2017, Vol. 37
印度板块对欧亚板块的碰撞挤压而导致青藏高原隆升是全球近代极为重要的地质事件。现今大地测量观测与地质记录一致反映，青藏高原构造演化不单纯为挤压隆升，同时还有强烈的伸展构造，表现为藏南地区广泛发育的南北向正断层及与其伴生的地堑[1-2]。亚东-谷露裂谷带是西藏规模最大的一条近南北向裂谷带，是青藏高原伸展构造的突出代表，其地貌清晰、断层发育、现代活动性强，在青藏高原构造研究中占有重要地位。研究裂谷带可探索其地质构造、高原隆升机制，并对未来西藏板块运动趋势作出预测[3-4]。
多年来，国内外学者在亚东-谷露裂谷带开展了大规模的GPS观测并取得较好成果，但迄今GPS站点分布仅能满足大尺度变形研究[5-9]，无法较好地对断层活动进行精细分析。且亚东-谷露裂谷的运动不同于走滑断层，其垂向运动与水平运动同等重要，而GPS精度对垂向运动监测能力不足。InSAR技术是形变监测领域最具潜力的新技术之一，其中小基线集(small baseline subsets InSAR，SBAS-InSAR)等方法能够克服时间、空间失相关和大气效应的限制性影响，获取更为连续的形变序列。同时，InSAR对垂向运动敏感，可弥补GPS对垂向运动监测能力的不足。Elliott[10]、Qiao[11]、李珊珊[12]、Ryder[13]等利用InSAR技术在亚东-谷露裂谷带及邻区做了大量工作并取得一定进展，但这些工作只限于某一区域，没有对整个裂谷带的运动给出一个定量描述。本文利用2003~2008年间Envisat卫星的SAR数据(基本能覆盖研究区域内的主要活动构造)，以SBAS-InSAR技术进行时序分析，获取亚东-谷露裂谷带及邻区LOS向的速度场，并对其运动特征作初步探讨。
1 地壳形变与地震地质背景亚东-谷露裂谷带大致沿90°E展布，起于尼泊尔喜马拉雅，横穿雅鲁藏布缝合线，向北沿念青唐古拉山延伸，止于北西西向的崩错断层，全长超过500 km，是西藏规模最大的一条近南北向裂谷带，见图 1(GPS速度场为1999~2007年间相对于欧亚板块，黑色圆点为1900~2003年间MS≥6.0地震，绿色方框为SAR数据覆盖区域)。
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图 1 藏南地区地形、地质构造及GPS水平速度场 Fig. 1 Theterrain, geologic structure, velocity field of horizontal movement with GPS in south of Tibet |
Chen等[5]最早用弹性变形模型分析青藏地区的GPS速度场，以昆仑山断层、喀喇昆仑-嘉黎断层和亚东-谷露断层为模型内部边界，模型预测的亚东-谷露裂谷带拉张速率为5.9±0.7 mm/a，此后采用更为精细的模型分块，加入喜马拉雅地区的GPS测站，将亚东-谷露裂谷带的拉张速率修订为6.6±1.5 mm/a[6]，占到藏南东西向拉张(18~21 mm/a)的1/3，比地质学估算的长期速率(1.4±0.8 mm/a)高2~3倍。Gan等[7]利用“中国地壳运动网络”GPS区域站，仅给出2.3±1.0 mm/a的低速率估计，如与周边地堑比较，GPS观测的亚东-谷露裂谷拉张变形并不特别显著。Meade[8]和Thatcher[9]利用青藏地区“中国地壳运动观测网络”GPS速度场[1]，采用不同的分块模型开展研究，其中Meade仅考虑亚东-谷露裂谷带作为分割藏南的南北向边界，Thatcher考虑藏南其他正断层，结果亚东-谷露裂谷带的拉张速率分别为10~13 mm/a和7.0±1.4 mm/a，均比Gan[7]给出的结果(2.3±1.0 mm/a)大。
亚东-谷露裂谷及其附近地区的地震活动性很强, 其中尼木-谷露段为地震密集带。1411年裂谷中段羊八井一带发生8.0级地震，造成约136 km的地表破裂，1992年尼木MS6.1地震和2008年当雄MW6.3地震基本在1411年历史地震的原址复发。亚东-谷露裂谷带及邻区在1900~2010年间共发生MS≥5.0地震79次，其中，MS≥6.0地震24次，MS≥7.0地震5次。自1951年崩错8.0级地震和1952年谷露7.5级地震后，该区地震活动强度明显减弱，暗示崩错地震和谷露地震可能使得该地区大部分地壳累积的应变能得到释放。
