尾波干涉原理及其應(yīng)用研究進(jìn)展綜述*

肖 卓 高 原

（中國北京 100036 中國地震局地震預(yù)測(cè)研究所）

引言

隨著地震觀測(cè)技術(shù)的不斷進(jìn)步，臺(tái)站的密集覆蓋，地震學(xué)家對(duì)天然地震波的傳播規(guī)律、計(jì)算技術(shù)、反演理論以及地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的了解和掌握也越來越多．然而，對(duì)于地球內(nèi)部各種物質(zhì)的運(yùn)動(dòng)和變化過程，目前的了解還遠(yuǎn)遠(yuǎn)不夠，這也是地震為何難以預(yù)測(cè)的重要原因之一．隨著觀測(cè)技術(shù)、計(jì)算技術(shù)和反演理論的迅速發(fā)展，地球介質(zhì)隨時(shí)間的變化（4D地震學(xué)）已成為地球科學(xué)的重要研究方向．

地震學(xué)中的尾波一般指地震圖上清晰震相的后續(xù)部分，通常被認(rèn)為是地球的非均勻結(jié)構(gòu)引起的不連續(xù)散射波的疊加（Aki，1969）．在尾波研究的早期，大多利用尾波Q值來研究地震波的衰減（Chouet，1979；Sato，1988），但這僅利用了其振幅信息，并沒有利用其相位信息．由于尾波是地震波在地球介質(zhì)中經(jīng)過多次散射的結(jié)果，對(duì)介質(zhì)有更多的重復(fù)采樣，所以其對(duì)介質(zhì)性質(zhì)的微小變化更為敏感，可以識(shí)別直達(dá)波所不能識(shí)別的介質(zhì)的微小變化，如圖1所示．Snieder（2002，2006）在總結(jié)前人工作的基礎(chǔ)上提出了尾波干涉（coda wave interferometry，簡(jiǎn)寫為CWI）原理，隨后尾波干涉法分別在聲介質(zhì)（Pacheco，Snieder，2005；Grêtetal，2006b；Laroseetal，2006；Robinsonetal，2007a）和彈性介質(zhì)（Snieder，2002；Snieder，Hagerty，2004；Wegleretal，2006）中取得了一系列研究成果．尾波干涉法不僅利用了尾波的振幅信息，也利用了其相位信息，可以用來研究震源位置（Snieder，Vrijlandt，2005；Douma，Snieder，2006；Haneyetal，2009）和地下介質(zhì)（Niuet al，2003；Grêtetal，2005；Laroseetal，2010）的微小變化．尾波干涉原理不僅適用于天然地震（Poupinetetal，1984；Dodge，Beroza，1997；Niuetal，2003；Schaff，Beroza，2004；Pengetal，2006；Robinsonetal，2007b；Nagaokaetal，2010），也適用于室內(nèi)超聲波試驗(yàn)與人工主動(dòng)源探測(cè)（Grêtetal，2006a；Wegleretal，2006；Silveretal，2007；Niuetal，2008；Wangetal，2008），同時(shí)也適用于基于噪聲互相關(guān)的地震干涉法得到的格林函數(shù)（Sens-Sch?nfelder，Wegler，2006；Stehlyetal，2008；Wegleretal，2009）．因此尾波干涉方法在地震活動(dòng)（Niuetal，2003；Schaff，Beroza，2004；Pengetal，2006）、火山噴發(fā)（Grêtetal，2005；Brenguieretal，2008；Martinietal，2009；Battagliaetal，2012）、工程應(yīng)力無損檢測(cè)（Larose，Hall，2009；St?hleretal，2011；Planès，Larose，2013；Zhanget al，2013）和冰川活動(dòng)（Jonsdottiretal，2013）等研究領(lǐng)域中都有著廣泛的應(yīng)用．近些年研究人員利用尾波干涉方法在中國大陸也開展了一系列的研究．例如：Wang等（2008）在云南昆明利用主動(dòng)源探測(cè)方法得到了介質(zhì)的波速變化；宋麗莉等（2012）在室內(nèi)試驗(yàn)中通過尾波干涉方法觀測(cè)到了直達(dá)波難以分辨的巖石物性變化；王偉濤等（2009）、劉志坤和黃金莉（2010）以及趙盼盼等（2012）分別利用主動(dòng)源、背景噪聲互相關(guān)和背景噪聲自相關(guān)方法研究了汶川地震震區(qū)介質(zhì)的波速變化．本文首先簡(jiǎn)述尾波干涉方法的基本原理，隨后簡(jiǎn)要介紹其在震源位置、散射體運(yùn)移以及波速變化研究中的相關(guān)應(yīng)用與進(jìn)展．

圖1 尾波與直達(dá)波對(duì)介質(zhì)微小變化的敏感度對(duì)比（引自Snieder等（2002））藍(lán)色和紅色曲線分別代表震源和接收儀都不變的情況下，僅溫度發(fā)生微小擾動(dòng)時(shí)得到的兩個(gè)波形Fig．1 The sensitivity comparison of media’s subtle varations between coda wave and first arrival wave（after Snieder et al （2002））The blue and red curves represent two waveforms while the source and receiving apparatus are under the same condition，only the temperature suffers from subtle disturbance

