时序InSAR断层活动性观测研究进展及若干问题探讨

屈春燕 单新建 张国宏 徐小波 宋小刚 张桂芳 刘云华

(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)

0 引言

利用InSAR测量与地震有关的量级较大的地面运动已是成熟的技术，并在国内外多个强震的同震形变场提取和地表破带识别中发挥了不可替代的重要作用(Ken et al.，2009;Li et al.，2011)。但是如何通过InSAR技术高精度、高密度地测量震间断裂带的活动强度和应力应变积累速率，了解地震孕育阶段断层的活动习性和动态过程，为准确评估断层的地震危险性，合理推测未来大震发生的可能性提供观测依据是地震科学研究中更为迫切的需求。近年来迅速发展起来的时序InSAR技术，如多干涉图叠加技术(Interferogram Stacking)、永久散射体技术(Permanent or Persistent Scatterers，PS)、小基线集方法(Small Baseline Subset，SBAS)等，通过对多年SAR数据的时间序列分析，克服了常规单像对InSAR面临的干涉失相干和低信噪比的局限性，实现了地表微小形变的大面积、高精度遥感测量(Ferretti et al.，2001;Kampes et al.，2003;Hopper et al.，2004;Kim et al.，2007;王艳等，2007;廖明生等，2012)。可以说时序In-SAR技术是干涉测量领域又一次里程碑式的进步，它为观测研究断裂带现今活动性提供了全新的技术手段。利用该技术，我们有望对断裂带地壳形变场的空间分布模式、动态演化过程、断层相互作用与关联性等进行精细研究。

海原断裂带是中国大陆西部重要的活动地块边界构造带，也是重要的强震活动带，1920年发生在该断裂带上的海原8.5级大地震，造成10.5m的左旋走滑位移和几乎整个断裂带的贯通性破裂(国家地震局地质研究所等，1990)。90多年过去了，这条断裂的现今活动性如何，地震危险性有多大一直是人们关注的热点。许多学者已对海原断裂的现今活动速率开展了大量研究，其中基于地形地貌特征和测年的地质学方法研究结果表明，海原断裂带左旋走滑速率一般在3～8mm/a之间(张培震等，2003;Li et al.，2009);基于GPS等大地测量方法得到的结果是，海原断裂带表现为显著的左旋运动特征，其远场位移揭示的海原断裂左旋活动速率为3～10mm/a(甘卫军等，2005;崔笃信等，2009);而国外学者Lasserre等(2002)用传统地质学方法所确定的海原断裂滑动速率则为(8±4)mm/a～(12±4)mm/a。这些结果都是由稀疏离散点观测得到的，随着观测点位置和密度的不同，得到的结果有差异。这一方面可能是在断裂带的不同位置运动速率本来就不同，另一方面单点观测结果互不制约也可能造成不一致。大范围连续观测的时序InSAR技术，可以获得断裂带地壳运动的整体图像和动态过程，因而是现有定点观测手段的良好补充。本文以海原断裂中段为实验区开展时序InSAR地壳微小形变的观测研究。根据野外考察情况，实验区地形和地表覆盖类型比较复杂，裸露的山地、农田植被和城镇村落均有分布，因此，我们首先采用基于永久散射体的PSInSAR方法进行实验研究。今后还将利用SBAS，Stacking等多种方法开展观测和对比研究。

在对海原断裂带开展PSInSAR微小形变观测研究的同时，结合国内外学者在多条断裂上获得的 InSAR 研究成果(Wright et al.，2001;Fialko et al.，2006;Biggs et al.，2007;Cavaliéet al.，2008;Elliott et al.，2008;Wang et al.，2009;Bell et al.，2011)，对现有几种时序 InSAR 技术方法的基本原理、特点和适应性等进行了总结和介绍;在此基础上，对时序InSAR断层活动性观测研究中的若干问题进行了探讨，以期推进时序InSAR断层活动性研究进展。

1 现有时序InSAR技术方法概述

震间地壳形变量级很小，除了一些主要板块边界断层，比如美国加州的圣安德烈斯断层，震间滑动速率可以达到30～40mm/a外，大陆内部断层的滑动速率以2～5mm/a最为典型(Fialko et al.，2006)。所以在短时间内地壳运动由于量级小而被来自大气、地形和轨道等的各项误差所干扰甚至掩盖。相隔较长时间如3～5a，地壳形变可能积累到一定量级能够被识别，但随着时间延长，地表散射特性变化大，又使长时间基线的干涉对严重失相干，根本无法进行有效干涉测量。

