王永哲，朱建軍，李志偉，歐自強(qiáng)

中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，湖南 長(zhǎng)沙410083

1 引 言

2010年4月14日，在中國(guó)青海省南部的玉樹縣發(fā)生了MW6.9級(jí)強(qiáng)烈地震，震中位于33.2°N、96.6°E，震源深度17km（USGS），此次地震造成了2220人死亡，70多人失蹤（據(jù)中華人民共和國(guó)民政部網(wǎng)站）。玉樹縣地處巴顏喀拉地塊南邊界，該次地震被認(rèn)為是發(fā)生在巴顏喀拉地塊南邊界的甘孜—玉樹斷裂帶上［1］。甘孜—玉樹斷裂帶是一條北西走向的左旋走滑斷裂帶，長(zhǎng)約700km［2］，自晚新生代以來，構(gòu)造活動(dòng)劇烈，引發(fā)了一系列的大地震［3］。由于印度板塊向北推擠、青藏高原東擴(kuò)、巴顏喀拉塊體向東擠出，使得塊體邊界應(yīng)力不斷積累并達(dá)到一定程度，最終以玉樹地震的形式得到了釋放［4］，對(duì)玉樹地表造成了嚴(yán)重的破壞。

利用大地測(cè)量形變數(shù)據(jù)來反演地震發(fā)震斷層的滑動(dòng)分布，可以為地震研究提供可靠依據(jù)。文獻(xiàn)［5—6］曾利用GPS形變觀測(cè)數(shù)據(jù)，對(duì)汶川地震發(fā)震斷層的滑動(dòng)分布進(jìn)行過研究，并得到了比較可靠的結(jié)果。但是在玉樹地區(qū)，GPS和其他傳統(tǒng)形變測(cè)量數(shù)據(jù)嚴(yán)重缺乏。利用震前、震后的SAR數(shù)據(jù)進(jìn)行干涉處理，充分發(fā)揮InSAR技術(shù)高空間分辨率、大面積獲取地表信息的特點(diǎn)［7］，可以獲得雷達(dá)視線方向的同震形變場(chǎng)，為地震地區(qū)的形變研究提供詳細(xì)資料。InSAR技術(shù)首先成功應(yīng)用于美國(guó)Landers地震同震形變場(chǎng)的監(jiān)測(cè)［8］，結(jié)果很好地反映了地震引起的地表形變情況。隨著InSAR技術(shù)的成熟，該技術(shù)已廣泛用于地震引起的地表形變的監(jiān)測(cè)［9－12］。文獻(xiàn)［1，13］分別利用InSAR技術(shù)獲取了玉樹地震的同震地表形變場(chǎng)。在這些形變干涉處理結(jié)果中，存在著比較明顯的誤差殘余相位信息，其中包括軌道誤差和大氣延遲誤差等，形變場(chǎng)并不準(zhǔn)確，且未對(duì)引起地表形變的斷層滑動(dòng)情況進(jìn)行研究和分析。

為深入了解玉樹地震斷層的滑動(dòng)分布情況，文獻(xiàn)［14］最先通過獲得的玉樹地震InSAR同震形變場(chǎng)，基于彈性位錯(cuò)理論反演了5段不連續(xù)斷層的滑動(dòng)分布，但其InSAR同震形變場(chǎng)中仍存在一定量的軌道殘差相位，反演的結(jié)果在地表的表現(xiàn)比中國(guó)地震局實(shí)地調(diào)查的結(jié)果要小。文獻(xiàn)［15］利用InSAR和地震波的數(shù)據(jù)反演了該次地震的同震斷層滑動(dòng)分布，反演的最大滑動(dòng)量為1.5m，在地表以下4km深處，盡管反演結(jié)果與實(shí)測(cè)InSAR數(shù)據(jù)擬合較好，但他們將斷層分成3段不連續(xù)的分段斷層，且斷層錯(cuò)動(dòng)引起的地表滑動(dòng)量與中國(guó)地震局實(shí)地調(diào)查的結(jié)果相差較大。文獻(xiàn)［16］利用寬幅和條帶SAR數(shù)據(jù)獲取了此次地震的形變場(chǎng)數(shù)據(jù)，基于均勻彈性半空間位錯(cuò)模型解算了斷層的滑動(dòng)分布，他們?cè)诜囱葸^程中，將隆寶灘及玉樹的兩處斷層作為連續(xù)斷層考慮。根據(jù)文獻(xiàn)［3］的實(shí)地調(diào)查，隆寶灘和玉樹兩處地表破裂帶并未連續(xù)，且呈錯(cuò)開分布。針對(duì)觀測(cè)數(shù)據(jù)分析和斷層分段中存在的問題，本文首先通過最小二乘多項(xiàng)式擬合的方法去除殘差相位，得到質(zhì)量較好的玉樹地震同震形變場(chǎng)，然后根據(jù)實(shí)地調(diào)查和InSAR形變場(chǎng)將斷層分為隆寶灘和玉樹兩部分，再將玉樹部分分成4段處理，采用最小二乘方法對(duì)分段斷層的滑動(dòng)分布進(jìn)行了反演，并與實(shí)地調(diào)查的結(jié)果對(duì)比，最后對(duì)結(jié)果的不確定性進(jìn)行了分析。

