武瑋潔 黃金莉 李選濤 劉志坤 ?；茨?/p>

（北京 100083 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球物理與信息技術(shù)學(xué)院）

引言

大三江盆地是指黑龍江省東北部早白堊世時期的統(tǒng)一湖盆，其整體分布在牡丹江斷裂以東，郯廬斷裂帶的東西兩支—依蘭—伊通斷裂與敦密斷裂之間.該區(qū)域西南側(cè)是張廣才嶺造山帶，東北部為完達(dá)山地塊（賈承造，鄭民，2010；張?jiān)迄i，2016）.白堊紀(jì)以來，大三江盆地的演化受到包括板塊拼貼、蒙古—鄂霍茨克洋閉合造山、中-新生代太平洋板塊俯沖等多個大地構(gòu)造事件的聯(lián)合作用與影響（和鐘鏵等，2009；周建波等，2009；張興洲等，2015），經(jīng)過斷裂分割、差異隆升，形成了三江、虎林、勃利等十余個殘留盆地.該區(qū)緊鄰西北太平洋大陸邊緣，受板塊俯沖滯留（Huang，Zhao，2006）及大陸邊緣構(gòu)造轉(zhuǎn)換的影響，統(tǒng)一的大三江盆地在早白堊世末期被強(qiáng)烈的逆沖構(gòu)造和左行走滑構(gòu)造所破壞和改造（葛肖虹等，2014）.

大三江盆地是我國東北地區(qū)主要產(chǎn)煤區(qū)之一，也是東北中新生界油氣勘探的重要地區(qū).該區(qū)從二十世紀(jì)五十年代開始勘察，1982年進(jìn)行正式的盆地探索及油氣勘探，重要的油氣發(fā)現(xiàn)始于2006年（賈承造，鄭民，2010）.總體而言，關(guān)于大三江盆地的勘探投入少，研究程度低，存在多方面的研究難點(diǎn)，例如盆地區(qū)內(nèi)精細(xì)結(jié)構(gòu)、現(xiàn)存盆地油氣勘探前景等.近年來，隨著中國區(qū)域數(shù)字地震臺網(wǎng)的建成以及多個流動臺陣陸續(xù)在東北地區(qū)的布設(shè)（鄭秀芬等，2009），一些研究人員應(yīng)用層析成像方法對東北地區(qū)的三維速度結(jié)構(gòu)及各向異性等開展了諸多研究（高東輝等，2011；Zhenget al，2011；張廣成等，2013b；Tanget al，2014；Guoet al，2015；Kanget al，2016），也有研究人員利用接收函數(shù)或其它地震學(xué)方法研究了東北地區(qū)下方的間斷面結(jié)構(gòu)（危自根，陳凌，2012；張廣成等，2013a；Taoet al，2014；朱洪翔等，2017；李天覺，陳棋福，2019），這些相關(guān)研究均取得了我國東北地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)特征、新生代火山起源及板塊俯沖等方面的一些重要認(rèn)識.而針對大三江盆地區(qū)，主要有幾個地學(xué)斷面穿過（盧造勛，夏懷寬，1993；楊寶俊等，1996），也布設(shè)了一些地球物理剖面（劉國興等，2006），由此獲得了該區(qū)某些斷面上的深部結(jié)構(gòu)特征.但是，對整個區(qū)域的三維結(jié)構(gòu)及其重要構(gòu)造單元的特征仍然缺乏較為全面的認(rèn)識.

鑒于此，本文擬收集大三江盆地及其鄰區(qū)的區(qū)域地震臺網(wǎng)及多個流動臺陣的地震觀測資料，采用背景噪聲層析成像方法獲得該區(qū)域較精細(xì)的三維S波速度結(jié)構(gòu)模型，并根據(jù)地震臺站下方是否含沉積層分別采用改進(jìn)的迭代H-κ疊加方法或傳統(tǒng)H-κ疊加方法得到殼內(nèi)間斷面結(jié)構(gòu)，旨在對大三江盆地區(qū)主要構(gòu)造單元如三江盆地、虎林盆地、張廣才嶺及小興安嶺等的精細(xì)結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行深入探究，為該區(qū)礦產(chǎn)及油氣資源勘探提供重要的深部背景資料.

