0 引言

松辽盆地自白垩纪以来经历多次构造演化阶段^[1]。大庆(126.0°E，46.6°N)地区地下构造极其复杂，是松辽盆地中生代沉降中心；而且，大庆长垣隆起是断层相关褶皱带，同时又是典型的储油构造。大庆地区自西向东跨越了龙虎泡大安阶地、齐家古龙凹陷、大庆长垣、三肇凹陷等单元，大安—德都断裂、滨州断裂等多组断裂从该区域穿过。 2005年，大庆林甸发生了M_s 5.1级地震(M_s为震级)，2009年，安达又发生了M_s 4.4级地震，地震活动较为活跃。

现代地震探测和成像技术不仅可以在大尺度上分析全球板块构造和地幔、地核的速度结构图像，而且也能够通过密集台阵获取震源尺度和横切断层尺度的高分辨率、强震孕震构造图像。随着地震观测技术的发展进步和探测能力的提高，大规模流动地震科学台阵观测将成为高分辨率深部结构成像的重要手段和发展方向^[2]。在东北地区，已有很多学者开展了地震层析成像研究：田有等^[3]利用近震及远震走时资料获得了东北地区地壳与上地幔P波速度结构；张风雪等^[4-5]先后在东北地区开展了P波、S波走时层析成像壳幔速度结构研究；高东辉等^[6]基于背景噪声成像方法获得了黑龙江地区周期为8~40 s的瑞雷波群速度分布图像；潘佳铁等^[7]利用噪声成析成像反演了东北地区壳幔S波速度结构。

本文利用地震台阵观测资料，通过层析成像分别获取了松辽盆地P波、S波速度结构，研究了大庆地区壳幔、深部与浅部结构特征，并尝试识别深大断裂构造结构特征，这对于进一步了解大庆地区构造特征有着重要意义。

1 研究方法

根据东北地区宽频带流动地震观测资料，结合研究区固定地震台站的观测资料(图 1)，本文采用有限频方法开展了体波走时层析成像研究，获取了研究区上地幔三维P波速度结构；采用瑞利面波双台相速度和背景噪声相速度层析成像方法，反演了研究区的三维S波速度结构。通过上述方法给出了大庆地区的速度分布特征，具体原理、方法及反演结果可靠性分析参见文献^{[3-5, 8-24]}。

1.1 有限频走时层析成像

有限频走时层析成像和射线走时层析成像都是根据地震波的走时异常来获得地下速度结构的反演方法。不同于射线走时层析成像，有限频理论考虑了地震波频带有限性和波前愈合等特性，因此射线路径及其周边菲涅尔带内的速度异常结构对走时都会产生影响；也就是说，地震波走时不仅受射线路径上速度结构的影响，也受环绕在射线路径周围区域三维空间内的速度结构的影响。基于此理论，建立了更加接近于真实情况的地震波走时与速度异常之间的关系，即为有限频走时层析成像^[8-13]。

1.2 面波相速度层析成像

地震面波主要在地表传播，在层状地球介质中会产生频散(相速度/群速度)，它们对S波很敏感，能反映传播路径下方介质的S波速度的变化情况。利用面波频散开展层析成像是一种研究壳幔结构的经典方法，其被广泛应用到地球深部结构的研究中^[14-19]。不同周期的频散对不同深度范围S波速度结构的敏感程度不同。因此，与体波成像相比，面波成像具有更好的垂向分辨能力。面波层析成像通常使用二步法：第一步，测量混合路径上的频散，并将其反演到网格节点上，得到各个网格节点下方的纯路径频散；第二步，基于某个先验地球模型(如AK135模型)，根据纯路径频散，采用最优化方法反演得到不同深度上的S波速度结构。