2 數(shù)據(jù)處理及分析

地震發(fā)生前后，日本宇航局ALOS衛(wèi)星L波段PALSAR傳感器對(duì)地震地區(qū)進(jìn)行了觀測(cè)。玉樹地區(qū)盡管海拔較高，但起伏不大且植被稀疏，因此比較有利于進(jìn)行干涉處理。根據(jù)空間基線和時(shí)間基線選取的原則，本文選擇了一對(duì)影像對(duì)進(jìn)行干涉處理，選擇的圖像對(duì)很好地覆蓋了地震發(fā)生的區(qū)域，圖像對(duì)信息如表1所示。

表1 ALOS／PALSAR數(shù)據(jù)信息Tab.1 Details of ALOS／PALSAR data

干涉處理所使用的軟件是瑞士的GAMMA商用軟件，利用軟件將影像對(duì)進(jìn)行配準(zhǔn)、重采樣處理，采用二軌差分的方法獲取形變干涉圖。使用美國(guó)國(guó)家航空航天局水平分辨率為90m（3″）的SRTM數(shù)據(jù)去除地形相位。由于空間基線較長(zhǎng)，且PALSAR數(shù)據(jù)沒有精密軌道信息，利用垂直基線模擬的地形和平地相位不準(zhǔn)確，因此，經(jīng)過地形和平地相位去除后，干涉圖中仍存在著由于軌道誤差引起的殘余相位趨勢(shì)。為了去除差分干涉圖中的軌道殘差相位，本文采用最小二乘方法擬合軌道殘差多項(xiàng)式模型，從而削弱軌道殘差的影響。形變主要集中在圖像中部區(qū)域，離震區(qū)較遠(yuǎn)的地區(qū)無地表形變發(fā)生，其對(duì)應(yīng)的相位為軌道殘差相位，也就是說，利用該模型去除軌道殘差影響，不會(huì)造成形變場(chǎng)信息的畸變。

為了消弱噪聲對(duì)結(jié)果的影響，改進(jìn)的Goldstein濾波方法［17］用于對(duì)干涉圖進(jìn)行濾波處理。干涉圖中的相位為纏繞的相位，其并不能完全反映地表真實(shí)的形變情況。本文利用最小費(fèi)用流方法進(jìn)行解纏處理。玉樹地震發(fā)生前后時(shí)間段內(nèi)，該地區(qū)氣候干燥，盡管大氣影響對(duì)形變場(chǎng)獲取影響較小，但本文也使用簡(jiǎn)單的最小線性回歸的方法削弱了大氣延遲的影響，該方法主要是利用大氣相位與地形之間的簡(jiǎn)單線性關(guān)系來去除大氣的相位。最終得到了玉樹地震的同震形變場(chǎng)（圖1所示為形變干涉圖和形變圖，黑色曲線為根據(jù)形變陡變確定的斷層跡線，五角星為USGS的主震和最大余震的震中位置）。