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 觀測數(shù)據(jù)

本文研究區(qū)為大三江盆地及其鄰區(qū)（127°E—134°E，44°N—47°N）.我們收集的連續(xù)波形資料為不同時段幾個臺網(wǎng)或臺陣所記錄：2010年5月到2011年5月黑龍江區(qū)域臺網(wǎng)，2009年9月至2011年7月多國合作布設(shè)的東北流動臺陣（NECESSArray），2010年5月至2011年9月以及2009年5月至2011年9月中國地震局地球物理研究所布設(shè)的五大連池—虎林和滿洲里—綏芬河兩條寬頻帶地震測線.本研究所用固定臺站和流動臺站共計(jì)95個，臺站分布如圖1所示.上述連續(xù)波形資料將用于本文的背景噪聲層析成像研究.本文也收集了2016年1月至2018年5月區(qū)域臺網(wǎng)記錄的128個遠(yuǎn)震事件以及2009年5月至2011年7月期間上述三個流動臺陣記錄的463個遠(yuǎn)震事件，其中遠(yuǎn)震事件震級均大于M5，震中距為30°—90°，這些數(shù)據(jù)將作為接收函數(shù)研究的基礎(chǔ)資料.所有的遠(yuǎn)震事件分布見圖2.

圖1 研究區(qū)主要構(gòu)造背景及所用地震臺站分布圖中白色三角形為中國數(shù)字地震臺網(wǎng)固定臺站，黑色圓點(diǎn)為多國合作布設(shè)的東北流動臺陣（NECESSArray）的流動臺站，黑色三角形為中國地震局地球物理研究所布設(shè)的五大連池—虎林和滿洲里—綏芬河寬頻帶地震測線的流動臺站；黑色粗線為圖4中5條S波速度剖面Ⅰ -Ⅴ.灰色線為三江盆地內(nèi)的次級構(gòu)造單元邊界，其中① 前進(jìn)坳陷，② 富錦隆起，③ 綏濱斷陷. 黑線代表區(qū)域主要斷裂，F(xiàn)1：牡丹江斷裂；F2：敦密斷裂；F3：依蘭—伊通斷裂，下同F(xiàn)ig. 1 Map showing the major geological features of the studied area and distribution of seismic stations used in the studyWhite triangles represent permanent stations from China digital seismic network，black dots represent temporary stations from the NECESSArray，the black triangles represent temporary stations of Wudalianchi-Hulin and Manzhouli-Suifenhe broadband seismic survey lines which were performed by Institute of Geophysics，China Earthquake Administration.The thick black lines are the location of five profiles，the serial numbers of which are marked at the left end of the profile. The gray lines are the boundary of secondary tectonic units in Sanjiang basin，① Qianjin depression；② Fujin uplift；③ Suibin depression. The black lines represent major faults in the region，F(xiàn)1：Mudanjiang fault； F2：Dunmi fault；F3：Yilan-Yitong fault，the same below

圖2 本文所用遠(yuǎn)震事件分布Fig. 2 Teleseismic epicenters distribution used in this study

1.2 背景噪聲層析成像方法

本研究采用背景噪聲層析成像方法反演獲得研究區(qū)三維S波速度結(jié)構(gòu).資料處理流程參考Bensen等 （2007），可以概括為：① 單臺數(shù)據(jù)預(yù)處理；② 背景噪聲互相關(guān)計(jì)算及疊加；③ 頻散曲線測量及質(zhì)量控制；④ 背景噪聲面波層析成像及S波速度結(jié)構(gòu)反演.

首先是單臺數(shù)據(jù)預(yù)處理，包括對單臺的垂直分量連續(xù)波形數(shù)據(jù)去除儀器響應(yīng)、重采樣到1 Hz、去均值、去線性趨勢、帶通濾波（3.5—28 s）、時間域歸一化和頻譜白噪化處理，其中時間域歸一化采用one-bit方法.經(jīng)過上述處理后，地震信號和其它異常信號的干擾可以被有效去除，得到更為“純凈”的背景噪聲波形.

隨后，對研究區(qū)內(nèi)所有臺站每天記錄的背景噪聲在相同時段內(nèi)進(jìn)行兩兩互相關(guān)計(jì)算，得到臺站對間每天的互相關(guān)函數(shù).之后為提高互相關(guān)函數(shù)的信號質(zhì)量，對一年之內(nèi)同一臺站對每天所有時段的互相關(guān)函數(shù)進(jìn)行疊加來提高信噪比，以獲得臺站對間的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù).在研究過程中，為最大程度地提高所獲得的臺站對之間經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)的信噪比，采用基于S波變換的時頻域相位加權(quán)疊加方法（Stockwellet al，1996；Schimmelet al，2011）進(jìn)行疊加.由于噪聲源的分布存在空間不均勻性，因此采用互相關(guān)波形的正半部分和負(fù)半部分的反序平均結(jié)果來計(jì)算相應(yīng)的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)，以提高互相關(guān)函數(shù)的信噪比.

