广西北流地震震源区短周期密集台阵背景噪声成像

黄强强， 沈旭章*， 王文天， 许小伟， 周启明， 黄河，黄柳婷， 吕晋妤， 余占洋

1 中山大学地球科学与工程学院， 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室， 广州 510275 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)， 广东珠海 519082

0 引言

华南地块是中国大陆一个相对稳定的构造单元，由扬子克拉通和华夏地块组成，自元古代以来，在漫长的地质年代中经历了复杂的构造演化过程，不同大陆微陆块沿着薄弱带进行拼贴，在平面上形成了地质调查结果显示的“马赛克”状结构(Li et al., 2017).在华南地块东南缘，由于受到西太平洋俯冲板块影响，形成了大范围的花岗岩和长英质火山岩(Huang et al., 2002；孙涛，2006).华南地块虽然较为稳定，但是也发生过多次中强地震(Zhang et al., 2013)，关于华南板内地震的成因机理目前主要有两类观点：(1)俯冲板块的远程效应；(2)板内岩石圈的内部变形(Wang, 1988).Di等(2021)基于前人不同尺度、不同来源岩石圈及浅层地球物理勘察资料结果，对华南板内地震成因进行了分析，其研究结果表明深部结构控制了浅部构造过程和板块运动，岩石圈强度对华南板内地震触发有一定影响.但受限于观测资料，对于构造演化过程中“马赛克”状结构的深部结构特征及对地震活动影响未进行深入讨论.

2019年10月12日22时55分于广西北流发生的5.2级地震，是近年来华南地区少有的中强地震，结合2017年苍梧5.4级地震，郭培兰等(2021)指出中国东南沿海地震带进入新的活跃幕.而在新构造运动上华南属于比较稳定的地块，与华北和西部相比华南的地震活动性较弱(张培震等，2013)，且几次发生中强地震的震源区都是前人研究程度较低、深浅部构造缺乏资料的区域，因此对华南板内地震震源区开展深入研究，对于探究华南板内地震成因具有重要科学意义.

北流地震震源区从大尺度构造背景上看，位于广西地区发育的多组NW、NE向区域性断裂共同组成的X型断裂体系上，其中川滇地块和印支块体对华南地块的侧向挤压和剪切作用为NW向断裂活动提供动力，而NE向断裂活动的动力来源于菲律宾板块与欧亚板块的挤压，故广西西北及北部构造应力场主压应力方向为NW向，而东部和沿海一带为近EW向(聂冠军等，2019；李细光等，2007；张培震等，2013).北流地区分布的断裂带主要包括NE-SW向的廉江—信宜断裂带，以及NW-SE向的巴马—博白断裂带，均为走滑性质，这两组断裂带位于广西X型共轭走滑断裂体系东南端.在X型断裂体系中，断裂的交汇部位易发生应力的集中及断裂闭锁(聂冠军等，2019)，故而在这组断裂系的交汇处地震多发(阎春恒等，2019).

研究区主要分布有蕉林断裂、新丰断裂及石窝断裂(图1)，其中石窝断裂走向为NW-SE向，倾向南西；而蕉林断裂走向为NE-SW向，暂无断层性质等相关研究资料；李冰溯等(2019)根据新丰断裂晚期断面上的逆断擦痕判断新丰断裂最新活动性质为逆断，走向近南北向，倾向南东，王小娜等(2020)认为该断裂应为信宜—廉江断裂，且断层性质为正断，章龙胜等(2016)认为信宜—廉江断裂性质为右旋走滑，北流5.2级地震发生位于这三条断裂带交汇处，前人对研究区内三条断裂构造的研究资料较少，且现有研究成果存在争议，该地区构造背景复杂，获取高分辨率浅层地壳地下速度结构可以为断层性质的研究及发震构造的确定提供重要参考，弥补该区域相关工作的空白.

