大三江盆地及邻区地壳结构研究＊

武玮洁 黄金莉 李选涛 刘志坤 祝淮南

（北京 100083 中国地质大学（北京）地球物理与信息技术学院）

引言

大三江盆地是指黑龙江省东北部早白垩世时期的统一湖盆，其整体分布在牡丹江断裂以东，郯庐断裂带的东西两支—依兰—伊通断裂与敦密断裂之间.该区域西南侧是张广才岭造山带，东北部为完达山地块（贾承造，郑民，2010；张云鹏，2016）.白垩纪以来，大三江盆地的演化受到包括板块拼贴、蒙古—鄂霍茨克洋闭合造山、中-新生代太平洋板块俯冲等多个大地构造事件的联合作用与影响（和钟铧等，2009；周建波等，2009；张兴洲等，2015），经过断裂分割、差异隆升，形成了三江、虎林、勃利等十余个残留盆地.该区紧邻西北太平洋大陆边缘，受板块俯冲滞留（Huang，Zhao，2006）及大陆边缘构造转换的影响，统一的大三江盆地在早白垩世末期被强烈的逆冲构造和左行走滑构造所破坏和改造（葛肖虹等，2014）.

大三江盆地是我国东北地区主要产煤区之一，也是东北中新生界油气勘探的重要地区.该区从二十世纪五十年代开始勘察，1982年进行正式的盆地探索及油气勘探，重要的油气发现始于2006年（贾承造，郑民，2010）.总体而言，关于大三江盆地的勘探投入少，研究程度低，存在多方面的研究难点，例如盆地区内精细结构、现存盆地油气勘探前景等.近年来，随着中国区域数字地震台网的建成以及多个流动台阵陆续在东北地区的布设（郑秀芬等，2009），一些研究人员应用层析成像方法对东北地区的三维速度结构及各向异性等开展了诸多研究（高东辉等，2011；Zhenget al，2011；张广成等，2013b；Tanget al，2014；Guoet al，2015；Kanget al，2016），也有研究人员利用接收函数或其它地震学方法研究了东北地区下方的间断面结构（危自根，陈凌，2012；张广成等，2013a；Taoet al，2014；朱洪翔等，2017；李天觉，陈棋福，2019），这些相关研究均取得了我国东北地区的地壳结构特征、新生代火山起源及板块俯冲等方面的一些重要认识.而针对大三江盆地区，主要有几个地学断面穿过（卢造勋，夏怀宽，1993；杨宝俊等，1996），也布设了一些地球物理剖面（刘国兴等，2006），由此获得了该区某些断面上的深部结构特征.但是，对整个区域的三维结构及其重要构造单元的特征仍然缺乏较为全面的认识.

鉴于此，本文拟收集大三江盆地及其邻区的区域地震台网及多个流动台阵的地震观测资料，采用背景噪声层析成像方法获得该区域较精细的三维S波速度结构模型，并根据地震台站下方是否含沉积层分别采用改进的迭代H-κ叠加方法或传统H-κ叠加方法得到壳内间断面结构，旨在对大三江盆地区主要构造单元如三江盆地、虎林盆地、张广才岭及小兴安岭等的精细结构特征进行深入探究，为该区矿产及油气资源勘探提供重要的深部背景资料.

1 数据和方法

1.1 观测数据

本文研究区为大三江盆地及其邻区（127°E—134°E，44°N—47°N）.我们收集的连续波形资料为不同时段几个台网或台阵所记录：2010年5月到2011年5月黑龙江区域台网，2009年9月至2011年7月多国合作布设的东北流动台阵（NECESSArray），2010年5月至2011年9月以及2009年5月至2011年9月中国地震局地球物理研究所布设的五大连池—虎林和满洲里—绥芬河两条宽频带地震测线.本研究所用固定台站和流动台站共计95个，台站分布如图1所示.上述连续波形资料将用于本文的背景噪声层析成像研究.本文也收集了2016年1月至2018年5月区域台网记录的128个远震事件以及2009年5月至2011年7月期间上述三个流动台阵记录的463个远震事件，其中远震事件震级均大于M5，震中距为30°—90°，这些数据将作为接收函数研究的基础资料.所有的远震事件分布见图2.