然后，本研究采用基于圖像分析的方法提取瑞雷波的群速度頻散曲線（姚華建等，2004）.為了提高反演結(jié)果的可靠性，在提取頻散過程中人為設(shè)置一些限制條件對測量曲線進(jìn)行質(zhì)評和篩選，以確保最終所提取頻散有較高質(zhì)量.本研究以臺間距大于3倍波長、信噪比大于5為基本約束條件.為進(jìn)一步確保反演結(jié)果的可靠性，采用手動追蹤頻散脊的方法（姚華建等，2004）從所篩選出來的群速度頻散曲線中進(jìn)行提取，最終提取的頻散曲線如圖3a所示，圖3b給出了不同周期的頻散數(shù)量，可見：5 s周期的頻散曲線最多，可達(dá)1 120條，且隨著周期的增加，頻散曲線數(shù)量逐漸減少，28 s周期時的頻散曲線仍有600多條，不同周期的頻散曲線數(shù)量基本均都能滿足反演計(jì)算的要求.

圖3 群速度頻散曲線 （a） 和不同周期的頻散數(shù)量 （b）Fig. 3 Dispersion curve of group velocity （a） and the number of dispersions in different periods （b）

最后，本研究采用傳統(tǒng)的“兩步法”反演，第一步先用Barmin等（2001）提出的層析成像方法反演瑞雷面波群速度.該反演過程是求取由射線走時殘差、模型平滑度和模型幅度這三項(xiàng)組成的目標(biāo)函數(shù)的極小值，由此得到不同周期的瑞雷面波群速度分布.但各周期的面波群速度代表一定深度范圍內(nèi)的平均速度，不能直觀地反映速度隨深度的變化.因此，在得到面波速度的基礎(chǔ)上進(jìn)行S波速度反演，這是第二步反演.在反演S波速度結(jié)構(gòu)時，根據(jù)不同周期的群速度提取每個網(wǎng)格點(diǎn)下方的純路徑頻散曲線，然后從一個初始模型開始采用最小二乘線性方法（Herrmann，Ammon，2004）反演每個網(wǎng)格點(diǎn)下方的一維S波速度模型，最后將所有網(wǎng)格點(diǎn)上的一維模型組合便得到研究區(qū)內(nèi)的三維S波速度模型.

1.3 接收函數(shù)方法

基于接收函數(shù)方法利用間斷面上產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波可以有效地探測地球深部間斷面如莫霍面、巖石圈底界面及上地幔間斷面的結(jié)構(gòu) （Chenet al，2005）.通過Zhu和Kanamori （2000）提出的接收函數(shù)H-κ疊加方法可以得到地殼厚度和泊松比，而且近年來該方法也得到了廣泛應(yīng)用并取得許多有意義的成果（許衛(wèi)衛(wèi)，鄭天愉，2005；許英才等，2018）.但H-κ疊加方法也有其不足之處，即在沉積盆地區(qū)該方法無法得到地殼厚度的結(jié)果，這是因?yàn)槌练e層底界面上產(chǎn)生的多次波會嚴(yán)重干擾莫霍面上產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波信息（Taoet al，2014；危自根等，2016）.本文研究區(qū)大三江盆地及其鄰區(qū)較廣泛地分布著沉積盆地，如三江盆地、虎林盆地及勃利盆地等.因此，本研究應(yīng)用接收函數(shù)疊加方法研究地殼界面結(jié)構(gòu)時，主體思路是在不同的區(qū)域采用不同的疊加方法，從而得到研究區(qū)所有臺站下方可靠的地殼厚度及泊松比結(jié)果.本文采用時間域反褶積方法（Ligorría，Ammon，1999）提取接收函數(shù)，以避免頻率域提取接收函數(shù)時所導(dǎo)致的結(jié)果不穩(wěn)定問題.在提取接收函數(shù)前需要先截取遠(yuǎn)震事件波形數(shù)據(jù)，因?yàn)槟裘娴霓D(zhuǎn)換波Ps大約在P波初至后5 s到達(dá)，PpPs多次波大約在15 s，PpSs＋PsPs大約在20 s，我們只需截取P波初至前20 s到P波初至后60 s的事件波形即可.然后使用高斯低通濾波器進(jìn)行濾波，高斯濾波因子取5，時間域迭代設(shè)為100次.在挑選接收函數(shù)時根據(jù)以往經(jīng)驗(yàn)我們剔除信噪比小于25且有明顯頻譜漂移和初至反向的接收函數(shù)，并進(jìn)行人工檢查，從而確保每個臺站的接收函數(shù)至少在20條以上且波形具有高信噪比.設(shè)不含有沉積層的臺站的地殼平均速度為6.3 km/s，而含有沉積層的臺站的沉積層平均速度為3 km/s，下方地殼平均速度為5.8 km/s；H-κ掃描賦予轉(zhuǎn)換波Ps和多次轉(zhuǎn)換反射波PpPs，PsPs＋PpSs的權(quán)重分別為0.7，0.2和0.1.

