青藏高原中北部的巴颜喀拉地块是近年来强震最为活跃的地区，自1997年以来在地块周围发生了一系列7级以上地震, 表明该地块周边地震活动进入一个高潮期(邓起东, 2012).北京时间2014年2月12日新疆于田M_S7.3地震发生在西昆仑和巴颜喀拉地块之间的阿尔金断裂西南端北东向张性剪切段附近，与2008年于田M_S7.3地震震中位置相距约120 km，震源机制结果显示此次地震属于左旋走滑型破裂(USGS，2014)，万永革等(2008)认为震源区发育了多条东西和近南北向的左旋正断裂，受阿尔金断裂、康西瓦断裂、普鲁断裂和贡嘎错断裂等多组不同走向大型走滑断裂的共同作用影响结果.

研究表明，7级以上地震会引起震源区附近明显的应力应变释放，同震及震后效应对周边断层将产生重要影响，比如，多位研究学者根据地震同震及震后库仑应力变化分析了后续地震活动特征(Reasenberg and Simpson, 1992; Toda et al., 1998; Parsons et al., 1999；Sarkarinejad and Ansari, 2014；王琼等，2016).为了评估地震对周边断层应变分布和库仑应力的影响，首先需要获取准确、可靠的断层面位错分布.针对该问题，多位学者基于远场地震波数据获取了不同反演结果(张勇等，2014；周云等，2015).而震后野外考察发现一条北东走向地表破裂带，长约28 km，地表最大错动达1.0 m(李海兵等，2015)，基于远场地震波数据的反演结果与野外考察结果在断层面破裂是否延伸至地表、地表破裂长度和发震断层面位置等方面有一定差异，造成上述差异的一个重要原因是缺乏近场地表同震位移约束.

以高分辨率为代表的InSAR观测技术在同震形变场监测并反演震源破裂过程中发挥重要了作用(Massonnet et al., 1993；单新建等，2009；乔学军等，2014；Motagh et al., 2015；屈春燕等，2017；Du et al., 2018)，国际上有多种InSAR观测卫星，但对本次地震事件而言，能够共享的卫星数据存在缺少震前或震后数据的问题，致使无法获取高分辨率的InSAR同震位移场.为了解决2014年于田M_S7.3地震近场同震位移及断层面位错的相对准确获取问题，本文收集处理震源区300 km范围内的1个连续站和12个流动站数据，利用GAMIT/GLOBK软件进行精密解算，获取其近场GPS同震位移，并结合野外地质考察、断裂分布和余震精定位等资料，构建发震断层模型，对SDM反演软件拟合参数进行优选，获取较为可靠的发震断层滑动分布，并以此探讨其对周边区域断裂的同震影响.

GPS观测是准确获取同震位移的主要手段(Ozawa et al., 2011; Jiang et al., 2014；Zhou et al., 2018)，在连续站资料空间覆盖率较低时，可以用地震前后GPS流动站复测结果估算同震位移，此时结果一般包括同震瞬时位移和震后一段时间的位移(Wang et al., 2011；Wu et al., 2016).因此，本文收集震中300 km范围1个GPS连续站(XJYT)和12个流动站(I066、I067、I068、I069、I070、I412、I414、I415、I418、J325、J333、J343)，测站分布见图 1a.XJYT连续站观测始于2011年，12个GPS流动站分别于2009、2011、2013、2015和2017年观测，震前有3期观测，震后有2期观测，每期连续观测96 h，坐标解算策略参照文献(梁洪宝等，2015)，通过分段线性函数获取测站于田地震永久同震位移(如图 1b和图 1c)，全部测站同震位移结果如表 1所示.本文获取了测站三维位移结果，结果显示垂向数据分布呈随机特征，将该结果施加到反演模型中对反演结果起不到应用贡献，因此本文在反演过程中只采用了水平位移约束.之所以垂直位移信号不明显，可能是如下两个原因所致：①垂向信号的信噪比较低，特别是流动观测中不同类型GPS天线的相位中心误差影响较大；②此次地震以走滑型破裂为主，垂向信息自身量值不大.

