2016年1月21日, 门源北部祁连山冷龙岭地区发生M_S6.4地震, 这是继1986年8月26日M_S6.4地震之后, 该地区发生的另一次有记载且强度超过M_S6.0的地震。根据2个地震震中位置及门源幅 1:20万地质图可知, 2个震中皆分布在冷龙岭断裂带NW段附近, 2个震中相距约15km。1986年地震的震源机制解表现为倾滑分量占优势的正断层, 是1次以NWW方向引张作用为主的地震活动(徐纪人等, 1986), 其发震构造为N50° E走向, 向NE方向单侧破裂, 破裂长度约20km(汪进等, 1992); 随后的3次强余震同样表现为具有较大倾滑分量的正断层活动(徐纪人等, 1986)。关于2016年地震, USGS(2016)提供的震源机制解显示本次地震活动表现为明显的挤压特征, 并给出了发震断层的2个节面参数分别为: 走向 141° 、 倾角 50° 和走向 337° 、 倾角41° , 2组参数皆表明本次地震的发震断层走向NW— NNW。由此可见, 2次门源地震无论是发震断层走向还是断层破裂所表现出来的力学性质都具有很大差异。此外, 根据前人的研究资料(Gaudemer et al., 1995; 何文贵等, 2000, 2010; Lasserre et al., 2002), 冷龙岭断裂带全新世以来主要表现为左旋走滑运动, 局部具有倾滑分量, 沿冷龙岭断裂分布了一系列大规模的左旋错断地貌, 在高分辨率遥感影像及野外地貌现象上都具有清晰特征。因此, 2次门源地震发震断层的活动性质与冷龙岭主断层的活动性质也具有很大的差异, 这些表现都反映了冷龙岭断裂带比较复杂的几何结构与构造样式, 由构造样式复杂性所导致的断层不同部位的构造应力也存在很大的差异。

为了查明2次门源地震震源机制解存在差异的原因, 明确冷龙岭主断层对2次地震的影响, 本文将利用InSAR及GPS大地测量资料研究发震断层及区域构造特征。通过InSAR与GPS资料, 直观了解地震活动及板块运动所造成的地表变形特征, 进而确定地震断层分布及断层性质, 掌握块体运动方向的变化及差异特征, 从区域上认识地震发生的构造背景信息。通过将大地测量资料与高分辨率遥感影像、 地震地质与地震精定位资料相结合, 对该区发震构造及力学机制进行解析, 进而揭示发震构造与冷龙岭主断层之间的构造联系。

冷龙岭断裂带位于青藏高原东北缘巨型弧形构造带的前缘地带(图1), 沿东祁连山山脉分水岭分布, 在青藏高原东北缘的构造变形中起着重要的转换调节作用(Gaudemer et al., 1995)。 该断裂带传统上被认为是祁连-海原断裂带的重要分段(Gaudemer et al., 1995; Lasserre et al., 2002; Zheng et al., 2013), 冷龙岭断裂西端与托莱山断裂相连, 东端与古浪断裂及金强河断裂相接(图1), 与托莱山断裂、 金强河断裂、 毛毛山断裂、 老虎山断裂、 海原断裂等一起组成祁连-海原断裂带(Zheng et al., 2013)。该区域在NE向构造应力作用下, 发生了NE向的挤压缩短、 顺时针旋转和向SEE方向的挤出构造变形(袁道阳等, 2004)。

