发生于2008年5月12日的汶川大地震，在北东向的龙门山断裂带产生了规模巨大的地表破裂带.地震地表破裂是地壳弹性应变转化为永久性构造变形的主要表现形式之一，是震源断层错动在地表产生的破裂和变形的总称，包含着地壳变形方式、运动状态、地震破裂过程等重要的基础信息.因而地表破裂带是地震构造运动学特征的外在表现形式，对于进一步理解发震构造的动力学原因，具有重要意义.

汶川地震发生后，各相关部门科研人员为获取汶川地震形变场，所采用的手段可以归纳为以下三种:第一种方式为地震地质考察，即奔赴地震现场，对地震地表破裂带展开了实地测量、科学考察工作，获得大量宝贵的现场资料^[1-4].该方法获取数据的准确程度较高，但也存在以下不足:需要耗费大量的人力物力及时间，且在地形复杂的龙门山地区，强烈的地震次生灾害使得交通道路中断，很多地方难以到达，滑坡、泥石流等给调查人员造成很大危险.第二种方式为GPS 测定，即利用震区附近的GPS 观测站所测得的震前震后的GPS 数据，进行对比，以获得由于断层错动造成站点位置永久位移的精确数据，研究这些数据，就可以探索断层空间形态及其错动分布^[5].虽然GPS连续观测能够较可靠地获取形变信息，但有限的连续观测站都位于断裂下盘的四川盆地之内，断裂上盘的龙门山和青藏高原东缘没有连续观测站^[6]，因此对于没有监测站的地区，由于没有观测资料而使得该手段受到限制.第三种方式为差分干涉雷达技术，自1993 年Massonnet等在《nature》上发表了利用ERS数据获取美国Landers地震形变场以来^[7]，地壳形变监测一直是InSAR 技术应用较为成功的领域之一，为震前、震间、同震及震后地表形变研究提供了一条新途径.但其也存在一些不足之处^[8]:(1)对相位失相关很敏感，因此对于震中失相关严重地区无法提供形变细节；(2)为获得形变场必须进行相位解缠，需要进行大量计算；(3)只能监测到雷达视线方向上的一维形变量，不能完全反映监测地区的形变.为了解决上述问题，一些学者开始探索使用基于强度图像的偏移量追踪方法来作为InSAR 技术的补充来获取地震形变场^[9-10].偏移量追踪技术是借助遥感影像的幅度信息，对震前、震后影像进行精密配准，寻找两幅图像的同名点，从而获得同名点处对应像素在方位向和距离向的偏移量，然后利用该偏移量信息提取两次成像期间地表发生的形变.该方法起初主要应用在冰川滑动研究领域^[11-12]，后来在一些走滑型震例中也取得了成功^[13-14].

对于像汶川地震这样复杂的、也是一次罕见的逆冲斜滑型特殊地震，震后不久一些学者利用日本宇航局发布的ALOS 数据获取了汶川地震的差分干涉形变场^[15-16]，但发震断层附近同震形变梯度巨大，沿断层带出现了非相干条带而无法获得断层附近的形变量.Hashimoto利用D-InSAR 技术结合偏移量方法得到了较为完整的汶川地震同震形变场，并在此基础上确定了断层分段模型通过反演获得了断层的滑动分布^[17].相比较而言，Hashimoto 的研究工作较为全面，但他利用偏移量方法得到的方位向形变场由于受电离层的干扰较大，而没有得到太多有用的信息，因此他的断层模型主要是由距离向形变图来确定的.本文在利用偏移量法获取汶川地震二维形变场时，选取更多的ALOS 数据，在影像配对时有了更多的选择，并采用考虑地形的配准方法，实现主、从影像的精确配准，既消除了地形影响，又避免了将形变区域内的点作为同名点造成的误差，提高了精度，从而获得了完整的地震形变场和清晰的地表破裂带分布.在此基础上，实现了在D-InSAR 近场形变场无值区使用偏移量形变场值融合填补，融合后的完整形变场所反映的信息比之前的单个形变场信息更加丰富，充分发挥了D-InSAR形变场精确度高及偏移量法近场形变场稳定的优势，使两种观测手段优势互补，可构建更为真实的断层模型，进而对汶川地震的复杂破裂过程有更深入的了解.

