2010, Vol. 53
断裂带应力状态的变化是地震孕育机理研究、震后愈合过程分析和余震趋势判定的重要依据之一.岩石物理实验和数值模拟研究都表明，断裂带在地震前后经历了应力变化，会造成断裂带岩石中微裂隙的张开和闭合（Dieterich，1978；Aki，1984；Rice，1992；Scholz，1968，2002）[1~5]，并引起波速的变化，监测这种波速变化，为地震物理预报以及余震趋势的判断提供了潜在的途径.
断裂带内应力变化引起的波速变化很小，其动态监测对观测精度有很高的要求，高性能人工震源和高精度测量系统的发展，为地震波波速变化的高精度检测创造了条件[6~32].Niu等（2008）[6]在SAFOD（San Andreas Fault Observatory at Depth）井眼内利用压电陶瓷组合震源进行了波速变化测量，发现在距离实验点3km的两次地震之前，波速都发生了异常变化；Wang B S等（2006，2008）[7, 8]在云南小哨利用电落锤进行了主动震源探测，观测到介质波速的变化同大气压变化具有很好的相关性；Reasenberg和Aki（1974）[9]在一个花岗岩矿，利用气枪在水坑中每隔6~10s重复激发，观测原地波速的变化，基线长度200m，并分析了由固体潮引起的波速变化；20世纪90年代，日本发展了精密常时可控震源系统ACROSS[10].汶川地震后，我们也曾在陕西省宁强县利用小型落锤震源，对汶川地震断裂带东北缘进行了长达一个月的主动源动态监测，观测到了与当地余震有关的波速同震变化（王伟涛等，2009）[18].但由于所采用的震源落锤质量只有75kg，探测深度只有几十米.
2008年5月12日，四川汶川在龙门山断裂带上发生了Ms8.0级大地震，龙门山断裂带是由3条大断裂构成，自西向东分别是后山断裂（茂汶-汶川断裂），主中央断裂（北川-映秀断裂），前山断裂（江油-灌县断裂）.汶川地震前山断裂带从四川绵竹市九龙镇穿越，在5.12汶川地震期间发生了较强破裂，该断层为逆断层，经野外踏勘获得，地表破裂上盘相对下盘上升1.5m左右，水平破裂宽度为0.2~0.5m.
汶川地震后，国土资源部和中国地震局实施了“汶川地震断裂带科学钻探”工程，其中三号孔位于四川省绵竹市九龙镇前山断裂带上（见图 1）.其重要目标之一是了解断裂带结构、应力变化及其与余震的关系.目前，前山断裂附近地震活动性仍较强，是开展断裂带动态监测的良好机遇，结合汶川地震断裂带科学钻探，进行前山断裂动态监测具有重要意义.
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图 1 人工震源及测线布置图 三角形为震源激发点和台站观测点；实线为江油-灌县断裂带（前山断裂）；五角星为2009年6月30日四川绵竹5.6级（据中国地震台网测定）地震发震位置. Fig. 1 Location of the active source and layout of the seismic equipment distribution Triangle denote the location of the source excitation and observation stations, solid line denote Jiangyou-Guanxian fault, and five-pointed star denote the location of the June 30, 2009 Sichuan Mianzhu 5.6 earthquake (according to the China Earthquake Networks Center) |
我们在四川绵竹市九龙镇建立了精密控制人工震源动态监测系统，来研究前山断裂带的应力变化和震后愈合过程.自2009年6月20日开始运行，期间2009年6月30日凌晨2时3分，在锦竹发生了Ms5.6级地震，震中位于我们所布置的测线附近（北纬31.4°，东经104.1°，据中国地震台网测定）.该次地震前后记录的精密控制人工震源数据，为分析地震前后断裂带应力状态变化创造了机会.
2 断裂带应力监测技术系统断裂带应力变化引起的波速变化很小，对观测技术系统要求很高，为获得高精度观测结果，需要（1）尽可能提高观测信号的信噪比，这需要震源信号要有一定的功率和较长的扫描时间（总能量）；（2）信号有较宽的频带，源信号与接收信号互相关（反褶积）可获得较高的时间分辨率；（3）发射信号具有高度重复性，以消除震源变化的影响和通过叠加提高信噪比；（4）接收台站架设质量高，接收能力强；（5）观测技术系统精确授时；（6）采用先进的信号处理方法.
