型弧形構造帶，總體向西南方向突出。李淑靜(2007)指出，除華南部分地區外，東亞大陸總體向東南甚至西南擴展，與中國大陸應變場的主壓應變方向和用地質方法、地震學方法得到的主壓應力軸方向(華南地塊除外)吻合較好(李延興等，2004)。
深部特征:在南北地震帶的北段，青藏高原雖然在六盤山附近，但對鄂爾多斯地塊產生了北東向的擠壓作用，這在地質地貌、GPS圖像、構造應力場和巖石圈三維結構上都有所體現(鄧，1996；江在森，2006 54 38+0；楊國華，2006 54 38+0；，2001，陳；鄧，2003等。).數值模擬(劉翠，2003)表明，在青藏高原附近的六盤山地區產生了壹個環形應力場，並在鄂爾多斯之下誘發了壹個上升流，使六盤山沖斷於鄂爾多斯之上。同時，陸塊周圍局部生成斷陷盆地，大同地區在深度約50~150km處張力最強。山西地塹系統記錄了17次8級以上大地震，華北斷塊有6次地震，其中3次集中在魏奮地塹。其形成大致可分為三個階段:燕山期，在NW-SE向主壓應力作用下，區內巖石發生破裂；②新生代以來，在NE-SW向主壓應力作用下，斷層偏向壹側，形成半地塹系；(3)由於太平洋板塊和印度板塊的俯沖，在斷塊最大沈降曲率處發生張性斷裂，整個斷塊不均勻沈降，形成完整的裂谷地塹構造，目前仍在發展和擴大(李樹德，1997)，這與許(2002)提出的大同-太原是壹個輕微右旋張性運動的張性活動邊界的結論是壹致的。因此，鄂爾多斯地塊雖然受到青藏高原(在六盤山)的擠壓，但總體上是張性的。地球物理也證實鄂爾多斯地塊地殼結構簡單，厚度約40 ~ 42公裏，僅在東北和西南邊緣略有加深。鄂爾多斯周邊斷陷帶地殼隆起較淺，其中南緣的渭河地塹最薄，約32～34km，西緣的銀川地塹約34～36km，北緣的河套盆地和胡寶盆地約36～38km，東緣的陜西斷陷盆地南薄北厚，約38～42km。深部特征可能反映了鄂爾多斯西北緣的銀川盆地和河套盆地，東南緣的魏奮地塹，南部的渭河盆地是壹個地幔隆起、地殼減薄、地表凹陷的張性構造。魏奮地塹北部的陜西斷陷具有明顯的右旋剪張性，但地殼厚度變化不大。鄂爾多斯西南緣與青藏高原東北角相連，由東北向西南迅速加深，地殼厚約50km，表明與青藏高原邊緣接觸的地殼被擠壓增厚。
圖8.18亞洲中東部最大壓應力分布圖(根據王聖祖，2001)
類似的環境在四川盆地上揚子地塊，同壹地塊內部結構簡單，地殼厚度約40~42km，但西緣與青藏高原相連，地殼厚度可達50km。在西北緣，可能受到右旋剪切拉伸，形成地幔隆起、地殼變薄、地表凹陷的伸展構造盆地。
盆地特征:中國東部大部分地區和海域的新生代盆地屬於裂陷伸展構造類型。有學者認為其形成的動力學背景是中國東部自古近紀以來壹直處於太平洋西側弧後擴張的地球動力學環境(馬興元，2004)。我們認為新生代以來中國東西部屬於動力系統，軟流圈物質隨著西部青藏高原山麓的形成而向東流動，向東流動的軟流圈物質受到太平洋俯沖板塊的阻擋，新生代以來中國東部的大陸動力學背景受到巖石圈/軟流圈系統和太平洋板塊俯沖的影響(邱等，2004)。東北地區形成了依蘭-伊通-下遼河、密山-敦化、鴨綠江-琿春裂谷系等多個狹長的裂谷系。華北西部形成銀川、河套、渭河地塹系，東部紫荊關-武陵山斷裂帶與郯廬斷裂帶之間發育包括華北盆地、渤海在內的地塹系。向南，秦嶺-大別山隆起兩側形成南陽-襄陽、江漢-洞庭、蘇北地塹系；華南閩粵沿海發育晚更新世至全新世的小型斷陷盆地，如福州、泉州、漳州、龍海、潮汕等。我國東部海域形成了南黃海、東海、珠江口、北部灣、西沙海槽、南海中央盆地、瓊北斷陷、珠江三角洲乃至韓江三角洲等陸架盆地。這些盆地形成的壹個重要特征是玄武巖的同時噴發，特別是在中國東部及其鄰近海域。