图 1

Fig. 1

图 1 GPS同震位移场(a)，XJYT连续站(b)和I069流动站(c)位移序列 Fig. 1 GPS coseismic displacement field (a), continuous displacement sequence of XJYT station (b) and campaign displacement sequence of I069 station(c)

表 1 Table 1

表 1 GPS近场同震位移 Table 1 Near field coseismic displacement of GPS 经度/(°) 纬度/(°) 震中距/km 东向位移/mm 北向位移/mm 东向位移误差/mm 北向位移误差/mm 测站 81.97 36.43 70 -25.12 12.58 0.14 0.14 XJYT 82.99 36.74 85 -12.79 -29.47 3.22 3.03 I069 81.48 36.46 115 -16.96 4.23 2.80 2.66 I070 82.70 37.05 116 -9.75 -13.38 3.21 3.10 I067 82.80 35.02 117 -3.36 12.49 0.91 0.83 J325 83.60 36.72 117 -8.28 -12.02 2.31 2.17 I415 81.66 36.84 121 -6.75 0.42 2.43 2.34 I068 83.78 35.35 132 6.65 3.18 1.05 0.95 J333 83.81 37.59 203 -4.51 -5.43 2.43 2.32 I066 84.52 37.13 210 -2.82 -3.72 2.79 2.61 I412 84.83 35.47 210 2.60 -0.13 1.34 1.26 J343 79.99 36.40 238 -9.62 -4.35 2.90 2.82 I418 79.91 36.83 255 -6.54 -0.13 2.73 2.67 I414

表 1 GPS近场同震位移 Table 1 Near field coseismic displacement of GPS

通过上述GPS观测数据和处理方法，获取了GPS同震位移场(坐标：东向为正，北向为正)，如图 1a中绿色箭头所示，GPS观测到的同震位移范围在平行发震断裂带的北东-南西向约210 km，垂直发震断裂带的北西-南东方向约为120 km，同震位移量大于10 mm的测站位于震中距约120 km以内；在平行于发震断裂带方向，断裂带西北盘向南西运动，其中I069测站南西向位移最大，约为32.1 mm，虽然东南盘的测站数量较少且震中距较远，但依然能观测到向东北运动的趋势，如J333测站北东向运动量约7.4 mm；在垂直于发震断裂带方向，断裂带西北盘具有明显的北西向运动，如XJYT测站北西向位移最大，约为28.1 mm，而东南盘的J325测站北西向运动约为12.9 mm，具有明显的拉张特征；上述测站位移特征表现的左旋走滑兼有拉张的特征与震源机制显示的走滑型地震相近(USGS，2014)，也与走向为北东东向的贡嘎错断裂在北东-南西主压应力和北西-南东主张应力作用下发生左旋走滑的应力背景相吻合(程惠红等，2014).

相关研究表明此次地震发震断层为贡嘎错断裂(任俊杰等，2014)，震中双差定位结果(房立华等，2015)和绝定位结果(唐明帅等，2016)相似，如图 1a中所示，两种结果均位于USGS(2014)和GCMT(2014)位置结果中间，且位于贡嘎错断裂北西侧约4.5 km处，本文收集了4家机构于震后发布的此次地震的震源机制解，如表 2所示，虽然震源机制解有所差异，但均显示出本次地震是以左旋走滑为主的地震，与贡嘎错断裂左旋走滑特征(万永革等，2008)的构造背景相一致，地表破裂带位置和走向(李海兵等，2014)也与贡嘎错断裂位置和走向相吻合，上述分析进一步推断本次地震发震断层为贡嘎错断裂，结合主余震三维分布，本文选取贡嘎错断裂中覆盖余震分布的一段(长度为75 km，宽度为50 km)作为发震断层模型(图 1a中黑色曲线)；震中附近横跨断层的余震序列剖面显示断层倾向北西方向，倾角范围60°~90°(唐明帅等，2016)，通过多次试算，拟合残差最小时倾角为78°(如图 2所示)；滑动角的确定分如下两步：首先对滑动角不施加约束进行反演，结果显示断层面的滑动分布较为离散，但整体以左旋为主，主震区域兼有正断分量，且位错分布尚未到达地面，这与地表存在较大破裂的野外调查结果存在差异，其原因主要在于GPS测站分布较为稀疏，且同震位移结果中包含部分震后余滑和局部构造调整运动影响所致；由于第一步反演得到主震区有少量正断分量，并以野外地表破裂调查结果为约束，对震源机制(如表 2所示)给出的滑动角进行试算，结果显示滑动角为-22°时地表破裂情况与实际调查结果较为接近，为了增加结果的可靠性，对滑动角为-22°±5°范围内进行试算，拟合残差变化不显著，变化范围在0.2 mm以内，于是选取-22°作为最终滑动角参数.