1.3 背景噪声相速度层析成像

从地震背景噪声中提取面波格林函数是近年来面波层析成像领域发展迅速的一种新型方法。通过对背景噪声进行互相关来提取格林函数的工作起源于超声研究。自从Campillo等^[20]首次把背景噪声提取经验格林函数方法引入到地震学研究中以来，背景噪声层析成像很快就发展成为地壳上地幔速度结构研究的一种新方法，在全球范围内得到了广泛应用。理论研究已经证明^[20]，如果噪声源在时间和空间上均匀分布，则对两个地震观测台站记录到的长时间背景噪声数据进行互相关计算，就可以获得台站间的面波格林函数。以长时互相关计算获得的双台站间的面波格林函数为基础，采用频散曲线测量、相/群速度反演和进一步的S波速度反演等经典的面波分析方法，就可以像传统的面波层析成像一样，获得三维S波速度结构。

2 数据

在国家自然科学基金项目和国土资源部实验专项的资助下，中国地震局地球物理研究所在中国东北地区绥芬河—满洲里地学断面和虎林—额尔古纳剖面布设了120余套流动地震测线，同时也采用了中国东北地区固定台网宽频地震计的记录数据补充。绥—满测线自东向西覆盖整个大庆地区。

2.1 体波到时数据

我们收集了东北地区两条临时流动台阵和固定台网2009年6月—2011年5月间记录到的远震资料，开展远震P波走时的层析成像研究。选取远震事件的原则是：1)震中距为30°~90°，尽量避免下地幔和核幔边界复杂构造对地震波走时产生的影响；2)震级大于M_s 5.0，确保地震波到达台站时还有较高的信噪比；3)每个地震事件的有效记录大于10条^[4]。用于远震体波到时层析成像的地震事件分布如图 2所示。筛选后的数据利用波形互相关方法计算远震P波震相的相对走时^[21-22]，共计获得234个台站、57 251条有效P震相的相对走时。

2.2 地震面波和背景噪声数据

本文使用的纯路径频散数据包括两个部分：1)噪声成像得到的短周期(8~30 s)瑞雷波群速度、相速度频散；2)天然地震面波成像得到的中长周期(36~145 s)瑞雷波群速度频散。噪声成像选取了中国东北地区159个固定台站2011年1月—2012年6月和27个流动台站2011年1月—2011年6月间的垂向连续记录。天然地震面波成像数据来源于中国数字地震台网145个台站2008年1月—2012年3月和GEOSCOPE、KNET和KZNET等全球台网39个台站1998—2012年记录的525个地震事件数据。用于天然地震面波层析成像的地震事件分布如图 3所示。我们共测得了超过9 500条路径上的瑞雷波群速度频散曲线，反演得到了周期10~145 s的2D群速度分布^[5]。

3 数据处理结果 3.1 远震P波走时层析成像

远震P波走时层析成像主要反演上地幔的三维速度变化特征。我们给出了123°E—127°E、44.5°N—48.5°N范围内、50和100 km深度上的水平切片(图 4)。图 4a显示：在浅部50 km深度附近，沿齐齐哈尔—大庆—哈尔滨一线出现NW—SE向条带状的高速异常，异常幅值为3%左右；研究区西南角和东北方向出现低速异常，异常幅值在1%左右。图 4b显示：在100 km深度附近，在大庆和齐齐哈尔之间出现显著的低速异常条带，该低速异常在大庆以北呈NE方向展布，在大庆以南呈NS向展布。50和100 km的P波速度扰动切片显示，东北地区的壳幔结构差异显著，暗示壳幔构造格局从浅到深出现显著变化。

沿46.5°N和125°E，我们分别给出了两条剖面(图 5)，这两条剖面均穿过大庆。从图 5可以看出：在46.5°N方向，大庆地区在200~300 km深度范围内观测到低速异常；沿125°E方向，大庆地区在50~150 km深度范围内存在显著的低速异常。

