利用InSAR观测揭示2020年新疆于田MW6.3地震发震构造及对藏北裂谷生长的启示

冯楚豪， 严月天， 冯万鹏*， 王雨晴， 陈大庆， 吴传勇

1 中山大学地球科学与工程学院， 广东珠海 519000 2 南方海洋科学与工程广东省实验室， 广东珠海 519000 3 广东省地震局， 广州 510000

0 引言

在距今约50～55 Ma前，印度板块与欧亚板块相互碰撞，造就了宏伟的喜马拉雅造山带，并快速促进了青藏高原地区的持续抬升，最终形成现今世界第三极——青藏高原(Molnar and Tapponnier, 1975).在这持续的挤压造山过程中，青藏高原内部还同时广泛发育了一系列启动于中新世中期至第四纪的近南北展布的裂谷，这些伸展构造不仅调节了印度板块与欧亚板块的碰撞变形，同时也与青藏高原的隆升历史密切相关.因此，识别裂谷带区域现今变形特征对理解青藏高原的生长与变形模式有着重要的意义(张进江和丁林, 2003).

对于上述裂谷成因，不同学者提出了多种可能解释，目前主要可以概括为两种主流模式(Wang et al., 2014)，一种为与重力垮塌相关的模式(Coleman and Hodges, 1995)，另一种为与区域应力场及边界条件相关的模式(Cogan et al., 1998)，目前尚未达到广泛统一.过去的30年间，地震学和空间对地观测技术记录了大量的发生在青藏高原内部的正断层地震，这些资料为我们定量化断层结构和形变过程奠定了坚实的数据基础.2020年6月藏北于田地区再次发生了中强正断层地震，为尝试探索当地裂谷生长规律提供了新的机遇.

据中国地震台网测定，2020年6月26日5时05分(UTC+8)新疆于田地区发生了6.4级的地震，震源深度约10 km，震中位于82.33°E，35.73°N.美国地质调查局(USGS)的结果显示，于田地震可能地震断层节面的走向、倾角和滑动角分别为(24°，42°，-108°)和(227°，50°，-74°)，震级大小为MW6.3.此次地震发生的位置距离居民区较远，于田县无明显震感，地震未造成严重损害.

2020年于田地震发生于青藏高原巴颜喀拉块体西缘，黑石北湖西侧的正断层系统附近(图1a).GPS速度场显示该区域现今处于东西拉张构造环境(葛伟鹏等, 2015).2000—2020年间，当地共有7000余起地震事件被地震台网所记录到，显示出该区域较强的地震活动性.2008—2020年间，于田地震周边地区相继发生了4次M>6级的地震事件，其中3次为正断事件(图1)，包括2008年MW7.2地震，2012年MW6.2 地震和2020年MW6.3地震(He et al., 2020; 康帅等, 2021)，另1次为2014年2月的MW6.9走滑事件(Li et al., 2020；罗毅等, 2021).该地区北部边界为阿尔金断裂西南段—康西瓦断裂，南部边界为郭扎错断裂(图1)，两断裂同为左旋走滑断裂系统，滑动速率分别为5～10 mm·a-1和10 mm·a-1(Wright et al., 2004).穿过震区地形剖面AA′(图1b)显示，研究区内海拔高度均在4000 m以上，地势起伏多变，山峰与沟谷交错分布，暗示了当地在地质历史中经历了强烈的构造变形过程.相对于藏南广泛发育的南北走向裂谷带以及相生的正断层地震事件，位于藏北的于田地区正断事件相对集中，很可能与上述两个走滑系统相关.因此，开展该地区正断层地震的详细研究，将有助于进一步理解青藏高原的扩展模式.

图1 2020于田地震构造背景场和SAR数据空间覆盖(a) 红星代表于田地震震中；绿线代表剖面图位置；红箭头为GPS速度场(Zhao et al., 2015)；彩色点为于田地震精定位后的余震(冉慧敏等, 2020).(b)横跨2008年于田MW7.3地震及2020年于田MW6.3地震的地形剖面图.Fig.1 Tectonic background of the 2020 MW6.3 Yutian earthquake and SAR spatial coverage(a) The red star is the epicenter of the Yutian earthquake. The green line represents a local profile A—A′, crossing the footwall and hanging walls of the earthquake fault. The red arrow represents GPS velocity (Zhao et al., 2015) in the regions; The colored dots represent the relocated aftershocks (Ran et al., 2020) of the Yutian earthquake. (b) Surface topography along Profile AA′ and coseismic displacements of the 2020 mainshock. The profile AA′ goes through both the 2008 MW7.3 and 2020 MW6.3 Yutian earthquakes areas.