2 数据及SBAS-InSAR时序计算选用由欧空局发射的Envisat卫星2003~2008年间26期Level-0级ASAR数据(表 1)，利用SBAS-InSAR技术获取亚东-谷露裂谷带的LOS速度场。影像数据的极化方式为VV，轨道方向为降轨，波段为C波段，影像中心入射角约为23°。
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表 1 SAR影像日期分布 Tab. 1 Date distribution of SAR data |
首先选择多个主影像组成若干个时空短基线集合以减缓因时空基线过长导致的失相干，利用ROI_PAC软件计算相应的干涉图像，然后对干涉图像进行SBAS时序计算。InSAR计算中，采用DORIS精密轨道数据以降低轨道误差的影响。采用分辨率为3″的SRTM数字高程模型用于干涉图地形相位的去除。以加权功率谱法进行滤波生成干涉图，并以SNAPHU程序完成相位解缠，获得地理编码后的LOS向形变场。SBAS时序计算中，利用奇异值分解法将多个时空短基线集合联立求解以提高时间分辨率，最终得到形变量等待求参数最小范数意义上的最小二乘解[14]。
对于大气延迟改正，参照Doin[15]给出的公式，利用欧洲中期天气预报中心提供的ERA-Interim大气模型并进行双线性插值，计算大气影响造成的LOS向上的延迟以进行改正。对于轨道残余误差的影响，利用二次多项式拟合，并采用全局化的network de-ramping方法进行校正[16]，以保证所有SAR影像轨道参数的一致性。
SBAS时序分析中，干涉图选取时空间基线不大于500 m、时间基线不大于5 a，且当空间基线较长时选用较短的时间基线，当时间基线较长时选用较短的空间基线，以保证相干性。同时考虑干涉图组成的网形结构，筛选出102幅干涉图(图 2)。按照前述方法对各项误差进行改正和消除，获得亚东-谷露裂谷带及邻区在2003~2008年间的LOS向速度场(图 3)。由于InSAR结果受制于干涉像对的相干性，因此在纳木错湖区及念青唐古拉山的高山地区，几乎无法获得形变信息，而在地势相对平缓的地区，形变信息相对较好。该区LOS向的最大隆升值为3.8 mm/a，最大沉降值为6 mm/a；区域内整体的平均年变量较小，在1~2 mm/a左右。
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图 2 基线时空相对分布 Fig. 2 The relative space-time distribution of baseline |
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图 3 亚东-谷露裂谷及邻区的LOS向速度场 Fig. 3 LOS velocity field of Yadong-Gulu rift and its surrounding region |
沿亚东-谷露裂谷带、雅鲁藏布缝合线各取若干个剖面(图 4)，其中AA′至FF′为跨越亚东-谷露裂谷带从北至南依次布设的6个剖面。AA′至DD′剖面结果显示，在亚东-谷露裂谷带的北段，裂谷内区域隆升明显。AA′和BB′剖面同时反映出裂谷带两侧区域沉降的特征，而CC′和DD′剖面不明显。EE′剖面右侧呈现明显的隆升特征，左侧稍有离散，但整体呈沉降趋势。FF′剖面数据有较大空区，主要是因为InSAR受相干性较低的影响。图 5中11′、22′、33′为雅鲁藏布缝合线从西至东依次布设的3个剖面，剖面数据未能反映雅鲁藏布缝合线两侧形变存在的明显特征。
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图 4 亚东-谷露裂谷带形变、地形剖面 Fig. 4 Deformation and terrain profile of Yadong-Gulu rift |
