地面沉降问题及其监测方法小结

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1、目录一、我国地面沉降现状及形成原因11.1、我国地面沉降现状11.2、地面沉降的类型21.3、沉降灾害的成因2二、传统地面沉降检测手段32.1、水准测量32.2、三角高程测量.42.3、GPS 测量4三、InSAR地面沉降监测.43.1、DInSAR变形监测基本原理.63.2、DInSAR数据处理流程83.3、DInSAR测量缺陷93.4、InSAR变形监测新技术10四、InSAR监测技术与传统方法的比较10一、我国地面沉降现状及形成原因1.1、我国地面沉降现状一直以来，地质灾害给人类的经济生活带来了巨大损失，究其原因，绝大部分都是由于 地球表面的形变引起的。其中不仅有地震形变、地面沉降、火山

2、运动、冰川漂移以及山体滑 坡等自然灾害，还有由于工程开挖、地下水抽取、堆载、爆破、弃土等引发的人为地质灾害。 这些不可逆的地表形变已经成为影响区域经济和社会可持续发展的重要因素。目前，中国在 19个省份中超过50个城市发生了不同程度的地面沉降，累计沉降量超过200毫米的总面积 超过7.9万平方公里。中国地质调查局公布的华北平原地面沉降调查与监测综合研究及 中国地下水资源与环境调查显示：华北平原不同区域的沉降中心有连成一片的趋势；长 江区最近30多年累计沉降超过200毫米的面积近1万平方公里，占区域总面积的1/3。其中， 上海市、江苏省的苏锡常三市开始出现地裂缝等地质灾害。其中中国长江三角洲、珠

3、江 三角洲及黄河三角洲都受到严重的地面沉陷的影响。仅上海地区，自1921年发生地 面沉降以来，沉降总面积已超过1000平方公里，造成的经济损失高达2800亿元。 我国最早发现地面沉降的是上海市，19221938年地面平均下沉26mm，至1965年沉降中 心地面沉降最大值达2.63m，最大沉降速度每年达110mm；北京市区东部600km2，地面出 现沉降，最大沉降累计达550 mm；天津市1959年开始出现地面沉降，1980年范围扩大到 7300 km2，沉降量100mm以上的范围已达900 km2，沉降大于lm的范围达135 km2，最大 累计沉降量为2.5米；西安市地面沉降发现于1959年，

4、到1988年最大累计沉降量已达1.34 米，年平均沉降量30-70mm的沉降中心有5处多，沉降量100mm的范围达200 km2；太原 市沉降量大于200mm的面积有254 km2，大于1000毫米的沉降区面积达7.1 km2，最大累计 沉降量达1380mm。此外，宁波、常州、苏州市、无锡市、嘉兴市、杭州市、台北、沧州、 唐山等地区也发现地面沉降，新开发的城市海口市也已出现地面沉降。我国地面沉降的地域 分布具有明显的地带性，主要位于厚层松散堆积物分布地区。图2上海市地面沉降变化图1、大型河流三角洲及沿海平原区主要是长江、黄河、海河及辽河下游平原和河口三角洲地区。这些地区的第四纪沉积层 厚度大，

5、固结程度差，颗粒细，层次多，压缩比强；地下含水层多，补给径流条件差，开采 时间长、强度大；城镇密集、人口多，工农业生产发达。这些地区的地面沉降首先从城市地 下水开采中心开始形成沉降漏斗，进而向外围扩展，形成以城镇为中心的大面积沉降区。2、小型河流三角洲区主要分布在东南沿海地区第四纪沉积厚度不大以海陆交互相的粘土和砂层为主，压缩性 相对较小。地下水开采主要集中于局部的富水地段。地面沉降范围一般比较小，主要集中于 地下水降落漏斗中心附近。3、山前冲洪积扇及倾斜平原区主要分布在燕山和大行山山前倾斜平原区，以北京、保定、邯郸、郑州及安阳等大、中 城市最为严重。该区第四纪沉积层以冲积、洪积形成的砂层为主