图1

Fig. 1

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图1 冷龙岭断裂带及周边区域构造分布图 a 2个震源机制解分别表示1986年与2016年门源地震震中位置(徐纪人等, 1986; USGS, 2016), 白色矩形指示图2a冷龙岭断裂带所处位置; b 白色矩形指示冷龙岭断裂所处构造区域; 2图中的黑线表示主要活动断层分布(邓起东等, 2003); c 冷龙岭断裂带平面结构分布图, 浅蓝色实线表示跨断裂带的主要冲沟; LLLF 冷龙岭断裂带, GLF 古浪断裂, JQHF 金强河断裂, MMS 毛毛山断裂, LHSF 老虎山断裂, HYF 海原断裂, SN-QLF 肃南-祁连断裂, TLSF 托来山断裂, RYSF 日月山断裂, ML-YCF 民乐-永昌断裂, HC-STF 皇城-双塔山断裂, LLSF 龙首山断裂, AEJF 阿尔金断裂带, DKLF 东昆仑断裂带, XSHF 鲜水河断裂带, SYS 山西地堑系, LMSF 龙门山断裂带Fig. 1 Tectonic maps of the Lenglongling fault zone and its surrounding areas.

冷龙岭断裂总体走向约N70° W, 长约120km, 线性特征明显, 沿断裂带分布一系列断错地貌, 如冲沟水系、 阶地、 山脊、 冰碛物的同步左旋位错现象。由于冷龙岭断裂大部分地处海拔4, 000m以上, 最低海拔约3, 500m, 中部及西部发育冰川地貌, 第四纪地质工作条件较差, 造成目前对该断裂第四纪地质研究程度相对较低, 有关研究结果主要集中在滑动速率方面。不同学者(Gaudemer et al., 1995; 何文贵等, 2000, 2010; Lasserre et al., 2002; Zheng et al., 2013)通过利用中低分辨率影像等资料对错断地貌进行判读, 并结合野外测量调查及样品分析测试, 对该断裂带晚更新世以来的滑动速率进行了约束。Gaudemer等(1995)利用影像测得宁缠丫豁地区(240± 40)m的冰川谷边缘位错, 并认为形成于末次冰盛期之后(20, 000~14, 000a, BP), 推测冷龙岭断裂滑动速率为15.5mm/a; 然而Hetzel等(2002)认为中亚地区保留的地貌老于通常认为的末次冰盛期, 因此认为Gaudemer得到的滑动速率偏大。Lasserre等(2002)通过对宁缠丫豁冰川谷边缘和侧碛物的位错恢复测量, 结合侧碛脊部冰碛物的原地宇宙成因核素年龄, 得到冷龙岭断裂的滑动速率为(19± 5)mm/a; 但是Lasserre等(2002)测量的是基岩山脊位错量, 而并非侧碛物形成之后的实际累计位错量, 因此得到的滑动速率也偏大。何文贵等(2000)沿冷龙岭断裂获得了72个冲沟的左旋位错值, 依据不同级别位错量与其估计的位错累计起始时间计算出水平滑动速率为 2.14~4.64mm/a(中更新世)、 2.86~4.07mm/a(晚更新世)和3.35~4.62mm/a(全新世)。Zheng等(2013)对讨拉柴陇的阶地进行分析, 得到全新世平均滑动速率为(4.4± 0.7)mm/a, 由此可见对冷龙岭断裂带滑动速率的研究结果被约束在约2~19mm/a 很大的范围内。通过对沿断裂带大规模错断地貌的调查分析, 认为冷龙岭断裂带全新世活动强烈(何文贵等, 2000, 2010; Lasserre et al., 2002), 晚第四纪时期主要表现为左旋走滑运动, 局部具有倾滑分量(Gaudemer et al., 1995)。

冷龙岭断裂带所处区域是中国大陆地壳运动最强烈、 地震活动频度最高、 强度最大的地区之一, 周围多条断层都具有发生强震的构造背景, 如海原断裂发生过1920年M_S8.5大地震、 古浪断裂发生过1927年M_S8.0大地震等, 并且这些断层的强震复发周期约在1, 000~2, 000a之间(袁道阳等, 1998; 郑文俊等, 2004; Jing et al., 2007)。尽管冷龙岭断裂带错断地貌非常发育, 但是有关该断层的强震记录历史上并无记载。何文贵等(2001)通过对该断裂探槽开挖、 陡坎测年及历史地震的综合讨论, 判定全新世中晚期存在3次古地震事件, 其中最新事件发生在公元1540年。Gaudemer 等(1995)提出冷龙岭、 金强河、 毛毛山、 老虎山断裂所在区段是祁连-海原断裂带的1个地震空区(天祝地震空区), 该区构造变形与地震活动需要在今后给予重点关注。该区先后发生的2次M_S6.4地震, 也导致对该区地震地质与地震活动性的研究更加紧迫。