InSAR地表形变资料已经成为研究断层运动状态，约束断层几何参数的重要手段(张文婷等，2020；季灵运等，2021).本文中，我们将利用InSAR技术获得此地震的同震和震后地表变形序列，并借助地球物理反演方法得出于田地震的断层参数和滑动分布，并以此为依据，整合前人的研究结果，进一步探究了藏北裂谷生长模式与特征.

1 InSAR形变场

1.1 SAR数据

此次研究中，我们收集了沿Sentinel-1(S1) T165降轨和T158升轨轨道TOPS模式的雷达图像(表1)，包括震后6个月内分别沿T165和T158轨道的21副和20副雷达数据.同时，为了增加同震测量的可靠性，我们还收集了一副ALOS2卫星L波段的同震像对(表1).因ALOS2卫星对当地成像频率不足，只找到时间间隔约1年的同震像对，并包含了约3个月的震后过程.

1.2 InSAR形变处理

在早期NRCAN/CCRS开发的InSAR自动化处理环境pSAR基础上(Feng et al., 2016)，我们使用开源GMTSAR软件替代早期商业软件(Sandwell et al., 2011; Xu et al., 2018)，对TOPS-SAR数据开展D-InSAR自动化处理.处理中，30 m格网大小的SRTM DEM数据(Farr et al., 2007)被用于消除干涉相位中的地形影响.有关研究显示该地形数据在垂直精度方面略优于其他地形数据集(Li et al., 2021).TOPS数据处理过程中，方位向与距离向的多视比参数分别设置为2和8，并使用了高斯平滑和Goldstein方法对干涉图进行降噪处理.解缠中，选择相干性0.15作为解缠阀值，该值以下像素做填零处理.考虑大气在InSAR处理中存在的潜在影响，我们利用基于ERA5 外部大气数据的InSAR大气改正方法(Wang et al., 2021)，进行了大气噪声抑制操作，部分提升了卫星视线(Line of Sight, LOS)向形变场精度.

受雷达成像几何和断层展布的影响，T158轨道的震后干涉图像的震后形变不显著.因此，本文中只处理了T158一对同震图像用于震源参数反演(表1)，震后形变分析部分主要依托于T165轨道的形变序列(图2).在震后InSAR形变分析中，除基于外部大气改正操作外，我们尝试运用干涉网络分析的技术，处理中当某一时刻SAR数据与等时长的前后数据进行干涉，可以通过相减直接获取该时刻大气的近似(Tymofyeyeva and Fialko, 2015).然后，采用基于光滑最小二乘形变分离的SBAS方法最终得到震后形变序列(Schmidt and Bürgmann, 2003).震后形变趋势的具体分析将在后文进一步展开.

图2 T165轨道干涉像对时空基线图Fig.2 Temporal-spatial baseline plot of the processed interferometric pairs for T165

表1 用于地震断层建模的Sentinel-1和ALOS2干涉像对的基本信息Table 1 The selected interferometric pairs from Sentinel-1 and ALOS2 SAR data used for the earthquake fault modelling

1.3 于田地震同震形变场形变特征

由于植被覆盖稀疏，于田地震的同震形变场相位清晰连续，自西向东分别展现两个显著形变中心(图3).其中，S1降轨T165同震形变场显示，东西两盘形变趋势相反，其中西盘表现为负形变，表示远离卫星方向运动，最大LOS位移达到200 mm，东盘符号为正，标识朝向卫星运动，最大 LOS向位移达到80 mm(图3d).相较而言，升轨T158的同震形变场在东盘表现出与降轨T165相反的趋势，同时表现为远离卫星运动，但幅度较小，LOS向最大位移仅为10 mm(图3a).可见，升降轨道D-InSAR结果同时显示出于田地震的形变模式表现为西侧形变区的变形幅度大于东侧.断层的上盘形变一般较下盘更剧烈，我们可以定性判定西侧形变区对应此次发震断层上盘，故而发震断层可能西倾.同时，考虑地表三维形变分量在InSAR升降轨形变贡献的差异性，它们在东侧形变中心区表现出的极性相反的特征，说明于田地震引起的形变具有一定的水平分量.另外，在干涉图中可见一定范围的失相干区域，可能与该地区的地表积雪有关.其中ALOS2干涉图(图3g)与S1 T158同属于升轨数据，同震条纹基本一致，侧面支撑了Sentinel-1数据结果的可靠性.因该轨道震后数据获取于震后3个月后，该数据未用于后续反演分析.