6、；区内城市人口众多、城镇 密集工农业生产集中；地下水开采强度大，地下水位下降幅度大。地面沉降主要发生在地下 水集中开采区，沉降范围由开采范围决定。4、山间盆地和河流谷地区主要集中在陕西省的渭河盆地及山西省的汾河谷地以及一些小型山间盆地内，如西安、 咸阳、太原、运城、临汾等城市。第四纪沉积物沿河流两侧呈条锯状分布，以冲积砂上、粘 性土为主厚度变化；地下水补给、径流条件好；构造运动表现为强烈的持续断陷或下陷。地 面沉降范围主要发生在地下水降落漏斗区。因此，国家中长期科学和技术发展规划纲要（2006-2020年）在一公共安全 重点领域设置了一重大自然灾害监测与防御优先主题，重点研究开发地震、台风、

7、暴雨、洪水、地质灾害等监测、预警和应急处置关键技术；国家一十二五科学和 技术发展规划的一推进重点领域核心关键技术突破中，也把一加强地震、滑坡、 泥石流等重大自然灾害立体监测技术列为民生科技示范重点工程。1.2、地面沉降的类型地面沉降分构造沉降、抽水沉降和采空沉降三种类型。构造沉降，由地壳沉降运动引 起的地面下沉现象；抽水沉降，由于过量抽汲地下水（或油、气）引起水位（或油、气压） 下降，在欠固结或半固结土层分布区，土层固结压密而造成的大面积地面下沉现象；采空 沉降，因地下大面积采空引起顶板岩（土）体下沉而造成的地面碟状洼地现象。中国出现 的地面沉降的城市较多。按发生地面沉降的地质环境可分为三种模

8、式：1、现代冲积平原模式，如中国的几大平原。2、三角洲平原模式，尤其是在现代冲积三角洲平原地区，如长江三角洲就属于这种类 型。常州、无锡、苏州、嘉兴、肖山的地面沉降均发生在这种地质环境中。3、断陷盆地模式，它又可分为近海式和内陆式两类。近海式指滨海平原，如宁波；而 内陆式则为湖冲积平原，如西安市、大同市的地面沉降可作为代表。图2西安市地面沉降与地裂缝分布1.3、沉降灾害的成因1、诱发因素1）自然因素：新构造运动以及地震、火山活动引起的地面沉降；海平面上升导致地 面的相对下降（沿海）；土层的天然固结（次固结土在自重压密下的固结作用）。自然因素所形成的地面沉降范围大，速率小。自然因素主要是构造升降

9、运动以及地震、 火山活动等。一般情况下，把自然因素引起的地面沉降归属于地壳形变或构造运动的范畴， 作为一种自然动力现象加以研究。2）、人为因素：抽汲地下气、液体引起的地面沉降。抽取地下水而引起的地面沉降， 是地面沉降现象中发育最普通、危害性最严重的一类；大面积地面堆载引起的地面沉降； 大范围密集建筑群天然地基或桩基持力层大面积整体性沉降一一工程性地面沉降。人为因素引起的地面沉降一般范围较小，但速率和幅度比较大。人为因素主要是开采地 下水和油气资源以及局部性增加荷载。将人为因素引起的地面沉降归属于地质灾害现象进行 研究和防治。2、成因机制：由于地面沉降的影响巨大，因此早就引起了各国政府和研究人员

10、的密切注意。早期研究 者曾提出一些不同的观点，如新构造运动说、地层收缩说和自然压缩说、地面动静荷载说、 区域性海平面上升说等。大量的研究证明，过量开采地下水是地面沉降的外部原因，中等、 高压缩性粘土层和承压含水层的存在则是地面沉降的内因。因而多数人认为沉降是由于过量 开采地下水、石油和天然气、卤水以及高大建筑物的超量荷载等引起的。在孔隙水承压含水层中，抽取地下水所引起的承压水位的降低，必然要使含水层本身及 其上、下相对隔水层中的孔隙水压力随之而减小。根据有效应力原理可知，土中由覆盖层荷 载引起的总应力是孔隙中的水和土颗粒骨架共同承担的。由水承担的部分称为孔隙水压力 （pw），它不能引起土层的压

