地球物理学报  2013, Vol. 56 Issue (7): 2280-2291   PDF    
2010年青海玉树地震同震-震后形变场特征及演化过程
屈春燕 , 张桂芳 , 单新建 , 张国宏 , 刘云华 , 宋小刚     
中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室, 北京 100029
摘要: 基于星载合成孔径雷达差分干涉测量技术(DInSAR)和4期ENVISAT/ASAR雷达数据, 获得了不同时间基线的三个同震干涉形变场和两个震后干涉形变场, 并对这五个在时段上互有重叠的形变场进行了综合分析.结果表明, 玉树地震同震形变场为围绕发震断层NW展布的椭圆形干涉条纹, 覆盖范围约89 km×59 km.断层运动性质为左旋走滑.两盘最大视线向相对形变量至少达45 cm, 最大形变出现在结古镇附近.时间基线不同的同震形变场总体上基本一致, 但两盘最大相对形变量和局部形变存在差异.震后时间较长的干涉对反映的最大形变量反而减小; 在震后时间较短的干涉对上于结古镇西南侧观测到的局部形变, 在震后时间较长的干涉对上却没有出现.分析认为在形变量最大的结古镇附近可能出现了震后快速弹性回弹, 导致随震后时间延续, 形变量反而减小的现象.玉树地震震后形变主要出现在断层附近、震后不久的时段内, 形变量在8 cm以下, 具有与同震方向一致和相反的两种震后形变方式.在结古镇西南观测到一个与同震形变相反的局部沉降, 应为震后弹性回弹.在微观震中处的断层附近观测到与同震方向一致的震后形变, 可能是震后余滑.通过对地震前后不同时间基线的多个干涉对的联合对比分析, 可以在一定程度上区分同震形变与震后形变, 更好地研究地震引起的变形过程, 特别是地震断层附近短期震后形变场的演化过程, 为进一步研究断层带的岩性特征、物理力学及运动特性提供约束.
关键词: 玉树      同震      震后      InSAR      形变场演化     
Coseismic and postseismic deformation fields of the 2010 Yushu, Qinghai MS7.1 earthquake and their evolution processes
QU Chun-Yan, ZHANG Gui-Fang, SHAN Xin-Jian, ZHANG Guo-Hong, LIU Yun-Hua, SONG Xiao-Gang     
Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract: Using D-InSAR technology and 4 scenes of ENVISAT/ASAR radar data, we obtain 3 coseismic deformation fields and 2 postseismic deformation fields on different time intervals of the 2010 Yushu, Qinghai MS7.1 earthquake and analyze these five temporally overlapped fields. The results show that the coseismic deformation fields of this event exhibit NW-trending elliptic fringes surrounding the seismogenic fault, which cover an area of about 89 km by 59 km. They indicate left-slip faulting with relative displacement between the two sides of the fault in line of sight at least 45cm, the maximum appearing nearby the Jiegu town. The coseismic deformation fields on different time baselines are largely consistent, though having some discrepancies in the maximum value and local relative displacements. The maximum displacement derived from coseismic interferograms with a long time after the earthquake became smaller. The local deformation observed southwest of the Jiegu town from coseismic interferograms with a short time after the event does not appear on the interferograms with the long time after the quake. The reason for this difference is probably due to rapid elastic rebound near the Jiegu town after the event. There are two kinds of postseismic deformation fields around the fault with displacement less than 8 cm. One is local subsidence southwest of the Jiegu town, opposite to the coseismic deformation in motion sense, which might be elastic rebound after the earthquake. The other is the displacement near the instrumental epicenter, consistent with the sense of the coseismic deformation, likely the after-slip of the fault. This study demonstrates that comparative analysis to multiple interferograms on different time baselines before and after the earthquake can facilitate distinguishing coseismic and postseismic deformations, and researching into deformation processes caused by the earthquake, especially the evolution processes of postseismic deformation fields in a short time after the event. The results of such an analysis can provide constraints for studies of lithology, physical properties and kinetic features of the fault..
Key words: Yushu earthquake      Cosesimic      Postseismic      InSAR      Evolution of deformation field     
1 引言

2010年4月14日7时49分,在我国青海省玉树藏族自治州玉树县发生了里氏7.1级强烈地震.据中国地震台网测定,震中位置为33.2°N,96.6°E,震源深度14 km[1].据震后野外考察[2]及地质资料[3-9],地震发生在青藏高原东部规模巨大的甘孜-玉树断裂带上,地震造成的地表破裂带总体走向310°-320°,较连续的主破裂长约31km,运动性质为左旋走滑.加上仪器震中处长约2km的破裂,地表破裂总长度约51km.实测最大水平位错为1.8m.