冷龙岭断裂带总体沿NWW方向延伸, 根据 1:20万地质图资料, 冷龙岭断裂带由一系列次级断裂组成。主断层遥感影像特征非常清晰, 晚第四纪错断地貌显著, 整体表现为左旋走滑特征。根据地质图、 高分辨率影像以及野外调查, 初步得到了冷龙岭断裂带平面分布图(图1c)。冷龙岭主断层在老虎沟东侧支流以东至与黄羊川断裂的连接部位, 由3个断层分段组成, 相邻断层分段之间通过断层阶区相连接, 阶区宽度约数百m。在讨拉沟附近(图2a), 2个断层分段的首尾连接部位形成小规模的拉分盆地, 在断层阶区的连接下主断层呈左行左阶方式排列, 2个断层分段的重叠区延伸数km。根据影像特征可得到错断地貌解释图(图2b), 断层活动错断一系列冲沟、 洪积扇、 洪积阶地与冰碛台地等地貌, 并形成断塞塘、 断层槽地等构造地貌。图2a沿断层破裂带继续向SE方向延伸的1段区域, 断层痕迹变得模糊, 而未能完整解译该阶区的全部范围, 向东至柴隆沟东部附近时, 断层开始以1条清晰连续的地表破裂带出露。

图2

Fig. 2

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	图2 讨拉沟附近冷龙岭断裂带迹线遥感影像(a)与讨拉沟错断地貌解译图(b) a 白色箭头指示位置, 2条分支断层之间形成断层阶区; b灰色高程线来源于国家基础地理信息数据(1:25万), 等值线间隔为5mFig. 2 (a)Fault traces in RS image in Taola area along the Lenglongling fault zone.(b)Geomorphologic units and offset landforms of Taola area as interpreted from the RS image.

而自老虎沟东侧支流(详细冲沟位置及名称见图1c)向西, 冷龙岭主断层北侧同步发育了1条近平行延伸的次级分支断层, 分支断层东部末端弯曲并在老虎沟附近与主断层相交, 之后沿NNW向延伸并转至NWW向与主断层近平行延伸, 在硫磺沟附近又转为近EW向与主断层交会到一起; 分支断层长约40km, 与主断层最远相距5~6km。主断层与分支断层分别沿祁连山主峰两侧分布, 冰川地貌非常发育。分支断层在门源幅 1:20万地质图中有清晰标绘, 其SW盘为奥陶系下统熔岩、 碎屑岩, NE盘为志留系紫红色砂岩。主断层西段影像仍然可以识别出错断冰碛垄、 冰水台地等地貌现象, 但是分支断层的影像特征却非常隐晦。整体而言, 冷龙岭断裂带中段及东段错断地貌影像特征比西段的主次2条断层都清晰许多。