1 尾波干涉方法基本原理

Snieder（2006）在前人研究的基礎(chǔ)上正式提出了尾波干涉方法的原理．根據(jù)路徑疊加原理，波場(chǎng)u（t）可表述為所有路徑的子波的疊加，即

式中p代表所有的傳播路徑，包括直達(dá)波和散射波等．當(dāng)散射平均自由路徑遠(yuǎn)大于一個(gè)波長(zhǎng)時(shí)，波場(chǎng)的變化主要體現(xiàn)在相位的變化上．對(duì)于路徑p，當(dāng)波速發(fā)生一個(gè)微小擾動(dòng)時(shí)，走時(shí)會(huì)得到一個(gè)擾動(dòng)τp，被擾動(dòng)的波場(chǎng)為

假設(shè)擾動(dòng)前后的波場(chǎng)的激發(fā)模式基本一致，則與擾動(dòng)之前的波場(chǎng)u（t）相比，式（2）中子波Sp（t）并未改變其波形．對(duì)于不同路徑p，其走時(shí)擾動(dòng)τp也不同．如果介質(zhì)中某個(gè)區(qū)域發(fā)生變化，則傳播路徑穿過該區(qū)域的波的走時(shí)會(huì)發(fā)生變化，而沒有穿過該區(qū)域的波則不會(huì)發(fā)生變化．在尾波震相中，給定一個(gè)時(shí)間窗口，該時(shí)間窗口包含了在此時(shí)間窗口內(nèi)到達(dá)的所有射線路徑，因此每個(gè)時(shí)間窗口都有一個(gè)確定的綜合走時(shí)擾動(dòng)．尾波干涉方法就是分析擾動(dòng)前后時(shí)間窗口內(nèi)的綜合走時(shí)擾動(dòng)來獲取地下介質(zhì)的相關(guān)變化．通過計(jì)算擾動(dòng)前后波場(chǎng)的時(shí)移互相關(guān)系數(shù)

可以比較擾動(dòng)前后的波場(chǎng)．式中，ts為所求的擾動(dòng)前后的時(shí)間變化，t為時(shí)間窗口的中心時(shí)間，窗口長(zhǎng)度為2T．將式（3）分為散射路徑變化（交叉項(xiàng)）和散射路徑不變（對(duì)角項(xiàng)）兩方面并分別進(jìn)行積分，若交叉項(xiàng)是無關(guān)的，則其積分為0．又因?yàn)榻橘|(zhì)發(fā)生微小變化，假設(shè)地震波沿各路徑傳播時(shí)其功率譜不變，則式（3）可進(jìn)一步簡(jiǎn)化為

式中，ω2為均方角頻率，Ip表示沿路徑p傳播的波的強(qiáng)度．當(dāng)R（ts）取最大值時(shí)

實(shí)際上，式（5）即走時(shí)變化τp的強(qiáng)度加權(quán)平均，該式同樣可寫成

將式（6）代入式（4），即可得到走時(shí)擾動(dòng)方差與R（ts）max的關(guān)系式：

式中σ2τ為走時(shí)擾動(dòng)方差．從而由最大相關(guān)系數(shù)R（ts）max及此時(shí)的ts，根據(jù)式（6）和式（7）可以得到走時(shí)擾動(dòng)的均值與方差的相關(guān)信息，進(jìn)而可以對(duì)介質(zhì)的微小變化進(jìn)行評(píng)估．利用尾波干涉方法研究震源或介質(zhì)的微小變化主要從震源位置、散射體運(yùn)移狀態(tài)和介質(zhì)波速3個(gè)方面進(jìn)行展開（Snieder，2006）．

2 尾波干涉方法研究震源位置變化

當(dāng)兩次地震事件的震源位置發(fā)生變化時(shí)，一些時(shí)間窗口內(nèi)散射波的路徑變長(zhǎng)，另一些縮短．如果散射體均勻分布，則走時(shí)擾動(dòng)的平均值應(yīng)趨近于0．由于方差大小由震源的性質(zhì)和震源位置變化的方向所決定，所以不同窗口內(nèi)散射波的路徑不同，其方差不為0．當(dāng)研究某一斷層上的地震事件時(shí)，通過走時(shí)擾動(dòng)的方差能得到兩次事件的相對(duì)距離r（Snieder，Vrijlandt，2005），即

式中，σ2τ為走時(shí)擾動(dòng)方差，α為P波速度，β為剪切波速度，r為兩次事件的相對(duì)距離．

圖2給出了尾波干涉方法計(jì)算震源相對(duì)距離的模擬結(jié)果．可以看出，利用尾波干涉法研究震源位置變化時(shí)，單臺(tái)結(jié)果就具有非常高的精度．

利用尾波干涉方法研究震源位置變化的思想最早由Snieder和Vrijlandt（2005）提出，該方法在聲介質(zhì)中適用于爆炸源，在彈性介質(zhì)中適用于點(diǎn)源和雙力偶源．他們將該方法應(yīng)用到加利福尼亞的實(shí)際地震資料中，發(fā)現(xiàn)通過尾波干涉方法得到的定位結(jié)果與雙差定位（Waldhauser，Ellsworth，2000）結(jié)果非常吻合．Robinson等（2007a）在聲介質(zhì)中作了大量測(cè)試與研究，發(fā)現(xiàn)對(duì)波形資料采用1—5Hz帶通濾波時(shí)，尾波干涉方法能夠精確地識(shí)別250m以下的相對(duì)震源距離．肖震等（2014）用尾波干涉方法定位汶川地震余震的分布，并將該結(jié)果與雙差定位結(jié)果進(jìn)行比較，發(fā)現(xiàn)當(dāng)臺(tái)站分布不均勻時(shí)，尾波干涉方法得到的結(jié)果更為可靠．

