地球物理学报  2014, Vol. 57 Issue (6): 1814-1824   PDF    
InSAR约束下的2008年汶川地震同震和震后形变分析
温扬茂1,2,3, 许才军1, 李振洪2, 刘洋1, 冯万鹏3,4, 单新建5    
1. 武汉大学测绘学院, 武汉 430079;
2. 纽卡斯尔大学土木工程和地球科学学院, 泰恩河畔纽卡斯尔, NE1 7RU;
3. 格拉斯哥大学地理和地球科学学院, 格拉斯哥 G12 8QQ;
4. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081;
5. 中国地震局地质研究所, 北京 100029
摘要:2008年5月12日,青藏高原东缘的龙门山断裂带上发生了Mw7.9级汶川地震.本文通过分析覆盖汶川地震震中区域的ALOS/PALSAR像对的方位向偏移量来选择无明显电离层扰动影响的像对进行干涉处理,获取了高精度、连续的InSAR地表形变场.在此基础上,结合高精度GPS同震形变数据,采用同震、黏弹性松弛震后形变联合反演模型同时确定了汶川地震的同震滑动分布和龙门山地区的流变结构参数.研究结果表明,汶川地震是一个断层破裂非常复杂的地震事件,其中,北川段、岳家山段、虹口段和汉旺段的滑动以逆冲为主,而青川段以右旋走滑为主.滑动主要发生在10 km深度以上的区域,最大滑动量位于虹口段的东北端,达10.7 m.地震释放的总能量为9.28×1020 N·m(Mw7.91),与地震学的结果一致.联合反演模型确定的龙门山地区中下地壳的黏性系数为2×1018 Pa·s,为青藏高原东部地区的黏性系数提供了一个可靠的下限值.如果有更长时间的震后形变观测时间序列,将为该区域提供更为可靠的流变结构.
关键词汶川地震     合成孔径雷达干涉测量     同震形变     震后形变     联合反演     黏性系数    
Coseismic and postseismic deformation of the 2008 Wenchuan Earthquake from InSAR
WEN Yang-Mao1,2,3, XU Cai-Jun1, LI Zhen-Hong2, LIU Yang1, FENG Wan-Peng3,4, SHAN Xin-Jian5    
1. School of Geodesy and Geomatics, Wuhan University, Wuhan 430079, China;
2. School of Civil Engineering and Geosciences, Newcastle University, Newcastle upon Tyne NE1 7RU, UK;
3. School of Geographical and Earth Sciences, University of Glasgow, Glasgow G12 8QQ, UK;
4. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
5. Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract: On 12 May 2008, an Mw7.9 earthquake occurred on the Longmenshan fault system at the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau near Wenchuan City. Here we obtained the ionospheric perturbations in Japanese ALOS/PALSAR images covering the epicenter of Wenchuan earthquake from the corresponding azimuth offsets, and determined highly precise and continuous InSAR surface displacements using those that are not strongly affected by ionospheric perturbations. Combing with the GPS coseismic deformation, a joint model considering both coseismic and postseismic phases is constructed to study the coseismic slip distribution of the Wenchuan earthquake and the viscous structure of the Longmenshan region. The best-fitting slip model suggests that the earthquake is an event with very complex fault rupture. The slips of Hongkou, Yuejiashan, Beichuan, and Hanwang segments are dominated by the thrust movement and the Qingchuan segment experiences a dominant right-lateral strike slip. The major slip occurred mainly at the depth of less than 10 km, with a maximum slip of 10.7 m on the northeastern Hongkou segment. The determined geodetic moment is approximately 9.28×1020 N·m(Mw7.91), which is consistent with the results of seismology. The mid to lower crustal viscosity derived from the joint model in a Maxwell half-space is 2×1018 Pa·s, which places a strong low bound on viscosity in the Longmenshan region. Postseismic displacements time series covering a longer time span might have the potential to improve this constraint.
Key words: Wenchuan earthquake     InSAR     Coseismic deformation     Postseismic deformation     Joint inversion     Viscosity    

 1 引言

2008年5月12日发生的四川省汶川Mw7.9级地震给当地带来了巨大的灾难,这是新中国成立以来中国大陆地区发生的灾害最为严重的地震灾害之一,其重灾区面积达到12.5万km2,死亡人数超过8万人,受灾人口为2961万(Daniell et al., 2011).震后野外地质考察(Xu et al., 2009)表明,青藏高原东缘龙门山推覆构造带上,沿北川—映秀断裂和灌县—江油断裂两条倾向NW的叠瓦状逆断层发现了显著的地表破裂.其中,北川—映秀断层的地表破裂长度约240 km,以兼有右旋走滑分量的逆断层破裂为主,最大垂直位移达到6.5 m,最大右旋走滑位移达到4.9 m.而灌县—江油断裂的地表破裂长 度约72 km,为典型的逆断层,最大垂直位移为3.5 m.

