廣西北流地震震源區短周期密集臺陣背景噪聲成像

黃強強， 沈旭章*， 王文天， 許小偉， 周啟明， 黃河，黃柳婷， 呂晉妤， 余占洋

1 中山大學地球科學與工程學院， 廣東省地球動力作用與地質災害重點實驗室， 廣州 510275 2 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(珠海)， 廣東珠海 519082

0 引言

華南地塊是中國大陸一個相對穩定的構造單元，由揚子克拉通和華夏地塊組成，自元古代以來，在漫長的地質年代中經歷了復雜的構造演化過程，不同大陸微陸塊沿著薄弱帶進行拼貼，在平面上形成了地質調查結果顯示的“馬賽克”狀結構(Li et al., 2017).在華南地塊東南緣，由于受到西太平洋俯沖板塊影響，形成了大范圍的花崗巖和長英質火山巖(Huang et al., 2002；孫濤，2006).華南地塊雖然較為穩定，但是也發生過多次中強地震(Zhang et al., 2013)，關于華南板內地震的成因機理目前主要有兩類觀點：(1)俯沖板塊的遠程效應；(2)板內巖石圈的內部變形(Wang, 1988).Di等(2021)基于前人不同尺度、不同來源巖石圈及淺層地球物理勘察資料結果，對華南板內地震成因進行了分析，其研究結果表明深部結構控制了淺部構造過程和板塊運動，巖石圈強度對華南板內地震觸發有一定影響.但受限于觀測資料，對于構造演化過程中“馬賽克”狀結構的深部結構特征及對地震活動影響未進行深入討論.

2019年10月12日22時55分于廣西北流發生的5.2級地震，是近年來華南地區少有的中強地震，結合2017年蒼梧5.4級地震，郭培蘭等(2021)指出中國東南沿海地震帶進入新的活躍幕.而在新構造運動上華南屬于比較穩定的地塊，與華北和西部相比華南的地震活動性較弱(張培震等，2013)，且幾次發生中強地震的震源區都是前人研究程度較低、深淺部構造缺乏資料的區域，因此對華南板內地震震源區開展深入研究，對于探究華南板內地震成因具有重要科學意義.

北流地震震源區從大尺度構造背景上看，位于廣西地區發育的多組NW、NE向區域性斷裂共同組成的X型斷裂體系上，其中川滇地塊和印支塊體對華南地塊的側向擠壓和剪切作用為NW向斷裂活動提供動力，而NE向斷裂活動的動力來源于菲律賓板塊與歐亞板塊的擠壓，故廣西西北及北部構造應力場主壓應力方向為NW向，而東部和沿海一帶為近EW向(聶冠軍等，2019；李細光等，2007；張培震等，2013).北流地區分布的斷裂帶主要包括NE-SW向的廉江—信宜斷裂帶，以及NW-SE向的巴馬—博白斷裂帶，均為走滑性質，這兩組斷裂帶位于廣西X型共軛走滑斷裂體系東南端.在X型斷裂體系中，斷裂的交匯部位易發生應力的集中及斷裂閉鎖(聶冠軍等，2019)，故而在這組斷裂系的交匯處地震多發(閻春恒等，2019).

研究區主要分布有蕉林斷裂、新豐斷裂及石窩斷裂(圖1)，其中石窩斷裂走向為NW-SE向，傾向南西；而蕉林斷裂走向為NE-SW向，暫無斷層性質等相關研究資料；李冰溯等(2019)根據新豐斷裂晚期斷面上的逆斷擦痕判斷新豐斷裂最新活動性質為逆斷，走向近南北向，傾向南東，王小娜等(2020)認為該斷裂應為信宜—廉江斷裂，且斷層性質為正斷，章龍勝等(2016)認為信宜—廉江斷裂性質為右旋走滑，北流5.2級地震發生位于這三條斷裂帶交匯處，前人對研究區內三條斷裂構造的研究資料較少，且現有研究成果存在爭議，該地區構造背景復雜，獲取高分辨率淺層地殼地下速度結構可以為斷層性質的研究及發震構造的確定提供重要參考，彌補該區域相關工作的空白.

