甘肃东南部地壳速度结构的区域地震波形反演

李少华，王彦宾，梁子斌，何少林，曾文浩

1 北京大学地球与空间科学学院地球物理学系，北京 100871

2 中国地震局兰州地震研究所，兰州 730000

甘肃东南部地壳速度结构的区域地震波形反演

李少华1，2，王彦宾1＊，梁子斌2，何少林2，曾文浩2

1 北京大学地球与空间科学学院地球物理学系，北京 100871

2 中国地震局兰州地震研究所，兰州 730000

利用2007年完成扩建的甘肃东南部及邻近地区的24个宽频带固定地震台站记录到的2008年8月1日汶川地震余震的三分量地震全波形资料，采用小生境遗传算法和反射率法结合的波形反演方法，给出了甘肃东南部两个分区的地壳速度模型.西区和东区分别对应青藏高原块体和它与鄂尔多斯块体之间的过渡带，反演给出的平均模型显示，两个区上、中地壳的平均P波速度非常接近，由酸性岩和中性岩组成，下地壳P波速度差别较大，东区为6.41km／s，西区为6.96km／s，厚度相差也较大，东区为9.3km，西区为19.8km，地壳厚度由西向东减小，分别为54.6km和47.9km.显示西区下地壳由基性岩组成，而东区下地壳由中性岩组成，支持研究区内青藏高原东北缘地壳增厚主要发生在下地壳的观点.西区的上地幔顶部P波速度为7.73km／s，对应年轻的构造活动区，而东区为8.05km／s，对应稳定的古老地块.东区在上地壳上部存在厚约6.5km的沉积层，P波速度为5.78km／s，但是该沉积层在西部缺失.和PREM模型给出的全球平均地壳速度值相比，两个分区的地壳速度值整体偏低.

波形反演，地壳结构，区域地震，甘肃东南部

1 引 言

甘肃东南部地区位于青藏高原东北缘，青藏高原块体与鄂尔多斯块体、阿拉善块体在这里交汇，由于活动的青藏高原块体不断的隆升和推挤作用，新构造活动强烈，该地区处于南北地震带中段，历史上曾发生过多次中强地震［1－2］，青藏高原东北缘也是中国大陆东西与南北构造结合部位和重要的构造转换区域［3］.因此，开展该地区地壳结构研究对青藏高原动力学研究以及该地区地震学研究有重要意义.20世纪80年代以来，在该地区开展的几次主动源深地震测深研究揭示了地壳结构的区域变化特征［4－9］.一些学者利用天然地震观测资料，对该地区地壳和上地幔进行了不同尺度的走时层析成像和接收函数反演［10－19］.这些研究成果深化了我们对该地区地壳结构的认识，为进一步的深入研究奠定了基础.但是由于所用资料覆盖时段和区域不同，以往研究所得到的结果之间尚存在差异［8，9］.因此，需要利用新的观测资料进一步深入开展该地区地壳结构研究.

随着甘肃省区域数字地震台网加密和扩建工程的完成，2007年底甘肃东南部建立了一个台站密度较大、覆盖面较广的宽频带数字地震台网.该台网记录了2008年汶川地震主震以及大量余震的高质量波形资料，为开展该地区较小范围内地壳速度结构研究提供了有利条件.在本文中，我们选择2008年8月1日发生在研究区域边界的一个汶川地震余震在研究区域及附近24个台站上记录的三分量波形资料，开展了该地区两个分区地壳速度结构的反演.由于三分量波形联合反演具有非常强的非线性，为了避免反演结果陷入目标函数的局部极小，我们采用小生境遗传算法（NGA）对模型空间进行搜索.波形正演采用了反射率方法，这种方法具有精度高、计算速度快的优点.由于以往研究成果的覆盖区域较大，本文结果所给出的甘肃东南部两个分区的一维地壳模型填补了研究区较小范围内的模型欠缺.基于所得到的两个分区的地壳模型，给出了其所隐含的地质与地球物理解释.

