由精密控制人工震源观测到的绵竹5.6级地震前后波速变化

第５３卷第５期　２０１０年５月　地球物理学报　Ｖｏ１．５３，Ｎｏ．５　Ｍａｙ，２Ｏ１０　ＣＨＩＮＥＳＥ　ＪＯＵＲＮＡＬ　ＯＦ　ＧＥＯＰＨＹＳＩＣＳ　杨微，葛洪魁，王宝善等．由精密控制人工震源观测到的绵竹５，６级地震前后波速变化．地球物理学报，２０１０，５３（５）：１１４９～　１１５７，ＤＯＩ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０００１—５７３３．２０１０．０５．０１６　Ｙａｎｇ　Ｗ，Ｇｅ　Ｈ　Ｋ，Ｗａｎｇ　Ｂ　Ｓ，ｅｔ　ａ１．Ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｂｓｅｒｖｅｄ　ｂｙ　ｔｈｅ　ｐｒｅｃｉｓｅｌｙ　ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ　ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ　ｆｏｒ　ｔｈｅ　Ｍｉａｎｚｈｕ　Ｍｓ　５．６　Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．（ｉｎ　Ｃｈｉｎｅｓｅ），２０１０，５３（５）：１１４９～１１５７，ＤＯＩ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０００１—５７３３．２０１０．０５．０１６　由精密控制人工震源观测到的绵竹５．６级　地震前后波速变化　杨　微，葛洪魁，王宝善，袁松汤，宋丽莉，贾玉华，李宜晋　中国地震局地球物理研究所，北京１０００８１　摘　要　地震危险区断层的应力状态变化及其精确测量一直是地球物理学关注的热点问题之一，主动震源探测技　术的发展为解决上述问题带来了可能．汶川Ｉ大地震后，结合汶川地震断裂带科学钻探，在四川Ｉ省绵竹市九龙镇——　跨越龙门山断裂带前山断裂，利用１０　ｔ精密控制人工震源进行了连续监测试验，在试验观测期间的２００９年６月３Ｏ　日凌晨２时３分，当地发生了Ｍｓ　５．６级地震，地震前后观测数据的对比分析表明，该地震发生前后，穿过断裂带的　直达Ｓ波走时发生了时延为５～９　ｍｓ的微弱变化，射线路径上的平均波速相对下降了约０．３　，该时延主要是由地　震同震效应引起的断裂带内应力调整和物性变化造成的．所使用的精密控制人工震源性能稳定，适于开展断层监　测．这一结果对于发展断裂带主动震源动态监测技术具有重要意义．　关键词绵竹地震，波速变化，精密控制人工震源，动态监测，反褶积　中图分类号Ｐ３１５　收稿日期２００９—０８—２６，２０１０－０４—０７收修定稿　ＤＯＩ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｒＬ　０００１—５７３３．２０１０．０５．０１６　Ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｂｓｅｒｖｅｄ　ｂｙ　ｔｈｅ　ｐｒｅｃｉｓｅｌｙ　ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ　ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ　ｆｏｒ　ｔｈｅ　Ｍｉａｎｚｈｕ　Ｍｓ　５．６　Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ　ＹＡＮＧ　Ｗｅｉ，ＧＥ　Ｈｏｎｇ—Ｋｕｉ，ＷＡＮＧ　Ｂａｏ—Ｓｈａｎ，ＹＵＡＮ　Ｓｏｎｇ—Ｙｏｎｇ，　ＳＯＮＧ　Ｌｉ—Ｌｉ，ＪＩＡ　Ｙｕ—Ｈｕｓ，Ｌｉ　Ｙｉ—Ｊｉｎ　Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ　ｏｆ　Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，Ｃｈｉｎａ　Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ　Ａｄｍｉｎｉｓｔｒａｔｉｏｎ，Ｂｅｉｊｉｎｇ　１０００８１，Ｃｈｉｎａ　Ａｂｓｔｒａｃｔ　Ｔｈｅ　ｓｔｒｅｓｓ　ｓｔａｔｕｓ　ｃｈａｎｇｅ　ａｎｄ　ｉｔｓ　ｅｘａｃｔ　ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｆａｕｌｔ　ｚｏｎｅ　ｈａｓ　ｂｅｅｎ　ａ　ｈｏｔｓｐｏｔ　ｉｎ　ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ．Ａｆｔｅｒ　ｔｈｅ　Ｗｅｎｃｈｕａｎ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，ｗｅ　ｃａｒｒｙ　ｏｕｔ　ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ　ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ　ａｃｒｏｓｓ　ｔｈｅ　ｒａｎｇｅ—ｆｒｏｎｔ　ｆａｕｌｔ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｌｏｎｇｍｅｎｓｈａｎ　ｆａｕｌｔ　ｚｏｎｅ，ｕｓｉｎｇ　ａ　１０一ｔｏｎ　ｐｒｅｃｉｓｅｌｙ　ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ　ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ．Ａｎ　Ｍｓ　５．６　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ　ｈａｐｐｅｎｅｄ　ａｔ　０２：０３　ｉｎ　ｔｈｅ　ｍｏｒｎｉｎｇ　ｏｆ　Ｊｕｎｅ　３０ｔｈ　２００９　ｎｅａｒ　ｔｈｅ　ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｌ　ｓｉｔｅ．ａｎｄ　ｔｈｅ　ｄｉｒｅｃｔ　Ｓ　ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ａｃｒｏｓｓ　ｔｈｅ　ｆａｕｌｔ　ｚｏｎｅ　ｏｃｃｕｒｒｅｄ　ａ　ｓｌｉｇｈｔ　ｃｈａｎｇｅ　ｂｙ　ｃｏｍｐａｒａｔｉｖｅ　ａｎａｌｙｓｉｓ　ｏｆ　ｄａｔａ　ｂｅｆｏｒｅ　ａｎｄ　ａｆｔｅｒ　ｔｈｅ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．Ｔｉｍｅ　ｄｅｌａｙ　ｉｓ　ｕｐ　ｔｏ　５～９　ｍｓ，ｔｈｅ　Ｓ　ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｄｅｃｒｅａｓｅｄ～０．３￣／０６．Ｔｈｅ　ｔｉｍｅ　ｄｅｌａｙ　ｗａｓ　ｍａｉｎｌｙ　ｃａｕｓｅｄ　ｂｙ　ｔｈｅ　ｓｔｒｅｓｓ　ｃｈａｎｇｅ　ｗｉｔｈｉｎ　ｔｈｅ　ｆａｕｌｔ　ｚｏｎｅ　ｄｕｅ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．　Ｋｅｙｗｏｒｄｓ　Ｍｉａｎｚｈｕ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，Ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｃｈａｎｇｅ，Ｐｒｅｃｉｓｅｌｙ　ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ　ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ，Ｄｙｎａｍｉｃ　ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ，Ｄｅｃｏｎｖｏｌｕｔｉｏｎ　基金项目　国家科技支撑计划“汶川地震断裂带科学钻探一主动震源探测及发震断裂的走时变化监测”、地震行业专项（２００８０８００２）和国家自然　科学基金（４０８７４０９５）资助．　作者简介杨微，男，生于１９８２年．２００７年获中国地震局地球物理研究所固体地球物理专业硕士学位，现主要从事主动震源探测方面的研　究．Ｅ—ｍａｉｌ：ｗｅｉｙａｎｇ０５＠１６３．ｃｏｍ　地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）　１　引　言　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（Ｄｉｅｔｅｒｉｅｈ，１９７８；Ａｋｉ，１９８４；　Ｒｉｃｅ，１９９２；Ｓｃｈｏｌｚ，１９６８，２００２）｜１　］，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　．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３ｋｉｎ的两次地震之前，波速都发　生了异常变化；Ｗａｎｇ　Ｂ　Ｓ等（２００６，２００８）ｌ＿７　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）ｌ９　在一个花岗岩矿，利用　气枪在水坑中每隔６～１０　Ｓ重复激发，观测原地波　速的变化，基线长度２００　ｍ，并分析了由固体潮引起　的波速变化；２０世纪９Ｏ年代，日本发展了精密常时　可控震源系统ＡＣＲＯＳＳ＿１　．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）［】引．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Ｍ。８．０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（茂汶一汶川　断裂），主中央断裂（￣ＺＪ　ｒＩ一映秀断裂），前山断裂（江　油一灌县断裂）．