引言

InSAR/GPS观测的时空依赖的震后形变，对研究岩石圈流变性质、深部结构和断裂带的摩擦属性起着至关重要的约束作用（谭凯等，2007；Bürgmann，Dresen，2008）。震后形变（余滑、黏弹性松弛、孔隙弹性回弹产生的形变）本质上反映了断层的岩石摩擦性质和岩石圈下地壳/上地幔的流变结构和流变属性，而断层摩擦和岩石圈流变控制着地震孕育发生过程中应力应变的积累、释放和再平衡过程，是控制地震孕育发生的主要因素之一，也是众多的地球动力学模拟反演研究中的关键性参数（Clark，Royden，2000；Hilley et al，2009；Copley et al，2011；Bischoff，Flesch，2018）。2001年M_W7.8昆仑山地震的震后形变效应、时空演化特征及震后形变机制是备受关注的科学问题，震后20年的大地测量学研究为深入理解和认识东昆仑断裂带的活动习性、地震周期、岩石圈深部流变结构及两盘介质差异等深层次科学问题提供了重要的手段、思路和观测依据。

伴随显著的同震形变，昆仑山地震震后阶段产生了大地测量数据可以捕获的震后形变。尽管昆仑山地震震中区域地处海拔4 000 m以上、遥远高寒的青藏高原腹地，地形复杂，气候恶劣，水准、GPS等常规地面形变监测手段实施难度大，但震中区域的GPS台站仍然提供了宝贵的早期震后GPS观测数据（任金卫，王敏，2005；Zhao et al，2015；贺鹏超等，2018）。随后不断开展的震后InSAR观测（Ryder et al，2011；Zhao et al，2018a，b，2021）进一步提供了断层震后运动学特征研究的关键数据。昆仑山地震发震断层南侧为地壳厚度大、介质相对软弱的青藏高原，而北侧为地壳厚度薄、介质相对坚硬的柴达木盆地，在断层的运动性质、活动强度和地球动力学环境等方面均存在显著差异。因此，昆仑山地震震后形变观测和形变机制研究揭示了青藏高原北部大型走滑断裂带深部地壳/上地幔结构及其介质物理属性的纵横向变化。

本文简要总结2001年M_W7.8昆仑山地震后基于二十年尺度的时序InSAR和GPS的震后形变观测方法、成果和重要认识；总结震后形变模型揭示的震后动力学机制及其关系；基于当前对昆仑山地震震后形变、机制及青藏高原中北部岩石圈流变的研究，提出需要继续关注和深入研究的科学问题。

1.   昆仑山地震震后形变观测与断层震后运动学特征

昆仑山地震发生后，中国地震局迅速对本次地震进行响应并立即成立了“昆仑山口西M_S8.1大震综合科学考察队”，沿昆仑山地震破裂带及周边区域对该地震地表破裂特征、同震和震后形变开展了大地测量学、地质学等多学科综合野外考察（陈杰等，2003）。为了对早期的震后形变进行测量，考察队在青藏公路沿线布设了由4个GPS固定站、12个GPS流动站构成的跨断层观测剖面，长度约250 km （图1，2），获取了昆仑山地震后早期（2001—2002震后一年）的震后形变。震后GPS测量是本次科学考察的重要成果，其宝贵的测量数据在后续的震后形变和模拟研究中大量使用，对研究震后形变的运动学特征、震后形变机制和深部流变性质、结构提供了重要的观测约束（任金卫，王敏，2005；Diao et al，2011；Zhao et al，2015；Liu et al，2019）。

图  1  震后GPS和InSAR揭示的断层近场震后累积形变场

（a） 2003—2010年累积震后InSAR位移场与2001—2002年的累积GPS位移；（b） 沿剖面BB′的InSAR形变速率剖面（蓝色点）与不同时间段的GPS速率对比；（c） 沿剖面AA′震后InSAR时间序列GPS数据来源：2001—2002年改自任金卫和王敏（2005），2009—2014年改自Zhao等（2015）

Figure  1.  Postseismic cumulative displacement field in the near-field of the fault using GPS and InSAR

（a） Cumulative postseismic InSAR displacement field during 2003-2010 and cumulative GPS displacement during 2001−2002； （b） Comparison of InSAR displacement rate along profile BB′ and GPS displacement rate in different time periods； （c） InSAR time series after earthquake along profile AA′ GPS data for 2001−2002 and 2009−2014 are modified from Ren and Wang （2005） and Zhao et al （2015） respectively

