巽他大陸及其鄰區的地殼結構及其構造意義：來自遠震接收函數的約束

馮銘業， 陳凌*， 王旭， 韋生吉， 王新

1 巖石圈演化國家重點實驗室， 中國科學院地質與地球物理研究所, 北京 100029 2 中國科學院大學地球與行星科學學院, 北京 1000493 Earth Observatory of Singapore, Nanyang Technological University, Singapore 639798, Singapore 4 中國科學院地球與行星物理重點實驗室， 中國科學院地質與地球物理研究所， 北京 100029

0 引言

大陸邊緣俯沖帶和洋陸轉換帶演化及動力學機制一直是地球科學領域的研究熱點.巽他大陸(Sundaland)位于東特提斯構造域，經歷了中生代多期特提斯洋俯沖、閉合等構造過程(Metcalfe, 1996, 2000; Morley, 2012; Hall, 2017)，同時又是現今印度—澳大利亞板塊、太平洋板塊與歐亞板塊東南邊緣的交匯地帶(Bird, 2003)，是研究大陸邊緣地區俯沖帶和洋陸轉換帶演化及物質能量交換機制的理想場所.受到多期次溝-弧-盆、邊緣海、大型走滑斷裂和大陸匯聚碰撞等構造活動以及與這些構造活動相關的巖漿活動的影響，研究區地殼結構、性質已經發生了強烈改造(例如，Bohm et al., 2013; Yu et al.,2017; Latiff and Khalil, 2019).因此，現今的地殼結構和性質可為認識該地區構造演化以及物質能量交換機制提供重要信息.

巽他大陸地區經歷了中生代以來多期特提斯洋俯沖、閉合，印度板塊側向擠出，以及太平洋板塊、印度—澳大利亞板塊俯沖等構造過程，構造特征和構造演化歷史復雜(Metcalfe, 2011; Hall, 2012; 劉書生等, 2018).構造上，巽他大陸位于歐亞板塊的東南部，西側和南側與印度—澳大利亞板塊相鄰，東側與菲律賓—太平洋板塊相鄰，北側銜接歐亞板塊的華南地塊(Bird, 2003).巽他大陸內部由印支—東馬來、滇緬泰馬蘇等地塊，巽他大陸架以及眾多微小陸塊構成(例如，Metcalfe, 2011; Morley, 2012)(圖1)，地塊之間多以構造縫合線為邊界(例如，Metcalfe, 2011; Hall, 2017).其中印支—東馬來地塊與滇緬泰馬蘇地塊以昌寧—文東對接帶為邊界(劉書生等，2018)，印支—東馬來地塊與華南地塊以紅河斷裂帶為邊界.如圖1所示，晚古生代至中生代相繼從岡瓦納裂解出來的印支—東馬來、西緬、西蘇門答臘、滇緬泰馬蘇等塊體和從澳大利亞板塊裂解出來的班達等微小陸塊在中生代相互拼合，形成巽他大陸陸核并伴生多條火山弧帶、蛇綠混雜巖帶，出露大量碰撞和后碰撞花崗巖(例如，Metcalfe, 1996, 2000, 2011; Hall, 2012; 劉書生等, 2018).印支—東馬來地塊和滇緬泰馬蘇地塊在三疊紀碰撞拼合，古特提斯洋閉合，形成了昌寧—文東對接帶(Metcalfe, 2000, 2009, 2011).西緬地塊與滇緬泰馬蘇地塊于白堊紀碰撞拼合，形成了禪邦縫合帶(李興振等，2004; Hall, 2012).新生代以來，印度板塊向歐亞板塊快速匯聚，使印支地塊沿紅河斷裂側向擠出(例如，Tapponnier et al., 1982).受到現今太平洋板塊和印度—澳大利亞板塊俯沖作用的影響，巽他大陸內部形成了中國南海、安達曼海等一系列新生代邊緣海，并發育出沿海溝分布的巨型火山地震條帶(例如，Tapponnier et al., 1982; Metcalfe, 2011; 劉書生等，2018).更新世末次冰期以后(Bird et al., 2005)，巽他大陸被海水充填，形成中南半島、馬來半島、蘇門答臘島、爪哇島、婆羅洲和蘇拉威西島等相互隔離的地理單元(圖1).其中蘇門答臘島和爪哇島位于西蘇門達臘地塊和其他微陸塊之上，并處于巽他火山弧地區.婆羅洲由班達塊體和巽他大陸架部分區域構成.中南半島與馬來半島構造上表現同源特征，主要由滇緬泰馬蘇地塊和印支—東馬來地塊構成.呵叻高原盆地位于中南半島中部，是在穩定克拉通基底上發展起來的晚古生代坳陷盆地(李興振等，2004；張建國等，2014；劉書生等，2018).巽他大陸經歷了多期特提斯洋俯沖閉合并處于現今大陸邊緣板塊俯沖匯聚區域，為研究大陸邊緣和洋陸轉換帶構造演化機制提供了天然的實驗場所.