3 尾波干涉方法監(jiān)測(cè)散射體運(yùn)移狀態(tài)

通過數(shù)值模擬，Niu等（2003）發(fā)現(xiàn)如果震源位置或介質(zhì)波速發(fā)生變化，走時(shí)擾動(dòng)（時(shí)間延遲）將呈現(xiàn)長(zhǎng)周期的變化趨勢(shì)；如果只是散射體的位置發(fā)生變化，則走時(shí)擾動(dòng)與不相關(guān)系數(shù)均將出現(xiàn)一個(gè)短周期的“尖峰”變化，如圖3所示．Snieder（2002，2006）對(duì)利用尾波干涉方法研究散射體位置變化的理論進(jìn)行了大量研究．結(jié)果表明，如果已知介質(zhì)波速和傳播平均自由半徑，就能利用最大互相關(guān)系數(shù)求解散射體的平均位移．

圖2 尾波干涉方法計(jì)算震源相對(duì)距離的模擬結(jié)果（引自Robinson等（2007a））（a）擾動(dòng)前（藍(lán)色曲線）、后（紅色曲線）的地震波形對(duì)比；（b）互相關(guān)函數(shù)的最大值與滑動(dòng)窗口中心時(shí)間的關(guān)系；（c）模擬得到的震源距離（綠色曲線）與實(shí)際震源距離（藍(lán)色虛線）Fig．2 Simulated results of a perturbation of relative source separation calculated by CWI（after Robinson et al （2007a））（a）Comparison of reference waveform （blue curve）with perturbed waveform （red curve）；（b）The relationship between maximum of cross-correlation function and sliding window center time；（c）The estimated source separation（green curve）and actual source separation（blue dashed line）

圖3 不同時(shí)空變化所對(duì)應(yīng)的時(shí)間延遲（a）和不相關(guān)系數(shù)（b）與流逝時(shí)間的模擬結(jié)果（引自Niu等（2003））綠色曲線代表單一散射體移動(dòng)10m，紅色和紫色曲線分別代表震源位置變化10m和2m，藍(lán)色曲線代表背景速度場(chǎng)降低0．1%Fig．3 Simulation results of delay time（a）and decorrelation coefficient（b）with lapse time corresponding to various space-time changes（after Niu et al （2003））The green curve represents a 10mchange in the location of a single scatter；the red and purple curves represent event location change of 10mand 2m，respectively；the blue curve represents a decrease in background velocity by 0．1%

在實(shí)際地震資料中，Niu等（2003）在圣安德列斯斷層的帕克菲爾德區(qū)域利用1987—1997年時(shí)間段內(nèi)的重復(fù)微震首次發(fā)現(xiàn)了散射體的運(yùn)移，并估算了散射體運(yùn)移所發(fā)生的深度及其大小．在相同區(qū)域，Cheng（2008）利用重復(fù)地震和主動(dòng)源探測(cè)結(jié)果研究了2004年帕克菲爾德M6．0地震前后散射體的運(yùn)移狀態(tài)，均發(fā)現(xiàn)地震前后存在散射體的運(yùn)移．Cheng（2008）還對(duì)散射體運(yùn)移的區(qū)域進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)散射體運(yùn)移的位置與Niu等（2003）所得到的結(jié)果幾乎一致．張金川（2014）利用龍灘水庫2006—2010年的重復(fù)地震記錄也發(fā)現(xiàn)了散射體的運(yùn)移，認(rèn)為這種運(yùn)移可能是由于庫水向地下裂隙中的運(yùn)移所造成的．

4 尾波干涉方法研究介質(zhì)波速變化

假設(shè)介質(zhì)中速度變化是均勻的，如果介質(zhì)波速降低（增大），則走時(shí)擾動(dòng)（兩波形的時(shí)間延遲）將隨著流逝時(shí)間線性增加（減小）（Snieder，2006）．線性擬合走時(shí)擾動(dòng)與流逝時(shí)間