11、密，故称为中性压力；而由土颗粒骨架承担的部分能够直接造 成上层的压密，故称为有效应力（ps）；二者之和等于总应力。假定抽水过程中土层内部应 力不变，那么孔隙水压力的减小必然导致土中有效应力等量增大，结果就会引起孔隙体积减 小，从而使土层压缩。由于透水性能的显著差异，上述孔隙水压力减小、有效应力增大的过程，在砂层和粘土 层中是截然不同的。在砂层中，随着承压水头降低和多余水分的排出，有效应力迅速增至与 承压水位降低后相平衡的程度，所以砂粒压密是“瞬时”完成的。在粘性土层中，压密过程 进行得十分缓慢，往往需要几个月、几年甚至几十年的时间；因而直到应力转变过程最终完 成之前，粘土层中始终存在有超孔隙水

12、压力（或称剩余孔隙水压力）。它是衡量该土层在现 存应力条件下最终固结压密程度的重要指标。相对而言，在较低应力下砂层的压缩性小且主要是弹性、可逆的，而粘土层的压缩性则 大得多且主要是非弹性的水久变形。因此，在较低的有效应力增长条件下，粘性土层的压密 在地面沉降中起主要作用，而在水位回升过程中，砂层的澎胀回弹则具有决定意义。此外，土层的压缩量还与丘层的预固结应力（即先期固结应力）、土层的应力一应变性 状有关。由于抽取地下水量不等而表现出来的地下水位变化类型和特点也对土层压缩产生一 定的影响。二、传统地面沉降检测手段2.1、水准测量精密水准测量作为传统的地面沉降监测方法，具有前期投入小、施工过程简单

13、，精度能 够满足工程设。一般认为水准测量受经费和人力的限制，一般布点少，路线稀疏，监 测周期长，时空分辨率都很低，已经难以满足现代防灾减灾对地表形变进行快速和 大范围监测的需求。水准网布设时需要遵循以下规范：1. 一、二等水准网不得选取新埋设的水准点或者临时转站点作为结点，而是应该选取深标、基岩标等稳定的点作为结点。2. 一、二等水准点应按照统一规范进行布设，一等水准路线在布设时要沿着道 路，水准路线要闭合成环且构成网状，二等水准网要布设在一等环内。3. 如果水准点是用在工程建设活动密集区或者地下水开采区，则要在水准网的 基础上按照远离监测区方向逐渐稀疏的原则适当进行加密。4. 如果是轨道交通

14、、天然气、防汛墙等线性工程的地面沉降监测点，则要根据 其走向来布设，布设间距为0.5km，重点监测区域可以按照0.2-0.3km的间距适当加 密，如果所监测区域地质条件变化较大，则要沿着垂直于线性工程的走向布置少量 监测点。5. 如果水准点是用于局部区域高程控制，则布设间距应为0.5km，可根据工程所 处环境情况进行适当调整。图3上海地面沉降一等水准网示意图2.2、三角高程测量三角高程测量是一种间接测高法，是通过观测两点间的水平距离和天顶距(或高度角) 测定两点间高差的一种方法。该观测方法简单，受地形条件限制小，施测速度快，是高程测 量的基本方法。该法在测定天顶距时，由于受大气折光的影响，天顶

15、距的测量精度将受到很 大的影响，从而使高程测量的精度也受到很大的影响。大气折光的影响复杂多变目前还很 难用数学模型进行精确的模拟和改正，因此，三角高程测量的精度在很多场合受到限制， 同时也影响了其应用的范围。2.3、GPS 测量GPS具有全天候、自动化观测的优点，而且，其测量精度高，成果稳定可靠，在控制测 量、施工测量、变形监测等领域中取得了很好的成果 并具有广阔的应用前景。但GPS由 于设备比较昂贵，一般难以进行大规模的布网监测。同时，GPS在高程测量方面的精度也低 于平面测量的精度，这在某种程度上影响了其在沉降监测方面的推广应用。目前 由于GPS 设备的大幅降价，以及一机多天线技术的推广应

16、用，GPS监测网的建立成本得到了很大的降 低 这对GPS在变形监测中的推广应用起到了很好的促进作用。目前世界上最密集的GPS 监测网是美国南加州的SCIGN网和日本的GEONET网，空间分辨率最高也只有10 km。三、InSAR地面沉降监测星载合成孔径雷达干涉测量技术(Interferometric Synthetic Aperture Radar，InSAR)是 近四十年发展起来的一种新型空间大地形变测量手段。凭借其全天时、全天候、大范围（几 十公里到几百公里）、高精度（毫米到厘米级）和高空间分辨率（几米到几十米）的优势， InSAR技术已经越来越得到专家学者的认可，并被广泛应用于监测地震、