为了克服常规单像对InSAR在地表长期缓慢微小形变测量中的局限性，近年来已提出一些新的InSAR技术方法，如多干涉图叠加技术(Interferogram Stacking)、永久散射体技术(Permanent or Persistent Scatterers，PS)及小基线集方法(Small Baseline Subset，SBAS)等。这些方法虽然具体算法和流程有所不同，但在本质上都是通过对大量SAR数据的时间序列分析(InSAR time-series analysis)，根据不同相位成分的时空变化特征，将这些在单幅干涉图上无法分辨的量级相当的相位信息得以正确地识别和区分，从而达到提取高精度地表形变信号的目的。其中，多干涉图叠加方法(Interferogram Stacking)是将多幅差分干涉纹图进行线性叠加、提高结果中形变信息对大气干扰的相对精度的一种方法。其基本思路是，干涉图中包含的大气扰动相位可视为随机量，而地表形变信号可近似为线性变化。将多幅独立干涉图对应的解缠相位叠加起来，所得到的形变相位对应着累加时间内的形变量，而叠加后的大气误差相位却得到消弱，这样叠加相位中形变信息和大气误差项之间的信噪比就提高了(Fialko et al.，2006;Elliott et al.，2008)。通常的做法是先利用常规D-InSAR方法生成一系列差分干涉纹图，然后选取其中相干性较好，含有构造形变信息的干涉图进行叠加，从而增强干涉纹图的清晰度，抑制大气效应。干涉图叠加方法可以对整景SAR图像或包含多个标准景的条带SAR图像进行整体处理，一次性获得较大区域上的形变场图像。因此，利用Stacking InSAR技术，我们可以观测到数百km范围的大区域mm级地壳形变速率场。一个条带影像可以跨越多个断裂带，而不单单是一条断裂，因而得到的观测结果不仅能反映单条断裂两盘的相对运动差异和形变趋势，而且还可以揭示不同断裂带之间形变场的过渡和衔接关系，便于研究相邻断裂带及多条断裂带之间的相互作用。而通过相邻条带的拼接还可以获得覆盖整个断裂带的更大区域上的形变场图像，便于研究断裂带的分段活动性和各段落的差异运动。

目前国内外学者在相干性好的区域已经开展了很多基于Stacking方法的研究，并获得多条断层的震间形变速率场，如美国加州圣安德烈斯断层滑动速率(Fialko et al.，2006)、土耳其安托利亚断层的滑动速率(Wright et al.，2001)以及中国青藏高原及其东北缘地区的多条活动断层的现今形变特征等(Cavaliéet al.，2008;Elliott et al.，2008;Wang et al.，2009)。但是 Stacking InSAR技术本质上仍是基于面观测的传统干涉方法，要求研究区域整体相干性较好，至少要具有一些片状连续的相干区域。因此，这种方法在干旱、半干旱，植被稀疏的地区更为适宜。另外，实际应用中这种方法只挑选少量相干性好的干涉图用于叠加分析和形变信息提取，而大量相干性低的干涉图被舍弃。这样积累的SAR数据得不到充分利用，累积观测时长也受到限制。基于象元的干涉方法(PSInSAR、SBAS等)可以弥补这方面的不足。

PSInSAR与SBAS两种方法类似，都是基于高相干散射体上稳定可靠的相位信息，通过相位模型迭代拟合的方法来估计和去除各类误差项，达到提取微小形变信号的目的。其中，PS方法是利用那些在大量长时间序列SAR图像中保持相干的点目标(Point Target)来提取高精度形变信息。点目标是指那些具有一定几何形状、尺寸小于一个像元，但其散射在一个像元中起主导作用的雷达目标(如建筑物、裸露岩石、角反射器等)(Wright et al.，2001)。这种点目标的散射不仅在长时间上是稳定的，而且在空间上也几乎不受几何失相干的影响，因此，被称作永久散射体(Permanent or Persistent Scatterers)(Ferretti et al.，2001;Kampes et al.，2003;王艳等，2007)。PS方法依据空间垂直基线、时间间隔和多普勒中心频率差异最小，所有干涉对总体相干性最优的原则，选取惟一主图像，构建干涉对。由于同时克服了时间空间失相干问题，可将在时间上相隔数年，在空间上到达临界基线甚至超过临界基线的干涉对全都用上。理论上PS方法适用性更强，不仅适用于相干性好的干旱、半干旱地区，在山区及有植被农田覆盖的低相干区，只要有一些零星的相干点目标存在(如民房、高压线塔、大坝等)，就可以进行有效的断层形变干涉测量。