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图 5 雅鲁藏布缝合线形变、地形剖面 Fig. 5 Deformation and terrain profile of Yarlung-Zangbo suture |
LOS向速度场和剖面图(图 4)表明，在雅鲁藏布缝合线以南，即亚东-谷露裂谷带的南段，其形变特征变为裂谷带以东以隆升为主，裂谷带以西以沉降为主。在裂谷带的北段，表现出裂谷带内及其附近区域隆升，远离裂谷带区域沉降。此外，在纳木错湖区与崩错断层之间的大面积区域表现出沉降特征，这与Ryder[13]计算结果一致，是对1951年8.0级崩错地震和1952年7.5级谷露地震的震后松弛响应。
3 滑动速率与闭锁深度反演采用Freund[17]提出的刃位错模型反演计算亚东-谷露裂谷带的滑动速率和闭锁深度。假设断层埋深于均匀的、各向同性的弹性半空间，且断层走向无限长，则其弹性位错模型为：
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(1) |
式中，vx、vy为测点在垂直于断层方向和竖直方向的形变速率，s为倾滑速率，α为断层倾角，l为闭锁区在断层面上的长度，x为测点距地表形迹的距离。将vx、vy投影至LOS方向：
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(2) |
式中，θ为SAR传感器的入射角，β为断层与垂直于SAR传感器飞行路径方向的夹角。
反演计算中，沿亚东-谷露裂谷带从北往南依次取G、H、I三个垂直于裂谷的剖面(图 6)。剖面长度均为80 km，H、I剖面宽为30 km，G剖面由于其东北角无数据覆盖而将其宽度设为20 km。网格搜索法思路直观，可保证搜索到的解基本是全局最优解，且易于编程实现，在参数较少情况下可较快地搜索得到，因此采用网格搜索法求解式(1)中的参数。由G剖面反演得到倾滑速率为1 mm/a，断层倾角为40°，闭锁深度为22 km。H剖面反演的倾滑速率为0，不能真实反映其实际运动情况。I剖面反演得到倾滑速率为1 mm/a，断层倾角为52°，闭锁深度为31 km。
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图 6 横跨亚东-谷露裂谷带的速率剖面 Fig. 6 Velocity profile of Yadong-Gulu rift |
1) H剖面上的数据呈现出明显的裂谷区域隆升、裂谷两侧区域沉降的趋势。本文采用的反演方法比较适合断层两侧存在简单相对错动的情况，不能反演出合理的滑动速率和闭锁深度，在此不作深入讨论。
2) 剖面G和剖面I反演的滑动速率一致，或暗示亚东-谷露裂谷带南段与北段具有相同的倾滑速率。反演结果与全新世以来的平均拉张速率(1.4±0.8 mm/a)较为接近，但比Chen[4-5]、Gan[6]、Meade[7]、Thatcher[8]等结果要小。一方面可能是因为GPS数据不足，尤其是近场区域，其结果包括裂谷带外的拉张，另一方面亚东-谷露裂谷带存在沿裂谷方向的走滑分量，受限于InSAR技术，无法有效探测到沿亚东-谷露裂谷带走向的形变，由此带来的误差会对反演结果产生一定影响。
3）目前对于青藏高原南部地区，闭锁深度通常认为在15~20 km之间，由剖面G反演的闭锁深度为22 km，与此较为接近。由剖面I得到的闭锁深度达31 km，预示亚东-谷露裂谷带南段较强的闭锁强度。闭锁深度与震源深度一般有较好的对应关系，青藏高原活动地块震源的平均深度为（33±12）km[18]，本文反演结果与其较为接近。研究表明，震源深度与地表热流存在负相关关系，地表热流值较大，对应震源深度较浅，反之较深，由剖面G得到的闭锁深度比I剖面闭锁深度浅，可能与羊八井一带的高地表热流有关。
4）由剖面G和剖面I反演得到的断层倾角分别为40°和52°，与青藏高原南部南北向裂谷出露地表断层的倾角一般为60°~70°、在深部可能大于40°~45°[1]的结论比较一致。
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