圖1 北流地震震源區地質地形圖其中MC-SW fault為米場—石窩斷裂；XF fault為新豐斷裂；JL fault為蕉林斷裂，彩色圓圈代表在2019年10月12日至2019年10月16日之間北流震區內發生的余震，圓圈大小代表震級大小，圓圈顏色代表余震的震源深度.右上角為地理位置示意圖，其中黑色線為區域性斷裂帶，主要包括巴馬—博白斷裂帶(BBF)、合浦—北流斷裂帶(HBF)、廉江—信宜斷裂帶(LXF),震源球代表了此次北流地震的震源機制以及震中位置,紅色箭頭代表主壓應力方向.Fig.1 The geological topographic map of the Beiliu earthquake source area MC-SW fault is Michang-Shiwo fault, XF fault is Xinfeng fault, and JL fault is Jiaolin fault, The colored circles represent aftershocks occurring in the Beiliu earthquake area between October 12, 2019 and October 16, 2019, the size of the circle represents the magnitude of the earthquake, the color of the circle represents the focal depth of the aftershock. The upper right corner is a schematic diagram of the geographical location, in which the black line is the regional fault zone, mainly including the Bama-Bobai fault (BBF), Hefu-Beiliu fault (HBF), Lianjiang-Xinyi fault (LXF), The focal sphere represents the focal mechanism and the epicenter location of this Beiliu earthquake, The red arrow represents the direction of the principal compressive stress.

該地區歷史地震活動性統計分析表明該地區具有發生中強地震的歷史背景(聶冠軍等，2019)，但對該地區發震構造的研究工作較少.閻春恒等(2019)使用CAP法對震源機制進行反演，結果表明北流地震為走滑性質，主壓應力P軸方向為NW-SE向，與該地區構造應力場方向接近(許忠淮等，1989；李細光等，2007)；地震精定位結果表明余震平面分布主要呈NW-SE向.李冰溯等(2019)通過開展地表地質調查及結合烈度分布等方法綜合分析了北流震區的地質構造背景，提出北流地震的發震構造可能為NW-SE向的米場-石窩斷裂.此外，在主震發生前2 s，于主震北西側約1 km處發生了4.2級前震，兩次地震的震源機制解均為走滑性質(王小娜等，2020).這些研究結果為深入研究北流地震提供了參考.但受地震觀測資料限制，北流地震震源區精細地下結構的研究尚屬空白，而高分辨精細地下速度結構是了解發震構造的重要信息，同時，獲取高分辨率精細地下速度結構可以為發震機制的研究提供參考，可為華南板內地震成因提供重要信息，且對于華南地區地震災害防范也具有重要意義.

背景噪聲成像(Ambient Noise Tomography，ANT)是一種無源成像方法.該方法通過計算長時間波形記錄互相關函數來獲取臺站間格林函數，并以此反演地下速度結構.Aki(1957)于20世紀提出了背景噪聲與地下結構間存在關聯的設想，至20世紀初，Shapiro和Campillo(2004)通過計算臺站間互相關函數提取了臺站間格林函數，并以此反演了美國南加州地區的高分辨率淺層速度結構(Shapiro et al., 2005)，隨后十幾年此方法以其能夠廉價穩定地獲取地下介質格林函數的特性得到長足發展.