2 研究区域与观测数据预处理

本文研究区域位于甘肃东南部，研究中用到的地震波形资料记录来自于2007年完成扩建的甘肃省地震局及邻近的青海省地震局、宁夏自治区地震局和陕西省地震局所布设的24台宽频带数字地震仪台站，台站分布位置见图1.王周元等（1996）利用天然地方震及近震P、S波到时资料反演给出了甘肃分区的地壳结构［16］.他们根据区域构造特征，将本研究区的西部和东部分别划分为两个独立区域，给出了两个分区的地壳速度结构.在此基础上，我们根据研究区内构造分区，将本文所用台站覆盖区域以大约104.7N为界划分为东西两个区域.东部区域包括12个台站，位于鄂尔多斯地块与青藏地块之间的过渡带，区内主要断裂的分布为近EW向或NEE向，西部区域包括12个台站，位于青藏块体的东北边缘，区内由北向南划分为祁连块体、柴达木块体和巴颜喀拉块体，主要断裂构成了块体的边界，呈现NWW到NW向的弧形分布（图1）.这两个分区的地貌发育存在明显差异，反映了其构造活动的不同［20］.GPS数据给出的青藏高原东北缘水平运动速度场也反映出这两个分区明显的差异［21］.

图1 甘肃东南部及邻近地区固定台站分布位置和震中位置.震源机制图表示震中位置，蓝色三角是西区台站，蓝色方块是东区台站.I：祁连块体，II：柴达木块体，III：巴颜喀拉块体，IV：鄂尔多斯地块，V：华南地块［2］Fig.1 The location of seismic source and permanent stations in southeastern Gansu.The focal mechanism beach ball shows the epicenter，blue triangles are west stations and blue squares are the east stations.I：Qilian block，II：Qadam block，III：Songpan－Ganzi block，IV：Ordos basin，V：South China block［2］

图2 不同震中距离台站上原始三分量速度记录的波形（黑色）和经过数据预处理后用于反演的三分量波形（红色）上面和下面的三幅图分别表示西区和东区台站的例子.Fig.2 The original observed three component seismograms（black）and those after pre－processing used in the final inversion（red）Upper and lower panles show example stations from the west and east regions.

地震事件选取的是2008年8月1日发生在四川甘肃交界处（104.72°E，32.04°N）的震级为MS5.7的地震（图1），地震参数和震源机制采用哈佛大学CMT解（表1）.该地震位于研究区两个分区的边界，震源深度为21km，地震事件和台站的距离在50～420km之间，地震震中到不同方位角台站的路径很好地覆盖了研究区域.考虑到震源深度和上述台站的震中距离，地震波形资料清晰地记录了直达P、S波，首波Pn，地壳内部的反射与转换震相，以及后续面波，所记录的这些体波和面波震相主要在两个区域的地壳中传播，可以给出地壳速度结构很好的约束.在美国西部和南美洲南端的研究中，由于资料所限，只使用了两个分量的波形进行反演［22－23］.在最近对川滇地区、韩国南部、意大利全国、美国东北部、安第斯山脉中南段及弧后地区的地壳速度结构反演中，由于高质量波形资料的获得，均使用了三分量波形资料［24－28］.本文中所使用的观测台站提供的三分量波形资料中，除了极个别分量噪声较强以外，基本上都有很好的信噪比，因此，我们采用这些台站的三分量波形资料开展反演.对获得的原始三分量速度记录去除仪器响应，去除平均值与线性趋势，然后滤波，最后将两个水平分量按照台站方位角旋转为径向和切向分量.通过包含直达P波到完整面波的时间窗截取处理后的三分量波形作为观测资料，在反演中和理论地震图进行比较.其中PWU台站的三个分量、WDT台站的三个分量、ZHC台站的径向和切向分量由于信噪比比较低，震相到时不清晰，没有使用.最后共有24个台站的64个分量的波形资料参与反演，其中垂直分量22个，径向分量21个，切向分量21条.图2给出了东西两个分区不同震中距离的台站上原始三分量速度记录的波形，以及经过数据预处理后用于反演的三分量波形.参考最近的区域波形反演研究工作通常的做法［23，26－27］，我们采用10～50s的巴特沃斯带通滤波器对去除仪器响应后的波形资料进行滤波.之所以选择带通滤波，是因为原始波形的高频部分主要受到介质小尺度横向非均匀性的影响，我们反演的模型为区域一维速度结构，模型中没有包含这些高频部分的影响.另外，波形的很长周期成分，由于去除仪器响应的影响使得噪声被放大而影响到信号本身，因此需要将很低频成分滤掉［23］.