對于不含沉積層的區(qū)域，采用傳統(tǒng)的H-κ疊加方法（Zhu，Kanamori，2000）得到地殼厚度和泊松比；而對于沉積盆地區(qū)，采用改進(jìn)的迭代H-κ疊加方法（Zhang，Huang，2019）.H-κ疊加方法需進(jìn)行兩步疊加，第一步疊加利用沉積層底界面上的轉(zhuǎn)換波得到沉積層厚度和波速比，第二步疊加則利用沉積層的結(jié)果和在莫霍面上的轉(zhuǎn)換波信息得到地殼厚度和波速比.泰勒級數(shù)展開和帶沉積層理論模型的“恢復(fù)試驗(yàn)”均說明該方法誤差很小.Zhang和Huang（2019）的實(shí)際資料處理結(jié)果說明，當(dāng)臺站下方存在一定厚度的沉積層時，該方法得到的沉積層和地殼厚度與人工地震測深結(jié)果相近.根據(jù)提取的接收函數(shù)波形，并以計(jì)算的理論接收函數(shù)作參考，同時根據(jù)臺站所在的位置，我們綜合判斷該臺站下方是否存在沉積層，由此確定具體采用哪種疊加方法并針對這兩種情況使用不同的參數(shù)進(jìn)行疊加處理.在使用改進(jìn)的迭代H-κ疊加方法進(jìn)行第一步疊加計(jì)算沉積層結(jié)果時，主要搜索范圍根據(jù)該區(qū)沉積層的實(shí)際范圍確定，深度取0—6 km，波速比取1—4.在第二步疊加得到地殼結(jié)果時，主要搜索范圍根據(jù)該區(qū)的莫霍面深度略微調(diào)整，例如在三江盆地區(qū)將莫霍面深度的搜索范圍取為30—40 km，地殼波速比的搜索范圍則取1.5—2.0，這一搜索范圍足以確保各臺站下方的地殼波速比都在這一范圍內(nèi).該方法詳細(xì)的數(shù)據(jù)處理過程可參考張毅（2019）.

2 結(jié)果與解釋

2.1 三維S波速度結(jié)構(gòu)

本文應(yīng)用上述背景噪聲層析成像方法，采用0.2°×0.2°網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)剖分反演得到研究區(qū)3—25 s周期的瑞雷波群速度.圖4給出了幾個典型周期的群速度射線路徑分布，可以看到各個周期均有較好的射線覆蓋.我們也進(jìn)行了群速度檢測板分辨率測試，以各周期平均速度±20%的速度擾動構(gòu)成正負(fù)相間的輸入模型，按實(shí)際路徑計(jì)算理論走時并加上1%的隨機(jī)誤差得到合成數(shù)據(jù)集，最后反演合成數(shù)據(jù)集，得到檢測板測試結(jié)果.圖5給出了0.6°×0.6°的檢測板測試結(jié)果，可以看到，在20 s周期以內(nèi)（反映約25 km深度）研究區(qū)大部分地區(qū)的模型擾動樣式和幅度均可恢復(fù)，說明本研究得到的速度模型較為可靠.下面我們將通過不同深度層上速度分布（圖6）和一些速度剖面（圖7）展示該區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)特征并進(jìn)行解釋.

圖4 幾個典型周期的群速度射線路徑分布圖黑色三角形為臺站，灰線為射線路徑，各子圖中右上角標(biāo)出了相應(yīng)的周期Fig. 4 Ray-paths of group velocity at several representative periodsBlack solid triangles denote seismic stations，gray lines denote ray paths，and the period is marked at the upper right corner of each panel

圖5 幾個典型周期檢測板分辨率測試結(jié)果Fig. 5 Checkerboard tests at several representative periods

2.1.1 不同深度層的S波速度結(jié)構(gòu)

大三江盆地區(qū)3 km深度層的S波速度（圖6a）較好地反映了研究區(qū)的地表地質(zhì)特征，由圖6a可看到：位于研究區(qū)東北部的三江盆地和西部的松遼盆地均為明顯的低速，S波速度小于3 km/s，一些小的盆地如勃利盆地等表現(xiàn)為相對低速；而小興安嶺、張廣才嶺和完達(dá)山地塊下方主要為高速，依蘭—伊通斷裂和敦密斷裂均呈現(xiàn)為低速特征.5 km深度的S波速度分布（圖6b）總體與3 km深度相似.隨著深度的增加，盆地區(qū)低速范圍變小，S波速度有所增大.由于三江盆地南部臺站分布較為密集，模型分辨率較高，在圖6b中可以清晰地看到該盆地南部的低速邊界.在該盆地西側(cè)，依蘭—伊通斷裂與牡丹江斷裂的交會處存在一處顯著低速區(qū).