图3 反演模拟结果及残差对比(a) S1-T158原始干涉图； (b) S1-T158模拟结果； (c) S1-T158 InSAR观测与模拟的残差； (d,e,f) 对应于ALOS2-T158轨道结果； (g,h,i) 对应于S1-T165干涉相对结果. 黑色矩形为断层在地表的投影，红线表示断层面与地表的交线.Fig.3 Comparison of observed and predicted interferograms and their residuals(a) Original InSAR observations of S1-T158; (b) Simulation results of S1-T158; (c) Residuals observed and simulated by S1-T158 InSAR; (d,e,f) are the corresponding results of ALOS2-T158; (g,h,i) are the corresponding results of S1-T165. The black rectangle is the projection of the fault plane on the surface, and the red line represents the intersection line between the fault plane and the surface.

2 InSAR形变场反演

2.1 断层几何参数的非线性反演

为加快计算速度，同时压制噪声影响，我们首先对InSAR升降轨同震图像进行了四叉树降采样处理(Simons et al., 2002)，以获得有限参考点用于反演(表1).我们选择了两幅S1 InSAR结果作为地表约束(表1)，采用两步式的地球物理反演策略(Fukahata and Wright, 2008)，即先借助非线性搜索算法确定断层位置(矩形断层的上边界中点)以及几何参数(走向、倾角和滑动角等)，再进一步开展线性反演得到滑动空间分布特征.反演工作借助测地学反演程序PSOKINV完成，该软件采用多峰值颗粒群(MPSO)优化算法，实现最优拟合条件下的非线性参数搜索过程(冯万鹏和李振洪，2010).PSOKINV程序具有收敛效率高和控制参数少等特点，目前已经在多个地震实例研究中发挥作用(冯万鹏和李振洪，2010；李永生等，2015；Feng et al., 2018).MPSO算法只需要待解参数的范围作为初始参数，本文设置断层长和宽度范围皆为2至20 km，滑动角范围为-45°至-135°，倾角范围为-20°至-70°，震级大小范围为MW6.25至MW6.35.反演中的正演模型皆以弹性半空间位错理论为基础(Okada, 1985).

最终反演得到了基于InSAR形变结果的于田地震的最优拟合解(表2)，断层面在地表投影可见图3.反演结果表明，于田MW6.3地震发震断层震中(矩心)位于82.45°E，35.61°N，断层面宽约7 km，长约14 km，近南北展布走向为186°，倾角约为59°，滑动角为-102° (图4).考虑当地地壳刚性系数为1.0×1022Nm(Masek et al., 1994)，可得到震级为MW6.25.该结果与USGS、GCMT等震源机制解以及其他InSAR 反演结果(He et al., 2020; Yu et al., 2021)近乎一致.

表2 2020年MW6.3于田地震震源参数Table 2 Source parameters of the 2020 MW6.3 Yutian earthquake

InSAR观测的形变误差(如残余大气扰动)可能会导致反演结果中存在不同程度的不确定性.为定量化震源参数的不确定性水平，我们开展了基于反演结果的一系列正演模拟.考虑到走向和倾角是断层几何中非线性程度较高的两维参数，我们以非线性反演得到的最优模型中的走向和倾角为输入，给定一定范围建立参数集合，并对离散后的每组断层参数进行了独立的InSAR观测的模拟，从而得到对应所有参数集合的残差分布.以InSAR观测远场无形变区的标准偏差(～0.01 m)为阈值，可大体给出非线性参数的可信区间.该方案已经成功应用于2017年Iran地震的研究实践(Feng et al., 2018).最终，我们基于本文InSAR观测评估了断层参数的不确定性范围，其中走向的取值范围为185°±2°，倾角的取值范围为59°±3°.

