西南天山地表三维位移场及断层位错模型

李杰， 乔学军， 杨少敏， 聂兆生， 王迪晋， 邹蓉， 丁开华， 王琪*

1 中国地质大学(武汉) 地球物理与空间信息学院, 行星科学研究所, 武汉 430074 2 新疆维吾尔自治区地震局, 乌鲁木齐 830011 3 中国地震局地震研究所， 武汉 430071 4 中国地质大学(武汉) 信息工程学院, 武汉 430074



西南天山地表三维位移场及断层位错模型

李杰1, 2， 乔学军3， 杨少敏3， 聂兆生3， 王迪晋3， 邹蓉1， 丁开华4， 王琪1*

1 中国地质大学(武汉) 地球物理与空间信息学院, 行星科学研究所, 武汉 430074 2 新疆维吾尔自治区地震局, 乌鲁木齐 830011 3 中国地震局地震研究所， 武汉 430071 4 中国地质大学(武汉) 信息工程学院, 武汉 430074

利用1992—2012年间西南天山GPS观测和2003—2009年EnviSAT卫星InSAR图像，构建西南天山与塔里木盆地间(喀什坳陷)震间变形的三维位移场，约束区域内滑脱断层运动模型.结果显示：位于喀什坳陷基底与沉积盖层间埋深为12～18 km的主滑脱断层进入西南天山(迈丹—喀拉铁克断裂带以北)沿高角度断坡深入天山底部至23～33 km,并北倾1°～2°延伸至天山内部,从完全闭锁到自由蠕滑，滑动速率9～10 mm·a-1.依据断层位错模型，1902年阿图什M8大地震可能从铁列克断层根部23 km左右开始破裂，沿高角度断坡断层扩展25～30 km的距离至科克塔木背斜南翼托特拱拜孜—阿尔帕雷克断裂.1902年阿图什地震可能导致阿图什背斜下方埋深2～12 km的高角度断坡断层以2～3 mm·a-1速率持续蠕滑，蠕滑过程释放的应力等价于一次Mw6.7左右的中强地震，西南天山及喀什坳陷基底滑脱断层控制了西南天山及前陆地带的现今变形和地震活动.

西南天山； GPS/InSAR； 位错模型； 三维位移场； 现今活动

1 引言

作为规模宏大的复活造山带的天山,在古、中生代时期曾经历多次隆升和剥蚀夷平过程(Hendrix et al.,1994).渐新世以来由于印度、欧亚板块碰撞挤压，天山再次遭受强烈挤压，山体回春再造、迅速隆升, 地壳缩短达200 km以上(Avouac et al.,1993), 形成欧亚大陆内部形貌特征清晰、年轻壮美的著名山系，也因此成为板内变形与大陆动力学研究的天然实验室.

对天山晚新生代活动构造演化研究已有近四十年的历史(Tapponnier et al.,1979;Ni et al.,1978), 而用GPS研究天山现今地壳变形是最近二十年的新发展(Abdrakhmatov et al.,1996;Wang et al.,2000a,2001; Reigber et al.,2001;Yang et al.,2008; Zubovich et al.,2010).高精度大地测量获取的现今变形特征对深入认识天山的构造演化及其区域地震危险性提供了重要依据(Abdrakhmatov et al.,1996; Molnar et al.,2000),不过对GPS观测结果不同学者却有不同的构造解释(Yang et al.,2008; Zubovich et al.,2010)：一种观点基于造山带活动断裂整体发育, 多条平行分布的逆断层第四纪滑动速率总和与GPS测定跨天山汇聚量相当(Zubovich et al.,2010)，强调GPS观测结果反映了永久性变形.同时认为塔里木向北推挤通过天山内部分布式缩短变形来调节,盆山结合部的边缘地带吸收变形量并不明显高于山体内部.另一种观点则强调，两侧盆地沿主滑脱断层双向挤入山体，控制了天山地区应变场，因此造山带内部应变较小，盆山结合部应变较大.GPS测定的应变场是一种弹性应变，通过周期性大震活动调节天山内部的变形向两侧转移，导致山麓抬升(Yang et al.,2008).本文基于更新的GPS及最新的InSAR结果(Qiao et al., 2011;Li J,2012; Li et al.,2012)， 建立西南天山地区三维震间变形位移场，借助断层位错模型研究喀什坳陷及天山南缘现今变形和构造活动与地震活动性的内在关系，研究结果更加支持后一种观点.

