Crustal thickness and vP/vS ratio of Arxan volcanic group in Xing’an-Mongolia orogenic belt
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摘要: 利用架设在我国东北地区阿尔山火山区的宽频带流动地震台站记录的远震波形数据，采用P波接收函数H-κ叠加扫描方法，得到了阿尔山火山区的地壳厚度和平均波速比。结果显示：阿尔山地区的地壳厚度范围为33.9—37.9 km，整体呈西北厚东南薄的特点，火山带附近地壳较薄；地壳平均波速比范围为1.73—1.83，主要有柴河镇—明水河镇、伊敏德仁北部和天池镇三处高波速比区。结合前人研究结果推断， 阿尔山火山区薄的地壳和高波速比值可能是由地幔物质上涌、玄武岩浆底侵下地壳所致。Abstract: The Arxan volcanic group is one of the most important volcanic groups in the Quaternary in Northeast China. It is of great significance to obtain information of crustal structure and vP/vS ratios in this area for studying the physical properties of the crust and tectonic evolution beneath the volcanoes. Original waveform data came from temporary broadband seismic stations in the Arxan volcanic area. The crustal thickness and average vP/vS in the study area are obtained by the P-wave receiver function and H-κ stacking method. The results show that the crust thickness is thicker in the northwest and thinner in the southeast, ranging from 33.9 km to 37.9 km, with thinner crust near the volcanic belt. There is a positive correlation between crustal thickness and elevation. The vP/vS ratio ranges from 1.73 to 1.83. There are three high vP/vS ratio areas in the study area: Chaihe town-Mingshuihe town, the north of Yimin Doren and Tianchi town. The thin crust and high wave velocity ratio areas beneath Arxan volcanic region may be caused by the upwelling of mantle material and underplating of basaltic magma.
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Keywords:
- Arxan volcanic region /
- receiver function /
- H-κ stacking /
- crustal thickness /
- vP/vS ratio
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引言
中亚造山带是全球最大的增生型造山带（许文良等，2019），位于其东段的兴蒙造山带夹持于华北克拉通与西伯利亚克拉通之间（潘桂棠等，2009），大兴安岭—太行山重力梯度则是其最显著的地球物理特征之一。自晚中生代开始，中亚造山带东段受古太平洋板块俯冲影响，经历了复杂的形变和岩石圈-软流圈相互作用及岩浆作用，发育了大量中新生代板内火山，例如阿尔山火山群、科洛火山群、诺敏河火山群、五大连池和长白山火山群等。因此该区域成为研究板内火山活动及其成因机制的典型场所。