表1 本文中所用汶川地震余震的参数Table 1 Parameters for the aftershock of Wenchuan earthquake used in this study

3 用NGA方法进行波形反演

地震波形反演具有强烈的非线性特征，传统的反演大多采用诸如最速降下法、共轭梯度法、线性化的最小二乘法等局部最优化方法.这些方法的反演结果对初始模型的选取有很强的依赖性，如果初始模型远离目标函数的全局极小，反演结果则很容易陷入局部极小.格点搜索方法对于波形反演这样模型参数较多的非线性问题计算效率比较低.因此，最近的区域波形反演大多采用计算效率较高，同时又容易找到目标函数全局极小的全局最优化方法.

遗传算法（GA）是一种在整个模型空间进行随机搜索的全局最优化方法，它不依赖于初始模型的选取，因此适宜于区域波形反演这种多参数、目标函数形态复杂的非线性反演问题.在反演参数设定合理的情况下，GA最终会收敛到目标函数值极小的模型［29］.王夫运和张先康（2006）应用GA进行了地震测深资料的体波波形反演［30］.吴建平等（1998）应用GA开展了宽频带体波波形的反演，研究了青藏高原上地幔速度结构［31］.吴建平等（2006）进一步将GA用于川滇地区地壳上地幔速度结构的区域地震波形反演研究［24］.此外，GA还被成功地用于美国西部地区、韩国南部、意大利全国的区域宽频带波形反演中［22－23，25－26］.

在本文中，我们采用小生境遗传算法（Niching Genetic Algorithms，NGA）进行区域波形反演.在传统GA反演的后期，所产生的模型都集中在全局极小附近的区域，适应度相差不大，导致搜索速度与收敛速度慢.NGA较好地克服了上述GA的缺点，它可以同时搜索目标函数的全局和局部极小，具有很高的全局优化能力和收敛速度，特别适合于复杂多峰函数的优化问题［32］.NGA反演的主要步骤包括：首先将整体模型划分为几个种群，每个种群中包含相同数量的模型，在每一个种群中进行GA反演.然后在每个种群中，以及种群之间进行杂交、变异，产生出每一个种群中新一代的模型.重复以上步骤直到预先设置的代数为至，最后结果给出每个种群中的最优模型.在反演过程中，利用罚函数使得各个种群中的最优模型相互不同，因此各个种群中的模型分别集中在模型空间的不同部分.参数设置合理的情况下，NGA最终会搜索到目标函数的全局极小，同时在不同的种群中找到其他的局部极小，便于我们确认非线性目标函数的全局特征.NGA相当于在模型空间的几个不同子空间并行地进行GA反演，各个并行的GA之间又进行相互竞争，因此它不同于通常情况下对整个模型空间重复多次地运行GA反演，搜索效率和收敛速度比传统的GA要高.NGA曾被成功地应用于震源机制的波形反演和南美洲南部地壳上地幔速度结构波形反演［22，32］.