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图  2  联合GPS和InSAR的20年时间尺度震后形变观测时间序列

青色点：GPS观测；红色点：2003—2010年ENVISAT/ASAR形变时间序列；紫色点：2015—2019年Sentinel-1 形变时间序列；灰色线：GPS和InSAR时间序列拟合趋势线；站点名后的数字表示站点到断层的距离，单位是 km

Figure  2.  Combined GPS and InSAR postseismic displacement time series on a 20-year time scale

Cyan dots：GPS observations；Red dots：InSAR time series using ENVISAT/ASAR data from 2003 to 2010；Purple dots：Sentinel-1 displacement time series during 2015—2019；Number after the name of GPS station denoted spatial distance to the fault with unit km

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由于在昆仑山地震震中区域布设密集GPS测站成本高昂，维护难度大，时空密集覆盖的InSAR数据成为研究昆仑山地震震后形变的关键技术手段，并成为空间稀疏GPS观测的重要补充。国内外多位科研人员基于2003—2010年的升降轨InSAR数据对昆仑山地震的震后形变时间序列和震后形变场进行研究（Ryder et al，2011；Wen et al，2012；Zhao et al，2018a，b，2021）。大范围InSAR和GPS震后形变时间序列共同揭示了震后形变的大尺度空间特征。

1.1   震后形变时空分布特征

昆仑山地震震后形变的首要特征就是跨断层非对称性。基于InSAR观测揭示的震后形变场以昆仑山地震的同震地表破裂带为界，南北两盘呈现明显的非对称性（图1），这种形态和特征既体现在非对称的空间分布范围上，也体现在非对称的形变速率量级上。昆仑山地震震后形变广泛地影响了巴颜喀拉地块中部的地壳变形状态，而有限地影响了北部的祁连—柴达木地块，间接反映出东昆仑断裂带南北两侧显著的地壳结构差异和流变性质差异（贺鹏超等，2018；Zhao et al，2018a，b）。

昆仑山大地震震后形变的第二个特点是影响的空间范围广大（贺鹏超等，2018）。可以看出，昆仑山地震震后形变范围在南北方向上横跨34°N—37°N，约300 km的范围，东西方向上横跨90°E—95°E，约500 km （图1）。震后形变的空间范围要比同震形变还要大。InSAR数据观测的2003—2010年昆仑山地震震后形变的影响范围、断裂带两盘非对称的形态特征和平均震后形变速率的时空变化，展示出昆仑山地震强烈的震后形变效应对巴颜喀拉地块中部地壳形变的控制作用和广泛的影响（Zhao et al，2021）。

昆仑山大地震震后形变的第三个特点是持续时间长。由于GPS数据是点状观测，InSAR为空间连续观测且包含随机相位噪声，为了消除两种数据的空间尺度差异，我们联合震后GPS和InSAR数据（包含2003—2010年的ENVISAT/ASAR数据和2015—2020年的Sentinel-1 A/B数据）构建了长时间尺度的震后形变（Zhao et al，2021）。可以看出，震后二十年的时间尺度，破裂段的震后形变仍然非常显著（图2）。此外，长时间尺度的大地测量观测还显示了东昆仑断裂带南北两侧远近场不同的震后形变衰减趋势。

1.2   远近场震后形变差异衰减过程

震后形变的机制决定了震后形变的深度依赖性，进而决定了震后形变远近场的差异衰减过程（Bürgmann，Dresen，2008）。我们通过震后三个不同时段跨断层形变速率剖面的比较分析研究了震后形变的远近场差异衰减过程。采用任金卫和王敏（2005）发表的2001年12月至2002年11月的震后GPS观测结果以及Zhao等（2015）发表的2009—2014年的平均震后形变GPS速率结果，并投影到InSAR观测的视线向与我们获取的2003—2010年观测时段的InSAR平均形变速率进行对比（剖面位置为图1中BB′）。可以看出昆仑山地震震后形变速率的快速衰减过程，两盘近场相对形变速率从2001—2002年间的约50—55 mm/yr衰减至2003—2010年间的约8—12 mm/yr，再到2009—2014年间的约4—6 mm/yr （图1b）。断层近场的震后形变速率衰减较快，后期衰减较慢。从2009—2014年GPS速率剖面（Zhao et al，2015）（图1b）可以看出，断裂带不同距离的站点其观测的震后形变速率衰减的快慢不同，而其它远离震中区域的站点（位于地表破裂段东段或者南侧远场区域）在2004—2005年以后就进入震后形变速率相对稳定的阶段（指数型衰减的线性特征部分）。

