西南天山地表三維位移場及斷層位錯模型

李杰， 喬學(xué)軍， 楊少敏， 聶兆生， 王迪晉， 鄒蓉， 丁開華， 王琪*

1 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 地球物理與空間信息學(xué)院, 行星科學(xué)研究所, 武漢 430074 2 新疆維吾爾自治區(qū)地震局, 烏魯木齊 830011 3 中國地震局地震研究所， 武漢 430071 4 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 信息工程學(xué)院, 武漢 430074

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西南天山地表三維位移場及斷層位錯模型

李杰1, 2， 喬學(xué)軍3， 楊少敏3， 聶兆生3， 王迪晉3， 鄒蓉1， 丁開華4， 王琪1*

1 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 地球物理與空間信息學(xué)院, 行星科學(xué)研究所, 武漢 430074 2 新疆維吾爾自治區(qū)地震局, 烏魯木齊 830011 3 中國地震局地震研究所， 武漢 430071 4 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 信息工程學(xué)院, 武漢 430074

利用1992—2012年間西南天山GPS觀測和2003—2009年EnviSAT衛(wèi)星InSAR圖像，構(gòu)建西南天山與塔里木盆地間(喀什坳陷)震間變形的三維位移場，約束區(qū)域內(nèi)滑脫斷層運動模型.結(jié)果顯示：位于喀什坳陷基底與沉積蓋層間埋深為12～18 km的主滑脫斷層進入西南天山(邁丹—喀拉鐵克斷裂帶以北)沿高角度斷坡深入天山底部至23～33 km,并北傾1°～2°延伸至天山內(nèi)部,從完全閉鎖到自由蠕滑，滑動速率9～10 mm·a-1.依據(jù)斷層位錯模型，1902年阿圖什M8大地震可能從鐵列克斷層根部23 km左右開始破裂，沿高角度斷坡斷層擴展25～30 km的距離至科克塔木背斜南翼托特拱拜孜—阿爾帕雷克斷裂.1902年阿圖什地震可能導(dǎo)致阿圖什背斜下方埋深2～12 km的高角度斷坡斷層以2～3 mm·a-1速率持續(xù)蠕滑，蠕滑過程釋放的應(yīng)力等價于一次Mw6.7左右的中強地震，西南天山及喀什坳陷基底滑脫斷層控制了西南天山及前陸地帶的現(xiàn)今變形和地震活動.

西南天山； GPS/InSAR； 位錯模型； 三維位移場； 現(xiàn)今活動

1 引言

作為規(guī)模宏大的復(fù)活造山帶的天山,在古、中生代時期曾經(jīng)歷多次隆升和剝蝕夷平過程(Hendrix et al.,1994).漸新世以來由于印度、歐亞板塊碰撞擠壓，天山再次遭受強烈擠壓，山體回春再造、迅速隆升, 地殼縮短達200 km以上(Avouac et al.,1993), 形成歐亞大陸內(nèi)部形貌特征清晰、年輕壯美的著名山系，也因此成為板內(nèi)變形與大陸動力學(xué)研究的天然實驗室.

對天山晚新生代活動構(gòu)造演化研究已有近四十年的歷史(Tapponnier et al.,1979;Ni et al.,1978), 而用GPS研究天山現(xiàn)今地殼變形是最近二十年的新發(fā)展(Abdrakhmatov et al.,1996;Wang et al.,2000a,2001; Reigber et al.,2001;Yang et al.,2008; Zubovich et al.,2010).高精度大地測量獲取的現(xiàn)今變形特征對深入認識天山的構(gòu)造演化及其區(qū)域地震危險性提供了重要依據(jù)(Abdrakhmatov et al.,1996; Molnar et al.,2000),不過對GPS觀測結(jié)果不同學(xué)者卻有不同的構(gòu)造解釋(Yang et al.,2008; Zubovich et al.,2010)：一種觀點基于造山帶活動斷裂整體發(fā)育, 多條平行分布的逆斷層第四紀滑動速率總和與GPS測定跨天山匯聚量相當(Zubovich et al.,2010)，強調(diào)GPS觀測結(jié)果反映了永久性變形.同時認為塔里木向北推擠通過天山內(nèi)部分布式縮短變形來調(diào)節(jié),盆山結(jié)合部的邊緣地帶吸收變形量并不明顯高于山體內(nèi)部.另一種觀點則強調(diào)，兩側(cè)盆地沿主滑脫斷層雙向擠入山體，控制了天山地區(qū)應(yīng)變場，因此造山帶內(nèi)部應(yīng)變較小，盆山結(jié)合部應(yīng)變較大.GPS測定的應(yīng)變場是一種彈性應(yīng)變，通過周期性大震活動調(diào)節(jié)天山內(nèi)部的變形向兩側(cè)轉(zhuǎn)移，導(dǎo)致山麓抬升(Yang et al.,2008).本文基于更新的GPS及最新的InSAR結(jié)果(Qiao et al., 2011;Li J,2012; Li et al.,2012)， 建立西南天山地區(qū)三維震間變形位移場，借助斷層位錯模型研究喀什坳陷及天山南緣現(xiàn)今變形和構(gòu)造活動與地震活動性的內(nèi)在關(guān)系，研究結(jié)果更加支持后一種觀點.

2 地質(zhì)構(gòu)造背景

位于西南天山與塔里木盆地之間的喀什坳陷構(gòu)造變形主要與該區(qū)域內(nèi)的平行排列的逆沖-皺褶活動斷裂有關(guān)(圖1).地貌特征表現(xiàn)為一系列向南拱曲的弧形推覆構(gòu)造(Yin et al., 1998; Allen et al.,1999; Sch?rer et al., 2004; Chen et al.,2007).由北向南分別是： (1) 左旋壓扭的邁丹—喀拉鐵克斷裂帶及其上盤的南向逆沖的喀拉鐵熱克山—南天山造山帶; (2) 天山前陸向南逆沖的柯坪斷塊，包括塔什皮薩克—科克塔木復(fù)背斜和阿圖什背斜; (3) 斷塊前緣的喀什—阿圖什弧形逆沖-褶皺帶及其下盤塔里木地塊.