在10 km深度層上，研究區(qū)大部分區(qū)域的S波速度介于3.0—3.5 km/s之間（圖6c）.三江盆地南部低速邊界北移，與此同時可以清晰地觀察到該盆地西邊的邊界線，在三江盆地的西邊出現(xiàn)了一個高速區(qū).依蘭—伊通斷裂依舊表現(xiàn)為相對低速，表明其為一個較深的區(qū)域性斷裂.完達(dá)山地塊在該深度層上表現(xiàn)為顯著的高速，S波速度最高達(dá)3.7 km/s.在15 km深度層上，研究區(qū)內(nèi)大部分區(qū)域的S波速度介于3.0—3.5 km/s之間（圖6d），這個深度已不能看到明顯的盆地界線，完達(dá)山地塊依舊表現(xiàn)為相對高速，小興安嶺北部區(qū)域呈現(xiàn)明顯的低速，張廣才嶺下方也可見大范圍的低速區(qū)，研究區(qū)中央的佳木斯地塊呈現(xiàn)低速，其S波平均速度約3.2 km/s，可以清晰地觀察到其大致的邊界線.

圖6 不同深度層上的S波速度平面圖每層的深度標(biāo)在各子圖的右上角，藍(lán)色三角形為中國數(shù)字地震臺網(wǎng)固定臺站，紅色三角形為多國合作布設(shè)的東北臺陣（NECESSArray）的流動臺站，黑色三角形為中國地震局地球物理所布設(shè)的五大連池—虎林和滿洲里—綏芬河寬頻帶地震測線的流動臺站.其它標(biāo)識同圖1Fig. 6 S-wave velocity map at each depth sliceThe depth of each layer is shown at the upper right corner of each panel. Blue triangles represent permanent stations from China digital seismic network，red triangles represent temporary stations from the NECESSArray，the black triangles represent temporary stations of Wudalianchi-Hulin and Manzhouli-Suifenhe broadband seismic survey lines. Other labels are the same as those in Fig. 1（a） 3 km；（b） 5 km；（c） 10 km；（d） 15 km；（e） 20 km；（f） 25 km

20 km深度層上的S波速度（圖6e）相對于中上地殼的S波速度有明顯變化.研究區(qū)大部分地區(qū)的S波速度值介于3.2—3.6 km/s之間；此深度層的三江盆地呈現(xiàn)為相對高速，表明該盆地在此深度已趨于穩(wěn)定，而小興安嶺、張廣才嶺及完達(dá)山地塊均表現(xiàn)為相對低速.25 km深度的S波速度分布特征（圖6f）與20 km相似，不同之處在于從圖6f中可以更加清晰地看到各構(gòu)造單元的界線.三江盆地依舊表現(xiàn)為相對高速，且其高速范圍進(jìn)一步擴(kuò)大，而佳木斯地塊的波速較低，但相較20 km深度的低速范圍變小.完達(dá)山地塊的波速變化可能是由于該地塊附近的地震臺較為稀疏而分辨結(jié)果有限所致.

2.1.2 S波速度剖面

為了更好地展示大三江盆地區(qū)的速度結(jié)構(gòu)特征，進(jìn)一步認(rèn)識各構(gòu)造單元的深淺結(jié)構(gòu)的關(guān)系，我們穿過研究區(qū)的一些重要構(gòu)造單元截取五條S波速度剖面（圖7）.

圖7 S波速度剖面圖（剖面位置示于圖1中）Fig. 7 Vertical cross sections of S-wave along different profiles shown in Fig. 1）

剖面Ⅰ ，Ⅱ和Ⅲ這三個剖面均沿NW-SE向.剖面Ⅰ（圖7a）從西部的小興安嶺穿過三江盆地中部到東邊的完達(dá)山地塊.從圖7a可以看到：小興安嶺的S波速度淺層大于深部，中地殼存在低速，這與以往揭示的結(jié)果（張風(fēng)雪等，2014）類似；三江盆地下方的S波低速延伸較深，說明該盆地存在較厚的沉積層；前進(jìn)坳陷的波速較三江盆地其它區(qū)域高，這可能反映它們有不同的基底性質(zhì)或不同的盆地演化歷史；在中下地殼（15—30 km深度），S波速度值介于3.2—3.6 km之間，該高速結(jié)構(gòu)在盆山交界部位斷開，可能反映了三江盆地與小興安嶺下方的地塊拼合.剖面Ⅱ（圖7b）與五大連池—虎林寬頻帶地震測線的位置大致重合，由圖7b可見：該剖面大部分區(qū)域的S波速度介于3.2—3.5 km/s之間，在穿過依蘭—伊通斷裂處呈明顯的低速，5 km深度內(nèi)的速度僅為2.8 km/s，該低速異常一直延伸至很深，反映了依蘭—伊通斷裂為深大斷裂（周荔青，2005）；在小興安嶺的西邊出現(xiàn)了一個相對低速區(qū)，本文推測是受松遼盆地影響所致；位于東部的虎林盆地也表現(xiàn)為相對低速.剖面Ⅲ從西邊的松遼盆地穿過中部的佳木斯地塊到最東邊的興凱地塊，如圖7c所示，可以看到：該剖面西邊的松遼盆地下方為明顯低速，速度值約為2.8 km/s，反映了松遼盆地東緣仍有較厚的沉積層；在小興安嶺下方淺層表現(xiàn)為高速，而中地殼速度偏低，與剖面Ⅰ所揭示的結(jié)果一致.