汶川地震发生后，日本宇航局(the Japan Aerospace Exploration Agency) 为本次地震启动了危机响应观测任务，获得了一批高质量的观测数据.ALOS卫星是于2006 年1 月发射的先进陆地观测卫星，其上携带一个合成孔径雷达和两个光学传感器.其中，相阵型L-波段合成孔径雷达(phased-arraytype L-band Synthetic Aperture Radar: PALSAR) 可以实现全天候陆地观测，重访周期46天.由于L-波段(23.6cm)波长较长，穿透能力较强，因而适合于地形复杂、植被茂密的汶川震区形变场的获取.

为了控制数据质量，选取PALSAR FBS 模式1.0级的raw 数据，这些数据共有6 个条带(track471-476)，每个条带震前4 景，震后4 景，横跨龙门山断裂带，近似垂直于龙门山断裂带NW 向展布.每景数据覆盖面积70km×70km, 当然拼接后相邻图幅之间有重合部分，含盖了青川、北川、茂县、汶川、都江堰和映秀等所有重灾区，可以用来获取二维形变场.图幅参数如表 1所示.

表 1(Table 1)

表 1 选用的汶川震区ALOS/PALSAR雷达数据参数 Table 1 Parameter of the ALOS PALSAR data used in this research

表 1 选用的汶川震区ALOS/PALSAR雷达数据参数 Table 1 Parameter of the ALOS PALSAR data used in this research

首先将每个条带(track471-476)中的四景raw数据拼接成一个长条幅，处理成单视复数据(SLC)，在震前、震后数据配准后，将单视SAR 幅度图像分成小的patch, 使用强度图像偏移量法进行计算，在本例中所使用的搜索窗口大小为64×192 像元(range×azimuth)，步长为12×36 像元.整个处理流程如下:

(1) 结合DEM 数据将震前、震后数据进行配准，并将震后数据重采样与震前数据相同尺寸；

(2) 利用图像强度互相关算法精确估计主辅图像的偏移量场，并基于此偏移量场，计算拟合的双线性多项式系数，以确定两幅图像之间的整体偏移量；

(3) 按照设定的搜索窗口大小(即每个patch的尺寸，range×azimuth)，按照一定的步长、利用偏移量追踪算法(offsettracking)在图像上滑动计算，以获取更多个精确的局部偏移量估计，并从中扣除多项式模型拟合的轨道偏移量，得到与局部地表形变有关的偏移量残余；

(4) 将偏移量残余的实部和虚部分别转换为距离向和方位向地表位移.

整个流程如图 1所示.

图 1

Fig. 1

图 1 数据处理流程图 Fig. 1 Flowchart for data processing

偏移量形变获取算法的关键在于震前、震后影像的配准，以此得到对应同名点的形变量，其基于强度图像互相关的配准可分为粗配准、精配准过程.粗配准是利用轨道信息对震前、震后影像从整体上计算一个初始偏移量，假设图像中绝大部分没有位移，这样在整幅影像上的偏移量多项式系数即可确定下来.接下来的精配准利用拟合的多项式计算得到参考影像中每个像素的偏移量，并将远离拟合值的偏移量估值剔除，用精化后的偏移量再次拟合求取多项式系数，这样反复多次达到精化配准的目的.