邁丹—喀拉鐵克斷裂帶走向北東東, 斷面傾向北西, 傾角40°～80°(陳杰，2001),位于斷裂帶北側(cè)的喀拉鐵熱克山—南天山造山帶海拔高程3000～4200 m，而山前地形海拔高度僅為1000～2000 m，在地表表現(xiàn)為高山與丘陵地貌分界線，而在深部則代表了天山造山帶與向北俯沖的塔里木盆地的分界斷層.喀拉鐵克斷層南側(cè)至塔里木盆地北緣, 古生代地層逆沖到中、新生代地層之上，地殼厚度為50～52 km，為薄皮構(gòu)造; 而邁丹斷層北側(cè)為厚皮構(gòu)造，南天山之下莫霍面深度增加到55～57 km(Gao et al.,2013)，中天山下更深達60～70 km(Oreshin et al.,2002).作為一條巖石圈尺度大斷裂，邁丹—喀拉鐵克斷裂帶在晚更新世末期有較明顯的垂直運動，但活動速率則缺乏限定.該斷裂帶上M5～6強震的震源機制解顯示其現(xiàn)今活動以逆沖為主, 震源多在10～18 km深度的中上地殼內(nèi)(Allen et al.,1999)，在該斷裂帶以北至納倫盆地，中小地震活動明顯減少(Xu et al.,2006).

圖1 喀什坳陷地形、活動構(gòu)造、地震活動性及其現(xiàn)今地殼運動GPS位移場(墨卡托斜向投影)藍色線條為活動斷層，虛線為推測的隱伏斷層，分別是①邁丹， ② 喀拉鐵克，③托特拱拜孜，④塔拉斯—費爾干納，⑤布群喀拉鐵克， ⑥柯坪—阿圖什.微震用綠點(M>1)和紅點(M>3)表示, 藍色沙灘球為1902年阿圖什地震宏觀震中(趙瑞彬等，2001)，黑球為Mw>5地震震源機制解(http：∥www.gcmt.org).GPS測站位移用箭頭標識，粉紅為本文新增站點,其余箭頭代表已有GPS測站(楊少敏等，2008；Zubovich et al., 2010), 黑、白色折線框內(nèi)GPS測站分別約束斷層模型T420和T148,兩條虛直線為跨天山地形截面在地圖上投影.Fig.1 The topography of Kashi depression, tectonics, seismic activity and GPS velocity field of present-day crustal movement (Mercator projection)The blue lines mean active faults, dash lines represent buried faults. ① Maidan, ② Kalatieke, ③ Tuotegongbaizi, ④ Talas-ferganna, ⑤ Buqunkalatieke, ⑥ Kalpin-Atushi. Green dot(M>1) and red dot(M>3) mean microseismic, the bule beach ball is the macroscopic epicenter of 1902 Atushi earthquake, Black beach ball mean the epicenter mechanism (M>5). The arrows represent GPS sites displacement, the pink mean new addition sites. GPS sites in black and white line frame are used for constraining fault model of T420 and T148. The two dash lines represent the map projection of cross section of the Tian Shan.

柯坪斷塊東起阿克蘇，向西延伸至塔拉斯—費爾干納斷裂南端附近，東寬(150 km) 西窄(60 km)，是山前大型薄皮弧形推覆構(gòu)造，發(fā)育多排疊瓦狀推覆體和沖斷帶.其西側(cè)各沖斷帶間距較東部更加緊密, 褶皺更為緊閉, 變形尤為強烈.例如1902年阿圖什8級地震宏觀震中位于科克塔木背斜北側(cè)的托特拱拜孜—阿爾帕雷克逆斷層(趙瑞斌等，2001).柯坪斷塊前緣為喀什—阿圖什弧形沖斷帶，其中隱伏的柯坪—阿圖什斷裂是塔里木塊體與柯坪斷塊的分界斷裂.1996年阿圖什逆沖破裂的MS6.9級地震就發(fā)生在該斷層上，斷層傾角30°,深度13 km(何玉梅等，2001).該斷層以南是剛性的塔里木盆地，具有穩(wěn)定基底的特點，地殼厚度為45～50 km，上部為10～12 km 巨厚的沉積蓋層, 但最近發(fā)生過多起中強地震(刁桂苓等，2005)，包括2003年震源深度為7～8 km的伽師MW6.3地震(王衛(wèi)民等，2005).

自中新世天山快速隆升以來, 西南天山及喀什坳陷地殼縮短幅度23 km以上(Yin et al., 1998)，縮短導(dǎo)致的新生代地層強烈變形廣泛分布于從南天山到塔里木盆地北緣的各沖斷帶上.蓋層內(nèi)發(fā)育向南逆沖的鏟式斷層和深部近水平展布的滑脫斷層.淺部逆斷層在深部均歸并于12～18 km深度的主滑脫面(Gao et al.,2013)，而塔里木盆地基底沒有卷入蓋層變形.新生代地層變形從北向南逐漸變新，不斷地向前緣擴展(Avouac ,et al., 1993;Chen et al.,2007).更新世早期以來，前緣沖斷帶地殼縮短速率已達到5 mm·a-1(Sch?rer et al., 2004), 阿圖什背斜全新世平均縮短在4～8 mm·a-1(沈軍等，2001；王勝利等，2002)，與GPS觀測比較接近(李杰，2012).