隨著地震觀測技術的不斷進步，利用密集臺陣的背景噪聲數據獲取地下速度結構，是近些年廣泛應用的方法.該方法相比于傳統面波層析成像方法，能夠較好地恢復短周期面波信號，且具有對地殼淺部結構分辨能力高、不依賴地震等優點(Shapiro et al., 2005; Yao et al., 2006; Bensen et al., 2007; Yang et al., 2007; Lin et al., 2007; 王爽等, 2018; Wang et al., 2020).隨著流動地震臺陣的密度不斷增加，背景噪聲成像結果的分辨率也隨之大幅提高，此成像方法不但可以研究幾十上百公里的區域性結構(Yao et al., 2006; Brenguier et al., 2007; Zheng et al., 2008; Li et al., 2009; Zhou et al., 2012; Liu et al., 2014; Shen et al., 2016; Wang et al., 2017; Yang et al., 2019; Li et al., 2020)，還可以開展小區域小尺度精細地下結構研究.如Huang等(2010)使用0.3～5 s高頻面波信號獲取臺北盆地淺層相速度分布圖；Lin等(2013)使用密集臺陣獲取了美國加州長灘淺層地下剪切波速度結構；Li等(2016)提取了0.5～2 s周期范圍的高頻基階瑞雷面波信號并以此獲取了合肥市區近地表剪切波速度結構；王爽等(2018)基于在新豐江水庫庫區布設的42個短周期地震儀組成的密集臺陣資料，使用背景噪聲成像方法反演了新豐江水庫庫區人字石斷裂附近1 km深度范圍內的近地淺層高分辨率地下結構.孟亞峰等(2019)獲取了5～30 s周期范圍內的瑞利波相速度分布圖，以此研究郯廬斷裂帶中南段及鄰區地殼速度結構.李玲利等(2020)利用背景噪聲成像法獲取了合肥市地殼淺部0.6～3.6 km的三維剪切波速度結構.Zhang等(2020)提取1～4 s周期頻散曲線并反演了龍門山斷裂帶淺層地殼結構.這些研究成果均表明密集臺陣及背景噪聲成像方法獲取高分辨率地下速度結構是切實可行的.

北流地震的發生為我們研究華南中強地震震源區深部結構提供了一個理想場所，本研究基于北流地震震源區均勻布設的短周期密集臺陣背景噪聲數據，通過互相關方法提取高頻面波頻散信號，然后采用面波直接反演法，對地震震源區地下6 km深度范圍內的精細結構進行成像.在震源區，成像結果顯示出穩定的高速異常分布結構，基于該結果，本文對北流地震發震構造及華南板內地震的可能成因進行了探討.

1 數據與方法

較小的臺間距有利于提取高頻面波信號(Yao et al.，2006; Yang et al.，2007).據此本研究在北流震源區均勻布設了由121臺短周期儀器組成的密集臺陣(圖2)，臺站的平均間距約為6 km.所用儀器為中國地質裝備集團有限公司生產的短周期EPS便攜式數字地震儀，該地震儀頻帶寬度為0.2～150 Hz.該密集臺陣從2019年10月21日至2019年11月13日進行了24天的連續觀測.我們選擇了波形質量較好、連續性較高的96個臺站(圖2)數據用于本研究.

本研究以Bensen等(2007)提出的背景噪聲數據處理方法為依據，對采集的連續波形記錄進行數據預處理、互相關計算、頻散曲線提取及背景噪聲層析成像.

選取垂直分量波形記錄，將其長度截取為1 h.對原始數據進行20 Hz降采樣后去除儀器響應，去均值及傾斜分量；進行0.2～8 s帶通濾波后對數據進行時域歸一化和譜白化處理.預處理完成后計算臺站對之間的互相關函數.圖3展示了927臺站和980臺站在不同頻率范圍內的互相關波形，該臺站對間距為33 km(圖2)，如圖可看出不同周期的瑞利波速度具有一定差異.

圖2 臺站分布圖黑色三角形為篩選后進行互相關計算的96個臺站，灰色三角形為篩選后數據質量較差未參與計算的臺站，紅色三角形分別為927與980臺站，藍色線段為5條測線所在位置.Fig.2 Station distribution mapThe black triangle is the 96 stations that perform cross-correlation calculations, the grey triangle is the station with poor data quality and not involved in the calculation, the red triangle is 927 and 980 stations, the blue segment is the location of 5 lines.

圖3 980臺站與927臺站在不同周期的互相關函數波形Fig.3 Cross-correlation function waveforms of stations 980 and 927 in different periods

圖4展示了980臺站和其他所有臺站在5個不同濾波頻段范圍的經驗格林函數，本研究得到的格林函數信噪比較高，頻散特征明顯，瑞利波到時的一致性很好，同時經驗格林函數中的瑞利波信號明顯，易于分辨.