2.2 同震线性滑动反演

为了理解地震发生过程中沿断层的滑动分布细节，我们进而开展了非均匀滑动的线性反演.首先，基于上一阶段中反演得到的断层几何参数和位置来固定断层空间分布，将断层面的长度和宽度扩展到20 km× 20 km，将断层面离散成较小的滑动单元.考虑到观测资料在深度上的分辨能力，我们采用了深度相关的子断层离散方案(Fialko, 2004).通过添加深度相关的阻尼因子，共划分了311块子断层，空间上深度越浅滑块越小，反之则滑块越大(图4).反演中允许一定滑动自由度，将一组沿滑动角为-45°至-135°的正交的滑动矢量作为待解参数.地表观测与滑动之间的数学表达为Gs=d，其中G为表征单一滑块上单位滑动矢量的格林矩阵，由Okada模型(Okada，1985)计算得来，d为InSAR LOS向观测，s即为待解滑动量.同时，拉普拉斯光滑约束作为G矩阵的一部分，也被用于防止出现滑动的异常突变.最终利用共轭梯度方法(Ward and Barrientos, 1986)解上述线性方程组，获取同震滑动分布.

于田地震同震滑动分布结果(图4)表明，地震同震滑动的深度范围为地下4～12 km，未出露到地表.同震的最大滑动量和最大滑动深度分别约为0.9 m及7 km.滑动量大于0.4 m滑块的平均滑动角约为-99°，可见于田地震以正断分量为主.

图4 于田地震同震滑动分布及精定位后的余震(冉慧敏等, 2020)分布图Fig.4 Coseismic slip distribution of the 2020 Yutian earthquake and relocated aftershocks (Ran et al., 2020)

基于线性反演结果，我们开展正演模拟，再现了InSAR观测同震条纹(图3).模拟结果(图3)表明，由本文确定的断层滑动模型基本可以理论再现S1及ALOS2三轨InSAR观测结果，理论模拟在形变幅度(条纹梯度)和空间分布特征方面均与InSAR同震观测趋于一致.两者残差显示，InSAR观测结果与模拟结果的残差(图3c,f和i)整体均处于干涉图的误差水平，～2 mm.

2.3 震后累计余滑

为了探究于田地震震后余滑过程，我们选取了信噪比较高的T165轨道震后干涉图像，其中第一幅覆盖震后两个月累计震后形变的干涉像对(表1)用于震后早期的余滑分析.对震后6个月内的SAR影像进行时序InSAR处理，以期恢复于田地震的震后形变趋势.于田地震震后升降轨的形变幅度差异明显，表现与同震类似的形变特征(图5a,b).因升降轨道LOS向位移符号相同，可以推断震后形变仍然以垂向运动为主，而幅度的显著差异性，揭示了伴随东西向水平运动的可能.利用于田地震的同震断层几何模型，我们进而反演确定了早期余滑的空间分布特征.反演结果显示，震后两个月时间内于田地震断层上发生了较为明显的震后余滑现象，最大滑动量达0.16 m，滑动主要分布在同震周边(图6).该现象与其他震后研究类似，表明震后滑动主要是同震应力驱动的结果.于田地震同震破裂未延伸至地表，但分布一定浅部无震滑动，揭示了断层浅部区域具有滑动强化属性，可能存在浅部滑动欠滞的现象.

图6 于田地震同震与震后滑动分布红星代表于田地震震中，色标代表同震滑动大小，绿线代表余震滑动等值线，黑色箭头代表同震滑动方向.Fig.6 Coseismic and postseismic slip distributions of the Yutian earthquakeThe red star is the hypocenter of the Yutian earthquake. The color code represents the magnitude of the coseismic slip, while the green contour lines indicate the early afterslip captured by the postseismic InSAR observations. The black arrows show the directions of coseismic slip vectors on the fault.

3 讨论

3.1 铲形断层

以同震反演得到断层参数确定的震后滑动模型反演中存在显著的残差，无法重现沿剖面(图7b)的最大震后形变.这里，我们独立依托震后形变，类似于同震反演过程单独确定适用震后形变拟合的最优断层几何.相较于同震几何参数，震后反演结果的倾角更大，为75°(表3)；滑动深度更浅，为3 km.以此断层模型为输入，理论模拟与实际观测的LOS向形变与模拟结果拟合较好(图7b)，断层上盘持续下沉.此期间内，累计震后形变约为同震的10%(图7b).根据同震、震后反演获取的断层几何的特征，可能说明了于田地震的实际发震断层由地表向地下延伸时，倾角逐渐变缓，具有铲形断层的特征(图7d).尽管反演中数据中的潜在噪声可能引入一定参数误差，但铲状特征的存在更可能与实际断层结构相符合(Shelton et al., 1984).可见，联合同震和震后观测可能是恢复铲状断层结构的有效途径.