2.   昆仑山地震震后形变过程及形变机制

强震同震破裂产生的巨大弹性应力会造成震源附近岩石圈尺度的应力场扰动，对附近断层、块体和脆性层之下的中下地壳/岩石圈地幔产生应力加载或卸载作用，进而导致地震之后一定时间尺度内持续的震后形变（Bürgmann，Dresen，2008）。因此，强震后，通常会在震源区一定范围内观测到时空依赖的震后形变。目前，主要由余滑、黏弹性松弛和孔隙弹性回弹等几种机制来解释震后形变（Freed et al，2007；Barbot et al，2009）。其中，震后余滑是同震破裂对震源区及邻近断层的应力加载造成的同震破裂面延伸部位未破裂区发生的无震滑移，基于速度-状态摩擦本构关系的余滑模型成功解释了许多地区的震后余滑时空演化过程和特征（Hsu et al，2006；Barbot et al，2009）。震后余滑产生的震后形变由断层面的摩擦性质控制，时间依赖的余滑发生在断层面库仑应力增加的区域，稳态条件下忽略断层摩擦状态变量（state variable）的演化效应（evolution effect）并基于纯速度依赖（rate-dependent，不考虑应力依赖条件）的假设，震后余滑滑动速率与断层同震剪应力、正应力扰动以及摩擦参数有关，断层面摩擦参数的非均匀分布决定了震后余滑的非均匀和时空差异化演化过程。黏弹性松弛是剪切带、中下地壳和岩石圈地幔逐步释放同震破裂加载的应力而产生的缓慢地壳形变，该模型解释了震后地表大范围长期的可观测形变（Freed，Burgmann，2004；Freed et al，2007；邵志刚等，2008）。黏弹性松弛产生的震后形变由黏弹性介质的黏度和地壳/上地幔的黏弹性结构控制。孔隙弹性回弹是同震破裂导致的上地壳断层附近孔隙介质内流体孔隙压变化，造成流体运移并达到再平衡过程所伴随的震后短时间内的近场形变，影响相对较小，本文暂不讨论（具体可见Zhao et al，2021）。

2.1   震后余滑位置及形变贡献

昆仑山地震震后余滑主要有两种类型（依据分布深度进行分类），一种是浅部余滑（＜20 km），一种是深部余滑（＞20 km）。断层面浅部余滑已经被大地测量数据，尤其是GPS跨断层形变数据观测到（图1）。断层最近场的两个GPS台站GL43和KLGD记录到了最大的震后形变位移，这是断层浅部余滑最直接的大地测量证据（图1）。中下地壳的深部余滑与黏弹性松弛机制耦合在一起，共同被断层中-远场的震后GPS数据观测到，因此如何准确分离走滑地震事件后发生在相同深度的余滑和黏弹性松弛各自的形变贡献仍然是非常有挑战性的科学问题。

已经发表的昆仑山地震震后余滑模型主要分为两种，一种是运动学余滑模型（Ryder et al，2011；Wen et al，2012），一种是考虑断层面摩擦参数的应力驱动余滑模型（Liu et al，2019；Zhao et al，2021）。运动学余滑模型没有断层面摩擦性质的物理约束，但能作为余滑发生位置的先验判断信息；应力驱动余滑模型虽然以速度状态摩擦本构关系约束震后余滑的速率，但依赖同震滑动分布限定的同震库仑应力分布，在复杂破裂事件中往往也不能正确求解余滑在断层面的分布。因此联合运动学余滑模型和应力驱动余滑模型分析昆仑山地震震后余滑的分布是有效的研究策略。