图1 研究区主要构造背景及所用地震台站分布图中白色三角形为中国数字地震台网固定台站，黑色圆点为多国合作布设的东北流动台阵（NECESSArray）的流动台站，黑色三角形为中国地震局地球物理研究所布设的五大连池—虎林和满洲里—绥芬河宽频带地震测线的流动台站；黑色粗线为图4中5条S波速度剖面Ⅰ -Ⅴ.灰色线为三江盆地内的次级构造单元边界，其中① 前进坳陷，② 富锦隆起，③ 绥滨断陷. 黑线代表区域主要断裂，F1：牡丹江断裂；F2：敦密断裂；F3：依兰—伊通断裂，下同Fig. 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，F1：Mudanjiang fault； F2：Dunmi fault；F3：Yilan-Yitong fault，the same below

图2 本文所用远震事件分布Fig. 2 Teleseismic epicenters distribution used in this study

1.2 背景噪声层析成像方法

本研究采用背景噪声层析成像方法反演获得研究区三维S波速度结构.资料处理流程参考Bensen等 （2007），可以概括为：① 单台数据预处理；② 背景噪声互相关计算及叠加；③ 频散曲线测量及质量控制；④ 背景噪声面波层析成像及S波速度结构反演.

首先是单台数据预处理，包括对单台的垂直分量连续波形数据去除仪器响应、重采样到1 Hz、去均值、去线性趋势、带通滤波（3.5—28 s）、时间域归一化和频谱白噪化处理，其中时间域归一化采用one-bit方法.经过上述处理后，地震信号和其它异常信号的干扰可以被有效去除，得到更为“纯净”的背景噪声波形.

随后，对研究区内所有台站每天记录的背景噪声在相同时段内进行两两互相关计算，得到台站对间每天的互相关函数.之后为提高互相关函数的信号质量，对一年之内同一台站对每天所有时段的互相关函数进行叠加来提高信噪比，以获得台站对间的经验格林函数.在研究过程中，为最大程度地提高所获得的台站对之间经验格林函数的信噪比，采用基于S波变换的时频域相位加权叠加方法（Stockwellet al，1996；Schimmelet al，2011）进行叠加.由于噪声源的分布存在空间不均匀性，因此采用互相关波形的正半部分和负半部分的反序平均结果来计算相应的经验格林函数，以提高互相关函数的信噪比.

然后，本研究采用基于图像分析的方法提取瑞雷波的群速度频散曲线（姚华建等，2004）.为了提高反演结果的可靠性，在提取频散过程中人为设置一些限制条件对测量曲线进行质评和筛选，以确保最终所提取频散有较高质量.本研究以台间距大于3倍波长、信噪比大于5为基本约束条件.为进一步确保反演结果的可靠性，采用手动追踪频散脊的方法（姚华建等，2004）从所筛选出来的群速度频散曲线中进行提取，最终提取的频散曲线如图3a所示，图3b给出了不同周期的频散数量，可见：5 s周期的频散曲线最多，可达1 120条，且随着周期的增加，频散曲线数量逐渐减少，28 s周期时的频散曲线仍有600多条，不同周期的频散曲线数量基本均都能满足反演计算的要求.

图3 群速度频散曲线 （a） 和不同周期的频散数量 （b）Fig. 3 Dispersion curve of group velocity （a） and the number of dispersions in different periods （b）

最后，本研究采用传统的“两步法”反演，第一步先用Barmin等（2001）提出的层析成像方法反演瑞雷面波群速度.该反演过程是求取由射线走时残差、模型平滑度和模型幅度这三项组成的目标函数的极小值，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围内的平均速度，不能直观地反映速度随深度的变化.因此，在得到面波速度的基础上进行S波速度反演，这是第二步反演.在反演S波速度结构时，根据不同周期的群速度提取每个网格点下方的纯路径频散曲线，然后从一个初始模型开始采用最小二乘线性方法（Herrmann，Ammon，2004）反演每个网格点下方的一维S波速度模型，最后将所有网格点上的一维模型组合便得到研究区内的三维S波速度模型.