17、火山运动、山体滑 坡、冰川漂移、板块运动、以及由地下水抽取、矿山开采和填海等引起的各种地表形变。然 而，InSAR技术的应用和推广仍然受到至少三个方面的限制。首先，InSAR测量的时间分 辨率较低，取决于SAR卫星的重返周期；其次，InSAR测量结果的精度受到时空失相关和 大气延迟的影响；最后，InSAR只能获取地表形变在雷达视线方向（Line-Of-Sight，LOS） 上的一维投影。随着SAR硬件设备的改善和InSAR技术的发展，前两个缺陷已经得到了比 较好的解决。例如，近几年发射的高分辨率SAR卫星及卫星群，可以将InSAR测量的时 间分辨率从1个月左右提高到几天甚至1天。而在传统InS

18、AR技术的基础上发展起来多时 域InSAR（Multi-Temporal InSAR，MT-InSAR）技术，通过对时间序列上的多幅SAR影像 进行联合分析，能够较好的抑制时空失相关和大气延迟的影响。而对于第三个缺陷，即InSAR 一维形变监测结果难以反映地表的真实形变情况，虽然一直以来都是国内外众多专家学者的 研究热点，而且近年来的研究也已经取得了一定的进展，但是其仍然是目前阻碍InSAR技 术发展的最主要问题之一。图4 InSAR形变监测示意图随着InSAR技术的逐渐成熟和被认可，已经有越来越多的SAR卫星被发射升空（见 表1），如欧洲空间局的ERS-1/2和ENVISAT、日本宇航局的J

19、ERS和ALOS、加拿大空间 局的Radarsat-1/2，意大利航天局的COSMO-SkyMed以及德国航天局TerraSAR-X等等， 目前常用的SAR卫星如下所示：表1常用SAR卫星卫星/传感 器发布机构运行时间重返周期波长幅宽分辨率（方位向x 距离向）入射角SEASAT美国国家航空航天局 （NASA）1978.06-1978.103天23.44cm100 km25 mx25 m20-26ERS-1欧洲空间 局（ESA）1991.06-2000.033, 35, 168 天5.66cm100 km30 mx30 m20-26JERS-1日本宇航局（JAXA）1992.02-1998.10

20、44天33.53cm75 km18 mx18 m35ERS-2欧洲空间 局（ESA）1995.04-2011.0935天5.66cm100 km30 mx30 m20-26Radarsat-1加拿大空1995.11-2024天5.66(Fine) 50 km9 mx(8, 9) m37-47间局（CSA）10.11cm(Standard) 100 km28 mx(21-27) m20-49(ScanSAR) 500 km28 mx(23, 27, 35)m20-45ENVISAT/ ASAR欧洲空间 局（ESA）2002.03-2012.0535天5.63cm(APmode)58-110 km

21、30 mx(30-150) m15-45(Image) 58-110 km30 mx(30-150) m15-45(Wave) 5 km10 mx10 m15-45(GM) 405 km1 kmx1 km17-42(WS) 405 km150 mx150 m17-42ALOS/PALSAR日本宇航局（JAXA）2006.01-2011.0446天23.62cm(Single/dual pol.)70 km10 mx(7, 14) m8-60(quad-pol.) 30 km10 mx24 m8-30(ScanSAR) 350 km100 mx100 m18-43Radarsat-2加拿大空间局

22、（CSA）2007.12-24天5.55cm(Spotlight) 20 km0.8 mx(2.1-3.3) m20-49(Stripmap) 20-150 km(3-25.6)mx(2.5-42.8) m20-60(ScanSAR) 300-500 km(46-113) mx(43-183) m20-49TerraSAR-X德国航天局（DLR）2007.06-11天3.125cm(HR Spotlight)10 km1 mx(1.5-3.5) m20-55(Spotlight) 10 km2 mx(1.5-3.5) m20-55(Stripmap) 30 km3 mx(3-6) m20-45

