2020年MW6.0柯坪塔格地震的变形特征及其对周边地震危险性的启示

张迎峰 单新建* 张国宏 李成龙 温少妍 解全才

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，新疆帕米尔陆内俯冲国家野外科学观测研究站，北京 100029 2)新疆维吾尔自治区地震局，乌鲁木齐 830011 3)中国地震局工程力学研究所，地震工程与工程振动重点实验室，哈尔滨 150080

0 引言

印度板块与欧亚板块碰撞后，印度板块以40mm/a的速度持续向N推挤(Patriatetal.，1984)，挤压应力通过坚硬的塔里木块体经约20Ma传递到天山造山带，造成了天山山脉的激活隆升及持续扩展(Sobeletal.，1997；Métivieretal.，1998；Yinetal.，1998)。在这一过程中，塔里木盆地表现出顺时针旋转的运动特征，并且可能已经下插俯冲到帕米尔和西南天山之下，成为西南天山持续隆升的重要支撑(Abdrakhmatovetal.，1996；Zubovichetal.，2010)。天山造山带由近平行的山脉和山间盆地构成，自西向东长达2i500km，宽数百km，破坏性地震遍布整个天山，震源机制以逆冲和走滑为主，表明天山正处于快速隆升的活跃期(Molnaretal.，2000；Xuetal.，2006；Sloanetal.，2011)。

图1 柯坪塔格褶皱带的构造背景图Fig.1 Tectonics around the Kalpintage thrust belt.a 柯坪塔格地形图、历史地震、地震位移矢量(蓝色粗箭头)及GPS速度场(蓝色细箭头)(Wang et al.，2020)，其中GPS速度场以稳定的欧亚大陆为参考，地震位移矢量仅选取与区域主应力相近的截面解计算，相关计算方法参考文献(Keith et al.，1994)，范围在图1b中以红色框框出；b 区域地形图，白色箭头表示欧亚参考框架下的区域速度场矢量，圆圈内的数字标出了阿图什、柯坪塔格和库车褶皱带的位置，震源机制解来自Sloan等(2011)；c 柯坪塔格褶皱剖面图，菱形曲线为InSAR形变场剖面，剖面的位置在图1b中标出；d 柯坪塔格褶皱的卫星影像图 (来自Google Earth)，位置在图1b中以红色虚线框标出

在西南天山南部的上地壳区域，变形主要为山前褶皱带变形，该区自西向东依次发育阿图什、柯坪塔格和库车褶皱带。这些褶皱带的前缘为薄皮构造，与天山山脉相接的后缘区域则过渡为厚皮构造(Yinetal.，1998；Allenetal.，1999；Heermanceetal.，2008)。与薄皮构造褶皱带相对应的滑脱面沿沉积层内的软弱带自天山山前向塔里木盆地内部延伸，滑脱面深4～8km不等(Allenetal.，1999；Heermanceetal.，2008；Turneretal.，2011；Yangetal.，2018)。柯坪塔格褶皱带是三大褶皱带中突进塔里木盆地距离最远的一个典型薄皮构造，自北向南发育有4、5条褶皱，褶皱带前缘呈现平缓的弧形，自西向东延伸长达250km(图1)。整个褶皱带被SN走向的皮羌断裂分为东、西柯坪塔格褶皱带2部分。这2部分在几何形态、滑脱层深度、缩短速率等方面都具有很大差异，指示着皮羌断裂在区域构造演化过程中的重要作用(Turneretal.，2011)。

西南天山前缘褶皱带沿线的构造活动强烈，近100a以来先后发生了1902年MW7.7喀什地震、1996年MW6.3伽师地震和1998—2003年伽师地震群等破坏性地震，这些地震严重威胁着周边居民点、基础设施和生命线工程的安全。2020年1月19日，新疆维吾尔自治区伽师县境内的柯坪塔格褶皱带发生MW6.0地震(下文称之为 “MW6.0柯坪塔格地震”)，是2003年伽师M≥6.0地震群结束之后发生在该区域的又一次破坏性地震，其地表形变被新一代SAR卫星影像(Sentinel-1)记录到，为分析天山造山带的变形特征及其所带来的地震危险性提供了最新资料和切入点。地震发生后，多篇与之相关的论文先后发表，其中大部分结果均为基于InSAR观测的同震破裂模型研究。已发表结果均认为2020年MW6.0柯坪塔格地震发生在柯坪塔格褶皱带之下沉积层底部的滑脱层上(5～7km)，破裂面的倾角较低(约10°～20°)，略微N倾(表1)(Yaoetal.，2020；Yuetal.，2020；Heetal.，2021)。