我们考虑黏弹性松弛和应力驱动余滑耦合的联合模型。结果显示昆仑山口断裂带具有显著浅部余滑和深部余滑的复杂时空演化过程（图3c，d）。震后1年，浅部累积震后滑动＞1 m，位于中下地壳深部的剪切带，震后1年累积震后余滑为0.4—0.8 m。应力驱动余滑在地震发生9年后（2001—2010年）释放的总地震矩约为1.03×10²⁰ N·m，相当于M_W7.3地震，大部分余滑地震矩的能量来源于深部余滑的贡献。昆仑山口断裂带同时出现显著的同震破裂和震后余滑，说明该断层不同分段具有不同的速度弱化和速度强化的摩擦性质，这种性质有可能是同震破裂在昆仑山口断裂带无法继续传播的原因之一。

图  3  昆仑山地震同震滑动及震后余滑分布

（a） 同震滑动分布；（b） 同震库仑应力变化；（c） 震后一个月的余滑分布；（d） 震后一年的余滑分布；（e） 震后三年深部余滑的时间演化曲线

Figure  3.  Coseismic slip and afterslip distribution during and after the Kokoxili earthquake

（a） Coseismic slip distribution；（b） Coseismic Coulomb stress change distribution；（c） Afterslip distribution within one month after the earthquake；（d） Afterslip distribution within one year after the earthquake； （e） Time evolution curves of deep afterslip within three years after the earthquake

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应力驱动余滑模型假设同震应力降的破裂区域不能继续发生余滑，因此应力驱动余滑模型无法解析同震破裂段（例如库赛湖段）的浅部（＜20 km）余滑，这种余滑可能伴随着快速衰减的过程。因此目前的震后形变观测数据包括2001—2002年的GPS震后形变剖面（主要横跨昆仑山口断裂）以及2003—2010年的InSAR数据无法捕捉到这部分的形变信号，是昆仑山地震震后形变研究的“悬案”。而这部分余滑、同震破裂、震间断层蠕滑和闭锁的滑动量之和及其比例关系是断层地震周期形变重要的分配关系（slip budget），后续昆仑山地震破裂段持续性的形变监测研究有望能够揭示不同地震周期阶段深度依赖的断层滑动详细的分布曲线和应变分配关系。

2.2   黏弹性松弛与青藏高原中北部岩石圈流变

昆仑山地震发生后，国内外多位研究人员基于大范围InSAR和远近场GPS震后形变时间序列研究青藏高原和柴达木盆地下地壳/上地幔流变结构及介质属性的横向不均一性。邵志刚等（2008）基于震后2002年3月—2002年11月4个连续站观测数据利用有限元方法获取了巴颜喀拉地块和柴达木盆地的黏滞系数分别为5×10¹⁷ Pa·s和9×10¹⁸ Pa·s。张晁军等（2009）利用震后4个GPS连续观测站的数据获取的最优模型得到的下地壳瞬态黏滞系数与稳态黏滞系数分别为10¹⁷ Pa·s和2.8×10¹⁸ Pa·s。Diao等（2011）利用15个加密观测GPS站（包含4个连续GPS站）的观测数据分析了余滑模型及不同黏弹性模型（弹性上地壳＋Maxwell下地壳、弹性上地壳＋Maxwell下地壳和上地幔、弹性上地壳＋标准线性体下地壳）在震后形变机制中的作用，发现余滑可能是昆仑山地震早期震后形变（1年左右）的主要机制。Ryder等（2011）利用震后1年（2001年12月—2002年11月）13个站点的GPS数据和震后第2—5年（2003—2007年早期）的InSAR数据，对本次地震的震后形变机制进行研究，发现利用包含瞬态黏滞系数和稳态黏滞系数的Burgers流变结构比Maxwell流变结构更能吻合长时间序列的形变观测，巴颜喀拉地块中部地区最佳的瞬态下地壳黏滞系数为9×10¹⁷ Pa·s，而稳态下地壳黏滞系数为1×10¹⁹ Pa·s。Wen等（2012）利用横跨5个轨道的InSAR数据研究了该地区震后第2—5年（2003—2007年）的累积位移和时序形变，基于形变结果分析了震后余滑和黏弹性松弛两种震后形变贡献，但是仅靠早期InSAR数据尚不能有效区分余滑和黏弹性松弛对累积形变的贡献。DeVries和Meade （2013）基于玛尼地震和昆仑山地震震前与震后的大地测量数据对青藏高原北部的下地壳黏弹性参数进行了约束，结果显示昆仑山地震破裂段震前最优黏滞系数和震后最优黏滞系数分别为10^18.2 Pa·s和10^18.8 Pa·s。贺鹏超等（2018）发现东昆仑断裂北侧柴达木盆地地区下地壳/上地幔短期和长期黏滞系数分别为5×10¹⁸ Pa·s和1.5×10²⁰ Pa·s，东昆仑断裂南侧巴颜喀拉羌塘地区下地壳/上地幔短期和长期黏滞系数分别为1.5×10¹⁸ Pa·s和1.5×10¹⁹ Pa·s。Liu等（2019）基于2001—2002年 GPS数据约束的青藏高原下地壳Maxwell黏滞系数为2×10¹⁸—3×10¹⁸ Pa·s，而基于2007—2015年的GPS数据确定的下地壳Maxwell黏滞系数约为2×10¹⁹ Pa·s。