圖4 980臺站與其他所有臺站之間不同周期的互相關函數波形，濾波范圍分別為(a) 1～2 s、(b) 1.8～3 s、(c) 2.8～4 s、(d) 3.8～5 s、(e) 1～5 sFig.4 The cross-correlation function waveforms between 980 stations and all other stations in different periods, the filter ranges are (a) 1～2 s, (b) 1.8～3 s, (c) 2.8～4 s, (d) 3.8～5 s, (e) 1～5 s

本研究使用交互式Matlab處理軟件提取頻散曲線(姚華建等，2004；Yao et al，2005).提取過程中為控制頻散曲線質量本研究只提取信噪比高于5且臺站對間距大于2倍波長的頻散曲線.基于相速度測量精度高于群速度及相速度對剪切波速度的敏感度較為線性等優點，本研究提取了1～5 s相速度頻散曲線進行下一步研究(圖5).本研究實際參與計算的臺站數為96，理論上應該有4560條頻散曲線，經過上述質量控制方法篩選后共得到1498條相速度頻散曲線.

圖5 頻散曲線分布圖灰色線段為不同臺站對間提取到的頻散曲線，紅色線段為各周期平均相速度值曲線.Fig.5 Dispersion curve distribution diagramThe gray line segment is the dispersion curve extracted between different station pairs, and the red line segment is the average phase velocity value curve of each period.

圖6a展示了不同周期射線數量，4 s前各周期均有較多數量的射線覆蓋.經質量控制及篩選，盡管4 s后各周期射線路徑數量銳減，但其對模型仍然具有約束作用，因此反演時使用1～5 s周期的頻散數據進行反演.從提取的頻散曲線中對各周期相速度值進行統計并計算平均相速度值(圖6b)，平均相速度隨周期增大而增大，頻散特征明顯.圖7分別給出了1 s、2 s、3 s、4 s、5 s周期的射線路徑分布圖，2～3 s周期射線覆蓋最為密集，相對而言1 s及4 s周期射線覆蓋情況較差，而5 s周期的射線覆蓋最為稀疏.但震中區在各周期均有較為密集的射線覆蓋.密集的射線覆蓋能夠保證反演結果的高分辨率，故射線路徑的覆蓋情況對剪切波速度結構成像非常重要.

圖7 不同周期瑞利波相速度測量的射線路徑Fig.7 Ray path of Rayleigh wave phase velocity measurement with different periods

兩步法為傳統的面波反演法，該方法通過對頻散曲線做走時成像獲取二維相速度分布圖(Trampert and Woodhouse, 1995; Barmin et al., 2001; Cara and Lévêque, 1987)，進而將每一格點的一維剪切波速度剖面拼合成三維剪切波速度結構(Ritzwoller et al., 2002).而Fang等(2015)提出的基于射線追蹤的面波頻散直接反演方法，使用快速行進法進行面波路徑射線追蹤(Rawlinson and Sambridge, 2004)，考慮了面波在地殼中傳播的實際路徑，提高了反演可靠性，因此本研究使用此方法進行地下三維剪切波速度結構反演.在沒有前人研究結果作為合適先驗模型前提下，本研究使用各周期平均相速度除以倍數0.92作為初始速度模型(圖6b).反演中共進行了10次迭代，圖8展示了初始速度模型、中間迭代速度模型及最終速度模型，如圖可看出反演結果收斂情況較好.