从以上处理流程可以看出计算结果的精确度依赖于图像的配准精度，对于龙门山断裂带这样的多山地区，由地形因素导致的偏移量不能忽视，且由于地震形变范围广，在影像上寻找大片没有形变的同名参考点是比较困难的.为此，本文在数据处理的过程中结合使用了美国宇航局发布的SRTM3sec数字高程模型(DEM)，采用考虑地形的配准方法，根据两幅单视复数据(SLC)影像的几何特征，生成对应主、从影像几何特征的查找表从而实现震前、震后影像的配准，这样既消除了地形的影响，又避免了利用幅度相关法配准时将形变区域内的点作为同名点造成的误差.因每个条带配对影像的垂直基线不同，因此不同条带影像配准精度略有不同，范围在0.02~0.1个像素之间，较之不使用DEM 时提高了一个量级.

图 2为利用SAR 影像偏移量法得到的距离向形变场，从该图上我们可以清楚地获得汶川地震地表破裂带位置、空间展布及距离向形变量大小等信息，利用InSAR 手段无法得到的近场形变情况在这里也得以成功获取.距离向偏移量得到的位移分量等同于干涉图获得的位移，即卫星视线向(LOS)的变化，在断层北盘视线向隆升占主导，而在断层的南盘视线向沉降占主导.从图上的不连续迹线可以判断此次地震造成的地表破裂主要出现在映秀-北川断裂上，从西南端的虹口往北东方向一直延伸到青川县附近，地表破裂长度可达240km.在虹口及北川县城所在地为两个形变量最大区域，偏移量可达4~6m, 局部更是达到了8m.在高川乡附近出现一斜列拉分阶区，宽约8~10km.

图 2

Fig. 2

图 2 SAR 强度图像偏移量法获取的距离向形变场 Fig. 2 Range displacement field calculated from SAR intensity image using offset-tracking method

在映秀-北川断层的地表破裂迹线南侧约12km处沿汉旺-红白镇-白鹿-向峨有一条颜色与其相反的色带，但色深不及映秀-北川破裂迹线，说明该破裂带的位错量要小于前者，这就是汉旺-白鹿地表破裂带在距离向位错图上的反映.其形变方向与其北侧映秀-北川破裂段南盘的形变方向一致，但幅值要大一些，平均位错量在0.5~2m.图上量测结果该破裂带长度大约55km, 在睢水一带表现较为复杂.此外，在小鱼洞附近中央断裂上出现一走向为320°左右的破裂带，恰好连接这两条破裂带.

由于受到电离层的各向异性、不均匀性及各种电离层活动的影响，在方位向上会出现一种斜条纹(azimuthstreak)现象^[18]，因此导致方位向偏移量图上有NW-SE 向趋势性条纹，这种电离层的影像对L波段的SAR数据最为明显^[19]，借鉴Wegmuller在南极冰川运动的研究中去除这种电离层的影响的方法^[20]，本文将大于一定偏移量范围的值(0.5pixel)去除，并考虑到条纹的方向性对方位向形变场进行滤波处理，由于471、476两个条带已经超出了破裂带的范围，因此将其剔除，最终得到的方位向形变场如图 3所示.除了在青川县附近由于受电离层影像较大出现的异常外，473、474 及475 三个条带的结果还是较为理想.可以明显看出地表有两条破裂带---映秀-北川主要破裂带及龙门山山前的汉旺-白鹿次级破裂带，并且汉旺-白鹿次级破裂带更为清晰，从漩口镇一直延伸到秀水镇，长度大约100km, 在虹口镇附近有一斜列拉分，在小鱼洞附近发育一条NW 向破裂带，结合距离向形变场判断小鱼洞地表破裂带其性质为逆冲为主并带有左旋走滑，长约10km.同理，可判断出映秀-北川破裂类型为以兼有右旋走滑分量的逆断层型破裂为主，而汉旺-白鹿前山破裂带则是逆冲兼具左旋运动，表明地震时断层曾经历过一个复杂的构造运动过程.

图 3

Fig. 3

图 3 SAR强度图像偏移量法获取的方位向形变场 Fig. 3 Azimuth displacement field calculated from SAR intensity image using offset-tracking method

下面主要以距离向形变场为主来分段描述其变形特征.