阿尔山火山群地处兴蒙造山带中段，是大兴安岭地区重要的火山群之一，发育有一系列北东向断裂，主要有新林—头道桥古缝合带、大兴安岭断裂带和二连—黑河古缝合带（图1）。自新生代以来，阿尔山火山曾有强烈的玄武岩喷发（朱勤文等，1997；Liu et al，2001）。火山岩K-Ar测年结果和区域地质调查综合研究表明该火山群包含46座火山，在早、中、晚更新世和全新世均有活动记录，主要是由第四纪构造活动形成（樊祺诚等，2011）。地球化学研究表明，阿尔山火山岩为钠质系列碱性玄武岩，主要为碱性橄榄玄武岩，阿尔山第四纪火山活动与区域伸展作用背景下软流圈地幔上涌、新生代大兴安岭造山活动有关（赵勇伟，樊祺诚，2012）。
为揭示大兴安岭构造带与松辽盆地的接触关系，在国家深部探测专项的支持下，中国地质科学院于2010—2011年布设了从海拉尔盆地东缘至松辽盆地西缘的宽角折射地震剖面，获得了大兴安岭及周边地区的壳幔速度结构（李英康等，2014）。该剖面结果显示，大兴安岭西部天池镇—阿尔山地壳底部存在一个明显的高速异常，且上地幔顶部Pn波速度也偏高。结合该处高速高密度体的特征，李英康等（2014）推断高速异常区是火山喷发的岩浆通道或岩浆囊。汤吉等（2005）利用大地电磁测深法反演了阿尔山火山区的电性结构，其结果显示该区地壳内部存在低阻异常；梁宏达等（2016）也通过该方法对大兴安岭及两侧盆地的电性结构进行了反演，其研究结果显示伊尔施—蘑菇气段下方的电性结构呈现“高阻—相对高阻—低阻”的特点，推断下地壳高阻体可能是已固结的岩浆通道。另有研究显示阿尔山地区地壳上地幔中存在低速异常（张风雪等，2013，2014；潘佳铁等，2014；Guo et al，2015，2016；Liu et al，2017），但目前各结果关于低速异常的深度存有差异。Guo等（2015，2016）基于NECESSArray台阵和固定台站波形资料，采用背景噪声层析成像等方法的研究结果表明阿尔山火山群下方中下地壳及上地幔中存在低速异常；而Liu等（2017）采用背景噪声伴随层析成像方法获得的三维S波速度结构结果显示阿尔山火山群下方的中下地壳至上地幔存在明显的低速异常，且在火山群以西约150 km处中下地壳存在低速异常；张风雪等（2013，2014）利用P波层析成像得到的结果显示阿尔山火山群下方的低速异常深度范围为60—600 km，S波层析成像显示该异常的深度范围为100—400 km，同时向东与松辽盆地南部的低速异常连通，故推断火山下方的低速异常区可能是输送热物质的通道。另一方面，张广成（2012）和Tao等（2014）利用中美等国际联合项目台阵NECESSArray、绥满台阵和额虎台阵的数据对兴蒙造山带的地壳上地幔结构也进行了接收函数的研究，其结果显示南北重力梯度带西侧，莫霍面较平缓，东侧地壳厚度变化大，高泊松比区域零星地分布在阿尔山火山群和长白山火山群的下方。
虽然上述地球物理研究给出了兴蒙造山带不同尺度的壳幔结构，但阿尔山地区的台站相对稀疏，所获壳幔结构对于认识阿尔山火山群的成因略显不足。中国地震局地球物理研究所于2019—2021年在阿尔山火山地区布设了29套宽频带地震仪进行观测（图1），为开展阿尔山火山深部结构及火山成因研究提供了地震学观测数据。本文利用阿尔山台阵AR的远震体波数据，提取P波接收函数并使用H-κ叠加方法得到该区域的地壳厚度和平均波速比，为该火山群形成的动力学机制提供地球物理学证据。
1. 数据和方法
本文所用数据为2019—2020年的阿尔山台阵的远震波形数据，从中提取接收函数的具体步骤为：首先，选取震中距为30°—90°且震级为M＞5.5的远震事件，对事件数据进行去倾斜、去均值、去线性趋势处理，在0.05—2 Hz频带范围内进行带通滤波，并挑选出P波初至震相明显、三分量事件记录完整且垂直分量衰减快的地震事件206个（图2）；然后，截取理论P波到时前10 s与后100 s之间的地震波形数据，并将E分量和N分量根据大圆弧角度旋转至径向分量和切向分量；最后，将三分量数据降采样为10 Hz，采用时间域迭代反褶积方法（Kikuchi，Kanamori，1982；Ligorría，Ammon，1999），利用CPS330程序（Herrmann，2013）计算接收函数。在接收函数的计算中，选取高斯系数为2.5，对应的截止频率约为1.25 Hz。最终人工挑选出每个台站下方Ps震相明显的高质量接收函数，共计1 346条，单台接收函数平均为58条、最多105条。
