2012, Vol. 55
2. 中国地质大学(武汉)地球物理与空间信息学院,行星研究所,武汉 430074;
3. 四川测绘地理信息局,四川省第一测绘工程院,成都 610100;
4. 中国地震局第二监测中心, 西安 710054;
5. 四川省地震局防灾研究所,成都 610041
, LAN Qi-Gui3, NIE Zhao-Sheng1, WANG Qing-Liang4, LI Heng1, LIAO Hua5, TAN Kai1, QIAO Xue-Jun1, WANG Qi2
2. Institute of Geophysics & Geomatics, Planetary Science Institute, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
3. First Institution of Survey Engineering, Sichuan Administration of Surveying Mapping & Geoinformation, Chengdu 610100, China;
4. Second Monitoring Center,China Earthquake Administration,Xi'an 710054, China;
5. Institute of Hazard Mitigation and Life Assistance, Sichuan Earthquake Administration, Chengdu 610041, China
中国是一个震害严重的国家，仅历史记载的八级以上地震就有十余次[1]，年代较近如1920 年海原、1976年唐山地震都造成巨大灾害.近十年来地震又趋活跃，大震(Mw>7.5)相继出现，并以2008年汶川地震尤烈，沿龙门山产生数百公里的地表破裂，数十万居民伤亡[2-4]，滑坡、泥石流等滋生灾害持续不断，地震监测研究任重道远.
以往受技术、地理条件限制，国内地震变形监测比较薄弱，资料普遍缺乏.近来，空间技术突破了地形制约，为全面、准确、持续监测提供了技术支撑.2008年汶川地震后，多部门组织应急监测，先后公布了包含158个GPS测站的同震位移场[5-6].之后，Wang 等(2011)给出500 多个GPS、水准点的变形数据，为构建精细地震破裂模型，探讨大震机制提供了重要约束[7].本文补充GPS、水准以及强震资料，并用后续GPS观测完善同震位移场.最后结合高分辨率的SAR遥测资料，分析汶川同震变形场的空间特征.
2 变形观测与数据处理依据全球权威地震机构(http://www.globalcmt.org)公布的标量地震矩，汶川地震是1976年以来最大内陆地震，位于四川盆地西边缘的龙门山地区，震前基础测绘扎实、地震监测台网较为密集，为综合利用多种技术监测地震变形提供了难得机遇.本文收集、处理了龙门山及其周边地区大地测量资料(图 1，3:各类测站地理分布及处理结果)，以下按实测资料类别分别说明.
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图 1 汶川地震变形监测站点分布 图中包括各类GPS流动观测站，天文大地点，精密水准点，连续运行GPS基准站，震后临时设立GPS连续站，强震台. Fig. 1 Map showing distribution of geodetic sites for monitoring deformation of the Wenchuan earthquake Various-type GPS campaign sites ，continuous GPS stations ，triangulation sites ，spirit leveling point and strong-motion stations are shown |
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图 2 汶川地震近场台站强震动图及静态位移 不同颜色曲线表示震区8个强震台和郫县GPS站动态位移波形，实直线表示相应的强震台静态位移，虚线为同址GPS位移.(a)为南北分量，(b)为东西分量. Fig. 2 Near-field strong ground motions caused by the Wenchuan earthquake Colored curves depict dynamic displacement waveforms at 8 strong-motion stations and an 1 Hz sampling GPS station at Pixian.Solid lines indicate static offsets at the strong-motion stations and dashed lines stands for collocated GPS coseismic displacements.(a) shows north-south components of displacement, (b) for east-west components. |
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图 3 汶川地震水平同震位移场 以不同颜色、不同比例尺箭头显示同震水平位移(黑色和蓝色箭头)和震间位移场(红色箭头)，红色实线代表发震断裂的地表破裂轨迹，蓝色实线代表活动断层，蓝色三角代表震后位移GPS监测站，主要用于改正同震位移. Fig. 3 Coseismic horizontal displacements associated with the 2008 Wenchuan earthquake The black and blue arrows with varied scales depict GPS horizontal displacements caused by the earthquake, the red ones for interseismic displacements.The red solid lines are the surface rupture of trigged fault and blue lines are active faults.The blue triangular is the GPS sites ^or monitoring post-seismic deformation, mainly used for calibrating the coseismic velocity. |
该网由“中国地壳运动观测网络"(简称网络工程)分布在四川、云南、陕西、甘肃、重庆等地的区域站组成[5]，也包括其他形变监测网站[8-10]，以及25个连续运行的基准站.震前该网曾多次观测(一般每期观测2~4天)，震后基于该网的应急观测以及后续监测，已产出高精度同震、震后观测资料[5-10].