23、(ScanSAR) 100 km26 mx16 m20-45COSMO-SkyMed意大利航 天局（ASI）2007.06-16天3.125cm(Spotlight) 10 km1 mx1 m25-50(Stripmap) 30-40 km3-15 m25-50(ScanSAR) 100-200 km30-100 m25-503.1、DInSAR变形监测基本原理差分干涉测量（Differential InSAR, D-InSAR）技术是目前国际上在InSAR应用上最为 成熟的技术，它最主要的目的就是监测地球表面厘米级甚至毫米级的形变。1989年，Gabriel 等首次论证了 D-InSAR监测

24、地表微小形变的能力。1993年，Goldstein等利用InSAR技术成 功的监测到了南极的冰川移动，其成果发表于Science上，得到了众多学者的关注。同一年， Massonnet等利用ERS-1卫星的SAR干涉图像，完整地揭示了 1992年加利福尼亚Landers地震的同震位移场，其形变图与野外实际GPS监测结果非常一致，从而引起了大地测量学 界的震动。随后，D-InSAR技术被国内外学者广泛的应用于研究由各种原因引起的地表变 形，其中不仅包括地震、火山运动、冰川移动、构造运动等自然现象，还包括矿山开采、地 下水抽取、填海等人类活动。InSAR 技术主要由 合成孔 径雷达(Syntheti

25、c Aperture Radar, SAR)系统和干涉 (Interferometry)方法两部分组成。SAR系统是一种主动式的微波成像系统，可以在一个 二维平面内记录观测对象的复数信号，并且通常通过幅度和相位进行展示。幅度反映的是地 球表面的电磁特性，而相位则可以用来量测观测目标和传感器之间的距离，但是需要对两幅 SAR影像进行干涉处理。在重轨 InSAR系统中，假设有两幅 SAR单视复数影像 (Single-Look Complex,SLC)在同一地区获取，并且具有相似成像几何，那么它们就可以通 过配准形成一幅干涉图。这幅干涉图实际上是对地面上所有观测点的干涉相位测量值的集 合，而且每一个

26、点的干涉相位都包含了这个点相对于参考点的高程信息和地表形变信息。但 是，这两幅SAR影像在空间和时间上的差异会对干涉相位产生影响，并且导致有用的相位 信号被相位噪声所干扰甚至掩盖。因此，对于任意一个观测点而言，其干涉相位甲a可以写 成：甲=甲甲=A 主 辅=甲 +甲+甲 +甲+甲+2 k兀ref topo def atmo noise其中甲ref表示参考椭球面引起的相位，甲topo表示地形引起的相位，甲侦表示两次成像期 间地表形变引起的相位，0tmo表示两次成像大气不一致引起的相位，甲noise表示各种噪声引 起的相位。根据InSAR的原理(图5)，两个天线从同一个目标接收到的相位差也可以表示

27、 为：(土 -气)(2)甲A图5 InSAR原理图其中入为波长，R1和她是两天线距离地面散射体的高度。根据其成像原理，地面形变 及地面高程会引起雷达视角9变化否，上式则可以表示为：a )0 B sin(0 a) B cos(0 一即可得到:由此可知，上式第一项则是参考面相位，第二项则是雷达视角变化引起的相位值。可见 雷达视角对相位的变化是很大的。3.2、DInSAR数据处理流程由原理可知，要得到地表性变的相位，必须去掉参考面，地形，噪声等的影响。参考面 相位可以通过成像参数和卫星地球位置信息可以去掉，而地形相位则需要通过InSAR得到 的地形DEM或者外部DEM消除，根据消去地形相位的方法，可

28、以将DInSAR分为二轨法， 三轨法，四轨法。二轨法是利用研究区域地表形变发生前后的两幅SAR影像生成干涉图， 然后利用外部DEM数据模拟该区域的地形相位，并从干涉图中剔除模拟的地形相位得到研 究区域的地表形变相位信息。三轨法是利用研究区域三幅SAR影像，其中两幅为形变前或 形变后获取，另一幅要跨越形变期获取。选其中一幅为公共主影像，余下两幅为从影像分别 与选定的主影像进行干涉，生成两幅干涉图：一幅反映地形信息，一幅反映地形和形变信息。 最后再将两幅干涉图进行再次差分，就获得了只反映地表形变的信息。四轨法同三轨法类似， 四轨法是利用四幅SAR影像，其中两幅在形变前获取，两幅在形变后获取。其中两

