柴达木盆地北部2021年6月16日青海茫崖MS5.8地震发震构造分析

张博譞 郑文俊 陈 杰 何骁慧 李启雷 张冬丽 段 磊 陈 干

1)中山大学，地球科学与工程学院，广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室，珠海 510275 2)南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)，珠海 519082 3)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029 4)新疆帕米尔陆内俯冲国家野外科学观测研究站，北京 100029 5)青海省地震局，西宁 810001 6)防灾科技学院，三河 065201

0 引言

继2021年5月22日在青海果洛州玛多县(34.59°N，98.34°E)发生MS7.4 地震后，6月16日16时49分在青海省海西蒙古族藏族自治州茫崖附近再次发生地震。中国地震台网中心(CENC)测定的震级为MS5.8 ，震中位于(38.14°N，93.81°E)，震源深度约10km(1)https： ∥www.cea.gov.cn。。美国地质调查局(USGS)网站给出的地震初始破裂点为(38.21°N，93.72°E)，震级为MW5.5 ，震源深度为14km(2)https： ∥earthquake.usgs.gov。。全球矩心矩张量(GCMT)目录网站给出的地震初始破裂点为(38.25°N，93.72°E)，震级为MW5.5 ，震源深度为 16.5km(3)https： ∥www.globalcmt.org。。德国GFZ网站给出的地震初始破裂点为(38.13°N，93.76°E)，震级为MW5.5 ，震源深度为17km(4)https： ∥geofon.gfz-potsdam.de。。显然，不同机构给出的地震破裂起始点位置、 震源机制解均有所不同(表1)。

表1 不同机构给出的茫崖 MS5.8 地震的参数

此次地震发生在柴达木盆地北部(图1，2)，这里发育了众多第四纪活动褶皱及隐伏断层(刘志宏等，2005； 王步清，2005； 魏国齐等，2005； 高长海等，2007a)。尽管前人已对这些构造的变形样式、 演化历史和油气运移等方面做了大量工作(狄恒恕等，1991； 杨明慧，1998； Yueetal.，1999； 戴俊生等，2000； 高先志等，2003； 王步清等，2006； 高长海等，2007b； 白亚东等，2019； Luoetal.，2022)，但对其第四纪活动习性、 发震构造模式与最大震级上限等尚缺乏研究。近年来，柴达木盆地发生了多个约5级的地震，如2019年3月27日青海茫崖MS5.0 地震、 2021年12月18日的青海茫崖MS5.1 地震、 2021年12月29日青海格尔木市MS4.8 地震等。这些地震发生在哪条断裂上、 具有怎样的发震构造模式、 该区未来是否仍有发生中强地震的可能都是亟需回答的问题。

图1 柴达木盆地及邻区主要构造简图与2021年6月16日青海省海西蒙古族藏族自治州茫崖5.8级地震的震中位置

本次地震的发生为研究上述问题提供了难得的机会。本文利用CAP方法反演了茫崖MS5.8 地震的震源机制解和震源深度，结合震区地表地质、 卫星影像解译和重点地震反射剖面的重新分析，讨论了青海茫崖MS5.8 地震的发震构造，初步评估了震区主要构造的震级上限。文中工作为进一步理解柴达木盆地与祁连山之间的现今构造变形、 应力状态及动力学过程提供了更多数据支持，也为该区的未来强震趋势预测提供理论依据。

1 区域构造背景

柴达木盆地为三角形内流山间盆地，东北以南祁连山—党河南山为界，西北以阿尔金断裂为界，南接祁曼塔格山和东昆仑断裂。柴达木盆地在古生代是一个被地槽所包围的稳定地块，海西晚期—印支期周边地槽相继褶皱隆起，盆区开始下陷，形成了中、 新生代的陆相沉积盆地(中国石油地质志编写组，1990)。中、 新生代陆相沉积岩的最大厚度>17000m，其中新生代沉积物厚达10km(中国石油地质志编写组，1990； Fangetal.，2007)。这些新生代地层自下向上被划分为7个岩性单元，分别为路乐河组、 下干柴沟组、 上干柴沟组、 下油砂山组、 上油砂山组、 狮子沟组和七个泉组(中国石油地质志编写组，1990)。