表 1 已发表的2020年MW6.0柯坪地震震源机制汇总表Table 1 Summary of the focal mechanisms of the 2020 MW6.0 earthquake

然而需要注意的是，InSAR滑动模型参数与远震体波数据的震源机制解在破裂深度上存在明显差异，有关这种差异的原因超出了本文的研究范围，作者将在后续文章中深入研究，本文中暂不讨论。

本文拟将InSAR数据与强震动数据相结合以增强数据的约束能力，并基于这2种数据确定MW6.0柯坪塔格地震的地表形变及其滑动分布特征，进而依据区域构造分析该区域的地震危险性。首先，利用Sentinel-1 SAR数据获取了地震形变场，并根据区域强震台数据计算得到强震台站点位置上的同震位移矢量，然后基于获取的InSAR形变场反演得到了同震破裂模型，最后结合区域历史地震和构造背景讨论了天山与塔里木盆地挤压会聚过程中的发震特征及其危险性。

1 数据与方法

本研究利用欧洲航空局Sentinel-1A卫星数据提取地表形变场特征；基于新疆地震局提供的区域强震动加速度数据分析同震强震动的分布特征，并积分提取其对应的同震地表位移，与InSAR形变场结果相结合共同反演发震断层的几何参数及滑动分布。

1.1 InSAR数据介绍及处理过程

与其他SAR卫星相比，欧洲航空局的Sentinel-1 SAR卫星星座具有明显的优势，如重访周期短(最短仅6d)、轨道控制精度高且数据开源等。这些优势使得2014年以来Sentinel-1A/B数据被广泛应用于全球地震研究。本文基于Sentinel-1升、降轨干涉对影像获取了2020年MW6.0柯坪地震的地表视线向(Line of sight，LOS)形变条纹。我们利用GAMMA商业软件处理Sentinel-1 SLC数据(Werneretal.，2002)，使用30m分辨率的SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)地形数据模拟地形条纹(Farretal.，2007)，然后从SLC干涉条纹信号中去除模拟地形相位，以获取地表形变信号。此外，还利用远场信号拟合得到的线性多项式去除残余轨道误差的影响，并使用最小费用流算法解缠得到地表形变信号(Werneretal.，2002)。最后，引入GACOS(Generic Atmospheric Correction Online Service for InSAR)外部大气数据去除残余大气噪声产生的条纹信号(Yuetal.，2018)，得到连续清晰的地表形变场(图2)。由于本文的研究对象是同震形变场，形变量级大，故仅使用了成熟通用的InSAR干涉处理方法，并未采用特殊的处理方案，相关具体流程可见Qu等(2020)。

图2 2020年MW6.0柯坪塔格地震的InSAR条纹图Fig.2 The InSAR interferograms derived from Sentinel-1 descending(a) and ascending(b) tracks.a 降轨条纹图；b 升轨条纹图。干涉对的时间基线标注在左上角白色框内；白色矩形框出的区域为计算远场标准差所使用的数据范围；灰色直线为图1c中的剖面位置

1.2 强震动加速度数据及其双重积分方法

我们对6个近场强震动台站的数据进行了分析，并经过2次积分得到了其对应的地表位移时间序列。强震动数据记录的是地表加速度，经过2次积分之后，理论上可以根据阶跃函数估计地表位移。但由于旋转、倾斜运动以及仪器本身的偏差等原因，积分得到的时间序列存在严重的基线漂移现象，难以获得准确的位移估计(Wangetal.，2011)。本研究使用Wang等(2011)提出的自动基线改正方法，估计双重积分后存在的基线漂移，然后利用阶跃函数估计地表的静态位移量。该方法已成功运用于多项地震研究工作中，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，这里将不再展开论述具体的算法细节。

