Crustal structure across the Jiangnan orogen from teleseismic virtual-source reflection method
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摘要: 江南造山带是华南地区扬子地块与华夏地块碰撞的产物，其地壳构造记录了两地块的碰撞过程，研究江南造山带的地壳构造有助于重建扬子地块与华夏地块的碰撞过程。本研究在江南造山带上布设了两条流动地震台阵，利用虚震源反射法提取其所记录的远震事件初至P波在地表的反射波（PPdp）波形，重构了研究区内两条测线下方的上地壳结构。结果显示：江绍断裂两侧上地壳沉积层的厚度变化明显，推断该断裂是扬子地块与华夏地块的东边界；相较华夏地块，江南造山带与扬子地块的层位连续性更强，符合江南造山带先与扬子地块合为整体后再与华夏地块碰撞的多期构造过程及其对应产生的亲扬子地块属性；江绍断裂西北侧的地层不整合以及赣东北断裂区域的断陷构造，可为了解古华夏洋向扬子陆块俯冲及碰撞和随后的构造运动过程提供参考依据。Abstract: The Jiangnan orogen belt （JOB） was formed by the collision between the Yangtze block （YB） and the Cathaysia block （CB）. The crustal structure of the JOB recorded the collisional process between the two blocks. Hence, studying crust of the JOB can illuminate the process between the YB and the CB, and thus better understand the tectonic evolution of the South China Plate （SCP）. In this study, we applied the teleseismic virtual reflection method to derive the phase of the reflection waves （PPdp） of large teleseismic earthquakes recorded by two temporary seismic arrays that were deployed around the JOB and obtained the upper crust structures. The results suggest that the thickness of the upper crust sediments on two sides of the Jiangshao fault changes obviously. It is also inferred that the Jiangshao fault is the eastern boundary between the Yangtze block and the Cathaysia block. The JOB and the YB have more apparent stratigraphic continuity than that of the CB. This result agrees with a multi-stage tectonic model which suggests that the JOB first bounded the YB and then collided with the CB. Hence the characteristics of the JOB are closer to that of the YB. The stratigraphic unconformities in the northwest of the Jiangshao fault and the fault structure in the northeast Jiangxi region provides a basic profile for understanding the subducting and colliding processes between the ancient Cathaysian ocean and the YB as well.
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引言
我国东北地区处于中亚造山带最东端，前中生代时期主要受古亚洲洋板块、西伯利亚板块与华北板块的相互作用，中生代以来又受到太平洋板块活动的强烈改造（Ren et al，2002）。松辽盆地位于东北地区中部，呈NNE向菱形展布，是晚中生代以来发育的大型陆内裂陷盆地，也是我国陆相盆地中油气资源储量最丰富的地区之一。与我国东部其它沉积盆地相类似，松辽盆地广泛发育晚中生代侏罗系、白垩系和新生代沉积地层，其中白垩系是盆地盖层的主体。据盆地沉积发育史研究估计，松辽盆地的沉积层厚度可达9 km （窦立荣，1992）。按照松辽盆地的几何学、运动学特征，盆地演化可分为裂谷期前火山活动阶段、裂谷期伸展阶段、裂谷期后坳陷阶段和坳陷期后盆地反转阶段（刘德来等，1996）。