由于受东昆仑向N的推挤、 阿尔金构造带的左行走滑以及南祁连向SW的冲断作用，柴达木盆地、 阿尔金断裂带与南祁连山交会区的中、 新生代构造变形十分复杂(青海地质矿产局，1991； 李廷栋，1995； 戴俊生等，1999； 胡受权等，1999； 郭占谦等，2001； 鲁如魁等，2005； 王步清，2005； 王步清等，2006； Luoetal.，2022)。由北而南可划分为以下几个新构造单元： 向SW逆冲的南祁连-党河南山逆冲系、 柴北缘逆冲系以及北柴达木盆地(Yinetal.，2008)。

柴北缘逆冲系是南祁连-党河南山逆冲系向S逆冲最前缘的大型韧性剪切带，长约500km(Yinetal.，2008)，往往由几条近平行的逆断层构成叠瓦状构造，断层倾向NE，断面倾角上陡下缓，地表或浅部为高角度(60°～80°)逆断层，向深部倾角逐渐变缓(<20°)，且有自浅部向深部逐渐收敛归并之势，形成铲式断裂(狄恒怒，1984)。

此次地震震区自北向南主要由4条近NW走向的构造带组成，包括平台凸起、 赛南凹陷、 冷湖逆断裂-褶皱带和鄂博梁逆断裂-褶皱带(王步清等，2005； Luoetal.，2022)(图2)。三台逆断裂-褶皱带是平台凸起的西南边界，位于赛什腾山西南缘边界断裂赛南逆断裂以西，是柴北缘逆冲系向S逆冲的最前缘构造(Zhangetal.，2022)。冷湖逆断裂-褶皱带由1～7号共7个不同规模的背斜构造组成，参与构造变形的地层有石炭系，中、 下侏罗统和新生界地层(戴俊生等，1999)。鄂博梁逆断裂-褶皱带由鄂博梁Ⅰ号、 鄂博梁Ⅱ号、 葫芦山、 鄂博梁Ⅲ号和鸭湖5个不同规模的背斜构造组成(孔红喜等，2021)。

图2 震区地质图及条带地形剖面

柴达木盆地北部构造活动强烈，历史及现今曾发生过多次破坏性地震。在霍布逊湖附近发生了1962年5月21日6.8级地震和1977年1月19日6.3级地震。锡铁山地区附近于1991—1993年和1997—1999年发生过2次小地震群，尤其是1991年9月2日在锡铁山发生的MS5.1 地震，虽然没有造成人员伤亡，但造成的经济损失超过270万元(姚生海等，2020)。德令哈附近于2003年4月17日发生了6.6级地震，使宗务隆山逆冲断层发生部分破裂(孙长虹等，2012； Zhaetal.，2013)。2008年11月10日和2009年8月28日在德令哈断裂带西部相继发生了6.3级和6.4级地震(Elliottetal.，2011； Chenetal.，2013； Liuetal.，2015)。Wang等(2020)对2019年3月27日青海茫崖MW5.0 地震开展了细致研究，认为该地震使沿NE倾英雄岭逆断层上部断坡的一部分发生破裂，致使正在施工中的8孔钻井钻杆发生同震断错，最大同震位移约为40cm，破裂面积约为45km2。Wang等(2020)认为英雄岭逆断层为全新世活动断裂，其最大震级上限可达MW7.7 。

2 主震的震源机制解与震源矩心深度

震源机制解是利用地球物理学方法判断断层类型和地震发震机制的一种方法，不仅可描述发震断层的几何特征，也可揭示震源处断层的运动方式(王志伟等，2018； 易桂喜等，2021)。CAP(Cut-and-Paste)方法是一种基于近场地震波形记录进行地震矩张量解的反演方法，该方法对近震数据中的体波和面波分别赋予不同的权重进行震源机制反演，结合体波部分包含的深度震相信息可更好地求解震源机制解，并获得相对准确的震源矩心深度(Dziewonskietal.，1981； 罗艳，2010； Ekströmetal.，2012； 龙锋等，2021； 王月等，2021)。

本文利用CAP方法反演茫崖MS5.8 地震的震源机制解和震源深度。选取震中450km范围内波形记录良好的地震监测台站的波形数据参与反演，最终筛选出青海、 新疆及甘肃地震台网的15个宽频带台站(图3a)。在CAP反演中，Pnl和面波部分的时窗长度均为60s，滤波频段均为0.05～0.1Hz。由于茫崖MS5.8 地震发生在柴达木盆地与阿尔金断裂的交会区域，速度结构较为复杂，为获取可靠的震源机制参数，本文首先测试了3种速度模型对结果的影响： Crust1.0、 Crust2.0以及阿尔金地区的地壳层析成像结果(姜枚等，1999； 陈俊厢等，2003)。在不改变其他反演参数的情况下，Crust2.0速度模型(表2)对应的波形拟合残差小于Crust1.0和阿尔金地区的地壳层析成像模型，这可能是由于台站分布范围较大，采用更平均的速度模型可以对大多数台站的波形记录有较好的拟合效果。