1.3 反演算法介绍

我们利用Okada模型计算格林函数，建立发震断层与地表观测点之间一一对应的函数关系(Okada，1985)。对于MW6.0柯坪塔格这类小地震而言，可假设发震断层的破裂面为一个矩形单元，然后使用模拟退火算法反演该矩形破裂面的几何参数(Copleyetal.，2015)。断层几何参数的反演具有高度非线性化特征，极易陷入局部最小，因此我们随机生成500组几何参数作为非线性反演的初始输入参数，并分析反演得到的500组几何参数的分布特征，寻找全局最优结果。最后基于反演得到的断层几何参数，重新使用SDM(Steepest Decent Method)(Wangetal.，2013)线性反演方法进行分布式反演，以得到更为细腻的滑动分布模型。SDM使用最速下降法寻找最优解，使得目标函数的值最小，其目标函数为

(1)

其中，obs为InSAR观测值，M为Okada模型计算得到的格林函数，x为参数矩阵(滑动量与滑动角)，β2为平滑因子，H为梯度函数(滑动分布的二阶导数)。

2 柯坪地震的地表形变特征

2.1 InSAR结果分析

经GAMMA软件处理得到的InSAR条纹光滑连续，仅在柯坪塔格褶皱南部的农耕区域存在部分失相干区域。利用远场区域(理论上无构造形变)估算得到的升、降轨数据的均方根误差分别为0.9cm和0.6cm，我们以此来衡量InSAR数据处理结果的精度。在柯坪塔格前缘断裂的后方检测到2个形变量类似但方向相反的形变区域，其中南部区域表现为向靠近卫星的方向运动，北部区域表现为向远离卫星的视线向方向运动，其纵剖面显示南部区域的最大形变量为6.5cm(升轨)和6.0cm(降轨)，北部区域的最大形变量为-1.7cm(升轨)和-2.3cm(降轨)(图1c)。升、降轨数据具有类似的条纹分布特征表明，本次地震的地表形变以垂向形变为主，北部为沉降区、南部为抬升区。MW6.0柯坪塔格地震的地表形变场与柯坪塔格褶皱在空间位置上高度相关，地震产生的地表形变与柯坪塔格褶皱的抬升直接相关，但InSAR剖面的波峰与波谷分别对应地形上的2个高点区域，这意味着柯坪背斜的发育并非由类似于2020年MW6.0柯坪地震的同震破裂在同一位置反复发生所直接导致的，其产生的原因更为复杂，牵扯到下伏断层面上不同类型、不同时间段的运动行为。西克尔地区的大气湍流信号明显，难以有效去除产生的大气误差，因此本文的InSAR形变场存在残留的湍流信号影响。但是，地表湍流产生的大气误差不仅在空间上受到地形起伏的影响，在时间上也存在较大的变化，因此采用不同的时间基线和干涉对可以判定受湍流信号的影响程度(Gongetal.，2011)。图1c中的剖面图表明，升、降轨数据的剖面具有很高的一致性，除了反映出同震形变以垂向位移为主外，也从侧面反映InSAR条纹包含的主要是同震形变信号，与地形相关的大气误差影响相对较小。另外，InSAR剖面的波谷与波峰分别对应2个地形高点，显然不是由与地形相关的大气噪声引起的。

图3 强震动加速度的波形记录及西克尔镇高速路面的破坏情况Fig.3 The strong motion accelerograms and the photos of the broken highway pavements in Xiker.a 强震仪记录到的加速度波形数据；红色三角形为强震台的位置，黑色等值线为降轨InSAR干涉条纹，等值线间隔为2cm；蓝色圆点为地震破坏情况调查点的位置；浅蓝色区域为西克尔水库；白色实线为高速公路；粉红色虚线框为图7c的范围。b 地震现场的破坏情况

2.2 强震动结果及现场破坏情况分析

分布在震源附近的强震台记录到了清晰的地表同震加速度数据(图3a)。地震发生前波形近平直，地震来临之后各个台站相继记录到加速度信号，但加速度信号随着台站到震中区域距离的增加快速衰减，这可能指示MW6.0柯坪塔格地震的破裂深度相对较浅。然而，由于强震仪对地表运动的响应强烈依赖于台站周边的速度结构，因此在缺少数值模拟和类似地震对比的情况下，该推测并不能作为最终结论。