形變干涉圖基本上反映了玉樹地震的地表形變分布情況，每個(gè)條紋代表雷達(dá)視線方向0.118m的形變變化。地震發(fā)生時(shí)，由于地表發(fā)生了破裂，破裂帶附近的地表形變較大，地物的反射特性發(fā)生了較大的變化，從而引起了干涉失相關(guān)，因此，在圖1中掩膜了這一部分失相干區(qū)域。同震形變干涉圖中，在USGS震中地區(qū)（實(shí)地地質(zhì)調(diào)查的隆寶灘地區(qū)）（Ⅰ區(qū)）以及震中東南方向距離玉樹縣西北20km左右的地區(qū)（Ⅱ區(qū)），干涉條紋比較集中，可以認(rèn)為，地震引起的形變主要集中在這兩個(gè)區(qū)域，其中Ⅰ區(qū)形變相對(duì)較小，兩個(gè)條紋變化。Ⅱ區(qū)形變相對(duì)較大，3～4個(gè)條紋變化，可見在玉樹縣地區(qū)的地表形變較大，這也是造成玉樹城區(qū)受災(zāi)比較嚴(yán)重的原因。

形變圖很好地反映了同震地表的變化情況，地震引起的地表形變主要集中在70km×70km范圍內(nèi)。在東北部地區(qū)，地表為沿雷達(dá)視線方向的抬升；在西南部地區(qū)，地表為沿雷達(dá)視線方向的下降，地震地表形變最大值為－0.442，位于Ⅱ區(qū)。東北和西南的形變陡變帶清晰可見，在Ⅱ區(qū)地表的陡變帶與實(shí)地的地質(zhì)調(diào)查所得地表破裂帶吻合較好，長(zhǎng)度大約為50km。而在Ⅰ區(qū)，盡管地表基本沒有發(fā)生破裂，但可以認(rèn)為該陡變帶為斷層在地表的錯(cuò)動(dòng)跡線。

3 分段斷層滑動(dòng)分布反演

地震發(fā)生后，文獻(xiàn)［18］利用地震臺(tái)網(wǎng)的地震波形資料，反演得到了玉樹地震的矩張量解，認(rèn)為該次地震的發(fā)震斷層為玉樹斷層，走向119°，傾角83°。在確定斷層傾角時(shí)，本文作者進(jìn)行了簡(jiǎn)單的模擬試驗(yàn)，發(fā)現(xiàn)當(dāng)傾角大小改變時(shí)，模擬值與觀測(cè)值殘差的改變量并不大。因此，在進(jìn)行滑動(dòng)量反演時(shí)，采用與地震波形反演結(jié)果相同的83°作為斷層的傾角。中國(guó)地震局地質(zhì)研究所的科考工作人員對(duì)地表破裂情況進(jìn)行了實(shí)地調(diào)查，地表破裂發(fā)生在為甘孜—玉樹斷裂的西北段，同時(shí)根據(jù)實(shí)地調(diào)查結(jié)果及InSAR形變陡變帶分析，本文構(gòu)建了玉樹地震的斷層幾何，主要包括斷層走向角、長(zhǎng)度和寬度等，斷層由5段組成，共長(zhǎng)79.80km，斷層幾何參數(shù)如表2所示。

表2 5段斷層模型幾何參數(shù)Tab.2 Geometric parameters of five segmented fault models

3.1 形變場(chǎng)重采樣

由于InSAR數(shù)據(jù)高空間分辨率的特點(diǎn)，將InSAR結(jié)果作為反演的觀測(cè)值，數(shù)據(jù)量大得驚人，本文處理得到的地面觀測(cè)點(diǎn)數(shù)據(jù)達(dá)到106，如果將所有的地面觀測(cè)點(diǎn)都作為約束進(jìn)行反演，不但浪費(fèi)時(shí)間也沒有必要。因此，需對(duì)形變場(chǎng)數(shù)據(jù)進(jìn)行合理的重采樣處理。在選點(diǎn)時(shí)，近場(chǎng)數(shù)據(jù)對(duì)斷層參數(shù)的約束更敏感，而遠(yuǎn)場(chǎng)數(shù)據(jù)對(duì)參數(shù)的約束同樣也有貢獻(xiàn)作用?？紤]到此次地震引起的地表形變梯度較小，影響范圍不大，所以本文采用平均選點(diǎn)法進(jìn)行重采樣，采樣間距僅為150m。相比適用于形變梯度大的四叉樹選點(diǎn)方法［19］，本文采樣方法不但保證了近場(chǎng)有足夠密度的采樣點(diǎn)，也同樣保證了遠(yuǎn)場(chǎng)數(shù)據(jù)的采樣數(shù)量，重采樣后用作反演的地面觀測(cè)點(diǎn)總數(shù)為2132個(gè)。