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１．５　ｍ左右，水平破裂宽度为０．２～　０．５　ｍ．　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．　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．　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）；　５期　杨　微等：由精密控制人工震源观测到的绵竹５．６级地震前后波速变化　（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　ｉｎ，　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５　ｋｍ，　白震源沿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９．７　ｋｍ，台站间距约为１　ｋｍ，　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一４０Ｔ　短周期地震计，灵敏度为２０００　Ｖ／ｍ／ｓ，频带范围为　０．５～１００　Ｈｚ，数据采集器为ＲＥＦＴＥＫ一１３０Ｂ，采样　率为２００　Ｈｚ，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＿］　”］．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１６　ｔ，转速为１０转／ｓ时的垂向振击　力约１０　ｔ．精密控制震源需要５０　ｋｗ的电力，对安　装有着较严格的要求．我们去除地表０．５　ｍ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．　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　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　３震源激发模式与断裂带连续监测　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ｎ　．本试验所用人工震　源激发的能量为ｌＯ　ｔ，信号频率２～１０　Ｈｚ，适于开　展断裂带监测，探测距离为１０　ｋｍ，探测深度可达　２　ｋｍ左右．　震源旋转离心力的大小Ｆ与转速（频率ｆ）的　地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）　平方成正比，即Ｆ—ＭＲ（２ｎｆ）。，其中Ｍ为偏心轮　（３０　ｍｉｎ）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　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　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５～９．５　Ｈｚ，在频率域里为非连续，　存在跳跃式上升．　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１０　ｔ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　４数据分析　４．１扫描信号的处理方法　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　合模式见图３，扫描周期为３０　ｒａｉｎ／次，其中震源运　转时间为２６　ｒａｉｎ，震源根据ＧＰＳ时问自动激发和运　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）　行，每天运行时间为晚上９点至第二天凌晨２点．　试验观测期间，在震源处布置了一套流动地震　等＿】　Ｉ＿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　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　。　＼７　５　３　２　０　图３精密控制人工震源工作原理（ａ）与非线性扫描（ｂ）　（ａ）　Ｌ　ｒ　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）　５期　杨　微等：由精密控制人工震源观测到的绵竹５．６级地震前后波速变化　源信号为非线性扫描方式时，互相关处理有可能导　ｓｔ０７台Ｐ波初至仍不清楚，根据ｓｔ０２～ｓｔ０４台Ｐ波　致相位的反转，而反褶积处理则不会．在本研究过程　初至估算直达Ｐ波的视波速为５．