基于PSInSAR技术的长白山天池火山形变监测

唐攀攀 单新建 王长林

1)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

2)中国科学院遥感与数字地球研究所，北京 100094

3)中国科学院大学，北京 100049

0 引言

长白山天池火山是环太平洋火山带上的一座活火山，坐落在吉林省东部中朝边境上，地理范围为:41°20'～42°40'N，127°00'～129°00'E，全区面积约 2 万km2。地势以长白山主峰白云峰为中心，海拔2691m，向四周逐渐降低。天池水面海拔2189m，最深处为373m。天池火山位于西太平洋板块俯冲带的前沿，属于大陆内部向活动大陆边缘过渡带的火山活动。火山孕育和喷发经历了岩浆形成、岩浆上升与岩浆房压力增大等一系列复杂的时间演化过程。地震活动加剧与地表膨胀隆起是2个伴随岩浆活动最典型的变化，因此，地表形变监测是判断火山活动情况的最为重要的手段之一。20世纪90年代，人们开始把天池火山作为一座具有潜在喷发危险的火山进行监测与研究(刘若新等，1992)。天池火山的监测最早始于1985年，到“十五”期间监测系统逐渐得到完善，其中包括定点GPS连续观测台、流动GPS测点、水准观测线、水位和水温观测点、重力和地磁连续观测点等(杨清福等，2007)。胡亚轩等(2007)依据天池火山区2002—2005年的水准资料和GPS观测资料，分析了岩浆活动特征，认为2002—2003年火山岩浆活动较强，垂直和水平形变变化明显，2003年后水平和垂直形变变化速率逐渐减小，岩浆活动逐渐减弱。李克等(2009)分析了2000年后整体的水准和GPS资料，认为2002—2005年天池火山地面发生了明显形变，火山口处形变较大，出现了以火山口为中心向四周膨胀的现象，2006年后形变逐渐恢复正常。

除了常规手段外，InSAR技术和红外技术也被应用到了天池火山的形变监测中。韩国Kim等(2004)用多景JERS－1影像做形变干涉，去除了对流层大气和高程的影响，得出1992—1998年天池火山在稳步抬升，平均年膨胀速率为3mm。陈国浒等(2007)利用JERS－1及ERS SAR数据对长白山火山进行了D－InSAR处理，并反演了长白山地区火山的岩浆囊参数。韩宇飞等(2010)处理分析了1992—1998年多景JERS－1数据，得出了天池火山口形变要大于火山脚下形变的结论。季灵运等(2009)以天池火山为例，分析了卫星热红外遥感技术用于火山活动监测的可行性，认为热红外可以作为一种常规的监测手段纳入日常的火山监测工作中。

由于天池附近地形复杂、气候恶劣、植被茂密，常规D－InSAR技术会受到失相关的严重影响。因此在影像数据达到一定积累量的前提下，本文选用永久散射体(PSInSAR)技术以期得到更好的结果。PSInSAR技术可以减弱时间失相干的影响，有效地估计并去除地形、大气和噪声误差，是监测形变的有力手段(Werner et al.，2003)。它最早由Ferretti等(2000)提出，并利用 ERS 影像开展了滑坡(Ferretti et al.，2001)和地表沉降(Ferretti et al.，2002)监测。Colesanti等(2001，2003a，b)对PSInSAR、GPS和水准测量结果进行了对比研究，认为PSInSAR技术形变监测精度理论上可以达到1mm。

1 PSInSAR技术与数据处理

PSInSAR技术采用长时间序列的影像数据，把研究对象从平面转移到稳定的永久散射体点上。这些永久散射体在时间序列的影像上呈现出比较稳定的散射特征，并拥有较高的信噪比，因此在很大程度上克服了时间失相干和噪声的影响，从而提高了形变估计的精度。PSIn-SAR技术的处理步骤如下:首先是主影像的选择与配准，主影像选择要确保干涉对基线尽可能短，配准精度要求为0.2像元。其次是永久散射体PS点的识别，可以采用相干系数阈值，振幅阈值等多种方法。然后进行解缠和高程误差的去除。解缠采用最小成本流优化算法，高程误差引起的相位与垂直基线呈线性关系，可以采用线性回归的方法进行估计并去除。最后根据在时间维、空间维上的相关性特征，采用滤波的方法，进行噪声相位和大气延迟相位的去除。