3.2 反演方法

首先將分段后的斷層分成若干個(gè)小的斷層單元，每個(gè)斷層單元具有均勻滑動(dòng)特征?；诰鶆蚪橘|(zhì)的彈性半空間位錯(cuò)模型［20］，介質(zhì)的泊松比設(shè)為0.25，在確定了斷層的幾何參數(shù)之后，InSAR觀測(cè)數(shù)據(jù)與地震斷層滑動(dòng)量之間的關(guān)系可以表示為

式中，dLOS為觀測(cè)得到的InSAR視線向形變數(shù)據(jù)；G為格林函數(shù)矩陣；s為小斷層單元的滑動(dòng)分量；ε為觀測(cè)誤差。

在反演過程中，為了避免結(jié)果的不穩(wěn)定，加入了平滑約束，使滑動(dòng)量的二維二次導(dǎo)數(shù)最小，此時(shí)構(gòu)建的方程［19］為

式中，D為拉普拉斯平滑算子；k2為平滑因子，根據(jù)函數(shù)的殘差和粗糙度關(guān)系來確定。

在式（2）中，InSAR形變數(shù)據(jù)與每個(gè)小斷層單元的滑動(dòng)量之間呈線性關(guān)系，使用最小二乘方法，來反演分段斷層的同震滑動(dòng)分布。

3.3 滑動(dòng)分布反演

根據(jù)確定的斷層幾何參數(shù)，將斷層沿走向方向均勻劃分成37列，深度方向均勻劃分為10行，斷層單元總數(shù)為370，根據(jù)斷層單元的幾何參數(shù)，生成格林函數(shù)矩陣G。反演過程中由于失配值和粗糙度之間存在一定的折衷對(duì)比關(guān)系（關(guān)系曲線如圖2所示），根據(jù)折衷曲線，本文選擇的光滑因子為2.3。

圖1 同震形變干涉圖（a）與同震形變場(chǎng)（b）Fig.1 Coseismic interferogram（a）and coseismic deformation field（b）

圖2 失配值和粗糙度之間的折衷關(guān)系曲線，選擇點(diǎn)是光滑因子為2.3的位置Fig.2 The curve of trade－off between the misfit values and roughness，the selected point is the position of smoothing factor 2.3

經(jīng)過反演計(jì)算，得到了斷層滑動(dòng)的分布，模擬的形變值與反演所用觀測(cè)值擬合較好，均方根誤差為0.9cm，最大的觀測(cè)值擬合殘差為6.3cm，擬合殘差直方圖如圖3。圖4為反演結(jié)果的三維顯示，斷層以左旋走滑為主，在斷層滑動(dòng)比較大的地方，存在一定的逆傾滑動(dòng)，該結(jié)果與甘孜—玉樹斷裂帶的性質(zhì)比較一致。斷層的滑動(dòng)出現(xiàn)了兩個(gè)峰值區(qū)：第1個(gè)滑動(dòng)峰值區(qū)發(fā)生在第1段斷層的沿?cái)鄬用嬉韵?4km深處，最大值為2.084m；第2個(gè)峰值區(qū)發(fā)生在第4段斷層的沿?cái)鄬用嬉韵?km范圍深處，最大值為地表處的1.774m。從斷層滑動(dòng)分布圖中看出，地表破裂應(yīng)該主要發(fā)生在第1段斷層處，盡管斷層滑動(dòng)量比較大，但在地表顯現(xiàn)出來的錯(cuò)動(dòng)位移很小，這與地質(zhì)調(diào)查［3］的隆寶灘破裂位移結(jié)果比較吻合。第4段斷層處，斷層的滑動(dòng)有兩個(gè)區(qū)域，上部滑動(dòng)直接出露到地表，并在地表形成了破裂，將出露地表的滑動(dòng)結(jié)果與地質(zhì)調(diào)查的破裂位移結(jié)果［4］進(jìn)行了對(duì)比，比較結(jié)果列于表3中。本文的結(jié)果與地質(zhì)調(diào)查的結(jié)果相當(dāng)，但有一定的差別，該差別主要是由斷層位置和反演斷層單元大小劃分的影響造成的：一方面由于在反演前，將斷層在地表劃分為5段，在細(xì)節(jié)上點(diǎn)位位置與實(shí)地調(diào)查的位置有一定距離，造成數(shù)據(jù)有偏差；另一方面，在反演時(shí)，第4段斷層上每個(gè)單元沿走向方向上為2.5km大小，所得滑動(dòng)值為整個(gè)單元上滑動(dòng)量的值，與具體的對(duì)應(yīng)點(diǎn)的實(shí)測(cè)結(jié)果有偏差。正是由于以上兩個(gè)原因，使得本文結(jié)果與地質(zhì)調(diào)查的結(jié)果有偏差，且在3、4號(hào)點(diǎn)處偏差較大。下部區(qū)域有一定的右旋逆沖的滑動(dòng)量存在。在第2段斷層處，地表以下也發(fā)生了少量的斷層滑動(dòng)，對(duì)地表的影響非常小，這也符合干涉形變圖的實(shí)測(cè)結(jié)果。