汶川地震所在的龙门山逆冲推覆断裂带位于青藏高原的东边界,南起四川泸定,向北延伸至陕西勉县一带,划分四川盆地与川西高原,构成华南地块和巴颜喀拉地块的分界线(张培震等,2008).龙门山断裂带经过长期的地质演化,具有十分复杂的地质结构和演化历史.新生代以来在造山作用的持续作用下形成了现代龙门山陡倾地貌,现今构造活动继承并限制于这一过程.地质(徐锡伟等,2008)和大地测量资料(Shen et al., 2005)所给出的龙门山缩短速率<3 mm/yr,表明龙门山断裂带的活动性一直很弱,四川盆地和龙门山之间在震前几乎没有明显的相对运动.

汶川地震发生后,大批国内外研究人员通过利用GPS和InSAR技术研究了该地震的详细地表形变场特征和其震源机制(Fielding et al., 2013; Feng et al., 2010; Shen et al., 2009; Wang et al., 2011; Xu et al., 2010).在这些研究中,所采用的ALOS/PALSAR雷达数据或多或少包含了较为明显的电离层扰动影响,这使得获取到的InSAR同震形变场很难精确地反映地震所造成的同震地表形变特征.此外,在生成InSAR形变场过程中所使用像对的震后成像时间距地震时刻为数天和数月不等,因此获取到的InSAR地表形变场中不仅包含有同震形变信息,还包含了震后及余震等多种形变成分.而在地震震源参数反演时,大多数的同震滑动分布模型(如Fielding et al., 2013; Feng et al., 2010; Shen et al., 2009; Wang et al., 2011; Xu et al., 2010)均假设只有同震形变信息存在,而忽略了震后形变等的影响.

在本研究中,首先对获取到的覆盖汶川地震震中区域的ALOS/PALSAR影像进行组合后,计算各组合像对的方位向偏移量,然后对得到的方位向偏移量进行电离层影响检测,从中选取出无明显电离层影响的像对进行干涉处理,从而获取高质量、连续性好的汶川地震InSAR地表形变场.由于所获取到的InSAR形变场中包含有震后形变信息,最后结合GPS同震地表形变观测资料,采用同震和黏弹性震后松弛联合反演模型,反演汶川地震的同震滑动分布模型和确定汶川震区的黏性参数,以期加深对汶 川地震的发震机理和龙门山地区岩石圈构造的认识. 2 InSAR形变场

汶川地震发生在青藏高原东缘的龙门山地区,该区域的地形起伏非常剧烈,发震断层上下两盘的地形起伏在4000 m以上.在上盘山区,由于雷达影像的叠掩、前缩、阴影以及茂密的地表植被的影响,使得在得到的雷达回波中存在着较大的噪声.Envisat/ASAR C波段雷达影像(波长5.6 cm)在近场几乎得不到任何有意义的同震形变信号(如Fielding et al., 2013);而对于L波段(1270 MHz)的ALOS/PALSAR雷达而言,由于其较长的波长(23.6 cm)以及较大的雷达波入射角(~34°),可以有效地克服上述问题,从而获取到高质量的干涉信号.

汶川地震发生后,JAXA为该地震启动了危机响应观测计划,获取了大量的覆盖震中区域的雷达影像.而由于PALSAR雷达的波长较长,其受电离层扰动的影响远大于C波段雷达(~16倍),因此如果在卫星数据获取的两个时刻上电离层发生了较强烈的活动,将会在其形成的干涉图中出现明显的电离层扰动条纹.由于汶川地震前后该地区电离层的不规则活动,导致在很多覆盖汶川震中区域的干涉图中出现了明显的电离层扰动条纹,如Shen等(2009)Xu等(2010)Fielding等(2013)研究中指出的那些明显与地震活动不吻合的非构造条纹.