在距离震中区最近的西克尔(XKR)台站，加速度波形的振幅最大，与之相对应的是周边硬化地面被严重破坏，包括高速公路与城镇路面等(图3b)。这些地表破坏和强震动数据记录意味着在天山南缘与塔里木盆地交接的区域，即便是类似MW6.0柯坪塔格的小地震也严重威胁着当地居民和基础设施的安全，这可能是由于： 1)该类地震发生在褶皱带下部的沉积层滑脱带内，深度较浅(4～7km)(Allenetal.，1999)；2)天山与塔里木交接区域特殊的沉积结构和物性放大了震源产生的地震动。

经过双重积分和基线漂移矫正后，我们得到了强震仪台站位置的同震位移时间序列，且位移提取质量较高，这主要是由于： 1)除JZC台站外，加速度经双重积分后得到的位移时间序列在震前和震后的部分均较为平直，这意味着双重积分和基线校正的效果较好；2)距离震源区域较远的台站，如GDL、HLJ和GLK等，其数据经积分得到的同震位移接近0，从侧面检验了所采用的方法能高质量地提取同震位移。假设远场台站不受同震构造运动影响，基于远场台站数据提取的位移量可用来估计近场台站位移的提取误差，那么本研究中的强震动数据经双重积分得到的位移提取误差≤1cm(图4)。根据Wang等(2011)的测试结果，强震动积分得到同震位移误差约占GPS观测量的10%～20%。就2020年柯坪塔格地震而言，西克尔台站位置的同震位移没有第三方数据验证，但应该在InSAR同震滑动模型的预测结果附近(2～3cm)，因此强震动位移的提取误差应为0.2～0.6cm。

图4 强震仪加速度记录经2次积分得到的位移时间序列Fig.4 The displacement time series derived from strong motion accelerograms by double integration.黑色、蓝色和红色曲线分别表示EW、SN和垂向位移分量，其对应的数字为具体的位移量

图4 显示除距离震源区域最近的西克尔台站(XKR)记录到了E向2cm的位移矢量之外，其他台站均未得到明显的位移矢量。该结果与上述分析一致，可能意味着2020年MW6.0柯坪塔格地震的破裂深度相对较浅。InSAR干涉条纹在西克尔台站处的视线向上的位移为升轨1.0cm、降轨1.5cm；对强震动加速度进行积分得到的位移矢量投影到视线向之后为升轨-1.0cm、降轨1.0cm。可见，强震动经积分后的位移矢量与InSAR条纹数据在同一数量级上，但存在出入。这是由于西克尔台站位于西克尔镇上，干涉条纹失相干严重，因此直接对比两者以判定强震动积分位移矢量的精度并不现实。即便如此，这种直接对比也可定性地判断强震动积分后的位移矢量能够反映同震位移场的特征。

3 InSAR与强震动数据约束下的滑动模型

3.1 非线性反演确定断层的几何参数

对于量级类似于2020年MW6.0柯坪塔格的地震，可假设其破裂面为单一矩形元，进而可使用非线性反演方法获取其几何参数的分布范围。我们使用3.3节中描述的反演策略，得到了2020年MW6.0柯坪塔格地震的几何参数分布。图5 展示了使用500组随机生成的几何参数作为初始输入参数反演得到的500组结果参数的分布，该图反映了初始参数对反演结果的影响，在很大程度上避免了最终结果陷入局部最优。结果表明，存在2组能够解释InSAR数据的几何参数解： 一组为SN走向(即185°)的左旋走滑断层(滑动角为15°)，断层的倾角为21°，破裂深度为4～13km，平均滑动量为0.3m，震级为MW6.0；另一组为EW走向(即271°)的逆冲断层(滑动角为105°)，断层的倾角为25°，破裂深度为7～9km，平均滑动量为0.7m，震级为MW6.0。当断层倾角很低时，断层面的倾向对地表形变场的影响会越来越小。在极端情况下，当断层面完全水平时，断层便不存在倾向了。因此，准确确定低倾角发震断层的倾向是一项极具挑战性的工作，仅凭现有的数据很难判断其真实的发震断层是哪一条。但是，可以推测的一点是这条低倾角的发震断层无论是走滑还是逆冲都极有可能对应褶皱下部的滑脱面，因此暂且认为2组截面解都具有其合理性，并基于这2组解分别开展滑动分布反演。