1.3 接收函数方法

基于接收函数方法利用间断面上产生的转换波可以有效地探测地球深部间断面如莫霍面、岩石圈底界面及上地幔间断面的结构 （Chenet al，2005）.通过Zhu和Kanamori （2000）提出的接收函数H-κ叠加方法可以得到地壳厚度和泊松比，而且近年来该方法也得到了广泛应用并取得许多有意义的成果（许卫卫，郑天愉，2005；许英才等，2018）.但H-κ叠加方法也有其不足之处，即在沉积盆地区该方法无法得到地壳厚度的结果，这是因为沉积层底界面上产生的多次波会严重干扰莫霍面上产生的转换波信息（Taoet al，2014；危自根等，2016）.本文研究区大三江盆地及其邻区较广泛地分布着沉积盆地，如三江盆地、虎林盆地及勃利盆地等.因此，本研究应用接收函数叠加方法研究地壳界面结构时，主体思路是在不同的区域采用不同的叠加方法，从而得到研究区所有台站下方可靠的地壳厚度及泊松比结果.本文采用时间域反褶积方法（Ligorría，Ammon，1999）提取接收函数，以避免频率域提取接收函数时所导致的结果不稳定问题.在提取接收函数前需要先截取远震事件波形数据，因为莫霍面的转换波Ps大约在P波初至后5 s到达，PpPs多次波大约在15 s，PpSs＋PsPs大约在20 s，我们只需截取P波初至前20 s到P波初至后60 s的事件波形即可.然后使用高斯低通滤波器进行滤波，高斯滤波因子取5，时间域迭代设为100次.在挑选接收函数时根据以往经验我们剔除信噪比小于25且有明显频谱漂移和初至反向的接收函数，并进行人工检查，从而确保每个台站的接收函数至少在20条以上且波形具有高信噪比.设不含有沉积层的台站的地壳平均速度为6.3 km/s，而含有沉积层的台站的沉积层平均速度为3 km/s，下方地壳平均速度为5.8 km/s；H-κ扫描赋予转换波Ps和多次转换反射波PpPs，PsPs＋PpSs的权重分别为0.7，0.2和0.1.

对于不含沉积层的区域，采用传统的H-κ叠加方法（Zhu，Kanamori，2000）得到地壳厚度和泊松比；而对于沉积盆地区，采用改进的迭代H-κ叠加方法（Zhang，Huang，2019）.H-κ叠加方法需进行两步叠加，第一步叠加利用沉积层底界面上的转换波得到沉积层厚度和波速比，第二步叠加则利用沉积层的结果和在莫霍面上的转换波信息得到地壳厚度和波速比.泰勒级数展开和带沉积层理论模型的“恢复试验”均说明该方法误差很小.Zhang和Huang（2019）的实际资料处理结果说明，当台站下方存在一定厚度的沉积层时，该方法得到的沉积层和地壳厚度与人工地震测深结果相近.根据提取的接收函数波形，并以计算的理论接收函数作参考，同时根据台站所在的位置，我们综合判断该台站下方是否存在沉积层，由此确定具体采用哪种叠加方法并针对这两种情况使用不同的参数进行叠加处理.在使用改进的迭代H-κ叠加方法进行第一步叠加计算沉积层结果时，主要搜索范围根据该区沉积层的实际范围确定，深度取0—6 km，波速比取1—4.在第二步叠加得到地壳结果时，主要搜索范围根据该区的莫霍面深度略微调整，例如在三江盆地区将莫霍面深度的搜索范围取为30—40 km，地壳波速比的搜索范围则取1.5—2.0，这一搜索范围足以确保各台站下方的地壳波速比都在这一范围内.该方法详细的数据处理过程可参考张毅（2019）.