3 現(xiàn)今地殼運動觀測

新疆西南天山地區(qū)GPS觀測從1994年開始(王琪等，2000)，至2014年觀測網(wǎng)基本覆蓋西南天山及帕米爾高原東北緣地區(qū)，約有80個GPS測站(本文討論范圍內(nèi)僅顯示41個站).其中50個站是2007年以來加密布設(shè)的新點，包括重大科學(xué)工程“中國大陸構(gòu)造環(huán)境監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)”新增的區(qū)域站(李強等，2012), 這些測站已觀測二、三次.觀測數(shù)據(jù)使用GAMIT/GLOBK軟件處理, 處理方案與早期研究相似, 并與境外天山GPS測站數(shù)據(jù)處理保持一致(Zubovich et al.,2010).首先將該地區(qū)所有測站與亞洲地區(qū)的IGS站數(shù)據(jù)組網(wǎng)，利用IGS提供的精密軌道和IGS建議的各類改正模型，采用GAMIT軟件的標準算法計算,求得當日(UTC 00∶00—24∶00觀測)區(qū)域網(wǎng)解.然后利用GLOBK通過IGS測站將當日區(qū)域網(wǎng)解與SOPAC提供的當日全球網(wǎng)解合并(http:∥sopac.ucsd.edu)，形成供后續(xù)平差處理使用的單日整體網(wǎng)解.以卡爾曼濾波方式處理所有與西南天山有關(guān)的單日整體網(wǎng)解，解算每個測站在某個固定歷元的坐標值和位移速率.通過IGS測站，該結(jié)果被旋轉(zhuǎn)至 ITRF2005參考框架，最后得到測站在ITRF框架上位移速度.為了利用境外天山GPS測站觀測成果(Zubovich et al.,2010)，本文同樣選哈薩克地臺及西伯利亞地塊作為西南天山地區(qū)構(gòu)造變形的運動基準.基于以上穩(wěn)定地區(qū)的IGS測站，以這些IGS測站的殘余速度平方和最小為約束，求取哈薩克地臺的歐拉旋轉(zhuǎn)矢量，并將其從西南天山地區(qū)每個測站速率中扣除，得到這些測站相對于穩(wěn)定的歐亞大陸的速度值，其精度誤差在0.5～1.0 mm·a-1.

與GPS相比，天山地區(qū)InSAR研究歷史較短(喬學(xué)軍等，2011；Goode et al.,2011).本文主要基于喬學(xué)軍等關(guān)于西南天山和帕米爾東北緣部分地區(qū)的InSAR前期工作(喬學(xué)軍等，2011)展開研究. 該項工作利用了2003—2007年間ENVISAT衛(wèi)星4條降軌200余景ASAR雷達數(shù)據(jù).本文研究集中在T148和T420兩軌圖像覆蓋的區(qū)域，所用圖像資料擴展到2009年中(ENVISAT衛(wèi)星停止工作), T148和T420新增圖像20景.新舊資料經(jīng)ROI_PAC軟件按標準流程處理而成，處理方案簡單敘述如下(詳情見文獻(喬學(xué)軍等，2011))：首先選擇適當數(shù)量的ASAR像對進行相干處理, ASAR像對的時間基線小于150天，空間垂直基線小于150 m.其次用DORIS精密軌道和3 s分辨率的數(shù)字高程模型(SRTM)消除與地形和衛(wèi)星有關(guān)的系統(tǒng)偏差，然后進行相位濾波和解纏，得到每一像對與地表位移有關(guān)的InSAR圖像.

由于ASAR圖像在塔里木盆地相干性很差，無法獲得盆地內(nèi)部的InSAR圖像，在天山山脈腹地受降雪覆蓋的影響，ASAR圖像相干性較差，因此地表位移場有效觀測大多集中于塔里木盆地與南天山交匯地帶.最后，所有單一像對InSAR圖像疊加平均, 大氣折射偏差和殘余軌道偏差作為一種隨機誤差通過層疊技術(shù)得到有效削弱(Hammond et al.,2012).統(tǒng)計分析一組獨立像對的InSAR圖像，本文所用InSAR資料測定精度在0.7～1.5 mm·a-1.

4 喀什坳陷區(qū)運動特征

GPS 速度場反映出喀什坳陷盆地南北向擠壓變形的整體形態(tài)：坳陷盆地內(nèi)部的各測站基本上沿正北(稍偏東)方向位移，方向變化很小.將GPS位移場沿與天山走向垂直的方向(N25°W)投影(圖3), 得到塔里木盆地擠壓(基于北緣GPS測站的運動)西南天山的速率為16～17 mm·a-1； 進入柯坪斷塊后，GPS測站速率降低, 但降低幅度總體為2～3 mm·a-1.跨過邁丹斷層深入天山內(nèi)部的GPS測站速率普遍為10～11 mm·a-1.在200 km范圍內(nèi),GPS測站速率變化幅度在5～7 mm·a-1之間，主要集中在邁丹—鐵列克斷裂帶附近, 這種降幅可能與該斷裂帶的構(gòu)造活動有關(guān).西南天山及喀什坳陷盆地內(nèi)GPS速率偏小，其他構(gòu)造(例如喀什—阿圖什背斜，科克塔木背斜等)的變形細節(jié)仍缺少約束，為此必須利用高分辨率的InSAR圖像(喬學(xué)軍等，2011).

