引言

2014年2月12日17时19分(北京时间)，新疆维吾尔自治区和田地区于田县发生M_S7.3地震，震中位置为36.1°N、 82.5°E(图 1)，震源深度约为17 km，初步推断该地震为一次走滑型事件(中国地震台网中心，2014a)． 于田M_S7.3地震震中位于青藏高原北缘的昆仑山脉，发震断层为阿尔金南缘断裂带，是一条NNE--SSW向左旋走滑断裂带，全长1600 km，由多条长达数百千米的断裂组合而成，总体呈NE70°或SW70°走向，断层面倾角达70°以上(Xu et al，2013)． 该断裂带的地震活动较强，公元1600年以来300 km范围内已发生M_S≥5.0地震32次、 M_S≥6.0地震6次、 M_S≥7.0地震4次，最大地震为1924年民丰M_S7.3地震和2008年于田M_S7.3地震(中国地震台网中心，2014b)．

图  1  2014年2月12日于田M_S7.3地震主震位置及M_L≥2.0余震分布(截至2014年2月23日12时00分). 图中同时给出了该地震发震区域历史上发生的3次M_S>7.0强震

Figure  1.  Locations of main shock (yellow asterisk) and aftershocks (red solid circles) of Yutian M_S7.3 earthquake before 12:00 on 23 February 2014. Three strong earthquakes with M_S>7.0 occurred in Yutian region in history are also given by blue asterisks

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2014年于田M_S7.3地震震中距离于田县城约110 km，距民丰县城约100 km，距和田市区和乌鲁木齐市区分别为250 km和970 km; 震中30 km范围内平均海拔超过5000 m，南、 西、 北部均为高海拔山区，东部为沙漠荒漠地区，人员相对稀少. 迄今为止该地区发生的4次强震，包括1924年民丰M_S7.3、 M_S7.2地震和2008年于田M_S7.3地震在内，均未在震区造成建筑物的较大损毁和人员伤亡． 截止到2014年2月23日12时00分，2014年于田M_S7.3地震共记录到余震4937次，其中M_S3.0—3.9地震41次、 M_S4.0—4.9地震16次、 M_S5.0—5.9地震1次，最大余震为2月12日17时24分发生的M_S5.7(M_L6.0)地震(中国地震台网中心， 2014a，b)．

2014年于田M_S7.3地震发生后，中国地震局(2014)根据地震台网观测数据分析计算得到的地震动分布图显示极震区烈度达Ⅸ度，美国地质调查局(USGS National Earthquake Information Center，2014)给出的震动图显示极震区烈度约为Ⅶ—Ⅷ度． 两家机构给出的结果存在一定的差异，极震区烈度的差别最为显著． 这次于田M_S7.3地震震中周围人口密度低，位处高海拔地区，实测烈度分布图的获取难度相对较大． 张振国等(2014)利用有限差分方法模拟了2014年于田M_S7.3地震的地震波场传播过程，并给出速度分布图及理论烈度分布图，其结果显示于田地震最大烈度为Ⅶ度左右. 该结果主要基于速度参数给出，而极震区的烈度受加速度的影响较为明显(Wald et al，1999)． 鉴于地震动分布图对震后应急救援工作的重大指导意义，尽管目前于田震区无人员伤亡，但仍需深入研究该地震极震区烈度的取值情况．

实测烈度通常是基于震区实际调查获取的震害资料来确定，往往是震后一段时间才能给出现场震害调查的烈度分布图. 然而在地震应急救援中，为快速可靠地估计烈度分布，可以利用烈度与强地面运动参数之间的转换关系在震后第一时间给出模拟的地震动分布图． 这样，一方面可以在地震发生的初期快速获取地震烈度的分布特征，另一方面则可以结合观测烈度资料对震区烈度分布特征进行完善，以提高烈度分布图的可靠性．