在几何形态上，映秀-北川破裂带整体表现为北东向单一连续线状展布，但在3 个部位出现较明显的转折或分叉，较为显著的就是小鱼洞镇、高川乡和擂鼓镇附近.这些断裂走向的转折区或几何形态复杂部位把北川断裂上破裂带分为3段.

(1) 映秀-北川破裂带北段

大概起始位置为从高川乡一直到青川县的苏河附近(见图 4).其几何形态在高川乡及擂鼓附近也有较大的变化，主要表现为断层走向在此有一拉分斜列转折，同时破裂上的最大垂直与最大右旋走滑位错也在该处出现，与断层走向变化的发生一致，可能说明该部位对具右旋走滑分量的破裂向北传播过程起到了障碍作用，在震间应力加载过程中可能是应力承载的集中部位^[21].在茶坪、擂鼓西南和北川断层上盘分别出现4~6 m 的隆升形变，而到了陈家坝至苏河段，破裂迹线平直，破裂宽度很窄，走向近乎直线.在陈家坝附近拉了一条跨断层的剖面AA′(剖面线位置见图 6)，剖面线长度约24km, 如图 5a所示，可看出北西盘隆升而南东盘沉降，为逆冲型特征，在断裂带附近位错量最大，可达3~4m.另外，北段在方位向形变图上没有明显破裂迹线.

图 4

Fig. 4

图 4 地表破裂带北段距离向形变场特征 Fig. 4 Characteristic of range displacement field in north segment of ground rupture

图 5

Fig. 5

图 5 地表破裂带中断及南段形变场特征.(a)距离向；(b)方位向 Fig. 5 Middle and south segment's characteristic of ground rupture.(a) Range component； (b) Azimuth component

图 6

Fig. 6

图 6 地表破裂迹线与地面调查点对比 Fig. 6 Rupture trace inferred from offset map and compared with field research points

(2) 地表破裂带中段

大概起始位置为从虹口至高川乡附近，长约70km(图 5a).在小鱼洞镇附近还呈现一走向北西、近10km 长的小鱼洞地表破裂带，位错量平均为4~6m, 东北盘下降，西南盘上升，夹于上述两条北东向地表破裂带之间，近直角相交.过了小鱼洞往北东方向直到高川乡，破裂迹线平直，上盘变形宽度比较大.在该段山前断裂上也出现了地表破裂带，但不十分连续，为此，横跨龙门山中央断裂、山前断裂拉了两个剖面，其中BB′通过清平、汉旺，长约28km, CC′通过龙门山镇、白鹿乡，长约30km.通过图 5a及两个剖面图(图 7(b, c))可以看出，山前破裂带在白鹿乡至红白镇一线表现为北东盘沉降，但在汉旺镇附近却表现为抬升，在这个区域位错量也较大，可达2~3m.另外，在方位向偏移量图上汉旺-白鹿地表破裂带迹线十分明显(图 5b)，北东盘有一个向着卫星运动方向的位错量，据此分析该破裂带性质为逆冲兼具走滑.

图 7

Fig. 7

图 7 跨断层剖面图 Fig. 7 Profile across fault mapped from oOfset map

(3) 地表破裂带南段

起始位置从漩口镇至虹口，该段靠近震中，是地表破裂最为复杂的地方，图 5(a、b)显示至少有2条断裂同时参与了破裂.一支过映秀镇，一支过漩口镇，这两支断裂可能在都江堰的虹口镇附近交汇，而这次地震破裂显示，漩口一支与北川断裂的总体走向似乎更为一致.剖面DD′通过虹口，长度约20km(图 7d)，在虹口和映秀等地平均位错量为3~5 m, 个别地方有可能达6m 的局部形变，断层南西盘形变带较宽.

震后国家地震应急指挥部立即组织科技人员进行了科考，开展了地震地表破裂考察，通过对地形地貌、地质体和地面人工建(构)筑物的错动变形观测，完成了地震地表破裂带填图和沿地震断层同震位移的测量等科学考察^[2]，取得了大量宝贵的现场资料，本文从中选取一些现场调查点对SAR影像获取结果进行验证.