图1 北流地震震源区地质地形图其中MC-SW fault为米场—石窝断裂；XF fault为新丰断裂；JL fault为蕉林断裂，彩色圆圈代表在2019年10月12日至2019年10月16日之间北流震区内发生的余震，圆圈大小代表震级大小，圆圈颜色代表余震的震源深度.右上角为地理位置示意图，其中黑色线为区域性断裂带，主要包括巴马—博白断裂带(BBF)、合浦—北流断裂带(HBF)、廉江—信宜断裂带(LXF),震源球代表了此次北流地震的震源机制以及震中位置,红色箭头代表主压应力方向.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.

该地区历史地震活动性统计分析表明该地区具有发生中强地震的历史背景(聂冠军等，2019)，但对该地区发震构造的研究工作较少.阎春恒等(2019)使用CAP法对震源机制进行反演，结果表明北流地震为走滑性质，主压应力P轴方向为NW-SE向，与该地区构造应力场方向接近(许忠淮等，1989；李细光等，2007)；地震精定位结果表明余震平面分布主要呈NW-SE向.李冰溯等(2019)通过开展地表地质调查及结合烈度分布等方法综合分析了北流震区的地质构造背景，提出北流地震的发震构造可能为NW-SE向的米场-石窝断裂.此外，在主震发生前2 s，于主震北西侧约1 km处发生了4.2级前震，两次地震的震源机制解均为走滑性质(王小娜等，2020).这些研究结果为深入研究北流地震提供了参考.但受地震观测资料限制，北流地震震源区精细地下结构的研究尚属空白，而高分辨精细地下速度结构是了解发震构造的重要信息，同时，获取高分辨率精细地下速度结构可以为发震机制的研究提供参考，可为华南板内地震成因提供重要信息，且对于华南地区地震灾害防范也具有重要意义.

背景噪声成像(Ambient Noise Tomography，ANT)是一种无源成像方法.该方法通过计算长时间波形记录互相关函数来获取台站间格林函数，并以此反演地下速度结构.Aki(1957)于20世纪提出了背景噪声与地下结构间存在关联的设想，至20世纪初，Shapiro和Campillo(2004)通过计算台站间互相关函数提取了台站间格林函数，并以此反演了美国南加州地区的高分辨率浅层速度结构(Shapiro et al., 2005)，随后十几年此方法以其能够廉价稳定地获取地下介质格林函数的特性得到长足发展.

随着地震观测技术的不断进步，利用密集台阵的背景噪声数据获取地下速度结构，是近些年广泛应用的方法.该方法相比于传统面波层析成像方法，能够较好地恢复短周期面波信号，且具有对地壳浅部结构分辨能力高、不依赖地震等优点(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).随着流动地震台阵的密度不断增加，背景噪声成像结果的分辨率也随之大幅提高，此成像方法不但可以研究几十上百公里的区域性结构(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)，还可以开展小区域小尺度精细地下结构研究.如Huang等(2010)使用0.3～5 s高频面波信号获取台北盆地浅层相速度分布图；Lin等(2013)使用密集台阵获取了美国加州长滩浅层地下剪切波速度结构；Li等(2016)提取了0.5～2 s周期范围的高频基阶瑞雷面波信号并以此获取了合肥市区近地表剪切波速度结构；王爽等(2018)基于在新丰江水库库区布设的42个短周期地震仪组成的密集台阵资料，使用背景噪声成像方法反演了新丰江水库库区人字石断裂附近1 km深度范围内的近地浅层高分辨率地下结构.孟亚峰等(2019)获取了5～30 s周期范围内的瑞利波相速度分布图，以此研究郯庐断裂带中南段及邻区地壳速度结构.李玲利等(2020)利用背景噪声成像法获取了合肥市地壳浅部0.6～3.6 km的三维剪切波速度结构.Zhang等(2020)提取1～4 s周期频散曲线并反演了龙门山断裂带浅层地壳结构.这些研究成果均表明密集台阵及背景噪声成像方法获取高分辨率地下速度结构是切实可行的.