电离层扰动的影响除了出现在视线向(Line Of Sight,LOS)的干涉图中,还会引起方位向和距离向上不同程度的失焦和位置偏移,从而影响到偏移量的计算,特别地,在方位向的偏移量中会出现密集的条纹(Meyer et al., 2006).电离层引起的变化在距离向一般具有良好的一致性,但是在方位向上则非 常不连续,整体表现为一根一根的长形条纹(azimuth streaks,即“电离层条纹”).因此可以通过方位向偏移量的分布模式来判断该干涉相对是否受明显的电离层扰动影响.基于该方法,首先对所获取到的PALSAR数据进行组合,生成方位向偏移量,从而实现电离层效应检测.最后选取了覆盖震中区域的6条轨道的36景较少受电离层影响的PALSAR影像数据(表 1).这些数据与Feng等(2010)研究中所采用的数据的主要不同之处是P475A的数据,在Feng等(2010)研究中P475A所采用的数据仍然包含有较为明显的电离层扰动的影响,而本文中所选取的数据则几乎不含有电离层扰动.

由这36景SAR影像组成的干涉相对的垂直基线分布在81 m至421 m之间;其时间跨度为92~736天,覆盖的震后时间为24~639天(表 1),这导致在获取到的干涉图中不仅包含了同震形变信号,还包含有一定震间、余震和震后形变信号.对于其中的震间形变信号而言,地质调查(Xu et al., 2008)和大地测量结果(Shen et al., 2005)均表明,震前龙门山地区的活动性很低,因此这部分形变在后续的分析中忽略不计.而对于InSAR地表形变场而言,主震和余震所造成的地表形变通常也难以区分,因此在反演过程中把其作为一个整体,未加予细分.

表 1 研究中所使用的ALOS PALSAR数据的详细信息 Table 1 Details of ALOS PALSAR images used in this study

在干涉数据处理过程中,采用了传统的二通法来获取覆盖汶川地震震中区域的地表InSAR形变场.所有SAR数据均为JAXA提供的Level 1.0原始格式(raw)数据,干涉处理软件是JPL/Caltech的ROI_PAC开源软件(Rosen et al., 2004).同时,使用了3"分辨率的SRTM DEM(Farr et al., 2007)来移除地形的影响.轨道数据采用的是ALOS卫星的星载GPS提供的精密轨道文件.此外为了降低干 涉相位的噪声,采用了基于能量谱的局部自适应滤 波(Goldstein and Werner, 1998)对干涉图进行滤波,最后采用SNAPHU软件(Chen and Zebker, 2002)来解缠得到的差分干涉相位图.在完成整个干涉处理后,得到了6幅经过地理编码后的InSAR形变图(图 1).

图 1 汶川地震震中区域的InSAR干涉图 Fig. 1 Merged coseismic interferograms covering the epicenter region of the 2008 Wenchuan earthquake

虽然龙门山地区是一个地势陡峭,植被覆盖稠密的区域,对于 L-b and 的ALOS/PALSAR干涉相对,大部分区域在较长的时间间隔内仍然保持了较好的相干性(如图 1所示).而且,与Shen等(2009)Xu等(2010)Fielding等(2013)研究中的干涉图相比,图 1的干涉图中没有出现与地震活动不一致的大尺度信号(即电离层扰动),在近断层区域各轨道间的条纹相互之间能够较好地吻合,连续性强;但是在下盘的四川盆地位置,条纹之间的吻合较差,其原因可能是轨道残余误差、大气延迟误差和轻微电离层扰动的影响.图 1中的形变条纹清晰可辨,在发震断层两侧呈不对称分布.由于近断层地表剧烈变化导致数据失相干,从而在干涉图中央部分存在一条不相干的NE走向的条带(数据空白区),该条带在SW段较宽,而NE段则较窄.如果不考虑地质滑坡等次生灾害的影响,可以推断这个条带就是地震的地表强破裂区域(如Funning et al., 2007).

