1927年古浪8级地震发生在青藏高原北部边缘的祁连山—河西走廊构造带内, 位于大黄山—冷龙岭北北西向隆起带和武威压陷盆地的结合部位(侯康明等，1999).是继1920年海原8.5级地震之后发生在青藏高原东北缘的又一次特大地震(邓起东等，1987；田勤俭和丁国瑜，1998；刘启民等，2014；邓起东等，2014).这次地震以甘肃古浪、凉州(今武威)受灾最重, 受灾区域纵长600 km，宽约200 km(顾功叙等，1983).尽管此次地震造成了大面积的地震灾害和人员伤亡，但至今发现的地震破裂带却很短，与同样发生在青藏高原东北缘地区的同级别地震在构造特征上有着明显的差异(杨兴悦等，2016).

前人通过地震地质调查(贾云鸿，1988；侯康明等，1999)、数值模拟(侯康明等，1998；郑文俊等，2004)、断层面参数解(Nabelek，1984；刘白云等，2015)、电磁测深(张云琳等, 1988；詹艳等，2008)、小震重新定位(董宗明和刘白云，2017)和静态库仑应力变化(刘方斌等，2014)等多种地质和地震学手段对此次地震的发震断裂、形成机制、深部构造特征等做了一定程度的研究.较为一致地是认为在北东—南西向挤压应力作用下在皇城—双塔活动断裂带和武威—古浪活动断裂带交汇处形成应力汇集区破裂后造成了此次地震.但对诸如震区其他断裂是否参与了此次地震、孕震过程、地震地表破裂长度、破裂性质及形成机制等方面仍存有重大分歧.

地震精确定位和层析成像研究被认为是研究地下隐伏断裂、获得深部介质结构的重要方法(Waldhauser and Ellsworth, 2000, 2002；吴建平等, 2009, 2013；邓文泽等, 2014).Zhang和Thurber(2003)提出了双差地震层析成像方法.这种方法是对地震事件进行双差定位获得事件的绝对和相对到时资料的基础上进行的，由于联合使用多种到时信息，在对单次强震后有大量余震发生的震源区成像时可获得相比常规地震层析成像更为精确的速度结构，因此此方法迅速被广泛应用(于湘伟等，2010；王长在等，2013；王小娜等，2015).

本文将利用双差地震层析成像方法结合P波绝对到时数据和相对到时数据联合反演古浪震源区及邻区地壳P波速度结构及震源参数，并分析震源区的小震分布特征，这对于深入了解古浪地震的孕震过程、深部介质条件有着重要意义.

本文收集了距离古浪8级主震400 km内甘肃及周边测震台网共67个台站记录到研究区域(三维速度模型研究范围)的2000年1月1日—2015年8月29日观测资料.所用台站包括甘肃省地震台网30个固定台、内蒙古自治区地震台网2个固定台、宁夏自治区地震台网11个固定台、青海省地震台网的10个固定台和14个流动台站(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域所用台站分布图 黑色五角星表示古浪主震，蓝三角表示地震台站，红线表示断裂. Fig. 1 Distribution of seismic stations used in this study The black star denote Gulang mainshock, blue triangles denote seismic stations, red lines denote faults.

本文采用了Zhang和Thurber(2003, 2006)提出的双差地震层析成像方法，其基本思路为首先对收集到的研究区地震资料进行双差定位，然后用再次定位形成的绝对到时和相对到时资料进行成像计算.

三维速度模型研究区域的地理范围为37.0°N—38.4°N，101.4°E—103.4°E(图 2).基于甘肃及周边地震台网产出的观测报告，我们收集到研究区初始地震事件为8052条(2000年1月1日—2015年8月29).由于数据的选取关系到反演结果的准确性，需要对上述资料重新筛选，筛选原则为仅选取震级M_L≥0.5，走时残差≤0.5 s地震事件的震相数据，同时保证这样的地震至少被4个以上台站记录到.最终挑选出5075次地震事件，震级范围M_L0.5~5.9，初始震源深度分布范围0~48 km.然后对挑选出的地震数据进行双差定位，在地震对匹配时要求地震对之间最大距离为10 km，每个地震最多可以和30个地震组成地震对.4592次地震获得了重新定位(图 2)，绝对到时有66277条，P波相对到时数据有904165条.之后这些绝对到时数据和相对到时数据将用于双差地震层析成像反演计算.重新定位后地震走时残差均方根由定位前的267 ms降为67 ms.根据前后单个地震走时均方根残差分布统计可以看出，重定位前地震走时残差主要位于80~520 ms，而定位后地震均方根残差显著降低，主要集中在0~120 ms之间(图 3).