表 2 Table 2

表 2 新疆于田MS7.3地震震源机制解 Table 2 Focal mechanism solution of the MS7.3 Xinjiang Yutian earthquake 序号 断层面1 断层面2 发布机构 走向 倾角 滑动角 走向 倾角 滑动角 1 242 78 -3 333 87 -168 美国地质调查局(USGS) 2 242 86 -5 332 85 -176 全球矩心矩张量项目(GCMT) 3 239 82 -22 332 68 -171 中国地震局地球物理研究所(2014) 4 242 78 -10 334 80 -168 中国地震台网中心(2014)

表 2 新疆于田MS7.3地震震源机制解 Table 2 Focal mechanism solution of the MS7.3 Xinjiang Yutian earthquake

图 2

Fig. 2

图 2 断层倾角与拟合残差之间的关系 Fig. 2 The trade-off curve of relative fitting residual and fault dig

发震断层的几何模型确定后，断层面上的滑动量与地表形变间呈线性关系，首先对断层进行2 km×2 km的格网离散化，然后采用汪荣江博士开发的最速下降法(SDM, Steepest Descent Method)(Wang et al., 2013)反演断层面的同震滑动分布，该方法利用最速下降法搜索满足目标函数最小的解.反演中考虑地壳介质的分层差异性对反演结果的影响，分层模型参考CRUST1.0(Laske et al., 2013)，对于相邻断层片的滑动量，施加应力降平滑约束，平滑因子根据位错模型的粗糙度和相对拟合残差的折中曲线确定(Niu et al., 2016)，最终选定平滑因子为0.03(如图 3所示).

图 3

Fig. 3

图 3 光滑度与拟合残差之间的关系 Fig. 3 The trade-off curve of relative fitting residual and roughness

同震滑动分布如图 4所示，滑动分布呈椭圆形状分布，滑动深度达30 km，与张勇(2014)反演结果接近，略大于余震深度的下界面(26 km)；最大滑动量发生在深部约16 km处，位于两种震中精定位深度结果(房立华等，2015；唐明帅等，2016)之间；统计结果也表明约80%的地震事件分布在6~25 km的深度范围内，与本文主要滑动分布的深度范围相吻合；大部分余震的震源深度浅于主震的震源深度，在主震上方的余震极少，表明主震破裂使得破裂区能量释放较为充分(唐明帅等，2016)，与本文断层面滑动延伸至地表的反演结果相吻合, 震后野外考察表明存在一条由震中向北东方向延伸的长约28 km地表破裂带, 该破裂带长度小于本文反演结果，可能是由模型数值效应引起的，如地表位错破裂调查的位移阈值为0.3 m, 而模型反演结果包含了小于0.3 m的地表破裂.

图 4

Fig. 4

图 4 同震滑动分布(五角星为不同研究的震中位置，余震分布源于(唐明帅等，2016)) Fig. 4 Coseismic slip distribution (pentagram is the mainshock of different studies, aftershocks originated from (Tang et al., 2016))