松辽盆地是东北地震活动的主体地区（李恩泽等，2012；高立新，戴勇，2020）。沉积盆地近地表的速度和密度较低，地震波振幅会相互叠加而增大，造成地震动放大效应，从而会加剧盆地内工程结构的破坏（Graves et al，1998；余嘉顺等，2003）。因此松辽盆地也是我国防震减灾的重点关注地区。
松辽盆地具有典型的断陷-坳陷复合结构。为揭示松辽盆地油气资源的构造条件和深部结构特征，前人已完成了多条地球物理测深剖面，如满洲里—绥芬河地学断面（杨宝俊等，1996），SinoProbe项目在松辽盆地和周边地区开展的深反射地震剖面等（Xiong et al，2015；符伟，2019），并在盆地内开展了多项重大科学钻探工程，如位于徐家围子断陷区的“松科二井”，钻井深达7 018 km （王璞珺等，2017；侯贺晟等，2018）。地震勘探和钻井是获取沉积层和地壳结构最有效的方法，但由于其经济成本过高且受到人工激发条件和施工环境的制约，覆盖范围有限，难以对整个盆地进行较大范围的主动源勘探。
近年来随着流动地震台阵的布设，被动源探测技术迅速发展，并已逐渐成为壳幔精细结构研究的一种重要手段。相较于地震勘探，被动源数据采集成本较低、覆盖面积较大。近十年来，众多研究人员基于东北地区布设的宽频带流动台阵和区域固定台网资料，采用多种地震学手段，对东北地区地壳结构进行了一些研究。例如，采用接收函数H-κ扫描法，给出了东北地区地壳厚度和泊松比分布图像（危自根，陈凌，2012；张广成等，2013；高延光，李永华，2014；高占永，2015；朱洪翔等，2017；谢振新等，2018），但由于盆地下方沉积层多次波对接收函数的干扰，难以对松辽盆地地壳结构进行有效约束。为此，一些研究人员发展了基于波场延拓和分解的H-β网格搜索法（Tao et al，2014a），或在序贯H-κ叠加扫描法（Leahy et al，2012；Yeck et al，2013）的基础上进行了改进（张毅，2019），或构建共振滤波器对接收函数进行滤波（Yu et al，2015；朱洪翔等，2018）。利用P波近乎垂直入射时其初至在Z分量与R分量的到时差和振幅比与沉积层结构相关的信息，Bao和Niu （2017）与马海超等（2020）分别对远震和深源近震的P波波形进行了分析。为揭示松辽盆地下方低速层的分布，基于波形互相关提取短周期面波频散，开展了背景噪声成像研究（Guo et al，2015；Li et al，2016；王仁涛等，2019）。此外，李国良（2016，2019）利用瑞雷波椭圆率（垂直分量与水平分量振幅比，即Z/H振幅比）较同周期相速度对浅层速度结构更加敏感的特点，开展了瑞雷波相速度、椭圆率以及远震体波波形的联合反演。尽管上述多数研究认为，松辽盆地具有较厚的沉积层，但其内部不同构造单元的沉积层厚度分布情况仍然不明（Bao，Niu，2017）。
为此，本文将利用松辽盆地内已布设的宽频带流动台阵远震资料，采用基于波场延拓和分解的H-β网格搜索法，对盆地下方沉积层及地壳的厚度和平均波速比进行约束。同时收集盆地边缘一些台站以往的接收函数H-κ叠加扫描结果（张广成等，2013；高占永，2015；谢振新等，2018），并依据获取的沉积层和地壳厚度估算松辽盆地地壳的伸展系数。通过本文获得的沉积层厚度、地壳厚度和平均波速比分布特征，结合已往地球物理研究成果，为深入研究松辽盆地的成因机制和动力学演化过程提供地震学约束。
1. 方法与数据
接收函数H-κ叠加扫描方法是目前获取台站下方地壳厚度和波速比vP/vS较常规的手段之一（Zhu，Kanamori，2000）。对于东北地区，大部分区域的固定台网和流动台站均具有稳定的H-κ叠加结果（高占永，2015；谢振新等，2018）。然而，松辽盆地内部的大多数台站由于近地表存在低速层，其产生的多次震荡会使接收函数中直达P波初至明显滞后，严重干扰莫霍面转换波和多次波震相的识别，从而导致常规的H-κ扫描法失效。
为消除接收函数中沉积层产生的多次振荡，本文采用基于远震波场反延拓的H-β网格搜索法（Tao et al，2014a）对松辽盆地下方的地壳结构进行约束。该方法的基本原理为：对于远震（震中距为30°—90°） P波入射，其波形相对简单，可近似为单一近垂直入射的平面波；假设台站下方为双层地壳模型（覆盖均匀半空间地幔），远震P波及其尾波可用水平层介质对近垂直入射的平面P波的结构响应来表示；在此情况下，通过波场向下延拓的方法，可将台站记录到的远震地表波形记录反传至沉积层和基岩地壳中（Haskell，1953；Gilbert，Backus，1966），再通过波场分解方法（Kennett et al，1978）将各层中的波场进一步分解为上、下行的P波或S波；最后，基于远震P波入射时地幔半空间上行S波能量最小的原则，搜索地壳模型中各层最优的厚度H和S波速度β。