５　ｋｍ／ｓ（见图　中，我们用频率域反褶积方法进行处理分析．　５ｂ）．根据纵横波波速比　。／　＝＝＝１．７３，利用Ｐ波波　反褶积与互相关基于同样的褶积模型：　速推算Ｓ波波速为３．２　ｋｍ／ｓ，图５ｂ中依据ｓｔ０５～　３２（￡）一ｒ（　）＊Ｓ（￡）＋ｎ（￡），　（１）　ｓｔ０７台强振幅波形同相追踪，估算其速度为　其中ｚ（￡）为记录道，ｒ（￡）为地层响应，＊表示褶积　４．０　ｋｍ／ｓ．结合观测区域和实际地貌特征，并根据　算子，　（　）为扫描信号，　（　）为噪声．　Ｗａｎｇ　Ｚ．（２００９）＿１。　等在该区域进行速度结构反演结果，　对式（１）进行傅氏变换，可得：　该区域纵横波波速比（　／ｖ　）偏低，同时ｓｔ０５～ｓｔ０７　Ｘ（ｃｏ）一Ｒ（　）Ｓ（ｃｏ）＋Ｎ（　），　（２）　台站在断裂带左上侧，与右下侧地层相比Ｐ波速度　则地层响应函数在频率域里可表示为　会更高一些，所以Ｓ波速度会偏高一些，排除了ｓｔ０５　Ｒ（　）一—Ｘ（ｃｏ　）　－－　Ｎ（ｃｏ）一ｓｔ０７台强振幅波形为面波的可能性．　，　（３）　Ｌｃｏ）　由上面的分析，我们可以得到：（１）震源单次激　当记录的信噪比足够大时，则可忽略噪声的影响　发产生的振动信号能量较弱；（２）在断层处信噪比明　Ｒ（　）≈Ｘ　（ｃｏ），　（４）　显下降，说明断裂带对地震波传播有强衰减作用；　ＬｃＵ　再通过ＩＨｖｒ变换可近似获得时域地层响应函数ｒ（ｆ）．　（３）在断层右下侧为沉积层覆盖，近震源几个流动台　４．２地震前后地震波走时变化分析　站记录处理得到的强振幅震相，可能存在直达Ｓ波　将震源运转时间作为参考信号的时问窗口，通　和面波重叠在一起；（４）在断层左上侧，记录获得的　过反褶积、滤波和叠加处理获得走时剖面图．图５ａ　强振幅震相是直达ｓ波；（５）在断层两侧直达ｓ波视　为流动地震测线记录到的单次激发走时图，其中　速度存在差异，断层左上侧直达ｓ波波速略高一些，　ｓｔ０１震前数据缺失，ｓｔ０８信噪比太低未画出．根据　说明断层两侧介质有一定的变化（见图５ｂ）．　精密控制人工震源激发波形的高度重复性，我们可　图６中黑色波形为２００９年６月３０日绵竹　将地震发生前后各５天的数据进行叠加来提高信噪　Ｍｓ５．６级地震前５天的叠加波形，红色为地震后５　比，并对叠加的数据记录进行３～１１　Ｈｚ的带通滤　天叠加的波形．由于直达Ｐ波信噪比低，初至不是　波，得到叠加走时剖面图（见图５ｂ），其中在２００９年　很清晰，文中以分析直达Ｓ波为主．图６ｂ为图６ａ中　６月２８日～６月２９日两天震源没有运转，地震前５　各观测点两虚线间的信号局部放大图，据图６ｂ可获　天数据叠加时间为２００９年６月２３日～６月２７日，　得，流动台站ｓｔ０２～ｓｔ０４的直达Ｓ波走时都没有明　后５天时间为２００９年６月３Ｏ日～７月４日．　显的变化，ｓｔ０５～ｓｔ０７的走时延迟较大．　通过多次叠加，信噪比得到了明显改善，但ｓｔ０５　为获得精确的延迟走时，将地震前后反褶积、滤　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　地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）　１　０．５　０　０　０．５　一ｌ　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）　波和叠加处理后的波形数据进行互相关处理，时间　们对其主要影响因素进行分析．　窗口选取０．２　Ｓ，并对得到的相关函数进行ｃｏｓｉｎｅ拟　我们采用了ＧＰＳ连续授时方式，根据各观测点　合插值和误差分析　＂　，重构更高采样率的互相　数据采集器的ＧＰＳ服务时间对星误差，对试验期间　关函数，得到新的最大相关系数及时间，从而获得各　记录的钟差进行了统计分析（见图８），其结果表明　观测点走时相对变化．　在试验期间，数据采集器的ＧＰＳ服务时问误差控制　固定传播路径上地震波平均波速的相对变化为　在±２０　Ｓ，且主要集中在±２　Ｓ之内，比实际观测　ｄｖ／ｖ—一ｄｔ／ｔ，我们获得了地震波的平均波速相对　到的直达Ｓ波的相对走时变化小２～３个数量级．同　变化（见图７）．从图中分析可知，断裂带上发生了较　时，长时间记录也可大大消除ＧＰＳ授时异常的影响．　大的波速降低，近断裂带的ｓｔ０５～ｓｔ０７台站观测到　大量研究表明，地震波的走时变化同大气压力　的直波Ｓ波走时，与地震发生前相比延迟５～９　ｍｓ，　之间有很好的相关性，波速相对变化对大气压力变　其波速相对下降了约０．３　，初步分析该变化是地　化的灵敏度为１０　～１０　／Ｐａｌ７　。　，具体数值同　震同震效应导致地下介质应力状态调整和物性变化　测量地区的介质性质有关，我们在此选取最大值　引起的．　１０一／Ｐａ，从图９中分析得出，在试验期间大气压力　４．３影响因素及误差分析　的变化约在７００　Ｐａ，则大气压力变化对波速所能引　测量的误差来源主要有（１）ＧＰＳ的授时精度；　起的相对变化约为０．０７　．