29、幅进行 干涉形成地形对，另两幅进行干涉形成地形和形变对，同样对这两幅干涉图进行再次差分处 理，得到形变相位。1. 影像配准：影像配准即在空间上将两幅影像套合起来。传统的手法采用人工识别同名点的方式，比 较实用的自动确定同名点的算法有三种：相干系数法：考虑某一点为中心选取一定大小的窗口，对应在未配准的影像一定范围内 搜索，逐点移动，计算每个窗口的相干系数值，最大值的点为最佳匹配位置。最大频谱法：在目标窗口范围内计算各点上复数型数据的积，如果两幅影像分别为：u = I ejqu = I ej2 j在匹配窗口 nXn范围内，干涉条纹可以表示为：u = u u = 11 ej（览-%）（6）1212对

30、u进行快速傅里叶变换，可得到各点的二维频谱值，最大值处为匹配点。相位差平均梯度函数法：同样强调相位信息的匹配准度，以同名点内领域内的相位变 化一致性为判断依据。2. 干涉图生成：对数据进行配准之后，就可以计算每一同名点上的相位差，生成干涉条纹图。但是计算 得到的相位差是缠绕的，它的值在（-n，n）之间，可以表示为干涉相位uint的虚部和实部 的函数：mV = arctan（虬Q（7）Re uint在干涉相位中包含了平地相位、地形相位和其他噪声的相位，需要提取变形相位。3. 形变相位提取：平地相位表现为平行的条纹，垂直基线越长，干涉条纹越密集，地形起伏越大，干涉条 纹越密集。4. 相位解缠：相位

31、解缠类似于解整周模糊度，计算得到的相位差是缠绕的，它的值在-n，n）之间， 为了得到真实相位应当运用解缠法来得到真实相位，目前一般根据路径跟踪和最小二乘原 理，然而他们都来自于一个数学模型，即1996年提出的Lp范数原理。一般的方法有枝切法， 最小网络流法，最小二乘等。InSAR数据处理中有许多处理软件可供使用，其中有些对于学术用途是免费的。例如: IMAGINE InSAR:是ERDAS IMAGINE遥感套件所包含的InSAR处理包，用C+写成； ROI PAC：由NASA的喷气推进实验室和Caltech开发。运行于UNIX，可以在The Open Channel Foundation 免

32、费下载；DORIS： Delft University of Technology 开发的处理套件， C+写成，一直到多个平台，基于GPL许可证发布；Gamma Software:商业套件，拥有 多个模块覆盖了 SAR数据处理、SAR干涉、差分SAR干涉等。运行于Solaris Linux、Mac OS和Windows，研究机构可获得大幅度的折扣；5SARscape：商业套件，拥有多个模块覆 盖了 SAR数据处理、SAR干涉、差分SAR干涉等。作为ArcView和ENVI的扩展运行于 Windows、Linux 和 Mac OS 下；Pulsar:商业套件，基于 UNIX:。IAPASON：法

33、国空 间局CNES开发，由Altamira Information维护，商业套件。运行于UNIX和Windowso图6 DInSAR数据处理流程3.3、DInSAR测量缺陷尽管DInSAR技术在形变监测方面表现出极大的应用潜力，并取得一些成功的应用，但 该技术要完全走向实用化，还受到多方面因素的影响和制约，其中时空失相关和大气效应是 该技术的瓶颈。(1) 时间失相关：时间基线是DInSAR应用于区域地表形变探测的一个重要限制，尤其 在植被覆盖地区，时间间隔稍长就可能引起相位严重失相关而无法获得可靠的干涉测量结 果。(2) 空间失相关：空间失相关是由于不同雷达侧视角导致雷达散射信号的差异。一般情

34、 况下，单通双天线系统几乎不存在空间失相关，而星载重复单天线系统受基线失相关的影响 较为显著。获取两幅SAR图像的轨道空间间隔越大，干涉相位噪声水平也会越高，大大限 制了有效干涉对的可用数量，使得干涉测量只能局限在部分满足基线条件的SAR影像上进 行，这对于那些长期累计的微小地表形变监测来说，监测工作变得异常困难甚至不可能。(3) 大气延迟：易变的大气条件可能导致不同的相位延迟，这种不一致性既表现在时间 尺度上，也表现在空间尺度上。严重的大气延迟会模糊甚至掩盖感兴趣的信号，若不能完整 地提取或剔除大气相位分量，则大气相位分量很容易被误认为是地形起伏或地表形变，这极 大降低了 InSAR技术提取