小基线集方法(SBAS)关注的是那些经过距离向光谱滤波、方位向去除多普勒频率不重叠部分处理后短时间间隔内失相关现象变得很小的像素点(或称为缓慢失相关滤波相位像素点:Slow Decorrelation Filtered Pixel，SDFP)(Hopper et al.，2004)。这些在短时间间隔内保持高相干的像素点不仅包含点目标，还有分布目标，如空旷的场地和那些几何形状并不很规则的地物。SBAS方法应用给定空间基线和时间基线门限值以内的所有干涉对组合，这样可以形成多个独立干涉图的子集。由于在影像自由组合干涉时对基线进行了限制，从而保证了每幅干涉图的高相干性，最小化了时空失相干效应和DEM误差。在对多个干涉图子集进行联合求解时，SBAS采用奇异值分解法(Singular Value Decomposition，SVD)进行最小二乘求解，增加了时间采样(Hopper et al.，2004)。这种方法的优势是可以根据小基线原则任意组建多组影像干涉对，充分利用在短时间内保持相干的点目标或分布目标，从而大大增加了干涉对的数量，相当于增加了多余观测值，拉长了观测时间，在数据量较少的情况下，也能开展有效的干涉测量。另外，SBAS方法对空间相关位移的观测更加强健，允许监测大的位移速率。

上述几种时序InSAR技术在地面沉降、矿区沉陷和断层活动等领域都得到广泛应用，但针对不同的观测环境(如地形、地面覆盖情况、植被发育程度等)和数据积累情况，可能其中某一种方法效果更佳。因此，在实际应用中我们需要根据目标断层区域的相干性和拥有的数据量来选择合适的处理方法。

2 海原断裂带中段PSInSAR观测研究实例

2.1 实验区及SAR数据介绍

本文研究所选实验区为祁连山海原断裂带，地形地貌上为沟壑纵横的黄土质山区，最高海拔约2 500m，平均海拔1 700m～2 000m，气候干燥，植被稀薄。在地形相对平坦开阔的地方大都有城镇和村庄分布，这为PS点选取提供了良好的相干点目标源，因此，该区域适合PSIn-SAR观测研究。实验区地质构造和SAR图像覆盖范围如图1所示。研究所用SAR数据为欧空局的ENVISAT ASAR雷达数据，该卫星于2002年3月发射，到2010年10月因寿命过期出现故障而停止提供数据。我们积累到覆盖海原断裂中段200308—201003的17景ENVISAT ASAR雷达图像(Track 2290，Frame 2871)(表1)。根据所有干涉对相干性最优的原则，选取20050523作为主图像，组成17个干涉像对的时空基线及配准精度见图2和表1。从中可以看出以20050523为主图像，17个像对的垂直基线都比较小，有15个像对的垂直基线在400m以下，整体相干性高;而时间间隔都比较长，有12个像对的时间基线超过3年。这样的干涉对组合能够确保后续处理得到良好结果。

2.2 SAR数据PSInSAR处理与结果分析

选用专业干涉处理软件GAMMA为SAR数据处理平台，采用其中的相干点目标处理模块(IPTA:Interferometric Point Target Analysis)，对覆盖海原断裂中段的17景ASAR数据进行PSInSAR时序分析处理。在处理之前，对SAR图像进行了辐射矫正和基于DORIS精轨数据的精密轨道矫正。选用已经过空洞充填的SRTM DEM4去除地形相位。干涉对配准采用了考虑地形起伏影响的查找表配准算法(IPTA_users_guide of GAMMA Software，2006)，大大提高了像对的配准精度。在精确配准后的17个干涉像对上，根据单幅SLC图像的光谱偏移特征(Spectral Diversity)和多幅SLC图像的平均强度特征(Temporal variability of SLC intensity)，在实验区筛选出69 143个PS候选点(PSC)(图3)。其中，图3a为PSC的分布，图3b为构建的相位解缠三角网。从图3可以看出，实验区PS点的分布并不均匀，在南北部山区PS点较密集;而在中部沿海原断裂NW向展布的平坦区域及图幅左下角黄河滩地上由于有较多农田植被覆盖，PS点分布稀疏。PS点初始差分相位中含有轨道残余、地形残余、大气延迟及噪声等多种相位误差成分，利用二维线性相位模型，通过反复迭代拟合估计和去除各项误差，并进行Delaunay三角网相位解缠运算，得到PS点线性形变速率及相应的估计不确定性，结果如图4和图5所示。

图1 海原断裂带地质构造背景及SAR图像覆盖范围Fig.1 Tectonic setting of the Haiyuan Fault zone and the coverage of ENVISAT/ASAR image.