2 地质构造背景

位于西南天山与塔里木盆地之间的喀什坳陷构造变形主要与该区域内的平行排列的逆冲-皱褶活动断裂有关(图1).地貌特征表现为一系列向南拱曲的弧形推覆构造(Yin et al., 1998; Allen et al.,1999; Schärer et al., 2004; Chen et al.,2007).由北向南分别是： (1) 左旋压扭的迈丹—喀拉铁克断裂带及其上盘的南向逆冲的喀拉铁热克山—南天山造山带; (2) 天山前陆向南逆冲的柯坪断块，包括塔什皮萨克—科克塔木复背斜和阿图什背斜; (3) 断块前缘的喀什—阿图什弧形逆冲-褶皱带及其下盘塔里木地块.

迈丹—喀拉铁克断裂带走向北东东, 断面倾向北西, 倾角40°～80°(陈杰，2001),位于断裂带北侧的喀拉铁热克山—南天山造山带海拔高程3000～4200 m，而山前地形海拔高度仅为1000～2000 m，在地表表现为高山与丘陵地貌分界线，而在深部则代表了天山造山带与向北俯冲的塔里木盆地的分界断层.喀拉铁克断层南侧至塔里木盆地北缘, 古生代地层逆冲到中、新生代地层之上，地壳厚度为50～52 km，为薄皮构造; 而迈丹断层北侧为厚皮构造，南天山之下莫霍面深度增加到55～57 km(Gao et al.,2013)，中天山下更深达60～70 km(Oreshin et al.,2002).作为一条岩石圈尺度大断裂，迈丹—喀拉铁克断裂带在晚更新世末期有较明显的垂直运动，但活动速率则缺乏限定.该断裂带上M5～6强震的震源机制解显示其现今活动以逆冲为主, 震源多在10～18 km深度的中上地壳内(Allen et al.,1999)，在该断裂带以北至纳伦盆地，中小地震活动明显减少(Xu et al.,2006).

图1 喀什坳陷地形、活动构造、地震活动性及其现今地壳运动GPS位移场(墨卡托斜向投影)蓝色线条为活动断层，虚线为推测的隐伏断层，分别是①迈丹， ② 喀拉铁克，③托特拱拜孜，④塔拉斯—费尔干纳，⑤布群喀拉铁克， ⑥柯坪—阿图什.微震用绿点(M>1)和红点(M>3)表示, 蓝色沙滩球为1902年阿图什地震宏观震中(赵瑞彬等，2001)，黑球为Mw>5地震震源机制解(http：∥www.gcmt.org).GPS测站位移用箭头标识，粉红为本文新增站点,其余箭头代表已有GPS测站(杨少敏等，2008；Zubovich et al., 2010), 黑、白色折线框内GPS测站分别约束断层模型T420和T148,两条虚直线为跨天山地形截面在地图上投影.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.

柯坪断块东起阿克苏，向西延伸至塔拉斯—费尔干纳断裂南端附近，东宽(150 km) 西窄(60 km)，是山前大型薄皮弧形推覆构造，发育多排叠瓦状推覆体和冲断带.其西侧各冲断带间距较东部更加紧密, 褶皱更为紧闭, 变形尤为强烈.例如1902年阿图什8级地震宏观震中位于科克塔木背斜北侧的托特拱拜孜—阿尔帕雷克逆断层(赵瑞斌等，2001).柯坪断块前缘为喀什—阿图什弧形冲断带，其中隐伏的柯坪—阿图什断裂是塔里木块体与柯坪断块的分界断裂.1996年阿图什逆冲破裂的MS6.9级地震就发生在该断层上，断层倾角30°,深度13 km(何玉梅等，2001).该断层以南是刚性的塔里木盆地，具有稳定基底的特点，地壳厚度为45～50 km，上部为10～12 km 巨厚的沉积盖层, 但最近发生过多起中强地震(刁桂苓等，2005)，包括2003年震源深度为7～8 km的伽师MW6.3地震(王卫民等，2005).