3.2 面波和背景噪声联合层析成像

面波和背景噪声层析成像主要反演地壳和岩石圈地幔的三维S波速度分布。我们分别给出了123°E—127°E、44.5°N—48.5°N范围内5、10、20、30、50 km的S波速度水平切片(图 6)。切片显示：在5 km深度，大庆附近及其以南地区存在显著的近NS向的低速条带(图 6a)；在10 km深度，大庆以东地区为显著的近南北向低速异常条带，大庆以南地区为高速异常(图 6b)；在20 km深度，大庆以西出现显著的近NS向高速异常条带(图 6c)；在30 km深度，大庆的东南和西北分别表现为高速和低速异常(图 6d)；在50 km深度，大庆地区出现显著的高速结构(图 6e)。

我们分别给出了沿46°N、47°N和124°E、125°E和126°E的S波速度剖面(图 7)。图 7显示：沿46°N剖面，大庆以东地区中下地壳速度较以西地区偏低，大庆附近地幔顶部速度较东西两侧明显增大(图 7a)；与46°N剖面相比，47°N剖面中下地壳速度的东西向变化不够显著，但壳幔分界面埋深变化非常显著，大庆下方上地幔速度较两侧明显偏高(图 7b)；沿124°E剖面，大庆地区南北两侧的地壳速度、壳幔分界面埋深及上地幔速度变化显著(图 7c)；沿125°E剖面，大庆地区南北两侧的壳幔分界面埋深呈现南浅北深的态势，大庆地区上地幔速度较南北两侧明显偏高(图 7d)；沿126°E方向，大庆地区地壳S波速度南北向变化甚微，大庆地区的上地幔速度较南北两侧明显偏高(图 7e)。

4 结果分析 4.1 远震P波走时层析成像

深度50 km切片P波速度扰动图(图 4a)显示研究区范围内普遍为高速异常，东北、西南局部低速异常。整体上松辽盆地地壳较薄、波速较高，可能与松辽盆地的刚性基底有关，是盆地岩石圈结构的反映。在100 km切片(图 4b)上出现北东向串状连续低速异常，将大庆西北和东南方向的高速异常分隔开来，松辽盆地上地幔呈现显著的横向不均匀性^[3]。研究区东北的五大连池(德都)、克东地区正下方存在明显的低速异常(图 4)，分析与下方低速高导的上地幔软流圈物质上涌有关，局部异常不排除是火山喷发时深部岩浆的上升通道。最新研究^[4-5]表明，五大连池、长白山、阿尔山下方均存在低速异常体；P波速度扰动剖面(图 5)显示大庆地区东西向深部速度结构变化横向均匀，纵向不均匀，差异较小，较为平稳；南北向波速结构横向、纵向差异较大。图 5b剖面上，研究区下方50~150 km存在显著低速异常，上地幔介质显著横向不均匀、纵向不均匀，直至200 km深处依然明显；分析与上地幔热物质上涌有关。

4.2 面波和背景噪声联合层析成像结果分析

研究区下方5 km深度切片(图 6a)上显示存在NNE向条带状低速异常，异常由中心向外侧扩散，速度逐渐增大，S波速度整体变化不大，为2.8~3.3 km/s。该条带状异常与松辽盆地中央坳陷区位置范围形状吻合(图 8)，分析异常与此有关。中央坳陷区中生代巨厚沉积，基底深度变化起伏大，局部厚达6 km；沉积岩波速低于火山岩，已有丰富资料^[1]表明松辽盆地含油圈闭多在此坳陷及其周围。另外，大安—德都断裂带也呈NNE向在此穿过^[25]，研究表明该断裂破碎带在此区域极为发育，而断层破碎带往往能造成局部波速低速异常。由此推测，巨厚的中生代沉积和藏油、气带以及断裂破碎带造成了S波速度在此深度区域范围内的低速异常。

在10 km深度切片(图 6b)上，该NNE向异常消失。分析该深度已进入基底，在此深度沉积岩消失，断层破碎带已回归至主断裂带上(图 9)。NNE向的大安—德都断裂从大庆市区穿过，NW向的滨州断裂在大庆市区以北穿过^[25]，两条断裂可能分别影响了研究区东西两侧、南北两侧的横向速度结构变化，速度结构变化整体表现为东部、北部略低，西南部略高。