圖6 (a) 不同周期用于反演的射線路徑數； (b) 各周期平均相速度值及初始速度模型Fig.6 (a) The number of ray paths used for inversion in different periods； (b) Average phase velocity value of each period and initial velocity model

本研究對初始模型、網格數量、權重、平滑因子、層數等參數進行測試，以期獲得分辨率高、可靠性高的剪切波速度結構的結果.研究區無前人研究結果作為先驗模型，故本研究首先對初始模型進行測試搜索以獲取合理的初始模型，使用控制變量法依序分別測試了2.0 km·s-1、2.4 km·s-1、2.8 km·s-1、3.2 km·s-1、3.6 km·s-1均勻速度模型，同時將平均相速度除以倍數0.92作為初始模型一并進行測試.對于均勻層狀模型而言，同一周期相速度是剪切波速度的0.92倍，對比各模型反演得到的剪切波速度結構，均勻速度模型反演得到的剪切波速度結構走時殘差偏離0值較遠，可靠性差；反之使用平均相速度除以倍數0.92作為初始模型反演得到的剪切波速度結構走時殘差分布近于0值，殘差分布合理.故本研究使用平均相速度除以倍數0.92作為初始速度模型.同理，本研究使用控制變量法對其余重要參數進行測試搜索.測試表明，網格數量過少時，分辨率較低；網格數量過多時，易造成頻散數據浪費而引入虛假異常，故本研究反演網格數量為48×48.當權重過小時，同一深度范圍速度變化范圍較大，因此本研究反演時權重設置為8.0；而當平滑因子過小時高低速異常過渡較為尖銳，因此反演時平滑因子設置為2.0.

2 結果與討論

2.1 相速度敏感核函數

面波的探測深度與其周期密切相關，但對不同的模型而言不同周期面波能夠探測的深度略有差別，為此本研究根據得到的速度模型(圖8)計算了不同周期瑞利波相速度敏感核函數(圖9)，將剪切波速度及面波相速度聯系起來.隨周期的增大，瑞利波敏感的深度變深，但其敏感深度范圍隨之變寬，分辨率降低.本研究反演使用的頻散曲線周期范圍為1～5 s，基于敏感核函數分析發現對地下1～6 km深度范圍內的剪切波速度結構較為敏感，分辨率較高.

圖8 剪切波速度模型藍色虛線和紅色實線分別表示初始模型和最終模型，灰色線表示中間的迭代結果.Fig.8 The shear wave velocity modelThe blue dashed line and the red solid line represent the initial model and the final model, and the gray line represents the intermediate iteration results.

圖9 1～5 s周期瑞利波相速度敏感核函數Fig.9 The sensitivity kernel of 1～5 s Rayleigh wave phase velocity to shear wave velocity

2.3 分辨率測試

通過檢測板測試以檢驗研究區反演所得剪切波速度模型分辨率的高低.檢測板測試模型為15 km×15 km的網格，該模型加入±0.2 km·s-1的速度擾動.為確保檢測板測試是對實際反演過程的真實反映，進行檢測板測試時各項參數的設置與反演時的參數值均保持一致.

圖10分別給出了1.0 km、1.8 km、3.0 km、3.8 km、5.0 km、5.8 km深度的分辨率測試結果，本研究結果具有較高的分辨率，約為15 km×15 km.結合敏感核分析，分辨率測試結果與射線路徑覆蓋情況相對應.2～4 s周期射線數量多，覆蓋密集，故在1.8～3.8 km深度范圍內分辨率較高，棋盤恢復情況好；2 s以前的周期射線數量相對2～4 s周期較少，分辨率降低.5 s周期射線數量急劇下降，故在5～5.8 km深度范圍內分辨率有所降低，棋盤恢復面積減小.但整體上本研究具有較高分辨率.對同一深度而言，震中區的分辨率明顯優于邊緣區域，邊緣區域的棋盤恢復情況較差.

圖10 不同深度的檢測板測試結果圖中灰色三角為臺站，灰色線段為主要斷裂帶.格點尺寸為15 km×15 km，速度擾動為0.2 km·s-1.Fig.10 The results of different depths of the check board, the gray triangle in the figure are the stations, and the gray line are the main fault zones. The grid size is 15 km×15 km, and the velocity disturbance is 0.2 km·s-1

2.4 誤差分析

本研究對反演結果進行誤差分析，圖11展示了初次反演及最終反演走時殘差分布.如圖所示，初次反演后走時殘差主要分布于-0.4兩側，靠近0值，說明初始模型的選擇是合理的.而最終反演后殘差以0為中心，集中于0兩側正態分布，殘差顯著降低，說明反演結果是可靠的.本研究還給出不同深度剪切波速度結構的標準差分布(圖12).不同深度反演得到的剪切波速度結構均具有較低的標準差分布，射線覆蓋密集的區域，標準差較小，當深度增加至5 km時，標準差增大，分辨率降低，但整體上震中區標準差小于0.2 km·s-1.