在本文的波形反演中，所采用的地壳模型为层状、各向同性介质，需要反演的模型参数为上、中、下地壳的P波速度值与厚度，以及地壳上覆沉积层的P波速度、厚度与上地幔顶部P波速度值.反演所采用的目标函数是时间域理论地震图与实际记录地震图的均方根残差和波形互相关函数的加权组合，形式为

（1）式中的第一项由观测波形与正演计算的理论波形的均方根残差构成，表示了两个波形之间振幅的差异，其中Oij表示观测数据在第i个分量上第j个时间采样点上的振幅，Sij表示正演计算的理论地震图在第i个分量上第j个时间采样上的振幅.第二项由理论波形与观测波形之间的互相关函数构成，它表示了理论与观测波形之间的相似程度，保留了波形的相位信息，同时也包含了对震相到时的敏感性.其中

Oi和Si分别表示第i条理论和观测波形.在目标函数中同时采用波形的均方根残差和互相关函数，可以尽可能地考虑波形振幅、相位、到时的影响，更适合于实际观测资料的反演.w是用来平衡波形数据均方根残差和波形互相关数据误差的权重参数，Nw是波形数据的条数.

4 数值测试

我们利用给定的地壳速度模型，计算理论地震图，然后进行反演，通过最后反演得到的模型和已知模型的对比，检验本文的NGA波形反演的可行性与精度.在数值测试中选取的理论速度模型如图3和表2所示，所采用的震源位置、震源机制解和本文中实际地震的参数相同，震源深度为21.0km，利用反射率方法［33］计算出本文所用的东部12个台站上的三分量理论地震图做为“观测”数据.

理论速度模型分为沉积层、上、中、下地壳，层厚分别是1.5、10.0、20.0和18.0km，其P波速度分别是4.0、6.0、6.25、6.95km／s，上地幔顶部的P波速度为8.1km／s，我们假设介质为泊松体，取Vp／Vs为1.73，由此确定每一层的S波速度值，介质密度为2.65、2.75、2.8、3.1、3.37g／cm3.需要反演的模型参数为沉积层、上、中、下地壳的P波速度值与层厚，以及上地幔顶部的P波速度值.在反演参数设置中，我们所采用的参数取值范围为：P波速度模型范围为真实模型的±0.50km／s，层厚为真实模型的±25%.NGA算法在以上范围内来随机地产生初始模型，然后进行反演，直到完成预先设置的代数为止.我们用5个随机的seed值进行5次NGA反演，每个反演运行200代，设置种群数为10个，每个族群中的模型也为10个，这样一共产生20000个模型用来拟合波形.通过5次反演给出的最佳模型的平均给出最后的平均模型及其均方差.

图3 数值测试模型对比蓝线和红线分别表示给定理论模型和反演得到的平均模型，黑线表示反演平均模型的一个均方差取值范围，虚线表示反演参数设置时所给出的取值范围.（a）三分量反演结果；（b）二分量（径向与垂直分量）反演结果.Fig.3 Comparison between the given velocity model with the final inverted average model Blue and red line show the given model and the final average model，respectively.The±1standard deviation for each model parameters are indicated by solid lines，and the prescribed ranges for velocity and depth in which the model parameters are allowed to change in the inversion are shown by dashed lines.（a）Results from three component inversion；（b）Results from two component（radial and vertical）inversion.

表2 理论模型三分量反演和二分量反演结果对比Table 2 Comparison of 3－component and 2－component waveform inversion for the theoretical model

最后给出的平均模型如表2所示，图3a中给出了最后平均模型和已知模型的对比.可以看到，两者非常接近，反映了NGA波形反演的精度与可靠性很好.