本文GPS数据用GIPSY 软件统一处理该网震前、震后总计204个测站(图 1)观测数据.数据处理以24h 为一个时段，每时段均包含27 个“网络工程"及邻国18 个国际IGS(the International GNSS Service)基准站[11-12]，获取该时段的流动和基准站坐标解.单日时段坐标解算采用卡耳曼滤波平滑算法，固定美国喷气推进实验室提供的无基准精密轨道，在较宽泛的统计约束下解算站坐标、钟差、大气参数和相位模糊度，以此获得单日时段解.然后以IGS站为核心，采用7 参数转换逐一将单日时段解本文GPS数据用GIPSY 软件统一处理该网震前、震后总计204个测站(图 1)观测数据.数据处理以24h 为一个时段，每时段均包含27 个“网络工程"及邻国18 个国际IGS(the International GNSS Service)基准站[11-12]，获取该时段的流动和基准站坐标解.单日时段坐标解算采用卡耳曼滤波平滑算法，固定美国喷气推进实验室提供的无基准精密轨道，在较宽泛的统计约束下解算站坐标、钟差、大气参数和相位模糊度，以此获得单日时段解.然后以IGS站为核心，采用7 参数转换逐一将单日时段解
2.2 GPS大地控制网近断层的“网络工程"GPS站较少，对地震破裂特征的约束能力较弱[15].为了改善同震位移场资料分布，本文利用四川、陕西省境内的国家C 级大地控制网(少量为国家B 级点)，兰渝铁路控制网和紫坪铺水库大坝变形监测网.其中四川省境内的393个测站于震前(2007-2008)按同步环方式施测，每站总计观测8-12h, 兰渝铁路施工控制网震前按导线方式作业，每次观测4-8h.
震后复测持续2-3年，其中223个近破裂带测站的复测工作在震后1-2 月内完成，每点次观测36-48h(小时)，此后这部分测站又多次复测.另外170个位于川东地区测站于2010年复测，每点次观测8-12h.国家测绘地理信息局提供了陕西、甘肃省境内C 级点复测数据[16]，中铁第一勘察设计院提供铁路控制网复测数据(震后数据均在震后1-2月内采集).按上述方式处理，震前精度优于2cm, 震后测定精度绝大多数优于1cm.
2.3 国家天文大地控制网为进一步改善近场观测，本文利用20世纪五六十年代布设的国家高等级天文大地网点，选择龙门山及山前50个测站用GPS复测，每站观测1-3h.早期国家天文大地网主要用三角测量方式施测，站间距10~20km, 经“我国天文大地网与空间大地控制网联合平差"后[17-18]，测站间相对精度一般(3~5)×10-6.尽管三角测量精度低于GPS，但汶川地震近场变形大，距主破裂带30km内天文大地点复测后，位移资料具有较高信噪比.
本文完成期间，只有天文大地点西安1980大地坐标可用，同震位移计算只有通过坐标转换来实施.在复测的天文大地点中，陈家桅杆、荞种子梁上、紫山、安县马鞍山、穿心店、塔子山、茶店子震前被改造为C 级GPS大地控制点，可计算其在ITRF2005下的三维坐标.将这些点作为公共点，其他测站西安1980大地坐标和正常高可转为ITRF2005 下的三维坐标.经与震后观测对比，确认37 个天文大地点位移资料可靠(包括7个公共点)，另外13个测站因点位破坏或找点原因不能使用.
依据公共站坐标转换后的拟合残差，天文大地点震前在ITRF2005框架下三维坐标的水平分量测定精度在5~6cm, 垂直分量在20~30cm, 包括了高程系统不一致引起系统偏差.由于较为密集的公共点用于坐标转换，天文大地点在ITRF2005 框架下坐标精度应略优于其在CGCS2000下的三维坐标精度(内、外符合精度分别优于0.15，0.4m [18]).最后，选定残差均方差最小(仅3cm)的3 个公共站(荞种子梁上、穿心店、茶店子)进一步优化转换参数，计算30个天文大地点同震位移.