表1 研究所用SAR数据及参数Table 1 SAR Data and interferometric parameters used in this study

图2 研究中所用17个干涉对的垂直基线和时间间隔Fig.2 Perpendicular baselines and time interval of 17 image pairs used in this study.

图3 实验区PS候选点分布及构建的相位解缠Delaunay三角网Fig.3 Distribution of PS candidates and Delaunay triangle net for phase unwrapping.

图4为本文处理得到的海原断裂中段PSInSAR形变速率场及其估计不确定性。其中，图4 a为跨断层PS点线性形变速率图，所选PS点总数为59 584个，PS点密度达到159个/km2。从此图可以看出，虽然PS点分布不均匀，但其反映的形变速率具有良好的趋势性，显示出明显的跨断层形变梯度。在断层南盘以红色—黄色点为主，在断层北盘逐渐过渡为黄色—淡蓝色点。在断层南盘或北盘PS点颜色相对均匀，但两盘对比存在明显差异，其反映的视线向形变速率约在5mm/a左右，运动性质与左旋走滑一致。PS点的这些形变特点符合海原断裂带长期缓慢变形特征。这一结果也与GPS和地质学方法的基本一致。图4b为实验区PS点高程分布图，图中黑色虚线表示1 700m高程线，在此线以上为实验区北部的陡峭山区，以下为相对平坦区域。图4c、4d分别为PS点线性形变速率估计不确定性和高程矫正不确定性，从这2个图可看出大多数PS点的形变速率估计不确定性在0.6mm/a以下，高程估计不确定性在2m以下;只有在实验区北部陡峭山区的少数PS点形变速率估计不确定性超过0.6mm/a，高程估计不确定性达到2～3m。可见估计不确定性大的区域出现主要在高程约1 700m以上的陡峭山区，这说明PSInSAR在平坦区域的解算精度要优于陡峭山区。

图4 实验区PS点形变速率及其估计不确定性Fig.4 The rate map of PS points and its estimating uncertainty in the study area.

图5 跨断层形变速率剖面Fig.5 Profiles of the deformation rate across the central segment of the Haiyuan Fault.

图5为跨断层形变速率剖面，剖面位置如图4a中的A—A'和B—B'所示，剖面方向从N向S，长度约22km。其中，位于实验区东部的A—A'剖面(图5a)，在断层两侧显示出明显的形变速率梯度变化，在断层北侧形变速率约-6～-7mm/a，在断层南侧约-1～-2mm/a，两侧相对形变速率约5mm/a。这里需要注意是单纯提及断层两盘的形变速率没有太大意义，因为这个值与所选参考点有关，而断层两盘的相对形变速率是不随参考点变化的，因而才是有意义的。在断层附近跨断层4～7km宽的范围可能是形变转换带，这一区域由于PS点稀疏，形变值很少。位于实验区中部的剖面B—B'(图5 b)，也显示出跨断层形变差异，断层北侧形变速率约在-5mm/a，南侧则在0mm/a附近，两盘相对形变速率仍在5mm/a左右，与A—A'剖面基本一致。

3 时序InSAR断层近场形变提取若干问题探讨

3.1 时序InSAR断层近场形变观测的影响因素

相比于城市地面沉降、矿区沉降、高速公路和铁路等的线性沉降，断层带地壳形变具有其明显的特殊性。首先断层形变量级小，变化非常缓慢，多数断层的活动强度是每年几个mm，最多也就十几个mm。在单一干涉对中构造变形的信号几乎被各类噪声相位所淹没;其次，中国的活动断层主要分布在人口相对稀疏、季节性植被发育的西部山区，整体相干性远不及人工建筑物密布的城区;另外，断层活动多数为沿其走向的水平走滑运动，而InSAR对这种沿断层水平形变的敏感性远不及垂直形变，而且与断层走向有关，当断层走向与卫星轨道方向近垂直时，观测效果较佳，而当断层走向与卫星轨道方向近平行时，几乎观测不到断层的走滑位移。可见，InSAR断层活动性观测的成功与否与目标区域的相干性及断层走向和断层活动速率大小等因素密切相关。因此，我们需要选择相干性好的区域、活动性强的断层及合适的处理方法才有可能获得好的观测结果。

