2020年MW6.0柯坪塔格地震的變形特征及其對周邊地震危險性的啟示

張迎峰 單新建* 張國宏 李成龍 溫少妍 解全才

1)中國地震局地質研究所，地震動力學國家重點實驗室，新疆帕米爾陸內俯沖國家野外科學觀測研究站，北京 100029 2)新疆維吾爾自治區地震局，烏魯木齊 830011 3)中國地震局工程力學研究所，地震工程與工程振動重點實驗室，哈爾濱 150080

0 引言

印度板塊與歐亞板塊碰撞后，印度板塊以40mm/a的速度持續向N推擠(Patriatetal.，1984)，擠壓應力通過堅硬的塔里木塊體經約20Ma傳遞到天山造山帶，造成了天山山脈的激活隆升及持續擴展(Sobeletal.，1997；Métivieretal.，1998；Yinetal.，1998)。在這一過程中，塔里木盆地表現出順時針旋轉的運動特征，并且可能已經下插俯沖到帕米爾和西南天山之下，成為西南天山持續隆升的重要支撐(Abdrakhmatovetal.，1996；Zubovichetal.，2010)。天山造山帶由近平行的山脈和山間盆地構成，自西向東長達2i500km，寬數百km，破壞性地震遍布整個天山，震源機制以逆沖和走滑為主，表明天山正處于快速隆升的活躍期(Molnaretal.，2000；Xuetal.，2006；Sloanetal.，2011)。

圖1 柯坪塔格褶皺帶的構造背景圖Fig.1 Tectonics around the Kalpintage thrust belt.a 柯坪塔格地形圖、歷史地震、地震位移矢量(藍色粗箭頭)及GPS速度場(藍色細箭頭)(Wang et al.，2020)，其中GPS速度場以穩定的歐亞大陸為參考，地震位移矢量僅選取與區域主應力相近的截面解計算，相關計算方法參考文獻(Keith et al.，1994)，范圍在圖1b中以紅色框框出；b 區域地形圖，白色箭頭表示歐亞參考框架下的區域速度場矢量，圓圈內的數字標出了阿圖什、柯坪塔格和庫車褶皺帶的位置，震源機制解來自Sloan等(2011)；c 柯坪塔格褶皺剖面圖，菱形曲線為InSAR形變場剖面，剖面的位置在圖1b中標出；d 柯坪塔格褶皺的衛星影像圖 (來自Google Earth)，位置在圖1b中以紅色虛線框標出

在西南天山南部的上地殼區域，變形主要為山前褶皺帶變形，該區自西向東依次發育阿圖什、柯坪塔格和庫車褶皺帶。這些褶皺帶的前緣為薄皮構造，與天山山脈相接的后緣區域則過渡為厚皮構造(Yinetal.，1998；Allenetal.，1999；Heermanceetal.，2008)。與薄皮構造褶皺帶相對應的滑脫面沿沉積層內的軟弱帶自天山山前向塔里木盆地內部延伸，滑脫面深4～8km不等(Allenetal.，1999；Heermanceetal.，2008；Turneretal.，2011；Yangetal.，2018)?？缕核耨薨檸侨篑薨檸е型贿M塔里木盆地距離最遠的一個典型薄皮構造，自北向南發育有4、5條褶皺，褶皺帶前緣呈現平緩的弧形，自西向東延伸長達250km(圖1)。整個褶皺帶被SN走向的皮羌斷裂分為東、西柯坪塔格褶皺帶2部分。這2部分在幾何形態、滑脫層深度、縮短速率等方面都具有很大差異，指示著皮羌斷裂在區域構造演化過程中的重要作用(Turneretal.，2011)。

西南天山前緣褶皺帶沿線的構造活動強烈，近100a以來先后發生了1902年MW7.7喀什地震、1996年MW6.3伽師地震和1998—2003年伽師地震群等破壞性地震，這些地震嚴重威脅著周邊居民點、基礎設施和生命線工程的安全。2020年1月19日，新疆維吾爾自治區伽師縣境內的柯坪塔格褶皺帶發生MW6.0地震(下文稱之為 “MW6.0柯坪塔格地震”)，是2003年伽師M≥6.0地震群結束之后發生在該區域的又一次破壞性地震，其地表形變被新一代SAR衛星影像(Sentinel-1)記錄到，為分析天山造山帶的變形特征及其所帶來的地震危險性提供了最新資料和切入點。地震發生后，多篇與之相關的論文先后發表，其中大部分結果均為基于InSAR觀測的同震破裂模型研究。已發表結果均認為2020年MW6.0柯坪塔格地震發生在柯坪塔格褶皺帶之下沉積層底部的滑脫層上(5～7km)，破裂面的傾角較低(約10°～20°)，略微N傾(表1)(Yaoetal.，2020；Yuetal.，2020；Heetal.，2021)。