本文共采用不同时间段的2种数据，分别是:1)2007—2010年间的14景ASAR影像，数据覆盖范围为127.18°～128.65°E，41.46°～42.40°N，主影像获取时间为2008年8月15日，基线分布如表1所示。2)1992—1998年19景JERS－1影像，重叠区域范围约为127.85°～128.37°E，41.80°～42.18°N，主影像获取时间为1995年8月16日，基线分布如表2所示。对比2种影像数据，ASAR影像的质量要明显好于JERS－1影像。首先，ASAR干涉对的空间基线和时间基线比较小，其中空间基线最大为518m，时间基线最大为560d;而JERS－1干涉对空间基线最大的为2761m，时间基线最大的为1144d。基线越大，失相干越严重，信噪比越低，因此JERS－1干涉效果受失相干影像较大。其次，ENVISAT卫星定轨精度比较高，轨道精度可以达到1m;JERS－1轨道精度很低，轨道误差较大。

长白山天池火山地区地形复杂，积雪期长，且四周原始森林围绕，植被茂密，仅是在天池火山口有部分裸岩。特殊的气候、地理环境不仅造成了天池附近的PS点稀少，还很容易引起SAR干涉图像的失相干。既要克服失相干的影响，又要保证一定的PS点密度，这是天池火山区PS处理的难点。本实验依据单幅SLC影像的光谱特征和多幅影像强度的稳定性来选择PS候选点(Ferretti et al.，2000;Wegmuller，2005)。光谱特征包括像元的强度和光谱相关性等，适合于影像数量较少时PS点的识别。2种影像均生成约2000个PS点，这些点主要集中在天池火山附近有岩石裸露的山区，植被茂密的平坦地区点十分稀少。此外，在影像上为亮色调的山脊，PS点比较密集。

表1 ASAR干涉对(2008－08－15为主影像)Table1 ASAR interferential pairs(Reference image:2008－08－15)

表2 JERS－1干涉对(1995－08－16为主影像)Table2 JERS－1 interferential pairs(Reference image:1995－08－16)

为了减小DEM误差的影响，采用多主影像方法去除高程误差。根据季节气候大致将一年分为无雪覆盖期(4—10月)与有雪覆盖期(11月至翌年3月)，然后选择时间、空间基线较小的干涉对，线性回归估计高程误差。

2 结果分析

PSInSAR技术获取的是雷达视线向地表形变值，本文中也均指雷达视线向的形变速率和形变值。雷达视线向指由地面指向卫星的方向，实验采用的ASAR影像雷达波入射角为23.03°，JERS－1入射角为38.84°，因此由ASAR影像获取的形变更贴近于垂直方向。ASAR和JERS影像雷达视线向方向分别如图1和图3所示。

2007—2010年ASAR形变速率如图1所示。PS点的形变速率值位于－10～10mm/a之间，平均形变速率为3mm/a，以整体抬升为主。天池火山口四周，PS点分布较为密集，形变速率值主要在6～7mm/a之间。火山口东南侧PS点密度明显大于火山口西北侧，导致这种结果的原因主要有2个:1)东南侧正对着雷达波入射方向，受到透视收缩影响，后向散射能量聚集;2)参考点选在东南侧山脚下，离参考点越远的地方，PS点就越稀少。相比火山口，火山半山坡和山脚下的PS点形变速率值有了明显的减小，基本上在－2～2mm/a之间，可以认为这些点是稳定的。远离天池火山，地表覆盖以植被为主，PS点比较零散。

图1 2007—2010年ASAR影像形变速率图Fig.1 Deformation rates of ASAR images from 2007—2010.

图1中红色三角标明的是一条水准测线，共有12个水准点组成，北端点在天池山门南4.5km处的黄松甸，南端点在天池下面瀑布附近，全长24.8km，相对高差为901m。该测线在2006—2009年采用瑞士徕卡DNA03型电子水准仪进行测量，实测每km偶然中误差为0.13mm。观测周期为每年1次，观测时间在8—9月份(刘国明等，2011)。选取4个水准和PS点重合的试验点P1，P2，P3，P4(图1)，分析其形变历史如图2。从图中可以看出，水准测量与PSInSAR监测的形变结果吻合较好。其中，P1和P2两个点离天池火山口较远，较为稳定，2006—2010年间的最大形变量在2mm左右。P3和P4两个点靠近火山口，活动性较强，形变振幅在5～8mm之间，且呈现一定程度的抬升。由此可见，火山活动对火山口附近地表变化影响较大。这与2002—2005年长白山水准监测结果(李克等，2009)相吻合，这段时间是天池火山活跃期，水准线上3a的累积形变量达到了6.8cm，且火山口形变远远大于火山四周地表的形变。

1992—1998年，JERS－1的形变速率如图3所示。因为雷达波入射方向和参考点选择的影响，PS点主要集中在火山口的东南侧，西北侧零星分布。形变速率值位于－20～20mm/a之间，以正值为主，平均形变速率为6mm/a。JERS－1结果显示，1992—1998年间，天池火山同样以抬升为主，抬升形变速率大于2007—2010年的ASAR结果。韩宇飞等(2010)的常规DInSAR处理结果显示1995—1998年天池地区形变速率达到5mm/a。韩国Kim等(2004)用同样数据得出1992—1998年天池火山平均年膨胀速率为3mm。

图2 形变历史:a，b，c，d分别代表P1，P2，P3，P4等4个点形变Fig.2 Deformation history:Map a，b，c and d represent the deformation of point P1，P2，P3 and P4 respectively.