为获取沿整个发震断层地表破裂的详细信息及地表形变场的宏观全貌,在青海玉树地震发生后,包括本文作者在内的国内外研究者已利用DInSAR技术和日本ALOS/PALSAR雷达数据研究了此次地震的同震形变场[10-14].但由于我们使用的是震前震后相隔3个月的一个PALSAR像对,所获取的同震形变实际包含了震前、同震、震后及余震等多种形变成分.若有多期数据就可以对这些形变成分加以区分.严格地说同震形变场应为地震破裂发生的数十秒内产生的地壳形变.但实际上我们很难获取到真正发生在这一时间段内的形变,特别是在利用卫星雷达数据来获取连续区域上的形变场时,由于卫星重访周期和SAR数据相干性的限制,只能获得震前震后一个卫星观测周期甚至数个卫星观测周期内的形变(ASAR数据一个周期35天,PALSAR数据一个周期46天),这就造成对同震形变的时间精度估计不足,对短期震后形变效应也不能进行有效监测.如果能够对地震伴随的形变成分加以分辨,那么对于研究断裂带深部地壳物质成分、结构构造、物理特性和动力学特征都具有重要意义.本次玉树地震后,我们有幸获取到震前震后4个不同时间的ASAR图像,可以组成3个同震干涉对和3个震后干涉对,其中5个干涉对的相干性很好,处理后都得到清晰干涉纹图,使我们能够开展地震前后形变场的时间演化和时间精度的研究.

2 SAR数据及处理 2.1 SAR数据介绍

目前日本的ALOS PALSAR数据和欧空局ENVISAR ASAR数据是地震形变场获取的主要数据源[12-21].考虑到震后形变量比较小,因此,我们选用波长较短(5.6cm),形变测量精度相对较高的C波段ASAR数据来研究玉树地震同震-震后形变场及其演化过程.研究中使用了4景raw格式、IS2模式的降轨ASAR数据,其中震前1景,震后3景.这4景数据两两组合构成了3个同震干涉对和3个震后干涉对,其中5个像对的相干性良好,处理后得到清晰的形变干涉条纹,可用于本文的研究.所用数据的覆盖范围和干涉参数如图 1表 1所示.从图 1可以看出,所选数据景(track:004)覆盖了从东部宏观震中结古镇至西部微观震中以西的整个震区,发震断裂从景的中部穿过,主震震中也位于景的中部,余震也绝大部分包含在景的覆盖区域内,因此,此景数据非常适合研究玉树地震的形变场特征.从表 1可知,除第5个干涉对的垂直基线为388m,其余4个干涉对的垂直基线都在300m以内,这保证了像对的良好相干性,也抑制了轨道和地形相位的影响.震后数据较多,便于研究震后不同时间间隔内的形变特征.

图 1 玉树地震构造背景与SAR数据覆盖 红色粗线:甘孜-玉树断裂;蓝色虚线:ASAR景覆盖;紫色点线:文中图像范围;粉色大圆点:玉树地震震中;红色圆点:6级历史地震;蓝色圆点:余震(截止于2010年6月7日);绿色菱形:野外考察点[2] Fig. 1 Tectonic setting of Yushu MS7.1 earthquake in 2010 and SAR data coverage Thick red line:Ganzi-Yushu fault; Dashed blue line:Coverage of SAR sences; Dot purple line:image scope displayed in the text; Big pink dot:Center of 2010 Yushu main shock; Red dot:Historical earthquake centers of MS6.0;Little blue dot:After shocks of 2010 yushu earthquake; Green diamond:Field investigation sites
表 1 所用的SAR数据参数 Table 1 Interferometric parameters of SAR data used in this study
2.2 SAR数据处理

利用瑞士GAMMA软件,采用两通(2-pass)差分干涉模式,对获取到的5个ASAR干涉像对进行处理.为了加强在时段上相互交叠的同震-震后干涉形变场的可比性,我们对各同震-震后干涉对采用了相同的处理方案和严格误差控制措施.数据处理前采用荷兰Delft大学的精密轨道参数对ASAR数据进行了精轨矫正,以消除残余轨道误差.干涉对配准采用基于图象强度交叉相关的偏移量估计算法和考虑地形起伏的查找表配准算法,克服了地形误差,大大提高了配准精度,改善了相干性.地形相位通过利用填补空洞后的3弧秒SRTM DEM数据和SAR数据的轨道参数生成模拟干涉纹图来去除.干涉处理过程中对ASAR干涉图做了距离向、方位向2视和10视的多视处理以降低干涉图的噪声.相位解缠前对差分干涉图进行了多次基于干涉条纹频率、窗口逐渐减小的自适应滤波,大大提高了干涉图的信噪比,突出了形变条纹,使解缠容易进行.相位解缠采用基于Delaunay三角网、适用于低相干区相位解缠的最小费用流(MCF)算法,先对高质量的区域进行解缠,得到可靠的解缠相位值,然后以这些可靠相位值构建相位模型,通过相位模型实现对其它低相干区域的解缠.对解缠差分相位进行了地形相关大气延迟相位的拟合去除和趋势性残余相位的二次相位模型拟合去除.最后得到的同震处理结果如图 2-图 5所示,震后处理结果如图 6-图 8所示.