在H-β网格搜索过程中，本文采用两层地壳模型（沉积层和下方基岩地壳），详见表1。其中，沉积层和基岩地壳的厚度范围分别为0—7 km和25—40 km （步长分别为0.1和 0.15 km），对应的S波速度范围分别为0—2.5 km/s和3.0—5.0 km/s （步长均为0.02 km/s）。搜索过程采用迭代方法，通常情况下只需两次迭代即可获得稳定的模型参数。
表 1 本文H-β网格搜索法中所用模型Table 1. Model used in H-β grid search method模型分层 vP/（km·s−1） ρ/（10 3 kg·m−3） 厚度H/km vS/（km·s−1） 沉积层 2.1 1.97 0—7.0 0—2.5 地壳 6.4 2.7 25—40 3.0—5.0 地幔 8.0 3.3 ∞ 4.5 本文主要利用东北地区布设的两个流动台阵的观测资料（图1）。2009年至2011年期间，中国地震局地球物理研究所沿绥芬河—满洲里布设了一条线性流动台阵（SM台阵）。该线性台阵包含66个宽频带地震台站，台间距约为20—30 km，呈NW向横穿松辽盆地北部。与此同时，中美等国际联合项目也在东北开展了宽频带流动台阵观测（NECESSArray台阵），该面状台阵包含127个台站，台间距约为80 km，主要覆盖了东北的中南部地区。
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图 1 东北地区地质构造和地震台站分布示意图黄色实心圆为满洲里—绥芬河线性流动台阵（SM台阵），蓝色实心圆为NECESSArray流动台阵Figure 1. Map showing major geological tectonic settings and portable seismic arrays deployed in Northeast ChinaYellow and blue solid circles represent two portable seismic arrays，the Suifenhe to Manzhouli （SM） and NECESSArray，respectively. The purple solid line outlines the Songliao basin上述两个宽频带流动台阵记录期间，从松辽盆地内部地震台站的波形记录中，选取震中距为30°—90°、震级大于M5.0且P波初至较清晰的远震事件（图2）；对选取的每一个高信噪比地震事件，采用H-β网格搜索法计算沉积层和基岩的地壳参数；然后删除一些地幔半空间上行S波能量不集中的地震事件；最终，采用统计分析方法来获得每个台站下方最优的沉积层和地壳模型参数。
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图 2 远震地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的震中分布Figure 2. Epicentral distribution of teleseismic events used in this studyRed triangle represents the center of the studied area，blue dots denote seismic events本文还收集了上述两个流动台阵中位于松辽盆地边缘一些台站的接收函数H-κ叠加扫描研究结果（张广成等，2013；高占永，2015；谢振新等，2018）。结合这些研究结果本文给出了整个松辽盆地的地壳厚度和vP/vS分布情况。
2. 结果
采用基于波场向下延拓和分解的H-β搜索方法，本文获得了松辽盆地内44个台站下方的沉积层和地壳厚度结果，如图3所示。对于这些台站而言，不同地震事件的H-β搜索结果均具有较好的一致性，因此可通过统计分析方法给出沉积层和地壳厚度的约束。然而，也有少数台站，不同地震事件的H-β搜索结果存有较大差异，或能量分布不集中，表现为多个峰值。在此情况下，难以获得有效的沉积层和地壳厚度搜索结果。
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图 3 松辽盆地沉积层厚度（a）、地壳厚度（b）、地壳平均vP/vS （c）以及地壳伸展系数（d）分布图图（b）中，黑色方块为采用H-β搜索方法获得有效结果的台站，三角形为H-β搜索结果无效的台站Figure 3. Map of sediment thickness （a），crustal thickness （b），crustal vP/vS ratio （c） and stretching factor （d） beneath the Songliao basinThe black squares in Fig. （b） represent the seismic stations with the valid H-β values，and triangles represent those without valid H-β values图3a是利用H-β搜索方法给出的松辽盆地沉积层厚度分布图。