图 2

Fig. 2

图 2 重新定位地震震源及网格节点分布图 红色五角星表示古浪主震，圆表示重定位地震，十字表示网格节点, F1:皇城—双塔断裂，F2:武威—古浪断裂，F3:西海原断裂. Fig. 2 Distribution of relocated events and grid nodes The red star denotes Gulang mainshock, circles denote relocated events, dark magenta crosses denote grid nodes, F1: Huangcheng-Shuangta fault, F2: Wuwei-Gulang fault, F3: Western Haiyuan fault.

图 3

Fig. 3

图 3 定位前后0~600 ms范围内地震走时残差均方根直方图 (a)重定位前; (b)重定位后. Fig. 3 Histograms of travel time residual RMS between 0~600 ms before and after relocation (a) Before relocation; (b) After relocation.

双差层析成像方法其基本基础理论如下：

震源i到台站k的体波观测到时T基于射线理论可描述为下述积分路径：

(1)

其中τⁱ为第i个震源的初始地震发生时刻，T_kⁱ是第i个震源到k个台站的走时，u为慢度矢量.由于上述公式为非线性关系，若用Taylor展开对上述方程做线性化处理，在三维模型中就可以把(1)式写成一个线性的等式：

(2)

同样道理，对于第j个地震到k个观测站，也可以写成：

(3)

因此，在相同的观测点k，地震间有下述关系：

(4)

r_kⁱ-r_k^j称为双差，是两个相邻地震观测到时和理论到时之差.可通过利用到时数据求解上述方程，当两个地震距离较近时，可认为它们到达台站的路径是相同的.震源区的精细速度结构可利用双差定位结果中的到时差数据确定，震源区外的直接利用绝对走时数据确定.这样可使用两种类型的走时数据，因此双差地震层析成像方法可以得到更精确的速度结构(Zhang and Ellsworth, 2003, 2006).

我们根据所选用的地震资料的数量和质量、地震震中和台站分布情况确定节点间距，以便使尽可能多的节点处有较好的分辨率.通过尝试不同的网格间隔(0.5°×0.5°、0.3°×0.3°、0.2°×0.2°及0.1°×0.1°)，发现古浪震源区在0.1°×0.1°时仍有较好的分辨能力，而在研究区域周边由于射线相对较少，分辨能力不高，故在震源区外围加大了网格间隔，按0.2°×0.2°划分(图 2).垂直向节点分别位于0 km、6 km、10 km、15 km、20 km、25 km.本文反演采用的初始模型(图 4)参考了该地区人工地震、层析成像等研究结果(李松林等，2002；周民都，2006)，空间任意点的速度值利用线性插值求得.

图 4

Fig. 4

图 4 层析成像反演中采用的初始一维P波速度模型 Fig. 4 1-D initial P-wave velocity model used for tomography inversion

本文反演结果的分辨能力测试采用常用的检测板方法，其原理参考了Zhang和Ellsworth(2003, 2006)和Zhao等(1992)的思路，即在初始P波参考速度模型之上叠加±相间的扰动量，根据已收集地震和台站间的关系正演供分辨率测试的理论走时数据，类似于反演方法使用该数据进行成像.通过异常的恢复情况测试地震数据的分辨能力.