图 2 (a)同震干涉对1(2009-11-03-2010-06-01)的干涉纹图,(b)解缠干涉位移 Fig. 2 (a) Interferogram of coseismic-pair1(2009-11-03-2010-06-01), (b) Unwrapped displacement
图 3 (a)同震干涉对2(2009-11-03-2010-08-10)的形变干涉纹图,(b)解缠干涉位移 Fig. 3 (a) Interferogram of coseismic-pair2(2009-11-03-2010-08-10), (b) Unwrapped displacemen
图 4 (a)同震干涉对3(2009-11-03-2010-09-14)的形变干涉纹图,(b)解缠干涉位移 Fig. 4 (a) Interferogram of coseismic-pair3(20091103-20100914), (b) Unwrapped displacemen
图 5 图 2a-图 4a中白色方框的局部放大,(a)-(c)对应图 2a-图 4a Fig. 5 (a), (b) and (c) are respectively corresponding to the enlarged white boxes in Fig. 2a, Fig. 3a and Fig. 4a
图 6 三个同震形变场在形变量最大处的位移剖面 剖面位置见图 2b中红色点线,横轴为用像元数表示的距离/pixel,纵轴为视线向位移/m,粉色线:同震干涉对1(2009-11-03-2010-06-01),蓝色线:同震干涉对2(2009-11-03-2010-08-10),淡蓝线:同震干涉对3(2009-11-03-2010-09-14). Fig. 6 Displacement Profiles of three coseismic-pairs Pink line for pair1 (2009-11-03-2010-06-01), blue line for pair2 (2009-11-03-2010-08-10), light blue line for pair3(2009-11-03-2010-09-14), Horizontal axis:distance/pixel, vertical axis:LOS displacement/m.The location of profile is showed as red dot line in Fig. 2b.
图 7 (a)震后干涉对1(2010-06-01-2010-09-14)的干涉纹图,(b)解缠干涉位移 紫色线条:甘孜-玉树断裂,白色椭圆圈:震后形变区域 Fig. 7 (a) Interferogram of postseismic-pair1(20100601-20100914), (b) Unwrapped displacemen Purple line:Ganzi_Yushu Fault, white dashed ellipse:postseismic deformation area
图 8 (a)震后干涉对2(2010-08-10-2010-09-14)的形变干涉纹图,(b)解缠干涉位移 Fig. 8 (a) Interferogram of postseismic-pair2(2010-08-10-2010-09-14), (b) Unwrapped displacement
3 三个同震干涉对的处理结果与分析

本文研究中使用了三个同震干涉对,为叙述方便,在此分别命名为干涉对1(2009-11-03-2010-06-01)、干涉对2(2009-11-03-2010-08-10)和干涉对3(2009-11-03-2010-09-14),这三个干涉对的震前获取日期相同,均为2009-11-03,震后获取日期依次推后.干涉对1时间跨度208天,震后44天;干涉对2时间跨度277天,震后116天;干涉对3时间跨度311天,震后149天.这三个干涉对所包含的地震发生23秒时间内的真正的同震形变是相同的,包含的余震形变也是相同的,因为在2010年6月份以后就没有大的余震了.但这三个干涉对由于震后时间不同,因而所包含的震后形变是不同的.

3.1 同震干涉对1(2009-11-03-2010-06-01)的处理结果与分析

干涉对1(2009-11-03-2010-06-01)为震前、震后时间间隔最短的一个,图 2ab分别为干涉对1的形变干涉纹图和解缠干涉位移图.从图 2a可看出,整个形变场为包络发震断层、NW向展布的椭圆状干涉条纹,占满了长宽约89km×59km的区域.在此区域内形变条纹清晰可辨,在发震断层两侧呈不对称分布.在垂直于断层的方向上,越靠近断层条纹越密集,说明离断层越近形变梯度越大.在断层附近约70km×27km的带状区域条纹很密集,是主要的形变区.沿发震断层走向显示出三个较大的局部形变区域,分别如图 2a中A,B,C所示.其中位于形变场西部A处的椭圆状形变环长、宽约25km×21km,南北两侧条纹均向发震断层收敛,并包围了仪器震中.此处断层两盘相对视线向形变量达到28cm.位于形变场中东部断层南侧B处的半椭圆状形变环规模较大,长、宽约45km×20km,条纹基本清晰可辨,向断层收敛,条纹密度也比较均匀,此处的视线向形变量达到17cm.但在此环状条纹的东部又出现一个小规模局部形变,形成环中环现象,使条纹混叠中断.图 2b中的点线表示推测的形变环.位于形变场东部断层北盘C处的半椭圆状形变环,规模不是很大,长宽约33km×12km,但条纹很密集,形变梯度和形变量都比较大,在断层迹线附近由于形变梯度过大而导致局部失相干,致使条纹过于细密混叠不可识别.通过干涉条纹放大可以看出,此处北盘从远场开始至少可辨认出10个完整的干涉条纹,代表 28cm的视线向形变量,是本次地震中同震形变量最大的区域,这里也正是玉树县城结古镇所在地,野外调查表明这是地表破环最为严重的地方[2].在东西部局部形变条纹环之间有约10km长的一段形变梯度和幅度均较小,干涉条纹及解缠干涉位移(图 2ab)均连续,推测这里只是发生了形变并未形成地表破裂.