结合观测测线长度，监　（２）环境因素（大气压、固体潮等）；（３）观测系统性能　测系统具有一定的探测深度，大气压变化引起的波　（频带与信噪比等）和计算误差等几个方面，下面，我　速变化比０．０７　要小．同时，固体潮引起的地震波　日　图７　波速相对变化与偏移距的对应关系　图８　ｓｔ０５观测点ＧＰＳ服务时间对星误差统计分析　Ｆｉｇ．７　Ｔｈｅ　ｒｅｌａｔｉｖｅ　ｃｈａｎｇｅ　ｏｆ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｗｉｔｈ　ｏｆｆｓｅｔ　Ｆｉｇ．８　Ｔｈｅ　ｓｔａｔｉｓｔｉｃｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｔｉｍｅ　ｅｒｒｏｒ　ｆｏｒ　ＧＰＳ　５期　杨微等：由精密控制人工震源观测到的绵竹５．６级地震前后波速变化　　：质变化，导致穿过断裂带的直达波速度下降　：＾几　＼　Ｊ　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　八：／　步分析可知，１０　ｔ精密控制人工震源能激发相位稳　２００９．０６—２９　２００９－０７—０　ｌ　２００９—０７．０３　２００９—０７—０５　２００９．０７—０７　定的信号，可重复性高，易控制，并可通过多次叠加　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　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　．　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，１　９８７；Ｗａｌｋｅｒ　ａｎｄ　Ｔｒａｈｅｙ，１　９９５；Ｓｉｌｖｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２００７；Ｗａｎｇ　ｅｔ　ａ１．，２００８）［　。’　＇。　’　．　Ｏ＂ｒ≥￣／　３　１　１　ｚ一１　ｌ，　（５）　其中－厂。为震源的主频，Ｂ为频宽比，ｌ０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≈０．２　Ｓ，　Ｂ≈５，ｌ０≈１，ＳＮＲ≈１５，因此，（５）式可以简化成　１厂—　—　Ｏ＂ｒ≥　√赤，　（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＿。Ｓ．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～Ｓ，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　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７５　小型落锤　震源（王伟涛¨】　，２００９）．相比，探测深度更大（大于　２　ｋｉｎ），更适于断裂带动态监测．　本文通过绵竹Ｍ　５．６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．　５．６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（ｕ等，１９９８，２００３Ｅｚ３，ｚ４３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）Ｅｌｏ］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Ｍ。７．５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．Ｏ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　１１５６　地球物理学报（Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）　５３卷　短有关．　Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，２００８，１１３，Ｂ１２３１３，ｄｏｉ：１０．１０２９／２ＯＯ７ＪＢＯＯ５Ｏ２３　　Ｋ．Ａ　ｐｒｅｃｉｓｅ，ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ　ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔ　ｏｆ　［９］　Ｒｅａｓｅｎｂｅｒｇ　Ｐ，Ａｋｉ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＿＿１　有可能相互重叠在一起　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｆｏｒ　ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ　ｉｎ　ｓｉｔｕ　ｓｔｒｅｓｓ．