由于现有的强震观测数据相对缺乏，有些地区甚至并未设立强震观测台站，一旦地震发生，很有可能出现强震观测数据空白的实际困难． 因此，通过模拟计算得到的地震动分布图对震后快速、 高效开展应急救援工作具有重要的现实意义． 2010年玉树M_S7.1地震发生后，许力生等(2010)基于远场地震波形反演，并利用Crust2.0提供的玉树地壳模型，快速计算了近断层强地面运动，第一时间解释了玉树县城受到严重破坏的主要原因．

本研究着重分析2014年于田M_S7.3地震的震源特征，并根据地震发生后的快速反演结果和断层面上滑动位移的分布情况(张勇等，2014)，构建动力学拐角频率下的有限断层模型(Motazedian，Atkinson，2005)，计算该地震近断层区域的强地面运动参数． 通过地震动与烈度的转换关系给出模拟的震动图(Wald et al，1999)，进而更加直观地展示该地震模拟烈度的分布情况． 这样不仅可以合理地判断此次于田M_S7.3地震的震后烈度，更可为未来可能发生的强震提供合理的强地面运动模拟方法．

1.   理论方法

本研究基于震后快速反演结果及断层面上滑动位移分布情况(张勇等，2014)构建有限断层模型，模拟计算强地面运动参数(如地表质点加速度和速度)，并提取其峰值(PGA，PGV)，进一步结合经验关系给出针对2014年于田M_S7.3地震的模拟烈度图． 对于有限断层模型模拟方法的确定，考虑到计算时间及需要计算的具体强地面运动参数，本研究选取随机振动模型方法，构建适用于该地震的有限断层模型．

随机模型的震源理论以垂直断层面辐射剪切波的震源模型(Brune， 1970，1971)为基础． 该模型为随机振动方法的震源理论模型，由Brune于1970年首次提出. Boore(1983)在此基础上给出了点源模型，实现了地震动时程及反应谱的模拟计算．

基于随机方法的点源模型中，场地的地震动傅里叶谱通常定义为

式中，S为震源，P为路径传递函数，G为场地传递函数，I为地震动类型转换函数．

Motazedian和Atkinson(2005)进一步提出了动力学拐角频率的概念，并以此对有限断层随机振动模型进行改进，给出了修正的有限断层随机振动模型. 该模型中总辐射能对于各种大小的子断层都是相同的，从而解决了随机模型由于子源大小改变而存在的断层辐射能不守恒的问题． 为了更好地反映断层面上滑动分布的不均匀性，在采用动力学拐角频率合成强地面运动的过程中，通常将子断层的大小设定为1 km×1 km(Motazedian，Atkinson，2005)． 有限断层随机振动模型是一种相对简化、 高效的方法，在工程地震领域得到了广泛的应用，并在2010年玉树M_S7.1地震和2013年芦山M_S7.0地震的强地面运动模拟中得到了较为广泛的应用(王海云，2010; 孟令媛等，2014)．

2.   研究区域和模型构建

参照2014年于田M_S7.3地震的震源机制解(表 1)、 震中位置、 余震分布情况及其周围主要断裂构造，选取80.0°—84.0°E、 35.0°—37.5°N矩形区域为研究区，计算的格点间距为0.05°，整体模拟范围约为11万km²． 在强地面运动模拟过程中，震源的动态破裂过程及断层面上滑动位移的分布情况对近断层区域强地面运动的模拟结果影响最大，由于极震区缺乏相应的强震观测记录，通常无法直接验证滑动模型与实际情况的一致度．

表  1  不同机构给出的2014年于田M_S7.3地震震源参数

Table  1.  Source parameters of the 2014 Yutian M_S7.3 earthquake from different institutes

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因此，本研究在模型构建过程中，重点约束断层面上滑动集中区的分布位置，基于大小不同地震破裂过程具有自相似的假定(Frankel，1991)，即主震断层面可由多个随机分布的大小尺度不同的子源叠加而成，且随机叠加而成的断层面上的滑动位移分布遵从k^-2模型(Zeng，Anderson，1996)，进而完成对断层破裂过程的运动学描述(图 2b)． 参照张勇等(2014)给出的震源破裂过程，此次于田地震的集中破裂区滑动主要分布在深部，最大滑动量约为1.8 m． 本文在模拟计算过程中采用李志海等(2010)给出的新疆伽师地区的品质因子与频率的相关衰减参数，具体输入参数见表 2．