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图 2 本文所用远震事件分布红色三角形为研究区域中心，蓝色圆点为地震事件Figure 2. Distribution of teleseismic events used in this studyRed triangle is the center of study area，blue dots are seismic events当远震P波到达速度间断面时，会产生转换波或反射波。H-κ叠加方法即利用直达P波在莫霍界面所产生的Ps转换波及多次转换反射波震相等信息进行地壳厚度H和平均波速比κ的计算。利用给定的每组H和κ值，可以计算出理论的Ps，PpPs，PpSs＋PsPs震相到时与直达P波到时差，之后基于到时差，在一定的H和κ范围内，对实际计算得到的各台站下方接收函数进行扫描，可获得不同射线参数的接收函数理论到时所对应的三个震相的振幅值，将振幅按照一定的权重叠加，则
$$ S （ H， \kappa ） ＝{\omega }_{1}r （ {t}_{{\rm{Ps}}} ） ＋{\omega }_{2}r （ {t}_{{\rm{PpPs}}} ） ＋{\omega }_{3}r （ {t}_{{\rm{PpSs}}＋{\rm{PsPs}}} ） \text{，} $$ (1) 式中：r为各震相Ps，PpPs，PpSs＋PsPs对应的振幅；ω1，ω2和ω3为各震相振幅的叠加加权系数；S（H，κ）为叠加后的总振幅，其最大值所对应的即为最优地壳厚度和平均波速比（Zhu，Kanamori，2000）。根据李英康等（2014）在该研究区所得到的人工地震结果，本文在H-κ叠加扫描中，给定地壳平均P波速度为6.1 km/s，地壳厚度的变化范围为20—60 km，波速比的变化范围为1.5—2.0，三个震相Ps，PpPs，PpSs＋PsPs的叠加加权系数ω1，ω2和ω3分别为0.7，0.2，0.1。由于提取到的接收函数Ps震相的一致性比较好，而PpPs和PpSs＋PsPs震相的一致性相对较差，因此赋予Ps震相更大的叠加权重。在此基础上计算H和κ的方差，进行相应的误差分析。最终，我们根据H-κ扫描得到的地壳厚度和波速比以及三个震相的到时公式（Zhu，Kanamori，2000）
$$ \left\{\begin{split}& {t}_{{\rm{Ps}}}＝\frac{H}{{v}_{{\rm{P}}}}\left(\sqrt{{\left(\frac{{v}_{{\rm{P}}}}{{v}_{{\rm{S}}}}\right)}^{2}－{p}^{2}{{v}_{{\rm{P}}}}^{2}}－\sqrt{1－{p}^{2}{{v}_{{\rm{P}}}}^{2}}\right) \\& {t}_{{\rm{PpPs}}}＝\frac{H}{{v}_{{\rm{P}}}}\left(\sqrt{{\left(\frac{{v}_{{\rm{P}}}}{{v}_{{\rm{S}}}}\right)}^{2}－{p}^{2}{{v}_{{\rm{P}}}}^{2}}＋\sqrt{1－{p}^{2}{{v}_{{\rm{P}}}}^{2}}\right) \\& {t}_{{\rm{PpSs}}＋{\rm{PsPs}}}＝\frac{2H}{{v}_{{\rm{P}}}}\sqrt{{\left(\frac{{v}_{{\rm{P}}}}{{v}_{{\rm{S}}}}\right)}^{2}－{p}^{2}{{v}_{{\rm{P}}}}^{2}} \end{split}\right.$$ (2) 计算其到时，并在接收函数上标记。式（2）中的vP为地壳平均P波速度，vP/vS为波速比κ，p为射线参数。
扫描结果的误差可通过叠加结果最大振幅位置的平滑度得到。对叠加函数进行泰勒展开，并忽略高阶项，可以得到H和κ的方差和标准差：
$$ {\sigma}^2_H＝\dfrac{2{\sigma }_{S}}{\dfrac{{\partial }^{2}S}{\partial {H}^{2}}}，{\sigma }_{\kappa }^{2}＝\dfrac{2{\sigma }_{S}}{\dfrac{{\partial }^{2}S}{\partial {\kappa }^{2}}}， $$ (3) 式中
$ {\sigma }_{S} $ 为目标函数$ S $ 的估计方差。2. 结果
2.1 接收函数及可靠性