3.2 于田地震的震后形变

大量研究表明，余滑是控制震后形变的重要因素(Wang and Fialko, 2018; Feng et al., 2020; Jing et al., 2020)，于田地震震后长期发生的无震蠕滑对当地地形的塑造有着潜在的影响.为了更好地研究震区震后形变对裂谷生长的影响，我们选取本次地震发震断层上盘处形变量最大的点O(图5a,b)

图5 于田地震震后LOS向形变场(a) S1-T165降轨干涉图：20200629_20200828； (b) S1-T158升轨干涉图：20200704_20200821.红线代表跨越震后余滑作用范围的剖面BB′，三角形代表用于震后形变衰减曲线模拟的点O.Fig.5 Postseismic InSAR interferograms of the Yutian earthquake(a) S1-T165 descending interferogram of 20200629_20200828; (b) S1-T158 ascending interferogram of 20200704_20200821. Red line across the postseismic deformation area is a profile BB′ and the triangle, O is the selected site, at which the postseismic deformation time series is determined for analyzing postseismic history.

作为特征点，对于田地震同震及震后的地表形变过程进行分析.

震后6个月InSAR时序序列揭示了当地持续形变增长趋势(图7c).基于指数型余滑模型A(1-e-t/τ)，其中A为常数项，t为同震后历经的时间，τ为松弛时间.震后余滑被认为是主震应力驱动的直接结果，松弛时间τ大小控制了震后形变的变形趋势，与断层摩擦系数直接相关(Barbot et al., 2009; Gonzalez-Ortega et al., 2014).我们利用InSAR震后形变序列搜索最优拟合参数，尝试恢复自同震时刻开始的完整震后余滑衰减趋势.回归分析中，采用非线性断层反演中沿用的MPSO算法(冯万鹏等，2010)，得到A和τ分别为-0.037和98.566.模拟结果表明(图7c)，于田地震的震后余滑可能持续了将近一年的时间，其中理论累计形变曲线中震后第4天至65天造成的总形变量与本文得到的InSAR观测相当，～2 cm.由模型预测可知，地震震后余滑过程在震后的一年内可能累积造成了将近3 cm的LOS向形变，达到了同震LOS向形变的15%.可见于田地震的震后无震蠕滑不仅在长时间内持续控制着裂谷的东西向扩张，也对裂谷生长及相关地貌的塑造起到了非常显著的作用.参考前人对2008年当雄地震震后研究结果(Bie et al., 2014)，可见震后过程对裂谷生长的控制作用具有一定的普遍性.

图7 (a)沿BB′地形剖面；(b)2020于田地震同震及震后LOS向观测和模拟的形变趋势；(c)由InSAR时序分析得到的2020于田地震震后累计最优指数形变曲线；(d)于田地震铲状断层模型Fig.7 (a) Topography along the profile BB′；(b) Observed, modelled co- and post-seismic LOS deformations across the 2020 Yutian earthquake fault; (c) Optimal postseismic accumulated deformation history of the 2020 Yutian earthquake retrieved from the InSAR time series analysis based on an exponential numerical model； (d) The listric fault model of the Yutian earthquake

3.3 断层倾角的构造指示意义

青藏高原内部一系列南北展布的裂谷与青藏高原的东西向伸展及生长有着密切关联.地貌学证据表明，青藏高原南北裂谷形态差异十分巨大，发育状况也不尽相同(Harrison et al., 1992).Kapp等(2008)对青藏高原不同地区裂谷的构造特征进行了分析，提出了一种与倾角相关的裂谷生长模式.该模式下，裂谷起始以高角度正断层的构造形式启动，在扩张过程中，伴随着拆离及均衡回弹，正断层倾角逐渐变缓.这一模式提出正断层的倾角大小可能指示了裂谷的生长发育阶段，即倾角大的裂谷可能处于裂谷发育的早期阶段，而倾角小的裂谷已发育至较为成熟的阶段.

我们收集了青藏高原不同地区基于大地测量学观测的正断层地震倾角数据，结果(表3和图8)显示，青藏高原不同地区正断事件的倾角有着较为显著的差异，如藏北羌塘地区正断事件的倾角明显大于藏南地区.从藏南过渡到藏北，地震断层倾角表现出较为明显的递增趋势.根据青藏高原裂谷生长阶段与倾角的关系(图8)，可以推论，藏北羌塘地区的裂谷可能处于裂谷生长的早期阶段，而藏南拆离系裂谷的生长发育可能已趋于成熟.