3.1.1 观测区域的植被覆盖情况

干涉像对的相干性主要取决于垂直基线、植被覆盖和地形坡度这3个因素。垂直基线是第一位的先决条件。在单一像对的情况下垂直基线对相干性的影响是决定性的，如果卫星2次观测垂直基线过大，就很难获得理想测量结果。但在基于大量数据的时序InSAR处理中，垂直基线对相干性的制约大大降低。一方面由于大量的SAR数据可以组成几十个甚至更多的干涉对，这样总能有一些垂直基线较小的干涉对可供使用。另一方面永久散射体时序InSAR方法充分利用了点目标的散射特性，弱化了几何失相干的影响，在一定程度上突破了垂直基线的制约。因此，在时序InSAR断层形变观测中，垂直基线不再是影响观测成功与否的主要因素，而实验区的植被覆盖情况成为至关重要的条件。在农田植被繁茂的低相干区域，无论使用哪种方法都很难获得理想的测量结果。在这些地区建议使用GPS等其他观测方法。如果必须开展InSAR干涉测量，那最好采用基于点干涉处理的PSInSAR/SBAS算法，借助相干性尚好的民房、高压线铁塔，以及布设一定数量的人工角反射器有望达到有效观测结果，在这些地区开展基于面干涉处理的Stacking方法可能是失效的。可见开展InSAR断层形变观测研究要选取合适的区域。

3.1.2 目标断层的走向和活动速率

由于雷达卫星的测试成像观测方式，InSAR观测的形变速率只是断层实际地表形变速率在卫星视线方向的投影，即LOS向形变速率。断层的实际形变可能是很复杂的，但任何一种地表形变都可以用SN向(N)、EW向(E)和垂直向(U)三分量形变来表达。3个方向的形变分量对InSAR视线向观测都有贡献，但敏感度不同。根据雷达侧视成像的几何关系，InSAR观测的LOS形变(约定目标远离卫星为LOS向沉降形变，靠近卫星为LOS向隆升形变)与地表三分量形变的关系为(洪顺英，2010):

其中:dLOS表示InSAR视线向形变;dE，dN，dU表示E，N，U三分量形变;αk表示卫星飞行方向与北向夹角(顺时针)，αk-3π/2为方位视线方向，即距离向与北向的夹角(顺时针为正)。这里以ENVISAT/ASAR雷达数据为例，中心入射角θ取23°，升轨模式αh约为346°，降轨模式αh约为193°。将这些参数带入上式可计算得到升轨和降轨情况下，LOS向形变对地表E，N，U三分量形变的敏感性。

升轨情况:dLOS升=［dU，dN，dE］［0.932，-0.085，-0.353］T

降轨情况:dLOS降=［dU，dN，dE］［0.916，-0.094，0.391］T

上述2个关系式表明，不论是升轨还是降轨地表垂直形变对LOS向观测的贡献量都在90%以上，EW向水平形变对LOS向观测的贡献量约在35%～39%，而SN向水平形变的贡献则最小，不足10%。也就是说InSAR对断层的垂直形变最敏感，其次对近EW走向断层的水平走滑形变也较敏感，而对近SN向断层的水平走滑形变几乎观测不到。

中国的活动断裂多数为走滑型断层，其实际运动既不是SN向的，也不是EW向的，而是沿断层延伸方向的水平走滑运动。为了进一步阐明InSAR视线向形变与断层水平走滑形变之间的关系，以降轨ENVISAT/ASAR数据为例来进行定量考察(如图6)。设Dstrike为沿断层走向的走滑速率，Ddip为垂直断层走向的倾滑速率(向上为正)，Dlos表示沿卫星视线方向的形变速率(靠近卫星方向为正)，θ为雷达脉冲入射角，α为卫星轨道方位角(顺时针与正北方向的夹角)，β为断层走向(顺时针与正北方向的夹角)，则卫星观测的视线向形变速率与沿断层走滑速率及垂直断层倾滑速率的关系为:

图6 LOS形变速率与沿断层水平走滑速率的转换关系示意图(以降轨ENVISAT/ASAR为例)Fig.6 Sketch map for conversion of LOS deformation to strike slip along a fault with ENVISAT/ASAR.

对于降轨ENVISAT/ASAR图像，平均入射角θ取23°，卫星轨道方位角α取192°，并设定断层的水平走滑速率为5mm/a，将断层走向从0°变化到360°，每隔30°取一个值，按上式计算相应的LOS向形变速率，结果见表2和图7。从图7可看出，InSAR观测的LOS形变速率随着断层走向的变化呈现正弦曲线形态，当断层走向接近90°和270°时，观测到的LOS形变速率最大，其值接近2mm/a;当断层走向接近0°和360°时，观测到的LOS形变速率最小，其值约为0.5mm/a，而这样小的LOS形变量就会降低其观测精度和可靠性。因此，在进行InSAR断层缓慢形变观测时应避免选取近SN走向的断层。

表2 InSAR观测的LOS形变速率随断层走向的变化(以降轨ENVISAT/ASAR为例)Table 2 The change of InSAR LOS deformation rate with fault strike for descending ENVISAT/ASAR

图7 InSAR观测的LOS形变速率与断层走向的关系Fig.7 Sketch map showing the change of InSAR LOS deformation rate with fault strike for descending ASAR.