2.1 观测技术系统图 1中前山断裂带所示位置为地表破裂处，断层左上侧为山体，右下侧沉积层厚度为50~80 m，且存在砾石层.此处为汶川地震科学钻探三号孔施工地点，地面交通也允许建立跨越断裂带的观测系统，我们在此建设了断裂带动态监测系统，并开展了人工震源断裂带主动监测试验.
精密控制人工震源布置于断裂带东侧约5km，自震源沿NNW方向近垂直穿越断层建立了8个高水准流动地震台，测线斜交于龙门山前山断裂带的九龙镇，最大偏移距为9.7km，台站间距约为1km，其中1~4号（st01~st04）流动观测点在震源一侧，5~8号（st05~st08）观测点跨过断层，形成了断裂带应力监测技术系统（见图 1）.
流动地震仪来自中国地震局地震科学探测台阵技术中心，8个流动地震台的台基进行了严格的处理，以保证观测数据质量.地震计为GURALP-40T短周期地震计，灵敏度为2000V/m/s，频带范围为0.5~100 Hz，数据采集器为REFTEK-130B，采样率为200Hz，采用GPS连续授时.
2.2 精密控制人工震源系统本试验采用的精密控制人工震源系统，是由北京港震机电技术有限公司生产的，是一种连续扫描振动设备，用伺服控制电动机带动两个偏心轮作不平衡转动，其离心合力形成垂向振击力，冲击地面产生振动波[11, 12].两偏心轮的转速和时间同步通过精密控制器精确控制，可获得不同频率、高度可重复的振动波.
该震源自重16t，转速为10转/s时的垂向振击力约10t.精密控制震源需要50kW的电力，对安装有着较严格的要求.我们去除地表 0.5m厚的地表土，夯实后浇筑厚0.3 m的钢筋混凝土，其上铺设钢板，通过螺栓将震源与钢板、混凝土联为一体，从而实现与沉积层的良好耦合，保证激发质量.
利用人工震源进行波速变化测量是通过重复测量相同路径上的地震波走时来实现的，只有保证震源的重复性，才能进行有效的波速变化测量.震源信号的重复性主要受震源与地基和大地的耦合、降雨等因素影响，在进行观测前，我们将震源试运转了两天，使震源与地基和大地的耦合趋于稳定.
我们对精密控制人工震源激发的100次信号进行了重复性分析（图 2），将震源每一次激发的运转时间（26 min）作为参考信号时间窗口，其相关系数均在0.98以上，且大于0.99的占85%（表 1），表明精密控制人工震源每次激发产生的振动信号具有很好的重复性，可通过对多次激发信号进行叠加来提高记录的信噪比，并在走时变化观测中消除震源变化的影响.
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图 2 震源激发100次产生的振动信号垂直分量相关图 Fig. 2 The correlation coefficient of one hundred active source signals |
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表 1 对100次震源激发信号的重复性统计 Table 1 Repeatability statistics of one hundred active source signals |
地震波高频成分随着传播距离的增加更容易衰减，震源激发的地震波的传播距离（探测深度）主要由其低频能量决定，与此同时，信号的频带宽度是影响观测精度的关键因素之一[13].本试验所用人工震源激发的能量为10t，信号频率2~10 Hz，适于开展断裂带监测，探测距离为10km，探测深度可达2km左右.
震源旋转离心力的大小F与转速（频率f）的平方成正比，即F=MR（2πf）2，其中M为偏心轮的质量，R为质心到转轴的距离（偏心半径）.震源运行激发信号的能量随频率呈二次方增大，采用线性时间扫描将导致低频能量不足，我们希望精密控制人工震源具有较宽频谱，理想的扫描模式为低频信号的扫描时间应该是高频的二次方倍.考虑到精密控制人工震源旋转速度的改变步长和两个电机旋转的时间同步问题，激发一次理想频谱的扫描信号需要十多个小时，不适用于野外现场工作.我们采用非线性时间扫描震源驱动方式，尽可能延长低频信号扫描时间，增大低频激发总能量.