检测板测试结果如图 5所示.由图中可以看出，在0~25 km范围内，特别是古浪地震震源区内，获得了较好的分辨，这是因为天然地震数据在该区分布集中且加之多样到时数据的联合使用，射线覆盖较为密集，从而获得数据的分辨能力得到很大的提高，这样得到震源区更精细的速度结构.鉴于数据的分辨能力，本文主要讨论古浪地震震源区内25 km以上P波速度结构.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区域内不同深度处的检测板结果分布图 Fig. 5 Results of checkboard test at different depth in the study area

图 6给出了古浪地震区及周边区域0~25 km深度的速度异常分布图.可以看出古浪地震震源区内P波速度表现出强烈的横向不均匀性.在0 km(近地表)深度的速度异常图上，古浪大部分地区P波速度异常以低速为主，但沿着皇城—双塔断裂表现为P波高、低速异常的分界，该断裂东、西两端P波速度为高速异常带，中间段表现为低速异常.高速异常带整体走向为北西向，宽度约为30 km.沿武威—古浪断裂，除与皇城—双塔断裂交汇处存在明显的高速区外，总体表现为低速特征.冷龙岭隆起带及与第四纪沉积有关的武威盆地表现出低速异常.P波高、低速异常显示了与地质构造明显的相关性.

图 6

Fig. 6

图 6 各深度层面P波速度结构图像 黑线表示速度等值线，白色实线表示断裂，白色虚线表示武威盆地范围，F1:皇城—双塔断裂，F2:武威—古浪断裂，F3:西海原断裂. Fig. 6 Map views of P-wave velocity at difference depth slices The black lines denote contour lines of P-wave velocity, white solid lines denote faults, white dashed lines denote domain of the Wuwei basin, F1: Huangcheng-Shuangta fault, F2: Wuwei-Gulang fault, F3: Western Haiyuan fault.

在6 km深度上，皇城—双塔断裂逐渐由高速异常向低速异常转换，武威盆地西部与武威—古浪断裂北段东侧表现为与武威—古浪断裂走向相一致的低速异常体，武威盆地中部整体处于高低速异常渐变带.而西海原断裂及冷龙岭隆起带整体在该层位则完全转变为高速异常，表明西海原断裂在该层位为能量聚集层.高速体对应奥陶纪变质砂岩、石英岩和加里东期的花岗岩组成的岩性地层(贾云鸿，1982)，有利于弹性应变能的聚集.

在10~15 km深度，冷龙岭—毛藏—哈溪—古浪一线表现为高低速异常分界带，其北东侧为低速异常，南西侧为高速异常，皇城—双塔断裂与该分界走向一致，但整体处于低速异常区.武威—古浪断裂彻底转换为低速特征，且低速区范围和幅度随深度增加明显增大.武威盆地东部呈现出大范围的低速异常特征.西海原断裂随深度增加高速体范围逐渐呈减少趋势.

在20 km深度，皇城—双塔断裂东、西两端呈高速异常，中间段为低速异常.在古浪8级地震震源所在处，高速异常特征更加明显，其北侧区域为低速区，古浪地震发生在高速和低速的交界地带并靠近高速体一侧，位于速度结构明显陡变地带.这与基于电磁测深得到的电性结构变化十分一致(詹艳等, 2008).结合候康明和吴启明(1999)给出的地震震中和震源深度参数，可以印证此次8级地震的震源深度应该在20 km之上，属于浅源地震.

在25 km深度，武威—古浪断裂及皇城—双塔断裂所夹的皇城盆地表现为低速异常，武威盆地呈现出明显的高速异常，其边界与天祝—古浪断裂及皇城—塔儿庄断裂相吻合，盆地前缘随深度增加向冷龙岭方向扩展，表明武威盆地中下地壳和上地幔顶部已插入到武威—古浪断裂带以东.武威盆地在中下地壳呈现出大范围的高速异常，表现出稳定块体的特征.西海原断裂西段则主要变现为高低速异常的分界.

总之，从整体来看，在已成像的深度范围内，速度结构呈现低速-高速-低速-高速的大致分布特征相对比较显著.这是因为浅部或者地表层为覆盖层，表现为低速体；中上部为刚体，对应刚性和整体性好的奥陶纪变质砂岩、石英岩和加里东期的花岗岩组成的岩性地层，速度特征呈现为高速体；中间夹层为破碎层或者称之为孕震层，主震破裂及其扩展发生于该层位，速度表现为低速特征；底部为稳定基底，表现为高速体.