通过H-κ叠加方法，我们得到了25个台站的地壳厚度和波速比值（表1）。此外，AR01和AR02台站可能受较厚沉积层的影响，直接使用H-κ叠加计算出的结果明显与该区域的正常地壳结构不符，故舍弃，其接收函数结果见图3；AR20和AR34台站所记录波形的信噪比低，亦舍弃。
表 1 各台站基本信息及相应的H-κ叠加结果Table 1. Basic information of each station and corresponding H-κ stacking results台站 高程/m 接收函数
条数tPs /s 地壳厚度/km vP/vS 台站 高程/m 接收函数
条数tPs /s 地壳厚度/km vP/vS AR03 833 72 4.7 37.9±1.9 1.73±0.04 AR18 971 92 4.7 36.9±2.4 1.74±0.06 AR04 809 29 4.8 36.5±3.1 1.77±0.08 AR19 1129 47 4.8 34.0±1.6 1.83±0.04 AR05 481 10 4.7 34.4±2.1 1.79±0.05 AR22 663 43 4.8 34.5±2.3 1.81±0.06 AR06 450 47 4.4 33.9±2.4 1.76±0.06 AR24 878 35 4.8 35.5±2.5 1.77±0.06 AR07 529 27 4.4 34.4±2.6 1.75±0.06 AR27 986 87 4.7 36.5±2.9 1.76±0.07 AR08 588 42 4.5 35.5±2.9 1.75±0.07 AR28 1038 79 4.8 35.5±2.8 1.80±0.07 AR09 883 37 4.6 35.5±1.8 1.76±0.05 AR29 1108 56 5.0 36.0±3.4 1.80±0.09 AR10 935 27 4.7 36.5±2.6 1.76±0.06 AR30 1179 71 4.7 35.9±3.7 1.77±0.08 AR11 1124 28 4.9 36.9±1.8 1.77±0.04 AR31 1193 23 4.7 37.5±2.8 1.74±0.06 AR12 688 83 4.9 34.5±4.0 1.83±0.10 AR32 881 105 5.0 36.0±2.2 1.81±0.06 AR14 710 90 4.7 34.4±1.9 1.78±0.05 AR33 1042 94 4.7 36.6±2.8 1.77±0.06 AR16 1254 61 4.7 36.0±2.5 1.76±0.06 AR35 1071 18 4.7 37.0±1.4 1.74±0.04 AR17 816 43 4.6 35.9±1.7 1.77±0.04 对H-κ叠加结果的误差进行统计，结果如图4所示，可见：地壳厚度H的标准差普遍小于3.0 km，平均误差为2.6 km；波速比κ的标准差普遍小于0.06，平均误差为0.06。AR05和AR35 （图5b）两个台站附近分布着NECESSArray台阵的YP.NEA4和YP.NEA2，本文得到的AR05和AR35台站的地壳厚度和波速比与Tao等（2014）获得的NECESSArray台站的结果非常相近。
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图 4 地壳厚度H （a）和波速比κ （b）的误差分布Figure 4. The error distribution of crustal thickness H （a） and vP/vS ratio κ （b）使用计算出的25个台站的地壳厚度和波速比进行插值，得到了研究区内地壳厚度和波速比分布图（图6）。
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图 5 AR19 （a）和AR35 （b）台站的接收函数波形（上）和H-κ叠加结果（下）Figure 5. Receiver functions （upper panels） and H-κ stacking results （lower panels） of the stations AR19 （a） and AR35 （b）![]()
图 6 研究区内地壳厚度H （a）与波速比κ （b）分布（白色圈为高波速比区域）Figure 6. Distribution of crustal thickness H （a） and vP/vS ratio κ （b） beneath the stations in the study area （The white circles denote the areas with high vP/vS ratio）2.2 地壳厚度