自中新世天山快速隆升以来, 西南天山及喀什坳陷地壳缩短幅度23 km以上(Yin et al., 1998)，缩短导致的新生代地层强烈变形广泛分布于从南天山到塔里木盆地北缘的各冲断带上.盖层内发育向南逆冲的铲式断层和深部近水平展布的滑脱断层.浅部逆断层在深部均归并于12～18 km深度的主滑脱面(Gao et al.,2013)，而塔里木盆地基底没有卷入盖层变形.新生代地层变形从北向南逐渐变新，不断地向前缘扩展(Avouac ,et al., 1993;Chen et al.,2007).更新世早期以来，前缘冲断带地壳缩短速率已达到5 mm·a-1(Schärer et al., 2004), 阿图什背斜全新世平均缩短在4～8 mm·a-1(沈军等，2001；王胜利等，2002)，与GPS观测比较接近(李杰，2012).

3 现今地壳运动观测

新疆西南天山地区GPS观测从1994年开始(王琪等，2000)，至2014年观测网基本覆盖西南天山及帕米尔高原东北缘地区，约有80个GPS测站(本文讨论范围内仅显示41个站).其中50个站是2007年以来加密布设的新点，包括重大科学工程“中国大陆构造环境监测网络”新增的区域站(李强等，2012), 这些测站已观测二、三次.观测数据使用GAMIT/GLOBK软件处理, 处理方案与早期研究相似, 并与境外天山GPS测站数据处理保持一致(Zubovich et al.,2010).首先将该地区所有测站与亚洲地区的IGS站数据组网，利用IGS提供的精密轨道和IGS建议的各类改正模型，采用GAMIT软件的标准算法计算,求得当日(UTC 00∶00—24∶00观测)区域网解.然后利用GLOBK通过IGS测站将当日区域网解与SOPAC提供的当日全球网解合并(http:∥sopac.ucsd.edu)，形成供后续平差处理使用的单日整体网解.以卡尔曼滤波方式处理所有与西南天山有关的单日整体网解，解算每个测站在某个固定历元的坐标值和位移速率.通过IGS测站，该结果被旋转至 ITRF2005参考框架，最后得到测站在ITRF框架上位移速度.为了利用境外天山GPS测站观测成果(Zubovich et al.,2010)，本文同样选哈萨克地台及西伯利亚地块作为西南天山地区构造变形的运动基准.基于以上稳定地区的IGS测站，以这些IGS测站的残余速度平方和最小为约束，求取哈萨克地台的欧拉旋转矢量，并将其从西南天山地区每个测站速率中扣除，得到这些测站相对于稳定的欧亚大陆的速度值，其精度误差在0.5～1.0 mm·a-1.

与GPS相比，天山地区InSAR研究历史较短(乔学军等，2011；Goode et al.,2011).本文主要基于乔学军等关于西南天山和帕米尔东北缘部分地区的InSAR前期工作(乔学军等，2011)展开研究. 该项工作利用了2003—2007年间ENVISAT卫星4条降轨200余景ASAR雷达数据.本文研究集中在T148和T420两轨图像覆盖的区域，所用图像资料扩展到2009年中(ENVISAT卫星停止工作), T148和T420新增图像20景.新旧资料经ROI_PAC软件按标准流程处理而成，处理方案简单叙述如下(详情见文献(乔学军等，2011))：首先选择适当数量的ASAR像对进行相干处理, ASAR像对的时间基线小于150天，空间垂直基线小于150 m.其次用DORIS精密轨道和3 s分辨率的数字高程模型(SRTM)消除与地形和卫星有关的系统偏差，然后进行相位滤波和解缠，得到每一像对与地表位移有关的InSAR图像.