2.4 强地面震动观测四川省强震动台网有131个站，汶川地震时这些强震动台数据记录良好[19]，其中布设在龙门山断裂带及周围地区的50 多台记录到大于100 Gal(cm/s2)的加速度，有23 个强震动台断层距小于100km.这些近场台站多用SLJ-100 力平衡传感器的数字式强震动仪，观测频段为0~80Hz, 按每秒200次采样记录强地面震动，本文用其中9 个近场强震动台(图 2)记录的加速度波形曲线，计算台站场地静态位移.
数据处理采用与Iwan等(1985)算法类似的零线校正方法[20-21]，具体分为三步:首先选择合适的拐角频率(截至频率为0.08 Hz)，对加速度记录进行Butterworth 低通滤波，截取加速度记录中的长周期分量.其次，对滤波后的加速度曲线积分获得速度时程曲线，并确定零线校正所需参数，本文不对有零线漂移的加速度记录作任何旋转调整.最后，从长周期加速度记录中减去零线偏差后，逐次积分估算场地静态位移.除卧龙台资料外，其余8个近场台站均可按以上步骤积分出静态水平位移(图 2)，但垂直位移可靠性较差.
本文将郫县地震台GPS基准站(PIXN)高频采样(1 Hz)数据计算的坐标时间序列与强震仪(SPXZ)位移波形对比，该地震台GPS 观测墩与强震仪相距仅100m, 是近场强震与高频GPS并址观测且记录相对完整的唯一站点[21-22].GPS数据处理仍用GIPSY 软件，但以精密单点定位算法计算各采样时刻三维坐标，组成动态时间序列.结果显示:从发震时刻到此后的50s时段，GPS与强震波形完全一致(图 2)，50-70s时段内两种波形存在互差，但不超过10cm, 说明强震数据处理可靠.
为评估强震台静态位移精度，本文选用5个强震台-郫县(51PXZ)、茂县叠溪(51MXD)、理县桃坪(51LXT)、理县古尔沟(51LXS)、松潘(51SPS)的静态位移与临近的GPS 测站(PIXN，W098，W040，H030)的同震位移比对，对比显示5 个强震动台静态位移精度优于5cm, 可作为强震台静态位移的精度指标.最后，本文选用理县、茂县、什邡、绵竹(清平)、江油等地8 个强震动台静态位移数据，完善GPS数据为主的同震位移场.
2.5 水准、重力监测本文利用精密水准观测的184个水准点垂直位移(图 4)，这些水准点沿龙门山的平武-南坝-桂溪-江油-绵竹，以及绵竹-北川-茂县-汶川-理县-龙日坝-阿坝公路分布，四川盆地内的水准点沿都江堰-成都-绵阳-广元以及绵阳-重庆-广元和成都-雅安等公路分布，震前为国家一、二等测线，总长度近2000km.震前观测精度控制在(1.0~2.0)mm×L1/2以内(L为以km 为单位的水准测线长度)[23].复测使用Ni002 自动安平水准仪，按一等水准规范施测[24]，精度优于0.4 mm×L1/2.如果以阿坝和重庆两地作为上、下盘水准点相对高程起算点(图 4)，靠近断层测站每期相对高程的测定精度大致在2~3cm, 与GPS 位移垂直分量精度基本一致.
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图 4 汶川地震垂直同震变形场 以不同颜色、不同比例尺箭头显示GPS，水准点同震垂直位移(黑色表示水准垂直同震位移，蓝色和红色代表GPS垂直同震位移). Fig. 4 Coseismic vertical displacements associated with the Wenchuan earthquake A different colored arrow with varied scales denotes vertical displacements at GPS sites and spirit leveling points.The black arrows are leveling results.The blue, red and pink arrows are GPS results. |
整个区域相对重力测站数量较少(图 1)，跨龙门山重力观测沿成都-汶川-茂县-松潘公路展开[25]，相对重力观测精度有限，平均大约在30~40μGal(10-8 m/s2)，依据两期观测推算重力变化的精度大致应优于50μGal, 如按空间异常梯度推算，对应的垂直位移测定精度大约为16~17cm.因此只有上盘靠近断层位于汶川县映秀、棉篪2 个重力站以及北川县治城附近2个重力站可用于约束同震垂直位移场(图 4)，其余测站由于位移量小于观测精度，不能约束同震位移场.