表 1 已發表的2020年MW6.0柯坪地震震源機制匯總表Table 1 Summary of the focal mechanisms of the 2020 MW6.0 earthquake

然而需要注意的是，InSAR滑動模型參數與遠震體波數據的震源機制解在破裂深度上存在明顯差異，有關這種差異的原因超出了本文的研究范圍，作者將在后續文章中深入研究，本文中暫不討論。

本文擬將InSAR數據與強震動數據相結合以增強數據的約束能力，并基于這2種數據確定MW6.0柯坪塔格地震的地表形變及其滑動分布特征，進而依據區域構造分析該區域的地震危險性。首先，利用Sentinel-1 SAR數據獲取了地震形變場，并根據區域強震臺數據計算得到強震臺站點位置上的同震位移矢量，然后基于獲取的InSAR形變場反演得到了同震破裂模型，最后結合區域歷史地震和構造背景討論了天山與塔里木盆地擠壓會聚過程中的發震特征及其危險性。

1 數據與方法

本研究利用歐洲航空局Sentinel-1A衛星數據提取地表形變場特征；基于新疆地震局提供的區域強震動加速度數據分析同震強震動的分布特征，并積分提取其對應的同震地表位移，與InSAR形變場結果相結合共同反演發震斷層的幾何參數及滑動分布。

1.1 InSAR數據介紹及處理過程

與其他SAR衛星相比，歐洲航空局的Sentinel-1 SAR衛星星座具有明顯的優勢，如重訪周期短(最短僅6d)、軌道控制精度高且數據開源等。這些優勢使得2014年以來Sentinel-1A/B數據被廣泛應用于全球地震研究。本文基于Sentinel-1升、降軌干涉對影像獲取了2020年MW6.0柯坪地震的地表視線向(Line of sight，LOS)形變條紋。我們利用GAMMA商業軟件處理Sentinel-1 SLC數據(Werneretal.，2002)，使用30m分辨率的SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)地形數據模擬地形條紋(Farretal.，2007)，然后從SLC干涉條紋信號中去除模擬地形相位，以獲取地表形變信號。此外，還利用遠場信號擬合得到的線性多項式去除殘余軌道誤差的影響，并使用最小費用流算法解纏得到地表形變信號(Werneretal.，2002)。最后，引入GACOS(Generic Atmospheric Correction Online Service for InSAR)外部大氣數據去除殘余大氣噪聲產生的條紋信號(Yuetal.，2018)，得到連續清晰的地表形變場(圖2)。由于本文的研究對象是同震形變場，形變量級大，故僅使用了成熟通用的InSAR干涉處理方法，并未采用特殊的處理方案，相關具體流程可見Qu等(2020)。

圖2 2020年MW6.0柯坪塔格地震的InSAR條紋圖Fig.2 The InSAR interferograms derived from Sentinel-1 descending(a) and ascending(b) tracks.a 降軌條紋圖；b 升軌條紋圖。干涉對的時間基線標注在左上角白色框內；白色矩形框出的區域為計算遠場標準差所使用的數據范圍；灰色直線為圖1c中的剖面位置

1.2 強震動加速度數據及其雙重積分方法

我們對6個近場強震動臺站的數據進行了分析，并經過2次積分得到了其對應的地表位移時間序列。強震動數據記錄的是地表加速度，經過2次積分之后，理論上可以根據階躍函數估計地表位移。但由于旋轉、傾斜運動以及儀器本身的偏差等原因，積分得到的時間序列存在嚴重的基線漂移現象，難以獲得準確的位移估計(Wangetal.，2011)。本研究使用Wang等(2011)提出的自動基線改正方法，估計雙重積分后存在的基線漂移，然后利用階躍函數估計地表的靜態位移量。該方法已成功運用于多項地震研究工作中，如2018年MW7.9汶川地震和2016年MW7.0日本熊本地震(尹昊等，2018；Zhangetal.，2018)等，這里將不再展開論述具體的算法細節。