图 2b为解缠后的干涉位移图,断层北盘位移为负值,表示卫星与地面点间距离的增加,即视线向沉降;断层南盘位移为正值,表示卫星与地面点间距离的减小,即视线向隆升.假设断层只有水平走滑运动,没有垂直运动,那么对于本文使用的降轨右视ENVISAT ASAR数据观测模式,北盘视线向沉降,表示北盘向西运动,南盘视线向隆升,表示南盘向东运动,正好反映了左旋走滑运动特征,与野外观测结果一致.南盘最大LOS隆升位移至少为17cm,北盘最大LOS沉降位移至少为28cm,两盘相对最大LOS向位移至少达45cm.假定断层走向为N45°W,按ENVISAT卫星ASARI2模式的平均入射角23°计算,归算成沿断层走向的水平位移则为1.44 m.这个值要小于野外观测的最大水平位移1.8 m.导致这种差异的可能原因将在后面的讨论中加以阐述.

3.2 同震干涉对2(2009-11-03-2010-08-10)的处理结果与分析

干涉对2(20091103_20100810)的震前、震后时间间隔长于干涉对1.图 3ab为干涉对2处理得到的形变干涉纹图和解缠干涉位移图.总体上看干涉对2的结果与干涉对1很相似,干涉条纹的覆盖范围、分布形态及疏密程度等都与干涉对1基本一致.但有两点明显的不同之处,首先,干涉对1上在断层南侧平行于断层走向的宽缓半椭圆状条纹中又出现了一个近似圆形的局部形变区域,大约有3~4条纹,造成此处条纹过分密集而局部失相干.但在干涉对2上此处条纹连续宽缓,并没有观测到这个局部形变区,如图 3a中的白色方框所示,这个差异在干涉条纹的局部放大图(图 5)上显示得更加清楚.其次,数值化的解缠位移图显示,在断层附近时间跨度较长的干涉对2的形变量反而小于干涉对1(图 6),出现了随着时间延续,形变负积累的现象.初步分析认为这可能是震后(也就是2010-06-01-2010-08-10之间)在同震形变量较大的地方出现了局部弹性回弹形变,从而使同震造成的大位移梯度得到缓解.

3.3 同震干涉对3(2009-11-03-2010-08-10)的处理结果与分析

干涉对3(2009-11-03-2010-09-14)是震前、震后时间跨度最长的像对.图 4a,b为干涉对3处理得到的形变干涉纹和解缠干涉位移图.总体来看干涉对3与干涉对2基本一致,从干涉条纹图上(图 3a图 4a)靠目视看不出差异,但从数值化解缠干涉位移图(图 3b图 4b)上可看出,在断层附近特别是同震形变量最大的结古镇附近,干涉对3的形变量要略大于干涉对2,显示出形变量随时间累积的现象.初步分析认为这可能与震后余滑有关.

3.4 三个同震形变场的对比分析

对比分析图 2图 3图 4可以看出,三个震前时间相同,震后时间逐渐延长的同震干涉对所反映的玉树地震同震形变场基本相同.沿断层走向都显示出三个局部形变区,最大形变量都出现在结古镇附近.形变方向均为上盘视线向沉降(西向位移),下盘视线向隆升(东向位移),反映断层左旋走滑运动性质.但三个形变场之间存在两个明显差异,其一是在宏观震中所在的结古镇西南侧,在时间跨度最短的干涉对1上观测到同心圆状局部形变环,而在时间跨度较长的干涉对2和干涉对3上却没有观测到;其二是在断层附近,时间跨度较长的干涉对2和干涉对3的形变量反而小于时间跨度最短的干涉对1,显示出形变随时间的负积累.但时间跨度最长的干涉对3的形变量又大于干涉对2,显示出形变随时间的增加.为凸显这种变化,我们在三个形变场上相同的位置绘制位移剖面,如图 6所示.此图清晰地显示出干涉对1的跨断层位移要明显大于干涉对2和干涉对3.分析认为这种不同时间跨度同震干涉对的差异反映了震后形变的存在及其复杂性.推测在震后短期内出现了弹性回弹和余滑两种震后形变,而且弹性回弹主要于震后不久出现在同震形变量最大的结古镇附近,从而使这里较大的同震形变梯度得到缓和,造成较长时间间隔的干涉对上观测到的最大形变量反而减小.而紧接着又出现了震后余滑,且余滑主要出现在断层沿线,从而又导致随时间延续形变量增加的现象.