我们基于2015—2020年的InSAR观测数据，采用震后余滑和黏弹性松弛模型确定的青藏高原中北部岩石圈流变结构和黏度展示在图4中，联合模型结果显示青藏高原下地壳瞬态和稳态黏滞系数分别为5×10¹⁸ Pa·s和4×10¹⁹ Pa·s，不考虑余滑贡献的瞬态黏滞系数为2×10¹⁸ Pa·s；柴达木盆地下地壳瞬态和稳态黏滞系数分别为1×10¹⁹ Pa·s和6×10¹⁹ Pa·s，不考虑余滑贡献的瞬态黏滞系数为4×10¹⁸ Pa·s（Zhao et al，2021）。基于Zhao等（2021）确定的东昆仑断裂带南北两侧的黏滞系数和流变结构发现昆仑山地震后在2015—2020年仍然能产生显著的黏弹性松弛震后形变（图4），与基于2015—2020年哨兵数据的观测结果一致。

图  4  昆仑山地震震后形变余滑和黏弹性松弛联合模型拟合结果

图（a）为青藏高原和柴达木盆地下地壳/上地幔流变结构和Burgers流变体的流变参数；图（b），（c）分别为模拟的2015—2020年InSAR降轨和升轨昆仑山地震震后形变场

Figure  4.  Results of the combined model using afterslip and viscoelastic relaxation following the Kokoxili earthquake

Fig.（a） is the rheological structure and the rheological parameters of Burgers rheological body of the lower crust/upper mantle beneath the Tibetan Plateau and the Qaidam Basin；Figs.（b） and （c） are postseismic deformation of the Kokoxili earthquake during 2015−2020 using descending and ascending satellite observation geometry of Sentinel-1 satellite separately

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前人研究共同揭示了青藏高原中北部中下地壳的流变性质差异，尽管采用了不同的岩石圈结构和流变体（分层的Maxwell流变体或者双松弛系数的Burgers流变体）对震后形变进行模拟，柴达木盆地和青藏高原下地壳稳态黏滞系数之比基本在2—5倍乃至一个数量级的范围（假定断裂带两侧莫霍面的深度差为5—15 km）。纵向上，青藏高原和柴达木盆地壳幔结构的一阶特征基本符合脆性上地壳-软弱中下地壳-强上地幔的“Jelly sandwich”模型（Bürgmann，Dresen，2008）。

3.   挑战与展望

纵观震后二十年的昆仑山大地震震后大地测量学和动力学研究，地表形变的观测资料越来越丰富，观测质量和时空分辨率越来越高，观测范围越来越大，逐渐从短时间尺度的断层运动学特征研究转向更长时间尺度的地震周期形变过程和多种震后机制耦合或震间/震后耦合的复杂模型研究。尽管取得了一些认识，但仍然有以下科学问题需要继续关注和深入研究：

1） 大范围、高精度、长时间尺度InSAR形变监测中构造和非构造信号的有效分离。东昆仑断裂带位于青藏高原中北部的高海拔无人区，地表观测条件差，地理状况复杂，昆仑山地震破裂带现有GPS站点稀少，地震监测能力薄弱。时序InSAR技术具有监测成本低，时空密度高的独特优势，是昆仑山地震破裂带大范围（约500 km×500 km）形变监测的重要技术手段。目前新发射的Sentinel-1卫星提供的免费SAR数据和大量其它卫星数据源（2014—2021年）的积累，以及时序InSAR技术的快速发展使研究者有望获取时空分辨率更高、空间范围更大、观测时间更长的形变演化时间序列，精细揭示震后形变的演化过程、机制及其对地震周期效应的调节作用，但也存在一系列挑战和技术难点。主要的技术挑战如：东昆仑断裂带大范围、高分辨率、高精度InSAR形变场提取中构造形变与非构造信号的分离，以及断裂带不同分段运动变形特征及断层远近场形变差异的高分辨率识别和精细评估。