由该图可知，松辽盆地沉积层厚度为0.2—2.5 km，整体呈现中央坳陷区厚、向盆地边缘逐渐减薄且西南地区最薄的趋势特征。图3b和图3c是结合H-β搜索法和前人H-κ扫描法给出的整个松辽盆地地壳厚度和平均波速比分布图。由图3b可知，研究区地壳较薄，厚度范围为24—34 km，平均值为30.1 km。松辽盆地的地壳平均波速比介于1.69—1.92，平均值为1.79 （图3c）。与全球大陆平均值（1.73）相比，松辽盆地的地壳波速比整体偏高。从图4a中可以看到，研究区的地壳厚度与沉积层厚度呈负相关，即沉积层较厚的中央坳陷区，地壳薄；而沉积层较薄的西南地区，地壳相对要厚。图4b显示，松辽盆地下方地壳厚度与波速比呈弱线性负相关。
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图 4 地壳厚度与沉积层厚度（a）和壳内平均波速比 vP/vS （b）的相关性Figure 4. Relationship between crustal thicknesses and sediment thicknesses （a） and vP/vS ratios （b）对相同台站而言，本文采用统计分析方法给出的沉积层和地壳厚度结果与Tao等（2014b）给出的估计值具有很好的一致性。但该研究仅给出盆地内14个台站下方的研究结果。与之相比，本文使用了更多的流动台阵数据，因而获得了松辽盆地下方沉积层和地壳厚度更为清晰的横向变化特征。另外，以往研究结果认为，松辽盆地莫霍面埋深存在由SE向NW逐渐加深的趋势（Tao et al，2014b；张毅，2019），然而这种趋势变化在本文结果中并不明显。
3. 讨论
3.1 松辽盆地沉积层结构
本文研究显示，松辽盆地沉积层整体呈现中央坳陷区厚、边缘薄且西南地区最薄的分布特征，这与以往地震勘探剖面研究结果基本相符。例如，横穿松辽盆地南北两侧的两条剖面结果揭示，盆地北部断陷层之上发育较厚的坳陷层沉积，认为经历了显著的热沉降，而南部坳陷层很薄甚至缺失，推测其热沉降并不明显（周庆华等，2007；Wei et al，2010）。松辽盆地西南部较薄的沉积层（约0.5 km），也得到了一些铀矿勘察中浅层地震勘探结果的支持（李英宾等，2019）。松辽盆地开鲁坳陷区内布设的浅层地震勘探剖面结果显示，基底埋深仅约0.7—1.0 km （李英宾等，2019），本文估测值与其接近。同时，本文结果表明沉积层厚度等深线以中央坳陷区为中心，西侧较为密集，东侧变化平缓，这种东西横向变化特征在泰康—安达人工地震剖面结果（傅维洲等，1998）中也可以观测到。
值得注意的是，中央坳陷区下方，本文估算的沉积层厚度约为2.5 km，但双重结构剖面显示一些局部地区的沉积层厚度可达6 km左右（周庆华等，2007）。考虑到松辽盆地是中-新生代陆相沉积盆地，沉积层具有“下断上坳”的结构特征，且坳陷幅度远大于裂谷期盆地沉降幅度（刘德来等，1996）。因此一种可能是在中央坳陷区，本文得到的仅是坳陷层与断陷层之间界面所在深度。这在松科二井附近100 km长的深地震反射剖面研究（符伟，2019）中也有体现。该剖面结果显示，测线内沉积盖层厚度为3—6.5 km，其中浅部营城子组顶部为区域不整合面（T4），明显区分坳陷层与下覆的断陷层。T4界面为近水平层状强反射同相轴，横向连续性好，埋深变化小，在3 km深度左右，本文在松科二井附近台站（NE89，NE8A）估测的沉积层厚度值与其基本接近。
松辽盆地沉积层厚度的分布情况与盆地的构造-沉积特征相对应。盆地构造研究显示，在松辽盆地内部已识别出的66个断陷盆地中，以开鲁—通辽—长春一线（约44°N）为界，北部以“宽阔的”断陷盆地为主，而南部大多为“狭窄的”长条形断陷盆地，盆地沉积结构和几何形态的南北差异可能主要反映了盆地基底性质的差异（葛荣峰等，2010；Wei et al，2010）。
3.2 松辽盆地拉伸模式
松辽盆地基底于侏罗纪末期开始发育伸展断陷（胡望水等，2005）。关于岩石圈伸展的动力学模型主要有纯剪切和简单剪切两种端元模型。在纯剪切拉伸模式中，上地壳的裂陷与下地壳和岩石圈的减薄呈镜像关系，即空间位置具有一致性（McKenzie，1978）；而在简单剪切模式下则是一种不对称的伸展作用，上地壳伸展中心并不对应于下伏岩石圈地幔最大减薄处，而是在水平方向上具有一定的偏移（Wernicke，1985）。本文结果显示，松辽盆地的沉积层与地壳厚度呈线性负相关，即在沉积层较厚的中央坳陷区，地壳厚度要小，而沉积层较薄的西南地区，地壳相对要厚。这种空间上的对应性可能指示其更符合纯剪切伸展模式。