通过上述分析，本文位错反演结果较为接近真实情况.结果表明，最大滑动位于北纬36.05°，东经82.60°，位于深部约16.6 km，最大同震错动量约为2.75 m，平均滑动量0.38 m，反演震级为M_W7.0，最大同震应力降为6.5 MPa.为了定量描述断层面上的滑动分布，图 5a和图 5b给出了两组剖面结果(剖面位置见图 4)，剖面1对应横坐标为43.0 km，剖面2对应的深度线为16.6 km.图 5a垂直于断层方向剖面结果显示，断层面的破裂纵向向下延伸至30 km，向上延伸至地表，地表最大破裂达1.0 m；大于2 m的滑动量主要分布于10~25 km深度之间，大于1 m的滑动量分布于0~30 km；最大左旋滑动量和最大正断滑动量均发生于16.6 km，两者比值约为2.5: 1.图 5b平行于断层面方向剖面结果显示，大于2 m的滑动量分布于35~50 km，大于1 m的滑动量分布于28~53 km；最大左旋和正断滑动量均处于43 km附近，两者比值约为2.5: 1.图 5c为地表破裂分布，结果显示最大位错量发生于41.5 km，总破裂长度约50 km，大于0.3 m(野外调查的地表破裂采用0.3 m阈值)的破裂发生于19.5~54.5 km，长度约35 km，地表最大位错量约为1.0 m，与野外地震破裂调查结果基本一致(李海兵等，2014)，破裂量从最大值处向两侧衰减，南西方向衰减快于东北方向，两侧衰减距离比约为1: 2.综上所述，同震错动以左旋走滑为主并具有正倾滑分量，与周云结果(2015)相吻合，滑动分布呈椭圆形状分布，沿断层方向略短，垂直断层方向略长，深部的同震错动延伸至地表，并向北东方向延伸.

图 5

Fig. 5

图 5 剖面滑动分布 (a)剖面1结果(Length=43.0 km); (b)剖面2结果(Depth=16.6 km); (c)地表破裂分布. Fig. 5 The slip distribution of the profile (a) Results of profile 1 (Length=43.0 km); (b) Results of profile 2 (Depth=16.6 km); (c) Surface rupture distribution.

为了分析新疆于田M_W7.0地震对周边区域水平同震的影响，图 6给出大于2 mm的地表同震位移分布.我们以M_W7.0地震引起的GPS同震形变为约束反演模拟了发震断层的破裂滑动分布，反演过程中采用相同模型参数同步正演了震中周边区域网格点上的同震水平形变值，结果如图 6所示, 同震水平位移场模拟结果表明，同震位移场整体呈走滑型地震的四象限分布特征，在北北东-南南西方向，位移特征由两侧指向震中，在北西西-南东东方向，位移特征由震中指向两侧；震中附近模拟位移量最大，约600 mm，位移量由震中分别沿北北东、南南西、北西西和南东东方向衰减，影响范围约250 km.另外，同震模拟结果显示震区不均匀的同震变形使得周边断裂带不同位置主应变特征具有差异性，如普鲁断裂中段南北方向拉张特征和西段北西方向挤压特征、康西瓦断裂东段拉张特征和中段东西方向挤压特征、贡嘎错断裂北部拉张和南部挤压以及龙木错-邦达错断裂西段拉张特征和东段挤压特征，这种差异特征是否影响断裂带以及周围区域的应力构造特征，值得后续持续研究.

图 6

Fig. 6

图 6 于田MW7.0地震引起的地表水平形变模拟值(≥2 mm) Fig. 6 Coseismic displacement field calculated by the model caused by the Yutian MW7.0 earthquke (≥2 mm)

为了辨识震中周边区域震前与震后的变形特征，本文结合已有GPS连续站资料，充分发挥GPS流动站资料的利用率，选取GPS连续站与GPS流动站相同观测时间的观测数据(至少连续观测4天)，为了提高结果精度，本文采用4天综合解，然后求取基线变化序列，北西西方向的XJYT-J333基线(如图 7c)，震前和震后基线变化率分别为4.77 mm·a^-1和5.11 mm·a^-1(如图 7a)，呈现为拉张特征，应变率分别为2.35×10^-8a^-1和2.52×10^-8a^-1；北北东方向的I069-J325基线变化可以用XJTZ-J325的基线变化率减去XJTZ-I069的基线变化率(如图 7c)，震前和震后I069-J325的基线变化率分别为-5.67 mm·a^-1和-7.46 mm·a^-1(如图 7b)，存在较强的挤压特征，应变率分别为-3.33×10^-8a^-1和-4.39×10^-8a^-1.综上所述，震中周边区域在2014年于田地震前后呈现北北东方向的挤压和北西西方向的拉张特征，但挤压特征数值高于拉张数值，与应力背景特征一致(程惠红等，2014)，震后北北东方向挤压特征强于震前，数值高出约1.06×10^-8a^-1，震后北西西方向拉张数值与震后相当.