4 两个震后干涉对的处理结果与分析

本文研究使用了两个震后干涉对,在此分别命名为干涉对4(2010-06-01-2010-09-14)和干涉对5(2010-08-10-2010-09-14).这两个干涉对的震后远端获取时间一样,但震后前端获取时间不同,干涉对4时间跨度104天,从震后44天至震后149天;干涉对5时间跨度35天,从震后116天至震后149天.图 7图 8分别为这两个震后对的干涉纹图和解缠干涉位移图.对比分析这两个图可以看出,距离地震发生较近的震后干涉对1(2010-06-01-2010-09-14),沿甘孜-玉树断裂有明显形变.在微观震中附近沿断层两侧存在明显色差,如图中白色椭圆所示区域,说明两盘存在相对形变,这可能是震后形变的缓慢延续,即余滑.在同震形变最大的结古镇西南断层南侧也出现了明显局部形变,如图中黄色椭圆所示区域,从解缠干涉位移值(图 7b)可知,该处局部形变为视线向沉降,与同震形变方向相反,这可能是震后弹性回弹形变.在这一时段上整个断层带两盘最大相对位移约8cm.

距离地震发生时间较远的震后干涉对2(2010-08-10-2010-09-14),干涉条纹图颜色比较均匀,在断层两侧仅有轻微色差,显示两盘相对位移约0.6~0.8cm.虽然DInSAR形变观测精度也在cm级水平,但考虑到此处的cm级形变仍显示沿断层的带状分布和跨断层差异,因此,我们认为这仍是震后形变,但随着震后时间的延续,形变量已经很小.当然这一干涉对的时间间隔仅35天,其震后形变也不会太大.

5 讨论 5.1 同震-震后结果的综合分析

为了进行同震-震后形变演化的综合协同分析,我们绘制了每个干涉对的跨断层相对最大位移柱状图和时间覆盖范围示意图(图 9).从此图及前面介绍的5个干涉对(3个同震,2个震后)的干涉纹图、解缠干涉位移、位移剖面(图 2-图 8)可以看出,3个同震观测结果反映的形变差异与2个震后观测结果是相互协调一致的.同震观测结果显示,时间间隔最短的干涉对1(2009-11-03-2010-06-01)跨断层相对形变量最大,而时间间隔较长的干涉对2(2009-11-03-2010-08-10)和干涉对3(2009-11-03-2010-09-14)的相对形变量反而有所减小,但时间间隔最长的干涉对3的相对形变量相对于干涉对2又有所增大,而且在干涉对1上出现的局部形变在干涉对2和干涉对3上不复存在.这说明在震后出现了弹性回弹和余滑两种震后效应,而且这两种震后效应出现的位置、时间、量级和变化速率可能都不同.推测认为震后在同震形变量最大的地方出现了较大幅度的弹性回弹形变,使地震破裂数十秒内伴随的大位移梯度有所缓减.同时沿断层破裂面又出现余滑形变,导致随着震后时间延长形变量又有所增加的现象.两个震后干涉对的观测结果则表明,距离地震发生时间较近的震后干涉对(干涉对4:2010-06-01-2010-09-14)在断层附近显示了明显的形变.在同震形变量最大的结古镇西南3km处,显示出一个与同震形变方向相反的形变区域,应为震后弹性回弹形变;在仪器震中附近的断层沿线出现了与同震方向一致的形变带,而这个形变带在距离地震发生时间较长的震后干涉对(干涉对5:2010-08-10-2010-09-14)上变得很微弱.这应为震后余滑,且其形变量随震后时间延续而衰减.可见两个震后干涉对的观测结果正与三个同震干涉对的观测结果不谋而合.说明我们根据不同时间间隔的干涉对推测的震后效应是正确的.

图 9 (a)同震和震后五个干涉对的最大相对位移,(b)相应的覆盖时间 Fig. 9 (a) The largest relative displacements across seismic fault of 3 coseismic pairs and 2 postseismic pairs, (b) corresponding time intervals of the 5 pairs
5.2 震区相干性分析

InSAR观测形变受相干性的限制,只有在相位相干的情况下才能测度形变.影响干涉相干性的因素主要是垂直基线,地形坡度和植被覆盖情况,三者中的任何一个都会引起严重失相干而导致干涉测量失败.而对于位移量较大的地震形变场,形变梯度也是一个重要的影响因素,在地震断层附近的极震区往往会因形变梯度过大而导致失相干.如汶川地震干涉图上的非相干带,预示着这一区域形变梯度已超出InSAR的测度能力.理论研究[18]和实际观测[12-17]均表明,L-band(波长23.6cm)雷达数据具有较强的抗失相干能力,在地形起伏较大、有植被覆盖的地区,L波段数据回波信号的相干程度明显优于C波段(波长5.6cm)数据,特别是在高相位梯度和形变梯度的极震区,C波段干涉数据容易引起条纹不连续和混叠现象,而L波段干涉数据能表现出较好的相干性,能尽可能多地提取到近场大形变量.