由于ASAR图像在塔里木盆地相干性很差，无法获得盆地内部的InSAR图像，在天山山脉腹地受降雪覆盖的影响，ASAR图像相干性较差，因此地表位移场有效观测大多集中于塔里木盆地与南天山交汇地带.最后，所有单一像对InSAR图像叠加平均, 大气折射偏差和残余轨道偏差作为一种随机误差通过层叠技术得到有效削弱(Hammond et al.,2012).统计分析一组独立像对的InSAR图像，本文所用InSAR资料测定精度在0.7～1.5 mm·a-1.

4 喀什坳陷区运动特征

GPS 速度场反映出喀什坳陷盆地南北向挤压变形的整体形态：坳陷盆地内部的各测站基本上沿正北(稍偏东)方向位移，方向变化很小.将GPS位移场沿与天山走向垂直的方向(N25°W)投影(图3), 得到塔里木盆地挤压(基于北缘GPS测站的运动)西南天山的速率为16～17 mm·a-1； 进入柯坪断块后，GPS测站速率降低, 但降低幅度总体为2～3 mm·a-1.跨过迈丹断层深入天山内部的GPS测站速率普遍为10～11 mm·a-1.在200 km范围内,GPS测站速率变化幅度在5～7 mm·a-1之间，主要集中在迈丹—铁列克断裂带附近, 这种降幅可能与该断裂带的构造活动有关.西南天山及喀什坳陷盆地内GPS速率偏小，其他构造(例如喀什—阿图什背斜，科克塔木背斜等)的变形细节仍缺少约束，为此必须利用高分辨率的InSAR图像(乔学军等，2011).

从图像形式上InSAR反映的是各像素点沿卫星视线方向的地表位移, 实质上代表了覆盖范围内各像素间位移的相对变化.可用下式表示：

dLOS=dupSUP+dnsSNS+dewSEW,

(1)

这里dLOS为InSAR观测值，(dup,dns,dew)是地表位移的三个分量， (SUP,SNS,SEW)=(0.916,-0.094,-0.391)卫星视线方向的单位矢量.借用区域GPS水平运动速度场，本文从T148和T420两轨InSAR图像分离出垂直位移场(图2).首先采用双三次样条函数拟合GPS实测速度场, 并内插到InSAR图像每个像素上，估算出该点的水平运动速度.然后，将InSAR图像中某个区域某一组像素水平位移定义为基准，计算各个像素相对于基准的运动速率,即(1)中的水平分量(dns,dew).最后按卫星视线矢量，依据各像素相对水平位移速率，从InSAR图像视线方向的位移中扣除, 从而恢复出各个像素点的相对基准点垂直运动信息(Hammondetal.,2012).内插GPS测站速率的精度可以满足垂直位移场恢复的精度要求，其中dns在整个图像范围内变化幅度不超过10mm·a-1，其内插的误差不超过3mm·a-1,dew不超过3mm·a-1, 内插误差不超过1mm·a-1.拟合GPS水平位移速度场的误差对InSAR垂直位移场的影响不超过0.5mm·a-1，不低于InSAR位移观测误差.

图2 喀什坳陷地表相对垂直位移InSAR干涉图( 左: T420， 右T148)色棒指示位移幅度，塔里木盆地的平均位移设为零，蓝色虚框内为干涉效果较差图像， 红、蓝色圆圈组成的条带为InSAR剖线，圆圈代表可供建模的InSAR样点.白色虚线代表InSAR剖线原点在地表的投影.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.