为了检验本文所用三分量反演的可靠性，我们采用相同的数据开展了两个分量的反演.所采用的两个分量为径向与垂直分量，反演中用到的其他参数与上述三分量反演相同.通过5次反演给出的最佳模型平均得到最后平均模型及其均方差如表2所示，图3b给出了二分量反演的最后平均模型和已知模型的对比.比较三分量和二分量反演结果可以看到，两者都和给定模型非常接近，两者所得到的各层P波速度和给定模型的误差均小于1%，三分量反演给出的厚度最大误差是3.5%（上地壳），二分量给出的最大厚度误差是2.1%（下地壳）.三分量反演得到的地壳总厚度为50.4km，误差为1.8%，二分量反演得到的地壳总厚度为49.7km，误差为0.4%.上述结果表明，和二分量反演相比，三分量反演由于增加了需要拟合的数据量，因此所得到的模型和给定模型的差别稍大一些，但是两者没有明显差异，说明本文所采用的三分量波形反演具有较好的的精度与可靠性.

5 甘肃东南部的应用

我们利用上述小生境遗传算法反演甘肃东南部的地壳速度结构，根据研究区域地质构造分区和台站所处位置，我们将其划分为两个区，西区位于青藏块体的东北边缘，东区位于华南地块、鄂尔多斯地块与青藏块体的过渡区域，每个区包含12个地震台站（图1）.反演参数为两个区的沉积层、上、中、下地壳的P波速度和厚度，以及上地幔顶部的P波速度.介质密度由PREM模型和Crust2.0模型给出，分别为2.65、2.75、2.8、3.1、3.37g／cm3.震源参数由哈佛大学CMT解给出（表1）.

东西两个区采用相同的反演参数取值范围，对于沉积层、上、中、下地壳，P波速度的取值范围分别为5.41～6.41、5.57～6.57、5.96～6.96、6.18～7.18km／s，厚度的取值范围分别为1.0～15.0、5.0～18.0、5.0～18.0、5.0～25.0km，上地幔顶部P波速度取值范围为7.38～8.38km／s.反演时在以上范围内随机地产生初始模型.采用5个随机的seed值进行5次NGA反演，每个反演运行500代，族群数和每个族群中的模型均为10个，这样一共有50000个模型用来拟合波形.最后，采用5次反演得到的最佳模型的平均给出两个分区的平均模型及其均方差.

图4给出了两个分区带有误差边界的平均模型，即最终产出模型.表3列出了两个分区的平均模型和误差范围.西区沉积层、上、中、下地壳的平均P波速度分别为6.20、6.19、6.71、6.96km／s，厚度分别是10.40、14.64、9.78、19.81km，地壳总厚度是54.6km，上地幔顶部P波速度为7.73km／s.东区沉积层、上、中、下地壳的平均P波速度分别为5.78、6.28、6.80、6.41km／s，厚度分别是6.47、17.30、14.83、9.28km，地壳总厚度是47.9km，上地幔顶部平均P波速度为8.05km／s.和全球平均PREM模型所给出的地壳上地幔速度值相比，本文两个分区的速度值都偏低，反映出青藏高原东北缘和周边过渡带构造活动的特征.Liu等（2006）［34］利用P波速度确定了青藏高原东北缘地壳组成，根据他们的推断方法，本研究区的西区不存在表层沉积层，上地壳由酸性岩构成，厚度达到25.0km，中地壳为中性岩，厚度为9.78km，下地壳为基性岩，厚度为19.81km.东区表层存在速度较低的沉积层，厚度为6.5km，上地壳为酸性岩，厚度为17.3km，中地壳为中性岩，厚度14.8km，下地壳平均P波速度略低于中地壳，由中性岩组成，厚度为9.3km.

图4 甘肃东南部两个分区最终平均模型（a，b）分别为东、西两区的模型.粗黑线表示平均模型，虚线表示反演平均模型的一个均方差取值范围.Fig.4 The final average velocity models for the two regions in southeastern Gansu（a，b）are the model for the east and west region，respectively.Thick black line and dashed line indicate the final average model and their±1standard deviation for each model parameters.

