李少華，王彥賓，梁子斌，何少林，曾文浩

1 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院地球物理學(xué)系，北京 100871

2 中國地震局蘭州地震研究所，蘭州 730000

甘肅東南部地殼速度結(jié)構(gòu)的區(qū)域地震波形反演

李少華1，2，王彥賓1＊，梁子斌2，何少林2，曾文浩2

1 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院地球物理學(xué)系，北京 100871

2 中國地震局蘭州地震研究所，蘭州 730000

利用2007年完成擴(kuò)建的甘肅東南部及鄰近地區(qū)的24個寬頻帶固定地震臺站記錄到的2008年8月1日汶川地震余震的三分量地震全波形資料，采用小生境遺傳算法和反射率法結(jié)合的波形反演方法，給出了甘肅東南部兩個分區(qū)的地殼速度模型.西區(qū)和東區(qū)分別對應(yīng)青藏高原塊體和它與鄂爾多斯塊體之間的過渡帶，反演給出的平均模型顯示，兩個區(qū)上、中地殼的平均P波速度非常接近，由酸性巖和中性巖組成，下地殼P波速度差別較大，東區(qū)為6.41km／s，西區(qū)為6.96km／s，厚度相差也較大，東區(qū)為9.3km，西區(qū)為19.8km，地殼厚度由西向東減小，分別為54.6km和47.9km.顯示西區(qū)下地殼由基性巖組成，而東區(qū)下地殼由中性巖組成，支持研究區(qū)內(nèi)青藏高原東北緣地殼增厚主要發(fā)生在下地殼的觀點.西區(qū)的上地幔頂部P波速度為7.73km／s，對應(yīng)年輕的構(gòu)造活動區(qū)，而東區(qū)為8.05km／s，對應(yīng)穩(wěn)定的古老地塊.東區(qū)在上地殼上部存在厚約6.5km的沉積層，P波速度為5.78km／s，但是該沉積層在西部缺失.和PREM模型給出的全球平均地殼速度值相比，兩個分區(qū)的地殼速度值整體偏低.

波形反演，地殼結(jié)構(gòu)，區(qū)域地震，甘肅東南部

1 引 言

甘肅東南部地區(qū)位于青藏高原東北緣，青藏高原塊體與鄂爾多斯塊體、阿拉善塊體在這里交匯，由于活動的青藏高原塊體不斷的隆升和推擠作用，新構(gòu)造活動強烈，該地區(qū)處于南北地震帶中段，歷史上曾發(fā)生過多次中強地震［1－2］，青藏高原東北緣也是中國大陸東西與南北構(gòu)造結(jié)合部位和重要的構(gòu)造轉(zhuǎn)換區(qū)域［3］.因此，開展該地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)研究對青藏高原動力學(xué)研究以及該地區(qū)地震學(xué)研究有重要意義.20世紀(jì)80年代以來，在該地區(qū)開展的幾次主動源深地震測深研究揭示了地殼結(jié)構(gòu)的區(qū)域變化特征［4－9］.一些學(xué)者利用天然地震觀測資料，對該地區(qū)地殼和上地幔進(jìn)行了不同尺度的走時層析成像和接收函數(shù)反演［10－19］.這些研究成果深化了我們對該地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的認(rèn)識，為進(jìn)一步的深入研究奠定了基礎(chǔ).但是由于所用資料覆蓋時段和區(qū)域不同，以往研究所得到的結(jié)果之間尚存在差異［8，9］.因此，需要利用新的觀測資料進(jìn)一步深入開展該地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)研究.