剖面Ⅳ和Ⅴ沿NE-SW向.剖面Ⅳ（圖7d）從南部的佳木斯地塊穿過中部的勃利盆地直至北部的三江盆地的前進(jìn)坳陷內(nèi)，從南往北S波速度逐漸變低，且低速的深度范圍逐漸加深，速度值最低僅2.8 km/s.參考剖面上方的地形可以看到，該低速區(qū)很好地反映了三江盆地的速度變化并揭示了盆地底部的南北向形態(tài)，同時，波速變化也反映了三江盆地內(nèi)部結(jié)構(gòu)的非均勻性和構(gòu)造演化的復(fù)雜性.勃利盆地下方淺層為低速，但低速展布的深度較三江盆地淺很多，佳木斯地塊從南到北地震波速度的深度分布較一致.剖面Ⅴ大致沿依蘭—伊通斷裂方向，從南部的張廣才嶺穿過小興安嶺跨牡丹江斷裂到北部的三江盆地西緣，如圖7e所示，可以看到，張廣才嶺下方存在較大范圍的S波低速區(qū)，該區(qū)S波速度在3 km/s以下，其厚度從南到北逐漸減薄，表明張廣才嶺下的物質(zhì)較“新”（王楓，2010）.在47°N以北的三江盆地西緣可見明顯的低速區(qū)，但在盆地低速區(qū)內(nèi)大約5—15 km深度處存在一個高速體，推測其可能是形成“佳木斯隆起”的主要物質(zhì).縱觀整個剖面，依蘭—伊通斷裂由于穿過張廣才嶺、三江盆地等不同的構(gòu)造單元，南北兩端S波速度相差較大，性質(zhì)較為復(fù)雜，可能與其受到了多期構(gòu)造運(yùn)動的影響有關(guān).

2.2 大三江盆地沉積層和莫霍面深度

本研究根據(jù)不同區(qū)域分別利用前面1.3節(jié)介紹的兩種疊加方法獲得了大三江盆地及鄰區(qū)95個臺站下方的沉積層厚度（圖8）和地殼厚度（圖9）.由圖8可見，位于小興安嶺、張廣才嶺及佳木斯地塊內(nèi)的大多數(shù)臺站均未觀測到沉積層（白色圓圈），這與圖1所示的已知研究區(qū)地形圖看到的這些臺站大多位于山區(qū)較為吻合，也有可能個別臺站下方的沉積層較?。ㄐ∮?.5 km），接收函數(shù)方法不能探測到.區(qū)域內(nèi)三江盆地的沉積層明顯較厚，厚度在2.7—5.4 km之間，最厚達(dá)5.4 km，與此對應(yīng)的臺站位于前進(jìn)坳陷內(nèi).沉積層最薄處位于富錦隆起，其厚度為2.7 km，到西部綏濱斷陷內(nèi)臺站下方的沉積層厚度又加深，這與三江盆地內(nèi)已知的兩坳夾一隆構(gòu)造相一致（曾正彬，2012）.位于研究區(qū)東南部的虎林盆地也存在較厚的沉積層，厚度達(dá)2.7 km.