3.2 时序InSAR断层近场形变特征及构造含义

时序InSAR观测获得的是断层带及其周围区域构造变形的动态图像，它可以从形变场空间分布、时间演化和断层相互作用等多个角度反映断裂带地壳运动的精细结构。借助时序InSAR观测结果，我们可以从形变场的角度在大范围连续区域上考察断层活动速率和累积形变量等在断层两盘的分布状态，随断层距离远近的变化及其在不同段落上的差异。从相邻断裂带形变场的过渡、转化和衔接关系，可以分析不同断裂带之间的相互作用和联动性，探索区域内断层活动的相互触发、牵引及滞后等关系。

3.2.1 InSAR观测可以确定跨断层形变带宽度和形变梯度

活动断层作为活动地块的接触和连接边界，是地壳中的薄弱地带，块体间的相对运动在断层带显示出来，在离开断层带一定距离的完整岩体中可能就不易观测到局部差异运动了。因此，长期以来人们在一些活动性较强的断层带上布设短基线水准测量网、三角观测网及GPS观测网等现代仪器设备，进行断层活动性测量，积累了大量具有较高精度的观测数据，获得了一大批重要的研究成果(甘卫军等，2005;崔笃信等，2009)。但是这些基于离散点的观测结果，不利于反映断层带形变宽度和形变梯度，且随着测量点位和密度的不同，观测结果往往存在较大差异。作者认为如果跨断层观测点相距很近，如几km以内，那得到的观测结果就会低估断层形变速率;反之如果跨断层观测点相距较远，完全覆盖了断层形变带的宽度，那么观测结果就能更准确地反映断层的形变速率和应力应变积累状态。

时序InSAR技术获取的断层带空间连续形变场可以揭示断层形变带宽度和形变梯度。近几年来国内外学者对中国青藏高原及周边的阿尔金断裂(Elliott et al.，2008)、海原断裂(Cavaliéet al.，2008)、鲜水河断裂(Wang et al.，2009)、甘孜-玉树断裂(Yang et al.，2011)及美国加州的圣安德列斯断层和土耳其的北安托利亚断层(Wright et al.，2011)等多条断裂开展了InSAR震间形变观测研究，这些结果均在断层迹线两侧显示了明显的相位变化梯度，但变化范围主要分布在断层带附近70km，至多也就100km宽的区域上。在离开断层各50km以外的地方相位基本是常数，即不再显示形变相位梯度变化。这就说明断层带形变宽度约在70～100km(图8)。图8为本文作者在分析研究了国内外多位学者获取的不同断层InSAR形变速率场后，总结绘制的震间断层形变模式及观测宽度与所得形变速率关系的示意图，图中L1、L2、L3代表50km、100km和150km 3个不同的观测宽度，对应的跨断层形变速率显然是不同的，随着观测宽度的增加，得到的形变速率增大，但当观测宽度扩展到一定范围，如断层两侧各50km远，形变速率就不再变化而接近常数速率。图9为Wang等(2009)利用1996—2008的降轨ERS-1/2数据获取的鲜水河断裂带震间形变率场及跨断层剖面，在断层迹线处显示出明显的形变梯度，意味着断层两盘的相对运动，但随着远离断层距离的增加两盘颜色趋于稳定，显示的形变带宽度大约在70～80km，与国内外学者在其他断层上的观测结果基本一致(Wright et al.，2001;Fialko et al.，2006;Biggs et al.，2007;Cavaliéet al.，2008;Elliott et al.，2008)。无震期跨断层形变带宽度一般在100km以内。这一认识对不同观测结果的对比研究、地面定点观测的布设及InSAR观测中数据范围的选取都有重要指导意义。SAR图像的标准尺寸是100km×100km，这意味着我们不一定要用一个长条带数据来处理，利用标准景SAR数据，只要跨越了断层也同样能够获得好结果。

图8 LOS形变速率与跨断层观测区域宽度的示意图(观测宽度不同得到的形变速率也不同)Fig.8 Sketch map showing the relation of InSAR LOS deformation rate and width of the observed area across fault.