地球物理方法是獲取地下結構和成分信息的重要手段.前人應用不同的地球物理方法對巽他大陸地區地殼及巖石圈結構、性質進行了研究.比如，地震瑞雷波相速度成像結果顯示中南半島呵叻高原盆地地區上地幔淺部表現高速異常，反映該區域巖石圈剛性較強，而東南部火山區則表現低速異常，可能與軟流圈物質上涌有關(Yang et al., 2015).古地磁資料顯示呵叻高原盆地不同區域侏羅—白堊紀巖石磁偏角近乎相同，整體發生過順時針旋轉，反映剛性塊體特征(Tsuchiyama et al., 2016).海洋綜合地球物理勘探研究顯示，婆羅洲北部海溝和南海南部附近地殼厚度分別為20～30 km和20～25 km，表現為陸殼特征且在海溝產生之前可能發生過減薄(Franke et al., 2008; Vijayan et al., 2013).地震波衰減研究結果顯示爪哇島中部火山弧附近上地殼表現低Q值特征，反映存在巖漿流體活動和局部溫度上升(Bohm et al., 2013).

遠震接收函數是包含地下介質響應的一組時間序列.在深部地球物理探測方法之中，接收函數方法對地下波速間斷面的位置較為敏感，分辨率較高，并且相對人工源勘探地震方法成本較低，是獲取大尺度、區域地殼結構和成分信息的有效手段.前人采用接收函數方法已對巽他大陸地殼結構開展了大量研究，獲得了一定的認識(例如，Besana et al., 1995; Lipke, 2008; Bai et al., 2010; Macpherson et al., 2013; Nguyen et al., 2013; Noisagool et al., 2014; Bora et al., 2016; Gupta et al., 2016; W?lbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019).這些研究結果顯示，中南半島地殼厚度約32 km，其中呵叻高原地區地殼厚度較大，約37 km，平均地殼波速比約1.76，巖石圈整體表現剛性(Yu et al., 2017).馬來半島地區地殼厚度26～34 km，自北向南地殼逐漸變厚，地殼結構較為復雜，局部區域平均地殼波速比高達1.83，可能存在輕微的殼內部分熔融(Latiff and Khalil, 2019).蘇門答臘島地殼厚度為27～35 km，反映陸殼特征，平均地殼波速比1.70～1.84，并在殼內8～12 km處存在低速層(Kieling et al., 2011; Macpherson et al., 2012; Bora et al., 2016).爪哇島平均地殼厚度約33 km，其中縫合帶處地殼較厚，最大至39 km，可能受斷層逆沖和俯沖前緣碰撞擠壓共同作用(W?lbern and Rümpker, 2016).安達曼島地殼厚度24～32 km，自北至南逐漸變厚，表現陸殼特征，可能是西緬塊體陸殼的一部分；在殼內12～14 km深度處普遍存在S波速度為3.5 km·s-1的硅質層，可能是玄武質火山弧地殼部分熔融的產物(Gupta et al., 2016).上述不同研究僅局限于各自關注的構造區，至今尚未有對整個巽他大陸地殼結構的系統分析與區域對比工作，因而制約了對該地區構造演化的完整認識.