图3 垂直天山走向(N25°W)的构造剖面和断层模型(上: T148， 下:T420)黑点为GPS测站水平位移速率，红、蓝色圆点代表InSAR剖线上的采样点垂直位移速率，带圈圆点代表建模所用样点.红黑曲线为基于断层模型计算的水平和垂直位移.地形以灰色背景标示.白色粗实线和虚线分别表示闭锁和蠕滑滑脱断层, 细实线为断坡断层, 红实线为地震破裂, 红虚线为无震蠕滑的断坡断层.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干涉图像在沙漠地区相干性很差，T420图像无法获得塔里木盆地内部的垂直形变场，同时由于南天山降雪覆盖导致该地区的相干性也较差，因此，InSAR垂直位移场主要集中于塔里木盆地与南天山间的过渡地带，可靠的垂直形变幅度在-1.5mm·a-1与+3.5mm·a-1之间.本文研究中，将大于5mm·a-1的异常升降视为观测粗差，粗差主要出现在塔里木盆地内部及其与柯坪断块的交接部位.例如T148图像中，柯坪塔格以南部分基本不可靠.在T420图像中,1996年MW6.3地震震区显示了异常的垂直位移, 而T148则相反, 对以上区域进一步分析超出了本文研究范围.

从T420和T148图像取出四条与天山走向垂直、平行间距大约30～50 km的InSAR剖线, 将剖线上垂直位移与GPS测站水平运移按同一方式标识(图3).以塔里木盆地的垂直运动为基准，剖线显示柯坪断块内相对垂直运动在0～5 mm·a-1, 且从喀什背斜到喀拉铁热克山隆升位移逐步加大，最大隆升出现在喀拉铁热克山前，进入西南天山后，隆升速率迅速降低.垂直位移变化较大的区域一个位于喀什背斜，10 km范围隆升2～3 mm·a-1，与褶皱地貌形态一致，代表活动褶皱的生长；另一个则在喀拉铁热克山前, 隆升趋势发生转折，在20 km 范围内由单调上升转为下降，可能与迈丹断层的应力积累有关.

大气折射对InSAR结果的干扰始终是一个无法回避的问题.地形差异导致雷达波在大气中传播的路径不同，折射幅度因地形而异，这可能给InSAR观测结果引入系统误差，使得位移观测信号失真.如果沿喀拉铁热克山InSAR观测的位移信号系大气折射不均匀所致，那么沿喀拉铁热克山位移异常应线性连续分布，但图2显示位移信号存在沿喀拉铁热山走向的横向变化，这表明大气误差即使存在，也是随机分布.图3中InSAR剖线显示, 固然地形变化最大的喀拉铁热克山山前位移变化较大，但喀拉铁热克山以北的地形起伏平稳，位移变化差异明显.此外，跨阿图什背斜的地形起伏可以忽略，但垂直隆升变化突出，明显不是大气折射的原因.总之，本文InSAR位移变化并非与地形起伏严格对应，即不存在地形变化与隆升变化的正相关, 尽管大气折射的因素不能完全排除，隆升变化更多还是构造因素所致 .

5 断层运动模型

本文借助构造楔变形模型来分析研究天山前陆盆地地形地貌特征(Dahlen et al.,1990)，模型要求塔里木盆地刚性基底不变形，其上伏软弱的锥体状盖层沿不同深度的滑脱层及其断坡形成褶皱、错断(Yin et al.,1998; Allen et al.,1999; Schärer et al.,2004; Chen et al.,2007).跨柯坪断块的人工地震剖线揭示位于基底及其盖层间存在一个向天山倾斜2°～3°的主滑脱断层，从喀什背斜以下12 km处向天山内部延伸, 塔里木盆地的基底沿滑脱面向天山逆冲(Gao et al.,2013).滑脱面上部发育高角度断坡断层，这些断层或出露地表或隐伏其下, 与滑脱断层形成叠瓦状铲式断层.由于柯坪断块存在大震活动，在一个大震周期内，柯坪断块内各种断层闭锁，积累弹性应变，但西南天山下方的滑脱层由于摩擦力在高温条件下弱化而自由蠕滑，驱动柯坪断块的挤压变形.GPS和InSAR观测到的位移场可以视为是天山深部滑脱断层滑动蠕滑的地表响应(杨少敏等，2008).在垂直于天山的构造截面上，地表位移可以采用弹性半空间二维位错模型来近似(Fruend et al., 1976)：

(2)

这里α为滑脱断层倾角，s是其蠕滑速率,h为闭锁滑脱断层的深度, 是自由蠕滑的滑脱断层顶端(闭锁滑脱断层底端)投影到地表的距离，X为测站或InSAR采样点离端点地表形迹的距离，vhor、vup为该点上水平位移和垂直向位移速率.