本研究显示，阿尔山火山区莫霍面所产生的Ps转换震相到时大致为4.4—5.0 s。从图6a可以看出，地壳最厚处（37.9 km）位于研究区的北部，最薄处在重力梯度带以西的哈多河镇西侧（33.9 km），平均地壳厚度为35.8 km。地壳厚度呈现出由西北向东南减薄的趋势，在火山带附近地壳较薄，但整体上变化不大，这一变化趋势与前人对大兴安岭区域及东北地区的研究结果（高延光，李永华，2014；朱洪翔等，2017）一致。
研究区内地壳厚度以南北重力梯度带为界，以西地区，地壳厚度呈块状分布。塔尔气镇以北，地壳厚度超过36.5 km，并有向NW方向继续增厚的趋势。高占永（2015）利用H-κ叠加得到的本研究区北部绥满台阵SM测线的结果也表现出地壳厚度向北加厚的趋势，同时向东跨过南北重力梯度带后地壳厚度稳定在35 km左右，这一结果也与研究区东北侧诺敏河火山群的地壳厚度（谢振新等，2018）相符。南北重力梯度带以东地区的地壳厚度整体较薄，小于34.5 km，与张广成等（2013）得到的松辽盆地西侧的地壳厚度相近。李英康等（2014）利用深地震测深得到的地壳上地幔顶部P波速度显示，以柴河镇为界，地壳厚度从（120.8°E，47.6°N）西侧的超过40 km向东迅速减薄至大兴安岭断裂带附近的35 km以下。本研究结果在柴河镇附近也显示出这一趋势，但地壳厚度较李英康等（2014）的结果约薄4 km。考虑到深地震测深得到的是P波速度结构，而接收函数对S波速度变化更为敏感（高延光，李永华，2014），两种方法得到的地壳厚度偏差在4 km范围内，并非不可接受。
值得注意的是，研究区中部伊敏德仁附近AR19台站的地壳厚度为34.0 km （图6a），小于周边36.5 km以上的地壳厚度。对该台站接收函数进行检查后确认，接收函数波形（图5a）的信噪比较高，H-κ叠加结果标准差分别为1.6 km和0.04，相对稳定， 分别小于本文获得的地壳厚度和地壳波速比的平均误差2.6 km和0.06，因此可以相当有把握地确认该台站附近的莫霍面存在局部的小幅隆起。
2.3 波速比分布
阿尔山地区台站下方的平均地壳波速比介于1.73—1.83之间，平均值为1.78，与全球大陆平均波速比（Zandt，Ammon，1995）相当，但高于东北地区平均值1.76 （朱洪翔等，2017）。研究区波速比较大的地方主要集中在火山附近，最大值为1.83；波速比最小值为1.73，位于研究区北侧的塔尔气镇西北，该值与张广成（2012）得到的SM14和SM15台站的结果相似。从图6b中可以看出，研究区存在三处高波速比区（H1，H2，H3），主要位于火山附近，H1区在南北重力梯度带西侧明水河镇以北附近，波速比可达1.83；H2区位于研究区北侧伊敏德仁附近，波速比为1.83；H3区在中南部天池镇地区，波速比为1.80。
3. 地壳厚度与高程、波速比的关系
3.1 地壳厚度与高程的关系
研究区地貌以山地为主，地形变化较大，各台站海拔从0.45 km到1.25 km不等。对各台站高程与所得地壳厚度之间的关系进行研究后可知，地壳厚度与地表高程成正相关关系（图7a），对离散的数据进行拟合可得到如下方程：
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图 7 地壳厚度H与高程E （a）、波速比κ （b）的关系图Figure 7. Correlations between crustal thickness H and elevations E （a） and vP/vS ratios κ （b）$$ {H}＝{2.8}{E}＋{33.3}{{，}} $$ (4) 式中，H为地壳厚度（km），E为台站高程（km）。回归直线的相关系数 R约为0.6，说明地壳厚度与高程之间呈弱相关， 可能反映研究区受到热物质上涌影响，处于相对不均衡的状态。
3.2 地壳厚度与波速比的关系
阿尔山火山区的地壳厚度与波速比之间存在负相关关系（图7b），这与前人得到的大兴安岭地区（高延光，李永华，2014）及北部诺敏河火山群（谢振新等，2018）的结果相似。嵇少丞等（2009）基于地壳厚度与波速比之间的关系，提出了可以约束大陆地壳构造演化过程的几种流变形构造模式。地壳厚度与波速比之间的负相关主要对应于两种模式：一是构造挤压环境造成地壳增厚失稳，进而出现下地壳拆沉；二是拉张环境下基性岩浆对地壳形成底侵（嵇少丞等，2009）。一般来说，酸性花岗岩（硅铝质）的波速比≤1.76，中性岩的波速比为1.76—1.81，基性辉长岩（铁镁质）的波速比在1.81—1.87之间（Tarkov，Vavakin，1982）。