拉伸系数是伸展盆地运动学分析的关键参数之一。根据松辽盆地沉积层和地壳的厚度，可计算地壳的伸展系数。对于松辽盆地，如果以兴蒙地块的地壳厚度平均值（约36 km）为拉伸前的初始厚度（包汉勇等，2013；张广成等，2013；Tao et al，2014b；高占永，2015），从本文计算得到的地壳厚度中扣除沉积层厚度即为伸展后的厚度，将这两者相除后即可得盆地的拉伸系数。如图3d所显示，松辽盆地内部的地壳伸展系数在1.05—1.45之间，均值为1.2。如前文提及，虽然本文估测的中央坳陷区的沉积层厚度偏小，但可为拉伸系数的下限提供约束。
东北地区已有的S波接收函数成像研究（Zhang et al，2014）显示，兴蒙地块岩石圈厚度约为150 km。以此为参照，松辽盆地拉伸后的岩石圈厚度大概按照100—120 km来计算，这意味着松辽盆地岩石圈地幔垂向减薄因子约为1.4 （Zhang et al，2014）。该值与松辽盆地中部由正断层平衡剖面所得的拉伸系数估计值（约1.383）基本相符，但较沉降史回剥分析的计算结果（1.6—1.9）要小（Lin et al，1997）。松辽盆地地壳与岩石圈不同深度拉伸系数的接近程度进一步表明其岩石圈减薄的模式以纯剪切模式为主。值得注意的是，除上述伸展构造外，松辽盆地地壳和岩石圈地幔的减薄是否存在其它动力学机制仍需进一步研究（葛荣峰等，2010）。
3.3 松辽盆地的高波速比
实验研究表明，地壳平均波速比的大小与其组分密切相关（Christensen， Mooney，1995；嵇少丞等，2009）。一般来说，波速比vP/vS≤1.75指示地壳主要组成岩性为长英质酸性岩；较高的vP/vS指示地壳组分以铁镁质基性岩为主。部分熔融等对波速比也有很大影响。与周边的兴安地块（高占永，2015）相比，松辽盆地地壳的平均波速比整体偏高。较高波速比表明地壳组分以铁镁质为主，或者铁镁质下地壳占总地壳的比例高，可能反映了盆地下方的岩石圈地幔减薄过程中存在岩浆的底侵作用。
本文结果表明，松辽盆地的地壳厚度与波速比呈弱线性负相关，这种负相关也可用岩浆底侵作用来解释。在构造伸展作用下，当地壳和岩石圈受到拉伸减薄时，下伏的软流圈会发生上涌。如果软流圈上涌很快是一种突然的减压过程，由于减压是绝热的，会导致岩石圈下部与软流圈顶部之间发生熔融，形成的玄武岩浆可侵位到拉伸的下地壳（林畅松，张燕梅，1995）。这种铁镁质基性岩的增加会造成地壳平均波速比随地壳厚度的减小而增加。
然而，通过地壳厚度与波速比之间的关系来推断大陆地壳形成和演化过程，尚需进一步分析。这是因为目前多数接收函数研究揭示，地壳厚度与波速比之间存在负相关关系，且在东北和华北克拉通（武岩，2011；危自根，陈凌，2012；张广成等，2013；高占永，2015；危自根等，2015；谢振新等，2018）、西秦岭（姚志祥等，2014）、青藏高原东南缘和东北缘地区（Zheng et al，2019）以及蒙古中南部地区（He et al，2016）均可观测到，但不同地区表现的负相关性程度有所不同。
4. 结论
利用东北地区2009年至2011年布设的SM和NECESSArray两个流动台阵记录到的远震波形数据，采用波场向下延拓和分解的H-β搜索方法，开展了对松辽盆地地壳特别是沉积层结构的探测。大多数台站下方的H-β搜索结果较好，但也有少数台站难以获得有效结果。结合以往接收函数H-κ扫描结果，得到了松辽盆地的沉积层厚度和地壳厚度以及地壳平均vP/vS分布图。结果显示：盆地下方的沉积层厚度介于0.2—2.5 km，具有中部中央坳陷区厚、边缘薄且西南地区最薄的特征；地壳厚度的变化范围为24—34 km，平均值为30.1 km，且与沉积层厚度分布显示一定的相关性。根据沉积层与地壳厚度获得了地壳伸展系数，均值为1.2。结合以往研究，本文推测松辽盆地在伸展构造中，地壳和岩石圈的减薄以纯剪切模式为主。此外，与周边地区相比，盆地下方的地壳平均波速比整体偏高，暗示在岩石圈伸展过程中可能存在岩浆底侵作用。松辽盆地地壳厚度与波速比呈弱负相关，依据此相关性来推断大陆地壳的形成和演化过程仍需进一步研究。
中国地震局地球物理研究所在东北布设的SM流动台阵和中美合作项目NECESSArray台阵观测为本研究提供了地震事件波形数据。感谢审稿专家提出的宝贵修改意见，同时也感谢陶开老师对于程序的指导和帮助。
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图 1 江南造山带及其邻近地区地质图
Figure 1. Geological map of the Jiangnan orogen and its surrounding region
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图 2 远震地震射线PPdp与PPmp传播示意图
Figure 2. A diagrammatic view of the ray path of the teleseismic PPdp and PPmp phases
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图 3 正演模型与反演结果
（a） 正演使用的两层水平模型；（b） 运用虚震源反射方法反演得到的时间-距离剖面
Figure 3. Forward model and inversion results