雷达干涉测量资料可以完整地揭示地震形变场信息, 为研究断裂带现今活动提供了全新的技术手段(单新建等, 2009; 屈春燕等, 2014), 相关应用也证明Sentinel-1A雷达卫星在地震形变监测方面具有明显优势(单新建等, 2015; 李永生等, 2015, 2016; Li et al., 2016); 为此本文收集了2016年门源地震前后4景Sentinel-1A雷达数据, 其中升轨及降轨数据各2景, 具体成像参数见表1。Sentinel-1A 宽幅数据采用了TOPS成像模式以解决宽幅成像出现的Scalloping效应并增强成像辐射性能, 本文采用Gamma软件干涉处理功能进行Sentinel-1A差分干涉处理。采用外部30m分辨率SRTM数据模拟出地形相位并从干涉图中消除以得到最终的地表形变相位。形变干涉图存在明显的轨道斜面相位误差, 在经过相位解缠后, 通过对震中形变区进行掩模, 采用拟合最佳相位斜面的方法予以校正, 最终得到本次地震2幅同震形变场信息(图3a, b)。其中图3a为利用降轨数据得到的同震形变场, 图3b为利用升轨数据得到的同震形变场。2幅同震形变场图例的正值(橘黄色至红色区域)表示地面运动沿卫星视线(Light of Sight, 简称LOS)朝向卫星方向运动, 即地表作抬升运动, 该分量可以理解为地表实际运动方向沿LOS方向的分量, 因此每个点的观测值要小于实际的地表形变值。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 门源地震Sentinel-1A卫星干涉相对参数表 Table1 Sentinel-1A interferograms used for Menyuan earthquake of 2016 主影像 副影像 轨道号 波长/m 成像模式 飞行方向 垂直基线/m 入射角/(° ) 20160113 20160206 33 5.6 ScanSAR 降轨 15 30~46 20160118 20160211 128 5.6 ScanSAR 升轨 6.5 30~46

表1 门源地震Sentinel-1A卫星干涉相对参数表 Table1 Sentinel-1A interferograms used for Menyuan earthquake of 2016

图3

Fig. 3

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图3 降轨图像干涉同震形变场图(a)、升轨图像干涉同震形变场图(b)、a中A— A'剖面线视线向上的地表位移变化(c)与b中B— B'剖面线视线向上的地表位移变化(d) F1 冷龙岭断裂带主断层; F2 北部分支断层Fig. 3 (a)Co-seismic deformation map derived from the descending Sentinel -1A data.(b)Co-seismic deformation map derived from the ascending Sentinel-1A data.(c)Surface deformation figure of the profile A-A' along the line of sight(LOS).(d)Surface deformation figure of the profile B-B' along the line of sight(LOS).

此外, 由于升轨与降轨雷达卫星LOS方向不一致, 也导致实际地壳形变量沿2个LOS方向分量不一致, 造成升轨与降轨雷达图像对应的同震形变场分布有所差异, 主要表现在形变量数值与形变场分布范围2个方面的差异。在降轨同震变形场中(图3a), 地表沿LOS方向的最大抬升量为7.4cm, 变形场长轴方向约N50° W, 形变带长约25km, 宽约18km; 而在升轨同震变形场中(图3b), 地表沿LOS方向的最大抬升量也达到了6.0cm, 变形分布区域和降轨的区域基本一致, 长轴方向约N50° E, 长约22km, 短轴长约17km。2幅同震形变图中最大抬升区域都分布在冷龙岭主断层与分支断层之间更靠近分支断层的一侧, 在变形区域分支断层地表形态向主断层弯曲并交会。通过对地表变形剖面曲线的分析(图3c, d), 整个地表变形基本都表现为地壳的隆升运动, 可推测, 这是由于本次地震释放的能量较低而未能错断地表, 上盘的逆冲作用导致上地壳及地表整体发生背斜式褶曲, 因而在InSAR同震形变图中表现出整体的抬升趋势, 故不能在同震变形分布图中判断断层出露地表的准确位置。然而通过形变场与分支断层的地理分布关系, 可以初步判定本次地震可能是由分支断层的活动所致, 与冷龙岭主断层的活动可能没有直接联系。

为了进一步揭示2016年门源地震的发震断层, 收集了本次地震的部分余震重定位资料(图4)。余震发生在主震之后至23日中午12时, 共计2d时间, 共有647次余震, 重定位采用了双差方法(房立华等, 2013, 2015)。通过重定位余震的平面分布图可以发现, 主震及大部分余震震中主要分布在分支断层与主断层之间更靠近分支断层的一侧, 分布在分支断层的SW盘, 少部分余震分布在分支断层的NE盘及更远位置, 反映了分支断层对主震及余震的控制作用。图5给出了主震及余震的深度分布图以及推测断层面产状图, 主震深度为11.6km, 而余震震源深度也基本分布在8~14km的范围内, 余震深度分布平面倾向SW, 余震展布方向约N50° W, 展布长度约20km, 宽度约10km, 与InSAR同震形变场的长轴方向基本一致, 余震分布范围略小于同震形变场的分布范围。通过以上分析可以发现, 2016年门源地震与冷龙岭主断层北侧的分支断层具有更大的相关性, InSAR与地震重定位2种资料的对比结果也相互证明了二者的准确性。