图3 a 茫崖 MS5.8 地震震中与地震监测台站分布图； b 茫崖 MS5.8 地震震源机制反演误差随震源深度的变化图(初始深度设定为10km)

表2 速度模型

反演结果显示，在不同震源深度获取的震源机制解较为稳定，均为逆冲性质，当震源深度为13km时残差达到极小值(图3b)，2个双力偶节面参数依次为： 节面I，走向291°、 倾角41°、 滑动角91°； 节面Ⅱ，走向110°、 倾角49°、 滑动角89°。表1 列出了本文、 USGS与GCMT给出的震源机制解结果，本文结果介于USGS和GCMT结果之间，与二者的Kagan角均<15°，一致性较好。图4 为茫崖MS5.8 地震的理论地震图与观测波形拟合图，大部分台站的波形拟合较好，在参与拟合的75个拟合分量中，88%的拟合分量相关系数>0.6，表示二者具有较好的拟合关系。

图4 茫崖 MS5.8 地震的理论地震图与观测波形拟合图

3 震区主要第四纪构造及其变形特征

震区主要构造总体走向NW，由北而南包括三台逆断裂-褶皱带、 小丘林逆断裂-褶皱带、 冷湖逆断裂-褶皱带和鄂博梁逆断裂-褶皱带，均是延伸超过千米的线形断裂带(图1，2)，每个构造带均由一系列斜列的第四纪活动背斜及下伏隐伏逆断层组成(刘志宏等，2005； 王步清等，2005； 魏国齐等，2005； 肖安成等，2005； Zhangetal.，2022)。

地质、 地貌填图及钻井、 地震反射剖面解译结果表明(肖安成等，2005； 高长海等，2007a； Luoetal.，2022)，冷湖逆断裂-褶皱带和鄂博梁逆断裂-褶皱带在平面上呈反“S”形展布，总体向NW阿尔金断裂方向收敛，向盆内展开，具有雁列和帚状展布特征。在剖面上往往表现为分层变形特征(如冷湖五号、 冷湖六号、 鄂博梁Ⅱ号与Ⅲ号、 葫芦山、 鸭湖等背斜构造)，深部主控逆冲断裂多发育于下干柴沟组及以下地层，对中—新生界沉积具有明显的控制作用，具有多期活动的特点，第四纪仍在活动，均为隐伏断层，未出露于地表； 浅部滑脱断层多发育于上干柴沟组及以上地层，直接控制着地表第四纪褶皱的生长与演化，该组断裂的活动期主要在上新世末—更新世(肖安成等，2005； 高长海等，2007a； Luoetal.，2022)。此外，断裂的活动时代、 断距大小、 活动强度沿走向存在变化，具有西早东晚、 西强东弱的特点。

需要指出的是，地震反射剖面揭示的深部主控逆断层大多为高角度逆断层，地表8km以深同向反射轴很不清晰，因而无法判断震区深部是否发育统一的滑脱面。

3.1 三台逆断裂-褶皱带

三台逆断裂-褶皱带是柴北缘逆冲系向S逆冲最前缘的古生代基底卷入断展褶皱带，总体走向NW，长约26km，宽约8km。此褶皱带下伏断层面为一上陡下缓、 倾向N的基底卷入式逆冲断层，断层上盘仅保留部分新生代地层(图5)。其中位于最前缘的为三台背斜，深部主控逆断层倾向NE，倾角约为62°，上断点断错了狮子沟组地层(图5)(Zhangetal.，2022)。新生代所有地层均卷入褶皱变形，地表背斜南翼在狮子沟组地层中出露了清晰的生长地层，Zhang等(2022)认为该背斜约在距今(3.0±1.1)Ma开始最新一次的快速变形。横穿背斜的晚更新世洪积扇面及冲沟阶地面均发生了褶皱变形，并广泛发育弯滑断层陡坎，距今125ka以来的缩短速率约为0.4mm/a(Zhangetal.，2022)。

图5 三台背斜带构造的典型地震反射剖面

3.2 小丘林逆断裂-褶皱带

小丘林逆断裂-褶皱带位于三台逆断裂-褶皱带西南侧，总体走向NW，地表由2个不连续的背斜斜列组成，未见断层出露。小丘林西背斜长约33km，东背斜长约44km，宽约12km(图2)。地表背斜为一个南西翼陡倾、 北东翼缓倾的不对称背斜，深部主控断层为一个倾向NE的逆断层，构成断展褶皱。在背斜两翼的狮子沟组地层及七个泉组地层中发育明显的生长地层，推测其第四纪以来仍在活动(图6)。