从2009年6月20日起，我们利用10t精密控制人工震源对前山断裂带九龙镇段进行了连续监测试验.扫描信号频带范围为2~10 Hz，扫描频率组合模式见图 3，扫描周期为30 min/次，其中震源运转时间为26min，震源根据GPS时间自动激发和运行，每天运行时间为晚上9点至第二天凌晨2点.
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图 3 精密控制人工震源工作原理（a）与非线性扫描（b） Fig. 3 The mechanism (a) and scanning frequency (b) of the active source |
试验观测期间，在震源处布置了一套流动地震仪（与测线上的仪器类型相同，采集参数设置一样）记录震源激发信号.图 4为震源台记录的单次扫描（30min）信号垂直分量的原始波形和振幅谱分析，从图中分析可得：尽管震源低频运行的时间已经延长，但扫描信号的频谱还不是太理想，高频成分能量比低频部分仍然高出1个数量级左右，这主要是由震源偏心旋转激振方式所决定的.震源产生的信号主要能量集中于5~9.5Hz，在频率域里为非连续，存在跳跃式上升.
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图 4 精密控制人工震源扫描信号震源台垂向记录（a）及振幅谱分析（b） Fig. 4 The vertical component record (a) and the amplitude spectrum (b) of the scanning signal |
扫描信号的处理方法主要有相关和反褶积，将长时间窗口的记录压缩为一个类似于短时脉冲信号.互相关处理侧重于获得不同台站记录的波形的相似程度，反褶积处理则侧重于两个台站之间的格林函数.根据Katherine F.Brittle（2000，2001）等[14, 15]对扫描信号进行互相关和频率域反褶积分析处理的研究，互相关有可能产生扫描信号频率的二次方的滤波效应，突出高频信号的能量，而损失低频信号的能量，并且还受信号扫描方式的影响，当震源信号为非线性扫描方式时，互相关处理有可能导致相位的反转，而反褶积处理则不会.在本研究过程中，我们用频率域反褶积方法进行处理分析.
反褶积与互相关基于同样的褶积模型：
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(1) |
其中x（t）为记录道，r（t）为地层响应，*表示褶积算子，s（t）为扫描信号，n（t）为噪声.
对式（1）进行傅氏变换，可得：
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(2) |
则地层响应函数在频率域里可表示为
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(3) |
当记录的信噪比足够大时，则可忽略噪声的影响
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(4) |
再通过IFFT变换可近似获得时域地层响应函数r（t）.
4.2 地震前后地震波走时变化分析将震源运转时间作为参考信号的时间窗口，通过反褶积、滤波和叠加处理获得走时剖面图.图 5a为流动地震测线记录到的单次激发走时图，其中st01震前数据缺失，st08信噪比太低未画出.根据精密控制人工震源激发波形的高度重复性，我们可将地震发生前后各5天的数据进行叠加来提高信噪比，并对叠加的数据记录进行3~11 Hz的带通滤波，得到叠加走时剖面图（见图 5b），其中在2009年6月28日~6月29日两天震源没有运转，地震前5天数据叠加时间为2009年6月23日~6月27日，后5天时间为2009年6月30日~7月4日.
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图 5 （a）流动地震测线记录到的单次激发信号反褶积处理分析；（b）地震发生前5天的数据进行叠加，断层两侧直达波视速度发生变化 Fig. 5 (a) The frequency deconvolution analysis of single-shot signal processing; (b) Stack of the processed data before the earthquake |
通过多次叠加，信噪比得到了明显改善，但st05~st07台P波初至仍不清楚，根据st02~st04台P波初至估算直达P波的视波速为5.5km/s（见图 5b）.根据纵横波波速比vp/vs=1.73，利用P波波速推算S波波速为3.2km/s，图 5b中依据st05~st07台强振幅波形同相追踪，估算其速度为4.0km/s.结合观测区域和实际地貌特征，并根据WangZ.（2009）[16]等在该区域进行速度结构反演结果，该区域纵横波波速比（vp/vs）偏低，同时st05~st07台站在断裂带左上侧，与右下侧地层相比P波速度会更高一些，所以S波速度会偏高一些，排除了st05~st07台强振幅波形为面波的可能性.