对于一个浅角度(α<15°)的滑脱断层，水平位移相对于闭锁端点表现为反对称, 并对应最大垂直位移.利用这两个特征，可直接固定公式(2)中的值,即先验确定闭锁端点的空间位置,而估算其他参数.杨少敏等(2008)利用第一个特征推测闭锁端点的位置，但由于GPS在天山山前的测站不够密集，其推测误差较大(见后面的讨论).本文研究则主要利用第二特征，直接从InSAR位移的升降变化推测闭锁端点的位置.本文中InSAR观测密度大大高于GPS站点数量，依据InSAR数据推测的闭锁端点的横向误差不超过10 km ,要比GPS数据推测的精度高至少一倍.

参数估算采用格网搜寻算法，在速率、深度和倾角三个参数(s,h，α)构成的三维模型空间中，任意一组参数构成的一个实验模型，相应计算加权残差平方和:

∑[(vo-vc)/σ]2/n,

(3)

这里实验模型的位移速率vc由(2)计算，vo为实测速率，σ是其中误差,n是观测值数目.

本文联合GPS和InSAR数据建模，其中两组InSAR数据分别来自T420和T148图像, 彼此独立(图2)，因此模型分别用T420和T148命名.为降低InSAR样点间的相关性，每条InSAR剖线按大约4～5km间隔取样，每幅图像仅取30～40个样点.考虑到喀什—阿图什背斜垂直变形可能与1902年地震有关，因此在T420模型中，删除了InSAR剖线科克塔木背斜以南的样点(图3).对应的两组GPS数据有重叠(图1)，各组GPS站点数量接近30个.每组数据内InSAR和GPS具有相同的权重，按内符合精度定权.最优模型的格网搜寻结果见加权残差平方和的等值线图(图4).该图展示了沿三维模型空间两个垂直平面搜寻, 由公式(3) 计算的备选模型的2统计值，通过等值线分布情况，按一定的概率确定最优模型.

表1展示联合GPS+InSAR数据约束下备选模型的空间分布，并与GPS或InSAR数据单独约束的备选模型对比, 每个备选模型对应于90%的置信水平. 可以看出InSAR垂直位移对模型的约束能力明显不及GPS水平位移.在同等置信水平下，InSAR数据约束下备选模型空间普遍大于GPS约束下的模型空间. 图4以三组参数组合(速率-深度，速率-倾角，深度-倾角)的方式展示搜寻结果，如果最优模型统一定义为备选模型的中值, 模型误差为中值到模型上下边界距离.GPS+InSAR数据联合约束的最优模型与纯粹采用GPS或InSAR约束模型差异明显，最优模型的估算精度相对较高，可靠度也有所增加.具体表现为,最优模型参数居于三个搜寻空间的中心地带.

对于浅角度的逆冲断层，水平运动分布在一个更广的区域范围内，而垂直运动则更集中靠近断层闭锁端附近.GPS数据所反映的水平运动对模型参数的变化敏感，InSAR所代表的垂直运动对模型变化不敏感.其次，InSAR数据相对GPS数据覆盖的范围较小，在垂直变化较大的区域喀拉铁热克山一带，数据仍偏少，且离散度较大.最优模型中滑动速率解算结果较好，其模型误差不超过0.6mm·a-1，T148与T420模型互差不过0.5mm·a-1；其余两个参数的解算相对较差，倾滑角的估算误差在0.8°～1.5°，模型间互差0.7°；闭锁深度的估算误差可达3～4km, 模型间互差5km.