圖11 走時殘差分布圖藍色柱狀圖為初次反演時對應的殘差，紅色柱狀圖為最后一次反演時對應的殘差.Fig.11 Traveling time residual distribution diagramThe blue histogram is the residual corresponding to the first inversion, and the red histogram is the residual corresponding to the last inversion.

圖12 不同深度反演結果標準差分布圖中灰色三角形為臺站，灰色線段為主要斷裂帶.Fig.12 Standard deviation distribution of different depth inversion resultsThe gray triangles in the figure are stations, and the gray line segments are fault zones.

2.5 剪切波速度成像結果

圖13為不同深度剪切波速度結構的水平分布圖，為更好區分不同深度高低速異常，文中繪制不同深度剪切波速度時使用了不同色標.整體上看，淺層地殼剪切波速度變化強烈，速度分布不均勻.各個深度剪切波低速異常多分布于斷裂帶周圍，且高低速異常往往相間分布.此外，高低速異常的分布與地表地形起伏相吻合，在地形隆起處其地下剪切波速度異常多為高速，而地形平緩處地下剪切波速度異常多為低速.速度異常與地表地形起伏是否吻合亦是判斷剪切波速度結構反演可靠性的一個重要標準.

在1.0 km深度上，低速異常多沿著斷裂帶周圍展布，高低速異常相間分布，剪切波速度橫向變化較復雜.在1.8～3.8 km深度范圍，高速異常由淺至深連續分布，石窩斷裂北東盤存在一條近NNW-SSE向的高速異常(圖13)，該高速異常與震中區高速異常相交，整體呈“L”形環繞包圍于米場—石窩斷裂東南端.在5.0～5.8 km深度范圍，震中區存在面積較大的高速異常，而低速異常分布于斷裂帶周圍.受限于射線數量，在此深度范圍，對速度異常的分辨能力減弱.總體上三條斷裂帶交匯處為明顯的高速異常.

圖13 不同深度剪切波速度分布圖圖(a)中藍色實線為測線位置.黑色實線為主要斷裂帶，震源球表示震中位置.Fig.13 The distribution of shear wave velocity at different depthsThe blue solid line in Figure (a) is the position of the survey line. The black solid line are the main fault zones, and the focal ball indicates the epicenter location.

為進一步全面了解研究區地下精細結構，本研究繪制了五條縱向速度剖面(圖14)，剖面位置如圖中藍色測線所示.AA′剖面切過石窩斷裂及新豐斷裂，兩處斷裂下方存在向下延伸至2.5 km左右的低速異常，連續性較好；AA′剖面中部，即三條斷裂帶交匯處下方，存在上凸形態的高速異常，表明在震源上方存在高速體.BB′剖面切過蕉林斷裂，蕉林斷裂下方的低速異常沿蕉林斷裂走向展布，該低速異常延伸至地下3 km處，而在3 km深度后則為層狀高速異常.CC′剖面切過石窩斷裂，剖面淺層同樣分布有層狀低速異常，且剖面左側的低速異常向下延伸至較深處.在米場—石窩斷裂東北方向存在上凸的高速異常，該高速異常與震中區的高速異常在水平方向上組成“L”形高速異常.DD′剖面經過蕉林斷裂南東盤及震源上方，蕉林斷裂南東盤下方存在明顯的低速異常，該低速異常向下延伸貫穿整個研究深度范圍，同時在震中區北東側存在明顯的低速異常，該低速異常與地表形態吻合.EE′剖面沿著新豐斷裂走向展布，在EE′剖面與AA′剖面交匯處東北側存在一處明顯的低速異常.