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．　Ｒｅｓ．，１９７４，７９：３９９～４０６　　ｖａｒｉａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　［ｉ０］　Ｉｋｕｔａ　Ｒ，Ｙａｍａｏｋａ　Ｋ．Ｔｅｍｐｏｒａｌａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｄｅｔｅｃｔｅｄ　ｕｓｉｎｇ　ｔｈｅ　Ａｃｃｕｒａｔｅｌｙ　Ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ　Ｒｏｕｔｉｎｅｌｙ　Ｏｐｅｒａｔｅｄ　Ｓｉｇｎａｌ　Ｓｙｓｔｅｍ．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，２００４，１０９，　Ｂ０９３０５，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００３ＪＢ００２９０１　［ｕ］　廖成旺，庄灿涛，梁鸿森．精密控制常时震源系统（精密控　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．　参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）　［１］　Ｊａｍｅｓ　Ｈ　Ｄｉｅｔｅｒｉｃｈ．Ｔｉｍｅ—ｄｅｐｅｎｄｅｎｔ　ｆｒｉｃｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｍｅｃｈａｎｉｃｓ　ｏｆ　ｓｔｉｃｋ－ｓｌｉｐ．Ｐｕｒｅ　ａｎｄ　Ａｐｐｌｉｅｄ　Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，　１９７８，１１６（４）：７９０～８０６　［２］　Ｋｅｉｉｔｉ　Ａｋｉ．Ａｓｐｅｒｉｔｉｅｓ　ｂａｒｒｉｅｒｓ　ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ　ａｎｄ　ｓｔｒｏｎｇ　ｍｏｔｉｏｎ　ｐｒｅｄｉｃｔｉｏｎ．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，１９８４，８９：５８６７～　５８７２　［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．Ｍｉｃｒ０ｆｒａｃｔｕ　ｒｊｎｇ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｉｎｅｌａｓｔｉｃ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｒｏｃｋ　ｉｎ　ｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎ．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，１９６８，７３：１４１７～　ｌ４３２　［５］　Ｓｃｈｏｌｚ　Ｃ　Ｈ．Ｔｈｅ　Ｍｅｃｈａｎｉｃｓ　ｏｆ　Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ　ａｎｄ　Ｆａｕｌｔｉｎｇ．　Ｎｅｗ　Ｙｏｒｋ：Ｃａｍｂｒｉｄｇｅ　Ｕｎｉｖ．Ｐｒｅｓｓ，２００２　［６］　Ｆｅｎｇｌｉｎ　Ｎｉｕ，Ｐａｕｌ　Ｇ　Ｓｉｌｖｅｒ，Ｔｈｏｍａｓ　Ｍ　Ｄａｌｅｙ，ｅｔ　ａ１．　Ｐｒｅｓｅｉｓｍｉｃ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｃｈａｎｇｅｓ　ｏｂｓｅｒｖｅｄ　ｆｒｏｍ　ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ　ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ　ａｔ　ｔｈｅ　Ｐａｒｋｆｉｅｌｄ　ＳＡＦＯＤ　ｄｒｉｌｌ　ｓｉｔｅ．Ｎａｔｕｒｅ，２００８，　４５４，ｄｏｉ：１０．１Ｏ３８／ｎａｔｕｒｅＯ７１　Ｕ　［７］　Ｗａｎｇ　Ｂ　Ｓ，Ｚｈｕ　Ｐ，Ｃｈｅｎ　Ｙ，ｅｔ　ａ１．Ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ　ｉｎ—ｓｉｔｕ　ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔ　ｏｆ　ｓｔｒｅｓｓ—ｉｎｄｕｃｅｄ　ｔｒａｖｅｌ　ｔｉｍｅ　ｖａｒｉａｔｉｏｎ　ｗｉｔｈ　ｃｏｄａ　ｉｎｔｅｒｆｅｒｏｍｅｔｒｙ．Ｅｏｓ　Ｔｒａｎｓ．ＡＧＵ。８７（５２），Ｆａｌｌ　Ｍｅｅｔ．　Ｓｕｐｐ１．，Ａｂｓｔｒａｃｔ￥４４Ｂ－０４，２００６　［８］　Ｗａｎｇ　Ｂ　Ｓ，Ｚｈｕ　Ｐ，Ｃｈｅｎ　Ｙ，ｅｔ　ａ１．Ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ　ｓｕｂｓｕｒｆａｃｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔ　ｗｉｔｈ　ｃｏｄａ　ｗａｖｅ　ｉｎｔｅｒｆｅｒｏｍｅｔｒｙ．Ｊ．　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　［Ｉ２］　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　ａ１．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　ａ１．Ｓｔｕｄｙ　ｏｎ　ｌａｒｇｅ　ｖｏｌｕｍｅ　ａｉｒｇｕｎ　ｓｏｕｒｃｅ　ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ　ａｎｄ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｐｈａｓｅ　ａｎａｌｙｓｉｓ．　Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．（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，２０００．１　２　［１５］　Ｋａｔｈｅｒｉｎｅ　Ｆ　Ｂｒｉｔｔｌｅ，Ｌａｕｒｅｎｃｅ　Ｒ　Ｌｉｎｅｓ，Ａｙｏｎ　Ｋ　Ｄｅｙ．　Ｖｉｂｒｏｓｅｉｓ　ｄｅｃｏｎｖｏｌｕｔｉｏｎ：ａ　ｓｙｎｔｈｅｔｉｃ　ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎ　ｏｆ　ｃｒｏｓｓ　ｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｆｒｅｑｕｅｎｃｙ　ｄｏｍａｉｎ　ｓｗｅｅｐ　ｄｅｃｏｎｖｏｌｕｔｉｏｎ．　Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ　Ｐｒｏｓｐｅｃｔｉｎｇ，２００１，４９：６７５～６８６　［１６３　Ｗａｎｇ　Ｚ，Ｙｏｓｈｉｏ　Ｆｕｋａｏ。Ｓｈｕｎｐｉｎｇ　Ｐｅｉ．Ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ　ｃｏｎｔｒｏｌ　ｏｆ　ｒｕｐｔｕｒｉｎｇ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｍ　７．９　２００８　Ｗｅｎｃｈｕａｎ　Ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ，Ｃｈｉｎａ．　Ｅａｒｔｈ　ａｎｄ　Ｐｌａｎｅｔａｒｙ　Ｓｃｉｅｎｃｅ　Ｌｅｔｔｅｒｓ，２００９，２７９：１３１～１３８　［１７］　Ｃ６ｓｐｅｄｅｓ　Ｉ，Ｈｕａｎｇ　Ｙ，Ｏｐｈｉｒ　Ｊ．Ｍｅｔｈｏｄｓ　ｆｏｒ　ｅｓｔｉｍａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｕｂｓａｍｐｌｅ　ｔｉｍｅ　ｄｅｌａｙｓ　ｏｆ　ｄｉｇｉｔｉｚｅｄ　ｅｃｈｏ　ｓｉｇｎａｌｓ．Ｕｌｔｒａｓｏｎｉｃ　Ｉｍａｇｉｎｇ，１９９５，１７：１４２～１７１　［１８］　王伟涛，王宝善，葛洪魁等．利用主动震源检测汶ＪＩＩ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　ａ１．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］　Ｐａｕｌ　Ｇ　Ｓｉｌｖｅｒ，Ｔｈｏｍａｓ　Ｍ　Ｄａｌｅｙ，ＦｅｎｇＬｉｎ　Ｎｉｕ，ｅｔ　ａ１．Ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ　ｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ　ｏｆ　ｃｒｏｓｓ—－ｗｅｌｌ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｔｒａｖｅｌ　ｔｉｍｅ　ｆｏｒ　ｓｔｒｅｓｓ—＿　ｉｎｄｕｃｅｄ　ｃｈａｎｇｅｓ．Ｂｕｌｌｅｔｉｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｓｅｉｓｍｏｌｏｇｉｃａｌ　Ｓｏｃｉｅｔｙ　ｏｆ　Ａｍｅｒｉｃａ，２００７，９７（１Ｂ）：２８１～２９３　［２Ｏ］　Ｙａｍａｍｕｒａ　Ｋ，Ｓａｎｏ　Ｏ，Ｕｔａｄａ　Ｈ，ｅｔ　ａ１．Ｌｏｎｇ—ｔｅｒｍ　ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｉｎ　ｓｉｔｕ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ａｎｄ　ａｔｔｅｎｕａｔｉｏｎ．