圖3 擬合殘差直方圖Fig.3 Histogram of the fitting residuals

圖4 斷層滑動(dòng)分布圖Fig.4 Fault slip distribution

表3 斷層錯(cuò)動(dòng)量與地表實(shí)地破裂比較Tab.3 Surface slip comparison between field survey and inversed result

斷層平均滑動(dòng)量為0.669m，從文獻(xiàn)［21］中得到的川滇地區(qū)的巖石剪切模量μ＝32Gpa，根據(jù)滑動(dòng)量計(jì)算的地震矩張量為3.4×1019Nm，對(duì)應(yīng)的矩震級(jí)為MW7.0，與利用地震波形反演的結(jié)果相當(dāng)。

3.4 結(jié)果分析及討論

為了估計(jì)反演滑動(dòng)量的不確定性，首先對(duì)InSAR形變觀測(cè)值的誤差進(jìn)行分析。盡管干涉處理中對(duì)各種誤差進(jìn)行了削弱和去除，但這些誤差的影響在一定程度上仍然存在，尤其以大氣延遲誤差影響最大。為簡(jiǎn)化分析，假設(shè)整個(gè)噪聲場(chǎng)中都是大氣誤差影響，服從各向同性特征［22－24］。因此，各點(diǎn)之間的相關(guān)關(guān)系只與點(diǎn)之間的距離有關(guān)，可以使用經(jīng)驗(yàn)的地統(tǒng)計(jì)學(xué)方法來確定觀測(cè)點(diǎn)之間的協(xié)方差，引入?yún)f(xié)方差函數(shù)［25］

式中，C（h）為兩點(diǎn)間的協(xié)方差；h為兩點(diǎn)間距離；a、b為待定系數(shù)。

整個(gè)形變干涉圖中，任意兩點(diǎn)之間的協(xié)方差都滿足以上的關(guān)系式，在對(duì)觀測(cè)點(diǎn)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)求協(xié)方差函數(shù)時(shí)，忽略震區(qū)的觀測(cè)點(diǎn)，只選擇離震區(qū)較遠(yuǎn)地區(qū)的數(shù)據(jù)來擬合函數(shù)，認(rèn)為這些遠(yuǎn)區(qū)數(shù)據(jù)中不含形變信息而只含有誤差信息，使用非線性最小二乘方法擬合函數(shù)中的待定系數(shù)。求得的模型參數(shù)分別為：a＝36.57mm2，b＝23.41km。利用相干性確定的方差［22］以及式（3）確定的協(xié)方差函數(shù)，求得用于反演的觀測(cè)值方差－協(xié)方差矩陣。根據(jù)此方差－協(xié)方差矩陣，采用蒙特卡洛方法模擬100組噪聲，將噪聲分別加到觀測(cè)數(shù)據(jù)中，對(duì)觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行擾動(dòng)［26］，然后用新生成的100組數(shù)據(jù)分別進(jìn)行反演來確定結(jié)果的不確定性。反演結(jié)果的不確定性分布如圖5所示，誤差平均值為0.162m，誤差最大值位于第一段斷層的14km深處，可以認(rèn)為在此周圍誤差相對(duì)較大。由于采集的PALSAR圖像數(shù)據(jù)只覆蓋了隆寶灘斷層影響的一部分區(qū)域，而圖像則覆蓋了玉樹斷層影響的大部分區(qū)域，使得InSAR形變結(jié)果對(duì)隆寶灘斷層的滑動(dòng)量反演的約束能力要差一些，對(duì)玉樹斷層的約束能力要強(qiáng)，該差別也反映在了滑動(dòng)量的誤差分布圖上。