隨著甘肅省區(qū)域數(shù)字地震臺網(wǎng)加密和擴(kuò)建工程的完成，2007年底甘肅東南部建立了一個臺站密度較大、覆蓋面較廣的寬頻帶數(shù)字地震臺網(wǎng).該臺網(wǎng)記錄了2008年汶川地震主震以及大量余震的高質(zhì)量波形資料，為開展該地區(qū)較小范圍內(nèi)地殼速度結(jié)構(gòu)研究提供了有利條件.在本文中，我們選擇2008年8月1日發(fā)生在研究區(qū)域邊界的一個汶川地震余震在研究區(qū)域及附近24個臺站上記錄的三分量波形資料，開展了該地區(qū)兩個分區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)的反演.由于三分量波形聯(lián)合反演具有非常強的非線性，為了避免反演結(jié)果陷入目標(biāo)函數(shù)的局部極小，我們采用小生境遺傳算法（NGA）對模型空間進(jìn)行搜索.波形正演采用了反射率方法，這種方法具有精度高、計算速度快的優(yōu)點.由于以往研究成果的覆蓋區(qū)域較大，本文結(jié)果所給出的甘肅東南部兩個分區(qū)的一維地殼模型填補了研究區(qū)較小范圍內(nèi)的模型欠缺.基于所得到的兩個分區(qū)的地殼模型，給出了其所隱含的地質(zhì)與地球物理解釋.

2 研究區(qū)域與觀測數(shù)據(jù)預(yù)處理

本文研究區(qū)域位于甘肅東南部，研究中用到的地震波形資料記錄來自于2007年完成擴(kuò)建的甘肅省地震局及鄰近的青海省地震局、寧夏自治區(qū)地震局和陜西省地震局所布設(shè)的24臺寬頻帶數(shù)字地震儀臺站，臺站分布位置見圖1.王周元等（1996）利用天然地方震及近震P、S波到時資料反演給出了甘肅分區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)［16］.他們根據(jù)區(qū)域構(gòu)造特征，將本研究區(qū)的西部和東部分別劃分為兩個獨立區(qū)域，給出了兩個分區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu).在此基礎(chǔ)上，我們根據(jù)研究區(qū)內(nèi)構(gòu)造分區(qū)，將本文所用臺站覆蓋區(qū)域以大約104.7N為界劃分為東西兩個區(qū)域.東部區(qū)域包括12個臺站，位于鄂爾多斯地塊與青藏地塊之間的過渡帶，區(qū)內(nèi)主要斷裂的分布為近EW向或NEE向，西部區(qū)域包括12個臺站，位于青藏塊體的東北邊緣，區(qū)內(nèi)由北向南劃分為祁連塊體、柴達(dá)木塊體和巴顏喀拉塊體，主要斷裂構(gòu)成了塊體的邊界，呈現(xiàn)NWW到NW向的弧形分布（圖1）.這兩個分區(qū)的地貌發(fā)育存在明顯差異，反映了其構(gòu)造活動的不同［20］.GPS數(shù)據(jù)給出的青藏高原東北緣水平運動速度場也反映出這兩個分區(qū)明顯的差異［21］.

圖1 甘肅東南部及鄰近地區(qū)固定臺站分布位置和震中位置.震源機制圖表示震中位置，藍(lán)色三角是西區(qū)臺站，藍(lán)色方塊是東區(qū)臺站.I：祁連塊體，II：柴達(dá)木塊體，III：巴顏喀拉塊體，IV：鄂爾多斯地塊，V：華南地塊［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］

圖2 不同震中距離臺站上原始三分量速度記錄的波形（黑色）和經(jīng)過數(shù)據(jù)預(yù)處理后用于反演的三分量波形（紅色）上面和下面的三幅圖分別表示西區(qū)和東區(qū)臺站的例子.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.