2 结果与解释

2.1 三维S波速度结构

本文应用上述背景噪声层析成像方法，采用0.2°×0.2°网格节点剖分反演得到研究区3—25 s周期的瑞雷波群速度.图4给出了几个典型周期的群速度射线路径分布，可以看到各个周期均有较好的射线覆盖.我们也进行了群速度检测板分辨率测试，以各周期平均速度±20%的速度扰动构成正负相间的输入模型，按实际路径计算理论走时并加上1%的随机误差得到合成数据集，最后反演合成数据集，得到检测板测试结果.图5给出了0.6°×0.6°的检测板测试结果，可以看到，在20 s周期以内（反映约25 km深度）研究区大部分地区的模型扰动样式和幅度均可恢复，说明本研究得到的速度模型较为可靠.下面我们将通过不同深度层上速度分布（图6）和一些速度剖面（图7）展示该区的S波速度结构特征并进行解释.

图4 几个典型周期的群速度射线路径分布图黑色三角形为台站，灰线为射线路径，各子图中右上角标出了相应的周期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

图5 几个典型周期检测板分辨率测试结果Fig. 5 Checkerboard tests at several representative periods

2.1.1 不同深度层的S波速度结构

大三江盆地区3 km深度层的S波速度（图6a）较好地反映了研究区的地表地质特征，由图6a可看到：位于研究区东北部的三江盆地和西部的松辽盆地均为明显的低速，S波速度小于3 km/s，一些小的盆地如勃利盆地等表现为相对低速；而小兴安岭、张广才岭和完达山地块下方主要为高速，依兰—伊通断裂和敦密断裂均呈现为低速特征.5 km深度的S波速度分布（图6b）总体与3 km深度相似.随着深度的增加，盆地区低速范围变小，S波速度有所增大.由于三江盆地南部台站分布较为密集，模型分辨率较高，在图6b中可以清晰地看到该盆地南部的低速边界.在该盆地西侧，依兰—伊通断裂与牡丹江断裂的交会处存在一处显著低速区.

在10 km深度层上，研究区大部分区域的S波速度介于3.0—3.5 km/s之间（图6c）.三江盆地南部低速边界北移，与此同时可以清晰地观察到该盆地西边的边界线，在三江盆地的西边出现了一个高速区.依兰—伊通断裂依旧表现为相对低速，表明其为一个较深的区域性断裂.完达山地块在该深度层上表现为显著的高速，S波速度最高达3.7 km/s.在15 km深度层上，研究区内大部分区域的S波速度介于3.0—3.5 km/s之间（图6d），这个深度已不能看到明显的盆地界线，完达山地块依旧表现为相对高速，小兴安岭北部区域呈现明显的低速，张广才岭下方也可见大范围的低速区，研究区中央的佳木斯地块呈现低速，其S波平均速度约3.2 km/s，可以清晰地观察到其大致的边界线.

图6 不同深度层上的S波速度平面图每层的深度标在各子图的右上角，蓝色三角形为中国数字地震台网固定台站，红色三角形为多国合作布设的东北台阵（NECESSArray）的流动台站，黑色三角形为中国地震局地球物理所布设的五大连池—虎林和满洲里—绥芬河宽频带地震测线的流动台站.其它标识同图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深度层上的S波速度（图6e）相对于中上地壳的S波速度有明显变化.研究区大部分地区的S波速度值介于3.2—3.6 km/s之间；此深度层的三江盆地呈现为相对高速，表明该盆地在此深度已趋于稳定，而小兴安岭、张广才岭及完达山地块均表现为相对低速.25 km深度的S波速度分布特征（图6f）与20 km相似，不同之处在于从图6f中可以更加清晰地看到各构造单元的界线.三江盆地依旧表现为相对高速，且其高速范围进一步扩大，而佳木斯地块的波速较低，但相较20 km深度的低速范围变小.完达山地块的波速变化可能是由于该地块附近的地震台较为稀疏而分辨结果有限所致.