ASAR和JERS－1两种影像的结果存在一些差异。首先表现在PS点的分布上，ASAR影像的PS点主要围绕着火山口密集分布，离火山口越远的地方，PS点越稀少。经过实地考察得知，长白山天池在离火山口较近海拔较高的地方，植被稀少，有大量裸露岩石分布。而在火山四周海拔较低的地方，则是茂密的长白山森林。因此ASAR影像的PS点分布与现实相符。JERS－1影像的PS点主要沿一些特殊地形分布，如条带状延伸的斜坡，它们在图像上发生了透视收缩，强度值很大，易被选作PS点。另外，系统参数和图像质量也造成了一定程度的差异。JERS－1影像是L波段数据，中心入射角约为38°，虽然穿透地表能力比ASAR强，但大的入射角不适用于地形起伏的山区。而且JERS－1影像噪声水平很高，影响了PS点的识别。2种影像PS点的形变值也有很大差异。由于获取时间不同，2种形变结果在量上没有可比性。但是从PS点形变的分布效果来看，ASAR影像的结果要好于JERS－1影像。ASAR影像上，PS点的形变速率分布比较有规律，从山顶到山脚下逐渐减小。JERS－1影像上PS点的速率值分布则略显杂乱。主要原因是JERS－1数据定轨精度比较低，而且轨道基线远远大于ASAR影像，因此基线误差和空间失相干对形变估计会产生很大的影响。

图3 1992—1998年JERS－1影像形变速率图Fig.3 Deformation rates of JERS－1 images from1992—1998.

2种影像结果也有一致性。首先，PS点形变速率都以正值为主，平均形变速率也都为正值。这与他人研究成果一致，天池火山近些年来一直处于整体抬升状态。其次，2种结果都有一些PS点形变值为负，且负值较大的PS点分布没有规律。原因可能有以下几方面:1)PS技术只能获取相对形变速率，无法获取绝对值，因此要选取稳定点作为解算参考点(Wegmuller，2005)。一些PS点形变速率值虽然为负，但如果值很小，并不能确定这些点就是下沉的。同样，一些很小的速率为正值的PS点，也不能代表这个点就是抬升的。所以我们把形变速率在－2～2mm/a之间的PS点称为稳定点。2)数据问题，ASAR影像的精度受到了数据量的严重制约(Ferretti et al.，2000)，JERS－1影像质量又比较差，这就会导致各种误差排除不干净，部分点形变结果不太可靠。因此认为那些零散分布的、比较大的负形变点是不可靠的。3)近些年天池地区人工开发比较频繁，这会引起一些不可知的非线性形变，使得PS处理的结果难以解释。

值得一提的是，SAR影像和水准测量数据能较好地反映天池火山在垂直向的形变特征，对水平向的形变却不敏感或完全不能体现。这就需要补充水平方向的观测资料，才能更全面掌握天池地表的运动特征。2000年，在天池火山附近布设了8个GPS站点组成观测网，并于2000—2005年进行了多期观测。观测结果表明，在水平方向，天池火山以火山口为中心呈放射状运动态势(李克等，2009)。由此可以得出，垂直方向整体隆升，水平方向以火山口为中心向四周扩散，是长白山天池火山地表整体形变的特征。

3 结论

本文选取了长白山天池火山地区的14景ASAR影像，19景JERS－1影像，用PSInSAR技术分别获取了2007—2010年和1992—1998年两个时间段的天池火山形变信息，再加上部分水准测量和GPS测量形变资料，分析长白山天池火山近些年的地表形变特征。结果表明:

(1)1992—1998年间，天池火山区域的PS点形变速率主要位于－6～14mm/a之间，平均形变速率为6mm/a;2007—2010年间，PS点形变速率主要在－5～5mm/a间，平均形变速率为3mm/a。这表明天池火山在这2个时间段内都有整体抬升趋势，1992—1998年间火山较为活跃，2007—2010年间火山活动趋于平缓。

(2)天池火山口附近，地表抬升趋势更为明显。越远离天池火山口，这种趋势越弱。这在2002—2005年水准测量数据(李克等，2009)上有较好的体现，从山下到火山口，同一时间段内观测点的形变差达到了数cm。

(3)ASAR和JERS－1影像，雷达视线向贴近垂直方向，对水平方向形变不敏感，GPS测量的水平形变结果，则清晰地展现了火山地表水平运动特征。天池火山是个活火山，近百年虽然没有喷发过，但岩层底下时常有岩浆活动，越靠近火山口，岩浆活动越剧烈，水平运动越明显。

陈国浒.2007.长白山天池火山形变监测与模拟研究［D］:［学位论文］.北京:中国地震局地质研究所.