圖8 研究區(qū)地震臺站下方沉積層厚度圖白色圓點(diǎn)表示計(jì)算后得到的臺站下方沉積層厚度為零或者小于1.5 km，接收函數(shù)不能分辨；“無”表示該臺站的數(shù)據(jù)質(zhì)量較差，未得到計(jì)算結(jié)果，下同F(xiàn)ig. 8 Distribution of the sedimentary depth beneath the stations in the studied areaThe white dot indicates the station beneath which the thickness of the sedimentary layer is zero or less than 1.5 km，which are not resolved by the receiver function. “None” indicates that the data quality of the station is poor and the calculation result is not obtained，the same below

圖9是獲得的臺站下方的莫霍面深度，可以看到：研究區(qū)內(nèi)的莫霍面深度介于30—36 km之間，平均深度約為32.8 km，整體呈北東方向的起伏，這與孫斌（2013）利用地震測探方法得到的東北盆地群的莫霍面深度結(jié)果相一致；變化較大的區(qū)域主要集中在研究區(qū)中西部，莫霍面較淺的地區(qū)位于佳木斯地塊中部依蘭—伊通斷裂與牡丹江斷裂的交會處，該地區(qū)屬于佳木斯隆起與小興安嶺交界地帶，其莫霍面最淺，為31.2 km，這與張廣成（2013a）等利用傳統(tǒng)H-κ疊加方法和共轉(zhuǎn)換點(diǎn)（common conversion point，縮寫為CCP）疊加方法得到的三江盆地西緣莫霍面深度為30 km左右的結(jié)果相一致；莫霍面較深的區(qū)域位于佳木斯地塊中部勃利盆地的南邊，最深可達(dá)35.2 km，莫霍面較深的另一處大致位于小興安嶺與張廣才嶺的交界處，其深度為35.6 km，在三江盆地內(nèi)莫霍面深度大于33 km，比該地區(qū)的莫霍面平均深度大.總體來看，該區(qū)莫霍面深度變化較平緩，未表現(xiàn)出理論上所述的“山地莫霍面深，盆地莫霍面淺”的特點(diǎn)（Heet al，2014），莫霍面較深的地區(qū)仍位于山區(qū).

圖9 研究區(qū)地震臺站下方莫霍面深度圖Fig. 9 Moho depth distribution beneath the stations in the studied area

本研究同時獲得了該區(qū)地殼泊松比分布（圖10），結(jié)果顯示研究區(qū)平均泊松比約為0.26，其分布未呈明顯的規(guī)律變化，其中：完達(dá)山地塊、小興安嶺西北部的松遼盆地、依蘭—伊通斷裂與牡丹江斷裂的交會處（佳木斯隆起邊緣）以及張廣才嶺西部的泊松比較低，而泊松比較高的區(qū)域主要位于三江盆地的北邊；在兩條流動臺站測線上，大部分臺站下方的泊松比低于0.27.綜上，從臺站的泊松比散點(diǎn)圖上未能很好地觀測到其分布規(guī)律，也可能從側(cè)面反映了該區(qū)各構(gòu)造單元經(jīng)歷了復(fù)雜的演化歷史.

圖10 研究區(qū)地震臺站下方泊松比圖Fig. 10 Crustal Poisson’s ratio distribution beneath the stations in the studied area

3 討論與結(jié)論

本文收集了大三江盆地及其鄰區(qū)區(qū)域地震臺網(wǎng)及多個流動臺陣共計(jì)95個寬頻帶臺站的觀測資料，采用背景噪聲層析成像和接收函數(shù)疊加方法對該區(qū)地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，分別獲得了研究區(qū)的三維S波速度結(jié)構(gòu)、基底及莫霍面深度和泊松比結(jié)果，為認(rèn)識該區(qū)域不同構(gòu)造單元的深部結(jié)構(gòu)特征提供了新的信息.

大三江盆地區(qū)地殼S波速度具有較強(qiáng)烈的橫向不均勻性，淺層速度結(jié)構(gòu)與地表地質(zhì)及地形特征密切相關(guān)，其中：三江盆地和松遼盆地西緣均呈明顯的低速（圖6），一些小型盆地，如虎林盆地、勃利盆地等也表現(xiàn)為相對低速，而小興安嶺、張廣才嶺及完達(dá)山地塊則呈高速；隨著深度的增加，到中下地殼層，小興安嶺地區(qū)呈低速，結(jié)合其它研究結(jié)果（朱洪翔，2020）推測該區(qū)地殼內(nèi)可能存在熱物質(zhì)；張廣才嶺下方存在較大范圍的低速區(qū)，且低速區(qū)由南往北逐漸減薄，推測該下方的物質(zhì)可能較“新”（王楓，2010）；盆地區(qū)在中下地殼層則表現(xiàn)為明顯的高速，表明到該深度層三江盆地已趨于穩(wěn)定.接收函數(shù)疊加結(jié)果顯示，位于小興安嶺、張廣才嶺及佳木斯地塊內(nèi)的大多數(shù)臺站下方均不存在沉積層，而三江盆地的沉積層較厚，為2.7—5.4 km，虎林盆地、勃利盆地的沉積層大約為2—3 km厚.區(qū)內(nèi)莫霍面深度大約為30—36 km，整體較為平緩，與張廣成等（2013）結(jié)果的主要趨勢一致，但深度值存在差異.