图5 非线性反演得到的单一破裂面几何参数分布Fig.5 The geometric parameters obtained from the nonlinear inversion.灰色直方图为拟合度位列前50%的参数解分布，绿色直方图为拟合度位列前25%且断层为EW走向的参数解分布，粉红色直方图为拟合度位列前25%且断层为SN走向的参数解分布，每个插图中的数字代表拟合度最好的参数解

图6 2组断层的几何参数解对应的静态滑动分布拟合情况Fig.6 The fitness of the slip models with conjugate strike.黑色箭头表示强震动数据经2次积分得到的水平矢量及其基于InSAR静态滑动模型的正演模拟值，对应的数值标注在图中；红色实线代表InSAR静态滑动模型对应的断层迹线的地表出露位置及其运动性质。a—f 走滑模型对应的数据拟合情况； g—l 逆冲模型对应的数据拟合情况

3.2 断层的静态滑动分布

基于上述非线性反演得到的断层几何模型，我们利用线性反演方法(SDM)(Wangetal.，2013)分别反演得到了其对应的静态滑动分布。图6 展示了以InSAR数据作为约束得到的静态滑动模型(后续简称为 “InSAR模型”)所对应的数据拟合情况。为了排除InSAR远场背景噪声对滑动模型的影响，我们只使用滑动量>0.1m的部分做正演模拟并与观测值进行比较。选择0.1m作为边界值是由于>0.1m的部分能够较好地去除分散的滑动面，且并不显著改变地震矩大小。模拟残差表明，2个InSAR模型都能够较好地解释InSAR数据，虽然逆冲模型的拟合度略差，但两者均能将残差降至背景噪声水平(图6)，因此在缺乏额外数据约束的情况下难以确定惟一的发震模型。

与传统的高倾角走滑断裂不同，本文得到的走滑模型倾角仅有21°，使用远震体波数据和大地测量数据(主要指InSAR与GNSS)区分这种低倾角走滑运动与其共轭方向上的低倾角逆冲运动十分具有挑战性。但是，就滑动分布特征而言，上述走滑与逆冲InSAR模型具有高度的一致性： 1)2个模型具有相似的空间分布形态，投影到地表后两者高度重合(图7c)；2)2个模型均反映了SN向挤压的应力状态。这里我们不再讨论不确定性较大的参数，例如断层面走向等，而仅关注断层面的倾角(10°～20°)与破裂深度(5～8km)，这2个参数与柯坪背斜下伏沉积层底部的滑脱面十分吻合。因此，我们推测2020年MW6.0柯坪地震的破裂面极有可能对应着沉积层底部的低倾角软弱滑脱面(Allenetal.，1999)，反映了天山与塔里木盆地之间挤压应力的集中释放。

图7 2组断层的几何解对应的静态滑动分布Fig.7 The slip models with S-N strike(a) and E-W strike(b).a SN走向的走滑断层对应的静态滑动分布。b EW走向的逆冲断层对应的静态滑动分布。底色代表滑动量值，黑色箭头代表滑动矢量，白色实线为滑动量等值线，间隔为0.2m。c 走滑与逆冲滑动模型在地表的投影；白色与红色实线为走滑与逆冲 断层模型的滑动量等值线。图7c的范围已使用粉色虚线在图3a中圈出

分别基于2个静态分布模型正演模拟西克尔(XKR)强震台处的水平位移矢量，然而无论是走滑模型还是逆冲模型都不能拟合强震动积分得到的位移矢量。InSAR模型在西克尔强震台处的正演结果主要为SN向运动，而强震动积分得到的位移主要为EW向运动(图6)。地震目录所给出的震源机制显示，2020年MW6.0柯坪地震为一次SN向挤压破裂事件，与InSAR模型一致，其对应的地表水平运动应该以SN向运动为主(USGS)(1)https: ∥earthquake.usgs.gov/。。如3.2节所述，我们认为本研究得到的强震动双重积分结果应该是可靠的，那么InSAR模型不能解释强震动积分位移，可能是由于传统的滑动分布模型完全基于弹性模型进行计算(Okada，1985)，未考虑： 1)地形起伏对地表加速度值的影响；2)巨厚的沉积层对同震过程中弹性波传播的放大效应；3)软弱沉积层可能发生了非弹性形变。为验证我们的推论，后续需要更多的数据约束以开展含有复杂介质特性的有限元数值模拟，而这已经超出本文的讨论范围，故这里不做进一步论述。