3 测站同震位移计算及误差估计利用震前、震后(tp，ti)测站坐标或相对高程位置y(tp)和y(ti)计算同震位移D，可采用如下简化算式:
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(1) |
这里v表示测站长期运动或震间位移速率.P(ti)表示震后余滑，下地壳-上地幔松弛，断层周缘岩体孔隙流体变化引起的震后位移，可以某种形式(对数或指数)函数代表[26]，通过密集的震后观测估算相关函数的特征参数来逼近.与同震位移相比，震后变形一般幅度很小，如震后无持续观测或观测数据有限，通常将震后位移笼统归入同震位移，此前公布的实测位移场采用如下简化算式:
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(2) |
本文所用GPS测站分三类:一类，连续观测的基准站；二类，震前具有多期流动观测的形变监测站；三类，震前只有一期观测的大地控制点.对于第一类测站，用发震时刻前、后五天的单日时段坐标解平均值作为震前、震后坐标.绝大多数基准站远离断层，震后数日位移可忽略，用公式(2)推算同震位移基本反映地震瞬间的地表静态变形，其水平分量精度优于3~5mm, 垂直精度优于10mm.对于第二类测站，首先估算这些测站在ITRF2005参考框架下的位移速率(水平分量估算精度在1~2 mm/a, 垂直项大约3~4 mm/a)，然后依据观测间隔时间扣除地震前后相邻两期观测坐标差推算震间位移，由此推算的同震位移的水平分量的观测误差在10mm 左右，垂直分量在30~50mm.
为估算第三类测站同震位移及误差，震间位移速率需以川滇区域GPS 实测速度场的内插方式间接推算[27].对于四川、陕西境内的C 级点，震间位移速率(水平分量)估算精度应优于2~3mm/a.在同震位移计算中，考虑绝大多数测站震前观测不早于2007年，这些震间位移的估算误差不大于5mm.
对于天文大地点，相似转换后震前坐标的系统偏差被抵消，以公共点GPS同震位移为基准，依据天文大地点相对公共点坐标变化推算同震位移.在改正震间位移时，其估算误差依据龙门山构造带缩短速率(<1mm/a)粗略计算，由于不掌握各天文大地点施测具体年代，震间位移时间笼统定为40 年，如此震间位移水平分量不超过4cm, 垂直更小.如将该项计入观测误差，天文大地点同震位移测定误差水平分量6~8cm, 垂直分量基本等同坐标转换误差，大致在20~30cm.
震后复测工作大多在主震一周后才陆续展开，按公式(2)计算同震位移，震后位移必然计入观测误差.本文假定震后变形受余滑控制，用震后GPS 观测(图 1)推算测站震后位移，评估此项误差的大小.为此公式(1)中P(ti)用如下函数逼近:
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这里te 是主震时刻.(A，τ)是测站震后位移的特征参数:位移幅度与弛豫时间，用震后临时布设的基准站和部分流动测站(图 1)震后资料估算.对每个测站同震位移采取如下算法:首先，对震后持续或多次复测的测站，利用公式(3)估算各个测站的特征参数；其次，对震后仅观测一次的GPS 测站，假定震后变形空间特征连续分布，通过双三次样条函数插值推算其他各站特征参数[27].依据以上算法，本文中断层距小于100km 测站震后半年位移不到同震的5%，大致与其观测误差相当，远场测站震后位移可以忽略.总之GPS 测站震后位移作为一种误差，对此前破裂模型反演扰动不大，也不影响本文主要结论.
水准点同震位移计算分两个区域，选定不同起算点，假定起算点同震位移为零，估算其余水准点同震位移.(1)川西高原及龙门山山前:阿坝-龙日坝-理县-汶川-都江堰、茂县-北川-绵竹、平武-南坝-江油-绵竹测线上，起算点为龙日坝；(2)成都平原:成都-绵阳-重庆、绵阳-广元-南充等测线上，起算点为重庆.
由此推算出的184 个水准点同震位移忽略了1991-2010年间震间位移，早期研究表明，最大震间位移集中在龙门山一带，幅度不超过3mm/a[4, 6]，而川西高原理县-松潘以西、四川盆地成都-绵阳以东垂直变形幅度均小[28-30]，不足1 mm/a.因此，忽略震间变形，龙门山水准点按实际观测间隔(1997-2010)计算，系统误差不超过4cm, 其余水准点按20年最大间隔计算，不超过2cm.因此按(2)计算的水准点同震位移观测精度应在3~5cm.由于无震后水准观测，震后垂直位移幅度难以准确估计，参照水平位移的估计方式，笼统设为同震位移的5%，如此龙门山以外的水准点震后位移仅在毫米量级，近断层水准点震后位移最大为10~20cm, 较小位移也在1~2cm 水平.