地震事件選取的是2008年8月1日發(fā)生在四川甘肅交界處（104.72°E，32.04°N）的震級為MS5.7的地震（圖1），地震參數(shù)和震源機制采用哈佛大學(xué)CMT解（表1）.該地震位于研究區(qū)兩個分區(qū)的邊界，震源深度為21km，地震事件和臺站的距離在50～420km之間，地震震中到不同方位角臺站的路徑很好地覆蓋了研究區(qū)域.考慮到震源深度和上述臺站的震中距離，地震波形資料清晰地記錄了直達(dá)P、S波，首波Pn，地殼內(nèi)部的反射與轉(zhuǎn)換震相，以及后續(xù)面波，所記錄的這些體波和面波震相主要在兩個區(qū)域的地殼中傳播，可以給出地殼速度結(jié)構(gòu)很好的約束.在美國西部和南美洲南端的研究中，由于資料所限，只使用了兩個分量的波形進(jìn)行反演［22－23］.在最近對川滇地區(qū)、韓國南部、意大利全國、美國東北部、安第斯山脈中南段及弧后地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)反演中，由于高質(zhì)量波形資料的獲得，均使用了三分量波形資料［24－28］.本文中所使用的觀測臺站提供的三分量波形資料中，除了極個別分量噪聲較強以外，基本上都有很好的信噪比，因此，我們采用這些臺站的三分量波形資料開展反演.對獲得的原始三分量速度記錄去除儀器響應(yīng)，去除平均值與線性趨勢，然后濾波，最后將兩個水平分量按照臺站方位角旋轉(zhuǎn)為徑向和切向分量.通過包含直達(dá)P波到完整面波的時間窗截取處理后的三分量波形作為觀測資料，在反演中和理論地震圖進(jìn)行比較.其中PWU臺站的三個分量、WDT臺站的三個分量、ZHC臺站的徑向和切向分量由于信噪比比較低，震相到時不清晰，沒有使用.最后共有24個臺站的64個分量的波形資料參與反演，其中垂直分量22個，徑向分量21個，切向分量21條.圖2給出了東西兩個分區(qū)不同震中距離的臺站上原始三分量速度記錄的波形，以及經(jīng)過數(shù)據(jù)預(yù)處理后用于反演的三分量波形.參考最近的區(qū)域波形反演研究工作通常的做法［23，26－27］，我們采用10～50s的巴特沃斯帶通濾波器對去除儀器響應(yīng)后的波形資料進(jìn)行濾波.之所以選擇帶通濾波，是因為原始波形的高頻部分主要受到介質(zhì)小尺度橫向非均勻性的影響，我們反演的模型為區(qū)域一維速度結(jié)構(gòu)，模型中沒有包含這些高頻部分的影響.另外，波形的很長周期成分，由于去除儀器響應(yīng)的影響使得噪聲被放大而影響到信號本身，因此需要將很低頻成分濾掉［23］.

表1 本文中所用汶川地震余震的參數(shù)Table 1 Parameters for the aftershock of Wenchuan earthquake used in this study

3 用NGA方法進(jìn)行波形反演

地震波形反演具有強烈的非線性特征，傳統(tǒng)的反演大多采用諸如最速降下法、共軛梯度法、線性化的最小二乘法等局部最優(yōu)化方法.這些方法的反演結(jié)果對初始模型的選取有很強的依賴性，如果初始模型遠(yuǎn)離目標(biāo)函數(shù)的全局極小，反演結(jié)果則很容易陷入局部極小.格點搜索方法對于波形反演這樣模型參數(shù)較多的非線性問題計算效率比較低.因此，最近的區(qū)域波形反演大多采用計算效率較高，同時又容易找到目標(biāo)函數(shù)全局極小的全局最優(yōu)化方法.

遺傳算法（GA）是一種在整個模型空間進(jìn)行隨機搜索的全局最優(yōu)化方法，它不依賴于初始模型的選取，因此適宜于區(qū)域波形反演這種多參數(shù)、目標(biāo)函數(shù)形態(tài)復(fù)雜的非線性反演問題.在反演參數(shù)設(shè)定合理的情況下，GA最終會收斂到目標(biāo)函數(shù)值極小的模型［29］.王夫運和張先康（2006）應(yīng)用GA進(jìn)行了地震測深資料的體波波形反演［30］.吳建平等（1998）應(yīng)用GA開展了寬頻帶體波波形的反演，研究了青藏高原上地幔速度結(jié)構(gòu)［31］.吳建平等（2006）進(jìn)一步將GA用于川滇地區(qū)地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的區(qū)域地震波形反演研究［24］.此外，GA還被成功地用于美國西部地區(qū)、韓國南部、意大利全國的區(qū)域?qū)掝l帶波形反演中［22－23，25－26］.