东昆仑断裂构造区广泛发育的湖泊、冻土会造成不同规模和不同周期的非构造形变信号，一方面是这些非构造形变和构造形变时空耦合，另一方面是小尺度非构造形变信号的量级可能要（远）大于构造形变信号的量级，从而淹没有益的构造形变信息，严重影响断裂带活动速率提取的精度和可靠性。解决方案之一是开展空间连续的三维形变场解算，有效分离构造形变与非构造形变。InSAR三维形变场对于约束构造形变的重要意义在于东昆仑断裂带以水平剪切运动为主，而高原冻土等非构造形变以垂直方向的季节性变化为主，三维形变场分解能够区分构造和非构造形变信号，并约束断层不同段落、断层远近场以及不同时间段的形变特征。该区域乃至整个东昆仑断裂带大范围、空间连续、高精度三维形变场解算工作有待进一步推进和研究。

2） 更长时间尺度震后形变数据对青藏高原/柴达木盆地流变结构及性质的深入解析。岩石圈流变具有时空依赖的性质和特征，具体体现为流变参数的时空依赖性，其本构关系可以描述为单松弛时间的Maxwell流变体、双松弛时间的Burgers流变体、应力依赖的Powerlaw流变体等不同类型的流变单元及其组合（Bürgmann，Dresen，2008）。早期的研究发现基于双松弛时间的Burgers流变体可以很好地解释青藏高原和柴达木盆地中下地壳的黏弹性松弛过程（Ryder et al，2011；Zhao et al，2021），体现了在短时间尺度内（＜10年）大地测量数据记录的瞬态震后形变和稳态震后形变的耦合特征（Bürgmann，Dresen，2008）。黏弹性松弛是具有流变特性的剪切带、中下地壳、岩石圈地幔对同震应力扰动的缓慢响应（应力松弛）而引起的地表形变，一般持续时间长，影响范围大，可达十年或者上百年尺度，深度为60—70 km的地表松弛形变可达200—300 km尺度。其作用时间和范围主要受深部黏度结构和黏滞系数的控制，黏度系数越低衰减越快，黏度越大衰减越慢，持续时间越长。

基于更长时间尺度的昆仑山地震震后形变观测的重要意义在于：第一，震后观测的时间越长，震后形变中包含的震后余滑的贡献相对越少，即使考虑了黏弹性松弛效应驱动的断层面震后余滑，其贡献也远小于同震应力扰动驱动的震后余滑。这种情况下，可以只考虑黏弹性松弛单一机制，并构建更加复杂幂定律流变模型，解析昆仑山地震震后更长时间尺度的震后形变及其机制，更深入地认识青藏高原中下地壳深部含水量、温度（地温梯度）和岩石组分对流变行为的影响。第二，目前震后形变的研究大多关注青藏高原和柴达木盆地两侧黏滞系数在横向上的各向异性，这种各向异性的尺度是岩石圈尺度，且为流变结构差异的一阶特征，空间分辨率更高、尺度更小的深部流变结构解析需要地表更加密集的大地测量观测。对于具有巨厚中下地壳的青藏高原走滑型大地震，求解其中下地壳/上地幔详细的流变结构及更小空间尺度的各向异性需要进一步改进现有的震后形变模型，引入实验室得出的幂定律流变模型。