4．1 利用重復(fù)地震研究介質(zhì)波速變化

利用重復(fù)地震或地震對(duì)（Poupinetet al，1984；Nadeau，McEvilly，1999；Rubin，2002）等天然地震資料研究介質(zhì)波速變化的尾波干涉方法在地震、火山、冰川等活動(dòng)中取得了一系列成功的應(yīng)用．Rubin（2002）將發(fā)生在同一斷層位置上的一組地震群定義為重復(fù)地震．重復(fù)地震波形非常相似，震級(jí)與震源機(jī)制也基本相似，可以用來研究介質(zhì)的速度變化．Schaff和Richards（2004）對(duì)1985—2000年中國及其鄰近區(qū)域的遠(yuǎn)震震例研究結(jié)果表明，大約有10%的地震事件為重復(fù)地震．Poupinet等（1984）采用移動(dòng)窗口互譜法最早利用重復(fù)地震研究波速變化，發(fā)現(xiàn)一次M5．9地震震后介質(zhì)存在0．2%的波速降低．Grêt等（2005）利用火山氣泡當(dāng)作重復(fù)震源，清晰地觀測(cè)到了P波、S波以及尾波的變化，并推測(cè)了有關(guān)火山噴發(fā)活動(dòng)的相關(guān)信息．Jonsdottir等（2013）利用冰島頻繁的冰川活動(dòng)作為重復(fù)震源來監(jiān)測(cè)卡特拉火山的噴發(fā)狀態(tài)．Hotovec-Ellis等（2014）利用1987—2004年發(fā)生在圣海倫斯火山附近的重復(fù)地震，得到了波速相對(duì)變化隨時(shí)間的變化關(guān)系．他們發(fā)現(xiàn)季節(jié)變化是影響波速相對(duì)變化的主要因素，而且淺層的地震活動(dòng)率與重復(fù)地震的出現(xiàn)同樣受季節(jié)影響．而在巖漿侵入時(shí)，速度卻沒有發(fā)生明顯變化，因此進(jìn)一步推斷波速變化和淺層季節(jié)性地震活動(dòng)均來自于淺層的應(yīng)力變化．

重復(fù)地震為尾波干涉方法提供了天然的重復(fù)震源，有著極好的穿透深度，能直接研究孕震層介質(zhì)的變化．然而重復(fù)地震只在某些特定的地區(qū)發(fā)生，其發(fā)震時(shí)間也無法受人為控制，基于波形互相關(guān)意義的重復(fù)地震可能有不同的震源位置和震源機(jī)制，這些因素都制約所得到的直線斜率即為介質(zhì)波速的相對(duì)變化（圖4）．如式（9）所示，式中tmax為兩列波形的走時(shí)擾動(dòng)，此時(shí)兩列波形的互相關(guān)函數(shù)達(dá)到最大值．因此只要知道走時(shí)擾動(dòng)與流逝時(shí)間的關(guān)系，即可從中獲取介質(zhì)的波速變化，即著這一研究的發(fā)展（陳海潮，2014）．

圖4 介質(zhì)速度變化時(shí)走時(shí)擾動(dòng)與流逝時(shí)間的線性關(guān)系（引自 Wang等（2008））Fig．4 The linear relationship between delay time and lapse time when velocity changes in media（after Wang et al （2008））

4．2 利用人工主動(dòng)源監(jiān)測(cè)介質(zhì)波速變化

近年來，利用人工震源進(jìn)行主動(dòng)地震探測(cè)受到了高度重視（陳颙，李宜晉．2007）．尾波干涉方法也可以利用人工地震（主動(dòng)源）的資料來獲取介質(zhì)波速的變化信息．Snieder等（2002）在室內(nèi)實(shí)驗(yàn)中采用尾波干涉方法分別得到了超聲波在花崗巖中的傳播速度與應(yīng)力變化和溫度變化的關(guān)系，并發(fā)現(xiàn)直達(dá)波不能識(shí)別的微小變化尾波可以識(shí)別．Grêt等（2006a）在硬巖礦區(qū)，使用重復(fù)錘擊作為震源，通過礦柱控制應(yīng)力變化，發(fā)現(xiàn)當(dāng)應(yīng)力變化8．27MPa時(shí)，直達(dá)波基本沒有變化，而尾波則變化明顯．Niu等（2008）在美國圣安德列斯斷層上的SAFOD井內(nèi)采用主動(dòng)源方法，在井深1km處依然可以觀測(cè)到由于大氣壓和固體潮所引起的波速變化．與此同時(shí)在3km以外的一次M3．0地震發(fā)生之前，還觀測(cè)到了波速的明顯增加（0．8%）．Wang等（2008）在云南昆明為期一個(gè)月的主動(dòng)源探測(cè)中，也觀測(cè)到了介質(zhì)波速變化與大氣壓變化具有非常密切的相關(guān)性．

與天然地震相比，人工震源能量小，穿透距離有限，但其震源位置精確，人為可控性高，且能達(dá)到非常高的探測(cè)精度．目前，尋找到能夠穿透整個(gè)地球的人工震源還存在諸多難題，但隨著地震科學(xué)的發(fā)展，建立能夠“照亮”局部地區(qū)的人工震源發(fā)射臺(tái)將成為可能（王彬，2009）．