三江盆地位于研究區(qū)的東北部，盆地內(nèi)有較密集的地震臺站分布，特別是盆地南緣有一條臺間距僅為20 km的五大連池—虎林寬頻帶測線（圖1），為本次研究揭示該盆地更精細(xì)的結(jié)構(gòu)特征提供了較好的條件.層析成像結(jié)果揭示：三江盆地表現(xiàn)為明顯的低速（圖6，7），且延伸較深（圖7a，d，e），說明該盆地下方存在較厚的沉積層；該盆地在橫向上也具有明顯的不均勻性，表現(xiàn)為前進(jìn)坳陷的波速較三江盆地其它區(qū)域高（圖7a），這可能反映它們有不同的基底性質(zhì)或者不同的盆地演化歷史（章倩倩，2012）.而相應(yīng)的接收函數(shù)結(jié)果顯示：前進(jìn)坳陷內(nèi)的沉積層最厚，可達(dá)5.4 km，沉積層最薄處位于富錦隆起，為2.7 km，到西部綏濱斷陷，其沉積層又變厚，這與三江盆地內(nèi)已知的兩坳夾一隆的構(gòu)造相一致.曾正彬（2012）分析三江盆地石油地質(zhì)條件和勘探前景的研究結(jié)果顯示，三江盆地的綏濱坳陷區(qū)的含油量較高，是最主要的勘探區(qū)域，而前進(jìn)坳陷區(qū)也是主要的石油生成和儲藏區(qū)，但是成熟度還較低，油氣埋藏較深，一般在地下1 000 m左右，也具備一定的勘探前景.沿NE-SW方向穿過三江盆地內(nèi)前進(jìn)坳陷的S波速度剖面（圖4d）顯示了該盆地沿南北方向的展布形態(tài)，其主要表現(xiàn)為從南往北逐漸加深.研究區(qū)其它小型盆地如勃利盆地、虎林盆地等也表現(xiàn)為相對低速，只是相對于三江盆地而言，低速的深度范圍小很多，這可能與其盆地類型及發(fā)育特點(diǎn)有關(guān)，其中三江盆地屬于殘留—繼承型盆地，而勃利盆地、虎林盆地分別屬于殘留—改造型和殘留疊加型，所以三江盆地的沉積相對完整，改造剝蝕相對較弱（賈承造，鄭民，2010），故其盆地結(jié)構(gòu)特征比較明顯.

依蘭—伊通斷裂和敦密斷裂是郯廬斷裂帶在中國東北的東西兩分支.本文結(jié)果揭示依蘭—伊通斷裂在中上地殼表現(xiàn)為低速（圖6a-d）.由跨過這兩條斷裂的速度剖面（圖7b）可以看出斷裂下方的低速異常延伸較深.在大致沿依蘭—伊通斷裂的速度剖面（圖7e）上可以看到剖面下方的速度整體偏低，南北兩端S波速度相差較大，本文推測這一結(jié)果是因?yàn)樵撈拭娲┻^了張廣才嶺、小興安嶺和三江盆地等不同構(gòu)造單元，而這些構(gòu)造單元由于在不同時期受到多期構(gòu)造運(yùn)動的影響因而性質(zhì)較為復(fù)雜所導(dǎo)致.上述結(jié)果也從不同的側(cè)面說明依蘭—伊通斷裂是一個較深的區(qū)域性斷裂.依蘭—伊通斷裂與牡丹江斷裂的交會處（圖7c）是中上地殼各層速度較低的區(qū)域，也是整個研究區(qū)莫霍面較淺的地區(qū)，其中最淺處位于佳木斯隆起與小興安嶺的交界地帶，深度僅為31.2 km，形成較早的牡丹江斷裂在該處被錯斷，推測與所處的構(gòu)造環(huán)境十分復(fù)雜有關(guān)，而敦密斷裂下的地震波速相對較低，延伸也較淺，這可能與該斷裂位于臺站較少的區(qū)域邊緣有關(guān).

綜上，本文利用天然地震學(xué)中的背景噪聲成像和接收函數(shù)疊加方法對大三江盆地及其鄰區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，獲得了研究區(qū)地殼30 km深度內(nèi)的S波速度結(jié)構(gòu)和一些主要構(gòu)造單元如三江盆地、虎林盆地、張廣才嶺及小興安嶺等的精細(xì)結(jié)構(gòu)特征，可為該區(qū)礦產(chǎn)及油氣資源勘探提供重要的深部背景資料.

中國地震局地球物理研究所國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心及臺陣數(shù)據(jù)中心提供了地震波形數(shù)據(jù)（doi:10.3969/j.issn），兩位審稿專家提出了寶貴的修改意見，作者在此表示衷心的感謝.