利用反演得到的斷層滑動(dòng)分布，模擬了整個(gè)地震區(qū)地表PALSAR視線方向的同震形變場(chǎng)以及形變干涉圖，形變干涉圖如圖6（a）所示。從模擬的形變干涉圖中可以看出，條紋數(shù)和形變區(qū)域與實(shí)測(cè)PALSAR形變場(chǎng)基本一致。將實(shí)測(cè)值與模擬值做差，得到形變殘差干涉圖及形變殘差圖，如圖6（b）和圖6（c）。從殘差圖中可以發(fā)現(xiàn)，模型對(duì)觀測(cè)值的擬合較好。從形變殘差圖中可以看出，不存在系統(tǒng)性的殘差，整體形變殘差的均方根誤差為1.4cm，殘差較大的觀測(cè)點(diǎn)主要集中在斷層兩側(cè)附近位置。在反演時(shí)，將斷層在地表的跡線簡(jiǎn)化為幾段直線處理，斷層附近的點(diǎn)與斷層關(guān)系發(fā)生較大改變，從而引起這些點(diǎn)的擬合殘差較大。在相位殘差圖中可以發(fā)現(xiàn)，地震區(qū)的大部分區(qū)域殘差相位較小，整體擬合較好，相位差最大的地方在隆寶灘的第1段斷層和第4段斷層處的上盤部分，但都小于一個(gè)條紋。由以上分析可知，由本文斷層滑動(dòng)模型模擬的形變和相位與觀測(cè)值擬合的較好，且結(jié)果比較可靠。

圖5 斷層滑動(dòng)不確定性分布圖Fig.5 Distribution of fault slip uncertainties

4 結(jié) 論

玉樹地震引起的地表形變，主要集中在隆寶灘和玉樹兩個(gè)區(qū)域，斷層?xùn)|北部地區(qū)沿雷達(dá)視線方向抬升，西南部地區(qū)沿雷達(dá)視線方向下降，在玉樹縣附近的形變最大。

斷層的滑動(dòng)以左旋走滑為主，滑動(dòng)量主要集中在兩個(gè)區(qū)域：第1、第4段斷層。第1段和第4段斷層處有地表的出露；玉樹附近地區(qū)的第4段斷層處，斷層滑動(dòng)引起了地表的嚴(yán)重破裂，地表錯(cuò)動(dòng)量達(dá)到1.774m，該處為地震的宏觀震中位置。反演的結(jié)果在第2、3、4、5斷層處的誤差較小，第1斷層處較差。根據(jù)反演結(jié)果計(jì)算的地震矩3.4×1019Nm，震級(jí)MW7.0。

本文將PALSAR數(shù)據(jù)作為觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行反演約束，且干涉處理得到是雷達(dá)視線方向的形變，反演約束能力并不是非常強(qiáng)，如果能將不同視線方向的InSAR數(shù)據(jù)和其他大地測(cè)量數(shù)據(jù)進(jìn)行聯(lián)合反演，將可以得到更加符合實(shí)際的斷層滑動(dòng)量和分布。

圖6 模擬的PALSAR同震形變干涉圖（a），相位殘差圖（b）和形變殘差圖（c）Fig.6 Predicted coseismic PALSAR interferogram（a），phase residuals（b）and deformation residuals（c）

致 謝：研究所用的PALSAR數(shù)據(jù)由日本宇航局提供，部分圖件使用GMT［27］繪制。

［1］ ZHANG Guifang，QU Chunyan，SHAN Xinjian，et al.The Surface Rupture and Coseismic Deformation Characteristics of theMS7.1Earthquake at Qinghai Yushu in 2010［J］.Chinese Journal of Geophysics，2011，54（1）：121－127.（張桂芳，屈春燕，單新建，等.2010年青海玉樹MS7.1級(jí)地震地表破裂帶和形變特征分析［J］.地球物理學(xué)報(bào)，2011，54（1）：121－127.）