图4

Fig. 4

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	图4 门源地震主震及余震重定位分布图 F1 冷龙岭断裂带主断层, F2 分支断层; A— A'剖面线见图5a, B— B' 剖面线见图5bFig. 4 Relocation maps of the Menyuan earthquake and aftershocks occurring in 2016.

图5

Fig. 5

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	图5 主震与余震分布在A— A'垂向剖面上的投影及断层产状推测图(a)与在B— B'垂向剖面上的投影图(b) a, b 剖面位置见图4Fig. 5 (a)Projection maps of mainshock and aftershocks onto the vertical section A-A' and conjectural altitude of the Lenglongling fault zone.(b)Projection maps of mainshock and aftershocks onto the vertical section B-B’ .

冷龙岭断裂带位于青藏高原东北缘的前缘地带, 该区域整体处于NE向的挤压环境下。然而由于北部戈壁-阿拉善块体及东部鄂尔多斯刚性块体的阻挡, 使得该区构造应力场非常复杂, 块体运动方向并不固定, 存在着有规律性的变化。为了说明冷龙岭断裂带所处的区域应力场环境及块体运动方向的差异, 进而揭示冷龙岭断裂带对周围块体运动的调节方式及门源地震构造机制, 本文结合GPS资料作进一步分析。根据Liang等(2013)得到的青藏高原现今地壳变形的GPS速度场, 我们重新计算了该区相对于北部戈壁-阿拉善块体的GPS速度场分布图(图6)。文献中的GPS原始观测数据来源于中国地壳运动监测网络(CMONOC一期)和中国大陆构造环境监测网络(CMONOC二期)的基准站和区域站。基准站为不间断连续观测, 全国CMONOC一期共27个站, 大部分自1999年初开始观测; CMONOC二期新增233个站, 大部分自2010年底开始观测, 文献共处理了130个基准站的数据。区域站为不定期开展观测, 每次观测至少持续3d, 文献采用的区域站大部分有5期观测, 时间跨度达10a, 详细的数据情况可参见Liang等(2013)文中的Table 1。数据处理采用GIPSY软件, 利用精密单点定位(PPP)技术获得单日松弛解, 采用了JPL精密轨道、 GMF大气映射函数、 GPT先验气压和气温模型、 FES2004海潮模型, 然后利用QOCA软件进行联合调整, 得到ITRF2008下的台站位置时间序列及速率估计。本文采用的GPS速度场来源于该文献中的附件, 是扣除了欧亚板块刚性运动后的速率值(即欧亚板块参考框架下)。为了更好地突出阿拉善地块周边的地壳相对运动, 我们对该速度场进行了进一步转换, 扣除了阿拉善地块的整体运动。

图6

Fig. 6

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	图6 冷龙岭断裂及周边区域GPS速度场分布图(相对于北部戈壁-阿拉善块体) 计算资料参考Liang等(2013); 断裂带名称见图1Fig. 6 GPS velocity maps surrounding the Lenglongling fault zone and its adjacent areas compared with the northern Gobi-Ala Shan Platform.