由上面的分析，我们可以得到：（1）震源单次激发产生的振动信号能量较弱；（2）在断层处信噪比明显下降，说明断裂带对地震波传播有强衰减作用；（3）在断层右下侧为沉积层覆盖，近震源几个流动台站记录处理得到的强振幅震相，可能存在直达S波和面波重叠在一起；（4）在断层左上侧，记录获得的强振幅震相是直达S波；（5）在断层两侧直达S波视速度存在差异，断层左上侧直达S波波速略高一些，说明断层两侧介质有一定的变化（见图 5b）.
图 6中黑色波形为2009年6月30日绵竹Ms5.6级地震前5天的叠加波形，红色为地震后5天叠加的波形.由于直达P波信噪比低，初至不是很清晰，文中以分析直达S波为主.图 6b为图 6a中各观测点两虚线间的信号局部放大图，据图 6b可获得，流动台站st02~st04的直达S波走时都没有明显的变化，st05~st07的走时延迟较大.
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图 6 （a）地震前（黑色）和地震后（红色）波形图，（b）为（a）中各观测点两虚线间的信号局部放大 Fig. 6 (a) Comparison of the stacked waveforms before and after the earthquake, (b) is the amplification of signal between two dotted line in figure (a) |
为获得精确的延迟走时，将地震前后反褶积、滤波和叠加处理后的波形数据进行互相关处理，时间窗口选取0.2s，并对得到的相关函数进行cosine拟合插值和误差分析[7, 8, 17, 18]，重构更高采样率的互相关函数，得到新的最大相关系数及时间，从而获得各观测点走时相对变化.
固定传播路径上地震波平均波速的相对变化为dv/v=-dt/t，我们获得了地震波的平均波速相对变化（见图 7）.从图中分析可知，断裂带上发生了较大的波速降低，近断裂带的st05~st07台站观测到的直波S波走时，与地震发生前相比延迟5~9ms，其波速相对下降了约0.3%，初步分析该变化是地震同震效应导致地下介质应力状态调整和物性变化引起的.
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图 7 波速相对变化与偏移距的对应关系 Fig. 7 The relative change of velocity with offset |
测量的误差来源主要有（1）GPS的授时精度；（2）环境因素（大气压、固体潮等）；（3）观测系统性能（频带与信噪比等）和计算误差等几个方面，下面，我们对其主要影响因素进行分析.
我们采用了GPS连续授时方式，根据各观测点数据采集器的GPS服务时间对星误差，对试验期间记录的钟差进行了统计分析（见图 8），其结果表明在试验期间，数据采集器的GPS服务时间误差控制在±20μs，且主要集中在±2μs之内，比实际观测到的直达S波的相对走时变化小2~3个数量级.同时，长时间记录也可大大消除GPS授时异常的影响.
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图 8 st05观测点GPS服务时间对星误差统计分析 Fig. 8 The statistics of the time error for GPS |
大量研究表明，地震波的走时变化同大气压力之间有很好的相关性，波速相对变化对大气压力变化的灵敏度为10-9~10-6/Pa[7, 8, 18~20]，具体数值同测量地区的介质性质有关，我们在此选取最大值10-6/Pa，从图 9中分析得出，在试验期间大气压力的变化约在700Pa，则大气压力变化对波速所能引起的相对变化约为0.07%.结合观测测线长度，监测系统具有一定的探测深度，大气压变化引起的波速变化比0.07%要小.同时，固体潮引起的地震波波速变化主要对深部地层介质的影响较大，在浅地表产生的影响与大气压力改变所引起的波速变化相当[8].
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图 9 试验期间降雨量、大气压力和温度记录图 Fig. 9 The records of the rainfall, atmospheric pressure and temperature during the experiment |
另外，互相关时延检测的误差下限可以用（5）式所示的Cramer-Rao Lower Bound法则来计算（Carter，1987；Walker and Trahey，1995；Silver et al.，2007；Wang et al.，2008）[18, 19, 21, 22].
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(5) |
其中f0为震源的主频，B为频宽比，ρ为波形的相关系数，SNR为信噪比，T为所选相关窗口的时间长度.在我们的试验中，f0 ≈9.5 Hz，T≈0.2s，B≈5，ρ≈1，SNR≈15，因此，（5）式可以简化成
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(6) |
从（6）式可以看出，通过互相关进行时延估计，主频和信噪比是决定计算误差的重要因素，提高信号的主要频率和信噪比，可以大大减小时延估计的误差.