1.3 反演算法介紹

我們利用Okada模型計算格林函數，建立發震斷層與地表觀測點之間一一對應的函數關系(Okada，1985)。對于MW6.0柯坪塔格這類小地震而言，可假設發震斷層的破裂面為一個矩形單元，然后使用模擬退火算法反演該矩形破裂面的幾何參數(Copleyetal.，2015)。斷層幾何參數的反演具有高度非線性化特征，極易陷入局部最小，因此我們隨機生成500組幾何參數作為非線性反演的初始輸入參數，并分析反演得到的500組幾何參數的分布特征，尋找全局最優結果。最后基于反演得到的斷層幾何參數，重新使用SDM(Steepest Decent Method)(Wangetal.，2013)線性反演方法進行分布式反演，以得到更為細膩的滑動分布模型。SDM使用最速下降法尋找最優解，使得目標函數的值最小，其目標函數為

(1)

其中，obs為InSAR觀測值，M為Okada模型計算得到的格林函數，x為參數矩陣(滑動量與滑動角)，β2為平滑因子，H為梯度函數(滑動分布的二階導數)。

2 柯坪地震的地表形變特征

2.1 InSAR結果分析

經GAMMA軟件處理得到的InSAR條紋光滑連續，僅在柯坪塔格褶皺南部的農耕區域存在部分失相干區域。利用遠場區域(理論上無構造形變)估算得到的升、降軌數據的均方根誤差分別為0.9cm和0.6cm，我們以此來衡量InSAR數據處理結果的精度。在柯坪塔格前緣斷裂的后方檢測到2個形變量類似但方向相反的形變區域，其中南部區域表現為向靠近衛星的方向運動，北部區域表現為向遠離衛星的視線向方向運動，其縱剖面顯示南部區域的最大形變量為6.5cm(升軌)和6.0cm(降軌)，北部區域的最大形變量為-1.7cm(升軌)和-2.3cm(降軌)(圖1c)。升、降軌數據具有類似的條紋分布特征表明，本次地震的地表形變以垂向形變為主，北部為沉降區、南部為抬升區。MW6.0柯坪塔格地震的地表形變場與柯坪塔格褶皺在空間位置上高度相關，地震產生的地表形變與柯坪塔格褶皺的抬升直接相關，但InSAR剖面的波峰與波谷分別對應地形上的2個高點區域，這意味著柯坪背斜的發育并非由類似于2020年MW6.0柯坪地震的同震破裂在同一位置反復發生所直接導致的，其產生的原因更為復雜，牽扯到下伏斷層面上不同類型、不同時間段的運動行為。西克爾地區的大氣湍流信號明顯，難以有效去除產生的大氣誤差，因此本文的InSAR形變場存在殘留的湍流信號影響。但是，地表湍流產生的大氣誤差不僅在空間上受到地形起伏的影響，在時間上也存在較大的變化，因此采用不同的時間基線和干涉對可以判定受湍流信號的影響程度(Gongetal.，2011)。圖1c中的剖面圖表明，升、降軌數據的剖面具有很高的一致性，除了反映出同震形變以垂向位移為主外，也從側面反映InSAR條紋包含的主要是同震形變信號，與地形相關的大氣誤差影響相對較小。另外，InSAR剖面的波谷與波峰分別對應2個地形高點，顯然不是由與地形相關的大氣噪聲引起的。

圖3 強震動加速度的波形記錄及西克爾鎮高速路面的破壞情況Fig.3 The strong motion accelerograms and the photos of the broken highway pavements in Xiker.a 強震儀記錄到的加速度波形數據；紅色三角形為強震臺的位置，黑色等值線為降軌InSAR干涉條紋，等值線間隔為2cm；藍色圓點為地震破壞情況調查點的位置；淺藍色區域為西克爾水庫；白色實線為高速公路；粉紅色虛線框為圖7c的范圍。b 地震現場的破壞情況

2.2 強震動結果及現場破壞情況分析

分布在震源附近的強震臺記錄到了清晰的地表同震加速度數據(圖3a)。地震發生前波形近平直，地震來臨之后各個臺站相繼記錄到加速度信號，但加速度信號隨著臺站到震中區域距離的增加快速衰減，這可能指示MW6.0柯坪塔格地震的破裂深度相對較淺。然而，由于強震儀對地表運動的響應強烈依賴于臺站周邊的速度結構，因此在缺少數值模擬和類似地震對比的情況下，該推測并不能作為最終結論。