图 6为根据距离向及方位向偏移量勾绘出的地表破裂迹线，蓝、绿、黄色圆点为根据徐锡伟等的野外考察点坐标数据绘制的地表破裂点，除了汉旺再向北东方向直到安县的桑枣镇在徐锡伟等的野外调查中有断续的破裂而在本图上没有破裂迹象，以及映秀-北川断裂带上龙门山镇至茶坪段没有野外调查点外，其它区域均吻合的很好，这些调查点都落在了根据偏移量图勾绘出的地表破裂带上，相比而言，野外调查是离散的各个观测点，而利用遥感影像获得的形变场则是连续的，更能反映破裂带的整体情况，包括整个破裂带分布的确切位置、沿走向的形态变化等.

汶川地震后不久，笔者所在研究团队利用D-InSAR 技术获取了汶川地震的同震形变场^[16]，结果表明汶川地震造成的干涉形变场影像范围很大，在所选取数据覆盖的范围内均有形变发生，但形变较大地区主要集中在发震断层两侧各约100km 的近场区域，而且距离断层越近，形变梯度和形变幅度越大^[22].从震中附近开始，沿发震断层走向一直到青川，有一条带状分布的非相干条带.该条带映秀-北川段较宽，北川-青川段明显变窄，变化范围在30~15km 内.此非相干条带是此次地震引起地表变化最强烈的区域，较大的地形变梯度超出了L 波段的监测能力，原因之一是震前、震后两次成像期间相邻两像素的相位变化超过了π弧度，两次成像的回波信号不再具有相关性；还有一种可能是由于滑坡、泥石流等地质灾害导致地表的雷达后向散射机制发生剧烈变化，回波信号的相位和振幅发生了本质的改变，也无法形成干涉.综合这两种可能都说明非相干条带区域内是地震灾害最严重的区域，而由于失相干现象导致沿断层的形变信息在D-InSAR 形变场中完全丢失.而偏移量法由于采用的是强度图像的互相关计算方式，不受相位失相干的影响，因此可以获得断裂带附近区域的形变信息.如果能将这两者相结合，则能够得到更全面的形变场信息，这对于确定断层模型和反演研究是非常有帮助的.

基于以上考虑，本研究利用偏移量形变场值修补D-InSAR 形变场的无值区.在利用GAMMA 软件获取D-InSAR 形变场进行解缠处理的过程中，对于相干性很差的地区其解缠后得到的形变值是不可信的(例如断层附近)，因此可以利用两幅影像的相干系数图对干涉质量进行评价，该图中相干系数的高低表明影像在同一区域的相关性，其取值范围在0~1 之间，值越大表明相关度越高.通过对相干系数图的观察发现，在发震断层以南的大片区域地势平坦、形变梯度小，震前、震后影像相干性保持的非常好，相干系数在0.95 以上.因此，以相干图为依据，设定0.95为阈值，当相干系数值低于设定阈值的地区将其形变值设为空值，则最后得到的形变场在低相干区是无值的，再利用对应区域的偏移量形变场与之融合进行修补，则最终得到了包含近场形变信息的完整形变场，图 8为处理后的修补形变场，该形变场所反映的信息比修补之前的单个形变场丰富，既保留了D-InSAR 形变场的细腻，又得到了近场地表破裂带的位置、大小等特征.显示有分别以虹口和北川擂鼓镇为中心的两个形变极值区，在高川附近仿佛深部受到阻挡，表明汶川地震破裂过程的复杂性.