圖14 剖面示意圖及三維剪切波速度的5條垂直剖面圖黑色三角形表示斷裂所在位置.Fig.14 Schematic diagram of the cross-section and 5 vertical cross-sections of the 3D shear wave velocityThe black triangle indicates the location of the faults.

結合水平速度剖面、垂向速度剖面結果分析，研究區存在一處面積較大且延伸深度較深的“L”形高速異常，同時震中區至新豐斷裂北西盤也均為高速異常，本研究認為這些高速異常可能是中生代花崗巖基.通過觀察AA′剖面右端剪切波速度不難發現新豐斷裂南東盤剪切波速度整體上小于北西盤，且震中區地表為隆起地形，因此推測石窩斷裂南西盤受NW-SE向構造應力場作用，整體向南東向滑動時可能受到“L”形高速體阻擋.

華南地塊位于歐亞板塊、太平洋板塊和印澳板塊交匯處，華南地塊是由新元古代以來各種陸相微地塊沿若干薄弱帶拼合而成的“馬賽克”結構，且不同單元的構造被拆離斷層分割(Li et al., 2007).前人研究表明，華南地塊內部大量發育的花崗巖與揚子地塊和華夏地塊的拼合密切相關，屬于地殼物質部分熔融形成的S型花崗巖(孫濤，2006).在常溫常壓和近地表溫壓條件下，S型花崗巖具有相對更高的波速(楊樹鋒等，1997).基于此推斷，北流地震震源區局部的高速異常可能是與微陸塊相關的S型花崗巖的殘留，這種局部的高速異常在地殼內部形成結構上的不均勻體，成為易于積累應力的區域.在更大尺度上，川滇地塊和印支塊體對華南地塊的側向擠壓和剪切作用為NW向斷裂活動提供動力，而NE向斷裂活動的動力來源于菲律賓板塊與歐亞板塊的擠壓.這種大尺度的構造應力和小尺度的地殼內部不均勻體相互作用，會在不均勻體附近積累應力，導致中強地震的發生，而北流地震震源機制解反映的主壓應力方向也與大尺度的構造背景相一致.基于以上分析，我們認為由大尺度板塊相互作用控制的構造背景與地殼內部不均勻體分布導致的應力積累可能是華南地塊板內地震的另外一種重要成因.也正因為華南地塊內部不均勻體空間上可能呈現零散分布，整體尺度較小，因此華南地塊板內地震相比中國大陸西部地區強度更弱.

3 結論

本研究使用短周期密集臺陣對北流地震震源區進行背景噪聲成像，得到了研究區1～6 km深度范圍內的精細地下剪切波速度結構.基于研究內容得到如下主要結論：

(1)研究區淺層地殼剪切波速度具有強烈的橫向不均勻性，高低速異常與地表地形起伏吻合度高.在1～3.8 km的深度范圍，低速異常均分布于斷裂帶周圍.研究區存在一條連續性高的NNW-SSE向高速異常，該異常與震中區的高速異常相交在水平方向上呈“L”形環繞分布于石窩斷裂東南側.

(2)震中區至新豐斷裂北西盤下方存在上凸的、連續性較好的高速異常，該高速異常可能是走滑性質的石窩斷裂南西盤受NW-SE向構造應力作用向南東方向運動時受到“L”形高速體阻擋產生，故推測本次地震發生與研究區內“L”形高速體存在密切關聯.

(3)結合華南構造上的“馬賽克”特征與大量發育的S型花崗巖，本研究提出大尺度板塊相互作用控制的構造背景與地殼內部不均勻體分布導致的應力積累可能是華南地塊板內地震的另外一種重要成因.

致謝本研究運用了中國科學技術大學姚華建教授提供的背景噪聲計算程序以及方洪建提供的反演程序，圖形繪制中使用了GMT軟件(Wessel et al.，2013)，在此表示衷心感謝，同時感謝審稿專家提出的寶貴意見.