從圖像形式上InSAR反映的是各像素點沿衛(wèi)星視線方向的地表位移, 實質(zhì)上代表了覆蓋范圍內(nèi)各像素間位移的相對變化.可用下式表示：

dLOS=dupSUP+dnsSNS+dewSEW,

(1)

這里dLOS為InSAR觀測值，(dup,dns,dew)是地表位移的三個分量， (SUP,SNS,SEW)=(0.916,-0.094,-0.391)衛(wèi)星視線方向的單位矢量.借用區(qū)域GPS水平運動速度場，本文從T148和T420兩軌InSAR圖像分離出垂直位移場(圖2).首先采用雙三次樣條函數(shù)擬合GPS實測速度場, 并內(nèi)插到InSAR圖像每個像素上，估算出該點的水平運動速度.然后，將InSAR圖像中某個區(qū)域某一組像素水平位移定義為基準，計算各個像素相對于基準的運動速率,即(1)中的水平分量(dns,dew).最后按衛(wèi)星視線矢量，依據(jù)各像素相對水平位移速率，從InSAR圖像視線方向的位移中扣除, 從而恢復(fù)出各個像素點的相對基準點垂直運動信息(Hammondetal.,2012).內(nèi)插GPS測站速率的精度可以滿足垂直位移場恢復(fù)的精度要求，其中dns在整個圖像范圍內(nèi)變化幅度不超過10mm·a-1，其內(nèi)插的誤差不超過3mm·a-1,dew不超過3mm·a-1, 內(nèi)插誤差不超過1mm·a-1.擬合GPS水平位移速度場的誤差對InSAR垂直位移場的影響不超過0.5mm·a-1，不低于InSAR位移觀測誤差.

圖2 喀什坳陷地表相對垂直位移InSAR干涉圖( 左: T420， 右T148)色棒指示位移幅度，塔里木盆地的平均位移設(shè)為零，藍色虛框內(nèi)為干涉效果較差圖像， 紅、藍色圓圈組成的條帶為InSAR剖線，圓圈代表可供建模的InSAR樣點.白色虛線代表InSAR剖線原點在地表的投影.Fig.2 InSAR interference diagram of relative vertical displacement in the surface of Kashi depression(left: track T 420, right track T148)Color rod indicate displacement range, average movement values of Tarim basin assume 0, the blue dash rectangle represent interference effect of poor image. Red, blue circle is composed of bands for the InSAR profile, dots represent sample points for modeling. The white dash line represents the projection of the InSAR profile at the surface.

圖3 垂直天山走向(N25°W)的構(gòu)造剖面和斷層模型(上: T148， 下:T420)黑點為GPS測站水平位移速率，紅、藍色圓點代表InSAR剖線上的采樣點垂直位移速率，帶圈圓點代表建模所用樣點.紅黑曲線為基于斷層模型計算的水平和垂直位移.地形以灰色背景標示.白色粗實線和虛線分別表示閉鎖和蠕滑滑脫斷層, 細實線為斷坡斷層, 紅實線為地震破裂, 紅虛線為無震蠕滑的斷坡斷層.Fig.3 Tectonics profile and fault model of crossing Tian Shan (N25°W ) (up:Track 148,low:Track 420)The black dots are horizontal velocity of GPS sites, red and blue dots are sample points′ vertical velocity of InSAR profile, the point with circle is sample point by modeling. The red-black curve is the horizontal and vertical displacement by the calculation of fault model. The gray background represents topography. The white solid line and dot line respectively represent blocking and creeping slip detachment fault, thin solid line for ramp fault, red solid line for rupture of earthquake, the red dash line represents ramp fault with aseismic creeping.

由于InSAR干涉圖像在沙漠地區(qū)相干性很差，T420圖像無法獲得塔里木盆地內(nèi)部的垂直形變場，同時由于南天山降雪覆蓋導(dǎo)致該地區(qū)的相干性也較差，因此，InSAR垂直位移場主要集中于塔里木盆地與南天山間的過渡地帶，可靠的垂直形變幅度在-1.5mm·a-1與+3.5mm·a-1之間.本文研究中，將大于5mm·a-1的異常升降視為觀測粗差，粗差主要出現(xiàn)在塔里木盆地內(nèi)部及其與柯坪斷塊的交接部位.例如T148圖像中，柯坪塔格以南部分基本不可靠.在T420圖像中,1996年MW6.3地震震區(qū)顯示了異常的垂直位移, 而T148則相反, 對以上區(qū)域進一步分析超出了本文研究范圍.

從T420和T148圖像取出四條與天山走向垂直、平行間距大約30～50 km的InSAR剖線, 將剖線上垂直位移與GPS測站水平運移按同一方式標識(圖3).以塔里木盆地的垂直運動為基準，剖線顯示柯坪斷塊內(nèi)相對垂直運動在0～5 mm·a-1, 且從喀什背斜到喀拉鐵熱克山隆升位移逐步加大，最大隆升出現(xiàn)在喀拉鐵熱克山前，進入西南天山后，隆升速率迅速降低.垂直位移變化較大的區(qū)域一個位于喀什背斜，10 km范圍隆升2～3 mm·a-1，與褶皺地貌形態(tài)一致，代表活動褶皺的生長；另一個則在喀拉鐵熱克山前, 隆升趨勢發(fā)生轉(zhuǎn)折，在20 km 范圍內(nèi)由單調(diào)上升轉(zhuǎn)為下降，可能與邁丹斷層的應(yīng)力積累有關(guān).

大氣折射對InSAR結(jié)果的干擾始終是一個無法回避的問題.地形差異導(dǎo)致雷達波在大氣中傳播的路徑不同，折射幅度因地形而異，這可能給InSAR觀測結(jié)果引入系統(tǒng)誤差，使得位移觀測信號失真.如果沿喀拉鐵熱克山InSAR觀測的位移信號系大氣折射不均勻所致，那么沿喀拉鐵熱克山位移異常應(yīng)線性連續(xù)分布，但圖2顯示位移信號存在沿喀拉鐵熱山走向的橫向變化，這表明大氣誤差即使存在，也是隨機分布.圖3中InSAR剖線顯示, 固然地形變化最大的喀拉鐵熱克山山前位移變化較大，但喀拉鐵熱克山以北的地形起伏平穩(wěn)，位移變化差異明顯.此外，跨阿圖什背斜的地形起伏可以忽略，但垂直隆升變化突出，明顯不是大氣折射的原因.總之，本文InSAR位移變化并非與地形起伏嚴格對應(yīng)，即不存在地形變化與隆升變化的正相關(guān), 盡管大氣折射的因素不能完全排除，隆升變化更多還是構(gòu)造因素所致 .