3.2.2 InSAR观测有助于区分断层的蠕滑和粘滑运动方式

根据构造地震理论及断裂活动性研究成果，活断层有粘滑和蠕滑2种基本活动方式，其中粘滑型断层是以地震方式产生间歇性的突然滑动，这种断层的围岩强度高，两盘粘在一起，不产生或仅有极其微弱的相互错动，从而不断积累应变能，当应力达到围岩闭锁段的强度极限后，较大幅度的相互错动在瞬间突然发生，引发地震。蠕滑型断层两侧岩体连续缓慢地滑动，这种断层围岩强度低，断裂带内含有较厚的断层泥、软弱充填物或孔隙水压、或地温高的异常带，断层闭锁能力弱，不能积累较大的应变能，在受力过程中会持续不断地相互错动而缓慢滑动(Fialko et al.，2006;张培震，2003;姚大全等，1993;吕德徽等，1995)。一般认为蠕滑断层上不会有地震发生或仅有极微小的地震发生。

图9 InSAR形变场显示的鲜水河断裂带跨断层形变速率分布和形变带宽度(Wang et al.，2009)Fig.9 InSAR LOS motion rate and width of the deformation belt across the Xianshuihe Fault(after Wang et al.，2009).

断层发生蠕滑还是粘滑运动，滑动速率如何，对于其地震危险性的判断是非常重要的依据。如果断层在发生较大的蠕滑，那么其地震危险性就相对较低，相反如果断层处于锁固的应变能积累状态，那么就存在很大的潜在地震危险性，需要对其采取多种技术手段加强监测。时序InSAR技术获取的断层带连续形变场图像可用于有效区分断层的运动方式。根据已有研究成果(Fialko et al.，2006;Cavaliéet al.，2008;Elliott et al.，2008;Wang et al.，2009)，断层蠕滑和粘滑的InSAR形变场及跨断层剖面具有明显不同的特征和差异。断层蠕滑产生的地表形变场在断层迹线两侧的梯度很陡，甚至是不连续的，存在类似同震变形的跨断层台阶式跳跃，变形带宽度也比较窄(图10)。图10a，b所示为法国学者Cavalié等(2008)利用1993—1998年2个相邻轨道的C波段ERS数据，获得的祁连山地区老虎山和毛毛山断裂的现今形变速率场及跨断层速率剖面，可以看出在断层迹线处形变速率显示出台阶式跳变，形成约5mm/a的跨断层形变差异，而随着离开断层距离的增加，速率值基本保持不变。这就是断层蠕滑的形变场特征。另外，断层蠕滑的速率一般都比较大，如圣安德列斯断层南段蠕滑段速率达3cm/a(Fialko et al.，2006)，因而蠕滑形变易于观测到。粘滑型断层的InSAR形变场及跨断层剖面在断层迹线处表现为平滑、连续、渐变的趋势，似拉长的“S”形态(图5，9)，形变速率相对较小，一般为每年几mm至十几mm。图11c为根据文献中多条断层InSAR近场形变特征总结概括的跨断层形变曲线形态。据此我们可以利用InSAR形变场初步确定断层的蠕滑和粘滑活动方式。

3.2.3 InSAR观测可以揭示相邻断层间的相互作用和隐伏断层位置

近几年在相干性较好的区域开展的大量观测研究已证明时序InSAR测量缓慢构造信号的能力。但从长期观测研究角度而言，通过利用大量长条带和多条带SAR数据，InSAR具有生成更大空间尺度，如整个青藏高原、南北地震带或整个中国大陆断层运动图像的潜力，这样的观测结果不仅能反映单条断层的运动状态和时变过程，还可揭示出新活动构造，特别是隐伏活动断层的位置。通过分析相邻断层间形变场的过渡和衔接关系，可进一步研究多条断层之间的相互作用及相邻断层运动的联动性。这无论是对断层的地震危险性评估，还是断层变形机制的研究都是非常重要的依据。Fialko等(2006)对圣安德列斯断层的研究结果就是一个反映多条断层形变场的一个很好的例子，文中利用1992—2000年的长条带ERS数据和Stacking In-SAR技术获取了美国加州圣安德烈斯断层南段的现今形变速率场(图11)。形变场覆盖了SAF(圣安德列斯断层)及其南部的SJF、SHF、CCF和EF多条近乎平行的断层，图中平滑的颜色渐变显示出各条断层附近的形变速率变化梯度及其相邻断层间的形变关系。不同断层运动速率不一致，也并非每个断层都存在跨断层运动速率差异。其中，SAF和SJF在地表断层迹线两侧显示出明显颜色差异，反映的视线向形变速率均在13～14mm/a，据此还可推测在SJF和SHF之间可能存在一条隐伏断层(图11中的红色虚线)。紧邻SJF的CCF断层也显示出轻微的跨断层形变速率差异，意味着这条断层活动较弱，而在南部的Elsinore断层则没有明显形变。这一基于空间密集InSAR数据的观测结果表明SAF断层和SJF断层可能是该区域的2个主要的高应变积累区，具有很大的潜在地震危险性。

图10 断层蠕滑运动的InSAR形变速率场特征Fig.10 The patterns of InSAR LOS rate map and its profile across a creep fault in the upper crust.