4．3 利用噪聲互相關(guān)函數(shù)連續(xù)監(jiān)測(cè)介質(zhì)波速變化

早在20世紀(jì)60年代，Claerbout（1968）利用一維水平層狀介質(zhì)模型通過對(duì)透射記錄的自相關(guān)運(yùn)算，得到了自激自收的反射記錄，并提出了一個(gè)假想：在三維各向異性介質(zhì)中，利用兩個(gè)臺(tái)站間的噪聲記錄進(jìn)行互相關(guān)運(yùn)算，可以得到一個(gè)臺(tái)站接收的以另一個(gè)臺(tái)站為震源的地震記錄．Campillo和Paul（2003）在天然地震學(xué)中證實(shí)了該假想，從而地震干涉方法得到了廣泛應(yīng)用．其利用遠(yuǎn)震事件的地震尾波進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算，經(jīng)過疊加處理后成功得到了臺(tái)站間的面波格林函數(shù)．同時(shí)Shapiro和Campillo（2004）通過對(duì)背景噪聲的互相關(guān)計(jì)算，重建了瑞雷波的格林函數(shù)并得到了5—150s的頻散曲線，開啟了無源成像的應(yīng)用時(shí)代．無源成像既不依賴天然地震也不需要主動(dòng)震源，只需對(duì)臺(tái)站記錄到的地震尾波或背景噪聲進(jìn)行互相關(guān)運(yùn)算，就能獲取臺(tái)站間的格林函數(shù)．通過對(duì)大地震前后格林函數(shù)的比較，即可獲知地震前后地下介質(zhì)的變化信息．研究發(fā)現(xiàn)，通過無源成像獲得的格林函數(shù)不僅包含直達(dá)波的相關(guān)信息，同時(shí)也包含尾波的信息（Sens-Sch?nfelder，Wegler，2006；Stehlyetal，2008；Wapenaaretal，2010）．因此將尾波干涉方法用于無源成像所得到的格林函數(shù)中能夠得到介質(zhì)更為精細(xì)的變化，即可實(shí)現(xiàn)面向目標(biāo)介質(zhì)的連續(xù)動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)．

Wegler和Sens-Sch?nfelder（2007）通過對(duì)2004年新潟（Niigata）中部地區(qū)地震震源附近臺(tái)站自相關(guān)函數(shù)的研究，發(fā)現(xiàn)同震速度降低約0．6%．Meier等（2010）利用861個(gè)臺(tái)站對(duì)洛杉磯盆地3年的連續(xù)記錄進(jìn)行了大范圍的監(jiān)測(cè)，發(fā)現(xiàn)速度的相對(duì)變化呈現(xiàn)明顯的季節(jié)性變化，這種變化可能來自地下水位的變化或地下介質(zhì)的熱彈性應(yīng)變的變化．Sens-Sch?nfelder等（2014）利用富爾奈斯火山附近21個(gè)臺(tái)站記錄到的2010—2011年的連續(xù)數(shù)據(jù)研究發(fā)現(xiàn)，火山噴發(fā)時(shí)速度降低，噴發(fā)后速度回升，分析表明這種變化并非地表物質(zhì)涌出的影響，而是由淺層的巖漿運(yùn)動(dòng)所引起．Liu等（2014）利用汶川地震震源附近臺(tái)站2004—2011年連續(xù)的三分量噪聲記錄，得到了汶川地震震中附近的速度變化，清晰地發(fā)現(xiàn)同震時(shí)地震波速度下降達(dá)到0．2%，而且格林函數(shù)不同頻帶所對(duì)應(yīng)的速度變化也不同，同震和震后的速度變化主要取決于2—4s頻帶格林函數(shù)的變化．

由于背景噪聲是普遍存在且連續(xù)的，利用噪聲互相關(guān)函數(shù)來監(jiān)測(cè)介質(zhì)波速變化不需要特定震源，因此可將地震臺(tái)站布設(shè)在構(gòu)造研究區(qū)域，從而實(shí)現(xiàn)對(duì)目標(biāo)區(qū)域介質(zhì)的連續(xù)監(jiān)測(cè)．然而，噪聲互相關(guān)函數(shù)收斂于格林函數(shù)要求噪聲充分散射，需要較長(zhǎng)時(shí)間的噪聲疊加來獲取可靠的格林函數(shù)，這將導(dǎo)致基于噪聲互相關(guān)的尾波干涉方法可能無法監(jiān)測(cè)短時(shí)間內(nèi)介質(zhì)的微小變化．此外，噪聲源的季節(jié)性變化（降水量、地下水位、氣候變化）都會(huì)影響格林函數(shù)的穩(wěn)定性．研究結(jié)果表明，基于噪聲互相關(guān)的尾波干涉方法得到的結(jié)果不僅包含地震（火山）構(gòu)造帶來的介質(zhì)變化，也包含季節(jié)性影響所帶來的變化．如何去除這些非構(gòu)造活動(dòng)變化的影響將是地震（火山）活動(dòng)監(jiān)測(cè)的首要任務(wù)．

5 討論與結(jié)論

在過去的幾十年里，隨著地震臺(tái)站的密集覆蓋和地震成像技術(shù)的發(fā)展，全區(qū)域的三維地球結(jié)構(gòu)已經(jīng)基本成型，這大大加快了對(duì)地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的認(rèn)識(shí)．然而，地球內(nèi)部一直處于運(yùn)動(dòng)狀態(tài)，地震、火山的發(fā)生反映了這種狀態(tài)．若想了解地震、火山等構(gòu)造的演化規(guī)律，需要對(duì)介質(zhì)的動(dòng)態(tài)變化進(jìn)行更為精細(xì)的研究．