5 斷層運動模型

本文借助構(gòu)造楔變形模型來分析研究天山前陸盆地地形地貌特征(Dahlen et al.,1990)，模型要求塔里木盆地剛性基底不變形，其上伏軟弱的錐體狀蓋層沿不同深度的滑脫層及其斷坡形成褶皺、錯斷(Yin et al.,1998; Allen et al.,1999; Sch?rer et al.,2004; Chen et al.,2007).跨柯坪斷塊的人工地震剖線揭示位于基底及其蓋層間存在一個向天山傾斜2°～3°的主滑脫斷層，從喀什背斜以下12 km處向天山內(nèi)部延伸, 塔里木盆地的基底沿滑脫面向天山逆沖(Gao et al.,2013).滑脫面上部發(fā)育高角度斷坡斷層，這些斷層或出露地表或隱伏其下, 與滑脫斷層形成疊瓦狀鏟式斷層.由于柯坪斷塊存在大震活動，在一個大震周期內(nèi)，柯坪斷塊內(nèi)各種斷層閉鎖，積累彈性應(yīng)變，但西南天山下方的滑脫層由于摩擦力在高溫條件下弱化而自由蠕滑，驅(qū)動柯坪斷塊的擠壓變形.GPS和InSAR觀測到的位移場可以視為是天山深部滑脫斷層滑動蠕滑的地表響應(yīng)(楊少敏等，2008).在垂直于天山的構(gòu)造截面上，地表位移可以采用彈性半空間二維位錯模型來近似(Fruend et al., 1976)：

(2)

這里α為滑脫斷層傾角，s是其蠕滑速率,h為閉鎖滑脫斷層的深度, 是自由蠕滑的滑脫斷層頂端(閉鎖滑脫斷層底端)投影到地表的距離，X為測站或InSAR采樣點離端點地表形跡的距離，vhor、vup為該點上水平位移和垂直向位移速率.

對于一個淺角度(α<15°)的滑脫斷層，水平位移相對于閉鎖端點表現(xiàn)為反對稱, 并對應(yīng)最大垂直位移.利用這兩個特征，可直接固定公式(2)中的值,即先驗確定閉鎖端點的空間位置,而估算其他參數(shù).楊少敏等(2008)利用第一個特征推測閉鎖端點的位置，但由于GPS在天山山前的測站不夠密集，其推測誤差較大(見后面的討論).本文研究則主要利用第二特征，直接從InSAR位移的升降變化推測閉鎖端點的位置.本文中InSAR觀測密度大大高于GPS站點數(shù)量，依據(jù)InSAR數(shù)據(jù)推測的閉鎖端點的橫向誤差不超過10 km ,要比GPS數(shù)據(jù)推測的精度高至少一倍.

參數(shù)估算采用格網(wǎng)搜尋算法，在速率、深度和傾角三個參數(shù)(s,h，α)構(gòu)成的三維模型空間中，任意一組參數(shù)構(gòu)成的一個實驗?zāi)Ｐ?，相?yīng)計算加權(quán)殘差平方和:

∑[(vo-vc)/σ]2/n,

(3)

這里實驗?zāi)Ｐ偷奈灰扑俾蕍c由(2)計算，vo為實測速率，σ是其中誤差,n是觀測值數(shù)目.

本文聯(lián)合GPS和InSAR數(shù)據(jù)建模，其中兩組InSAR數(shù)據(jù)分別來自T420和T148圖像, 彼此獨立(圖2)，因此模型分別用T420和T148命名.為降低InSAR樣點間的相關(guān)性，每條InSAR剖線按大約4～5km間隔取樣，每幅圖像僅取30～40個樣點.考慮到喀什—阿圖什背斜垂直變形可能與1902年地震有關(guān)，因此在T420模型中，刪除了InSAR剖線科克塔木背斜以南的樣點(圖3).對應(yīng)的兩組GPS數(shù)據(jù)有重疊(圖1)，各組GPS站點數(shù)量接近30個.每組數(shù)據(jù)內(nèi)InSAR和GPS具有相同的權(quán)重，按內(nèi)符合精度定權(quán).最優(yōu)模型的格網(wǎng)搜尋結(jié)果見加權(quán)殘差平方和的等值線圖(圖4).該圖展示了沿三維模型空間兩個垂直平面搜尋, 由公式(3) 計算的備選模型的2統(tǒng)計值，通過等值線分布情況，按一定的概率確定最優(yōu)模型.

表1展示聯(lián)合GPS+InSAR數(shù)據(jù)約束下備選模型的空間分布，并與GPS或InSAR數(shù)據(jù)單獨約束的備選模型對比, 每個備選模型對應(yīng)于90%的置信水平. 可以看出InSAR垂直位移對模型的約束能力明顯不及GPS水平位移.在同等置信水平下，InSAR數(shù)據(jù)約束下備選模型空間普遍大于GPS約束下的模型空間. 圖4以三組參數(shù)組合(速率-深度，速率-傾角，深度-傾角)的方式展示搜尋結(jié)果，如果最優(yōu)模型統(tǒng)一定義為備選模型的中值, 模型誤差為中值到模型上下邊界距離.GPS+InSAR數(shù)據(jù)聯(lián)合約束的最優(yōu)模型與純粹采用GPS或InSAR約束模型差異明顯，最優(yōu)模型的估算精度相對較高，可靠度也有所增加.具體表現(xiàn)為,最優(yōu)模型參數(shù)居于三個搜尋空間的中心地帶.