研究区以南北重力梯度带为界，地壳厚度和波速比的分布呈现不同的特点。重力梯度带西侧柴河镇—明水河镇北侧存在一个近似三角形的高波速比区H1，其地壳厚度和平均波速比分别为34.4 km和1.81。过柴河镇有一条平行于其东侧大兴安岭断裂带的NE向地震分布区，穿过本文接收函数H-κ扫描得到的高波速比区H1，说明H1附近存在壳内断裂带，该壳内断裂带为地幔岩浆物质上涌提供了通道，造成了该区地壳的减薄和波速比的增高。H1以东地区（南北重力梯度带以东）地壳厚度与H1相近，约为34.4 km，但波速比并不高，多在1.75左右。重力梯度带两侧相同的地壳厚度、不同的地壳波速比反映出重力梯度带两侧虽然均处于构造伸展环境，但其西侧可能受到更为强烈的岩浆作用。韩江涛等（2018）发现柴河镇东侧下地壳中存在“拱桥式”的中、低阻异常，并推断该异常区为玄武质岩浆运移的通道。
伊敏德仁北部的高波速比H2区的地壳厚度为34 km，波速比达到1.83，明显有别于周边地区。根据伊敏河林场地质调查图（李卫东等，2014），该区域出露酸性的中生代花岗闪长岩，而本文得到的波速比1.83已处于基性岩的范围内，表明中生代酸性花岗闪长岩之下的地壳存在基性成分。考虑到该区地壳较薄，我们推测地幔热物质上涌，玄武岩浆底侵并强烈改造了下地壳，但尚未穿透上地壳到达地表，从而导致该区域地壳减薄、波速比值显著增高。
天池镇周边存在着另一个高波速比区H3，该区内AR28和AR29台站的波速比均为1.80，地壳厚度分别为35.5 km和36.0 km。天池镇附近出露有火山口，且该地出露有碱性橄榄玄武岩（刘嘉麒，1999），天池林场四方山火山锥的熔岩和火山弹中含较多的超镁铁质岩包体。因此，本文推断该区域经历的多次火山喷发活动对地壳进行了改造，不仅导致地壳减薄，还将地幔中的镁铁质物质带入地壳并喷发至地表，证明该处存在岩浆通道。梁宏达等（2016）的大地电磁测深结果显示，此处下地壳存在高阻体，这一高阻体对应高速异常（李英康等，2014），并推断此处存在已固结的岩浆通道。本文得到的波速比值1.80，略低于H1和H2区的波速比值，可能与岩浆通道固结有关。
综上所述，结合东北地区火山和火山岩的分布状况所反映的大陆裂谷型特点（赵海玲等，1996），我们推断本研究获得的阿尔山火山群地区的地壳结构可能是拉张环境下基性岩浆底侵作用的结果。
4. 结论
利用在阿尔山火山群布设的宽频带流动地震观测台阵，提取了远震P波接收函数，并通过H-κ叠加方法获得了火山区下方的地壳厚度和平均波速比分布。相对于前人基于较为稀疏台阵数据得到的结果，本文得到了研究区内更为精细的结构。结果表明：
1） 研究区的地壳厚度总体介于33.9—37.9 km，南北重力梯度带以西地壳较厚，以东地壳较薄。火山带附近地壳呈现出减薄趋势，地壳最薄处约34.0 km，位于伊敏德仁附近，可能是受到上地幔物质上涌影响，进而导致莫霍面局部隆起。
2） 研究区地壳的平均波速比介于1.73—1.83，存在三个明显的高波速比区（H1，H2，H3），其内地壳均较薄。综合地壳厚度与波速比的负相关关系以及前人的研究结果，本文推断地幔热物质上涌底侵地壳，导致三个局部区域地壳的减薄和波速比值的增高。
3） 研究区地壳厚度与高程之间的弱相关关系，可能说明其处于相对不均衡的状态，具体原因尚待进一步探讨。
感谢参与台站仪器布设和维护、数据收集和预处理的全体人员，感谢两位评审老师提出的宝贵指导意见。本文图件均由GMT （Wessel et al，2013）绘制。
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图 5 AR19 （a）和AR35 （b）台站的接收函数波形（上）和H-κ叠加结果（下）
Figure 5. Receiver functions （upper panels） and H-κ stacking results （lower panels） of the stations AR19 （a） and AR35 （b）
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图 2 本文所用远震事件分布
红色三角形为研究区域中心，蓝色圆点为地震事件
Figure 2. Distribution of teleseismic events used in this study