北流地震的发生为我们研究华南中强地震震源区深部结构提供了一个理想场所，本研究基于北流地震震源区均匀布设的短周期密集台阵背景噪声数据，通过互相关方法提取高频面波频散信号，然后采用面波直接反演法，对地震震源区地下6 km深度范围内的精细结构进行成像.在震源区，成像结果显示出稳定的高速异常分布结构，基于该结果，本文对北流地震发震构造及华南板内地震的可能成因进行了探讨.

1 数据与方法

较小的台间距有利于提取高频面波信号(Yao et al.，2006; Yang et al.，2007).据此本研究在北流震源区均匀布设了由121台短周期仪器组成的密集台阵(图2)，台站的平均间距约为6 km.所用仪器为中国地质装备集团有限公司生产的短周期EPS便携式数字地震仪，该地震仪频带宽度为0.2～150 Hz.该密集台阵从2019年10月21日至2019年11月13日进行了24天的连续观测.我们选择了波形质量较好、连续性较高的96个台站(图2)数据用于本研究.

本研究以Bensen等(2007)提出的背景噪声数据处理方法为依据，对采集的连续波形记录进行数据预处理、互相关计算、频散曲线提取及背景噪声层析成像.

选取垂直分量波形记录，将其长度截取为1 h.对原始数据进行20 Hz降采样后去除仪器响应，去均值及倾斜分量；进行0.2～8 s带通滤波后对数据进行时域归一化和谱白化处理.预处理完成后计算台站对之间的互相关函数.图3展示了927台站和980台站在不同频率范围内的互相关波形，该台站对间距为33 km(图2)，如图可看出不同周期的瑞利波速度具有一定差异.

图2 台站分布图黑色三角形为筛选后进行互相关计算的96个台站，灰色三角形为筛选后数据质量较差未参与计算的台站，红色三角形分别为927与980台站，蓝色线段为5条测线所在位置.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.

图3 980台站与927台站在不同周期的互相关函数波形Fig.3 Cross-correlation function waveforms of stations 980 and 927 in different periods

图4展示了980台站和其他所有台站在5个不同滤波频段范围的经验格林函数，本研究得到的格林函数信噪比较高，频散特征明显，瑞利波到时的一致性很好，同时经验格林函数中的瑞利波信号明显，易于分辨.

图4 980台站与其他所有台站之间不同周期的互相关函数波形，滤波范围分别为(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处理软件提取频散曲线(姚华建等，2004；Yao et al，2005).提取过程中为控制频散曲线质量本研究只提取信噪比高于5且台站对间距大于2倍波长的频散曲线.基于相速度测量精度高于群速度及相速度对剪切波速度的敏感度较为线性等优点，本研究提取了1～5 s相速度频散曲线进行下一步研究(图5).本研究实际参与计算的台站数为96，理论上应该有4560条频散曲线，经过上述质量控制方法筛选后共得到1498条相速度频散曲线.

图5 频散曲线分布图灰色线段为不同台站对间提取到的频散曲线，红色线段为各周期平均相速度值曲线.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.

图6a展示了不同周期射线数量，4 s前各周期均有较多数量的射线覆盖.经质量控制及筛选，尽管4 s后各周期射线路径数量锐减，但其对模型仍然具有约束作用，因此反演时使用1～5 s周期的频散数据进行反演.从提取的频散曲线中对各周期相速度值进行统计并计算平均相速度值(图6b)，平均相速度随周期增大而增大，频散特征明显.图7分别给出了1 s、2 s、3 s、4 s、5 s周期的射线路径分布图，2～3 s周期射线覆盖最为密集，相对而言1 s及4 s周期射线覆盖情况较差，而5 s周期的射线覆盖最为稀疏.但震中区在各周期均有较为密集的射线覆盖.密集的射线覆盖能够保证反演结果的高分辨率，故射线路径的覆盖情况对剪切波速度结构成像非常重要.