在本文中，我們采用小生境遺傳算法（Niching Genetic Algorithms，NGA）進(jìn)行區(qū)域波形反演.在傳統(tǒng)GA反演的后期，所產(chǎn)生的模型都集中在全局極小附近的區(qū)域，適應(yīng)度相差不大，導(dǎo)致搜索速度與收斂速度慢.NGA較好地克服了上述GA的缺點，它可以同時搜索目標(biāo)函數(shù)的全局和局部極小，具有很高的全局優(yōu)化能力和收斂速度，特別適合于復(fù)雜多峰函數(shù)的優(yōu)化問題［32］.NGA反演的主要步驟包括：首先將整體模型劃分為幾個種群，每個種群中包含相同數(shù)量的模型，在每一個種群中進(jìn)行GA反演.然后在每個種群中，以及種群之間進(jìn)行雜交、變異，產(chǎn)生出每一個種群中新一代的模型.重復(fù)以上步驟直到預(yù)先設(shè)置的代數(shù)為至，最后結(jié)果給出每個種群中的最優(yōu)模型.在反演過程中，利用罰函數(shù)使得各個種群中的最優(yōu)模型相互不同，因此各個種群中的模型分別集中在模型空間的不同部分.參數(shù)設(shè)置合理的情況下，NGA最終會搜索到目標(biāo)函數(shù)的全局極小，同時在不同的種群中找到其他的局部極小，便于我們確認(rèn)非線性目標(biāo)函數(shù)的全局特征.NGA相當(dāng)于在模型空間的幾個不同子空間并行地進(jìn)行GA反演，各個并行的GA之間又進(jìn)行相互競爭，因此它不同于通常情況下對整個模型空間重復(fù)多次地運行GA反演，搜索效率和收斂速度比傳統(tǒng)的GA要高.NGA曾被成功地應(yīng)用于震源機制的波形反演和南美洲南部地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)波形反演［22，32］.

在本文的波形反演中，所采用的地殼模型為層狀、各向同性介質(zhì)，需要反演的模型參數(shù)為上、中、下地殼的P波速度值與厚度，以及地殼上覆沉積層的P波速度、厚度與上地幔頂部P波速度值.反演所采用的目標(biāo)函數(shù)是時間域理論地震圖與實際記錄地震圖的均方根殘差和波形互相關(guān)函數(shù)的加權(quán)組合，形式為

（1）式中的第一項由觀測波形與正演計算的理論波形的均方根殘差構(gòu)成，表示了兩個波形之間振幅的差異，其中Oij表示觀測數(shù)據(jù)在第i個分量上第j個時間采樣點上的振幅，Sij表示正演計算的理論地震圖在第i個分量上第j個時間采樣上的振幅.第二項由理論波形與觀測波形之間的互相關(guān)函數(shù)構(gòu)成，它表示了理論與觀測波形之間的相似程度，保留了波形的相位信息，同時也包含了對震相到時的敏感性.其中

Oi和Si分別表示第i條理論和觀測波形.在目標(biāo)函數(shù)中同時采用波形的均方根殘差和互相關(guān)函數(shù)，可以盡可能地考慮波形振幅、相位、到時的影響，更適合于實際觀測資料的反演.w是用來平衡波形數(shù)據(jù)均方根殘差和波形互相關(guān)數(shù)據(jù)誤差的權(quán)重參數(shù)，Nw是波形數(shù)據(jù)的條數(shù).

4 數(shù)值測試

我們利用給定的地殼速度模型，計算理論地震圖，然后進(jìn)行反演，通過最后反演得到的模型和已知模型的對比，檢驗本文的NGA波形反演的可行性與精度.在數(shù)值測試中選取的理論速度模型如圖3和表2所示，所采用的震源位置、震源機制解和本文中實際地震的參數(shù)相同，震源深度為21.0km，利用反射率方法［33］計算出本文所用的東部12個臺站上的三分量理論地震圖做為“觀測”數(shù)據(jù).

理論速度模型分為沉積層、上、中、下地殼，層厚分別是1.5、10.0、20.0和18.0km，其P波速度分別是4.0、6.0、6.25、6.95km／s，上地幔頂部的P波速度為8.1km／s，我們假設(shè)介質(zhì)為泊松體，取Vp／Vs為1.73，由此確定每一層的S波速度值，介質(zhì)密度為2.65、2.75、2.8、3.1、3.37g／cm3.需要反演的模型參數(shù)為沉積層、上、中、下地殼的P波速度值與層厚，以及上地幔頂部的P波速度值.在反演參數(shù)設(shè)置中，我們所采用的參數(shù)取值范圍為：P波速度模型范圍為真實模型的±0.50km／s，層厚為真實模型的±25%.NGA算法在以上范圍內(nèi)來隨機地產(chǎn)生初始模型，然后進(jìn)行反演，直到完成預(yù)先設(shè)置的代數(shù)為止.我們用5個隨機的seed值進(jìn)行5次NGA反演，每個反演運行200代，設(shè)置種群數(shù)為10個，每個族群中的模型也為10個，這樣一共產(chǎn)生20000個模型用來擬合波形.通過5次反演給出的最佳模型的平均給出最后的平均模型及其均方差.