本文對巽他大陸地區19個寬頻帶地震臺站觀測的遠震P波接收函數進行H-κ疊加研究(Zhu and Kanamori, 2000)，獲取每個臺站下方的地殼厚度和平均波速比信息，并對巽他大陸地區已有的遠震接收函數地殼結構研究結果進行了歸納和整合.由于研究區可供公開下載的地震臺站數量較少，我們僅獲取并使用了2015—2017年運行的，信噪比相對較高的19個寬頻帶地震臺站的數據.這些臺站空間采樣較為均勻，有助于研究巽他大陸尺度的地殼結構特征.為了評估H-κ疊加方法的參數敏感性并減小因參數的主觀選擇帶來的不確定性，我們采用多種高斯濾波因子、平均地殼P波速度和疊加權重因子參數組合的處理策略.本文得到了整個巽他大陸尺度地殼厚度和平均地殼波速比的空間變化，并結合P波接收函數波形分析和比較不同區域地殼結構異同特征，探討俯沖構造背景下巽他大陸地殼演化問題.

1 數據和方法

1.1 數據

本研究從美國地震學研究聯合會(http:∥ds.iris.edu/ds/)下載了2015年1月—2017年12月期間布設在巽他大陸地區的19個寬頻帶地震儀記錄到的遠震事件數據(震中距28°～92°之間并且震級5.5級以上).臺站位置如圖1紅色“十字”所示，詳細信息見表1.研究地區地震臺站較少且大部分數據尚未公開，我們僅能獲得這19個信噪比相對較高的寬頻帶地震臺站的數據.圖2顯示位于馬來半島的臺站KUM所對應的遠震事件分布，遠震事件主要來自西太平洋俯沖帶和湯加—克馬德克俯沖帶；其他臺站的遠震分布與KUM類似.除了上述使用的19個寬頻帶臺站外，本研究還整理了前人采用的146個臺站(圖1中黃色“十字”)的接收函數研究結果進行對比分析(Besana et al., 1995; Lipke, 2008; Bai et al., 2010; Macpherson et al., 2013; Nguyen et al., 2013; Noisagool et al., 2014; Bora et al., 2016; Gupta et al., 2016; W?lbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019).

圖1 巽他大陸地區構造劃分(a)和本研究中所涉及的地震臺站(b)深紅色三角形表示全新世以來活動的火山(Siebert and Simkin, 2002)；黃色十字表示該地區前人地殼接收函數研究涉及的臺站(Besana et al., 1995; Lipke, 2008; Bai et al., 2010; Macpherson et al., 2013; Nguyen et al., 2013; Noisagool et al.,2014; Bora et al., 2016; Gupta et al., 2016; W?lbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019)； 紅色十字表示本研究中所使用的臺站； 構造線修改自Metcalfe(2006, 2011)、Barber和Crow(2009)和劉書生等(2018)；板塊相對運動速度修改自McCaffrey(2009).Fig.1 Simplified tectonic divisions of Sundaland and the seismic stations used in this studyThe dark red triangles shown in the left figure show active volcanoes since the Holocene (Siebert and Simkin, 2002). Tectonic lines are modified from Metcalfe (2006, 2011), Barber and Crow (2009) and Liu et al. (2018). The plate relative velocities are obtained from McCaffrey (2009). The red crosses shown in the right figure show the seismic stations used in this study. The yellow crosses show the stations used in previous receiver function studies on crustal structures (Besana et al., 1995; Lipke, 2008; Bai et al., 2010; Macpherson et al., 2013; Nguyen et al., 2013; Noisagool et al., 2014; Bora et al., 2016; Gupta et al., 2016; W?lbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019).