在距離震中區最近的西克爾(XKR)臺站，加速度波形的振幅最大，與之相對應的是周邊硬化地面被嚴重破壞，包括高速公路與城鎮路面等(圖3b)。這些地表破壞和強震動數據記錄意味著在天山南緣與塔里木盆地交接的區域，即便是類似MW6.0柯坪塔格的小地震也嚴重威脅著當地居民和基礎設施的安全，這可能是由于： 1)該類地震發生在褶皺帶下部的沉積層滑脫帶內，深度較淺(4～7km)(Allenetal.，1999)；2)天山與塔里木交接區域特殊的沉積結構和物性放大了震源產生的地震動。

經過雙重積分和基線漂移矯正后，我們得到了強震儀臺站位置的同震位移時間序列，且位移提取質量較高，這主要是由于： 1)除JZC臺站外，加速度經雙重積分后得到的位移時間序列在震前和震后的部分均較為平直，這意味著雙重積分和基線校正的效果較好；2)距離震源區域較遠的臺站，如GDL、HLJ和GLK等，其數據經積分得到的同震位移接近0，從側面檢驗了所采用的方法能高質量地提取同震位移。假設遠場臺站不受同震構造運動影響，基于遠場臺站數據提取的位移量可用來估計近場臺站位移的提取誤差，那么本研究中的強震動數據經雙重積分得到的位移提取誤差≤1cm(圖4)。根據Wang等(2011)的測試結果，強震動積分得到同震位移誤差約占GPS觀測量的10%～20%。就2020年柯坪塔格地震而言，西克爾臺站位置的同震位移沒有第三方數據驗證，但應該在InSAR同震滑動模型的預測結果附近(2～3cm)，因此強震動位移的提取誤差應為0.2～0.6cm。

圖4 強震儀加速度記錄經2次積分得到的位移時間序列Fig.4 The displacement time series derived from strong motion accelerograms by double integration.黑色、藍色和紅色曲線分別表示EW、SN和垂向位移分量，其對應的數字為具體的位移量

圖4 顯示除距離震源區域最近的西克爾臺站(XKR)記錄到了E向2cm的位移矢量之外，其他臺站均未得到明顯的位移矢量。該結果與上述分析一致，可能意味著2020年MW6.0柯坪塔格地震的破裂深度相對較淺。InSAR干涉條紋在西克爾臺站處的視線向上的位移為升軌1.0cm、降軌1.5cm；對強震動加速度進行積分得到的位移矢量投影到視線向之后為升軌-1.0cm、降軌1.0cm?？梢?，強震動經積分后的位移矢量與InSAR條紋數據在同一數量級上，但存在出入。這是由于西克爾臺站位于西克爾鎮上，干涉條紋失相干嚴重，因此直接對比兩者以判定強震動積分位移矢量的精度并不現實。即便如此，這種直接對比也可定性地判斷強震動積分后的位移矢量能夠反映同震位移場的特征。

3 InSAR與強震動數據約束下的滑動模型

3.1 非線性反演確定斷層的幾何參數

對于量級類似于2020年MW6.0柯坪塔格的地震，可假設其破裂面為單一矩形元，進而可使用非線性反演方法獲取其幾何參數的分布范圍。我們使用3.3節中描述的反演策略，得到了2020年MW6.0柯坪塔格地震的幾何參數分布。圖5 展示了使用500組隨機生成的幾何參數作為初始輸入參數反演得到的500組結果參數的分布，該圖反映了初始參數對反演結果的影響，在很大程度上避免了最終結果陷入局部最優。結果表明，存在2組能夠解釋InSAR數據的幾何參數解： 一組為SN走向(即185°)的左旋走滑斷層(滑動角為15°)，斷層的傾角為21°，破裂深度為4～13km，平均滑動量為0.3m，震級為MW6.0；另一組為EW走向(即271°)的逆沖斷層(滑動角為105°)，斷層的傾角為25°，破裂深度為7～9km，平均滑動量為0.7m，震級為MW6.0。當斷層傾角很低時，斷層面的傾向對地表形變場的影響會越來越小。在極端情況下，當斷層面完全水平時，斷層便不存在傾向了。因此，準確確定低傾角發震斷層的傾向是一項極具挑戰性的工作，僅憑現有的數據很難判斷其真實的發震斷層是哪一條。但是，可以推測的一點是這條低傾角的發震斷層無論是走滑還是逆沖都極有可能對應褶皺下部的滑脫面，因此暫且認為2組截面解都具有其合理性，并基于這2組解分別開展滑動分布反演。