在获取到的InSAR形变图中,除了构造形变信号外,还可能包含有各种误差,如大气误差、解缠误差、轨道残余误差、以及InSAR数据处理中引入的其他误差.由于这些误差在空间分布上具有很强的相关性,在这里采用一维方差-协方差函数(Hanssen,2001)来描述InSAR形变图中的误差大小和量级,即 Cij2e-r/α,其中 Cij 为相距r的像素i和j之间的协方差,σ2 为方差以及 α 为衰减特征距离.据此计算得到的InSAR形变场的误差在1.5到2.4 cm之间,其衰减距离在5.9到10.0 km之间(表 1).对于这些误差中占主导地位的大气误差和轨道残余误差等,将在模型反演中通过进行地形相关大气延迟相位的线性拟合和趋势性残余相位的线性拟合(Wen et al., 2013)来模拟并予以削弱. 3 同震和黏弹性震后松弛联合反演模型

由于得到的InSAR地表形变场(图 1)中包含有百万数量级的观测数据,考虑到计算效率和反演可行性,需要对该形变场进行四叉树降采样(Jónsson et al., 2002)来生成一个数量适中的数据集.同时,为了消除同一条轨道的卫星入射角和轨道方位角变化所引起的误差,还根据降采样后得到的采样点位置来计算实际的卫星入射角及其轨道方位角,最终得到了3759个InSAR地表形变观测值.

为了更好地对反演模型提供数据约束,除了InSAR地表形变数据外,还采用了高精度的GPS同震地表形变数据.研究中所采用的GPS同震地表形变数据来自Shen等(2009),包括158个水平形变量和46个垂直形变量.这些地表形变的东西分量误差为2.2~24.8 mm,平均误差为5.7 mm;南北分量误差为2.1~24.8 mm,平均误差为5.6 mm;垂 直形变误差为3.0~35.3 mm,平均误差为7.7 mm. 不同数据之间的相对权对,通过赫尔模特方差分量估计(Xu et al., 2010)来给出,最终的GPS水平形变、GPS垂直形变和InSAR形变之间的相对权比为5.71 ∶ 4.24 ∶ 1.

考虑到所获取到的InSAR地表形变场中主要 包含有同震形变和震后形变等信息,而GPS观测值 中主要包含同震形变信号,可以建立如下联合反演模型:

其中,d total=为InSAR和GPS地表形变 观测值,d cs= 为同震地表形变以及d ps=为震后地表形变.

在联合反演过程中,首先需要给出发震断层的几何结构参数,这里所采用的断层几何模型来自Xu等(2010),该模型综合野外地质考察结果、地震波数据、余震分布及ALOS/PALSAR偏移量等,将发震断层划分为5段,分别是青川段、北川段、岳家山段、虹口段和汉旺段,对应的参数见表 2

表 2 2008年汶川地震断层参数 Table 2 Fault parameters of the 2008 Wenchuan earthquake

在确定发震断层的几何参数后,先将断层面离散成约3 km×3 km大小的1681个断层片,在此基础上采用约束最小二乘法(Wang et al., 2009)来求解断层片上的滑动量与同震地表形变之间的关系:

其中,G为格林函数,s为断层片上的滑动量,H为拉普拉斯二阶平滑算子,τ为断层面上的应力降以及α为平滑因子.同时,采用Xu等(2010)的分层地壳结构参数(表 3)来计算格林函数.

表 3 龙门山地区的分层地壳结构模型 Table 3 Layered crustal structure of the Longmenshan region

震后形变机制可能是孔隙弹性回弹、余滑、黏弹性松弛以及这些机制之间的组合.对于孔隙弹性回弹而言,通常具有很明显的时间和空间限制(Freed et al., 2006),即孔隙弹性回弹造成的震后形变通常发生在距断层几千米的周边区域,而本研究所使用的InSAR地表形变在这部分区域是一条不相干条带区(数据缺失区),无法对孔隙弹性回弹模型进行很好的数据约束,因此在反演过程对其影响予以忽略处理.而对于震后余滑而言,由于其形成的InSAR形变场与黏弹性松弛所形成的形变场之间有很大的相似性,并且两类模型之间还可以相互转换(Savage,1990);同时还由于InSAR形变场中同震形变和震后形变的强耦合作用,同震滑动和震后余滑之间也很难精确区分.因此本研究主要尝试以黏弹性松弛模型来分析InSAR形变场中的震后形变(dpslnSAR)的影响.