杨少敏将滑脱断层闭锁端置于托特拱拜孜—阿尔帕雷克断裂处, 利用GPS反演深部滑脱断层速率为12.3±0.6mm·a-1(杨少敏等，2008).本文将断层模型闭锁端约束在迈丹断层(40.3°N) 根部(图3)处, 蠕滑开始的部位与杨少敏(2008)相比偏北30km, 深部滑脱断层滑移速率也相应降低.本文模型总体上更好反映GPS和InSAR观测状况(图3)，但模型对T148图像观测结果的拟合仍不理想，特别是喀拉铁热克山附近的InSAR位移与模型曲线差别较大.总体上T148图像噪声较大，可能包含较多的大气折射残余误差，有待更多InSAR资料优化位移图像.

表1 搜寻结果Table 1 Results of searching listed

6 讨论

以上结果显示，现今西南天山地壳运动可以用下部滑脱断层蠕动来解释.本文模拟结果表明西南天山滑脱断层的倾角接近水平，大致在1°～2°之间，滑移速率为10 mm·a-1, 并可能从西向东递减, 而其闭锁深度则从西向东由22 km增加至28 km.这样一种变形模式与喜马拉雅地区十分相似(Pandey et al.,1995; Avouac et al.,2007; Lave et al.,2005)，表明板内造山与周边地块的驱动关系密切，且造山带的变形主要以边界带为主.就天山而言，有多种观测支持这种变形模式.首先，天山变形的滑脱断层位错模式可以较好地对此解释：如果变形在整个天山均匀分布，那么微震活动也应均匀分布于整个天山，而事实上从微震分布情况看并非如此.

其次，天山变形的滑脱断层位错模式可以解释山前地带活动构造.西南天山深部滑脱断层的滑移速率接近天山汇聚变形量的一半, 与喀什坳陷及柯坪断块约9 mm·a-1变形幅度相当(沈军等，2001).基于河流阶地全新世抬升幅度的年代学测定，柯坪断块前缘阿图什背斜的长期缩短速率在4～8 mm·a-1(沈军等，2001; 王胜利等，2002)，而GPS和InSAR观测阿图什背斜的缩短和隆升不过1～2 mm·a-1, 说明阿图什背斜的永久性变形具有其他来源.依据本文模型，其大部分来自喀拉铁热克山弹性变形, 柯坪断块下主滑脱断层和上伏叠瓦状铲式断层的黏滑可能是弹性变形从山体内部向前缘迁移的主要机制, 断层周期性错动吸收天山内部的弹性变形,导致山前活动褶皱的形成与增长, 其分布控制了区域内形貌格局.

最后，天山变形的滑脱断层位错模式更好地解释了区域大震分布.过去的两个世纪，天山边缘地带前后发生4次8级地震(Molnar et al.,2000)以及众多6～7级中强地震，这些大震对应了具有较高(6～10 mm·a-1)滑动速率的深部滑脱断层. 而天山内部尽管断层发育，但其活动幅度一般不超过2～3 mm·a-1, 迄今无确切大震记录, 中强地震也相对较少, 显然均匀应变模式不能解释大地震的空间分布特征.基于本文变形模式，天山的弹性变形集中在其南北边缘地带, 并通过与大震破裂的方式向两侧扩展，在山前导致永久性变形.例如宏观调查显示, 1902年阿图什8级大震在托特拱拜孜—阿尔帕雷克断裂及其200 km以东的布群喀拉铁克断层上产生了可观的断裂陡坎和错动现象(赵瑞斌等，2001)，而InSAR观测到弹性变形最大部位在其以北的喀拉铁热克山一带.1902年大地震导致喀拉铁热克山到科克塔木背斜间地壳缩短、增厚，喀拉铁热克山以北地区弹性回跳, 释放震间积累的应力应变.如此以来，天山内部不具有发生大震的应力条件，山体内部地壳缩短增厚弱于山体边缘及山前地区.

借助滑脱断层位错模型分析1902年8级大震, 对认识其破裂方式及复发规律具有启示意义.研究表明1902年阿图什地震是一次特大褶皱地震，破裂在科克塔木背斜南缘的托特拱拜孜—阿尔帕雷克断裂(39.9°N)接近地表.根据本文构建的模型，1902年8级大震的发震断层应为倾角30°～35°的连接深部滑脱断层的断坡，破裂宽度大约30～40 km(图3).如果按其平均4m的破裂幅度计算(Molnar et al.,2000)，以天山深部滑脱断层滑移速率9～10 mm·a-1积累弹性应变，类似于1902年大震的复发周期应在400～500年. 如果天山地区8级大震复发周期都在500年左右, 天山西段(80°E以西)大震比较频繁或许不难理解.