圖5 非線性反演得到的單一破裂面幾何參數分布Fig.5 The geometric parameters obtained from the nonlinear inversion.灰色直方圖為擬合度位列前50%的參數解分布，綠色直方圖為擬合度位列前25%且斷層為EW走向的參數解分布，粉紅色直方圖為擬合度位列前25%且斷層為SN走向的參數解分布，每個插圖中的數字代表擬合度最好的參數解

圖6 2組斷層的幾何參數解對應的靜態滑動分布擬合情況Fig.6 The fitness of the slip models with conjugate strike.黑色箭頭表示強震動數據經2次積分得到的水平矢量及其基于InSAR靜態滑動模型的正演模擬值，對應的數值標注在圖中；紅色實線代表InSAR靜態滑動模型對應的斷層跡線的地表出露位置及其運動性質。a—f 走滑模型對應的數據擬合情況； g—l 逆沖模型對應的數據擬合情況

3.2 斷層的靜態滑動分布

基于上述非線性反演得到的斷層幾何模型，我們利用線性反演方法(SDM)(Wangetal.，2013)分別反演得到了其對應的靜態滑動分布。圖6 展示了以InSAR數據作為約束得到的靜態滑動模型(后續簡稱為 “InSAR模型”)所對應的數據擬合情況。為了排除InSAR遠場背景噪聲對滑動模型的影響，我們只使用滑動量>0.1m的部分做正演模擬并與觀測值進行比較。選擇0.1m作為邊界值是由于>0.1m的部分能夠較好地去除分散的滑動面，且并不顯著改變地震矩大小。模擬殘差表明，2個InSAR模型都能夠較好地解釋InSAR數據，雖然逆沖模型的擬合度略差，但兩者均能將殘差降至背景噪聲水平(圖6)，因此在缺乏額外數據約束的情況下難以確定惟一的發震模型。

與傳統的高傾角走滑斷裂不同，本文得到的走滑模型傾角僅有21°，使用遠震體波數據和大地測量數據(主要指InSAR與GNSS)區分這種低傾角走滑運動與其共軛方向上的低傾角逆沖運動十分具有挑戰性。但是，就滑動分布特征而言，上述走滑與逆沖InSAR模型具有高度的一致性： 1)2個模型具有相似的空間分布形態，投影到地表后兩者高度重合(圖7c)；2)2個模型均反映了SN向擠壓的應力狀態。這里我們不再討論不確定性較大的參數，例如斷層面走向等，而僅關注斷層面的傾角(10°～20°)與破裂深度(5～8km)，這2個參數與柯坪背斜下伏沉積層底部的滑脫面十分吻合。因此，我們推測2020年MW6.0柯坪地震的破裂面極有可能對應著沉積層底部的低傾角軟弱滑脫面(Allenetal.，1999)，反映了天山與塔里木盆地之間擠壓應力的集中釋放。

圖7 2組斷層的幾何解對應的靜態滑動分布Fig.7 The slip models with S-N strike(a) and E-W strike(b).a SN走向的走滑斷層對應的靜態滑動分布。b EW走向的逆沖斷層對應的靜態滑動分布。底色代表滑動量值，黑色箭頭代表滑動矢量，白色實線為滑動量等值線，間隔為0.2m。c 走滑與逆沖滑動模型在地表的投影；白色與紅色實線為走滑與逆沖 斷層模型的滑動量等值線。圖7c的范圍已使用粉色虛線在圖3a中圈出

分別基于2個靜態分布模型正演模擬西克爾(XKR)強震臺處的水平位移矢量，然而無論是走滑模型還是逆沖模型都不能擬合強震動積分得到的位移矢量。InSAR模型在西克爾強震臺處的正演結果主要為SN向運動，而強震動積分得到的位移主要為EW向運動(圖6)。地震目錄所給出的震源機制顯示，2020年MW6.0柯坪地震為一次SN向擠壓破裂事件，與InSAR模型一致，其對應的地表水平運動應該以SN向運動為主(USGS)(1)https: ∥earthquake.usgs.gov/。。如3.2節所述，我們認為本研究得到的強震動雙重積分結果應該是可靠的，那么InSAR模型不能解釋強震動積分位移，可能是由于傳統的滑動分布模型完全基于彈性模型進行計算(Okada，1985)，未考慮： 1)地形起伏對地表加速度值的影響；2)巨厚的沉積層對同震過程中彈性波傳播的放大效應；3)軟弱沉積層可能發生了非彈性形變。為驗證我們的推論，后續需要更多的數據約束以開展含有復雜介質特性的有限元數值模擬，而這已經超出本文的討論范圍，故這里不做進一步論述。