图11 显示多条断层及相互作用的美国加州圣安德烈斯断层InSAR形变速率场(Fialko et al.，2006)Fig.11 The InSAR LOS rate map of San Andreas Fault showing several faults and their reciprocity(after Fialko et al.，2006).

利用覆盖多条断层的长条带InSAR数据，获取主要活动构造区，特别是地震重点监视区的大区域地壳缓慢形变场动态演化图像，分析单条断层的滑动速率、应力应变积累率及多条断层间的相互作用，并识别隐伏断层的位置是目前及将来InSAR技术研究应用热点，也是需要进一步深入研究的发展方向。

3.3 时序InSAR形变速率与GPS等其他速率的关系

目前，对时序InSAR断层形变速率观测精度及可靠性的验证和评估，主要是通过与同一区域同期GPS观测结果、水准观测结果及长期地质速率的比较来进行的。那么这几种不同方法获得的断层形变速率各有什么特点，可比性如何?作者认为以GPS作为真值来检验InSAR观测精度较为可取，而水准观测及地质速率与InSAR结果可比性弱。

InSAR观测的视线向活动速率是断层实际运动在卫星视线方向的投影，GPS观测的三分量形变是断层运动的完整描述，将GPS三分量形变投影到InSAR的卫星视方向后二者就具有了很好的可比性。虽然GPS是点观测而InSAR是面观测，但由于地壳运动的稳定性和整体性，将GPS点观测结果与其所在区域的InSAR面观测结果进行比较是完全可以的。甚至不同时期分别获取的InSAR、GPS观测结果仍具有良好的互验性。因为从地质的角度，在几a或十几a时间尺度上的GPS、InSAR地壳形变观测结果具有几十a或更长时间尺度的运动学意义。所不同的是观测量的大小，GPS远场位移反映的形变速率是上限，而InSAR观测是SAR图像覆盖区域内的相对形变速率(图8)。InSAR观测结果与区域大小有关。如果观测区域图像覆盖范围小于断层形变带宽度(如50～70km)，那么InSAR观测结果就会偏小，如果覆盖范围超过断层形变带宽度(如超过70～100km)，且断层位于SAR图像的中部，那就基本可以反映断层的形变速率，达到与GPS类似的观测效果。

地质速率是若干次地震事件位错量的长期平均，是按累积同震位移和离逝时间计算的滑动速率，并不代表无震时期断层运动速率。如果地质速率与GPS、InSAR等现代观测速率一致，那就意味着人们关于滑动速率、离逝时间、累积位移量和复发周期的估计和推算结果是正确的。水准测量的是断层的垂直形变，而InSAR视线方向观测的是断层水平、垂直运动共同作用的结果，因此水准与InSAR不能进行直接比较与验证。

4 结论

对现有时序InSAR方法的基本原理、技术特点和适用性进行了归纳总结。采用其中的PSInSAR技术，以GAMMA/IPTA为软件平台，以2003—2010年的17景ENVISAT ASAR雷达图像为数据源，在海原断裂带开展了PSInSAR地壳微小形变观测研究，获得海原断裂中段PS形变速率场，显示海原断裂带两盘具有明显的形变差异，跨断层视线向形变速率值约5mm/a，PS点运动方向与左旋走滑一致。这一结果与地质学测年方法获得的海原断裂3～10mm/a的形变速率以及GPS大地测量手段获得的3～8mm/a的形变速率基本相符，说明这一结果是准确可靠的。但PSInSAR形变速率场能够以密集的PS点群反映断裂带附近地壳运动的整体图像和空间连续变化趋势，弥补地面定点观测盲区。因此，该方法在断裂活动性监测及其地震危险性评价中具有广阔的应用前景和巨大发展潜力。

综合分析国内外学者在多条断裂上开展的时序InSAR断层活动性研究成果，结合本文在海原断裂带开展的PSInSAR观测研究实例，对时序InSAR断裂带微小地壳形变场探测中的若干问题，包括LOS形变速率与目标断层走向的关系、LOS形变速率与跨断层观测宽度的关系、LOS形变速率与GPS等其他形变速率的关系以及LOS形变速率场揭示的断层相互作用及断层滑动方式等进行了分析探讨。旨在为完善和推进时序InSAR技术的发展及其在构造变形监测研究中的应用进展提供参考。

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