［2］ ZHANG Peizhen，DENG Qidong，ZHANG Guomin，et al.Active Tectonic Blocks and Strong Earthquake in the Continent of China［J］.Science in China：D，2003，33（sup）：12－20.（張培震，鄧起東，張國(guó)民，等.中國(guó)大陸的強(qiáng)震活動(dòng)與活動(dòng)地塊［J］.中國(guó)科學(xué)：D，2003，33（sup）：12－20.）

［3］ MA Yinsheng，ZHANG Yongshuang，HU Daogong，et al.The Surface Ruptures and the Macroscopical Epicenter of YushuMS7.1Earthquake［J］.Journal of Geomechanics，2010， 16（2）：115－128.（馬寅生，張永雙，胡道功，等.玉樹地震地表破裂與宏觀震中［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào)，2010，16（2）：115－128.）

［4］ CHEN Lichun，WANG Hu，RAN Yongkang，et al.TheMS7.1Yushu Earthquake Surface Rupturesand Historical Earthquakes［J］.Chinese Science Bulletin，2010，50（13）：1200－1205.（陳立春，王虎，冉勇康，等.玉樹MS7.1級(jí)地震地表破裂與歷史大地震［J］.科學(xué)通報(bào)，2010（13）：1200－1205.）

［5］ XU Caijun，LIU Yang，WEN Yangmao.MW7.9Wenchuan Earthquake Slip Distribution Inversion from GPS Measurements［J］.Acta Geodaetica et Cartographica Sinica，2009，38（3）：195－201.（許才軍，劉洋，溫?fù)P茂.利用 GPS資料反演汶川MW7.9級(jí)地震滑動(dòng)分布［J］.測(cè)繪學(xué)報(bào)，2009，38（3）：195－201.）

［6］ LI Zhicai，ZHANG Peng，JIN Shuanggen，et al.Wenchuan Earthquake Deformation Fault Inversion and Analysis Based on GPS Observations［J］.Acta Geodaetica et Cartographica Sinica，2009，38（2）：108－113.（李志才，張鵬，金雙根，等.基于GPS觀測(cè)數(shù)據(jù)的汶川地震斷層形變反演分析［J］.測(cè)繪學(xué)報(bào)，2009，38（2）：108－113.）

［7］ LIAO Mingsheng，LIN Hui.Synthetic Aperture Radar Interferometry－principle and Signal Processing ［M ］.Beijing：Surveying and Mapping Press，2003.（廖明生，林琿.雷達(dá)干涉測(cè)量：原理與信號(hào)處理基礎(chǔ)［M］.北京：測(cè)繪出版社，2003.）

［8］ MASSONNET D，ROSSI M，CARMONA C，et al.The Displacement Field of the Landers Earthquake Mapped by Radar Interferometry［J］.Nature，1993，364（6433）：138－142.

［9］ XU Caijun，LIU Yang，WEN Yangmao，et al.Coseismic Slip Distribution of the 2008MW7.9Wenchuan Earthquake from Joint Inversion of GPS and Insar Data［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，2010，100（5B）：2736－2749.

［10］ SUN Jianbao，XU Xiwei，SHEN Zhengkang，et al.Parameter Inversion of the 1997Mani Earthquake InSAR Coseismic Deformation Field Based on Linear Elastic Dislocation Model－I：Uniform Slip Inversion［J］.Chinese Journal of Geophysics，2007，50（4）：1097－1110.（孫建寶，徐錫偉，沈正康，等.基于線彈性位錯(cuò)模型及干涉雷達(dá)同震形變場(chǎng)反演1997年瑪尼MW7.5級(jí)地震參數(shù)－I：均勻 滑 動(dòng) 反 演 ［J］.地球物理學(xué)報(bào)，2007，50（4）：1097－1110.）

［11］ FUNNING G J，PARSONS B，WRIGHT T J，et al.Surface Displacements and Source Parameters of the 2003BAM（Iran）Earthquake from Envisat Advanced Synthetic Aperture Radar Imagery［J］.Journal of Geophysical Research－Solid Earth，2005，110（B9）：39－49.

［12］ LIU G X，DING X L，LI Z L，et al.Pre－and Co－seismic Ground Deformations of the 1999Chi－Chi，Taiwan Earthquake，Measured with SAR Interferometry［J］.Computers and Geosciences，2004，30（4）：333－343.