图6中并未给出误差, 具有3a观测历史的台站水平速率误差大部分在1mm/a 以内, 具有5a以上观测历史的速率估计误差大部分 < 1mm/a。 从图6可见, 冷龙岭断裂带西部的托莱山断裂及肃南-祁连断裂带, 在NE-SW向主压应力作用下表现为由SW向NE方向的逆冲运动, 在区域上向东过渡到冷龙岭断裂带的过程中, 应力方向逐渐发生转变, 并伴随着块体运动方向的顺时针旋转, 冷龙岭断裂带运动方式逐渐转变为左旋走滑, 断裂带的西段在走滑运动的基础上具有一定的压性特征, 中段及东段则几乎表现为纯左旋走滑, 倾滑分量非常小, 在野外也可以发现明显的左旋错断地貌现象。沿断裂带继续向东过渡到金强河、 老虎山、 毛毛山以及海原断裂带, 块体运动方向相对于北部的戈壁-阿拉善块体由SEE逐渐转为SE, 最后转为SSE, 发生了显著的顺时针旋转。以上块体运动方向与断裂带活动性质由西向东的变化, 反映了祁连-海原构造带对青藏高原东北缘构造变形的转换调节作用, 即在青藏高原NE方向的挤压下, 青藏高原东北缘受到北部的戈壁-阿拉善块体以及东部华北克拉通的强烈挤压阻挡, 造成该区的顺时针旋转与SEE方向的挤出等构造变形(袁道阳等, 2004)。

冷龙岭断裂带作为祁连-海原断裂带上的重要组成部分, 尽管整体表现为左旋走滑运动, 然而由于断层构造样式的复杂性, 不同部位所表现出的运动特征也有所差异, 其中最为显著的表现是1986年与2016年2次地震震源机制解的较大差异。2次地震皆位于断裂带的西段, 而冷龙岭断裂带的西段由主断层与分支断层组成, 其中分支断层在尾部向主断层收敛并交会, 因此在分支断层东西两端的弯曲部位, 构造样式与应力环境比较复杂, 造成断层活动性质具有多样化的表现。在走滑断裂的弯曲部位(图7a, b), 由于剪切拉张及剪切挤压作用使得断层活动性质发生变化, 在左行左阶及右行右阶分布的断裂弯曲部位表现为剪切拉张, 形成正断层和拉分盆地, 而在左行右阶及右行左阶排列的断裂弯曲部位则表现为剪切挤压, 形成褶皱和逆断层(Mann, 2007)。冷龙岭断裂带的主断层与分支断层在平面上恰好构成了以上组合形态, 在西端形成左行左阶组合构造样式, 造成剪切拉张, 断层活动具有正断层特征; 而在东端形成左行右阶组合构造样式, 造成剪切挤压, 断层活动具有逆断层特征, 当断层未错断至地表时, 会由于逆冲断层的作用而使得地表发生背斜式褶曲隆升。

图7

Fig. 7

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	图7 门源地震构造模式解析 a 左行剪切走滑断裂带弯曲呈左行左阶与左行右阶分布, 弯曲部位分别由于剪切拉张及剪切挤压形成正断裂及逆断裂; b 右行剪切走滑断裂带弯曲呈右行右阶与右行左阶分布, 弯曲部位分别由于剪切拉张及剪切挤压形成正断裂 及逆断裂; c 门源2次地震发震断层构造样式图Fig. 7 Seismogenic structural model of the Menyuan earthquake

1986年门源M_S6.4地震的震中恰位于分支断层西部开始弯曲的部位(图7c), 在接近主断层与分支断层交会部位, 分支断层走向由NWW转为近EW向, 该部位由于断层左旋走滑而处于剪切拉张环境中, 因此使得1986年地震的震源机制解表现为正断层并兼具一定的剪切作用。2016年门源M_S6.4地震的震中位于分支断层东段开始弯曲的部位(图7c), 处于剪切挤压环境中, 使得本次地震的震源机制解主体表现为挤压性质, 走滑运动分量较小, 因此2016年地震的InSAR同震形变图中表现为显著的隆升作用。

