廣西北流地震震源區(qū)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(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院， 廣東省地球動力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點實驗室， 廣州 510275 2 南方海洋科學(xué)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(wěn)定的構(gòu)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(zhì)年代中經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化過程，不同大陸微陸塊沿著薄弱帶進(jìn)行拼貼，在平面上形成了地質(zhì)調(diào)查結(jié)果顯示的“馬賽克”狀結(jié)構(gòu)(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(zhì)火山巖(Huang et al., 2002；孫濤，2006).華南地塊雖然較為穩(wěn)定，但是也發(fā)生過多次中強地震(Zhang et al., 2013)，關(guān)于華南板內(nèi)地震的成因機理目前主要有兩類觀點：(1)俯沖板塊的遠(yuǎn)程效應(yīng)；(2)板內(nèi)巖石圈的內(nèi)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(jié)果，對華南板內(nèi)地震成因進(jìn)行了分析，其研究結(jié)果表明深部結(jié)構(gòu)控制了淺部構(gòu)造過程和板塊運動，巖石圈強度對華南板內(nèi)地震觸發(fā)有一定影響.但受限于觀測資料，對于構(gòu)造演化過程中“馬賽克”狀結(jié)構(gòu)的深部結(jié)構(gòu)特征及對地震活動影響未進(jìn)行深入討論.

2019年10月12日22時55分于廣西北流發(fā)生的5.2級地震，是近年來華南地區(qū)少有的中強地震，結(jié)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(jìn)入新的活躍幕.而在新構(gòu)造運動上華南屬于比較穩(wěn)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?guī)状伟l(fā)生中強地震的震源區(qū)都是前人研究程度較低、深淺部構(gòu)造缺乏資料的區(qū)域，因此對華南板內(nèi)地震震源區(qū)開展深入研究，對于探究華南板內(nèi)地震成因具有重要科學(xué)意義.

北流地震震源區(qū)從大尺度構(gòu)造背景上看，位于廣西地區(qū)發(fā)育的多組NW、NE向區(qū)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(cè)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(gòu)造應(yīng)力場主壓應(yīng)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(xì)光等，2007；張培震等，2013).北流地區(qū)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(zhì)，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(fā)生應(yīng)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(fā)(閻春恒等，2019).

研究區(qū)主要分布有蕉林?jǐn)嗔?、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?jǐn)嗔炎呦驗镹E-SW向，暫無斷層性質(zhì)等相關(guān)研究資料；李冰溯等(2019)根據(jù)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(zhì)為逆斷，走向近南北向，傾向南東，王小娜等(2020)認(rèn)為該斷裂應(yīng)為信宜—廉江斷裂，且斷層性質(zhì)為正斷，章龍勝等(2016)認(rèn)為信宜—廉江斷裂性質(zhì)為右旋走滑，北流5.2級地震發(fā)生位于這三條斷裂帶交匯處，前人對研究區(qū)內(nèi)三條斷裂構(gòu)造的研究資料較少，且現(xiàn)有研究成果存在爭議，該地區(qū)構(gòu)造背景復(fù)雜，獲取高分辨率淺層地殼地下速度結(jié)構(gòu)可以為斷層性質(zhì)的研究及發(fā)震構(gòu)造的確定提供重要參考，彌補該區(qū)域相關(guān)工作的空白.

圖1 北流地震震源區(qū)地質(zhì)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?jǐn)嗔?，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(qū)內(nèi)發(fā)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(qū)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(yīng)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(qū)歷史地震活動性統(tǒng)計分析表明該地區(qū)具有發(fā)生中強地震的歷史背景(聶冠軍等，2019)，但對該地區(qū)發(fā)震構(gòu)造的研究工作較少.閻春恒等(2019)使用CAP法對震源機制進(jìn)行反演，結(jié)果表明北流地震為走滑性質(zhì)，主壓應(yīng)力P軸方向為NW-SE向，與該地區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場方向接近(許忠淮等，1989；李細(xì)光等，2007)；地震精定位結(jié)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(zhì)調(diào)查及結(jié)合烈度分布等方法綜合分析了北流震區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造背景，提出北流地震的發(fā)震構(gòu)造可能為NW-SE向的米場-石窩斷裂.此外，在主震發(fā)生前2 s，于主震北西側(cè)約1 km處發(fā)生了4.2級前震，兩次地震的震源機制解均為走滑性質(zhì)(王小娜等，2020).這些研究結(jié)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(qū)精細(xì)地下結(jié)構(gòu)的研究尚屬空白，而高分辨精細(xì)地下速度結(jié)構(gòu)是了解發(fā)震構(gòu)造的重要信息，同時，獲取高分辨率精細(xì)地下速度結(jié)構(gòu)可以為發(fā)震機制的研究提供參考，可為華南板內(nèi)地震成因提供重要信息，且對于華南地區(qū)地震災(zāi)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(guān)函數(shù)來獲取臺站間格林函數(shù)，并以此反演地下速度結(jié)構(gòu).Aki(1957)于20世紀(jì)提出了背景噪聲與地下結(jié)構(gòu)間存在關(guān)聯(lián)的設(shè)想，至20世紀(jì)初，Shapiro和Campillo(2004)通過計算臺站間互相關(guān)函數(shù)提取了臺站間格林函數(shù)，并以此反演了美國南加州地區(qū)的高分辨率淺層速度結(jié)構(gòu)(Shapiro et al., 2005)，隨后十幾年此方法以其能夠廉價穩(wěn)定地獲取地下介質(zhì)格林函數(shù)的特性得到長足發(fā)展.