CHEN Guo-hu.2007.Deformation monitoring and simulation research of Mt.Changbai Tianchi volcano［D］.Dissertation Paper.Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing(in Chinese).

韩宇飞.2010.基于D－InSAR技术的长白山天池火山形变监测研究［D］:［学位论文］.北京:中国地震局地质研究所.

HAN Yu-fei.2010.A study on deformation monitoring of the Tianchi volcano，Changbai Shan based on D-InSAR technology［D］.Dissertation Paper.Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing(in Chinese).

胡亚轩，王庆良，崔笃信，等.2007.长白山天池火山区形变监测及火山活动状态分析［J］.大地测量学与地球动力学，27(5):22—25.

HU Ya-xuan，WANG Qing-liang，CUI Du-xin，et al.2007.On active state of Changbaishan-Tianchi volcano from deformation data［J］.Journal of Geodesy and Geodynamics，27(5):22—25(in Chinese).

李克，刘俊清，盘晓东，等.2009.2000—2007年期间长白山天池火山区地壳变形监测与分析［J］.地震地质，31(4):640—646.doi:10.3969/j.issn.0253－4967.2009.04.007.

LI Ke，LIU Jun-qing，PAN Xiao-dong，et al.2009.Crust deformation monitoring and research in Tianchi volcanic area，Changbai Mountains from 2000－2007［J］.Seismology and Geology，31(4):640—646(in Chinese).

刘国明，孙鸿雁，郭峰.2011.长白山火山最新监测信息［J］.岩石学报，27(10):2905—2911.

LIU Guo-ming，SUN Hong-yan，GUO Feng.2011.The newest monitoring information of Changbaishan volcano，NE China［J］.Acta Petrologica Sinica，27(10):2905—2911(in Chinese).

刘若新，李继泰，魏海泉，等.1992.长白山天池火山一座具有潜在喷发危险的近代火山［J］.地球物理学报，35(5):661—665.

LIU Ruo-xin，LI Ji-tai，WEI Hai-quan，et al.1992.Volcano at Tianchi Lake，Changbaishan Mt.—A modern volcano with potential danger of eruption［J］.Chinese J Geophys，35(5):661—665(in Chinese).

季灵运，许建东，林旭东，等.2009.利用卫星热红外遥感技术监测长白山天池火山活动性［J］.地震地质，31(4):617—627.

JI Ling-yun，XU Jian-dong，LIN Xu-dong，et at.2009.Application of satellite thermal infrared remote sensing in monitoring Changbaishan Tianchi volcano activity［J］.Seismology and Geology，31(4):617—627(in Chinese).

杨清福，薄景山.2007.长白山天池火山的研究现状与展望［J］.自然灾害学报，16(6):133—139.

YANG Qing-fu，BO Jing-shan.2007.Status quo and prospects for research on Tianchi volcano in Changbai Mountain［J］.Journal of Natural Disasters，16(6):133—139(in Chinese).

Colesanti C，Ferretti A，Locatelli R，et al.2003a.Permanent scatterers:Precision assessment and multi-platform analysis［A］.In:Proceedings，IGARSS，2:1193—1195.

Colesanti C，Ferretti A，Noveli E，et al.2003b.SAR monitoring of progressive and seasonal ground deformation using the permanent scatterers technique［J］.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，41(7):1685—1701.

Colesanti C，Ferretti A，Prati C，et al.2001.Comparing GPS，optical leveling and permanent scatterers［A］.In:Proceedings of IGARSS，6:2622—2624.

Ferretti A，Prati C，Rocca F.2000.Nonlinear subsidence rate estimation using permanent scatterers in differential SAR interferometry［J］.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，38(5):2208—2211.

Ferretti A，Prati C，Rocca F.2001.Permanent scatterers in SAR interferometry［J］.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，39(l):8—19.

Ferretti A，Prati C，Rocca F.2002.Non-linear subsidence rate estimation using permanent scatterers in differential SAR interferometry［J］.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，38(5):2202—2212.

Kim S W，Won，J S.2004.Slow deformation of Mt.Baekdu Stratovolcano observed by satellite radar interferometry［A］.In:Proceedings of the FRINGE 2003 Workshop(ESA SP－550)，1－5 December 2003，ESA/ESRIN，Frascati，Italy:H.Lacoste，P48.1.

Werner C，Wegmuller U，Strozzi T，et al.2003.Interferometric point target analysis for deformation mapping［A］.In:IGARSS'03，Toulouse，France.21—25.

Wegmuller U.2005.GAMMA IPTA Processing Example Luxemburg［R］.GAMMA Technical Report.