表1 臺站下方地殼厚度和平均地殼波速比結果及與前人結果比較Table 1 Crustal thickness and average VP/VS ratio beneath each station and the comparison with the results of previous studies

1.2 接收函數的計算和H-κ疊加方法

本研究利用遠震P波接收函數方法約束地殼結構.首先對地震波形數據進行去均值、趨勢和初步帶通濾波等預處理，并將南北、東西分量旋轉至徑向和切向分量，然后采用時間域迭代反褶積算法(Kikuchi and Kanamori, 1982; Ligorría and Ammon, 1999)提取接收函數.人工挑選P波接收函數時參照直達波及后續震相清晰、相近反方位范圍波形相似等準則，最終獲取了5124條高質量P波接收函數，每個臺站86～542條，平均270條.地震事件主要集中在北東和南東方位(如圖2).

圖2 KUM臺站遠震事件分布Fig.2 Teleseismic events distribution for station KUM

本文采用接收函數H-κ疊加方法(Zhu and Kanamori, 2000)約束單個臺站之下的地殼厚度和平均地殼波速比.該方法無需人工標記震相，利用直達波和多次波對地殼厚度和平均地殼波速比的不同敏感度，通過掃描地殼厚度和平均地殼波速比不同取值來獲取最優解.該方法在地殼厚度和平均地殼波速比的估計中得到廣泛應用(例如，Li et al., 2019)，并在后期得到不斷改進和發展(Tang et al., 2008; Chen et al., 2010; Wang et al., 2010; Lowry and Pérez-Gussinyé, 2011; Yeck et al., 2013; Yu et al., 2015; 危自根等, 2016; Shi et al., 2018; Wen et al., 2019; Li et al., 2019).但是，由于采用的參數不同，同一臺站在不同研究中結果存在明顯差異(見表1、圖3).為了分析H-κ疊加結果對參數的敏感性并估計不同參數選取對結果的不確定性，本研究分別采用多種不同處理參數組合進行H-κ疊加.地殼厚度搜索范圍20～50 km，間距0.05 km.平均地殼波速比搜索范圍1.5～2.0，間距0.005.綜合Crust1.0模型(Laske et al., 2013)和前人研究(Lipke, 2008; Bai et al., 2010; Nguyen et al., 2013; Noisagool et al., 2014; W?lbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017)，高斯濾波因子取值1.5、2.5、3.5和5.0，平均地殼P波波速取值6.0、6.3、6.5和6.8 km·s-1，Ps/PpPs/PsPs+PpSs震相疊加權重取值0.7/0.2/0.1、0.6/0.3/0.1和0.5/0.4/0.1.三種處理參數相互組合，共48組.本文取48種參數組合獲得的結果的平均值作為最終結果，標準差作為不確定度.這一改進能夠在一定程度上減小因參數主觀選擇所帶來的不確定性，并結合波形分析更有效地約束復雜構造區的地殼厚度和平均波速比.

圖3 本文多處理參數組合H-κ疊加結果與前人單一參數組合H-κ疊加結果的比較以及結果之間差量的統計直方圖Fig.3 Comparison of H-κ stacking results of multiple parameter combinations (this study) with those of single parameter studies (previous results). The right figures show the statistical histograms of differences between our study and previous results

2 結果及可靠性分析

本文共對19個臺站進行H-κ疊加處理，獲得了每個臺站下方的地殼厚度和波速比.總體而言，采用不同處理參數所獲得結果的離散程度與P波接收函數波形復雜程度相關：P波接收函數波形越復雜(反映地殼結構復雜)，疊加結果對參數的選擇越敏感.結合接收函數波形分析和H-κ疊加結果參數敏感性分析，我們認為17個臺站結果較為可靠，2個臺站(KKM和LDM)結果可靠性較低(表1; 圖3).將我們的結果與前人結果對比發現，不同研究所獲得的結果總體一致；總的莫霍面深度偏差在2 km之內(約76%)，波速比偏差在0.05(約67%)之內(圖3).其中Bai等(2010)、Noisagool等(2014)和Yu等(2017)與本文研究結果吻合度較高(圖3).