由于破裂没有出露地表，阿图什地震释放的应力向南转移到柯坪断块前缘地带，该地区应力场受这一附加应力的影响而长期处于调整.震后应力场调整大致分为两种可能：一种可能机制是，如果沉积层内断层刚性强度足够大，该部分应力可能在相当长时期以地壳弹性应变的方式贮留，直到下一次(Laye et al.,2005；Wang et al.,2011)释放，这无疑增大了阿图什地区强震危险性, 不过柯坪断块内微震和一系列中强地震活动的聚集和持续似乎不大支持以上可能性.另一种可能是，沉积盖层强度较弱，地震加载的应力不能持久，一般通过沉积层褶皱变形来吸收(Wang et al.,2011)，或通过一些中小地震或余滑释放上次大震残余应力.其他地区研究亦表明，大震可以触发长达数十年的震后余滑(Suito et al.,2009；Copley et al.,2014).例如，近来用InSAR观测伊朗东部 1978年Tabase地震(MW7.3)震区的1996—2010年震后变形, 可以检测到倾角45°的发震断层从地表到5 km 深度约5 mm·a-1的蠕滑活动(Copley et al.,2014).而本文在建模时，在有意删除了喀什—阿图什背斜一带的InSAR观测到的异常位移后得到的蠕滑量与1978年伊朗地震震后位移十分相似.

如果异常位移确为1902年大震释放应力驱动下断层余滑的地表响应，余滑最有可能出现在倾角30°、速率3～4 mm·a-1、5 km宽的另一条断坡断层上(图3).如果余滑的断坡断层东西向长100 km，空间上大约就是从喀什市以北的上阿图什乡到1996年MS6.9地震震区，100多年来通过无震蠕滑释放的地震矩等价于一次MW6.7～6.8大小的强震，比1996年阿图什地震释放的地震矩(MW6.3)大4倍左右.或许可以解释, 在本文推测无震蠕滑的部位，较少出现像1996年地震那样的(MW>6)强震活动，蠕滑周缘地带的微震(M>2) 活动也相对较低(图1).相反, 以东的柯坪塔格断层缺少无震蠕滑，构造应力会不时导致中强(MW>5) 地震发生，而这些中强震很可能是1902年大地震的余震.应该指出，由于资料的缺失，目前的分析还处于推测阶段，需要今后系统的观测与研究.

7 结论

本文以密集的GPS和InSAR观测约束西南天山地区深部滑脱断层的震间运动模型，结合区域地震活动性，特别是1902年阿图什地震震源机制和破裂分布,揭示西南天山及前陆盆地(喀什坳陷)基底滑脱断层黏滑活动导致天山内部变形向边缘地带迁移，并控制了西南天山及前陆地带的变形分布和大震活动.本文研究进一步表明，天山内部很少变形，挤压变形主要集中在其边缘及前陆地带，从而导致山前逆冲褶皱不断增长，天山不断向外延展.利用高精度GPS和InSAR观测结合构建的现今地壳运动三维位移场，对深入认识天山构造演化及区域地震活动性提供了重要启示.

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(本文编辑 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.

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国家自然科学基金项目(41274027,41274037,41074016及41374030)资助.

李杰，男，高级工程师，1975年生，主要从事GNSS与重力的形变监测与地球动力学研究. E-mail:lijiexj@sohu.com

*通讯作者 王琪， 教授，博士生导师，1962年生，主要从事空间大地测量与大陆地壳运动研究. E-mail: wangqi@cug.edu.cn

10.6038/cjg20151008

P542, P223

2014-12-11，2015-01-27收修定稿

李杰， 乔学军， 杨少敏等. 2015. 西南天山地表三维位移场及断层位错模型.地球物理学报，58(10):3517-3529,