圖3 數(shù)值測試模型對比藍(lán)線和紅線分別表示給定理論模型和反演得到的平均模型，黑線表示反演平均模型的一個均方差取值范圍，虛線表示反演參數(shù)設(shè)置時所給出的取值范圍.（a）三分量反演結(jié)果；（b）二分量（徑向與垂直分量）反演結(jié)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 理論模型三分量反演和二分量反演結(jié)果對比Table 2 Comparison of 3－component and 2－component waveform inversion for the theoretical model

最后給出的平均模型如表2所示，圖3a中給出了最后平均模型和已知模型的對比.可以看到，兩者非常接近，反映了NGA波形反演的精度與可靠性很好.

為了檢驗本文所用三分量反演的可靠性，我們采用相同的數(shù)據(jù)開展了兩個分量的反演.所采用的兩個分量為徑向與垂直分量，反演中用到的其他參數(shù)與上述三分量反演相同.通過5次反演給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，圖3b給出了二分量反演的最后平均模型和已知模型的對比.比較三分量和二分量反演結(jié)果可以看到，兩者都和給定模型非常接近，兩者所得到的各層P波速度和給定模型的誤差均小于1%，三分量反演給出的厚度最大誤差是3.5%（上地殼），二分量給出的最大厚度誤差是2.1%（下地殼）.三分量反演得到的地殼總厚度為50.4km，誤差為1.8%，二分量反演得到的地殼總厚度為49.7km，誤差為0.4%.上述結(jié)果表明，和二分量反演相比，三分量反演由于增加了需要擬合的數(shù)據(jù)量，因此所得到的模型和給定模型的差別稍大一些，但是兩者沒有明顯差異，說明本文所采用的三分量波形反演具有較好的的精度與可靠性.

5 甘肅東南部的應(yīng)用

我們利用上述小生境遺傳算法反演甘肅東南部的地殼速度結(jié)構(gòu)，根據(jù)研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造分區(qū)和臺站所處位置，我們將其劃分為兩個區(qū)，西區(qū)位于青藏塊體的東北邊緣，東區(qū)位于華南地塊、鄂爾多斯地塊與青藏塊體的過渡區(qū)域，每個區(qū)包含12個地震臺站（圖1）.反演參數(shù)為兩個區(qū)的沉積層、上、中、下地殼的P波速度和厚度，以及上地幔頂部的P波速度.介質(zhì)密度由PREM模型和Crust2.0模型給出，分別為2.65、2.75、2.8、3.1、3.37g／cm3.震源參數(shù)由哈佛大學(xué)CMT解給出（表1）.

東西兩個區(qū)采用相同的反演參數(shù)取值范圍，對于沉積層、上、中、下地殼，P波速度的取值范圍分別為5.41～6.41、5.57～6.57、5.96～6.96、6.18～7.18km／s，厚度的取值范圍分別為1.0～15.0、5.0～18.0、5.0～18.0、5.0～25.0km，上地幔頂部P波速度取值范圍為7.38～8.38km／s.反演時在以上范圍內(nèi)隨機地產(chǎn)生初始模型.采用5個隨機的seed值進(jìn)行5次NGA反演，每個反演運行500代，族群數(shù)和每個族群中的模型均為10個，這樣一共有50000個模型用來擬合波形.最后，采用5次反演得到的最佳模型的平均給出兩個分區(qū)的平均模型及其均方差.