图 7给出了研究区域内沿37.5°N(a)，37.6°N(b)，37.8°N(c)与沿102.0°E(d)，102.3°E(e)，102.7°E (f)垂直剖面上的P波速度分布.可以看出，在浅部，P波速度高速异常区和低速异常区的交界地带很好地反映了隆起区与平原、盆地的交界，如在37.8°N剖面上102.6°E处，102.7°E剖面上37.7°N处，102.3°E剖面上37.9°N处，均为平原或凹陷区(低速异常区)与隆起区(高速异常区)的交界地区，两者非常一致.此外，从37.6°N和102.7°E垂直剖面上，可以看出在冷龙岭隆起和武威盆地交接处10~20 km深度呈现出约200 km²规模大小的整块状低速异常，与周围的速度结构形成鲜明的对比.该P波低速区域与前人认为的1927年古浪8级地震宏观震中的空间位置高度一致(侯康明和吴启明，1999).从层析成像结果印证了此次地震就可能发生在该P波速度强烈对比区域.

图 7

Fig. 7

图 7 研究区域沿不同纬度和经度的垂直剖面上的P波速度分布 从(a)到(f)依次为沿37.5°N，37.6°N，37.8°N和102.0°E，102.3°E，102.7°E. Fig. 7 Vertical cross-sections of P-wave velocity at each latitude (37.5°N, 37.6°N, 37.8°N) and each longitude (102.0°E, 102.3°E, 102.7°E)

由垂直速度剖面可以看出主震(红色五角星)破裂首先在低速体内部发生(图 7f)，结合余震分布(图 2)和地质考察结果(候康明等，1998)，可以认为该低速体在破裂扩展时遇到周围高速体的阻挡致破裂向东(图 7a和图 7b)、西(图 7c)、南(图 7f)、北(图 7d)四个方向扩展，这样就造成地表形成长短不一的破裂带.另外，还可以看出古浪主震区小震主要分布在高低速异常转换带并靠近低速体一侧，较少地震分布在高速异常区内部.这与大多数区域层析成像的结果是相一致的(Zhao et al., 2002；Yao et al., 2008；Lei et al., 2008；An et al., 2009; 雷建设等，2009).这是因为一般认为低速带也许代表地壳的弱部位，其产生可能与区域流体有关(黄金莉和赵大鹏，2005)，而本文中低速体产生或许与该区域连通性较好的流体有关(赵霞等，2007)，而高速异常体通常认为是比较坚硬不易破裂的介质(Nicholson and Lees, 1992；Kato et al., 2010)，对地震的发生有着一定的阻挡作用使得地震更易于在低速异常区或者高低速异常的过渡区域发生.本文得到的古浪震区小尺度高分辨率的三维P波速度结构和精确的震源分布之间的关系更清晰地显示了这一点.速度结构的差异是控制地震破裂分布的主要因素.而与之在中部正交的共轭断层地区，地震则主要在高速体内部发生(图 7a)，其形成机制有待进一步探讨.与共轭断层相关的信息将在2.2节做详细介绍.

古浪地区小震重新定位后总体走向为北西向，长约105 km，主要集中分布在皇城—双塔断裂带附近(图 8).以上寺为界，在该断裂的东、西两侧，地震活动呈现出截然不同的特征.西北侧地震主要分布在断裂的下盘，而在东南侧，地震却主要分布在断裂的上盘.这或许可能是因为受断裂中段上寺古生代基岩的阻挡以及中段北东向断裂的切割阻碍作用，造成了断裂两段不同性质的活动.断裂西侧的活动性质与整条断裂的力学性质是相一致的，为逆冲运动，地震时冷龙岭隆起区向皇城盆地俯冲，地震主要发生在盆地内部.而在东段地震主要发生在皇城—双塔断裂东段的上盘，这是因为受周围断裂的围陷，地震时东段由SW向NE方向发生了冲断运动, 在东段主断裂(北断层)上的逆冲运动, 引起位于该段上盘的正断层(南断层)的局部拉张运动(侯康明，1998)，地震主要在该段断层上盘的正断层上发生.皇城—双塔断裂两端差异性运动方向特征完全可以从P波速度结构的垂直平面上清晰地勾勒出来(图 7d，图 7f红色虚线所示).