2.1.2 S波速度剖面

为了更好地展示大三江盆地区的速度结构特征，进一步认识各构造单元的深浅结构的关系，我们穿过研究区的一些重要构造单元截取五条S波速度剖面（图7）.

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

剖面Ⅰ ，Ⅱ和Ⅲ这三个剖面均沿NW-SE向.剖面Ⅰ（图7a）从西部的小兴安岭穿过三江盆地中部到东边的完达山地块.从图7a可以看到：小兴安岭的S波速度浅层大于深部，中地壳存在低速，这与以往揭示的结果（张风雪等，2014）类似；三江盆地下方的S波低速延伸较深，说明该盆地存在较厚的沉积层；前进坳陷的波速较三江盆地其它区域高，这可能反映它们有不同的基底性质或不同的盆地演化历史；在中下地壳（15—30 km深度），S波速度值介于3.2—3.6 km之间，该高速结构在盆山交界部位断开，可能反映了三江盆地与小兴安岭下方的地块拼合.剖面Ⅱ（图7b）与五大连池—虎林宽频带地震测线的位置大致重合，由图7b可见：该剖面大部分区域的S波速度介于3.2—3.5 km/s之间，在穿过依兰—伊通断裂处呈明显的低速，5 km深度内的速度仅为2.8 km/s，该低速异常一直延伸至很深，反映了依兰—伊通断裂为深大断裂（周荔青，2005）；在小兴安岭的西边出现了一个相对低速区，本文推测是受松辽盆地影响所致；位于东部的虎林盆地也表现为相对低速.剖面Ⅲ从西边的松辽盆地穿过中部的佳木斯地块到最东边的兴凯地块，如图7c所示，可以看到：该剖面西边的松辽盆地下方为明显低速，速度值约为2.8 km/s，反映了松辽盆地东缘仍有较厚的沉积层；在小兴安岭下方浅层表现为高速，而中地壳速度偏低，与剖面Ⅰ所揭示的结果一致.

剖面Ⅳ和Ⅴ沿NE-SW向.剖面Ⅳ（图7d）从南部的佳木斯地块穿过中部的勃利盆地直至北部的三江盆地的前进坳陷内，从南往北S波速度逐渐变低，且低速的深度范围逐渐加深，速度值最低仅2.8 km/s.参考剖面上方的地形可以看到，该低速区很好地反映了三江盆地的速度变化并揭示了盆地底部的南北向形态，同时，波速变化也反映了三江盆地内部结构的非均匀性和构造演化的复杂性.勃利盆地下方浅层为低速，但低速展布的深度较三江盆地浅很多，佳木斯地块从南到北地震波速度的深度分布较一致.剖面Ⅴ大致沿依兰—伊通断裂方向，从南部的张广才岭穿过小兴安岭跨牡丹江断裂到北部的三江盆地西缘，如图7e所示，可以看到，张广才岭下方存在较大范围的S波低速区，该区S波速度在3 km/s以下，其厚度从南到北逐渐减薄，表明张广才岭下的物质较“新”（王枫，2010）.在47°N以北的三江盆地西缘可见明显的低速区，但在盆地低速区内大约5—15 km深度处存在一个高速体，推测其可能是形成“佳木斯隆起”的主要物质.纵观整个剖面，依兰—伊通断裂由于穿过张广才岭、三江盆地等不同的构造单元，南北两端S波速度相差较大，性质较为复杂，可能与其受到了多期构造运动的影响有关.

2.2 大三江盆地沉积层和莫霍面深度

本研究根据不同区域分别利用前面1.3节介绍的两种叠加方法获得了大三江盆地及邻区95个台站下方的沉积层厚度（图8）和地壳厚度（图9）.由图8可见，位于小兴安岭、张广才岭及佳木斯地块内的大多数台站均未观测到沉积层（白色圆圈），这与图1所示的已知研究区地形图看到的这些台站大多位于山区较为吻合，也有可能个别台站下方的沉积层较薄（小于1.5 km），接收函数方法不能探测到.区域内三江盆地的沉积层明显较厚，厚度在2.7—5.4 km之间，最厚达5.4 km，与此对应的台站位于前进坳陷内.沉积层最薄处位于富锦隆起，其厚度为2.7 km，到西部绥滨断陷内台站下方的沉积层厚度又加深，这与三江盆地内已知的两坳夹一隆构造相一致（曾正彬，2012）.位于研究区东南部的虎林盆地也存在较厚的沉积层，厚度达2.7 km.