断层破裂导致的地表重力变化复杂[31]，将其折算为垂直位移变化需要综合考虑测站周缘地形和岩石密度变化[32].如假定测站附近整体均匀升降，简单按布格异常梯度0.1964μGal/mm 推算[24]，映秀重力测站垂直位移超过1.5m, 棉篪大约为0.4m；如假定测站孤立升降，按0.3806μGal/mm 空间异常梯度推算，两个测站的垂直位移分别只有0.8m 和0.2m.重力观测站真实的垂直变化应介于两种假定给出的边值之间，因此以上重力站垂直位移精度大约25~30cm, 而震后重力测站位移引起的误差与观测误差和比，基本不用考虑.
综合以上，本文用890个测站资料约束同震位移场，是迄今针对大陆地震最为完整的近场观测，观测规模、站点密度、资料类型均好于1976年唐山地震的变形观测[33].图 3 显示100.3°E-107.6°E，29.9°N-33.5°N 范围438个测站同震水平位移图.图 4显示的垂直同震位移，测站垂直幅度大于1cm, 其中盆地内垂直位移幅度大于10cm 的点被作为粗差剔除.
4 与卫星遥感图像对比汶川地震撕裂龙门山推覆构造，在四川盆地西北缘形成长达300km 以上破裂带[2-3]，即使实测数据达到前所未有的规模和密度(略少于2011年日本宫城Mw9.0地震同震位移场的观测密度[34])，但近场的实测数据仍相对不足；汶川地震雷达遥感图像覆盖广，空间分辨率高，两者结合更便于分析变形特征，本文引用InSAR 和SAR 像元匹配技术处理结果进行对比分析.
本文所用InSAR 数据系ROI_PAC 软件处理日本ALOS卫星上升轨道PALSAR 雷达(L 波段，波长23.6cm)条带模式观测回波相位图像结果[7]，反映地面沿卫星视线方向(一维)位移，空间分辨率优于100m, 覆盖了整个断层和周边区域(图 1)；但上盘靠近地表破裂带15~30km, 下盘5~10km以内的地带变形幅度较大，地震前后雷达影像相邻像元的相位变化超过半个波长，不具有相关性，观测不到任何有确定意义的地表位移[35].
本文所用SAR 数据为亚像元匹配技术处理卫星SAR 回波振幅图像的结果，反映地表三维位移[36]，精度一般在分米水平.其中上升轨道的ALOS卫星提供SAR 像元沿雷达视线和卫星方位两个方向的位移，而下降轨道的ENVISAT 卫星提供该像元另外两个方向的位移.亚像元匹配推算的地表位移精度在分米量级，因此距离地表破裂50km以外区域变形难以测定，最后合成的三维矢量图仅覆盖大部分断层(图 5)，空间分辨率为300~360m.
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图 5 汶川地震的近场地面大地测量与SAR 遥感水平、垂直同震位移场(大于3cm) (a)显示由GPS(黑色)、精密水准(红色)、重力(深蓝)和SAR(淡蓝)数据刻画的垂直位移场，虚线为InSAR 剖线走向，褐色条带为SAR 剖线地面走向.(b)显示由GPS(黑色)和SAR(淡蓝)数据代表的水平位移场，三条GPS剖线所对应区域用三种颜色来区分. Fig. 5 Horizontal and vertical coseismic displacements derived from near-field ground geodetic data and SAR remote sensing (greater than 3 cm) (a) shows vertical displacements based on GPS (black)，spirit leveling (red)，gravity (deep blue) and SAR (light blue) data, and (b) shows horizontal displacements based on GPS (black) and SAR (light blue) data.Three GPS profiles are defined by various colored areas spanning the fault. |
SAR 像元三维位移的真实精度可通过与GPS测站位移对比来评价，如将SAR 像元位移与其周边1km 范围内某个GPS 位移观测结果直接比对，基于33对GPS-SAR位移样本计算位移互差的均方差，SAR 像元位移测定精度估计为:东西向31cm, 南北向38cm, 垂直向47cm, 仅适于推断距断层30km以内的近场变形.同样基于GPS 与周边1km 内InSAR平均位移统计对比，InSAR测定精度大致在6~8cm, 足以识别30km 以外的地震形变.