图6 冷湖七号东背斜的典型地震反射剖面(据余梦丽，2018； Luo et al.，2022修改)

3.3 冷湖逆断裂-褶皱带

冷湖逆断裂-褶皱带位于小丘林逆断裂-褶皱带的西南侧，西接小赛什腾山，东临南八仙构造，总体呈NW-SE走向，由1～7号等7个不同规模、 不同类型的背斜构造组成，总长约144km，最宽处可达17km，在平面上呈反“S”形组合。由NW向SE，背斜核部出露地层由老变新，地层埋深逐渐增加，如路乐河组地层的埋藏深度在冷湖七号背斜为5000m，向NW逐渐变浅(马达德等，2018； 周飞等，2019)； 构造变形程度由NW向SE逐渐减弱(戴俊生等，1999； Luoetal.，2022)。

冷湖逆断裂-褶皱带大致可以分为西段、 中段和东段3段(赵寒森，2010)。西段包括冷湖一号、 冷湖二号、 冷湖三号，长约26km，走向NWW，呈右列式展布，以近EW向断裂、 褶皱展布为特征，表现为向N逆冲的断层或北陡南缓的背斜构造，与阿尔金断裂呈锐角相交，明显受阿尔金走滑断裂体系的控制。

中段包括冷湖四号和冷湖五号构造，长约38km，轴向NNW，呈斜列式展布。冷湖四号背斜的地表露头西翼缓东翼陡，核部出露油砂山组与狮子沟组地层。从已发表的地震反射剖面(Luoetal.，2022)可见，地表冷湖四号背斜是受浅部W倾隐伏逆断层控制的断展褶皱，但该断层及背斜西翼随后又被更深部的E倾主逆断层断错。冷湖五号构造在地表为北东翼缓、 南西翼陡的不对称背斜。从Luo等(2022)的研究中可见，该构造由深、 浅2套逆断层系统组成，深层隐伏陡倾主逆断层倾向NE，控制了整个背斜的生长。浅层发育了倾向SW的陡倾逆断层，改造了地表背斜的几何形态，南西翼可见清晰的生长地层，更新统地层也卷入变形(Luoetal.，2022)。

东段包括冷湖六号和冷湖七号构造，长约80km，总体走向NWW，呈左列式展布(赵寒森，2010； Luoetal.，2022)。在高分辨率卫星影像上未发现任何地表断层陡坎。与冷湖五号构造类似，冷湖六号背斜之下发育了深、 浅2套隐伏逆断层，浅层主断层向S陡倾，上盘发育断展褶皱，北翼可见生长地层，上新统—更新统卷入变形； 深层主断层倾向NE，上盘发育S倾次级断层，表现为正花状构造(Luoetal.，2022)。冷湖七号背斜构造是冷湖逆断裂-褶皱带中规模最大的背斜(图2)，长约45km，宽约16km，地表为西窄东宽的大型长轴背斜构造，深部由2条分别倾向N和S的逆断层相背逆冲，构成一个冲起背斜(图6，7)。深、 浅层构造协调，深、 浅层构造的高点基本一致，地层弯曲形态相似，核部发育多条小规模次级断层(戴俊生等，1999； 李宏义等，2007； Luoetal.，2022)。

3.4 鄂博梁逆断裂-褶皱带

鄂博梁逆断裂-褶皱带发育在冷湖逆断裂-褶皱带的西南侧(图2)，长约175km，总体走向NNW。地表由鄂博梁I号、 Ⅱ号、 Ⅲ号、 葫芦山、 鸭湖、 伊克雅乌汝、 台吉乃尔等大型背斜构造组成。所有地表构造均为近对称的背斜构造，未见深部主控断层出露地表。这些背斜构造的翼部均发育生长地层，新近纪—更新世地层均卷入变形，背斜起始变形时间由北向南渐新(孔红喜等，2021； Luoetal.，2022)。

鄂博梁Ⅰ号背斜位于逆断裂-褶皱带的西北端，是一近对称背斜，深、 浅层褶皱形态相似，深部由一条向SW陡倾的主逆断层控制，表现为断展褶皱，主断层上盘发育多条小规模、 倾向SW的次级断层(Luoetal.，2022)。除鄂博梁I号背斜外，其他背斜构造均具有上、 下分层变形特征，深、 浅层变形不协调，浅层主断层均倾向SW，形成近对称的断展褶皱； 深层断层较浅层发育，主断层倾向SW，多表现为花状构造(图8)(Luoetal.，2022)。