图  2  2014年于田M_S7.3地震主发震断层面上滑动位移量的分布情况

(a) 张勇等(2014)给出的断层面滑动位移； (b) 本文基于有限断层模型给出的滑动位移非均匀分布

Figure  2.  (a) Slip distribution on the main fault for 2014 Yutian M_S7.3 earthquake (after Zhang et al, 2014); (b)Inhomogeneous distribution of slip on the fault used in our model

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表  2  2014年于田M_S7.3地震模拟计算的基本输入参数

Table  2.  The input parameters for simulation of strong ground motion of Yutian M_S7.3 earthquake

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3.   计算结果

2014年新疆于田M_S7.3地震发生后，中国地震局(2014)根据地震台网观测数据分析计算得到地震动分布图(图 3a)，极震区烈度达到Ⅸ度，并初步获得了该地震的影响范围． 由图 3a可看到，距离震中较近的叶亦克乡和阿羌乡位于Ⅵ度与Ⅶ度分界线附近，于田县城和民丰县城则位于Ⅵ度区内． 而美国USGS在其官方网站上第一时间公布的此次地震震动图(图 3b)显示，其极震区烈度约为Ⅶ—Ⅷ度． 两家机构关于极震区大小存在较大的差异，且Ⅶ度及以上区域范围也有所不同．

图  3  中国地震局(a)、美国USGS (b)给出的震动图及本文给出的模拟烈度分布图(c)

Figure  3.  Shakemaps of the Yutian MS7.3 earthquake from China Earthquake Administration (a) and USGS (b) as well as the distribution of simulated intensity of the Yutian earthquake in this study (c)

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根据该震震中位置(36.1°N，82.5°E)，参照发震断层的展布情况，本文选择80.0°—84.0°E、 35.0°—37.5°N矩形区域为模拟区域． 模拟计算的网格点间距为0.05°，在约11万km²范围的模拟区域内共模拟了81×51=4131个特征点，主要计算这些特征点的质点加速度，并提取相应的PGA值，进而根据强地震动与烈度的转换关系给出模拟的烈度分布图(图 3c)． 本文采用Wald等(1999)给出的PGA与烈度(I_MM)的经验关系

将计算得到的地表水平PGA转换为相应的地震烈度值． 式(2)中，PGA单位为cm/s²，I_MM为场地烈度(其中MM为modified Mercalli的缩写)．

图 3a，b分别为中国地震局和USGS给出的2014年于田M_S7.3地震的模拟震动图． 图 3a显示的有效计算范围约为17.4万km²(80.2°—85.3°E，34.6°—37.5°N)，极震区对应烈度约为Ⅸ度，震动分布图中相当于Ⅶ度地震烈度的范围约1.1万km²； 图 3b的有效模拟范围约为33万km²(79.5°—85.5°E，33.5°—38.5°N)，估计极震区烈度为Ⅶ—Ⅷ度，Ⅶ度地震烈度的范围为0.7—0.8万km²； 图 3c为本文基于所构建的有限断层随机振动模型计算得到的于田M_S7.3地震模拟烈度分布图，该图显示极震区烈度为Ⅸ度，烈度超过Ⅶ度的范围约为1.65万km²．

对比图 3c与图 3a，二者模拟烈度图的极震区烈度一致度较高，且分布形状也比较相似，均具有极震区呈NNE向展布的特点. 对于图 3c中Ⅶ度地震烈度的范围比图 3a中偏大的问题，其原因可能为受有限断层模型几何尺度及近断层区域强地面运动模拟结果的影响. 实际上，图 3c中极震区所呈现的NNE向展布比图 3a略显偏长． 此外，图 3b为基于点源模型给出的震动图，未考虑有限断层长度的影响，这也可能是其极震区烈度及Ⅶ度以上烈度区偏小的原因之一．