對于淺角度的逆沖斷層，水平運動分布在一個更廣的區(qū)域范圍內(nèi)，而垂直運動則更集中靠近斷層閉鎖端附近.GPS數(shù)據(jù)所反映的水平運動對模型參數(shù)的變化敏感，InSAR所代表的垂直運動對模型變化不敏感.其次，InSAR數(shù)據(jù)相對GPS數(shù)據(jù)覆蓋的范圍較小，在垂直變化較大的區(qū)域喀拉鐵熱克山一帶，數(shù)據(jù)仍偏少，且離散度較大.最優(yōu)模型中滑動速率解算結(jié)果較好，其模型誤差不超過0.6mm·a-1，T148與T420模型互差不過0.5mm·a-1；其余兩個參數(shù)的解算相對較差，傾滑角的估算誤差在0.8°～1.5°，模型間互差0.7°；閉鎖深度的估算誤差可達3～4km, 模型間互差5km.

楊少敏將滑脫斷層閉鎖端置于托特拱拜孜—阿爾帕雷克斷裂處, 利用GPS反演深部滑脫斷層速率為12.3±0.6mm·a-1(楊少敏等，2008).本文將斷層模型閉鎖端約束在邁丹斷層(40.3°N) 根部(圖3)處, 蠕滑開始的部位與楊少敏(2008)相比偏北30km, 深部滑脫斷層滑移速率也相應(yīng)降低.本文模型總體上更好反映GPS和InSAR觀測狀況(圖3)，但模型對T148圖像觀測結(jié)果的擬合仍不理想，特別是喀拉鐵熱克山附近的InSAR位移與模型曲線差別較大.總體上T148圖像噪聲較大，可能包含較多的大氣折射殘余誤差，有待更多InSAR資料優(yōu)化位移圖像.

表1 搜尋結(jié)果Table 1 Results of searching listed

6 討論

以上結(jié)果顯示，現(xiàn)今西南天山地殼運動可以用下部滑脫斷層蠕動來解釋.本文模擬結(jié)果表明西南天山滑脫斷層的傾角接近水平，大致在1°～2°之間，滑移速率為10 mm·a-1, 并可能從西向東遞減, 而其閉鎖深度則從西向東由22 km增加至28 km.這樣一種變形模式與喜馬拉雅地區(qū)十分相似(Pandey et al.,1995; Avouac et al.,2007; Lave et al.,2005)，表明板內(nèi)造山與周邊地塊的驅(qū)動關(guān)系密切，且造山帶的變形主要以邊界帶為主.就天山而言，有多種觀測支持這種變形模式.首先，天山變形的滑脫斷層位錯模式可以較好地對此解釋：如果變形在整個天山均勻分布，那么微震活動也應(yīng)均勻分布于整個天山，而事實上從微震分布情況看并非如此.

其次，天山變形的滑脫斷層位錯模式可以解釋山前地帶活動構(gòu)造.西南天山深部滑脫斷層的滑移速率接近天山匯聚變形量的一半, 與喀什坳陷及柯坪斷塊約9 mm·a-1變形幅度相當(沈軍等，2001).基于河流階地全新世抬升幅度的年代學(xué)測定，柯坪斷塊前緣阿圖什背斜的長期縮短速率在4～8 mm·a-1(沈軍等，2001; 王勝利等，2002)，而GPS和InSAR觀測阿圖什背斜的縮短和隆升不過1～2 mm·a-1, 說明阿圖什背斜的永久性變形具有其他來源.依據(jù)本文模型，其大部分來自喀拉鐵熱克山彈性變形, 柯坪斷塊下主滑脫斷層和上伏疊瓦狀鏟式斷層的黏滑可能是彈性變形從山體內(nèi)部向前緣遷移的主要機制, 斷層周期性錯動吸收天山內(nèi)部的彈性變形,導(dǎo)致山前活動褶皺的形成與增長, 其分布控制了區(qū)域內(nèi)形貌格局.

最后，天山變形的滑脫斷層位錯模式更好地解釋了區(qū)域大震分布.過去的兩個世紀，天山邊緣地帶前后發(fā)生4次8級地震(Molnar et al.,2000)以及眾多6～7級中強地震，這些大震對應(yīng)了具有較高(6～10 mm·a-1)滑動速率的深部滑脫斷層. 而天山內(nèi)部盡管斷層發(fā)育，但其活動幅度一般不超過2～3 mm·a-1, 迄今無確切大震記錄, 中強地震也相對較少, 顯然均勻應(yīng)變模式不能解釋大地震的空間分布特征.基于本文變形模式，天山的彈性變形集中在其南北邊緣地帶, 并通過與大震破裂的方式向兩側(cè)擴展，在山前導(dǎo)致永久性變形.例如宏觀調(diào)查顯示, 1902年阿圖什8級大震在托特拱拜孜—阿爾帕雷克斷裂及其200 km以東的布群喀拉鐵克斷層上產(chǎn)生了可觀的斷裂陡坎和錯動現(xiàn)象(趙瑞斌等，2001)，而InSAR觀測到彈性變形最大部位在其以北的喀拉鐵熱克山一帶.1902年大地震導(dǎo)致喀拉鐵熱克山到科克塔木背斜間地殼縮短、增厚，喀拉鐵熱克山以北地區(qū)彈性回跳, 釋放震間積累的應(yīng)力應(yīng)變.如此以來，天山內(nèi)部不具有發(fā)生大震的應(yīng)力條件，山體內(nèi)部地殼縮短增厚弱于山體邊緣及山前地區(qū).