图8 研究区地震台站下方沉积层厚度图白色圆点表示计算后得到的台站下方沉积层厚度为零或者小于1.5 km，接收函数不能分辨；“无”表示该台站的数据质量较差，未得到计算结果，下同Fig. 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

图9是获得的台站下方的莫霍面深度，可以看到：研究区内的莫霍面深度介于30—36 km之间，平均深度约为32.8 km，整体呈北东方向的起伏，这与孙斌（2013）利用地震测探方法得到的东北盆地群的莫霍面深度结果相一致；变化较大的区域主要集中在研究区中西部，莫霍面较浅的地区位于佳木斯地块中部依兰—伊通断裂与牡丹江断裂的交会处，该地区属于佳木斯隆起与小兴安岭交界地带，其莫霍面最浅，为31.2 km，这与张广成（2013a）等利用传统H-κ叠加方法和共转换点（common conversion point，缩写为CCP）叠加方法得到的三江盆地西缘莫霍面深度为30 km左右的结果相一致；莫霍面较深的区域位于佳木斯地块中部勃利盆地的南边，最深可达35.2 km，莫霍面较深的另一处大致位于小兴安岭与张广才岭的交界处，其深度为35.6 km，在三江盆地内莫霍面深度大于33 km，比该地区的莫霍面平均深度大.总体来看，该区莫霍面深度变化较平缓，未表现出理论上所述的“山地莫霍面深，盆地莫霍面浅”的特点（Heet al，2014），莫霍面较深的地区仍位于山区.

图9 研究区地震台站下方莫霍面深度图Fig. 9 Moho depth distribution beneath the stations in the studied area

本研究同时获得了该区地壳泊松比分布（图10），结果显示研究区平均泊松比约为0.26，其分布未呈明显的规律变化，其中：完达山地块、小兴安岭西北部的松辽盆地、依兰—伊通断裂与牡丹江断裂的交会处（佳木斯隆起边缘）以及张广才岭西部的泊松比较低，而泊松比较高的区域主要位于三江盆地的北边；在两条流动台站测线上，大部分台站下方的泊松比低于0.27.综上，从台站的泊松比散点图上未能很好地观测到其分布规律，也可能从侧面反映了该区各构造单元经历了复杂的演化历史.

图10 研究区地震台站下方泊松比图Fig. 10 Crustal Poisson’s ratio distribution beneath the stations in the studied area

3 讨论与结论

本文收集了大三江盆地及其邻区区域地震台网及多个流动台阵共计95个宽频带台站的观测资料，采用背景噪声层析成像和接收函数叠加方法对该区地壳结构进行了研究，分别获得了研究区的三维S波速度结构、基底及莫霍面深度和泊松比结果，为认识该区域不同构造单元的深部结构特征提供了新的信息.

大三江盆地区地壳S波速度具有较强烈的横向不均匀性，浅层速度结构与地表地质及地形特征密切相关，其中：三江盆地和松辽盆地西缘均呈明显的低速（图6），一些小型盆地，如虎林盆地、勃利盆地等也表现为相对低速，而小兴安岭、张广才岭及完达山地块则呈高速；随着深度的增加，到中下地壳层，小兴安岭地区呈低速，结合其它研究结果（朱洪翔，2020）推测该区地壳内可能存在热物质；张广才岭下方存在较大范围的低速区，且低速区由南往北逐渐减薄，推测该下方的物质可能较“新”（王枫，2010）；盆地区在中下地壳层则表现为明显的高速，表明到该深度层三江盆地已趋于稳定.接收函数叠加结果显示，位于小兴安岭、张广才岭及佳木斯地块内的大多数台站下方均不存在沉积层，而三江盆地的沉积层较厚，为2.7—5.4 km，虎林盆地、勃利盆地的沉积层大约为2—3 km厚.区内莫霍面深度大约为30—36 km，整体较为平缓，与张广成等（2013）结果的主要趋势一致，但深度值存在差异.