隨著地震觀測技術(shù)的不斷進(jìn)步，利用密集臺陣的背景噪聲數(shù)據(jù)獲取地下速度結(jié)構(gòu)，是近些年廣泛應(yīng)用的方法.該方法相比于傳統(tǒng)面波層析成像方法，能夠較好地恢復(fù)短周期面波信號，且具有對地殼淺部結(jié)構(gòu)分辨能力高、不依賴地震等優(yōu)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(jié)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(qū)域性結(jié)構(gòu)(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(qū)域小尺度精細(xì)地下結(jié)構(gòu)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(jié)構(gòu)；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(qū)近地表剪切波速度結(jié)構(gòu)；王爽等(2018)基于在新豐江水庫庫區(qū)布設(shè)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(qū)人字石斷裂附近1 km深度范圍內(nèi)的近地淺層高分辨率地下結(jié)構(gòu).孟亞峰等(2019)獲取了5～30 s周期范圍內(nèi)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(qū)地殼速度結(jié)構(gòu).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(jié)構(gòu).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(jié)構(gòu).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(jié)構(gòu)是切實可行的.

北流地震的發(fā)生為我們研究華南中強地震震源區(qū)深部結(jié)構(gòu)提供了一個理想場所，本研究基于北流地震震源區(qū)均勻布設(shè)的短周期密集臺陣背景噪聲數(shù)據(jù)，通過互相關(guān)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(qū)地下6 km深度范圍內(nèi)的精細(xì)結(jié)構(gòu)進(jìn)行成像.在震源區(qū)，成像結(jié)果顯示出穩(wěn)定的高速異常分布結(jié)構(gòu)，基于該結(jié)果，本文對北流地震發(fā)震構(gòu)造及華南板內(nèi)地震的可能成因進(jìn)行了探討.

1 數(shù)據(jù)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(jù)此本研究在北流震源區(qū)均勻布設(shè)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(zhì)裝備集團有限公司生產(chǎn)的短周期EPS便攜式數(shù)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(jìn)行了24天的連續(xù)觀測.我們選擇了波形質(zhì)量較好、連續(xù)性較高的96個臺站(圖2)數(shù)據(jù)用于本研究.

本研究以Bensen等(2007)提出的背景噪聲數(shù)據(jù)處理方法為依據(jù)，對采集的連續(xù)波形記錄進(jìn)行數(shù)據(jù)預(yù)處理、互相關(guān)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(shù)據(jù)進(jìn)行20 Hz降采樣后去除儀器響應(yīng)，去均值及傾斜分量；進(jìn)行0.2～8 s帶通濾波后對數(shù)據(jù)進(jìn)行時域歸一化和譜白化處理.預(yù)處理完成后計算臺站對之間的互相關(guān)函數(shù).圖3展示了927臺站和980臺站在不同頻率范圍內(nèi)的互相關(guān)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(jìn)行互相關(guān)計算的96個臺站，灰色三角形為篩選后數(shù)據(jù)質(zhì)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(lán)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(guān)函數(shù)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(jīng)驗格林函數(shù)，本研究得到的格林函數(shù)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(jīng)驗格林函數(shù)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(guān)函數(shù)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(zhì)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(yōu)點，本研究提取了1～5 s相速度頻散曲線進(jìn)行下一步研究(圖5).本研究實際參與計算的臺站數(shù)為96，理論上應(yīng)該有4560條頻散曲線，經(jīng)過上述質(zhì)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(shù)量，4 s前各周期均有較多數(shù)量的射線覆蓋.經(jīng)質(zhì)量控制及篩選，盡管4 s后各周期射線路徑數(shù)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(shù)據(jù)進(jìn)行反演.從提取的頻散曲線中對各周期相速度值進(jìn)行統(tǒng)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(qū)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(jié)果的高分辨率，故射線路徑的覆蓋情況對剪切波速度結(jié)構(gòu)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(tǒng)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(jìn)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(jié)構(gòu)(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(jìn)法進(jìn)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(jìn)行地下三維剪切波速度結(jié)構(gòu)反演.在沒有前人研究結(jié)果作為合適先驗?zāi)Ｐ颓疤嵯拢狙芯渴褂酶髦芷谄骄嗨俣瘸员稊?shù)0.92作為初始速度模型(圖6b).反演中共進(jìn)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(jié)果收斂情況較好.