3） 昆仑山地震破裂带震后松弛阶段向震间重闭锁过渡的运动学过程和机制。2001年昆仑山地震震后InSAR和GPS数据观测到了显著的大范围非对称震后形变，震后形变模拟结果显示青藏高原和柴达木盆地下地壳的黏弹性松弛是主要的震后应力松弛机制。由于昆仑山地震同震破裂在上地壳（0—20 km）没有显著的浅层滑动亏损，震后余滑主要发生在断层深部剪切带和下地壳的脆性延伸部分，上地壳的孔隙弹性回弹不能解释观测的大范围震后非对称形变的量级和空间分布特征，其形变贡献可能非常小，且主要分布在断层的近场区域（Hilley et al，2005；Ryder et al，2011；Wen et al，2012；Garthwaiteet al，2013；贺鹏超等，2018；Zhao et al，2018a；Liu et al，2019）。现有的关于昆仑山震后形变的研究观测时间段一般为2001—2002年（GPS数据）以及2003—2010年（InSAR数据，ENVISAT/ASAR数据）。基于全地震周期模型模拟的研究结果表明，震间跨断层应变积累具有时间依赖的特征，取决于震后松弛时间τ和地震周期T的比值，τ/T＞0.5时，断层滑动速率在地震周期内的变化可以忽略，τ/T＜0.2时，断层滑动速率在地震周期内的变化不可忽略（Vernant，2015）。基于世界范围的跨断层GPS速率剖面的比较显示，处于震间早期和震间后期的断层滑动没有显著差异，在现有的大地测量观测误差范围内，这种变化和差异无法分辨，说明断层滑动速率快速变化的阶段可能主要集中在震后早期0—20年的时间尺度，随着震后时间的推移，断层闭锁可能逐渐加深（Vernant，2015）。Hussain等（2018）基于震后GPS和InSAR数据研究1999年M_W7.4和M_W7.2 Izmit-Düzce地震序列后断层应变率演化，发现地震发生约10年后，断层的应变率基本为恒定值，地震发生0—10年时间尺度内的应变率快速增加，取决于深部地壳的流变结构和流变性质。因此大型走滑断裂带大地震（M＞7.0）后应力松弛阶段向震间重闭锁过渡最为显著的时间段可能为震后约10—20年，震后应力松弛的时间尺度主要取决于同震破裂应力扰动的量级、岩石圈流变结构和流变参数，而断层震后闭锁愈合过程主要取决于断层的摩擦性质和震间加载，震后应力松弛和断层震间重闭锁的应力相互作用尚不清楚，但仅仅从大地测量观测的角度来讨论，精细研究大地震后断层远近场的震后形变衰减特征和应变率变化有望能够进一步约束走滑断层深度依赖的复杂过程和机制。进一步开展基于时空密集InSAR和GPS数据联合的昆仑山地震震后形变时空演化特征观测及其机制模拟研究有望能够限定本次地震震后松弛阶段向震间重闭锁过渡运动学过程和动力学机制。对于InSAR数据，空间连续的SAR影像本身能够获取断层远近场大范围的连续形变场，而对于GPS数据需要进一步结合现有观测研究结果，判断后续仍可能观测到的震后形变范围和关键区域，开展观测或加密观测可为震后形变和相关研究提供有效的约束。

4.   结论

2001年M_W7.8昆仑山地震是东昆仑断裂上发生的震级最大、破裂长度最长、同震滑动量最大的地震，同震破裂区域处于大地测量观测条件较差的高原腹地、高寒区域。联合时空密集的InSAR和GPS震后形变观测记录了近20年时间尺度、相对连续的震后形变时间序列，揭示了本次大地震后大范围、非对称、量级显著和时空依赖的复杂震后形变演化过程，对震后形变机制和模型提供了有力的地表观测约束。不同研究人员开展的大量研究都共同揭示了时空耦合的震后余滑和青藏高原、柴达木盆地下地壳/上地幔的黏弹性松弛是本次地震震后形变的主要动力学机制。尽管在一阶特征上，青藏高原和柴达木盆地岩石圈流变性质、流变结构差异已经被大量揭示，但基于时空密集的InSAR和GPS数据的持续监测仍然需要继续开展和推进；考虑断层摩擦、复杂流变体和流变结构的震后运动学和动力学模型也需要进一步深化、融合和更新。更长时间尺度、更大范围、更高空间密度的观测有望能够进一步揭示破裂段震后-震间过渡和愈合过程、断裂带不同分段几何结构和摩擦性质差异、青藏高原中北部岩石圈横向、纵向各向异性以及断裂带深浅变形过程与相互作用，进而深入理解青藏高原岩石圈变形特征、过程和机制。

昆仑山口西M_S8.1大震综合科学考察队早期的科考工作提供了宝贵的野外考察数据和GPS测量结果，后续众多GPS测量工作者在青藏高原中北部GPS台站布站和维护过程中的艰辛付出提供了珍贵的地表形变监测数据用于科学研究，审稿专家提出的修改意见使本文得到升华，文中的图件采用GMT绘制（Wessel，Smith，1998），作者在此一并表示感谢。