4 讨论与初步认识4.1 发震构造分析

地震发生后，相关机构给出的青海茫崖MS5.8 地震的震中分别位于冷湖逆断裂-褶皱带东南端的冷湖七号背斜带和小丘林东逆断裂-褶皱带(图2)。冷湖七号背斜带的地表由上油砂山组、 狮子沟组和七个泉组地层组成，为宽缓近对称的背斜。从卫星影像中可清晰地看出地表冷湖七号背斜带总体呈一个向SW凸出的弧形构造，由东、 西2个背斜组成。西背斜走向NW，东背斜西段走向NW，东段走向近NWW(图2)。已有的研究表明(王步清等，2005； 魏国齐等，2005； 肖安成等，2005； Luoetal.，2022)，由于受阿尔金断裂左旋走滑作用的影响，冷湖逆断裂-褶皱带与鄂博梁逆断裂-褶皱带近EW走向段的断裂和褶皱构造主要以冲断推覆为特征，而NW或NNW走向段表现为斜向的右旋走滑冲断。

由图2 可见，GCMT给出的震中位于小丘林东逆断裂-褶皱带W倾伏端南翼，USGS给出的震中位于冷湖七号西背斜东段北翼，GFZ给出的震中位于冷湖七号东背斜西段南翼近核部，中国地震台网中心给出的震中则位于冷湖七号东背斜轴线附近(图2)。利用CAP方法反演的本次地震的震源深度约为13km，震源机制解为纯逆冲性质，2个双力偶节面参数依次为： 节面I，走向291°、 倾角41°、 滑动角91°； 节面Ⅱ，走向110°、 倾角49°、 滑动角89°。据此判断，该地震应发生在近EW走向的逆断层上，而非NW走向的斜向右旋走滑冲断层上。

由横穿冷湖七号东背斜东段的地震反射剖面(图6，7)可见，背斜深部发育2条分别向N和S倾的隐伏逆断层，相背逆冲构成一个冲起背斜构造，断层倾角向下由62°逐渐变缓。将不同机构给出的震中位置投影在如图7 所示的地震反射剖面上，可见中国地震台网中心给出的震中位于N倾逆断层向下的延伸线上，而USGS给出的震中则位于S倾逆断层向下的延伸线上。考虑到该次地震震中和震源深度定位的不确定性，这2条不同倾向的隐伏逆断层均有可能是本次地震的发震构造(图9)。

图7 冷湖七号东背斜的典型地震反射剖面(据李宏义等，2007； Luo et al.，2022修改)

图8 鄂博梁Ⅱ号背斜的典型地震剖面(据Luo et al.，2022)

图9 青海茫崖5.8级地震的发震构造模型

4.2 震区主要活动构造的最大潜在震级评估

如前文所述，震区发育了众多第四纪背斜与隐伏逆断层，亟需评估这些构造的地震危险性。我们利用Wells等(1994)的逆断层破裂面积-震级经验公式估算了震区主要活动构造的最大震级上限(表3)：

表3 震区主要活动构造的破裂面积及其最大潜在地震的矩震级

M=4.33+0.90×log(RA)

(1)

式中，M为矩震级，RA为断层破裂面积(km2)。

计算断层破裂面积时综合考虑了以下因素： 1)由于震区众多地表活动背斜主要由深层隐伏陡倾主控逆断层所控制，因此采用地表背斜的长度作为发震断层的最大破裂长度。2)从现有的地震反射剖面无法判别深部主控逆断层向下延伸的深度，因此采用柴达木盆地孕震层的深度至深部主控逆断层上断点的距离作为地震破裂面的宽度来计算最大破裂面积。震区深部主控逆断层上断点的埋深主要依据已发表的地震反射剖面(高长海等，2007a； Luoetal.，2022)、 地层等深线和钻孔资料(周飞等，2019)获得(表2)。最近20年发生在柴达木盆地的地震震源深度大都分布在10～18km之间(Elliottetal.，2011； Daoutetal.，2020； 张迎峰，2021)，因此分别将孕震层深度设为10km和18km计算每条断层的最大潜在震级(表3)。3)震区每条主要逆断裂-褶皱带均由多个不同尺度的次级逆断裂-褶皱带组成，如冷湖逆断裂-褶皱带的地表由7个长短不一的背斜组成，控制这些背斜构造生长的深部主控断层有可能独自破裂产生地震，也有可能多条断层同时发生级联破裂，从而引发强震。因此，分别计算了单个构造和整个构造带的最大潜在震级(表3)。