4 討論

4.1 柯坪地震的發震特征分析

本文使用InSAR約束得到的滑動模型與遠震體波得到的地震目錄(USGS、GCMT和IRIS)一致，均表明2020年MW6.0柯坪塔格地震是一次沉積層內的低傾角滑動破裂事件，破裂了(4±1)～(10±3)km深度范圍。靜態滑動分布的地表投影顯示MW6.0柯坪塔格地震具有較大的長寬比(為2.0～3.0)，且在SN向上被嚴格限制在2條褶皺之間，意味著地震的滑動范圍受到了南、北兩側褶皺下伏斷層的圍限，結合InSAR條紋圖所揭示的本次地震對柯坪塔格褶皺的抬升作用，我們推測破裂面極有可能對應著沉積層下部的滑脫面，是天山與塔里木盆地會聚背景下位于前緣位置的柯坪塔格褶皺帶在垂向上快速抬升、水平上向盆地內部延伸的具體體現。但是需要注意的一點是，由于InSAR較低的時間分辨率，本文能夠獲取的最早觀測影像也在地震后3d，因此InSAR條紋所對應的地表形變可能反映的是同震過后的快速無震滑移或余震所導致的變形(Barnhartetal.，2013)。但是無論是哪種情況，都不影響本文對其運動學特征的描述和對應的結論。圖8 展示了由新疆地震局提供的余震雙差精定位結果，其中余震大多發生在滑脫層之下的基底中。一種可能的解釋是，2020年MW6.0柯坪地震的主震破裂觸發了結晶基底中的先存斷裂，這種應力擾動導致基底的余震破裂，類似于1999年MW7.5集集地震(Kaoetal.，2000)。然而，問題可能更為復雜，這涉及到了沉積層與基底應力釋放的協調作用，需要更為豐富的數據支持和模型分析，例如跨褶皺帶的密集GNSS水平位移觀測、InSAR震后形變時間序列觀測和余震數據精定位等。

圖8 西南天山與塔里木盆地基底會聚的卡通圖Fig.8 The sketch showing the kinetics of the convergence between Tarim Basin and Tian Shan.彩色圓圈為2020年MW6.0柯坪塔格地震的余震分布(2020年1月19日—3月8日)，由新疆地震臺網提供。圖中使用的地震反射剖面來自Yang等(2018)，滑脫面深度參考Allen等(1999)

4.2 柯坪地震低傾角推覆揭示的區域流變學特征差異

MW6.0柯坪塔格地震的另一個顯著特征是極低的滑動面傾角(約20°)。類似的低傾角推覆構造廣泛發育于高大山體的前陸盆地邊緣，例如2015年MW7.9 Gorkha地震對應的喜馬拉雅前緣斷裂、2016年MW6.4皮山地震對應的西昆侖山前斷裂等(Elliottetal.，2016；Aniscoreetal.，2018)。這類低傾角地震往往指示著區域介質性質的橫向差異，即隆起的軟弱山體與下插的剛硬盆地基底之間流變學性質的巨大差異。在喜馬拉雅前緣和西昆侖前緣，堅硬的克拉通盆地基底已經下插到山體之下，導致高大山體在自身重力下沿著下插基底面進行擴展運動(Copleyetal.，2011；Aniscoreetal.，2018)。塔里木盆地的整個地殼都具有脆性破裂的能力，發生在盆地內部的地震的震源深度可達40km，接近地殼底部(約50km)，表現出剛性克拉通基底的流變學特征(Sloanetal.，2011；Huangetal.，2017；Aniscoreetal.，2018)。最新的反演資料表明，塔里木盆地基底已經下插到西南天山之下(Gilliganetal.，2014)，這也解釋了2020年MW6.0柯坪塔格地震的滑動面傾角極低的原因： 不斷隆升的天山山體在自身重力作用之下，沿著塔里木盆地的克拉通基底向盆地內部不斷擴展，積累的SN向擠壓應力沿著沉積層內部的滑脫面以地震破裂或無震蠕滑的方式釋放。