三种观测结果的一致性可以通过8条InSAR、3 条SAR 跨断层剖线、3 条GPS 剖面来展示(图 5).GPS、SAR 和InSAR 三类数据精度不等，但同震位移特征基本相同(图 6).依据选定跨断层剖线，下盘距断层30km、上盘距断层10km 以外区域，InSAR 与GPS数据互差基本在5~10cm 以内.断层附近变形强烈，InSAR 数据基本失真，为数有限的近场GPS与密集SAR 数据也有不同，而且上盘靠近断层中段和西南段，2条SAR 跨断层剖线与对应GPS剖面差异相当明显.但近场SAR 像元位移与远场的GPS 和InSAR 数据相互衔接，一致反映断层破裂部位地震变形的突变性以及两侧变形连续性.
5 龙门山地区地震变形特征从图 3-4，5-6可以看出，地面观测和空间遥感数据一致展示汶川地震变形在不同区位的表现方式和变动幅度，直观诠释龙门山逆冲兼走滑的强震机制，也部分揭示了青藏东缘晚新生代挤压变形的总体构造特征.图 3 显示远场和断层下盘的近场水平同震位移与地表破裂走向斜交，总体呈准反扇形，集中指向发震断层，四川盆地内测站位移方向由南向北从北西向逐渐偏转为北西西方向，与震间变形方向基本相反，表明地震导致下盘(四川盆地)弹性回跳，整体斜向挤入龙门山之下.
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图 6 GPS、SAR 和InSAR 剖线同震位移比对 GPS和SAR 三维位移矢量投影到PALSAR 视线方向，三角代表GPS，圆点代表InSAR 样点，方形代表SAR 样点. Fig. 6 Comparison of coseismic displacements with GPS，SAR and InSAR profiles Three dimensional displacements of GPS sites and SAR pixels are projected onto the direction of the light of sight of PALSAR.Triangles denote GPS sites, dots for InSAR samples and rectangles for SAR pixels. |
龙门山(上盘)并不简单逆冲于四川盆地之上，其同震位移形态较为复杂.32°N 以南(如汶川和理县)地表位移垂直指向破裂带，断层西南段以逆冲为主，32°N 以北(青川、平武、文县)位移方向，由垂直断层逐渐过渡到平行断层，最终又偏离断层，上盘变形呈逆时针旋转态势.逆冲分量沿着平武、青川逐渐减弱，走滑分量则逐渐加强.
龙门山地震变形样式与其震间变形具有某种关联性(图 3)，由于站点稀疏和精度有限，GPS震间位移场只能清楚反映松潘-甘孜地块与四川盆地间缩短.依据GPS观测，龙门山构造带缩短量和走滑量不足3mm/a, 基本在观测误差内，带内现今挤压、剪切特征均并不显著[4, 6].由于松潘-甘孜地块与四川盆地间右旋走滑集中在与龙门山构造带走向平行的龙日坝断层[37]，GPS 估算其走滑量达4 mm/a以上[38]，因此龙门山构造带右旋走滑应可忽略.同震位移场凸显了龙门山构造带右旋走滑重要作用，直观展示了剪切走滑在不同区段表现形式，以及与挤压缩短的转换关系，与震间位移场结合，有助于深入认识青藏高原东缘构造变形模式.
从变形幅度和延伸区域看，断层上、下盘变形明显不对称.例如，北川县擂鼓镇同震位移只有2.4m(图 3)，是下盘最大实测位移，断层150km 远的四川盆地内，变形基本小于5cm ，此外下盘远场变形似乎比较均匀，沿断层走向的变化并不显著；而上盘虹口同震位移高达5.5 m(图 3)，在所有GPS 测站中最大，距断层350km 远的松潘-甘孜地块，变形仍可大于5cm.上盘变形的另一个特点是，与断层西南段对应的远场变形明显大于中间段和东北段(图 5)，同时与断层西南段对应的马尔康等地(图 3)，测站位移量大于20cm, InSAR 位移图像中[35]，密集“耳环"状干涉条纹从断层西南端向卧龙、理县、马尔康等地扩展，波及80~120km 以外区域.在此部位，余震向北西向突出，沿小鱼洞、棉篪、理县形成一条余震带[39-40]，与盆地一侧的北西向小鱼洞断层相衔接[3]，是龙门山构造带深部滑脱层破裂的结果[7].而离断层东北段更近的文县，测站位移才不过8cm, InSAR 位移图像中东北端两侧均无密集的干涉条纹显现.