圖4給出了兩個分區(qū)帶有誤差邊界的平均模型，即最終產(chǎn)出模型.表3列出了兩個分區(qū)的平均模型和誤差范圍.西區(qū)沉積層、上、中、下地殼的平均P波速度分別為6.20、6.19、6.71、6.96km／s，厚度分別是10.40、14.64、9.78、19.81km，地殼總厚度是54.6km，上地幔頂部P波速度為7.73km／s.東區(qū)沉積層、上、中、下地殼的平均P波速度分別為5.78、6.28、6.80、6.41km／s，厚度分別是6.47、17.30、14.83、9.28km，地殼總厚度是47.9km，上地幔頂部平均P波速度為8.05km／s.和全球平均PREM模型所給出的地殼上地幔速度值相比，本文兩個分區(qū)的速度值都偏低，反映出青藏高原東北緣和周邊過渡帶構(gòu)造活動的特征.Liu等（2006）［34］利用P波速度確定了青藏高原東北緣地殼組成，根據(jù)他們的推斷方法，本研究區(qū)的西區(qū)不存在表層沉積層，上地殼由酸性巖構(gòu)成，厚度達(dá)到25.0km，中地殼為中性巖，厚度為9.78km，下地殼為基性巖，厚度為19.81km.東區(qū)表層存在速度較低的沉積層，厚度為6.5km，上地殼為酸性巖，厚度為17.3km，中地殼為中性巖，厚度14.8km，下地殼平均P波速度略低于中地殼，由中性巖組成，厚度為9.3km.

圖4 甘肅東南部兩個分區(qū)最終平均模型（a，b）分別為東、西兩區(qū)的模型.粗黑線表示平均模型，虛線表示反演平均模型的一個均方差取值范圍.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 甘肅東南部兩個分區(qū)的平均模型Table 3 The final average models for the two regions in southeastern Gansu

比較兩個區(qū)域的平均速度模型可以發(fā)現(xiàn)，東區(qū)在上地殼上部存在厚約6.5km的沉積層，P波速度為5.78km／s，但是該沉積層在西部缺失.這和陳九輝等（2005）［17］在相鄰區(qū)域利用遠(yuǎn)震接收函數(shù)所得到的結(jié)果一致.兩個區(qū)上地殼的平均P波速度非常接近（東區(qū)6.28km／s，西區(qū)6.20km／s），都由酸性巖組成，厚度有差別，東區(qū)厚度為17.3km，西區(qū)為25.0km，但是從地表到上地殼底界的總厚度基本相同.兩個區(qū)的中地殼P波速度接近（東區(qū)6.80km／s，西區(qū)6.71km／s），都由中性巖組成，厚度分別為14.8和9.8km，由西向東增厚.兩個區(qū)的下地殼P波速度差別較大，東區(qū)為6.41km／s，由中性巖組成，而西區(qū)為6.96km／s，由基性巖組成.劉明軍等（2008）［35］在利用本區(qū)相鄰區(qū)域人工地震剖面研究青藏高原東北緣地殼組成時，發(fā)現(xiàn)鄂爾多斯地塊與青藏高原地塊之間的過渡帶下部的下地殼主要由中性巖組成，而青藏地塊底部的下地殼則存在厚度很大的基性巖，這和本文東西兩區(qū)下地殼的速度結(jié)構(gòu)和所反映的組成一致.本文反演得到的兩個區(qū)的下地殼厚度相差較大，東區(qū)為9.3km，西區(qū)為19.8km，相鄰區(qū)域接收函數(shù)［17］和人工地震測深［35－36］的結(jié)果也揭示了相同的特征.西區(qū)的上地幔頂部P波速度為7.73km／s，而東區(qū)為8.05km／s，郭彪等（2004）［13］對青藏高原東北緣－鄂爾多斯地殼上地幔層析成像結(jié)果顯示，青藏高原東北緣上地幔P波平均速度低（7.8km／s），而鄂爾多斯地塊及其過渡帶的上地幔P波平均速度高，接收函數(shù)反演結(jié)果［17］也給出了類似的變化趨勢，這些和本文所得到的上地幔頂部P波速度變化一致，反映了青藏高原塊體屬于年輕構(gòu)造活動區(qū)，而鄂爾多斯屬于穩(wěn)定古老地塊的特征.研究區(qū)地殼厚度由西向東減小，分別為54.6、47.9km，和接收函數(shù)［17－18］、人工地震測深［6－8，35－36］所得到的結(jié)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波到時資料反演了甘肅7個分區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)，他們給出的6、7兩區(qū)分別對應(yīng)本文中的西區(qū)和東區(qū).由于他們只利用了震相到時資料，而且當(dāng)時臺站密度小于本文所用的臺站，所以得到的模型和本文有些差別，但是模型的總體特征接近.他們反演得到的7區(qū)沉積層的P波速度為5.72km／s，6區(qū)沉積層和上地殼P波速度很接近，這和本文得到的東區(qū)沉積層速度5.78km／s，西區(qū)沉積層和上地殼P波速度相同的結(jié)果幾乎一致.他們得到的6、7兩區(qū)的地殼厚度分別為52.1、48.0km，和本文得到的54.6、47.9km非常接近.此外，兩個模型都顯示出下地殼厚度由西向東減小的特點.1986年開展的靈臺—阿木去呼人工地震測深剖面東西向橫穿本文的研究區(qū)域［4］，該剖面同樣顯示出下地殼厚度由西向東逐漸減小的特征，此外，該地殼速度結(jié)構(gòu)顯示，由西向東表層沉積層厚度增加，上地殼厚度約為15.0km，層速度為6.0～6.2km／s，和本文得到的上地殼P波速度接近，但是東區(qū)厚度小于本文的結(jié)果.中地殼層速度為6.30km／s，小于本文結(jié)果，西部厚度小于本文結(jié)果，但是東區(qū)厚度和本文接近.該剖面西區(qū)存在上地幔頂部速度為7.78km／s的低速部分，其余部分上地幔頂部速度為7.78～8.11km／s，這和本文得到的東、西兩區(qū)上地幔頂部速度分別為8.05km／s、7.73km／s吻合.