代入式（6）计算得到时延估计误差的理论值约为3.64×10-4s.我们在求波速变化的同时也求出了标准差，作平均后求得波速变化的平均误差为4.27×10-4s，可见实测误差和理论误差非常接近，与在st05~st07台所观测到的走时变化值相比小1个数量级.
根据以上误差分析，说明我们观测到的数据质量较好，处理过程也足够精确.从图 7中分析可得到：（1）未跨越断层的st02~st04台站走时基本无变化，说明精密控制人工震源激发设备与流动观测仪器的稳定可靠，可用于长期动态监测；（2）跨过断层的st05~st07台站直达S波走时发生了延迟，说明是由于地震同震变化引起断裂带内介质应力或性质变化，导致穿过断裂带的直达波速度下降.
5 结论与讨论本次是国内首次利用精密控制人工震源重复探测观测到了地震前后走时变化.通过试验观测和初步分析可知，10t精密控制人工震源能激发相位稳定的信号，可重复性高，易控制，并可通过多次叠加来提高信噪比.可用于监测断裂带地震波走时变化，来研究地下介质应力变化，为地震活断层监测提供了一条技术路线.与我们曾采用的75kg小型落锤震源（王伟涛[18]，2009）.相比，探测深度更大（大于2km），更适于断裂带动态监测.
本文通过绵竹Ms5.6级地震前后各5天的数据对比分析可知，地震前后，穿过前山断裂带的直达S波走时发生了5~9 ms的延迟，波速相对下降了约0.3%，这主要是由于地震同震效应导致断裂带介质应力和物性发生改变，引起断层介质波速下降. Ms5.6级地震表明，该断裂带应力状态仍处于调整中，在此继续开展断裂带连续动态监测有望获得与地震活动相关的地震波速变化信息，有助于了解地震孕育、发生和震后愈合的过程.
我们观测获得的地震前后~0.3%的波速变化与国外学者（Li等，1998，2003[23, 24]和Niu等（2008）[6]）观测到的地震波速变化幅度0.5%~1.5%和0.8%相比较小，但与Ikuta和Yamaoka等（2004）[10]观测到的相对走时变化幅度0.4%和0.1%相当.Li等是在兰德斯Ms7.5级地震后，过了2年才开始进行观测的，且分析时间尺度长，波速的增加代表了震后愈合过程.Niu等是在SAFOD（San Andreas Fault Observatory at Depth）井眼内观测到一个3.0级地震之前数十小时的波速增加；而Ikuta和Yamaoka等（2004）是在Nojima断裂带附近Tottori地震（Mw6.6）和Geiyo地震（Mw6.4）后短时间内S波相对走时变化.与本研究观测条件更为接近.
地震与断裂带介质应力之间存在着以下关系：在地震发生前，断裂带内应力逐渐积累，波速也逐渐增加；地震发生时，断裂带附近会产生破碎带，同震破裂导致应力释放，波速相对下降；地震一段时间后，应力再次进入积累上升阶段，波速再次相对增加.地震波走时变化幅度与地震震级，探测深度，观测时间与观测尺度等因素有关：一般地震震级小，应力释放的能量少，波速变化小.我们观测到的走时变化较小，可能与该次地震震级较小和观测时间尺度短有关.
人工震源动态监测具有重要发展前景，我们开展的工作仍处于研究探索阶段，还存在一些问题需要改进，例如现有的精密控制人工震源激发的振动信号频带还比较窄，产生的信号能量随频率的改变呈二次方变化，在频率域为非连续，在一定程度上影响了波形形态，导致处理结果的相关峰不够突出，旁瓣压制效果差，后续震相[12]有可能相互重叠在一起等.同时，为减少环境影响而采用的长时间信号扫描探测方式也影响了精细时间分辨率的获得.在下一步的连续观测中，我们将优化震源信号扫描组合方式，细化信号处理方案，加强环境因素（气压、温度、降雨）校正，提高观测精度，并拟增加连续高速采样观测系统（如井间观测），以便获得不同时间和空间分辨率的观测结果，进行不同方法的对比研究.