此外,由于所采用的InSAR形变场是单纯的干涉形变场,并不是一个震后形变的时间序列,这使得观测数据不能对震后形变的时空演化过程提供很强的约束,因此在这里仅采用一系列的简单两层流变模型(Ryder et al., 2007)来模拟麦克斯韦流体的应力松弛过程.这些流变模型的上部为弹性上地壳,厚度分布在10~40 km之间;而下部为黏弹性半空间,黏性系数为1017~1020 Pa·s之间,而弹性介质参数和同震滑动分布反演中所采用的分层地壳结构参数(表 3)一致.对于这些不同的流变结构,以同震模型反演给出的滑动分布作为输入,分别计算出不同流变结构下联合模型与观测值之间的残差中误差(rms),然后从中选出最优拟合模型.

在具体反演过程中,首先按照给定的初始同震滑动分布,采用麦克斯韦体模型来计算不同流变结构下的黏弹性震后松弛形变;然后对获取到的黏弹性震后松弛形变和观测的InSAR地表形变作差;最后以该差值作为输入数据,按照给定的断层几何结构(表 2),采用分层弹性半空间模型来反演同震滑动分布模型.需要特别指出的是,在联合反演过程中,由于震后形变的计算需要以同震滑动分布模型作为输入参数,而同震滑动分布模型又与同震形变相关,这使得同震模型和震后模型之间具有很强的耦合作用,因此经过多次迭代直到反演给出的滑动分布模型收敛后才能得到最后结果. 4 反演结果与分析

联合反演震后形变模型的弹性层厚度、黏性系数与拟合残差中误差关系见图 2a.从图 2a中可以看到,模型与观测值的拟合程度对弹性层厚度不是十分敏感,较好的拟合结果出现在深度15~25 km的区域,其中最小的拟合残差中误差(rms)对应的弹性层厚度为20 km,而在这个厚度(深度)之上是绝大部分同震滑动的所在区域(图 3).

图 2 黏弹性模型的反演结果
(a)弹性层厚度与黏性系数关系图;(b)弹性层厚度为20 km时rms与黏性系数关系图.
Fig. 2 Results of viscoelastic model
(a)The trade-off between elastic lid thickness and viscosity;(b)Plots of rms against various viscosities(H=20 km).

图 3 联合反演给出的汶川地震的同震滑动分布模型
(a)总滑动量分布;(b)走滑分布;(c)倾滑分布.
Fig. 3 Coseismic slip distribution of the 2008 Wenchuan earthquake from joint inversion
(a)The distribution of the total slip;(b)The slip distribution along the strike direction;(c)The slip distribution along the dip direction.

图 2b显示的是弹性层厚度为20 km时不同黏性系数与拟合残差中误差的关系.从图 2b中可以看到,随着黏性系数的增加,拟合残差中误差首先是快速下降,然而当黏性系数达到某一数值(如2×1018 Pa·s)后,拟合残差中误差的变化就非常平缓了,这意味着这个数值(2×1018 Pa·s)可以作为龙门山地区中下地壳黏性系数的一个可靠下限值.

采用20 km的弹性层厚度、2×1018 Pa·s的黏弹性半空间黏性系数分别计算了汶川地震震后237天和639天的震后黏弹性松弛形变,并将其投影到InSAR的LOS方向,结果见图 5(b,c).从图 5(b,c)中可以看到,较大的LOS震后形变发生在上盘的北川段和下盘距发震断层30 km的一个椭圆状区域内.震后237天和639天的最大LOS震后形变达~5 cm和~13 cm.

反演给出的汶川地震同震滑动分布模型见图 3.从图 3中可以看到,汶川地震具有一个非常复杂的破裂过程,以南坝镇为界,发震断层的东南段,即北川段、岳家山段、虹口段和汉旺段这四段的滑动以逆冲为主,而发震断层西北段的青川段则是以右旋走滑为主,这表明汶川地震破裂由最初的逆冲为主兼有走滑转化为走滑为主的破裂形式.

此外,图 3还显示汶川地震的同震滑动分布存在着四个高滑动区,其中第一个高滑动区出现在青川段的南东段,最大滑动量为7.1 m;第二和第三个高滑动区分别出现在北川段的两端,最大滑动量为6.3 m和9.5 m;最后一个高滑动区则出现在虹口段的东北段,最大滑动量达10.7 m.此外,在虹口段中部的12 km深度的位置存在着一个滑动量达6 m 的深部滑动区,这部分的滑动可能与远场(>100 km)20 cm以上的同震地表形变相关(图 4).对于大部分区域来说,汶川地震是一个浅部破裂型的事件;除西南端的虹口段中部外,其大部分的滑动都发生在10 km深度以上的区域.