三江盆地位于研究区的东北部，盆地内有较密集的地震台站分布，特别是盆地南缘有一条台间距仅为20 km的五大连池—虎林宽频带测线（图1），为本次研究揭示该盆地更精细的结构特征提供了较好的条件.层析成像结果揭示：三江盆地表现为明显的低速（图6，7），且延伸较深（图7a，d，e），说明该盆地下方存在较厚的沉积层；该盆地在横向上也具有明显的不均匀性，表现为前进坳陷的波速较三江盆地其它区域高（图7a），这可能反映它们有不同的基底性质或者不同的盆地演化历史（章倩倩，2012）.而相应的接收函数结果显示：前进坳陷内的沉积层最厚，可达5.4 km，沉积层最薄处位于富锦隆起，为2.7 km，到西部绥滨断陷，其沉积层又变厚，这与三江盆地内已知的两坳夹一隆的构造相一致.曾正彬（2012）分析三江盆地石油地质条件和勘探前景的研究结果显示，三江盆地的绥滨坳陷区的含油量较高，是最主要的勘探区域，而前进坳陷区也是主要的石油生成和储藏区，但是成熟度还较低，油气埋藏较深，一般在地下1 000 m左右，也具备一定的勘探前景.沿NE-SW方向穿过三江盆地内前进坳陷的S波速度剖面（图4d）显示了该盆地沿南北方向的展布形态，其主要表现为从南往北逐渐加深.研究区其它小型盆地如勃利盆地、虎林盆地等也表现为相对低速，只是相对于三江盆地而言，低速的深度范围小很多，这可能与其盆地类型及发育特点有关，其中三江盆地属于残留—继承型盆地，而勃利盆地、虎林盆地分别属于残留—改造型和残留叠加型，所以三江盆地的沉积相对完整，改造剥蚀相对较弱（贾承造，郑民，2010），故其盆地结构特征比较明显.

依兰—伊通断裂和敦密断裂是郯庐断裂带在中国东北的东西两分支.本文结果揭示依兰—伊通断裂在中上地壳表现为低速（图6a-d）.由跨过这两条断裂的速度剖面（图7b）可以看出断裂下方的低速异常延伸较深.在大致沿依兰—伊通断裂的速度剖面（图7e）上可以看到剖面下方的速度整体偏低，南北两端S波速度相差较大，本文推测这一结果是因为该剖面穿过了张广才岭、小兴安岭和三江盆地等不同构造单元，而这些构造单元由于在不同时期受到多期构造运动的影响因而性质较为复杂所导致.上述结果也从不同的侧面说明依兰—伊通断裂是一个较深的区域性断裂.依兰—伊通断裂与牡丹江断裂的交会处（图7c）是中上地壳各层速度较低的区域，也是整个研究区莫霍面较浅的地区，其中最浅处位于佳木斯隆起与小兴安岭的交界地带，深度仅为31.2 km，形成较早的牡丹江断裂在该处被错断，推测与所处的构造环境十分复杂有关，而敦密断裂下的地震波速相对较低，延伸也较浅，这可能与该断裂位于台站较少的区域边缘有关.

综上，本文利用天然地震学中的背景噪声成像和接收函数叠加方法对大三江盆地及其邻区的地壳结构进行了研究，获得了研究区地壳30 km深度内的S波速度结构和一些主要构造单元如三江盆地、虎林盆地、张广才岭及小兴安岭等的精细结构特征，可为该区矿产及油气资源勘探提供重要的深部背景资料.

中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心及台阵数据中心提供了地震波形数据（doi:10.3969/j.issn），两位审稿专家提出了宝贵的修改意见，作者在此表示衷心的感谢.