表3 甘肃东南部两个分区的平均模型Table 3 The final average models for the two regions in southeastern Gansu

比较两个区域的平均速度模型可以发现，东区在上地壳上部存在厚约6.5km的沉积层，P波速度为5.78km／s，但是该沉积层在西部缺失.这和陈九辉等（2005）［17］在相邻区域利用远震接收函数所得到的结果一致.两个区上地壳的平均P波速度非常接近（东区6.28km／s，西区6.20km／s），都由酸性岩组成，厚度有差别，东区厚度为17.3km，西区为25.0km，但是从地表到上地壳底界的总厚度基本相同.两个区的中地壳P波速度接近（东区6.80km／s，西区6.71km／s），都由中性岩组成，厚度分别为14.8和9.8km，由西向东增厚.两个区的下地壳P波速度差别较大，东区为6.41km／s，由中性岩组成，而西区为6.96km／s，由基性岩组成.刘明军等（2008）［35］在利用本区相邻区域人工地震剖面研究青藏高原东北缘地壳组成时，发现鄂尔多斯地块与青藏高原地块之间的过渡带下部的下地壳主要由中性岩组成，而青藏地块底部的下地壳则存在厚度很大的基性岩，这和本文东西两区下地壳的速度结构和所反映的组成一致.本文反演得到的两个区的下地壳厚度相差较大，东区为9.3km，西区为19.8km，相邻区域接收函数［17］和人工地震测深［35－36］的结果也揭示了相同的特征.西区的上地幔顶部P波速度为7.73km／s，而东区为8.05km／s，郭彪等（2004）［13］对青藏高原东北缘－鄂尔多斯地壳上地幔层析成像结果显示，青藏高原东北缘上地幔P波平均速度低（7.8km／s），而鄂尔多斯地块及其过渡带的上地幔P波平均速度高，接收函数反演结果［17］也给出了类似的变化趋势，这些和本文所得到的上地幔顶部P波速度变化一致，反映了青藏高原块体属于年轻构造活动区，而鄂尔多斯属于稳定古老地块的特征.研究区地壳厚度由西向东减小，分别为54.6、47.9km，和接收函数［17－18］、人工地震测深［6－8，35－36］所得到的结果一致.

王周元等（1996）［16］利用天然地方震、近震初至和莫霍面反射P、S波到时资料反演了甘肃7个分区的地壳结构，他们给出的6、7两区分别对应本文中的西区和东区.由于他们只利用了震相到时资料，而且当时台站密度小于本文所用的台站，所以得到的模型和本文有些差别，但是模型的总体特征接近.他们反演得到的7区沉积层的P波速度为5.72km／s，6区沉积层和上地壳P波速度很接近，这和本文得到的东区沉积层速度5.78km／s，西区沉积层和上地壳P波速度相同的结果几乎一致.他们得到的6、7两区的地壳厚度分别为52.1、48.0km，和本文得到的54.6、47.9km非常接近.此外，两个模型都显示出下地壳厚度由西向东减小的特点.1986年开展的灵台—阿木去呼人工地震测深剖面东西向横穿本文的研究区域［4］，该剖面同样显示出下地壳厚度由西向东逐渐减小的特征，此外，该地壳速度结构显示，由西向东表层沉积层厚度增加，上地壳厚度约为15.0km，层速度为6.0～6.2km／s，和本文得到的上地壳P波速度接近，但是东区厚度小于本文的结果.中地壳层速度为6.30km／s，小于本文结果，西部厚度小于本文结果，但是东区厚度和本文接近.该剖面西区存在上地幔顶部速度为7.78km／s的低速部分，其余部分上地幔顶部速度为7.78～8.11km／s，这和本文得到的东、西两区上地幔顶部速度分别为8.05km／s、7.73km／s吻合.