图 4 观测和模型模拟的GPS同震形变场
(a)水平形变场;(b)垂直形变场.
Fig. 4 The observed and modeled GPS coseismic displacements
(a)GPS horizontal coseismic displacements;(b)GPS vertical coseismic displacements.

图 5 模型反演给出的InSAR形变场(a)同震形变场;(b)震后237天的震后形变场;(c)震后639天的震后形变场;(d)残差. Fig. 5 The modeled InSAR deformation(a)The modeled InSAR coseismic deformation;(b)The InSAR postseismic deformation after 237 days;(c)The InSAR postseismic deformation after 639 days;(d)Residual interferograms.

青川段、北川段、岳家山段、虹口段和汉旺段各自释放的能量分别为1.54×1020 N·m、2.36×1020 N·m、1.81×1020 N·m、2.62×1020 N·m和0.95×1020 N·m,释放的总能量为9.28×1020 N·m,相当于矩震级Mw7.91,与GCMT的9.0×1020 N·m(Sladen,2008)和联合GPS、地震波和InSAR数据反演给出的9.5×1020 N·m(Fielding et al., 2013)等都吻合得非常好.

利用联合反演得到的模型参数分别计算了拟合GPS同震形变场和InSAR地表形变场,结果见图 4图 5.从图 4中可以看出,对于GPS同震形变而言,反演模型获取的结果总体上与观测值吻合良好,其中东西向、南北向和垂直向的残差中误差分别为2.0 cm,2.5 cm和2.6 cm.图 5显示的是模型给出的InSAR地表形变及残差分布图,拟合结果显示联合模型能较好地解释汶川地震的InSAR地表形变场,残差结果也较小,其中误差为5.3 cm;主要残差集中在断层两侧30 km的区域,这可能是由于采用的断层几何模型不够精确以及复杂的近地表破裂所造成的.联合反演的数据-模型相关系数达到了99.3%.

由于基于InSAR得到的LOS地表形变量具有很强的空间相关性,不能在反演过程中给出模型误差,为了估计反演滑动量的精度,采用蒙特卡罗方法(Parsons et al., 2006)来估计滑动分布的模型误差,即根据原始观测数据及其精度生成100组带随机扰动误差的数据集,通过这些数据计算相应的滑动分布结果,从而估计模型的精度,得到的同震滑动分布误差见图 6.从图 6中可以看到,断层滑移的误差分布比较均匀,平均误差为5.8 cm,而最大误差出现在汉旺段的右上方位置,约为0.28 m,仅为最大滑动量的3%,表明反演给出的同震滑动分布模型是可靠的.

图 6 联合反演的同震滑动分布误差
(a)总滑动量的误差分布;(b)走滑分量的误差分布;(c)倾滑分量的误差分布.
Fig. 6 Uncertainties in the coseismic slip distribution from joint inversion
(a)The uncertainties in the total slip;(b)The uncertainties in the strike slip;(c)The uncertainties in the dip slip.
5 讨论与结论

本研究通过选择无明显电离层扰动影响的ALOS/PALSAR像对进行干涉处理,获取了覆盖汶 川地震震中区域的高可靠性的InSAR地表形变场.

在此基础上,结合高精度GPS同震形变数据,采用同震形变和震后形变联合反演模式同时确定了汶川地震的同震滑动分布和龙门山地区的流变结构参数.与之前的研究(Fielding et al., 2013; Feng et al., 2010; Shen et al., 2009; Wang et al., 2011; Xu et al., 2010)相比,本研究利用的InSAR地表形变场能最大限度地反映地震同震破裂的影响,而且在同震模型反演中也考虑到了InSAR形变场中的 震后形变信号的影响,因此能够获取到更为精确的 同震滑动分布模型;并且还利用到InSAR地表形变场中的震后形变信号,为龙门山地区中下地壳的黏性系数提供了一个较为可靠的下限值.