图 8

Fig. 8

图 8 研究区主震、重定位后余震分布图及剖面位置图 红色五角星表示古浪主震，圆表示重定位地震，AA′和BB′表示剖面位置，F1:皇城—双塔断裂，F2:武威—古浪断裂，F3:西海原断裂. Fig. 8 Distribution of relocated events and positions of two profiles The red star denotes Gulang mainshock, circles denote relocated events, AA′ and BB′ denote positions of the profiles, F1: Huangcheng-Shuangta fault, F2: Wuwei-Gulang fault, F3: Western Haiyuan fault.

从余震分布横剖面(图 9中AA′剖面)可以看出，余震的发生呈向东、西两个方向扩展的趋势.结合震源区速度结构与余震分布纵剖面推测断层面(图 9中BB′剖面红色虚线示例的F1)倾向北东，倾角近于直立.在皇城—双塔断裂带的中段，余震分布出现一条明显的北东向分支带，它与余震总体的北西向分布带相垂直，可能是主震发生时同时形成的一条共轭断层，基于小震的断层面参数反演显示该断裂是一长21 km走向210°的高倾角以右旋为主兼具正断的断裂(刘白云等，2015)，这同样可以在沿经度、纬度不同方向的P波速度剖面切片以及余震分布纵剖面上均有清楚地显示(图 7a、图 7b、图 7e中红色虚线所示及图 9中BB′剖面所示共轭断裂的位置).相互垂直的两条断裂同时破裂也造成了该地区很强的地面运动.这种形式的破裂在汶川M8.0地震中也出现过.

图 9

Fig. 9

图 9 重定位后小震分布横、纵剖面图 红色五角星表示古浪主震，黑色圆圈表示小震，BB′剖面中红色虚线表示根据地表断层位置和小震空间分布推测的断裂位置. Fig. 9 Vertical cross-sections of small earthquakes along lines AA′and BB′ after relocation The red stars denote Gulang mainshock, black circles denote earthquakes and red dashed lines denote earthquake fault deduced from fault outcrop and space distribution of small earthquakes at BB′ profile.

相对于同样发生在青藏高原地区的其他8级地震，古浪8级地震的破裂却只分布在不足30 km的范围内，此次地震破裂具有成多段面状分布、单段延伸长度较短的特点.由于古浪地震的特殊性，国内外许多地震学家对此次地震进行了多种方法的研究.地震地质学家通过对古浪地震区及周边地区的地表地质调查研究，认为在古浪震区20±5 km的深度内存在一条低角度滑脱带, 该滑脱带由南向北延伸.在北东—南西向挤压应力作用下, 震区内多条断裂相互作用，共同形成了此次地震的发震构造(Gaudemer et al., 1995；候康明等，1999).另外也是一次与断坡作用有关的地震，同一成因的地震在世界各地都曾有过报道(Yielding et al., 1989；杨晓平等，2002).最近中国发生的芦山M7.0地震也属于这种类型(徐锡伟等，2013；詹艳等，2013).

古浪震区不仅所处构造部位特殊，而且所处的地球物理场也十分复杂.其处于重力梯级带和地壳厚度变异带(梁桂培等，1983).电磁测深资料显示，古浪地震发生在高阻和低阻的边界并靠近高阻区域，位于电性结构明显呈台阶陡变的地带(詹艳等，2008).