圖6 (a) 不同周期用于反演的射線路徑數(shù)； (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(wǎng)格數(shù)量、權(quán)重、平滑因子、層數(shù)等參數(shù)進(jìn)行測試，以期獲得分辨率高、可靠性高的剪切波速度結(jié)構(gòu)的結(jié)果.研究區(qū)無前人研究結(jié)果作為先驗?zāi)Ｐ停时狙芯渴紫葘Τ跏寄Ｐ瓦M(jìn)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(shù)0.92作為初始模型一并進(jìn)行測試.對于均勻?qū)訝钅Ｐ投?，同一周期相速度是剪切波速度?.92倍，對比各模型反演得到的剪切波速度結(jié)構(gòu)，均勻速度模型反演得到的剪切波速度結(jié)構(gòu)走時殘差偏離0值較遠(yuǎn)，可靠性差；反之使用平均相速度除以倍數(shù)0.92作為初始模型反演得到的剪切波速度結(jié)構(gòu)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(shù)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(shù)進(jìn)行測試搜索.測試表明，網(wǎng)格數(shù)量過少時，分辨率較低；網(wǎng)格數(shù)量過多時，易造成頻散數(shù)據(jù)浪費而引入虛假異常，故本研究反演網(wǎng)格數(shù)量為48×48.當(dāng)權(quán)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(quán)重設(shè)置為8.0；而當(dāng)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(shè)置為2.0.

2 結(jié)果與討論

2.1 相速度敏感核函數(shù)

面波的探測深度與其周期密切相關(guān)，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(jù)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(shù)(圖9)，將剪切波速度及面波相速度聯(lián)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(shù)分析發(fā)現(xiàn)對地下1～6 km深度范圍內(nèi)的剪切波速度結(jié)構(gòu)較為敏感，分辨率較高.

圖8 剪切波速度模型藍(lán)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(jié)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(shù)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(qū)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(wǎng)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(jìn)行檢測板測試時各項參數(shù)的設(shè)置與反演時的參數(shù)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(jié)果，本研究結(jié)果具有較高的分辨率，約為15 km×15 km.結(jié)合敏感核分析，分辨率測試結(jié)果與射線路徑覆蓋情況相對應(yīng).2～4 s周期射線數(shù)量多，覆蓋密集，故在1.8～3.8 km深度范圍內(nèi)分辨率較高，棋盤恢復(fù)情況好；2 s以前的周期射線數(shù)量相對2～4 s周期較少，分辨率降低.5 s周期射線數(shù)量急劇下降，故在5～5.8 km深度范圍內(nèi)分辨率有所降低，棋盤恢復(fù)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(qū)的分辨率明顯優(yōu)于邊緣區(qū)域，邊緣區(qū)域的棋盤恢復(fù)情況較差.

圖10 不同深度的檢測板測試結(jié)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(jié)果進(jìn)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(cè)，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(cè)正態(tài)分布，殘差顯著降低，說明反演結(jié)果是可靠的.本研究還給出不同深度剪切波速度結(jié)構(gòu)的標(biāo)準(zhǔn)差分布(圖12).不同深度反演得到的剪切波速度結(jié)構(gòu)均具有較低的標(biāo)準(zhǔn)差分布，射線覆蓋密集的區(qū)域，標(biāo)準(zhǔn)差較小，當(dāng)深度增加至5 km時，標(biāo)準(zhǔn)差增大，分辨率降低，但整體上震中區(qū)標(biāo)準(zhǔn)差小于0.2 km·s-1.