20 km深度切片(图 6c)与10 km深度切片(图 6b)类似，总体上延续了10 km深度切片的横向结构特征，速度结构总体横向变化较小，为3.55~3.70 km/s；说明至少从10~20 km内纵向变化不大。10~20 km深度是松辽盆地地震多发区间，绝大多数地震发生在这个深度内^[26]。一般地震多发生在低速与高速转换带上，且下面往往是低速带^[27]。研究^[28-29]显示，在林甸、大庆下方10~15 km处存在局部显著低速异常，低速结构下方又存在高速结构，林甸、安达地震就是发生在低速与高速的转换带上。

在下方的30 km深度切片(图 6d)上可以看出存在低速异常。在50 km深度切片(图 6e)上，松辽盆地中部大庆地区正下方存在高速体，并向四周逐渐扩散，速度变低。该切片上显示整体高速范围以松辽盆地为基础，周围大、小兴安岭、长白山隆起区下方均为低速结构特征。速度结构分布特征与地表地质地貌特征具有镜像关系，山区与平原、隆起区与坳陷区在此深度切片有所体现，也印证了松辽盆地下方地壳较薄，上地幔物质上涌，存在密度较大的刚 性高速体。

从S波速度剖面图(图 7)上可以看出壳幔过渡特征，也可初步判断近地表中生代的沉积特征。研究区壳幔分界面埋深变化非常显著，大庆下方地幔速度较两侧明显偏高。46°N、47°N、125°E三个方向(图 7a、b、c)的速度剖面显示：松辽盆地总体位于地壳厚度减薄区，深部上地幔发生隆升。盆地厚度一般在34 km之内，莫霍面埋深大体与现今盆地边界吻合。莫霍面与沉积盖层存在镜像关系。研究区所在的中央坳陷区莫霍面埋深更薄，甚至不到30 km^[28-29]。此外，从图 7的5个剖面上都可看出20~30 km为分界带，以下为高速层，以上是低速高导层；顾芷娟等^[30]认为中国大陆地震也多发生在这个低速高导层转换带上。大庆地区震源深度主要集中在10~20 km内，表明该地区孕震层基本位于地壳的中上部。

在图 6a、b、c、d上，速度结构异常多是NS向或NNE向，可能与NNE向的大安—德都断裂对上、中地壳影响有关；在图 7b上，大安—德都断裂大致从124.5°E—125°E之间穿过^{[25, 28]}，可见断裂对浅部速度结构特征变化有一定影响，对深部影响不明显。有研究^[28-29]表明：低速层横向变化有可能起因于岩性分布的横向变化。松辽盆地自西向东，上地壳渐厚、下地壳逐渐抬升、中地壳渐薄。研究区中，安达莫霍面深度为31 km，肇州为30.5 km，哈尔滨仅为29 km^[28-29]。盆地中部存在一条NNE向的地壳厚度减薄带，向东西两侧逐渐增厚，西部增厚快，东部增厚慢。研究区下方壳幔分界带较浅，下方的上地幔物质向上凸升，因此该区存在比周围速度高的高速体，印证了本文深部速度结构研究的工作成果。

5 结论

1) 大庆地区地壳上部普遍为低速结构，中部存在高速结构，壳幔分界面埋深较浅，上地幔速度变化显著。大庆所在的中央坳陷带是松辽盆地中生代沉降中心，该地区地壳较薄，松辽盆地地壳厚度的变化与中生代沉积有镜像对应关系。

2) 大庆地区速度结构存在明显的横向不均匀性。浅层速度结构特征与岩性结构特征相一致：沉积岩波速较低，火成岩、变质岩波速较高，山区与平原、隆起区与坳陷区在地壳浅部构造均有所体现。

3) 大庆地区速度结构纵向变化较大，大庆地区孕震层基本位于地壳的中上部。

4) 大安—德都断裂对大庆地区浅部速度结构有一定的控制作用，对地壳深部速度结构影响不大。

中国地震局地球物理所吴庆举研究员给予了悉心指导与帮助，并为本文提供了数据资料，在此表示衷心的感谢。