尾波干涉方法利用多次散射波路徑長(zhǎng)和采樣充分的優(yōu)勢(shì)提取震源及介質(zhì)的細(xì)微變化，這些變化對(duì)地震（火山）的孕育、形成及發(fā)展有著重要的指導(dǎo)意義，因此其有著廣泛的應(yīng)用前景．現(xiàn)階段通過尾波干涉方法得到的介質(zhì)動(dòng)態(tài)變化是介質(zhì)在時(shí)間和空間上的平均變化，如何確定這種變化所對(duì)應(yīng)的時(shí)間及空間的具體信息將成為下階段的研究重點(diǎn)．尾波干涉方法的應(yīng)用主要受干涉源相關(guān)因素的制約，如重復(fù)地震時(shí)空的不可控性、主動(dòng)源的連續(xù)激發(fā)與穿透深度、背景噪聲的季節(jié)性變化等，若能找到合適的干涉源，面向介質(zhì)的連續(xù)監(jiān)測(cè)將成為可能．目前國內(nèi)研究者利用尾波干涉方法研究介質(zhì)速度變化已取得一些進(jìn)展，但對(duì)震源位置變化和散射體運(yùn)移的研究成果相對(duì)較少，需要進(jìn)行更深入的研究．

陳海潮．2014．?dāng)嗔褞Ы橘|(zhì)物性變化及其主動(dòng)與被動(dòng)監(jiān)測(cè)方法［D］．北京：中國地震局地球物理研究所：5-6．

Chen H C．2014．ActiveandPassiveSeismicMonitoringofTemporalVariationsofFaultZoneProperties［D］．Beijing：Institute of Geophysics，China Earthquake Administration：5-6（in Chinese）．

陳颙，李宜晉．2007．地震波雷達(dá)研究展望：用人工震源探測(cè)大陸地殼結(jié)構(gòu)［J］．中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)學(xué)報(bào)，37（8）：813-819．

Chen Y，Li Y J．2007．Seismic wave radar research：Using active source to detect continental crust structure［J］．Journal ofUniversityofScienceandTechnologyofChina，37（8）：813-819（in Chinese）．

劉志坤，黃金莉．2010．利用背景噪聲互相關(guān)研究汶川地震震源區(qū)地震波速度變化［J］．地球物理學(xué)報(bào)，53（4）：853-863．

Liu Z K，Huang J L．2010．Temporal changes of seismic velocity around the Wenchuan earthquake fault zone from ambient seismic noise correlation［J］．ChineseJournalofGeophysics，53（4）：853-863（in Chinese）．

宋麗莉，葛洪魁，郭志偉，王小瓊．2012．利用多次散射波監(jiān)測(cè)介質(zhì)性質(zhì)變化的試驗(yàn)研究［J］．巖石力學(xué)與工程學(xué)報(bào)，31（4）：713-722．

Song L L，Ge H K，Guo Z W，Wang X Q．2012．Experimental study of variation of media properties monitoring using multiple scattering waves［J］．ChineseJournalofRockMechanicsandEngineering，31（4）：713-722（in Chinese）．

王彬．2009．利用多種震源測(cè)量介質(zhì)波速度變化的實(shí)驗(yàn)研究［D］．合肥：中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球和空間科學(xué)學(xué)院：85-86．

Wang B．2009．TheExperimentStudyonMeasurementofSeismicVelocityVariationUsingDifferentSeismicSources［D］．Hefei：School of Earth and Space Science，University of Science and Technology of China：85-86（in Chinese）．

王偉濤，王寶善，葛洪魁，陳颙，袁松湧，楊微，李宜晉．2009．利用主動(dòng)震源檢測(cè)汶川地震余震引起的淺層波速變化［J］．中國地震，25（3）：223-233．

Wang W T，Wang B S，Ge H K，Chen Y，Yuan S Y，Yang W，Li Y J．2009．Using active source to monitor velocity variation in shallow sediment caused by the Wenchuan earthquake［J］．EarthquakeResearchinChina，25（3）：223-233（in Chinese）．

肖震，鄭勇，熊熊．2014．尾波干涉法在汶川地震余震定位中的應(yīng)用［J］．地震，34（2）：1-11．

Xiao Z，Zheng Y，Xiong X．2014．Application of coda wave interferometry method in relative location of the Wenchuan earthquake sequence［J］．Earthquake，34（2）：1-11（in Chinese）．

張金川．2014．利用尾波干涉法研究水庫蓄水引起的庫區(qū)介質(zhì)變化［D］．北京：中國地震局地震預(yù)測(cè)研究所：73-74．

Zhang J C．2014．TheStudyofMediaChangesCausedbytheReservoirStoragewithCodaWaveInterferometry［D］．Beijing：Institute of Earthquake Science，China Earthquake Administration：73-74（in Chinese）．

趙盼盼，陳九輝，Campillo M，劉啟元，李昱，李順成，郭飚，王峻，齊少華．2012．汶川地震區(qū)地殼速度相對(duì)變化的環(huán)境噪聲自相關(guān)研究［J］．地球物理學(xué)報(bào)，55（1）：137-145．

Zhao P P，Chen J H，Campillo M，Liu Q Y，Li Y，Li S C，Guo B，Wang J，Qi S H．2012．Crustal velocity changes associated with the WenchuanM8．0earthquake by auto-correlation function analysis of seismic ambient noise［J］．ChineseJournalofGeophysics，55（1）：137-145（in Chinese）．