此外，采用Leonard(2010)提出的板内逆断型地震破裂统计经验(式(2))，结合Hanks等(1979)提出的式(3)计算了每条断层的最大潜在震级(表3)。

log(M0)=6.38+1.50×log(A)

(2)

M=-10.7+(2/3)×log(M0)

(3)

式中，M0为地震矩，M为矩震级，A为断层破裂面积(m2)。

由表3 可见，利用Wells等(1994)和Leonard(2010)提出的经验公式计算的最大潜在震级结果差别不大。如果冷湖七号构造深部主控断层全部发生破裂，则会产生MW6.7 ～7.1地震。显然，此次茫崖5.8级地震仅使深部逆断层发生了部分破裂，并未破裂至地表，因此是一次典型的褶皱地震。

此外，通过对震区高分辨率卫星影像的解译和野外考察，除在三台背斜南翼发现了多条弯滑断层陡坎(Zhangetal.，2022)外，在其他第四纪褶皱地表处并未发现清晰的断层陡坎，这表明发生在该区的地震可能都是褶皱地震，未产生地表破裂。震区众多活动背斜深部的隐伏逆断层均具备发生MW5.9 ～7.2地震的构造条件，因此其未来的地震危险性不容忽视，亟需对这些构造开展更为细致的活动习性研究。

4.3 初步认识

2021年6月16日青海海西蒙古族藏族自治州茫崖5.8级地震发生在柴达木盆地西北部。震区由北向南发育了三台逆断裂-褶皱带、 小丘林逆断裂-褶皱带、 冷湖逆断裂-褶皱带和鄂博梁逆断裂-褶皱带，总体呈向北西阿尔金断裂方向收敛、 向南东盆内撒开的帚状。每个逆断裂-褶皱带均由一系列斜列的、 第四纪活动褶皱及下伏隐伏逆断层组成。由西北向东南，背斜核部出露地层由老变新、 古生代基底埋深逐渐增加，构造活动时代渐新，构造变形程度逐渐减弱。其中三台逆断裂-褶皱带是柴北缘逆冲系向S逆冲最前缘的古生代基底卷入断展褶皱带，横穿三台背斜的晚更新世洪积扇面及冲沟阶地面均发生了褶皱变形，并广泛发育弯滑断层陡坎，距今125ka以来的缩短速率约为0.4mm/a。小丘林逆断裂-褶皱带是一条向SSW逆冲的第四纪断展褶皱。冷湖逆断裂-褶皱带主要受控于深部N倾的主控逆冲断裂，鄂博梁逆断裂-褶皱带则主要受控于深部S倾的主控逆冲断裂。

利用CAP方法反演得到的本次地震的震源深度约为13km，震源机制解为逆冲性质，2个双力偶节面参数依次为： 节面I，走向291°、 倾角41°、 滑动角91°； 节面Ⅱ，走向110°、 倾角49°、 滑动角89°。节面Ⅰ的走向和倾角与GFZ的结果相近，节面Ⅱ的走向和倾角与USGS的结果相近。

综合震源机制解、 地表地质与地震反射剖面解译资料，我们认为此次茫崖5.8级地震发生在冷湖逆断裂-褶皱带东南端，发震构造可能为冷湖七号东背斜之下控制背斜生长的2条倾向相反的隐伏逆冲断裂之一。考虑到该次地震震中和震源深度定位的不确定性，冷湖七号东背斜之下的2条不同倾向的隐伏逆断层均有可能是本次地震的发震构造。此次茫崖5.8级地震仅使冷湖七号东背斜下伏的深部逆断层发生了部分破裂，并未破裂至地表，因此是一次典型的褶皱地震。

根据逆断层破裂面积-震级经验公式，估算了震区众多第四纪活动背斜的最大震级上限，其下伏的深部隐伏逆断层具备发生MW5.9 ～7.2地震的构造条件。 虽然目前柴达木盆地内部多发生约6级的中强地震，但也不排除因级联地震破裂引发7级以上强震的可能。因此，震区未来的地震危险性不容忽视，亟需对这些构造开展更为细致的活动习性研究。

致谢郭志副研究员、 李智敏高级工程师对本文提供了宝贵意见和帮助，在此表示衷心感谢！