4.3 區域破裂特征總結及其對區域地震危險性分析的啟示

柯坪塔格褶皺帶及其以南的巴楚隆起不僅地震活動性強，而且還具有震源深度分布范圍廣、震源機制復雜的特征，其中最典型的代表是1997—2003年伽師震群。該震群從1997年一直持續至2003年，包含M>4.0地震數十次，M>6.0地震3次，震源機制主要有正斷和走滑地震2類，深度集中在20km以內，破裂面為一組NW-SE和NE-SW走向的共軛截面(Huangetal.，2017)。近年來的研究認為，該系列地震為塔里木塊體俯沖時，天山和帕米爾高原對盆地基底重力加載造成盆地彎曲而在基底上部產生的脆性張破裂(Sloanetal.，2011；Huangetal.，2017)。

在1997—2003年伽師震群以北的柯坪塔格褶皺帶西側與阿圖什褶皺帶相接的區域曾經發生過1902年MW7.7 Kashgar地震。最新的數據約束表明，該地震的雙力偶解包含一個N傾的低傾角截面解(走向、傾角和滑動角分別為260°±20°、30°±10°和90°±10°)，震源深度為20km(Kulikovaetal.，2017)。繼續向N，1996年MW6.3伽師地震的震源深度約為34km，發震斷層的傾角為26°(Sloanetal.，2011)。從空間位置來看，這2次地震釋放了從褶皺帶到天山三角形楔體內部的擠壓應力。根據其較低的截面傾角，我們推測1902年地震應該破裂了天山與塔里木塊體之間的基底接觸面或對應的滑脫層，1996年MW6.3地震也可能發生在相同的斷層面上，但位于1902年地震破裂面的下部延伸區域，并不排除兩者存在應力觸發的可能(圖8)。

一般而言，MW5.0～6.0地震的破裂區域近橢圓形，但由于相鄰褶皺逆沖斷層的圍限，2020年MW6.0地震的破裂寬度只有10km，長度卻達30km。如果本次地震能夠突破后緣褶皺的圍限，那么破裂面積可達30km×30km，根據滑動量與破裂面長度之間的經驗比例關系(Akietal.，2002)，以平均滑動量為0.3～0.5m計算，可產生MW6.5～6.6地震。由于塔里木塊體已經俯沖到西南天山之下，脆性的塔里木基底在30～40km深度上仍然具有脆性破裂的能力，極端情況下，如果山前逆沖推覆褶皺帶(薄皮構造)與天山三角形楔體之下的塔里木板塊接觸面(厚皮構造)在同一事件中發生級聯破裂，將造成MW>7.0地震，1902年MW7.7地震已經證明了這種可能性。同時，在東柯坪塔格褶皺帶最前排褶皺開挖的探槽顯示，存在位錯量為1.5m的單次地震位移事件(Lietal.，2013)，根據位移長度關系計算，對應的震級MW>7.0。

5 結論

作為對天山與塔里木盆地擠壓會聚的構造響應，西南天山庫車—喀什一線的地震活動性強烈，2020年MW6.0柯坪塔格地震即發生在該區域中部的柯坪塔格褶皺帶上。我們使用Sentinel-1 SAR影像獲取了該地震的地表形變場，對區域強震臺加速度記錄進行雙重積分提取了對應的位移矢量，并做對比分析?；谏鲜鲇^測，反演得到了2020年MW6.0柯坪地震的破裂面運動學參數，最后綜合區域地震的最新研究和構造背景，分析了柯坪塔格褶皺帶及其周邊的地震危險性，得到以下結論：

(1)MW6.0柯坪塔格地震發生在一條低傾角(20°～25°)斷層上，破裂深度為(4±1)～(10±3)km，受SN向擠壓應力控制，極有可能對應著柯坪塔格褶皺下部沉積層內的滑脫面；

(2)MW6.0柯坪塔格地震的破裂受到周邊褶皺的圍限，產生的地表形變對柯坪塔格前緣褶皺具有明顯的抬升作用；

(3)1902年MW7.7伽師地震、1996年MW6.3伽師地震、1997—2003年伽師地震群和2020年MW6.0柯坪塔格地震都可以解釋為塔里木盆地基底向西南天山山體之下會聚下插過程中能量的集中釋放。薄皮構造的破裂可以產生約MW6.5的地震，薄皮構造與其后方厚皮構造的級聯破裂將有可能產生MW7.0以上地震。