（a） The two-layer horizontal model；（b） Time-distance profile obtained by the teleseismic virtual-source reflection （TVR） inversion
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图 4 事件②波形在AA′剖面台站的处理结果
（a） 去仪器响应并通过0.1—2 Hz的带通滤波后的波形，右图为平均各道所得到的震源子波，背景中细灰色线代表用于叠加的各道波形，倒三角形标出了用于图6的台站位置；（b） 事件②虚震源反射成像剖面；（c） 事件①，②，③的虚震源反射叠加剖面；（d） 叠加后对各道进行三道圆滑的结果
Figure 4. Waveform processing results of event ② along the AA′ profile
（a） Waveform data after removing the instrument response from the raw data and it was filtered by a 0.1−2 Hz band-pass filter。The averaged seismic trace is shown on the right，and the gray background curves are the overlapped traces of all channels。The inverse triangle marks the location where the station is taken for Fig. 6；（b） The original TVR profile from event ②；（c） The stacked TVR profile for teleseismic events ①，② and ③；（d） The smoothed TVR profile
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图 5 事件⑤波形在BB′剖面台站的处理结果
（a） 去仪器响应并通过0.1—2 Hz的带通滤波后的波形，右图为平均各道所得到的震源子波，背景中细灰色线代表用于叠加的各道波形，倒三角形标出了用于图6的台站位置；（b） 事件⑤虚震源反射成像剖面；（c） 叠加事件④—⑧的虚震源反射剖面；（d） 叠加后对各道进行三道圆滑的结果
Figure 5. Waveform processing results of event ⑤ at the BB′ profile
（a） Waveform data after removing the instrument response from the raw data, it was filtered by a 0.1−2 Hz band-pass filter. The averaged seismic trace is shown on the right，and the gray background curves are the overlapped traces of all channels. The inverse triangle marks the locations where the station is taken for Fig. 6；（b） The original TVR profile from event ⑤；（c） The stacked TVR profile for teleseismic events ④−⑧；（d） The smoothed TVR profile
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图 6 远震虚源反射法与传统接收函数结果对比
（a） 事件②在台站 （图4a中倒三角形）处的虚源反射剖面（上图）与合成信号（下图）的对比，箭头代表识别的震相，合成信号所用参数为vP为5.2 km/s，vS为3.1 km/s，反射层深度为6.5 km；（b） 事件②在台站（图4a中倒三角形）处Ps转换波接收函数（箭头）（上图）与人工合成信号（下图）的对比，合成信号所用参数与图（a）相同；（c） 与图（a）相似，事件⑤在台站（图5a中倒三角形）处的对比，合成信号所用参数为vP为5.2 km/s，vS为3.1 km/s，反射层深度为5 km；（d） 与图（b）相似，事件⑤在台站（图5a中倒三角形）处的对比，合成信号所用参数与图（c）相同
Figure 6. Example of TVR profile （top） for events ② and ⑤ at the marked station （inverse triangle in Figs. 4a and 5a） versus synthetic seismogram （bottom）