玉树地震后国内外不少学者利用升轨L波段ALOS/PALSAR数据研究了玉树地震的同震形变场及滑动分布,并取得良好结果[10-14].本文尝试基于C波段ENVISAT/ASAR数据的玉树地震形变场研究.C波段由于波长较短,更易于失相干,但对地表形变的敏感度较高,利于观测形变场的空间局部变化细节,还能捕捉到远场的小形变区域.本文利用C波段数据获得较为清晰的同震形变干涉条纹图及解缠干涉位移场,主要得益于震区整体保持了良好的相干性.其一所用干涉数据对的垂直基线都比较小,5个像对中除了第五对垂直基线为338m外,其余四对都在220m以下,很好的抑制了轨道和地形的影响.其二玉树地区高海拔、低起伏、稀疏植被覆盖的自然条件为获取高度相关的干涉雷达像对提供了良好的条件,有利于后续DInSAR的处理和分析.图 10所示为震区的地形坡度图,相干性图和野外考察照片.

图 10 (a),(b)野外考察照片[2],(c)玉树震区地形坡度图,(d)玉树震区ASAR相干性图 Fig. 10 (a) and (b) Field investigating photos[2], (c) Slope gradient of Yushu seismic area, (d) Coherence map

图 10可以看出,震区沿断裂带条形区域的地形坡度均在30度以下,说明地形相对平缓;相干性图显示相干系数总体在0.3以上,也保证了良好的相干性.野外考察照片显示地表裸露植被稀疏.另外,玉树地震造成的极震区形变量相对较小.根据震后开展的野外考察结果,此次地震造成的地表水平位移大都在0.5~1.5 m之间,最大值1.8 m仅在一个点上观测到,而垂直位移几乎没有观测到[2].相比于水平和垂直位移均达到3~6 m的汶川地震,玉树地震的形变梯度和幅度都是比较小的.这些条件都有利于相干性的保持.同时在数据处理过程中,我们采取了严格的误差控制措施,对干涉数据进行了基线和地形的精校正,使用了基于三角网的优化相位解缠方法,利用高质量区域的可靠解缠相位,建立相位模型,逐步实现对低质量相位区域的插值解缠,从而使我们用C波段数据得到清晰连续的干涉条纹,成功获取了地震形变场.以前也有不少震例采用C波段的ERS,ENVISAT数据得到良好观测结果,如经典的美国1992年Landers7.2地震,1997年玛尼7.5地震和2003伊朗巴姆6.5地震等.

5.3 与野外考察及其他观测结果比较

中国地震局地质研究所在震后立即开展的野外考察表明,玉树地震以近乎纯左旋走滑运动为主,水平走滑位移多数在0.5~1.5 m之间,最大水平位移1.8m仅在一个观测点上观测到[2].本文观测到的LOS位移是地面实际形变在卫星视线方向的投影.为与野外观测结果进行比较,假设断层为纯走滑运动,将LOS位移全部归算成沿断层方向的走滑位移,得到的最大水平位移为1.44 m,要小于野外观测的最大位移.导致这种差异的原因可能有以下几方面:首先是断层沿线大形变量的地方往往具有大的位移梯度,这种情况下干涉图的相干性很低或失相干,因此就很难用干涉方法获得这些局部高相位梯度点上的大形变量.其次,野外考察中,地表位移是在破裂带的某一点上单独测量和估计的,不同观测点在位移测量过程中互不约束,不同点之间的位移值可以相差很大,某一单点上的观测值可能与其所在的地表岩体、地形、地质体稳定性等局部地质环境有一定关系.而InSAR观测的相位偏移量是在破裂带附近的一个连续区域上计算的,区域上各点的形变在获取过程中是互相关联、互相约束的,获得的形变场是空间相关的,它反映地表变形的整体趋势性空间变化,受象元点所在位置地形地貌的具体环境因素影响小.此外,本文InSAR观测的最大形变量为跨断层最大滑动量,即断层两盘各自最大形变量的相对值,而野外考察的最大值是在破裂带内同一点上获得的.上述原因可能导致了InSAR观测和野外考察结果之间的差异.

关于玉树地震的干涉观测结果已有较多报道. Zhenghong Li等[12](2011)利用升轨ALOS/PALSAR T487和升轨ENVISAT/ASAR T498两对干涉数据共同确定的玉树地震断层长度为80km,近地表最大滑动量为1.2 m.Tobita等[13](2011)用ALOS/ PALSART487和ALOS/ScanSAR T139联合研究确定的断层长度是73km,观测到地表最大滑动是1.66 m.其他学者主要是利用ALOS/PALSAR T487开展了研究,得出的形变观测结果大体一致,但仍有些差异[10-11, 14].本文利用降轨C波段ENVISAT/ASAR数据确定的沿断层地表形变带长89km,其中主要形变带长70km,包括东南段和西北段的破裂段落及中部仅发生变形的段落;观测到的最大水平位移约1.44m.与已有的主要基于L波段的研究成果相比,本文用C波段ASAR数据获得的地震断层长度偏大,而地表最大滑动量则间于其他结果之间.分析认为这主要是由于C波段对地表形变的敏感度较高,能够观测到远场的小形变,从而使观测到的形变场范围偏大.又由于玉树震区C和L两种数据的相干性都比较好,均得到较清晰的干涉条纹,低相干或失相干仅限于断层附近很窄的范围,因此两种数据观测到的地表最大滑动量相当.