图7 不同周期瑞利波相速度测量的射线路径Fig.7 Ray path of Rayleigh wave phase velocity measurement with different periods

两步法为传统的面波反演法，该方法通过对频散曲线做走时成像获取二维相速度分布图(Trampert and Woodhouse, 1995; Barmin et al., 2001; Cara and Lévêque, 1987)，进而将每一格点的一维剪切波速度剖面拼合成三维剪切波速度结构(Ritzwoller et al., 2002).而Fang等(2015)提出的基于射线追踪的面波频散直接反演方法，使用快速行进法进行面波路径射线追踪(Rawlinson and Sambridge, 2004)，考虑了面波在地壳中传播的实际路径，提高了反演可靠性，因此本研究使用此方法进行地下三维剪切波速度结构反演.在没有前人研究结果作为合适先验模型前提下，本研究使用各周期平均相速度除以倍数0.92作为初始速度模型(图6b).反演中共进行了10次迭代，图8展示了初始速度模型、中间迭代速度模型及最终速度模型，如图可看出反演结果收敛情况较好.

图6 (a) 不同周期用于反演的射线路径数； (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

本研究对初始模型、网格数量、权重、平滑因子、层数等参数进行测试，以期获得分辨率高、可靠性高的剪切波速度结构的结果.研究区无前人研究结果作为先验模型，故本研究首先对初始模型进行测试搜索以获取合理的初始模型，使用控制变量法依序分别测试了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均匀速度模型，同时将平均相速度除以倍数0.92作为初始模型一并进行测试.对于均匀层状模型而言，同一周期相速度是剪切波速度的0.92倍，对比各模型反演得到的剪切波速度结构，均匀速度模型反演得到的剪切波速度结构走时残差偏离0值较远，可靠性差；反之使用平均相速度除以倍数0.92作为初始模型反演得到的剪切波速度结构走时残差分布近于0值，残差分布合理.故本研究使用平均相速度除以倍数0.92作为初始速度模型.同理，本研究使用控制变量法对其余重要参数进行测试搜索.测试表明，网格数量过少时，分辨率较低；网格数量过多时，易造成频散数据浪费而引入虚假异常，故本研究反演网格数量为48×48.当权重过小时，同一深度范围速度变化范围较大，因此本研究反演时权重设置为8.0；而当平滑因子过小时高低速异常过渡较为尖锐，因此反演时平滑因子设置为2.0.

2 结果与讨论

2.1 相速度敏感核函数

面波的探测深度与其周期密切相关，但对不同的模型而言不同周期面波能够探测的深度略有差别，为此本研究根据得到的速度模型(图8)计算了不同周期瑞利波相速度敏感核函数(图9)，将剪切波速度及面波相速度联系起来.随周期的增大，瑞利波敏感的深度变深，但其敏感深度范围随之变宽，分辨率降低.本研究反演使用的频散曲线周期范围为1～5 s，基于敏感核函数分析发现对地下1～6 km深度范围内的剪切波速度结构较为敏感，分辨率较高.

图8 剪切波速度模型蓝色虚线和红色实线分别表示初始模型和最终模型，灰色线表示中间的迭代结果.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.

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

2.3 分辨率测试

通过检测板测试以检验研究区反演所得剪切波速度模型分辨率的高低.检测板测试模型为15 km×15 km的网格，该模型加入±0.2 km·s-1的速度扰动.为确保检测板测试是对实际反演过程的真实反映，进行检测板测试时各项参数的设置与反演时的参数值均保持一致.