Ｊ．　Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，２００３，１０８，１０．１Ｏ２９／２ＯＯ２ＪＢＯ０２Ｏ０５　５期　杨微等：由精密控制人工震源观测到的绵竹５．６级地震前后波速变化　１１５７　［２１］　Ｃａｒｔｅｒ　Ｇ．Ｃｏｈｅｒｅｎｃｅ　ａｎｄ　ｔｉｍｅ　ｄｅｌａｙ　ｅｓｔｉｍａｔｉｏｎ．Ｐｒｏｃｅｅｄｉｎｇｓ　０ｆ　ｔｈｅ　ＩＥＥＥ，１９８７，７５：２３６～２５５　［２２］　ＷａＩｋｅｒ。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　［２３］　Ｌｉ　Ｙ　Ｇ，Ｖｉｄａｌｅ　Ｊ　Ｅ，Ａｋｉ　Ｋ，ｅｔ　ａ１．Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｏｆ　ｓｈａｌｌｏｗ　ｆａｕｌｔ　ｚｏｎｅ　ｓｔｒｅｎｇｔｈｅｎｉｎｇ　ａｆｔｅｒ　ｔｈｅ　１９９２　Ｍ７．５　Ｌａｎｄｅｒｓ　Ｃａｌｉｆｏｒｎｉａ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，１９９８，２７９：２１７～２１９　［２４］　Ｌｉ　Ｙ　Ｇ，Ｖｉｄａｌｅ　Ｊ　Ｅ，Ｄａｙ　Ｓ　Ｍ，ｅｔ　ａ１．Ｐｏｓｔｓｅｉｓｍｉｃ　ｆａｕｌｔ　ｈｅａｌｉｎｇ　Ｏｉｌ　ｔｈｅ　１９９９　Ｍ７．１　Ｈｅｃｔｏｒ　Ｍｉｎｅ，Ｃａｌｉｆｏｒｎｉａ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ．　Ｂｕｌ１．Ｓｅｉｓｍｏ１．Ｓｏｃ．Ａｍ．，２００３，９３：８５４～８６９　［２５］　Ａｇｇａｒｗａｌ　Ｙ　Ｐ，Ｓｙｋｅｓ　Ｌ　Ｒ，Ｓｉｍｐｓｏｎ　Ｄ　Ｗ，ｅｔ　ａ１．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　１　０　ｋｉｌｏｂａｒｓ，ｐａｒｔ　１．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，１９６０，６５：１０８３～１１０２　［２７］　Ｂｉｒｃｈ　Ｆ．Ｔｈｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｏｆ　ｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎａｌ　ｗａｖｅｓ　ｉｎ　ｒｏｃｋｓ　ｔｏ　１０　ｋｉｌｏｂａｒｓ，ｐａｒｔ　２．Ｊ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．Ｒｅｓ．，１９６１，６６：２１９９～２２２４　［２８］　Ｋａｒａｇｅｏｒｇｉ　Ｅ，Ｃｌｙｍｅｒ　Ｒ，ＭｃＥｖｉｌｌｙ　Ｔ　Ｖ．Ｓｅｉｓｍｏｌｏｇｉｃａｌ　ｓｔｕｄｉｅｓ　ａｔ　Ｐａｒｋｆｉｅｌｄ．ＩＩ．Ｓｅａｒｃｈ　ｆｏｒ　ｔｅｍｐｏｒａｌ　ｖａｒｉａｔｉｏｎｓ　ｉｎ　ｗａｖｅ　ｐｒｏｐａｇａｔｉｏｎ　ｕｓｉｎｇ　Ｖｉｂｒｏｓｅｉｓ．Ｂｕｌ１．Ｓｅｉｓｍ．Ｓｏｃ．Ａｍ　１９９２，８２：１３８８～１４１５　［２９］　Ｋｏｒｎｅｅｖ　Ｖ　Ａ，ＭｃＥｖｉｌｌｙ　Ｔ　Ｖ，Ｋａｒａｇｅｏｒｇｉ　Ｅ　Ｄ．Ｓｅｉｓｍｏｌｏｇｉｃａｌ　ｓｔｕｄｉｅｓ　ａｔ　ｐａｒｋｆｉｅｌｄ　ＶＩＩＩ：ｍｏｄｅｌｉｎｇ　ｔｈｅ　ｏｂｓｅｒｖｅｄ　ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄ　ｓｏｕｒｃｅ　ｗａｖｅｆｏｒｍ　ｃｈａｎｇｅｓ．Ｂｕｌ１．Ｓｅｉｓｍ．Ｓｏｃ．Ａｍ．，２０００，　９０：７０２～７０８　［３Ｏ］　Ｋａｎａｍｏｒｉ　Ｈ，Ｆｕｉｓ　Ｇ．Ｖａｒｉａｔｉｏｎ　ｏｆ　Ｐ　ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｂｅｆｏｒｅ　ａｎｄ　ａｆｔｅｒ　ｔｈｅ　Ｇａｌｗａｙ　Ｌａｋｅ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ（ＭＬ一５．２）ａｎｄ　ｔｈｅ　Ｇｏａｔ　Ｍｏｕｎｔａｉｎ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ（ＭＥ一４．７），１９７５，ｉｎ　ｔｈｅ　Ｍｏｊａｖｅ　ｄｅｓｅｒｔ，Ｃａｌｉｆｏｒｎｉａ．Ｂｕｌ１．Ｓｅｉｓｍｏ１．Ｓｏｃ．Ａｍ．，１９７６，６６：　２０２７～２Ｏ３７　［３１］　陈颞，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ＪＩＩ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　ａ１．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　（本文编辑胡素芳）