6 结论

本文利用4景ENVISAT/ASAR数据,组成不同时间间隔的三个同震干涉对和两个震后干涉,研究玉树地震的同震-震后形变场特征及其时间演化过程,结果表明:

(1)三个不同时间间隔的同震干涉对反映的玉树地震同震形变场基本相同,均表现为一组围绕甘孜-玉树断裂北西向展布的椭圆形干涉纹图,覆盖范围约89km×59km,沿断层走向都显示出三个局部形变区,最大形变量都出现在结古镇附近.形变方向均为上盘视线向沉降(西向位移),下盘视线向隆升(东向位移),反映断层左旋走滑的运动性质.但三个形变场之间也存在明显差异,在宏观震中所在的结古镇西侧,在时间跨度最短的干涉对上观测到局部形变在时间跨度较长的干涉对上不复存在;在断层附近,随着震后时间的延续,同震形变出现先减小又增大的现象.分析认为这种不同时间间隔同震干涉对的形变差异反映了震后形变的存在及其复杂性.

(2)两个震后干涉对的结果表明,震后形变主要集中在断层附近,且在不同时间间隔的干涉对上差别很大,显示震后形变随时间的快速变化.在距离地震发生时间较近的干涉对上震后形变明显,在同震形变量最大的结古镇西3km处,显示出与同震方向相反,量值约在4cm以下的局部形变区域;在仪器震中附近的断层沿线出现了与同震方向一致,量值约1~2cm的形变带.但在距离地震发生时间较远的干涉对上,震后形变很小,约为0.6~0.8cm,震后两盘最大相对形变量达8cm.

(3)三个同震干涉对的形变差异与两个震后干涉对的结果协调一致,正好符合震后弹性回弹和余滑效应的形变过程.推测认为震后在同震形变量最大的结古镇西侧出现了较大幅度的快速弹性回弹形变,致使地震破裂数十秒内伴随的大位移梯度有所缓减.同时沿断层破裂面附近又出现余滑形变,导致随着震后时间延长形变量又有所增加的现象.

致谢

感谢欧空局(ESA)和日本宇航局(JAXA)提供雷达卫星遥感数据.感谢两位匿名审稿人对本文提出的宝贵意见.