本文得到的水平和垂直速度剖面非常清楚揭示了上述对古浪发震构造推测的深部孕震结构.深部速度结构显示，在冷龙岭隆起带和武威盆地交接部位也即皇城—双塔断裂和武威—古浪断裂交界处地下约5~15 km处存在明显的低速块体，而在该低速体的周围却呈明显的高速特征，该低速体被四周的高速体所包裹或者称为围陷.主震位置正好位于该低速体内，主震的发生与该低速体的存在应该有着直接的关系.其发震模式是在整个青藏高原块体向北东方向的推进过程中，冷龙岭隆起带向武威盆地俯冲，当受到武威盆地基底稳定高速体的阻挡时，在结合处应力逐渐积累，当应力积累到一定程度后，破裂首先在结合处以低速体为代表的脆性介质中发生，然后向四周扩展，在扩展过程中又受到了深部周围及地表以高速体为代表的奥陶纪变质砂岩、石英岩和加里东期的花岗岩组成的坚硬地层的阻挡，破裂面向四周扩散，出露至地表的破裂面形成为地表破裂带，而没有出露的破裂面则消失在该区的冬青顶活动背斜内.这样最终在地表不足30 km的范围内形成了6段呈面状分布的复杂地震破裂带.这就是造成此次地震破裂具有成多段面状分布，单段延伸长度较短的原因.而小震则主要分布在高低速异常交界处并靠近低速异常一侧.

古浪震区P波速度的整体特征为地表至地下约6 km范围内为稳定的高速异常体，6~15 km深度范围内分布着代表相对破碎的低速异常体，而在15 km以下再次转换为相对稳定的高速异常体.也就是说中间为软弱层，上下为刚体结构，呈现出“三明治”状的速度结构特征.地震发生在“三明治”夹层中，当夹层受到来自由SW向NE方向外力作用时，代表“三明治”的上层会发生隆起，造成地表变形.有关对古浪地震的震源深度认识也是不一致的，但大部分认识是在12~23 km之间(候康明和吴启明，1999).根据本文得到的古浪震区P波速度的三维图像推测，我们认为此次古浪8级地震的震源深度可能在15 km左右.

本研究结合甘肃及周边地震台网记录到的大量P波初至到时数据，利用双差地震层析成像方法联合反演了古浪震区高分辨率的三维P波速度结构及对震区小震进行了重新定位.

古浪震区P波速度结构表现出明显的横向不均匀性，近地表处P波速度异常与地形起伏及地质构造密切相关.武威盆地对应明显的低速异常，此异常由地表延伸到20 km深度附近，20 km之下逐渐转化为高速异常，尤其是在25 km深度之下，整体显示为高速体，表现出稳定块体的特征，表明武威盆地中下地壳和上地幔顶部已插入到冷龙岭隆起带之下.皇城—双塔断裂带在6 km以上深度表现为明显的相对高速特征，而在6~15 km逐渐转换为明显的低速特征，特别是在10~20 km深度呈现出约200 km²规模大小的整块状低速异常，与周围速度对比剧烈，属于地震震源优势层.当应力积累到一定程度后，破裂首先在震源优势层中发生.在扩展过程中受到了周围坚硬块体的阻挡，在地表形成了多段面状分布的复杂地震破裂带.在25 km深度之下，主震区则再次转化为高速层.因此，古浪震区形成特殊的“三明治”状速度结构体.另外，根据本文得到的古浪震区P波速度结构的三维图像推测，我们认为此次古浪8级地震的震源深度可能在15 km左右.

古浪震区小震分布总体走向为北西方向，主要集中分布在皇城—双塔断裂带附近.由于受断裂中段上寺古生代基岩的阻挡以及中段北东向断裂的切割阻碍作用，皇城—双塔断裂带东、西两段表现出不同的力学运动性质.西段以逆冲运动为主，冷龙岭隆起区向皇城盆地俯冲，地震主要在皇城盆地内部发生.而东段以局部拉张运动为主，地震主要发生在该段的上盘.皇城—双塔断裂这种差异性运动特征完全可以从P波速度的垂直剖面上清晰地勾勒出来.皇城—双塔断裂带的中段与主破裂近垂直的余震分布带是主震发生时新产生的一条共轭断层，基于小震的断层面参数反演显示该断裂是一高倾角运动性质以右旋为主兼具正断的断裂.