借助滑脫斷層位錯模型分析1902年8級大震, 對認識其破裂方式及復(fù)發(fā)規(guī)律具有啟示意義.研究表明1902年阿圖什地震是一次特大褶皺地震，破裂在科克塔木背斜南緣的托特拱拜孜—阿爾帕雷克斷裂(39.9°N)接近地表.根據(jù)本文構(gòu)建的模型，1902年8級大震的發(fā)震斷層應(yīng)為傾角30°～35°的連接深部滑脫斷層的斷坡，破裂寬度大約30～40 km(圖3).如果按其平均4m的破裂幅度計算(Molnar et al.,2000)，以天山深部滑脫斷層滑移速率9～10 mm·a-1積累彈性應(yīng)變，類似于1902年大震的復(fù)發(fā)周期應(yīng)在400～500年. 如果天山地區(qū)8級大震復(fù)發(fā)周期都在500年左右, 天山西段(80°E以西)大震比較頻繁或許不難理解.

由于破裂沒有出露地表，阿圖什地震釋放的應(yīng)力向南轉(zhuǎn)移到柯坪斷塊前緣地帶，該地區(qū)應(yīng)力場受這一附加應(yīng)力的影響而長期處于調(diào)整.震后應(yīng)力場調(diào)整大致分為兩種可能：一種可能機制是，如果沉積層內(nèi)斷層剛性強度足夠大，該部分應(yīng)力可能在相當長時期以地殼彈性應(yīng)變的方式貯留，直到下一次(Laye et al.,2005；Wang et al.,2011)釋放，這無疑增大了阿圖什地區(qū)強震危險性, 不過柯坪斷塊內(nèi)微震和一系列中強地震活動的聚集和持續(xù)似乎不大支持以上可能性.另一種可能是，沉積蓋層強度較弱，地震加載的應(yīng)力不能持久，一般通過沉積層褶皺變形來吸收(Wang et al.,2011)，或通過一些中小地震或余滑釋放上次大震殘余應(yīng)力.其他地區(qū)研究亦表明，大震可以觸發(fā)長達數(shù)十年的震后余滑(Suito et al.,2009；Copley et al.,2014).例如，近來用InSAR觀測伊朗東部 1978年Tabase地震(MW7.3)震區(qū)的1996—2010年震后變形, 可以檢測到傾角45°的發(fā)震斷層從地表到5 km 深度約5 mm·a-1的蠕滑活動(Copley et al.,2014).而本文在建模時，在有意刪除了喀什—阿圖什背斜一帶的InSAR觀測到的異常位移后得到的蠕滑量與1978年伊朗地震震后位移十分相似.

如果異常位移確為1902年大震釋放應(yīng)力驅(qū)動下斷層余滑的地表響應(yīng)，余滑最有可能出現(xiàn)在傾角30°、速率3～4 mm·a-1、5 km寬的另一條斷坡斷層上(圖3).如果余滑的斷坡斷層?xùn)|西向長100 km，空間上大約就是從喀什市以北的上阿圖什鄉(xiāng)到1996年MS6.9地震震區(qū)，100多年來通過無震蠕滑釋放的地震矩等價于一次MW6.7～6.8大小的強震，比1996年阿圖什地震釋放的地震矩(MW6.3)大4倍左右.或許可以解釋, 在本文推測無震蠕滑的部位，較少出現(xiàn)像1996年地震那樣的(MW>6)強震活動，蠕滑周緣地帶的微震(M>2) 活動也相對較低(圖1).相反, 以東的柯坪塔格斷層缺少無震蠕滑，構(gòu)造應(yīng)力會不時導(dǎo)致中強(MW>5) 地震發(fā)生，而這些中強震很可能是1902年大地震的余震.應(yīng)該指出，由于資料的缺失，目前的分析還處于推測階段，需要今后系統(tǒng)的觀測與研究.

7 結(jié)論

本文以密集的GPS和InSAR觀測約束西南天山地區(qū)深部滑脫斷層的震間運動模型，結(jié)合區(qū)域地震活動性，特別是1902年阿圖什地震震源機制和破裂分布,揭示西南天山及前陸盆地(喀什坳陷)基底滑脫斷層黏滑活動導(dǎo)致天山內(nèi)部變形向邊緣地帶遷移，并控制了西南天山及前陸地帶的變形分布和大震活動.本文研究進一步表明，天山內(nèi)部很少變形，擠壓變形主要集中在其邊緣及前陸地帶，從而導(dǎo)致山前逆沖褶皺不斷增長，天山不斷向外延展.利用高精度GPS和InSAR觀測結(jié)合構(gòu)建的現(xiàn)今地殼運動三維位移場，對深入認識天山構(gòu)造演化及區(qū)域地震活動性提供了重要啟示.

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(本文編輯 胡素芳)

Detachment fault model characterized for the 3D surface displacement field in the southwestern Tian Shan

LI Jie1, 2， QIAO Xue-Jun3， YANG Shao-Min3， NIE Zhao-Sheng3， WANG Di-Jin3， ZOU Rong1， DING Kai-Hua4， WANG Qi1*

1ChinaUniversityofGeosciences,InstituteofGeophysics&Geomatics,PlanetaryScienceInstitute,Wuhan430074,China2EarthquakeAdministrationofXinjiangUygurAutonomousRegion,Urumqi830011,China3InstituteofSeismology,ChinaEarthquakeAdministration,Wuhan430071,China4ChinaUniversityofGeosciences,FacultyofInformationEngineering,Wuhan430074,China