从深部结构上分析, 随着印度地块向N推进, 其延迟的远程效应使得祁连地块在横向上发生地壳缩短并在垂向发生地壳增厚(赵文津等, 2014), 青藏高原东北缘包括冷龙岭断裂带在内的一系列构造带都处于该N向挤压作用的最前端, 地壳的缩短与增厚运动正是通过这些断裂带的构造运动来调节完成, 这些断裂带的深部断层面倾向青藏高原腹地即SW方向(赵文津等, 2014), 然而在野外的调查中发现沿冷龙岭主断层很多地段发育规模不大的反向陡坎, 陡坎倾向NE, 反映了冷龙岭主断层面的倾向在深部空间上随着向地表接近发生了反转, 如图5a中的F₁所示。随着向地壳深部的下延, 冷龙岭主断层面与北部分支断层在上地壳底部交会在一起, 形成1条整体的构造带(图5a), 在中上地壳的深部剖面上组成花状构造, 该构造类型是大型走滑断层中最常见的构造现象之一。

发生在冷龙岭断裂带上的2次6.4级地震, 尽管其震源机制解截然不同, 并且与冷龙岭主断层全新世以来几乎表现为纯左旋走滑的运动方式也差异很大, 但这些现象都反映了冷龙岭断裂带现今构造变形的复杂性及多样性。根据GPS速度场揭示的信息(图6), 冷龙岭断裂带西端相邻的2条断裂带总体表现为逆冲作用, 而自冷龙岭断裂带西段开始性质发生变化, 逐渐表现为左旋走滑为主兼具一定的逆冲作用, 也正是在冷龙岭断裂带西段发育1条距离主干断层仅数千米的分支断层。冷龙岭断裂带的中段及东段逐渐转变为纯左旋走滑运动, 再向东至金强河断裂、 毛毛山断裂直至东部被鄂尔多斯块体阻挡的海原断裂, 相对于北部的戈壁-阿拉善块体, 运动方向逐渐发生顺时针旋转, 由SSE向转为SE向最后转为SEE向。这种块体运动方向的转变, 体现了该区构造运动的复杂性, 即北部戈壁-阿拉善块体、 东部华北克拉通块体以及西南部的青藏高原东北缘, 分别受到了来自于北部欧亚板块、 东部太平洋板块以及西南部印度-青藏板块3个不同方向的力源作用, 在青藏高原东北缘发生强烈的相互碰撞挤压, 造成该区构造强烈发育、 强震频繁发生。

在冷龙岭断裂带的西段, 北侧分支断层的两端皆发生弯曲并向主断层收敛交会, 在平面上分别形成左行左阶及左行右阶排列的构造样式。在冷龙岭断裂带的剪切作用之下, 西端形成剪切拉张区, 而东端则形成剪切挤压区(图7), 于是发生在分支断层东西两端弯曲部位的2次地震表现出了截然不同的震源机制解特征。InSAR资料也揭示了2016年地震造成的地壳活动表现为整体的隆升作用, 变形场主要分布在分支断层两侧, 由于本次地震释放的能量较低因而断层未能错断地表, 造成近地表的整体褶曲变形。此外, 2016年地震的余震序列重定位结果也主要分布在分支断层两侧(图5), 揭示了分支断层对门源地震及余震的控制作用, 分支断层的SW盘逆冲至NE盘上。

尽管冷龙岭断裂带至今并无强震记录, 该断裂带所处区域又被认为是祁连-海原断裂带上的1个地震空区(天祝地震空区)(Gaudemer et al., 1995), 但是冷龙岭断裂带上广泛分布的错断地貌反映了该断裂在全新世发生过多次强震活动。此外, 冷龙岭断裂带东部的古浪断裂、 金强河断裂、 毛毛山断裂、 老虎山断裂以及海原断裂等, 其强震复发周期被确定为1, 000~1, 800a, 因此冷龙岭断裂带的地震活动也更加值得关注与深入研究, 沿该断裂带先后发生的2次6.4级地震, 使得该区地震地质研究更加紧迫, 分支断层连续发生的2次地震会否引发冷龙岭主断层的强震活动, 也值得密切关注, 因此需要在今后对冷龙岭断裂带的古地震、 强震复发习性等科学问题进行更深入的研究。