4.   讨论与结论

2014年于田M_S7.3地震发生后，张振国等(2014)利用有限差分方法模拟了这次地震地震波场的传播过程，并给出速度分布图及理论烈度分布图，其结果显示该地震最大烈度为Ⅶ度，并指出由于断层滑动未及地表，对地表造成的破坏有限． 动力学模型是强地面运动预测方法之一，通常给定断层内部边界条件和初始应力场条件，通过数值方法求解强震震源的动力学方程，仿真模拟断层动态破裂过程和相应的地表运动场. 其常用的数值计算方法包括有限差分法、 有限元法等. 动力学模型计算量较大，尚未实现高频地表运动的模拟计算(史保平，孟令媛，2010)．

2014年于田M_S7.3地震是继2013年芦山地震之后又一例典型的盲断层地震(徐锡伟等，2013)． 盲断层地震造成的近断层强地面运动观测结果往往相对于发震断层破裂至地表的地震偏高，由于断层未破裂至地表，盲断层地震通常产生较高的应力降，且较高应力降被认为是盲断层地震近断层强地面运动变大的关键因素之一，主要影响范围为距离震中30 km内及距离断层10 km左右的近断层区域内(Pitarka et al，2009). 这一区域直接影响了极震区高频强地面运动的高低，进而影响了极震区烈度的理论值(式(2))． 如何在今后的模型计算过程中充分考虑震源参数(如应力降)的影响也是未来强地面运动模拟工作的重点之一．

实际上，2010年墨西哥Baja地区M_W7.2地震，2011年新西兰M_W6.1地震，2013年台湾地区南投M_S6.7地震，以及2014年新疆于田M_S7.3地震均为近年来发生的较为典型的盲断层地震． 其中2011年新西兰M_W6.1地震为近年来发生的一次典型的城市直下型盲断层地震，造成约163人遇难. 该地震记录到的近断层强地面运动峰值加速度高达2160 cm/s²，记录台站距离震中约为1 km，实测记录频率成分丰富，主要由高频成分组成，对极震区破裂带来较大影响(孟令媛，史保平，2012)． 因此，针对2014年于田M_S7.3地震烈度分布模拟，需要考虑近断层强地震运动加速度高频成分对其峰值的影响，即着重探讨近断层区域强地面运动峰值对极震区烈度的影响． 尽管本次于田地震震中位于海拔5000 m以上的人员稀少地区，且无人员伤亡，但这一点与其极震区理论烈度估计的大小并无完全对应关系．

此外，张振国等(2014)的模拟结果中提到由于山峰、 山脊区域多次反射导致振幅加强，对于田县城北面褶皱地区产生地震动的加强、 放大作用． 由于本文基于运动学模型而未考虑地表地形影响，因此图 3c所呈现的结果为基岩上的模拟结果，未能体现该区域的放大效应，这也是运动学模型的局限性之一，下一步研究工作中可以尝试通过考虑浅层速度结构(v_S30)加以改善．

针对2014年于田M_S7.3地震极震区强地面运动及烈度的模拟计算，在充分考虑断层面上滑动位移分布情况的基础上，仍需要关注模型构建过程中震源参数如应力降的设定和选取(表 2)． 2013年芦山M_S7.0地震发生后，作者基于本研究应用的有限断层随机振动模型针对该地震震源特征及近断层区域强地面运动展开相关研究，并基于强地面运动模拟结果给出芦山M_S7.0地震烈度分布图，该烈度图与中国地震局2013年4月27日给出的芦山地震震区的实测烈度图一致度较高(孟令媛等， 2013，2014)． 本文针对2014年于田M_S7.3地震模拟烈度图计算的经纬度范围超过10万km²，计算的特征点共4131个，单一PC机的计算时间约需1小时． 本文结果表明，地震发生后，通过计算震源参数及断层面上滑动位移分布的选取，可以实现烈度的快速模拟，对震后的震情判定及救灾工作具有一定的指导意义和实用价值．

本文在成稿过程中，史保平教授、 刘桂萍研究员、 蒋海昆研究员和张永仙研究员给予了有益的指导与帮助； 审稿专家对本文提出了修改意见和建议，作者在此一并表示感谢．