致谢在试验过程中，得到北京港震机电技术有限公司、四川省绵竹市防震减灾局、九龙镇政府和源发花园等单位和研究人员的大力帮助，在此表示衷心感谢.另外，感谢两位评审专家对该文章提出的宝贵建议.
| [1] | Dieterich James H. Time-dependent friction and the mechanics of stick-slip. Pure and Applied Geophysics , 1978, 116(4): 790-806. |
| [2] | Aki Keiiti. Asperities barriers characteristic earthquakes and strong motion prediction. J.Geophys.Res. , 1984, 89: 5867-5872. DOI:10.1029/JB089iB07p05867 |
| [3] | Rice J R.Fault stress states, pore pressure distributions, and the weakness of the San Andreas fault.In: Evans B, Wong T-F eds.Fault Mechanics and Transport Properties of Rocks, Number 475~503.Academic, San Diego, Calif., 1992 |
| [4] | Scholz C H. Microfracturing and the inelastic deformation of rock in compression. J.Geophys.Res. , 1968, 73: 1417-1432. DOI:10.1029/JB073i004p01417 |
| [5] | Scholz C H. The Mechanics of Earthquakes and Faulting. New York: Cambridge Univ.Press, 2002 . |
| [6] | Fenglin Niu, Silver Paul G, Daley Thomas M, et al. Preseismic velocity changes observed from active source monitoring at the Parkfield SAFOD drill site. Nature , 2008, 454. DOI:10.1038/nature07111 |
| [7] | Wang B S, Zhu P, Chen Y, et al.Continuous in-situ measurement of stress-induced travel time variation with coda interferometry.Eos Trans.AGU, 87 (52), Fall Meet.Suppl., Abstract S44B-04, 2006 |
| [8] | Wang B S, Zhu P, Chen Y, et al. Continuous subsurface velocity measurement with coda wave interferometry. J.Geophys.Res. , 2008, 113: B12313. DOI:10.1029/2007JB005023 |
| [9] | Reasenberg P, Aki K. A precise, continuous measurement of seismic velocity for monitoring in situ stress. J.Geophys.Res. , 1974, 79: 399-406. DOI:10.1029/JB079i002p00399 |
| [10] | Ikuta R, Yamaoka K. Temporal variation in the shear wave anisotropy detected using the Accurately Controlled Routinely Operated Signal System. J.Geophys.Res. , 2004, 109: B09305. DOI:10.1029/2003JB002901 |
| [11] | 廖成旺, 庄灿涛, 梁鸿森. 精密控制常时震源系统(精密控制)的初步试验. 中国地震 , 2003, 19(1): 89–96. Liao C W, Zhuang C T, Liang H S. Initial experimental result of Accurately Controlled Routinel Operated Signal System. Earthquake Research in China (in Chinese) , 2003, 19(1): 89-96. |
| [12] | 王洪体, 庄灿涛, 薛兵, 等. 精密主动震源监测. 地球物理学报 , 2009, 52(7): 1808–1815. Wang H T, Zhuang C T, Xue B, et al. Precisely and actively seismic monitoring. Chinese J.Geophys. (in Chinese) , 2009, 52(7): 1808-1815. |
| [13] | 林建民, 王宝善, 葛洪魁, 等. 大容量气枪震源特征及深部介质中传播的震相分析. 地球物理学报 , 2008, 51(1): 206–212. Lin J M, Wang B S, Ge H K, et al. Study on large volume airgun source characteristics and seismic phase analysis. Chinese J.Gephys. (in Chinese) , 2008, 51(1): 206-212. |
| [14] | Katherine F Brittle, Laurence R Lines, Ayon K Dey.Vibroseis deconvolution: a synthetic comparison of cross correlation and frequency domain sweep deconvolution.CREWES Research Report, 2000.12 |
| [15] | Brittle Katherine F, Lines Laurence R, Dey Ayon K. Vibroseis deconvolution: a synthetic comparison of cross correlation and frequency domain sweep deconvolution. Geophysical Prospecting , 2001, 49: 675-686. DOI:10.1046/j.1365-2478.2001.00291.x |
| [16] | Wang Z, Yoshio Fukao, Shunping Pei. Structural control of rupturing of the Mw7.9 2008 Wenchuan Earthquake, China. Earth and Planetary Science Letters , 2009, 279: 131-138. DOI:10.1016/j.epsl.2008.12.038 |