GPS measurements show that a total of 20 mm·a-1north-south convergence across the western Tian Shan (74°E—78°E ) is distributed broadly in the interior of the Tian Shan and on its margins. But there are two competing explanations for how the strain buildup is accommodated by slip on either single fault on the edges or numerous faults throughout. Either the present-day convergence is partitioned essentially by numerous slowly-moving (at rates of a few mm·a-1) faults with which small to moderate earthquakes were associated, or otherwise is localized primarily on the two flanks of the Tian Shan where the basal detachment faults emerge and large earthquakes occurred infrequently. In order to understand which one is better to characterize the deformation pattern as illustrated by the existing GPS and historic earthquakes, we used GPS observations taken at about 80 campaign sites in 1994—2012 and 220 ENVISAT ASAR acquisitions in 2003—2009 to determine three-dimensional displacement field of convergence deformation in the Kashi depression, southwestern Tian Shan and construct a dislocation model for strain accumulation along the basal detachment fault.We used GAMIT/GLOBK software to process the GPS data collected at the campaign sites in the study area and continuously-tracking stations nearby to calculate daily position time series on the ITRF reference frame, from which site velocities at uncertainties at 0.5～1.0 mm·a-1are derived by a linear approximation. The SAR images pairs with baseline length <150 meters and time span <150 days were analyzed with the ROI-PAC software to obtain a series of interferograms that quantify range changes in the satellite line-of-sight (LOS) direction. The LOS rate map at an average uncertainty of 0.7～1.5 mm·a-1is derived by stacking all interferograms processed with good coherence. In final, vertical signals in the LOS rate map are separated from horizontal ones by using a plane strain-rate map that is interpolated from all available horizontal GPS velocities with bicubic Bessel functions. Furthermore, we exploit two dimensional edge dislocation in an elastic half-space for two transects normal to the Tian Shan, assuming that surface deformation is caused by an aseismic creeping along a basal detachment fault. The dislocation model is defined by the creeping rate along the detachment fault, dip angle of the fault and locking depth of its updip tip. We exploited a grid-searching in model spaces to determine the optimal model that minimizes the postfit residuals of horizontal GPS velocities and vertical InSAR rates.GPS measurements show that the Kashi depression moves northerly relative to Siberia and a total of 5～7 mm·a-1crustal shortening is distrubibted over a 200 km distance from the northwestern Tarim Basin to the southwest Tian Shan. GPS velocities south of the Kashi Anticline show that the Tarim Basin moves at rates of 16～17 mm·a-1relative to Siberia. The GPS sites between the Kashi anticline and the Maidan fault, which separates the Kashi degresson from the southwest Tian Shan, slow down in rates by 2～3 mm·a-1and are reduced further to 10～11 mm·a-1in the southwest Tian Shan. Our results show that almost all InSAR vertical velocities are between -1.5 and 3.5 mm·a-1in the Kashi depression and southwest Tian Shan. insignificant tropospheric effects on deformation signals. However, there is a strong correlation between vertical rate and geologic province such as Tieliek range and several paralleled anticlines. Two transects normal to southwest Tian Shan show clearly upward motions at the Kashi-Atux Anticline and the Tieliek Range, between which minor subsidence is observed in. The peak uplift of 3.5 mm·a-1at the Tieliek Range is associated with the strain accumulation on the edge of the Tian Shan. Our preferred model shows that a detachment fault with a dip angle of 2°～3° extends down into the Tian Shan. The detachment fault starts creeping at a 9～10 mm·a-1rate 23～33 km below the Tieliek range. The geometry of the detachment fault inferred from geodesy is broadly consistent with that imaged by a deep seismic refection profiling for the crustal structures under the Kashi depression, which shows a series of décollement layers under the Tarim Basin and Kashigar depression at 7～17 km depths and the reverse faults that emerge in the range front are all rooted into it. According to the model geometry, the shallow décollements that are locked interseismically are linked with the creeping detachment fault by a steep ramp fault like the Maidan fault. The dislocation model for interseismic strain buildup suggests that the 1902 great Artux earthquake (M>8) may nucleate at ～23 km depth and propagated along a 30°～40° dipping ramp fault to somewhere close to the Keketamu anticline.Slip behavior on the detachment fault under the Kashi Depression and its downdip extension beneath the southern flank of the Tian Shan governs the deformation pattern and seismicity of major earthquakes there. In the interseismic period, the detachment fault and its ramp faults under the Kashi Depression are locked, instead its downdip extension under the Tian Shan is creeping at a rate comparable to the shortening rate across the Kashi depression. Large earthquakes such as the 1902 Artux earthquake released eventually all accumulated stresses thank to the locking of the detachment fault and transferred elastic strain southward along individual ramp faults onto the Keketamu and Artux anticlines. We suggest that the large earthquakes nucleate somewhere around the maximum uplift rate and the maximum gradient in horizontal velocity determined by InSAR and GPS geodesy. At the present, the Tian Shan as a whole is less deformed within its interior and instead significant deformation is occurring on its margins that is growing with the plate convergence between India and the rest of Asia.

The southwest Tian Shan； GPS/InSAR； Dislocation model； 3D surface displacement； Present movement

10.6038/cjg20151008.

Li J, Qiao X J, Yang S M, et al. 2015. Detachment fault model characterized for the 3D surface displacement field in the southwestern Tian Shan.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(10):3517-3529,doi:10.6038/cjg20151008.

國家自然科學(xué)基金項目(41274027,41274037,41074016及41374030)資助.

李杰，男，高級工程師，1975年生，主要從事GNSS與重力的形變監(jiān)測與地球動力學(xué)研究. E-mail:lijiexj@sohu.com

*通訊作者 王琪， 教授，博士生導(dǎo)師，1962年生，主要從事空間大地測量與大陸地殼運動研究. E-mail: wangqi@cug.edu.cn

10.6038/cjg20151008

P542, P223

2014-12-11，2015-01-27收修定稿

李杰， 喬學(xué)軍， 楊少敏等. 2015. 西南天山地表三維位移場及斷層位錯模型.地球物理學(xué)報，58(10):3517-3529,