［13］ YAO Xin，ZHANG Yongshuang，YANG Nong，et al.D－InSAR Observation of Earth Surface Deformation in theMS7.1Yushu Earthquake［J］.Journal of Geomechanics，2010，16（2）：129－136.（姚鑫，張永雙，楊農(nóng)，等.玉樹地震地表變形InSAR觀測(cè)及初步分析［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào)，2010，16（2）：129－136.）

［14］ ZHA Xianjie，DAI Zhiyang，GE Linlin，et al.Fault Geometry and Slip Distribution of the 2010Yushu Earthquakes Inferred from InSAR Measurement［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，2011，101（4）：1951－1958.

［15］ LI Z H，ELLIOTT J，F(xiàn)ENG W P，et al.The 2010MW6.8Yushu（Qinghai，China）Earthquake：Constraints Provided by InSAR and Body Wave Seismology［J］.Journal of Geophysical Research，2011，116（B10）：302－316.

［16］ TOBITA M，NISHIMURA T，KOBAYASHI T，et al.Estimation of Coseismic Deformation and a Fault Model of the 2010Yushu Earthquake Using PALSAR Interferometry Data［J］.Earth and Planetary Science Letters，2011，307（3－4）：430－438.

［17］ LI Zhiwei，DING Xiaoli，HUANG C，et al.Improved Filtering Parameter Determination for the Goldstein Radar Interferogram Filter［J］.ISPRS Journal of Photogrammetry and Remote Sensing，2008，63（6）：621－634.

［18］ LIU Chao，XU Lisheng，CHEN Yuntai.Quick Moment Tensor Solution for 14April 2010Yushu，Qinghai，Earthquake［J］.Acta Seismologica Sinica，2010，32（3）：366－368.（劉超，許力生，陳運(yùn)泰.2010年4月14日青海玉樹地震快速矩張量解［J］.地震學(xué)報(bào)，2010（3）：366－368.）

［19］ JONSSON S，ZEBKER H，SEGALL P，et al.Fault Slip Distribution of the 1999MW7.1Hector Mine，California，Earthquake，Estimated from Satellite Radar and GPS Measurements［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，2002，92（4）：1377－1389.

［20］ OKADA Y.Internal Deformation Due to Shear and Tensile Faults in a Half－space［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，1992，82（2）：1018－1040.

［21］ WANG Hui，LIU Jie，SHI Yaolin，et al.Dynamic Simulation of Interactions between Major Earthquakes on the Xianshuihe Fault Zone［J］.Science in China：Series D，2008，38（7）：808－818.（王輝，劉杰，石耀霖，等.鮮水河斷裂帶強(qiáng)震相互作用的動(dòng)力學(xué)模擬研究［J］.中國(guó)科學(xué)：D輯，2008，38（7）：808－818.）

［22］ HANSSEN R F.Radar Interferometry：Data Interpretation and Error Analysis［M］.New York：Kluwer Academic Publishers，2001.

［23］ BIGGS J，WRIGHT T，LU Z，et al.Multi－interferogram Method for Measuring Interseismic Deformation：Denali Fault，Alaska［J］.Geophysical Journal International，2007，170（3）：1165－1179.

［24］ PARSONS B，WRIGHT T，ROWE P，et al.The 1994 Sefidabeh（Eastern Iran）Earthquakes Revisited：New Evidence from Satellite Radar Interferometry and Carbonate Dating about the Growth of an Active Fold above a Blind Thrust Fault［J］.Geophysical Journal International，2006，164（1）：202－217.

［25］ SUDHAUS H，JONSSON S.Source Model for the 1997 Zirkuh Earthquake（MW＝7.2）in Iran Derived from JERS and ERS InSAR Observations［J］.Geophysical Journal International，2011，185（2）：676－692.

［26］ FUNNING G.Source Parameters of Large Shallow Earthquake in the Alpine－Himalayan Belt from InSAR and Waveform Modelling［D］.Oxford：University of Oxford，2005.

［27］ WESSEL P，SMITH W.New，Improved Version of Generic Mapping Tools Released［J］.Eos，Transactions American Geophysical Union，1998，79（47）：579－579.