参考文献
[1] Zhang Y, Xu L S, Chen Y T. Fast inversion of rupture process of the 14 April 2010 Yushu, Qinghai, earthquake. Earthquake Science , 2010, 23(3): 201-204. DOI:10.1007/s11589-010-0715-9
[2] 陈立春, 王虎, 冉永康, 等. 玉树MS7.1级地震地表破裂与历史大地震. 科学通报 , 2010, 55(31): 3504–3509. Chen L C, Wang H, Ran Y K, et al. The Ms7.1 Yushu earthquake surface rupture and large historical earthquakes on the Garzê-Yushu Fault. Chinese Sci. Bull. (in Chinese) , 2010, 55(31): 3504-3509. DOI:10.1007/s11434-010-4079-2
[3] 李闽峰, 邢成起, 蔡长星, 等. 玉树断裂活动性研究. 地震地质 , 1995, 17(3): 218–224. Li M F, Xing C Q, Cai C X, et al. Research on activity of YuShu fault. Seismology and Geology (in Chinese) , 1995, 17(3): 218-224.
[4] 张培震, 邓起东, 张国民, 等. 中国大陆的强震活动与活动地块. 中国科学D辑:地球科学 , 2003, 46(S2): 13–24. Zhang P Z, Deng Q D, Zhang G M, et al. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China. Sci. China Der. D-Earth Sci. (in Chinese) , 2003, 46(S2): 13-24.
[5] 闻学泽, 徐锡伟, 郑荣章, 等. 甘孜-玉树断裂的平均滑动速率与近代大地震破裂. 中国科学D辑:地球科学 , 2003, 46(1): 276–288. Wen X Z, Xu X W, Zheng R Z, et al. Average ship-rate and recent large earthquake ruptures along the Garzê-Yushu Fault. Sci. China Ser. D-Earth. Sci. (in Chinese) , 2003, 46(1): 276-288.
[6] 彭华, 马秀敏, 白嘉启, 等. 甘孜玉树断裂带第四纪活动特征. 地质力学学报 , 2006, 12(3): 295–304. Peng H, Ma X M, Bai J Q, et al. Characteristics of quaternary activities of the Garzê-Yushu fault zone. Journal of Geomechanics (in Chinese) , 2006, 12(3): 295-304.
[7] 张永志, 崔笃信, 王琪, 等. 利用GPS资料研究区域地壳应力场变化与地震活动关系. 地震学报 , 2000, 22(5): 449–456. Zhang Y Z, Cui D X, Wang Q, et al. Relationship between regional stress field variation and earthquake activities from GPS data. Acta Seismologica Sinica (in Chinese) , 2000, 22(5): 449-456.
[8] 王小亚, 朱文耀, 符养, 等. GPS监测的中国及其周边现时地壳形变. 地球物理学报 , 2002, 45(2): 198–209. Wang X Y, Zhu W Y, Fu Y, et al. Present-time crustal deformation in china and its surrounding regions by GPS. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2002, 45(2): 198-209.
[9] 江在森, 马宗晋, 张希等. GPS初步结果揭示的中国大陆水平应变场与构造变形.地球物理学报, 2003, 46(3): 352-358. Jiang Z S, Ma Z J, Zhang X, Wang, et al. Horizontal strain field and tectonic deformation of china mainland revealed by preliminary GPS result. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 2003, 46(3): 352-358.
[10] 郭华东, 王心源, 李新武, 等. 多模式SAR玉树地震协同分析. 科学通报 , 2010, 55(31): 3499–3503. Guo H D, Wang X Y, Li X W, et al. Yushu earthquake synergic analysis using multimodal SAR datasets. Chinese Sci. Bull. (in Chinese) , 2010, 55(31): 3499-3503. DOI:10.1007/s11434-010-4078-3
[11] 沈强, 乔学军, 王琪, 等. 中国玉树MW6.9地震InSAR地表形变特征分析. 大地测量与地球动力学 , 2010, 30(3): 5–9. Shen Q, Qiao X J, Wang Q, et al. Characteristic analysis of coseismic deformation of Yushu MW6.9 earthquake from InSAR images. Journal of Geodesy and Geodynamics (in Chinese) , 2010, 30(3): 5-9.
[12] Li Z H, Elliott J R, Feng W P, et al. The 2010 Mw6.8 Yushu (Qinghai, China) earthquake: Constraints provided by InSAR and body wave seismology.. J. Geophys. Res. , 2011, 116(B10): B10302. DOI:10.1029/2011JB008358
[13] Tobita M, Nishimura T, Kobayashi T, et al. Estimation of coseismic deformation and a fault model of the 2010 Yushu earthquake using PALSAR interferometry data. Earth and Planetary Science Letters , 2011, 307(3-4): 430-438. DOI:10.1016/j.epsl.2011.05.017
[14] Zha X J, Dai Z Y, Ge L L, et al. Fault geometry and slip distribution of the 2010 Yushu earthquakes inferred from InSAR measurement. Bulletin of the Seismological Society of America , 2011, 101(4): 1951-1958. DOI:10.1785/0120100192
[15] Shan X J, Ma J, Wang C L, et al. Co-seismic ground deformation and source Parameters of Mani M7.9 earthquake inferred from Spaceborne D-InSAR observation data. Science in China (Series D) , 2004, 47(6): 481-488. DOI:10.1360/01yd0424
[16] Shen Z K, Sun J B, Zhang P Z, et al. Slip maxima at fault junctions and rupturing of barriers during the 2008 Wenchuan earthquake. Nature Geoscience , 2009, 2(10): 718-724. DOI:10.1038/NGEO636
[17] Qu C Y, Shan X J, Zhang G H, et al. Coseismic displacement field of the Wenchuan Ms8.0 earthquake in 2008 derived using differential radar interferometry. Journal of Applied Remote Sensing , 2010, 4(1): 043516. DOI:10.1117/12.866087
[18] 郭华东. 雷达对地观测理论与应用. 北京: 科学出版社, 2000 . Guo H D. The Theory and Application of Radar Earth Observation (in Chinese). Beijing: Science Press, 2000 .
[19] 罗三明, 杨国华, 董运洪, 等. 利用PSInSAR时间序列研究拉奎拉地震位移场变化特征. 地球物理学进展 , 2012, 27(4): 1307–1315. Luo S M, Yang G H, Dong Y H, et al. Research displacement field characteristics on L'Aquila earthquake from PSInSAR time series. Progress in Geophys. (in Chinese) , 2012, 27(4): 1307-1315.
[20] 冯万鹏, 李振洪, 李春来. 利用InSAR确定2009年4月6日Mw6.3拉奎拉(Italy)地震最优震源模型. 地球物理学进展 , 2010, 25(5): 1550–1559. Feng W P, Li Z H, Li C L. Optimal source parameters of the 6 April 2009 Mw6.3 L'Aquila, Italy earthquake from InSAR observations. Progress in Geophys. (in Chinese) , 2010, 25(5): 1550-1559.
[21] 丁伟, 汪长城, 李志伟, 等. 基于改进LAMBDA方法的PSInSAR相位解缠. 地球物理学进展 , 2011, 26(5): 1839–1848. Ding W, Wang C C, Li Z W, et al. An improved LAMBDA method for PSInSAR phase unwrapping. Progress in Geophys. (in Chinese) , 2011, 26(5): 1839-1848.