4 讨论

4.1 柯坪地震的发震特征分析

本文使用InSAR约束得到的滑动模型与远震体波得到的地震目录(USGS、GCMT和IRIS)一致，均表明2020年MW6.0柯坪塔格地震是一次沉积层内的低倾角滑动破裂事件，破裂了(4±1)～(10±3)km深度范围。静态滑动分布的地表投影显示MW6.0柯坪塔格地震具有较大的长宽比(为2.0～3.0)，且在SN向上被严格限制在2条褶皱之间，意味着地震的滑动范围受到了南、北两侧褶皱下伏断层的围限，结合InSAR条纹图所揭示的本次地震对柯坪塔格褶皱的抬升作用，我们推测破裂面极有可能对应着沉积层下部的滑脱面，是天山与塔里木盆地会聚背景下位于前缘位置的柯坪塔格褶皱带在垂向上快速抬升、水平上向盆地内部延伸的具体体现。但是需要注意的一点是，由于InSAR较低的时间分辨率，本文能够获取的最早观测影像也在地震后3d，因此InSAR条纹所对应的地表形变可能反映的是同震过后的快速无震滑移或余震所导致的变形(Barnhartetal.，2013)。但是无论是哪种情况，都不影响本文对其运动学特征的描述和对应的结论。图8 展示了由新疆地震局提供的余震双差精定位结果，其中余震大多发生在滑脱层之下的基底中。一种可能的解释是，2020年MW6.0柯坪地震的主震破裂触发了结晶基底中的先存断裂，这种应力扰动导致基底的余震破裂，类似于1999年MW7.5集集地震(Kaoetal.，2000)。然而，问题可能更为复杂，这涉及到了沉积层与基底应力释放的协调作用，需要更为丰富的数据支持和模型分析，例如跨褶皱带的密集GNSS水平位移观测、InSAR震后形变时间序列观测和余震数据精定位等。

图8 西南天山与塔里木盆地基底会聚的卡通图Fig.8 The sketch showing the kinetics of the convergence between Tarim Basin and Tian Shan.彩色圆圈为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)，由新疆地震台网提供。图中使用的地震反射剖面来自Yang等(2018)，滑脱面深度参考Allen等(1999)

4.2 柯坪地震低倾角推覆揭示的区域流变学特征差异

MW6.0柯坪塔格地震的另一个显著特征是极低的滑动面倾角(约20°)。类似的低倾角推覆构造广泛发育于高大山体的前陆盆地边缘，例如2015年MW7.9 Gorkha地震对应的喜马拉雅前缘断裂、2016年MW6.4皮山地震对应的西昆仑山前断裂等(Elliottetal.，2016；Aniscoreetal.，2018)。这类低倾角地震往往指示着区域介质性质的横向差异，即隆起的软弱山体与下插的刚硬盆地基底之间流变学性质的巨大差异。在喜马拉雅前缘和西昆仑前缘，坚硬的克拉通盆地基底已经下插到山体之下，导致高大山体在自身重力下沿着下插基底面进行扩展运动(Copleyetal.，2011；Aniscoreetal.，2018)。塔里木盆地的整个地壳都具有脆性破裂的能力，发生在盆地内部的地震的震源深度可达40km，接近地壳底部(约50km)，表现出刚性克拉通基底的流变学特征(Sloanetal.，2011；Huangetal.，2017；Aniscoreetal.，2018)。最新的反演资料表明，塔里木盆地基底已经下插到西南天山之下(Gilliganetal.，2014)，这也解释了2020年MW6.0柯坪塔格地震的滑动面倾角极低的原因： 不断隆升的天山山体在自身重力作用之下，沿着塔里木盆地的克拉通基底向盆地内部不断扩展，积累的SN向挤压应力沿着沉积层内部的滑脱面以地震破裂或无震蠕滑的方式释放。