汶川地震变形的一个突出表现是龙门山大幅度隆升与四川盆地沉降(图 4).精密水准和GPS反映了上盘相对隆升，下盘相对沉降的基本特征.与水平位移类似，上盘的隆升量远远大于下盘的沉降量.最大垂直运动集中在断层两侧，GPS测定的最大隆升位于虹口，幅度达3.9m(图 4)，水准测定的最大隆升位于北川县城附近[23-24]，高达4.7m(图 4).而在这两地SAR 测定的上盘隆升一般在1~3 m, 相对较小，这可能与SAR 代表一定面积内的平均位移，而GPS和水准代表点位移有关.沿破裂带垂直隆升一直延伸到青川地区，位于青川的三个GPS站上升量在0.3m 以上，下盘最大垂直位移出现在北川的擂鼓镇，其下降幅度达0.6m(图 4).
远离断层区域，青藏高原东缘地区仍以上升为主(图 4)，部分表现为微量沉降(<3cm)；四川盆地也并不都是下沉.GPS 数据显示，四川盆地垂直位移可分为南、北两个区域，南部平原地区的垂直位移以下降为主，北部山区则以上升为主.另外，同震位移场似乎显示一条沿龙泉山断层、平行于破裂带的隆升带，带内具有大于3~5cm 的垂直位移.需要指出的是，受天线相位中心偏差影响，GPS 测定垂直运动的精度有限，四川盆地内个别GPS测站显示出异常垂向运动，可能是观测误差所致.但众多测站展示的垂直运动形态表明，汶川地震不仅使得龙门山构造带地壳缩短、山麓隆升，在前缘快速下插于龙门山时，刚性四川盆地相应向西倾斜，盆地中间部分随之小幅抬升，而后缘基本不受地震影响.
6 讨论汶川地震后数家机构基于全球台网远震波形资料反演，发布初始破裂模型[41-43].由于缺少近场台站资料约束，模型的空间分辨率有限，彼此间差异明显.本文位移场数据可独立检验这些初始破裂模型的准确性，仅顾及水平分量，三组模型拟合所有测站的均方差分别是44.2/34.8/28.0cm.如果依据近场137个测站，三组模型的拟合误差分别是69.6/54.4/34.8cm.图 7展示三个破裂模型计算的测站位移残差图.
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图 7 水平同震变形场模型残差 黑色箭头代表张勇等(2008)模型拟合近场位移的残差，蓝色为Ji& Hayes(2008)拟合残差，红色为王卫民等(2008)模型的拟合残差. Fig. 7 Horizontal displacement misfits by slip models of the Wenchuan earthquake The black arrows represent discrepancies between GPS displacements and modeled values from Zhang et al.(2008) slip model.The blues and red ones show postfit residuals respectively based on the solutions given by Ji & Hayes (2008) and Wang et al.(2008). |
前二组是利用远震地震波资料反演单一断层破裂的结果，差别是张勇等(2008)仅用体波波形[42]，而Ji& Hayes(2008)增加了对长周期面波的模拟[41].王卫民等(2008)则利用少量GPS 数据[43]，并顾及龙门山中央断层与前山断层同时破裂.以上统计分析数据说明初始破裂模型存在一定偏差，主要表现为破裂分布、幅度大小没有得到足够准确的约束，以至于近场测站的拟合残差过大，超过观测值容许的误差范围.
地球对高频地震波的滤波平滑效应，远震波形不能反映破裂过程中断层滑动幅度、方向和速度小尺度变化，相反近场GPS数据则对这些细节特征较为敏感.不过，远场GPS测站的拟合残差基本合理，表明初始破裂模型主要特征基本可靠.在三组模型中，王卫民等(2008)破裂模型[43]的准确性相对较高，说明即使加入有限的近场GPS 数据，由远震波形反演得到破裂模型精度有可能大幅提高，利用连续GPS测站观测结果，改善初始破裂模型应是今后努力方向.