圖11 走時殘差分布圖藍(lán)色柱狀圖為初次反演時對應(yīng)的殘差，紅色柱狀圖為最后一次反演時對應(yīng)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(jié)果標(biāo)準(zhǔn)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(jié)果

圖13為不同深度剪切波速度結(jié)構(gòu)的水平分布圖，為更好區(qū)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(biāo).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(jié)構(gòu)反演可靠性的一個重要標(biāo)準(zhǔn).

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(fù)雜.在1.8～3.8 km深度范圍，高速異常由淺至深連續(xù)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(qū)高速異常相交，整體呈“L”形環(huán)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(qū)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(shù)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(lán)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(jìn)一步全面了解研究區(qū)地下精細(xì)結(jié)構(gòu)，本研究繪制了五條縱向速度剖面(圖14)，剖面位置如圖中藍(lán)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(xù)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(tài)的高速異常，表明在震源上方存在高速體.BB′剖面切過蕉林?jǐn)嗔眩读謹(jǐn)嗔严路降牡退佼惓Ｑ亟读謹(jǐn)嗔炎呦蛘共?，該低速異常延伸至地? 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(cè)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(qū)的高速異常在水平方向上組成“L”形高速異常.DD′剖面經(jīng)過蕉林?jǐn)嗔涯蠔|盤及震源上方，蕉林?jǐn)嗔涯蠔|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(qū)北東側(cè)存在明顯的低速異常，該低速異常與地表形態(tài)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(cè)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(jié)合水平速度剖面、垂向速度剖面結(jié)果分析，研究區(qū)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(qū)至新豐斷裂北西盤也均為高速異常，本研究認(rèn)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(fā)現(xiàn)新豐斷裂南東盤剪切波速度整體上小于北西盤，且震中區(qū)地表為隆起地形，因此推測石窩斷裂南西盤受NW-SE向構(gòu)造應(yīng)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(jié)構(gòu)，且不同單元的構(gòu)造被拆離斷層分割(Li et al., 2007).前人研究表明，華南地塊內(nèi)部大量發(fā)育的花崗巖與揚子地塊和華夏地塊的拼合密切相關(guān)，屬于地殼物質(zhì)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(qū)局部的高速異?？赡苁桥c微陸塊相關(guān)的S型花崗巖的殘留，這種局部的高速異常在地殼內(nèi)部形成結(jié)構(gòu)上的不均勻體，成為易于積累應(yīng)力的區(qū)域.在更大尺度上，川滇地塊和印支塊體對華南地塊的側(cè)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(gòu)造應(yīng)力和小尺度的地殼內(nèi)部不均勻體相互作用，會在不均勻體附近積累應(yīng)力，導(dǎo)致中強地震的發(fā)生，而北流地震震源機制解反映的主壓應(yīng)力方向也與大尺度的構(gòu)造背景相一致.基于以上分析，我們認(rèn)為由大尺度板塊相互作用控制的構(gòu)造背景與地殼內(nèi)部不均勻體分布導(dǎo)致的應(yīng)力積累可能是華南地塊板內(nèi)地震的另外一種重要成因.也正因為華南地塊內(nèi)部不均勻體空間上可能呈現(xiàn)零散分布，整體尺度較小，因此華南地塊板內(nèi)地震相比中國大陸西部地區(qū)強度更弱.

3 結(jié)論

本研究使用短周期密集臺陣對北流地震震源區(qū)進(jìn)行背景噪聲成像，得到了研究區(qū)1～6 km深度范圍內(nèi)的精細(xì)地下剪切波速度結(jié)構(gòu).基于研究內(nèi)容得到如下主要結(jié)論：

(1)研究區(qū)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(qū)存在一條連續(xù)性高的NNW-SSE向高速異常，該異常與震中區(qū)的高速異常相交在水平方向上呈“L”形環(huán)繞分布于石窩斷裂東南側(cè).

(2)震中區(qū)至新豐斷裂北西盤下方存在上凸的、連續(xù)性較好的高速異常，該高速異?？赡苁亲呋再|(zhì)的石窩斷裂南西盤受NW-SE向構(gòu)造應(yīng)力作用向南東方向運動時受到“L”形高速體阻擋產(chǎn)生，故推測本次地震發(fā)生與研究區(qū)內(nèi)“L”形高速體存在密切關(guān)聯(lián).

(3)結(jié)合華南構(gòu)造上的“馬賽克”特征與大量發(fā)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(gòu)造背景與地殼內(nèi)部不均勻體分布導(dǎo)致的應(yīng)力積累可能是華南地塊板內(nèi)地震的另外一種重要成因.

致謝本研究運用了中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)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.