對于青藏高原地殼增厚模式，人們尚存在不同的認(rèn)識，Pan和Niu（2011）［37］最近對青藏高原東北緣和鄂爾多斯塊體的接收函數(shù)反演結(jié)果表明青藏高原東北緣地殼泊松比較低，支持地殼縮短增厚模式.李永華等（2006）［38］對青藏高原東北緣開展的接收函數(shù)反演也得到類似結(jié)果，推斷地殼的主要組成成分以中酸性巖石為主，地殼增厚可能主要是通過上地殼的疊置.Zheng等（2001）［39］通過青藏高原東北緣環(huán)境噪聲成像認(rèn)為秦嶺造山帶下部沒有低速帶，因此不存在地殼上地幔物質(zhì)的向東流動.劉明軍等（2008）［35］通過青藏高原東北緣地殼結(jié)構(gòu)和組成研究，認(rèn)為青藏塊體地殼增厚主要發(fā)生在下地殼.本文中的西區(qū)位于青藏塊體邊緣，東區(qū)位于塊體之間的過渡區(qū)域，波形反演結(jié)果顯示西區(qū)地殼厚度比東區(qū)大6.7km，但是下地殼厚度差別明顯，西區(qū)與東區(qū)分別為19.81、9.28km，顯示青藏塊體下部下地殼明顯增厚的特征，而且西區(qū)下地殼由基性巖組成，東區(qū)主要由中性巖組成，因此本文結(jié)果支持研究區(qū)內(nèi)青藏高原東北緣地殼增厚主要發(fā)生在下地殼的觀點.

圖5和圖6給出了東區(qū)和西區(qū)各個臺站觀測波形與最終平均模型計算的理論地震波形的比較.從圖中可以看到，兩個區(qū)反演得到的平均模型預(yù)測的理論地震圖與觀測波形整體吻合較好.由于本文的平均模型為各向同性、橫向均勻模型，沒有考慮介質(zhì)的各向異性和橫向非均勻性影響，因此預(yù)測波形與觀測波形尚存在一些差異，而且這種差異隨著臺站震中距離的增加而增加.尤其是位于西區(qū)的一些臺站，例如LXT（臨夏臺）、TOR（同仁臺）、HZT（合作臺）震中距離很大，臺站與震中之間的射線路徑相近，它們的三分量波形的面波部分均表現(xiàn)出預(yù)測波形到時超前的現(xiàn)象，可能是由于在該路徑上的各向異性和實際速度值比平均模型略微偏小所致.常利軍等（2008）［40］利用遠(yuǎn)震SKS波分裂研究了本區(qū)上地幔各向異性特征，發(fā)現(xiàn)快波偏振方向與區(qū)內(nèi)主要構(gòu)造斷裂走向基本一致.本文的三分量波形模擬結(jié)果顯示出地殼內(nèi)存在各向異性的可能，在韓國南部［25］和美國東北部［28］地殼結(jié)構(gòu)區(qū)域地震波形反演中也發(fā)現(xiàn)了類似的現(xiàn)象，這將是未來需要深入探討的課題.