（a） Example of TVR profile （top） for the event ② at the marked station (inverse triangle in Fig. 4a) versus synthetic seismogram （bottom）. The arrow represents the recognized seismic phase. The synthetics were calculated to fit the data using vP of 5.2 km/s and vS of 3.1 km/s and the depth of the seismic layer generating reflection phase is 6.5 km. （b） Example of conventional Ps receiver function （top） at the marked station （inverse triangle in Fig. 4a） compared with the synthetic seismogram （bottom）. The parameters used to synthesize the signal are the same as those in Fig. （a）. （c） Example of TVR profile （top） for the event ⑤ at the marked station （inverse triangle in Fig. 5a） versus synthetic seismogram （bottom）. The arrow represents the recognized seismic phase. The synthetics were calculated to fit the data using vP of 5.2 km/s and vS of 3.1 km/s and the depth of the seismic layer generating reflection phase is 5 km. （d） Example of conventional Ps receiver function （top） at the marked station （inverse triangle in Fig. 5a） compared with the synthetic seismogram （bottom）. The parameters used to synthesize the signal are the same as those in Fig. （c）
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图 7 结合已知的地层信息与断层对成像剖面AA′ （a）和 BB′ （b）的解释
两剖面以纵波速度5.2 km/s进行时深转换结果。绿色线表示沉积层，蓝色和红色线代表上地壳内两段反射面
Figure 7. Interpretation of profiles AA′ （a） and BB′ （b） from the interfaces and known faults
The two profiles are converted using average P-wave velocity of 5.2 km/s. The green lines represent sedimentary layers，and the blue and red lines represent two reflections in the shallow crust
表 1 本研究所用地震事件的参数
事件
编号发震日期 MS 地理位置 震源深度
/km震中距
/°年-月-日 时:分:秒 ① 2019-04-03 05:35:33 6.4 （52.25°N，178.00°E） 20 50.711 ② 2019-04-07 05:55:00 6.1 （6.90°S，125.07°E） 540 36.746 ③ 2019-04-12 22:51:32 5.8 （6.43°S，148.57°E） 20 47.157 ④ 2019-06-03 14:04:36 5.5 （0.35°N，97.72°E） 20 35.244 ⑤ 2019-06-15 04:10:52 5.6 （5.86°S，130.75°E） 120 37.696 ⑥ 2019-06-16 06:55:00 7.2 （30.80°S，178.10°W） 20 85.704 ⑦ 2019-06-16 13:17:15 6.2 （30.97°S，178.06°W） 30 85.836 ⑧ 2019-06-17 14:02:04 5.9 （30.85°S，177.60°W） 20 86.071 注：震源参数引自中国地震台网中心 
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