中國西部主要是壹個坳陷盆地。受印度板塊與歐亞板塊碰撞邊界系統的影響，傾向相反的逆沖斷層非常發育，其間常夾有壹個坳陷盆地(李廷棟等，2002；鄧等人，1996)。在青藏高原內部，由於西伯利亞板塊的阻擋和印度板塊的向北俯沖，巖石圈物質因南北逆沖向東流動。在下部巖石圈匯聚、整體南北擠壓的背景下，上部派生出次級東西向拉應力場，構成整體擠壓背景下的局部裂谷拉張盆地(如當雄-羊八井等近南北向地塹系)，構成西藏獨特的應力場。伴隨著大陸巖石圈的匯聚，青藏高原邊緣和中國西北地區出現了壹系列大型走滑系統，形成了各種類型的拉分盆地，如阿爾金斷裂帶的矩形和楔形斷陷盆地。古近紀的金燕、新近紀的黑水溝、第四紀的拉配泉-索爾庫等壹系列狹窄斷陷盆地；昆侖山與阿爾金山之間的庫亞克裂谷；祁連山斷裂帶的擠壓和剪切活動造成了許多拉分盆地，如沿南、西華山斷裂的第四紀矩形拉分盆地和隨高原擴張形成的不對稱楔形盆地。火山活動僅限於高原擴張邊緣的幾個地方。
在大尺度上，可以認為中國大陸及其鄰區具有整體右旋運動的特征，其旋轉中心可能在華南。中國華南地區環狀構造發育(圖8.19)，中國東部著名的郯廬斷裂延伸至華南後沒有確定的去向，可能與中國大陸整體右轉以華南為“中心”有關(圖8.20)，導致郯廬斷裂延伸至華南後分化。
圖8.19華南環狀構造分布圖(根據舒曉靜，2005)
圖8.20中國大陸及其鄰近地區的旋轉示意圖。
似乎以下事實可以作為佐證:在中國東部的太平洋地震帶，大於300km的深源地震主要發生在東北地區。華北以淺源地震為主，華南地震最少且最穩定(圖8.21)。中國東部太平洋板塊的俯沖角在東北最陡，小興安嶺還在上升，這可能是華南作為“中心”的自轉使東北地區自轉最大所致。另外，最新的證據是眾所周知的日本3.11級地震引起的地殼變化。根據日本國土地理研究所的調查，日本東北部和關東向東移動。日本國土地理院根據顯示經緯度的三角點，確認20個都道府縣(行政單位)東移，最大的是宮城縣女川町，比1997年調查時向東南方向移動了5.85m。日本地殼的這種變化是中國及其鄰區整體右轉的體現，也是太平洋板塊“後向俯沖”的根源。
圖8.21中國大陸地震震源深度分布圖(由提供，引自鄧等，2008)。
8.3.2.2新生代以來中國及鄰區右旋運動的基礎。
中國大陸的右撇子運動是什麽時候開始的？有的認為是中生代(齊飛，1988；湯加傅等，2004)，也有人認為是新生代(邱等，2006，2010)。從中國大陸的形成歷史來看，三疊紀以後，整個中國大陸已被拼合為壹個整體(鄧等，1996)，受統壹的中國大陸動力系統控制(邱等，2004)。從地質事件的順序來看，中國大陸中生代最重要的地質事件是:西部特提斯洋和東部造山帶的發展；新生代，印度板塊與歐亞板塊碰撞約65Ma (K2/E)後，隨著印度板塊的不斷俯沖，青藏-喜馬拉雅造山運動的巖石圈根部向下匯聚，水平縮短，將軟流圈物質沿250-400 km的震源界面和巖石圈塊體向東推進(鄧等，1996；花M F J等1998；馬宗晉等人2001)；在東側，與太平洋俯沖板塊的阻擋有關的拖曳也誘導軟流圈物質向東流動，兩者共同拖曳巖石圈運動(鄧等，1996；花M F J等1998；馬宗晉等，2001)，導致東部巖石圈的裂解和拉伸減薄；形成西壓縮東延伸的格局。因此，中國大陸中、新生代的動力系統完全不同，中國大陸的右旋運動不可能從中生代開始。
在中國大陸南北地震帶以東，巖石圈沿西鄂爾多斯斷裂和龍門山斷裂帶(或沿貝加爾湖西側和賀蘭山-六盤山-龍門山斷裂帶東側)不連續，東側鄂爾多斯和四川盆地外圍具有旋轉特征:屬於鄂爾多斯盆地深部克拉通巖石圈。雖然青藏高原對六盤山附近的鄂爾多斯地塊施加了NE向擠壓，使六盤山對鄂爾多斯盆地產生了逆沖作用，但它整體上是圍繞鄂爾多斯的壹個環。地塊周圍局部生成斷陷盆地，形成半地塹系和斷陷地塹系(李樹德，1997；馬興元，2004年)；地塹系沈積的沈積物為新生代；在大同-太原伸展活動的邊界，也有壹次輕微的右旋伸展運動(許，2002)，並有厚度超過1000米的新生代磨拉石沈積。