4.3 区域破裂特征总结及其对区域地震危险性分析的启示

柯坪塔格褶皱带及其以南的巴楚隆起不仅地震活动性强，而且还具有震源深度分布范围广、震源机制复杂的特征，其中最典型的代表是1997—2003年伽师震群。该震群从1997年一直持续至2003年，包含M>4.0地震数十次，M>6.0地震3次，震源机制主要有正断和走滑地震2类，深度集中在20km以内，破裂面为一组NW-SE和NE-SW走向的共轭截面(Huangetal.，2017)。近年来的研究认为，该系列地震为塔里木块体俯冲时，天山和帕米尔高原对盆地基底重力加载造成盆地弯曲而在基底上部产生的脆性张破裂(Sloanetal.，2011；Huangetal.，2017)。

在1997—2003年伽师震群以北的柯坪塔格褶皱带西侧与阿图什褶皱带相接的区域曾经发生过1902年MW7.7 Kashgar地震。最新的数据约束表明，该地震的双力偶解包含一个N倾的低倾角截面解(走向、倾角和滑动角分别为260°±20°、30°±10°和90°±10°)，震源深度为20km(Kulikovaetal.，2017)。继续向N，1996年MW6.3伽师地震的震源深度约为34km，发震断层的倾角为26°(Sloanetal.，2011)。从空间位置来看，这2次地震释放了从褶皱带到天山三角形楔体内部的挤压应力。根据其较低的截面倾角，我们推测1902年地震应该破裂了天山与塔里木块体之间的基底接触面或对应的滑脱层，1996年MW6.3地震也可能发生在相同的断层面上，但位于1902年地震破裂面的下部延伸区域，并不排除两者存在应力触发的可能(图8)。

一般而言，MW5.0～6.0地震的破裂区域近椭圆形，但由于相邻褶皱逆冲断层的围限，2020年MW6.0地震的破裂宽度只有10km，长度却达30km。如果本次地震能够突破后缘褶皱的围限，那么破裂面积可达30km×30km，根据滑动量与破裂面长度之间的经验比例关系(Akietal.，2002)，以平均滑动量为0.3～0.5m计算，可产生MW6.5～6.6地震。由于塔里木块体已经俯冲到西南天山之下，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，极端情况下，如果山前逆冲推覆褶皱带(薄皮构造)与天山三角形楔体之下的塔里木板块接触面(厚皮构造)在同一事件中发生级联破裂，将造成MW>7.0地震，1902年MW7.7地震已经证明了这种可能性。同时，在东柯坪塔格褶皱带最前排褶皱开挖的探槽显示，存在位错量为1.5m的单次地震位移事件(Lietal.，2013)，根据位移长度关系计算，对应的震级MW>7.0。

5 结论

作为对天山与塔里木盆地挤压会聚的构造响应，西南天山库车—喀什一线的地震活动性强烈，2020年MW6.0柯坪塔格地震即发生在该区域中部的柯坪塔格褶皱带上。我们使用Sentinel-1 SAR影像获取了该地震的地表形变场，对区域强震台加速度记录进行双重积分提取了对应的位移矢量，并做对比分析。基于上述观测，反演得到了2020年MW6.0柯坪地震的破裂面运动学参数，最后综合区域地震的最新研究和构造背景，分析了柯坪塔格褶皱带及其周边的地震危险性，得到以下结论：

(1)MW6.0柯坪塔格地震发生在一条低倾角(20°～25°)断层上，破裂深度为(4±1)～(10±3)km，受SN向挤压应力控制，极有可能对应着柯坪塔格褶皱下部沉积层内的滑脱面；

(2)MW6.0柯坪塔格地震的破裂受到周边褶皱的围限，产生的地表形变对柯坪塔格前缘褶皱具有明显的抬升作用；

(3)1902年MW7.7伽师地震、1996年MW6.3伽师地震、1997—2003年伽师地震群和2020年MW6.0柯坪塔格地震都可以解释为塔里木盆地基底向西南天山山体之下会聚下插过程中能量的集中释放。薄皮构造的破裂可以产生约MW6.5的地震，薄皮构造与其后方厚皮构造的级联破裂将有可能产生MW7.0以上地震。