对于青藏高原地壳增厚模式，人们尚存在不同的认识，Pan和Niu（2011）［37］最近对青藏高原东北缘和鄂尔多斯块体的接收函数反演结果表明青藏高原东北缘地壳泊松比较低，支持地壳缩短增厚模式.李永华等（2006）［38］对青藏高原东北缘开展的接收函数反演也得到类似结果，推断地壳的主要组成成分以中酸性岩石为主，地壳增厚可能主要是通过上地壳的叠置.Zheng等（2001）［39］通过青藏高原东北缘环境噪声成像认为秦岭造山带下部没有低速带，因此不存在地壳上地幔物质的向东流动.刘明军等（2008）［35］通过青藏高原东北缘地壳结构和组成研究，认为青藏块体地壳增厚主要发生在下地壳.本文中的西区位于青藏块体边缘，东区位于块体之间的过渡区域，波形反演结果显示西区地壳厚度比东区大6.7km，但是下地壳厚度差别明显，西区与东区分别为19.81、9.28km，显示青藏块体下部下地壳明显增厚的特征，而且西区下地壳由基性岩组成，东区主要由中性岩组成，因此本文结果支持研究区内青藏高原东北缘地壳增厚主要发生在下地壳的观点.

图5和图6给出了东区和西区各个台站观测波形与最终平均模型计算的理论地震波形的比较.从图中可以看到，两个区反演得到的平均模型预测的理论地震图与观测波形整体吻合较好.由于本文的平均模型为各向同性、横向均匀模型，没有考虑介质的各向异性和横向非均匀性影响，因此预测波形与观测波形尚存在一些差异，而且这种差异随着台站震中距离的增加而增加.尤其是位于西区的一些台站，例如LXT（临夏台）、TOR（同仁台）、HZT（合作台）震中距离很大，台站与震中之间的射线路径相近，它们的三分量波形的面波部分均表现出预测波形到时超前的现象，可能是由于在该路径上的各向异性和实际速度值比平均模型略微偏小所致.常利军等（2008）［40］利用远震SKS波分裂研究了本区上地幔各向异性特征，发现快波偏振方向与区内主要构造断裂走向基本一致.本文的三分量波形模拟结果显示出地壳内存在各向异性的可能，在韩国南部［25］和美国东北部［28］地壳结构区域地震波形反演中也发现了类似的现象，这将是未来需要深入探讨的课题.

6 结 论

本文利用2007年完成扩建的位于甘肃东南部及邻区的24个地震台站记录的2008年8月1日汶川地震的余震三分量全波形资料，开展了该地区两个分区的平均地壳速度结构模型反演.结果给出了两个分区的地壳分层P波速度模型、厚度及上地幔P波速度.波形反演采用了小生境遗传算法，将整个模型空间分为不同的种群，具有较高的全局优化能力和收敛速度，提高了波形反演的计算效率.

图5 东区11个台站上观测波形与最后反演模型计算的理论地震波形的比较黑线和红线分别表示观测与理论波形.其中ZHC台站的径向和切向分量由于噪声大没有用于反演.Fig.5 Comparison of synthetic waveforms from the final velocity model with the observed waveforms at the 11observation stations for the eastern regionBlack and red lines show the observed and synthetic waveforms，respectively.The radial and transverse components at ZHC station are not used in the inversion due to high level noise.

西区位于青藏块体边缘，东区位于青藏块体与周边其他块体的过渡带，最后的平均模型显示，两个区的整体地壳P波速度低于PREM模型给出的全球平均速度值，地壳厚度由西向东减小，尤其是下地壳厚度，两个区上、中地壳的平均P波速度非常接近，均由酸性岩和中性岩组成，下地壳P波速度差别较大，东区上地壳由酸性岩组成，中、下地壳由中性岩组成，西区上、中地壳由酸性岩、中性岩组成，下地壳由基性岩组成.本文的结果支持前人在该区和周边区域所得到的结论，并支持研究区内青藏高原东北缘地壳增厚主要发生在下地壳的观点.西区的上地幔顶部P波速度为7.73km／s，对应年轻的构造活动区，而东区为8.05km／s，对应稳定的古老地块.东区在上地壳上部存在厚约6.5km的沉积层，P波速度为5.78km／s，但是该沉积层在西部缺失.最终平均模型所预测的理论地震图和观测资料总体吻合程度较高，反映了最终模型的可靠性.由于本文模型中没有考虑介质各向异性和横向非均匀性的影响，因此，两者也存在一些差异.