青藏高原東部的川深盆地屬於揚子克拉通巖石圈，龍門山逆沖推覆構造大大降低了青藏高原東部的東移速度。盆地周邊可能被右旋剪切拉張，形成地幔隆起、地殼變薄、地表凹陷的伸展構造盆地，四川盆地西北緣還沈積了厚度為100m的新生代磨拉石。這些地區的新生代沈積表明，中國大陸的右旋運動不僅是現代的，而且可能是新生代以來的運動。
古地磁是判斷陸塊運動的標誌之壹。已有的古地磁結果表明，許多地區具有旋轉的特征:在白堊紀，華北、華南和準噶爾陸塊接近歐亞穩定大陸的古磁極，而在古近紀，包括華南和華北陸塊在內，所有陸塊在置信範圍內都明顯不同於歐亞穩定大陸的古磁極(李正翔等，1996)，這可以用這些陸塊與歐亞大陸的相對旋轉來解釋。華南西部邊緣和西南部的大部分資料顯示了相對於其他地區的旋轉，滇中順時針旋轉30°，桂南到海南旋轉約15°(李正翔等，1996)。雲南思茅新生代連續旋轉(陳海紅等，1993)；自白堊紀以來，三江地區相對於現代地球磁場方向順時針旋轉了111.7°，特別是始新世以後旋轉了近90°，旋轉過程仍在繼續，未見明顯的帶狀運動(吳懷春等，2002)。與古地磁結果相對應的是，中國東部郯廬斷裂帶東側的華南地塊存在逆時針旋轉15 ~ 25°(邢等，1995)。在中國西部，塔裏木陸塊相對於柴達木陸塊順時針旋轉(李正翔等，1996)。樂等(2001)通過對晚新生代盆地斷裂沈積古地貌的恢復，認為阿爾金斷裂在晚新生代至少經歷了三期走滑和80~100km左旋走滑錯動。
中國東部新生代火山巖是巖石圈伸展的標誌。鄧等(1996)劃分中國巖石圈尺度(新生代以來)的大地構造分區時，東部單元以新生代火山巖西部邊界為界。在空間分布上，火山巖分布在中國北部(東北和華北)並深入大陸，甚至到達貝加爾湖，而在中國南部(如東南沿海)，主要呈狹長線狀分布，但延伸至海南。
基於綜合構造證據(A.Replumaz et al .，2003，2004)獲得的演化圖像(圖8.22)也清晰地反映了40Ma以來中國大陸南部及其鄰近地區的總體右旋運動特征，伴隨著印度板塊的向北運動和碰撞，東部邊界向東移動，東南部邊界向西南移動。
在深部地幔結構中，從安達曼島弧(ⅳ)到巽他島弧(ⅴ、ⅵ、ⅶ)外圍，有壹個明顯的巖石圈厚度突變帶(圖8.23)，可以認為是右旋運動下中國大陸及其鄰區南部邊界的板塊俯沖所致。值得註意的是，圖8.23是原作者用來解釋50~5Ma印度-亞洲和澳大利亞-亞洲會聚邊緣的位置變化，估算俯沖巖石圈向地幔下沈的速度。圖8.23左上三條深部地幔結構垂直剖面，其中ⅰ段為擠壓環境下的西部構造結，ⅱ、ⅲ段為伸展環境下的南北向裂谷帶，高速波異常邊緣呈現西陡東緩的特征；在圖8.23中，從安達曼島弧(ⅳ)到中間的巽他島弧(ⅴ、ⅵ、ⅶ)，即從西向東，高速波異常體的邊緣也是西陡東緩。在深部地幔結構的垂直剖面上，高速波異常體的範圍西窄東寬，其邊緣從西南向東北俯沖。假設過渡帶下方的高速波異常體下沈到地幔的位置不變，那麽從I → II → III和IV → V → VI → VII剖面來看，高速波異常體邊緣由西向東呈現西陡東緩的特征，這恰恰說明西部的旋轉幅度相對小於東部，旋轉在巖石圈尺度上。
在南海，自晚白堊世以來的構造走向為NE→NEE→EW→NW(表8.6)，這也表明了自新生代早期以來的右旋運動特征。
圖8.22印度和東南亞在50，40，30，15，10和500萬年的地塊位置圖(根據A.Replumaz等人，2003)。
表8.6南海新生代構造運動①
綜上所述，中國大陸西壓東張的總體格局自新生代以來壹直延續，因此可以認為右旋特征是中國大陸新生代以來的總體運動趨勢。
圖8.23印度/亞洲板塊邊界下深部地幔結構的垂直剖面(根據A.Replumaz等人，2003)。