35、地面高程或地表形变的可靠性。（4）无法监测单个目标的变形：受雷达空间分辨率的影响，该技术只能监测大面积的地 表形变，要监测单个目标（如某个建筑物）的变形，对雷达差分干涉来说还是个极大的挑战。要解决DInSAR中的失相关和大气效应问题，只有通过数据处理的手段来解决。到目前 为止，已发展了两种方法：数据融合法和永久散射体法。不过，数据融合的方法只能在一定 程度上降低大气延迟的影响，还不能解决失相关问题。永久散射体法同时解决了差分干涉测 量中的大气效应、时间失相关和基线失相关问题，是目前差分干涉测量中解决上述问题的最 好方法。3.4、InSAR变形监测新技术PSInSAR:针对常规DInSAR相位失

36、相关和大气延迟影响，Ferretti提出了仅仅跟踪成像 区域内雷达散射特性较为稳定的目标而放弃那些失相关严重的分辨单元的方法 PSInSAR （permanent Scatterer InSAR）。这些目标（如地面建筑物的墙角或者屋顶，也可能是裸露的岩 石）几乎不受失相关噪声影响，即使在多年时间间隔的干涉对中仍然保持较高的干涉相关性， 把这些稳定的目标称之为永久散射体（PS，permanent Scatterers）。由于永久散射体可在很长 时间间隔内保持高相干，并且在空间基线距超过临界基线距的情况下，也能够保持高相干性， 这样便可充分利用长基线距的干涉图像对，最大限度地提高数据的利用率；因此

37、，可找出研 究区域内的PS点，通过对这些PS点进行时间序列分析，消除大气的影响，便能准确测量 到PS点的形变量，从而监测到地面的运动，并精确地反映出所监测区域的相对位移。 PSInSAR方法类似于控制测量，它通过点上的可靠信息获得整个区域的信息，即使整个研 究区内不能形成干涉条纹，也能用PSInSAR方法探测地表的形变。目前除了 PSInSAR方法外，最新的研究方法还有最小二乘法（LS）、小基线集方法 （SBAS）和相干目标方法（CT），高级PS方法。四、InSAR监测技术与传统方法的比较长期以来，地表形变的监测通常依靠水准测量和全球定位系统（Gobal Positioning System,

38、 GPS）。水准测量受经费和人力的限制，一般布点少，路线稀疏，监测周期长，时空分辨率 都很低，已经难以满足现代防灾减灾对地表形变进行快速和大范围监测的需求。而GPS技 术虽然可以获取连续的地表形变监测结果，但其密度同样受限于昂贵的地面设备，目前世界 上最密集的GPS监测网是美国南加州的SCIGN网和日本的GEONET网，空间分辨率最高 也只有10 km。星载合成孔径雷达干涉测量技术（Interferometric Synthetic Aperture Radar， InSAR）是近四十年发展起来的一种新型空间大地形变测量手段。凭借其全天时、全天候、 大范围（几十公里到几百公里）、高精度（毫米到

39、厘米级）和高空间分辨率（几米到几十米） 的优势，InSAR技术已经越来越得到专家学者的认可，然而，InSAR技术的应用和推广仍 然受到至少三个方面的限制。首先，InSAR测量的时间分辨率较低，取决于SAR卫星的重 返周期；其次，InSAR测量结果的精度受到时空失相关和大气延迟的影响；最后，InSAR 只能获取地表形变在雷达视线方向（Line-Of-Sight，LOS）上的一维投影。表2 InSAR与CGPS监测手段的比较观础一雄位移水平、垂直方向）地而点与卫星之间距废的交化一维）时间分辨率近建续性同明性（每日匾点甚至埠1。秒每点的采样】（对T ERS1为站犬，JF皿为H天）空间分辩率离散的点连虬性的、全球性的隔茬最密的日本CGPS网为25kniX 25kni间隔）（25,11 25m分辨率.邳如仓湘的影像辑茬范困）卫星数扯24 fflGPS卫星L颖g需达卫星地而援收机茄耍（至少2台以上）无福InS.AR