将联合反演模型给出的近地表破裂与野外地质考察结果(Xu et al., 2009)进行比较(图 3),发现除个别点位外,两者在滑动模式上和量级上都基本吻合,这是由于联合GPS和InSAR形变场反演给出的近地表破裂值是一个数km2范围内的平均值,而野外地质考察结果是单个点位的观测,可能受到了较大的小尺度近场效应的影响.与GCMT给出的结 果(Sladen,2008)相比,发现地震波反演给出的滑动量更大(~16 m),其发生深度也更深(8~15 km),这可能是与本研究采用的更多近场数据和更强光滑约束,以及地震波反演在深度上的约束不够强等有关.而与其他联合GPS和InSAR观测等反演得到的滑动分布模型相比,本研究与采用相同断层几何模型的Xu等(2010)给出的9.7 m基本一致,大于Shen等(2009)Feng等(2013)反演得到的~7 m,但是小于Wang等(2011)Fielding等(2013)给出的~16 m,这主要是由于所采用的具体数据、断层几何结构以及平滑约束等的不同所造成的,如Wang等(2011)Fielding等(2013)的反演过程中采用了一部分震后1年多的近断层三角点观测结果.

与青藏高原发生的2003年Mw7.8级可可西里地震(Klinger et al., 2005)和2010年Mw7.9级玉树地震(Wen et al., 2013)相比,汶川地震具有更明显的分段特征和更为复杂的地表破裂形式(Xu et al., 2009).汶川地震中出现了两条相互平行的叠瓦状断层(岳家山—虹口段和汉旺段)同时破裂的情形.一般来说,这样一组平行破裂带在破裂过程中应该以不同的破裂性质来进行滑移分解,如2003年可可西里地震,两条相距2 km的平行地表破裂带就是以一个断层走滑和一个断层正断的方式来进行滑移分解(Klinger et al., 2005).但是,在汶川地震中,岳家山—虹口段和汉旺段却具有相似的逆冲为主兼走滑的破裂性质,只有西北部的北川段和青川段才具有明显的走滑特征,这意味着汶川地震可能是不完全的滑移分解(Fielding et al., 2013).

关于青藏高原的流变结构,不同的研究手段给出的流变参数有着很大的不同.如几个基于西藏地 区现今地形地貌的研究均认为整个高原的下部存 在着一个较弱的中下地壳,其黏性系数为1016~ 1020 Pa·s(Bendick et al., 2008; Clark and Royden, 2000; Cook and Royden, 2008).采用覆盖西藏北部的GPS震间形变观测数据,Hilley等(2009)采用与时间相关的地震周期模型给出的地壳黏性系数为≥1018 Pa·s.张晁军等(2008)利用2001年昆仑山地震震后跨断层GPS站点记录到的震后变形得到的下地壳黏性系数为1017 Pa·s;而基于炉霍地震 后的跨断层形变得到的下地壳黏性系数为1019 Pa·s. Ryder等(2007)利用1997年Mw7.6级玛尼地震的InSAR震后形变时间序列反演给出的玛尼地区的弹性层厚度为15 km,其等效黏滞系数为(3~10)×1018 Pa·s.通过对覆盖2008年尼玛—改则地震的InSAR数据的分析,Ryder等(2010)认为西藏中部地区的黏性系数的下限为3×1017 Pa·s.Wen等(2012)通过对2003年昆仑山口西地震的震后2~6年InSAR震后形变的分析表明,柴达木盆地的等效黏性系数为2×1019 Pa·s.本研究给出的青藏高原东部地区的黏性系数落在以上不同研究给出的黏性系数范围内.

对于青藏高原东缘地区而言,长期以来并没有很好的震后形变观测资料来进行该地区的黏弹性流变结构研究,而2008年汶川地震为此提供了一个良好的契机.利用InSAR技术获取到的汶川地震地表形变场,本研究采用同震形变和震后形变联合模型反演确定了龙门山地区中下地壳的流变结构,给出的黏性系数下限为2×1018 Pa·s,这与利用震后最 初14天GPS观测给出的成都平原地区4×1017Pa·s和川西地区9×1018Pa·s的黏性系数(Shao et al., 2011)相吻合.与青藏高原其他区域的基于震后形变给出的黏性系数相比,本研究给出的黏性系数相对较小,这可能正好反映了震后形变初期的黏弹性松弛效应,如果在更长观测时间的震后形变时间序列的约束下,将可获取到该区域更为可靠的流变结构参数.

致谢 感谢两位审稿专家对本文提出的宝贵意见.感谢JAXA提供ALOS卫星数据(RA4 No.1368).
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