图10分别给出了1.0 km、1.8 km、3.0 km、3.8 km、5.0 km、5.8 km深度的分辨率测试结果，本研究结果具有较高的分辨率，约为15 km×15 km.结合敏感核分析，分辨率测试结果与射线路径覆盖情况相对应.2～4 s周期射线数量多，覆盖密集，故在1.8～3.8 km深度范围内分辨率较高，棋盘恢复情况好；2 s以前的周期射线数量相对2～4 s周期较少，分辨率降低.5 s周期射线数量急剧下降，故在5～5.8 km深度范围内分辨率有所降低，棋盘恢复面积减小.但整体上本研究具有较高分辨率.对同一深度而言，震中区的分辨率明显优于边缘区域，边缘区域的棋盘恢复情况较差.

图10 不同深度的检测板测试结果图中灰色三角为台站，灰色线段为主要断裂带.格点尺寸为15 km×15 km，速度扰动为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 误差分析

本研究对反演结果进行误差分析，图11展示了初次反演及最终反演走时残差分布.如图所示，初次反演后走时残差主要分布于-0.4两侧，靠近0值，说明初始模型的选择是合理的.而最终反演后残差以0为中心，集中于0两侧正态分布，残差显著降低，说明反演结果是可靠的.本研究还给出不同深度剪切波速度结构的标准差分布(图12).不同深度反演得到的剪切波速度结构均具有较低的标准差分布，射线覆盖密集的区域，标准差较小，当深度增加至5 km时，标准差增大，分辨率降低，但整体上震中区标准差小于0.2 km·s-1.

图11 走时残差分布图蓝色柱状图为初次反演时对应的残差，红色柱状图为最后一次反演时对应的残差.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.

图12 不同深度反演结果标准差分布图中灰色三角形为台站，灰色线段为主要断裂带.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 剪切波速度成像结果

图13为不同深度剪切波速度结构的水平分布图，为更好区分不同深度高低速异常，文中绘制不同深度剪切波速度时使用了不同色标.整体上看，浅层地壳剪切波速度变化强烈，速度分布不均匀.各个深度剪切波低速异常多分布于断裂带周围，且高低速异常往往相间分布.此外，高低速异常的分布与地表地形起伏相吻合，在地形隆起处其地下剪切波速度异常多为高速，而地形平缓处地下剪切波速度异常多为低速.速度异常与地表地形起伏是否吻合亦是判断剪切波速度结构反演可靠性的一个重要标准.

在1.0 km深度上，低速异常多沿着断裂带周围展布，高低速异常相间分布，剪切波速度横向变化较复杂.在1.8～3.8 km深度范围，高速异常由浅至深连续分布，石窝断裂北东盘存在一条近NNW-SSE向的高速异常(图13)，该高速异常与震中区高速异常相交，整体呈“L”形环绕包围于米场—石窝断裂东南端.在5.0～5.8 km深度范围，震中区存在面积较大的高速异常，而低速异常分布于断裂带周围.受限于射线数量，在此深度范围，对速度异常的分辨能力减弱.总体上三条断裂带交汇处为明显的高速异常.

图13 不同深度剪切波速度分布图图(a)中蓝色实线为测线位置.黑色实线为主要断裂带，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.

为进一步全面了解研究区地下精细结构，本研究绘制了五条纵向速度剖面(图14)，剖面位置如图中蓝色测线所示.AA′剖面切过石窝断裂及新丰断裂，两处断裂下方存在向下延伸至2.5 km左右的低速异常，连续性较好；AA′剖面中部，即三条断裂带交汇处下方，存在上凸形态的高速异常，表明在震源上方存在高速体.BB′剖面切过蕉林断裂，蕉林断裂下方的低速异常沿蕉林断裂走向展布，该低速异常延伸至地下3 km处，而在3 km深度后则为层状高速异常.CC′剖面切过石窝断裂，剖面浅层同样分布有层状低速异常，且剖面左侧的低速异常向下延伸至较深处.在米场—石窝断裂东北方向存在上凸的高速异常，该高速异常与震中区的高速异常在水平方向上组成“L”形高速异常.DD′剖面经过蕉林断裂南东盘及震源上方，蕉林断裂南东盘下方存在明显的低速异常，该低速异常向下延伸贯穿整个研究深度范围，同时在震中区北东侧存在明显的低速异常，该低速异常与地表形态吻合.EE′剖面沿着新丰断裂走向展布，在EE′剖面与AA′剖面交汇处东北侧存在一处明显的低速异常.