| [17] | Céspedes I, Huang Y, Ophir J. Methods for estimation of subsample time delays of digitized echo signals. Ultrasonic Imaging , 1995, 17: 142-171. DOI:10.1177/016173469501700204 |
| [18] | 王伟涛, 王宝善, 葛洪魁, 等. 利用主动震源检测汶川地震余震引起的浅层波速变化. 中国地震 , 2009, 25(3): 225–233. Wang W T, Wang B S, Ge H K, et al. Using active source to monitor velocity variation in shallow sediment caused by Wenchuan earthquake. Earthquake Research in China (in Chinese) , 2009, 25(3): 225-233. |
| [19] | Silver Paul G, Daley Thomas M, Niu FengLin, et al. Active source monitoring of cross-well seismic travel time for stressinduced changes. Bulletin of the Seismological Society of America , 2007, 97(1B): 281-293. DOI:10.1785/0120060120 |
| [20] | Yamamura K, Sano O, Utada H, et al. Long-term observation of in situ seismic velocity and attenuation. J.Geophys.Res. , 2003, 108. |
| [21] | Carter G. Coherence and time delay estimation. Proceedings of the IEEE , 1987, 75: 236-255. DOI:10.1109/PROC.1987.13723 |
| [22] | Walker, Trahey G. A fundamental limit on delay estimation using partially correlated speckle signals. Ultrasonics, Ferroelectrics and Frequency Control, IEEE Transactions , 1995, 42(2): 301-308. DOI:10.1109/58.365243 |
| [23] | Li Y G, Vidale J E, Aki K, et al. Evidence of shallow fault zone strengthening after the 1992 M7.5 Landers California earthquake. Science , 1998, 279: 217-219. DOI:10.1126/science.279.5348.217 |
| [24] | Li Y G, Vidale J E, Day S M, et al. Postseismic fault healing on the 1999 M7.1 Hector Mine, California earthquake. Bull.Seismol.Soc.Am. , 2003, 93: 854-869. DOI:10.1785/0120020131 |
| [25] | Aggarwal Y P, Sykes L R, Simpson D W, et al. Spatial and temporal variations in ts/tp and P wave residuals at Blue Mountion Lake, New York: Application to earthquake prediction. J.Geophys.Res. , 1973, 80: 718-732. |
| [26] | Birch F. The velocity of compressional waves in rocks to 10 kilobars, part 1. J.Geophys.Res. , 1960, 65: 1083-1102. DOI:10.1029/JZ065i004p01083 |
| [27] | Birch F. The velocity of compressional waves in rocks to 10 kilobars, part 2. J.Geophys.Res. , 1961, 66: 2199-2224. DOI:10.1029/JZ066i007p02199 |
| [28] | Karageorgi E, Clymer R, McEvilly T V. Seismological studies at Parkfield. H.Search for temporal variations in wave propagation using Vibroseis.Bull.Seism.Soc.Am. , 1992, 82: 1388-1415. |
| [29] | Korneev V A, McEvilly T V, Karageorgi E D. Seismological studies at parkfield VHI: modeling the observed controlled source waveform changes. Bull.Seism.Soc.Am. , 2000, 90: 702-708. DOI:10.1785/0119990038 |
| [30] | Kanamori H, Fuis G. Variation of P wave velocity before and after the Galway Lake earthquake (ML=5.2) and the Goat Mountain earthquakes (ML=4.7), 1975, in the Mojave desert, California. Bull.Seismol.Soc.Am , 1975, 66: 2027-2037. |
| [31] | 陈顒, 王宝善, 葛洪魁. 建立地震发射台的建议. 地球科学进展 , 2007, 22(5): 441–446. Chen Y, Wang B S, Ge H K. Proposed of transmitted seismic stations. Advances in Earth Science (in Chinese) , 2007, 22(5): 441-446. |
| [32] | 黄伟传, 葛洪魁, 杨微, 等. 汶川地震断裂带东北端浅部结构的人工地震探测. 地球物理学报 , 2009, 52(2): 547–552. Huang W C, Ge H K, Yang W, et al. Survey of the shallow structure on the northeast and of Wenchuan earthquake fault zone by artificial seismic. Chinese J.Geophys. (in Chinese) , 2009, 52(2): 547-552. |