表3 青藏高原正断层地震倾角信息Table 3 Dip angles of normal faulting earthquakes in the Tibetan Plateau collected in this study

有研究表明，藏北地区的羌塘地块分布有许多与青藏高原东西向伸展构造相关的埃达克岩，其低温热年代学测年结果将藏中裂谷可能的启动时间限定在了47～38 Ma的始新世(Wang et al., 2010;Ou et al., 2017).而藏南裂谷的启动时间则普遍被相关测年结果限定在10 Ma左右(张佳伟等, 2020)，这可能表明藏南裂谷的启动时间普遍晚于藏北裂谷.结合年代学定年结果及基于倾角大小的藏北藏南发育阶段，可以推论启动时间较早的藏北羌塘地区裂谷的活动扩张速率可能远低于启动更晚的藏南裂谷.对青藏高原裂谷活动速率的研究结果显示(图8)，藏北的双湖裂谷的活动速率约为0.1～0.3 mm·a-1(李亚林等, 2001)，藏中的温泉盆地附近的断裂滑动速率约为0.2～0.3 mm·a-1(吴中海等, 2005)；而藏南的亚东裂谷的活动速率则约为0.9 mm·a-1，藏南其他裂谷的活动速率则更高，约为1～2 mm·a-1(Wang et al., 2020).藏北裂谷活动速率随着纬度的增加而降低，这一变化趋势与倾角随纬度的变化关系呈现出很好的反相关现象(图8).同时，GCMT地震目录显示，自1975年至今，青藏高原纬度大于31°的地区共发生了102起被记录的正断层事件；而高原内纬度小于31°的藏南地区则共发生了151起被记录的正断层事件.这表明藏南地区的地震活动性强于藏北地区，可能与青藏高原南北裂谷活动性的差异相关.以上的研究结论皆与我们推论的藏南裂谷活动扩张速率可能远大于藏北的羌塘地区相一致.其中，图8中谢通门地震断层的倾角大小相较于其他地震显得较小，考虑到谢通门地震相对震级也较小，这可能是因为该地震发生在特殊的构造环境上(如次生构造)造成的.

图8 青藏高原自南向北正断事件的倾角及裂谷活动速率变化图Fig.8 Diagram of dips of normal fault earthquakes vs rift extending rates from south to north Tibetan Plateau

4 结论

本研究应用干涉合成孔径雷达技术，厘定了2020年于田MW6.3地震的同震、早期震后位移场，并进而确定了震源参数，同震以及震后空间滑动分布，并利用震后6个月连续InSAR观测尝试恢复了于田地震的震后形变趋势.同时结合已有青藏高原正断层地震的研究结果，讨论了藏北羌塘地区裂谷带的发育特征.此次工作中得到主要认识如下：

(1)反演结果表明，于田地震破裂区域宽约7 km，长约14 km，发震断层近南北走向，倾角约为59°,滑动角约为-102°.同震滑动主要发生的范围为地下4～12 km，最大滑动量为0.9 m，最大滑动深度约为7 km，同震破裂未出露至地表.地震矩震级大小为MW6.3，震中(矩心)位于 82.45°E，35.61°N.同震最大视线向沉降达20 cm.

(2)InSAR观测表明，于田地震震后无震蠕滑的形变空间特征与同震类似，二者都持续贡献裂谷的生长.联合同震和震后断层反演，此次地震的发震断层可能具有铲形特征.震后6个月连续的时序InSAR拟合出的余滑曲线表明，于田地震的震后余滑可能持续将近一年的时间，累积可以造成3 cm的LOS向形变.

(3)通过分析近年来青藏高原地区正断层地震的倾角大小及裂谷扩张速率与启动时间，得出了自裂谷启动以来，藏北羌塘地区裂谷的扩张生长速率可能远小于藏南拆离系裂谷这一推论.

致谢特别感谢新疆地震局冉慧敏高工提供此次地震的重定位余震目录.本研究采用的Sentinel-1数据下载自阿拉斯加卫星中心(ASF, https:∥search.asf.alaska.edu/)，ALOS2数据由日本宇航局(JAXA)通过RA6课题(3159)提供，大部分图件使用GMT5.4.5(Wessel et al., 2013)绘制完成，在此一并表示感谢.