图14 剖面示意图及三维剪切波速度的5条垂直剖面图黑色三角形表示断裂所在位置.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.

结合水平速度剖面、垂向速度剖面结果分析，研究区存在一处面积较大且延伸深度较深的“L”形高速异常，同时震中区至新丰断裂北西盘也均为高速异常，本研究认为这些高速异常可能是中生代花岗岩基.通过观察AA′剖面右端剪切波速度不难发现新丰断裂南东盘剪切波速度整体上小于北西盘，且震中区地表为隆起地形，因此推测石窝断裂南西盘受NW-SE向构造应力场作用，整体向南东向滑动时可能受到“L”形高速体阻挡.

华南地块位于欧亚板块、太平洋板块和印澳板块交汇处，华南地块是由新元古代以来各种陆相微地块沿若干薄弱带拼合而成的“马赛克”结构，且不同单元的构造被拆离断层分割(Li et al., 2007).前人研究表明，华南地块内部大量发育的花岗岩与扬子地块和华夏地块的拼合密切相关，属于地壳物质部分熔融形成的S型花岗岩(孙涛，2006).在常温常压和近地表温压条件下，S型花岗岩具有相对更高的波速(杨树锋等，1997).基于此推断，北流地震震源区局部的高速异常可能是与微陆块相关的S型花岗岩的残留，这种局部的高速异常在地壳内部形成结构上的不均匀体，成为易于积累应力的区域.在更大尺度上，川滇地块和印支块体对华南地块的侧向挤压和剪切作用为NW向断裂活动提供动力，而NE向断裂活动的动力来源于菲律宾板块与欧亚板块的挤压.这种大尺度的构造应力和小尺度的地壳内部不均匀体相互作用，会在不均匀体附近积累应力，导致中强地震的发生，而北流地震震源机制解反映的主压应力方向也与大尺度的构造背景相一致.基于以上分析，我们认为由大尺度板块相互作用控制的构造背景与地壳内部不均匀体分布导致的应力积累可能是华南地块板内地震的另外一种重要成因.也正因为华南地块内部不均匀体空间上可能呈现零散分布，整体尺度较小，因此华南地块板内地震相比中国大陆西部地区强度更弱.

3 结论

本研究使用短周期密集台阵对北流地震震源区进行背景噪声成像，得到了研究区1～6 km深度范围内的精细地下剪切波速度结构.基于研究内容得到如下主要结论：

(1)研究区浅层地壳剪切波速度具有强烈的横向不均匀性，高低速异常与地表地形起伏吻合度高.在1～3.8 km的深度范围，低速异常均分布于断裂带周围.研究区存在一条连续性高的NNW-SSE向高速异常，该异常与震中区的高速异常相交在水平方向上呈“L”形环绕分布于石窝断裂东南侧.

(2)震中区至新丰断裂北西盘下方存在上凸的、连续性较好的高速异常，该高速异常可能是走滑性质的石窝断裂南西盘受NW-SE向构造应力作用向南东方向运动时受到“L”形高速体阻挡产生，故推测本次地震发生与研究区内“L”形高速体存在密切关联.

(3)结合华南构造上的“马赛克”特征与大量发育的S型花岗岩，本研究提出大尺度板块相互作用控制的构造背景与地壳内部不均匀体分布导致的应力积累可能是华南地块板内地震的另外一种重要成因.

致谢本研究运用了中国科学技术大学姚华建教授提供的背景噪声计算程序以及方洪建提供的反演程序，图形绘制中使用了GMT软件(Wessel et al.，2013)，在此表示衷心感谢，同时感谢审稿专家提出的宝贵意见.