图6 西区11个台站上观测波形与最后反演模型计算的理论地震波形的比较，黑线和红线分别表示观测与理论波形Fig.6 Comparison of synthetic waveforms from the final velocity model with the observed waveforms at the 11observation stations for the western region.Black and red lines show the observed and synthetic waveforms，respectively

本文所给出的甘肃东南部两个分区的一维地壳模型填补了该区域较小范围内的模型欠缺，可以应用于该地区的地震定位、震源矩张量反演、震后快速地面震动图计算、二维和三维精细速度结构反演.致 谢 感谢中国地震局甘肃区域地震台网提供波形资料.两位匿名评审专家在审阅稿件过程中提出了不少建设性的建议，一并表示衷心感谢.

（References）

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Crustal structure in southeastern Gansu from regional seismic waveform inversion

LI Shao－Hua1，2，WANG Yan－Bin1＊，LIANG Zi－Bin2，HE Shao－Lin2，ZENG Wen－Hao2
1 Department of Geophysics，School of Earth and Space Sciences，Peking University，Beijing，100871，China
2 Lanzhou Institute of Seismology，China Earthquake Administration，Lanzhou730000，China

We applied three－component full－waveform inversion combining niching genetic algorithm and reflectivity method to the southeastern Gansu and obtained average crustal structure for two regions.The western and eastern regions are located at the northeastern margin of Qinghai－Tibet plateau and its transition zone to the Ordos block.The waveform data was recorded by 24broadband permanent seismic stations implemented in 2007from an aftershock of Wenchuan earthquake occurred on August 1，2008.The final average models show that the western and eastern region has similar P－wave velocity in the upper and lower crust，which are composed of felsic and intermediate materials.The P－wave velocity is 6.96and 6.41km／s，and the thickness is 19.8and 9.3km at the lower crust for the western and eastern region，respectively.The total crustal thickness is 54.6and 47.9km for the western and eastern region.These results imply that the lower crust is composed of mafic in the western region and intermediate material in the eastern region，and support that the crust thickening in the Qinghai－Tibet block in the study region mainly occurred in the lower crust.The P－wave velocity for the upper mantle is 7.73km／s at the western and 8.05km／s at the eastern region，which corresponds to the young active tectonic region and old stable block，respectively.A sedimentary layer of 6.5km thick is found at the eastern region with P－wave velocity of 5.78km／s，but it is absent at the western region.Comparing with the global average crustal P－wave velocities given by PREM model，the crust in this region shows lower P－wave velocity values.

Waveform inversion，Crust structure，Regional earthquake，Southeastern Gansu

10.6038／j.issn.0001－5733.2012.04.015

P315

2011－02－25，2012－01－18收修定稿

国家自然科学基金（90814002，40874020，40821062）资助.

李少华，男，1981年出生，工程师，在职硕士研究生，主要从事地震学方面的研究.E－mail：lsh8111＠sina.com

＊通讯作者王彦宾，男，北京大学副教授，2000年获日本九州大学博士学位，主要从事计算地震学、地震波场正演、反演方面的教学与研究工作.E－mail：ybwang＠pku.edu.cn

李少华，王彦宾，梁子斌等.甘肃东南部地壳速度结构的区域地震波形反演.地球物理学报，2012，55（4）：1186－1197，

10.6038／j.issn.0001－5733.2012.04.015.

Li S H，Wang Y B，Liang Z B，et al.Crustal structure in southeastern Gansu from regional seismic waveform inversion.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2012，55（4）：1186－1197，doi：10.6038／j.issn.0001－5733.2012.04.015.

（本文编辑 胡素芳）