图 7

Fig. 7

图 7 于田地震前后GPS基线结果 Fig. 7 Results of GPS baseline before and after Yutian earthquake

(1) 本文反演得到的GPS模型值与观测值符合度较高，大部分测站拟合残差在2.5 mm以内，个别测站残差较大，如I067测站东西方向残差7.4 mm，I418测站东西向残差7.3 mm，J325测站南北向残差7.0 mm，J325测站南北向残差7.1 mm，以上4个测站残差较大，可能存在以下原因，由线性分段函数模型获取同震的方法对震后观测时间间隔较长(平均2年)的GPS流动站的运动特征不能精确描述，由上述模型获取的同震位移可能包含非构造运动(如季节性运动)、震后余滑、局部构造运动的调整和其他运动成分，经过统计，GPS同震位移东西向和南北向平均误差分别为2.1 mm和2.0 mm，GPS反演拟合测站东西向和南北向残差绝对值均值分别为3.4 mm和2.8 mm，残差均值略大于观测误差均值，GPS观测的大部分同震位移信息已反映到位错结果中.

(2) 发震断层破裂面积和滑动量大小之间存在权衡关系，基于地震波反演的滑动量大小存在较强的不确定性，如在2010年Mentawai M_W7.8地震的反演工作中，不同学者得到的最大滑动量介于3.5~20 m之间(Lay et al., 2011; Yue et al., 2014)；在本次地震反演结果中，地震波反演最大滑动量介于1.8~2.1 m(张勇等，2014；周云等，2015)，本文GPS反演最大滑动量2.75 m，与地震波结果相比，滑动分布较为紧凑，分布范围有所减小，但最大滑动量大于地震波结果，研究表明，GPS位移对滑动量大小的约束优于地震波，如在2015年尼泊尔M_W7.9地震反演中，地震波与GPS的联合反演与单独地震波反演的滑动量相差2.0 m，而与单独GPS反演的滑动量仅差0.5m(张勇等，2015；Wu et al., 2016)，故本文GPS反演的滑动量可能更接近真实情况，如反演得到的地表破裂情况与野外考察结果相吻合就说明了这一点.

(3) 本文GPS反演结果与地震波结果(张勇等，2014)均显示断层面滑动发生在深部，最大滑动量位于深度约16 km处，滑动分布向下延伸至30 km左右，震中绝对定位深度为22 km，震中西南部余震震源深度分布下界为26 km，而震源深度的下界面有可能取决于脆-韧转换带的深度，并且震区附近的壳内间断面深度约为24.8 km，与余震下界面深度一致(唐明帅等，2016)，由此推断震区地壳内约25 km深度位置可能存在脆-韧转换带，而震中东北部余震震源深度分布下界约为30 km，略大于西南部，说明震区脆-韧转换带可能处于不同深度，由此推断反演得到的滑动分布下界基本位于脆-韧转换带区.

(4) 于田地震震前、震后与同震均表现相同性质的变形特征，即北北东-南南西方向的挤压和北西西-东东南方向的拉张，北东方向的挤压明显大于北西西方向的拉张.本次地震位于青藏高原北部边缘，周边断层较多且断层特性复杂，地震对贡嘎错断裂、康西瓦断裂等均产生了较为明显的同震影响，于田地震对震区的影响，除了来自于同震破裂的变形，还包括震后变形的影响(如震后余滑、震后黏弹性松弛以及震后孔隙回弹等)，这些通常持续几年甚至数十年，影响的空间范围更广.相关研究表明，某些区域震后变形与同震变形具有类似的时空分布特征(Shen et al., 1994; Savage and Svarc, 1997; Ryder et al., 2007; Diao et al., 2011)，以此推测于田地震震后形变可能对震中周边区域产生较大的影响，需要后续的密切关注.