实测同震位移场最弱部分是垂直分量，GPS估算垂直项位移能力比水平项至少低1/3~1/2，加之天线高记录的不完整、不确定等因素，远场GPS 测站垂向位移难以合理解释.另外，将天文大地正常高转换为大地高，与GPS 大地高对比计算垂直位移，也受区域大地水准面不精确的困扰，以至于本文只能挑出19个较为可靠的垂直运动估值.
总体而言，GPS 垂直位移的测定基本可靠，与精密水准测量对比(图 4)，两者在方向和量级上具有很好的一致性.在下盘，两者给出的沉降位移均不高于65cm.在上盘，平武至南坝方向分布6个水准点，相对平武下降2~7cm, GPS观测也在此处观测到了最大5.8cm 的沉降.而在理县一带，精密水准测定8~10cm 隆升，而GPS测定理县古尔沟隆升为6~7cm.如果考虑水准起算点(阿坝)附近GPS测定的2cm 沉降量，在这条线路上，GPS与精密水准资料均反映川西高原隆升，且幅度十分接近.由于GPS精度有限，上盘远场站点稀少，川西高原是否一致隆升还难以肯定.
进一步分析还发现，靠近南坝位于断层上盘一个GPS测站抬升(图 4)，而其后缘的GPS、水准测站为沉降.由此推断该测站与后缘测站间存在一条区分隆升与沉降的边界，这类边界往往对应断层破裂的下边界，是逆冲断层深部破裂骤然终止在地表的变形响应[43].这也表明在破裂带的北段，尽管断层错断已转为右旋走滑为主，局部逆冲分量仍十分显著.理论上讲，断层西南段也应有类似升降运动[44]，遗憾的是从成都-都江堰-汶川-理县间精密水准路线毁损严重，龙门山精密水准资料缺失，而周边GPS资料不能严格判别隆升-沉降的分界线.
SAR 垂直位移测定精度更低，例如绵竹、安县，江油一带SAR 像元垂直位移与临近的精密水准测量比要么偏大，要么位移方向相反，而从虹口到北川SAR 测定的上盘垂直位移也是有升有降，起伏过大，应是测定误差所致，难以用构造变形来解释.总体而言，可以认为SAR 位移结果能用于分析中央与前山断裂的破裂方式，但估算各区段的变形幅度有相当大不确定性.例如，de Michelle等(2010)依据跨断层的SAR 位移剖线[36]，推测汶川地震导致前山断层东南10~15km 的山前隐伏断层破裂.将SAR 与GPS和InSAR 跨断层剖线叠置(图 5)，能清楚识别跨中央断层和前山断层的大幅度位移变化，却不能辨别跨山前隐伏断层的位移起伏.现有数据不能断言山前隐伏断层参与地震破裂过程，但也不排除微小破裂的可能性.
7 结论本文主要用地面测量结合空间遥感数据构建汶川地震三维同震形变场.GPS等地面数据虽然密度有限，但精度高、覆盖广，成为实测变形场的基准.InSAR 数据密度高，精度较好，但靠近断层数据缺失，对三维位移的约束力较弱；SAR 三维位移丰富了近场数据，但精度较低，仅适用于半定量分析.尽管方式有别、精度不等、分辨率各异，这三类观测推测的形变特征完全一致，可更清晰展示发震断层不同区段的运动状态及其上、下盘岩石变形的空间分布，深刻揭示汶川地震逆冲兼具右旋走滑的破裂机制.本文研究再次表明，在GPS形变监测站不足时，为优化大震位移场的观测约束，复测密度较高、精度较低的天文大地点和精密水准点不失为一种可行的技术途径，利用这些测站资料，震中区天文大地点实测的最大水平位移5.5m, 精密水准点实测的最大垂直隆升位移4.7m, 均大大高于2008年9月3日国家测绘局地理信息局、中国地震局联合新闻发布会公布的结果(http://www.sbsm.gov.cn/article/chyw/200809/20080900040933.shtml, 水平2.7 m, 沉降0.7m).
致谢de Michele博士提供SAR 三维位移数据，中铁第一勘察设计院提供兰渝铁路控制网地震前后观测数据，四川中水成勘院测绘工程有限责任公司提供紫坪铺水库变形数据.国家强震动台网中心提供汶川地震近场强震动记录数据，王敏研究员给予技术支持，特此感谢.
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