图 8

Fig. 8

图 8 融合后完整形变场 Fig. 8 Deformation field fusioned by offset-tracking and D-InSAR

本文以覆盖龙门山断裂带的ALOS 卫星PALSAR 数据为数据源，采用强度图像偏移量法计算了影像覆盖地区的二维形变场，为了验证这些形变确实是由地震引起的，特又选取了都是震前的两对影像，覆盖范围为473和474条带(数据情况见表 1)，这些震前的数据对和同震的数据对的垂直基线相差不大，用同样的方法计算偏移量，所获得的震前的形变图显示，在平原地区几乎都是零，只有在山区个别地方有微小形变量，这还有可能是由于山区地形陡峭而地形校正不足所致(限于篇幅限制，所计算震前形变图不再给出).因此，我们可以得出以下结论:

(1) 利用SAR 强度图像偏移量法获取的汶川地震二维形变场不仅揭示了地震地表破裂带的真实形态，也反映了发震断层附近的形变特征，而这些近场信息是我们从InSAR 手段所得干涉图上无法得到的.这是由于InSAR 利用的是相位信息，在近场形变量大引起信号失真，而偏移量法利用的是强度图像，只要图像具有一定对比度即可保证较高的准确性，因此在获取近场大形变量上具有一定优势.此外，InSAR 只能提供一维的视线向的形变场，而偏移量法还可以获得卫星飞行的方位向形变场，因此获得的二维形变场信息更加丰富.

(2) 从距离向形变分布图上可看出，在映秀-北川断层的北西盘，距离向位移减小(即视线向隆升，朝向卫星运动)占主导，而在断层南东盘距离向位移增加(即视线向沉降，远离卫星运动)占主导.而在方位向形变分布图上，北西盘朝向卫星运动(由北向南)、南东盘方位向距离减少.综合这两个方向的形变场，可判断映秀-北川断裂为逆冲兼具走滑断裂.(3)利用该方法获得的整个汶川地震地表二维形变场显示，整个映秀-北川地表破裂带全长约240km, 从西南端的虹口往北东方向一直延伸到青川县附近，在虹口及北川县城所在地为两个形变量最大区域，偏移量可达4~6m, 局部更是达到了6~8m.在高川乡附近出现一斜列拉分阶区，宽约8~10km.在映秀-北川断层的地表破裂迹线南侧约12km 处沿汉旺-红白镇-白鹿-向峨有一条颜色与其相反的色带，但色深不及映秀-北川破裂迹线，说明该破裂带的位错量要小于前者，这就是汉旺-白鹿地表破裂带在距离向位错图上的反映.并且在方位向西形变图上汉旺-白鹿次级破裂带更为清晰，从漩口镇一直延伸到秀水镇，长度大约100km, 在白鹿附近形变量较大，可达3~4 m.另外在小鱼洞附近可见一个NW 走向、长宽约10km×5km、形变幅度达3~4m 的连接以上两条破裂带的地表破裂带，性质为逆冲兼具左旋走滑，而在InSAR 干涉图上由于严重失相干而未观测到这个NW 向断裂^[15]，这就是属于捩断层的小鱼洞断裂带.

(4) 非相干条带内的形变场超出InSAR 观测能力无法获得，这对于理解整个汶川地震形变场来说是一种缺憾，偏移量法获得的形变场精度虽然不如InSAR 获得的形变场，但是在近场具有很强的抗噪声能力，因此可以得到断层附近的形变值，利用该值来修补InSAR 形变场，则可以充分发挥这两种手段的优势，得到完整的地震形变场.

本文利用SAR 强度图像偏移量法获取了距离向及方位向二维形变场，相比InSAR 而言，它的优势在于能够客观揭示断层破裂迹线的真实形态和分段特征，能够获取近场几米量级的大形变量；相对于野外调查限于地表断层出露处，该方法可以反映破裂带的整体情况，包括整个破裂带分布的确切位置、沿走向的形态变化等.综合以上这几种观测手段，优势互补，我们可以构建更为真实的断层模型，进而对汶川地震的复杂破裂过程有更深入的了解.

感谢日本JAXA 提供的ALOS/PALSAR数据，感谢审稿人提出的具有建设性的建议和意见!