6 結(jié) 論

本文利用2007年完成擴(kuò)建的位于甘肅東南部及鄰區(qū)的24個地震臺站記錄的2008年8月1日汶川地震的余震三分量全波形資料，開展了該地區(qū)兩個分區(qū)的平均地殼速度結(jié)構(gòu)模型反演.結(jié)果給出了兩個分區(qū)的地殼分層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遺傳算法，將整個模型空間分為不同的種群，具有較高的全局優(yōu)化能力和收斂速度，提高了波形反演的計算效率.

圖5 東區(qū)11個臺站上觀測波形與最后反演模型計算的理論地震波形的比較黑線和紅線分別表示觀測與理論波形.其中ZHC臺站的徑向和切向分量由于噪聲大沒有用于反演.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.

西區(qū)位于青藏塊體邊緣，東區(qū)位于青藏塊體與周邊其他塊體的過渡帶，最后的平均模型顯示，兩個區(qū)的整體地殼P波速度低于PREM模型給出的全球平均速度值，地殼厚度由西向東減小，尤其是下地殼厚度，兩個區(qū)上、中地殼的平均P波速度非常接近，均由酸性巖和中性巖組成，下地殼P波速度差別較大，東區(qū)上地殼由酸性巖組成，中、下地殼由中性巖組成，西區(qū)上、中地殼由酸性巖、中性巖組成，下地殼由基性巖組成.本文的結(jié)果支持前人在該區(qū)和周邊區(qū)域所得到的結(jié)論，并支持研究區(qū)內(nèi)青藏高原東北緣地殼增厚主要發(fā)生在下地殼的觀點.西區(qū)的上地幔頂部P波速度為7.73km／s，對應(yīng)年輕的構(gòu)造活動區(qū)，而東區(qū)為8.05km／s，對應(yīng)穩(wěn)定的古老地塊.東區(qū)在上地殼上部存在厚約6.5km的沉積層，P波速度為5.78km／s，但是該沉積層在西部缺失.最終平均模型所預(yù)測的理論地震圖和觀測資料總體吻合程度較高，反映了最終模型的可靠性.由于本文模型中沒有考慮介質(zhì)各向異性和橫向非均勻性的影響，因此，兩者也存在一些差異.

圖6 西區(qū)11個臺站上觀測波形與最后反演模型計算的理論地震波形的比較，黑線和紅線分別表示觀測與理論波形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

本文所給出的甘肅東南部兩個分區(qū)的一維地殼模型填補了該區(qū)域較小范圍內(nèi)的模型欠缺，可以應(yīng)用于該地區(qū)的地震定位、震源矩張量反演、震后快速地面震動圖計算、二維和三維精細(xì)速度結(jié)構(gòu)反演.致 謝 感謝中國地震局甘肅區(qū)域地震臺網(wǎng)提供波形資料.兩位匿名評審專家在審閱稿件過程中提出了不少建設(shè)性的建議，一并表示衷心感謝.

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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

國家自然科學(xué)基金（90814002，40874020，40821062）資助.

李少華，男，1981年出生，工程師，在職碩士研究生，主要從事地震學(xué)方面的研究.E－mail：lsh8111＠sina.com

＊通訊作者王彥賓，男，北京大學(xué)副教授，2000年獲日本九州大學(xué)博士學(xué)位，主要從事計算地震學(xué)、地震波場正演、反演方面的教學(xué)與研究工作.E－mail：ybwang＠pku.edu.cn

李少華，王彥賓，梁子斌等.甘肅東南部地殼速度結(jié)構(gòu)的區(qū)域地震波形反演.地球物理學(xué)報，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.

（本文編輯 胡素芳）