Red triangle is the center of study area，blue dots are seismic events
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图 4 地壳厚度H （a）和波速比κ （b）的误差分布
Figure 4. The error distribution of crustal thickness H （a） and vP/vS ratio κ （b）
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图 6 研究区内地壳厚度H （a）与波速比κ （b）分布（白色圈为高波速比区域）
Figure 6. Distribution of crustal thickness H （a） and vP/vS ratio κ （b） beneath the stations in the study area （The white circles denote the areas with high vP/vS ratio）
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图 7 地壳厚度H与高程E （a）、波速比κ （b）的关系图
Figure 7. Correlations between crustal thickness H and elevations E （a） and vP/vS ratios κ （b）
表 1 各台站基本信息及相应的H-κ叠加结果
Table 1 Basic information of each station and corresponding H-κ stacking results
台站 高程/m 接收函数
条数tPs /s 地壳厚度/km vP/vS 台站 高程/m 接收函数
条数tPs /s 地壳厚度/km vP/vS AR03 833 72 4.7 37.9±1.9 1.73±0.04 AR18 971 92 4.7 36.9±2.4 1.74±0.06 AR04 809 29 4.8 36.5±3.1 1.77±0.08 AR19 1129 47 4.8 34.0±1.6 1.83±0.04 AR05 481 10 4.7 34.4±2.1 1.79±0.05 AR22 663 43 4.8 34.5±2.3 1.81±0.06 AR06 450 47 4.4 33.9±2.4 1.76±0.06 AR24 878 35 4.8 35.5±2.5 1.77±0.06 AR07 529 27 4.4 34.4±2.6 1.75±0.06 AR27 986 87 4.7 36.5±2.9 1.76±0.07 AR08 588 42 4.5 35.5±2.9 1.75±0.07 AR28 1038 79 4.8 35.5±2.8 1.80±0.07 AR09 883 37 4.6 35.5±1.8 1.76±0.05 AR29 1108 56 5.0 36.0±3.4 1.80±0.09 AR10 935 27 4.7 36.5±2.6 1.76±0.06 AR30 1179 71 4.7 35.9±3.7 1.77±0.08 AR11 1124 28 4.9 36.9±1.8 1.77±0.04 AR31 1193 23 4.7 37.5±2.8 1.74±0.06 AR12 688 83 4.9 34.5±4.0 1.83±0.10 AR32 881 105 5.0 36.0±2.2 1.81±0.06 AR14 710 90 4.7 34.4±1.9 1.78±0.05 AR33 1042 94 4.7 36.6±2.8 1.77±0.06 AR16 1254 61 4.7 36.0±2.5 1.76±0.06 AR35 1071 18 4.7 37.0±1.4 1.74±0.04 AR17 816 43 4.6 35.9±1.7 1.77±0.04 
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1. 侯颉，吴庆举，余大新，叶庆东. 阿尔山火山群面波层析成像. 地震地质. 2024(04): 893-915 . 
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