Aki K．1969．Analysis of the seismic coda of local earthquakes as scattered waves［J］．JGeophysRes，74（2）：615-631．Battaglia J，Métaxian J P，Garaebiti E．2012．Earthquake-volcano interaction imaged by coda wave interferometry［J］．GeophysResLett，39（11）：L11309．

Brenguier F，Shapiro N M，Campillo M，F(xiàn)errazzini V，Duputel Z，Coutant O，Nercessian A．2008．Towards forecasting volcanic eruptions using seismic noise［J］．NatGeosci，1（2）：126-130．

Campillo M，Paul A．2003．Long-range correlations in the diffuse seismic coda［J］．Science，299（5606）：547-549．

Cheng X．2008．Time-LapseImagingofFaultPropertiesatSeismogenicDepthUsingRepeatingEarthquakes，Active SourcesandSeismicAmbientNoise［D］．Houston：Rice University：41-60．

Chouet B．1979．Temporal variation in the attenuation of earthquake coda near Stone Canyon，California［J］．JGeophys Res，6（3）：143-146．

Claerbout J F．1968．Synthesis of a layered medium from its acoustic transmission response［J］．Geophysics，33（2）：264-269．

Dodge D A，Beroza G C．1997．Source array analysis of coda waves near the 1989Loma Prieta，California，mainshock：Implications for the mechanism of coseismic velocity changes［J］．JGeophysRes，102（B11）：24437-24458．

Douma H，Snieder R．2006．Correcting for bias due to noise in coda wave interferometry［J］．GeophysJInt，164（1）：99-108．

Grêt A，Snieder R，Aster R C，Kyle P R．2005．Monitoring rapid temporal change in a volcano with coda wave interferometry［J］．GeophysResLett，32（6）：L06304．doi：10．1029／2004GL021143．

Grêt A，Snieder R，?zbay U．2006a．Monitoringinsitustress changes in a mining environment with coda wave interferometry［J］．GeophysJInt，167（2）：504-508．

Grêt A，Snieder R，Scales J．2006b．Time-lapse monitoring of rock properties with coda wave interferometry［J］．JGeophysRes，111（B3）：B03305．

Haney M M，van Wijk K，Preston L A，Aldridge D F．2009．Observation and modeling of source effects in coda wave interferometry at Pavlof volcano［J］．TheLeadingEdge，28（5）：554-560．

Hotovec-Ellis A J，Gomberg J，Vidale J E，Creager K C．2014．A continuous record of inter-eruption velocity change at Mount St Helens from coda-wave interferometry［J］．JGeophysRes，119（3）：2199-2214．

Jonsdottir K，Vogfjord K，Bean C．2013．Coda wave interferometry and correlation study using multiplets in the Katla volcano，2011and 2012［C］∥GeophysicalResearchAbstracts，15．Vienna，Austria：EGU General Assembly：12584．

Larose E，de Rosny J，Margerin L，Anache D，Gouedard P，Campillo M，van Tiggelen B．2006．Observation of multiple scattering of kHz vibrations in a concrete structure and application to weak changes monitoring［J］．PhysRevE，73（1）：016609．

Larose E，Hall S．2009．Monitoring stress related velocity variation in concrete with a 2×10－5relative resolution using diffuse ultrasound［J］．JAcoustSocAmer，125（4）：1853-1856．

Larose E，Planès T，Rossetto V，Margerin L．2010．Locating a small change in a multiple scattering environment［J］．ApplPhysLett，96（20）：204101．

Liu Z K，Huang J L，Peng Z G，Su J R．2014．Seismic velocity changes in the epicentral region of the 2008Wenchuan earthquake measured from three-component ambient noise correlation techniques［J］．GeophysResLett，41（1）：37-42．

Martini F，Bean C J，Saccorotti G，Viveiros F，Wallenstein N．2009．Seasonal cycles of seismic velocity variations detected using coda wave interferometry at Fogo volcano，S?o Miguel，Azores during 2003—2004［J］．JVolcanolGeothermRes，181（3／4）：231-246．

Meier U，Shapiro N M，Brenguier F．2010．Detecting seasonal variations in seismic velocities within Los Angeles basin from correlations of ambient seismic noise［J］．GeophysJInt，181（2）：985-996．

Nadeau R M，McEvilly T V．1999．Fault slip rates at depth from recurrence intervals of repeating microearthquakes［J］．Science，285（5428）：718-721．

Nagaoka Y，Nishida K，Aoki Y，Takeo M．2010．Temporal change of phase velocity beneath Mt Asama，Japan，inferred from coda wave interferometry［J］．GeophysResLett，37（22）：L22311．

Niu F L，Silver P G，Nadeau R M，McEvilly T V．2003．Migration of seismic scatterers associated with the 1993 Parkfield aseismic transient event［J］．Nature，426（6966）：544-548．

Niu F L，Silver P G，Daley T M，Cheng X，Majer E L．2008．Preseismic velocity changes observed from active source monitoring at the Parkfield SAFOD drill site［J］．Nature，454（7201）：204-208．

Pacheco C，Snieder R．2005．Time-lapse travel time change of multiply scattered acoustic waves［J］．JAcoustSocAm，118（3）：1300-1310．

Peng Z，Ben-Zion Y．2006．Temporal changes of shallow seismic velocity around the Karadere-Düzce branch of the north Anatolian fault and strong ground motion［J］．PureApplGeophys，163：567-600．

Planès T，Larose E．2013．A review of ultrasonic coda wave interferometry in concrete［J］．CementConcreteRes，53：248-255．

Poupinet G，Ellsworth W L，F(xiàn)rechet J．1984．Monitoring velocity variations in the crust using earthquake doublets：An application to the Calaveras Fault，California［J］．JGeophysRes，89（B7）：5719-5731．

Robinson D J，Sambridge M，Snieder R．2007a．Constraints on coda wave interferometry estimates of source separation：The acoustic case［J］．ExplorGeophys，38（3）：189-199．

Robinson D J，Snieder R，Sambridge M．2007b．Using coda wave interferometry for estimating the variation in source mechanism between double couple events［J］．JGeophysRes，112（B12）：B12302．

Rubin A M．2002．Using repeating earthquakes to correct high-precision earthquake catalogs for time-dependent station delays［J］．BullSeismolSocAm，92（5）：1647-1659．

Sato H．1988．Temporal change in scattering and attenuation associated with the earthquake occurrence：A review of recent studies on coda waves［J］．PureApplGeophys，126（2／3／4）：465-497．

Schaff D P，Beroza G C．2004．Coseismic and postseismic velocity changes measured by repeating earthquakes［J］．JGeophysRes，109（B10）：B10302．

Schaff D P，Richards P G．2004．Repeating seismic events in China［J］．Science，303（5661）：1176-1178．

Sens-Sch?nfelder C，Wegler U．2006．Passive image interferometry and seasonal variations of seismic velocities at Merapi Volcano，Indonesia［J］．GeophysResLett，33（21）：1522-1534．

Sens-Sch?nfelder C，Pomponi E，Peltier A．2014．Dynamics of Piton de la Fournaise volcano observed by passive image interferometry with multiple references［J］．JVolcanolGeothermRes，276：32-45．

Shapiro N M，Campillo M．2004．Emergence of broadband Rayleigh waves from correlations of the ambient seismic noise［J］．GeophysResLett，31（7）：L07614．doi：10．1029／2004GL019491．

Silver P G，Daley T M，Niu F，Majer E L．2007．Active source monitoring of cross-well seismic travel time for stressinduced changes［J］．BullSeismolSocAm，97（1B）：281-293．

Snieder R．2002．Coda wave interferometry and the equilibration of energy in elastic media［J］．PhysRevE，66（4）：046615．

Snieder R，Grêt A，Douma H，Scales J．2002．Coda wave interferometry for estimating nonlinear behavior in seismic velocity［J］．Science，295（5563）：2253-2255．

Snieder R，Hagerty M．2004．Monitoring change in volcanic interiors using coda wave interferometry：Applicaion to Arenal Volcano，Costa Rica［J］．GeophysResLett，31（9）：L09608．

Snieder R，Vrijlandt M．2005．Constraining relative source locations with coda wave interferometry：Theory and application to earthquake doublets in the Hayward fault，California［J］．JGeophysRes，110（B4）：B04301．

Snieder R．2006．The theory of coda wave interferometry［J］．PureApplGeophys，163（2／3）：455-473．

St?hler S C，Sens-Sch?nfelder C，Niederleithinger E．2011．Monitoring stress changes in a concrete bridge with coda wave interferometry［J］．JAcoustSocAmer，129（4）：1945-1952．

Stehly L，Campillo M，F(xiàn)roment B，Weaver R L．2008．Reconstructing Green’s function by correlation of the coda of the correlation（C3）of ambient seismic noise［J］．JGeophysRes，113（B11）：B11306．doi：10．1029／2008JB005693．

Waldhauser F，Ellsworth W L．2000．A double-difference earthquake location algorithm：Method and application to the Northern Hayward fault，California［J］．BullSeismolSocAm，90（6）：1353-1368．

Wang B S，Zhu P，Chen Y，Niu F L，Wang B．2008．Continuous subsurface velocity measurement with coda wave interferometry［J］．JGeophysRes，113（B12）：B12313．doi：10．1029／2007JB005023．

Wapenaar K，Slob E，Snieder R，Curtis A．2010．Tutorial on seismic interferometry：Part 2：Underlying theory and new advances［J］．Geophysics，75（5）：75A211-75A227．

Wegler U，Lühr B G，Snieder R，Ratdomopurbo A．2006．Increase of shear wave velocity before 1998eruption of Merapi volcano（Indonesia）［J］．GeophysResLett，33（9）：L09303．

Wegler U，Sens-Sch?nfelder C．2007．Fault zone monitoring with passive image interferometry［J］．GeophysJInt，168（3）：1029-1033．

Wegler U，Nakahara H，Sens-Sch?nfelder C，Korn M，Shiomi K．2009．Sudden drop of seismic velocity after the 2004MW6．6mid-Niigata earthquake，Japan，observed with passive image interferometry［J］．JGeophysRes，114（B6）：B06305．doi：10．1029／2008JB005869．

Zhang Y X，Abraham O，Tournat V，Le Duffc A，Lascoupd B，Loukilie A，Grondine F，Duranda O．2013．Validation of a thermal bias control technique for coda wave interferometry（CWI）［J］．Ultrasonics，53（3）：658-664．