9個臺站P波接收函數Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相能夠清晰分辨，多參數H-κ疊加結果較為一致、穩定性好(圖4a—c)，結果可靠性評定為A級.對于這些臺站，多參數組合H-κ疊加結果主要與平均地殼P波速度相關，受高斯系數和疊加權重的影響較小(圖4c).本文結果與Lipke(2008)、 Bai等 (2010)、 Noisagool等(2014)、 Yu等(2017)總體一致，但與Latiff和Khalil(2019)有較大差別(圖3).本文結果與前人結果之間的差異，可能與實際資料處理時，挑選和使用的遠震事件不同.此外，選取的處理參數不同也可能導致不同研究結果存在差異.其中合理范圍內不同處理參數選取所導致的不確定性可以通過本文所提出的多參數組合方法進行量化，并弱化它們所帶來的影響.

4個臺站(CMMT、CHTO、KSM、SBM)的Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相具有雙峰特征(如圖4e)，可能反映地殼底部結構復雜或存在殼內次級間斷面結構，結果可靠性評定為B級.這些臺站，H-κ疊加結果的分散性變強(圖4f)，并與高斯濾波因子強烈相關(如圖4f)，波速比估計的標準差增大0.01～0.02，但地殼厚度估計的標準差變化不大.其中CMMT與CHTO臺站位于中南半島東部，儀器位于同一孔洞(Noisagool et al., 2014)，兩者接收函數波形相似，結果與前人研究一致(表1；圖3).KSM臺站地殼厚度結果與Lipke(2008)研究一致，但本研究獲得的波速比較高.相反，本研究獲得的SBM臺站下方的波速比結果與Lipke(2008)一致，但地殼厚度的估計較高.多參數組合結果顯示SBM和KSM臺站地殼厚度分別約為26 km和27 km.而接收函數S波速度反演結果顯示SBM臺站22 km處為康拉德界面，莫霍面位于34 km處；KSM臺站S波速度從21 km到30 km逐漸增至4.6 km·s-1，出現寬的、漸變型的殼幔過渡帶(Lipke, 2008).SBM和KSM臺站實際地殼厚度可能比H-κ疊加結果更大.

圖4 SRIT、CHTO、IPM和KKM臺站H-κ疊加結果(a) SRIT臺站H-κ疊加結果(高斯濾波因子2.5、地殼平均P波波速6.3 km·s-1、加權疊加系數0.6/0.3/0.1)； (b) SRIT臺站P波接收函數波形(高斯濾波因子2.5，在射線參數0.002 s·km-1變化區間內疊加波形，未進行動校正)，紅色和藍色虛線分別表示最優H和κ值對應Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相理論到時；(c)SRIT臺站多個處理參數組合H-κ疊加結果；(d)(e)(f)為臺站CHTO結果，(g)(h)(i)為臺站IPM結果(h：實線對應次級能量團莫霍面Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相理論走時，Ps波處實線和虛線重合)；(j)(k)(l)為臺站KKM結果，(k)中P波接收函數以5°反方位角為間隔疊加，并參考IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)將莫霍面Ps波統一校正至射線參數0.06 km·s-1，以消除不同震中距Ps波到時偏差(例如，Li et al., 2019)，其他描述同(a)(b)(c).Fig.4 The H-κ stacking results for the SRIT, CHTO, IPM, and KKM stations(a) The H-κ stacking result for station SRIT with a Gaussian filter parameter 2.5, an assumed crustal average P wave velocity of 6.3 km·s-1, and a weighting scheme of 0.6/0.3/0.1 for the Ps/PpPs/PsPs+PpSs phases. (b) The corresponding receiver function waveforms used in the H-κ stacking. The waveforms have been stacked in 0.002 s·km-1 ray parameter bins without normal moveout correction. The red and blue dashed lines show the theoretical Ps, PpPs and PsPs+PpSs arrivals for the obtained optimal H and κ. (c) The H-κ stacking results with multiple parameter combinations; (d)—(f) are for station CHTO, (g)—(i) are for station IPM (the solid lines are for the second energy mass). (j)—(l) are for station KKM. (k) is P wave receiver function waveforms stacked in 5° back azimuth bin with normal moveout correction for Moho Ps wave according to IASP91 model (Kennett and Engdahl, 1991). All records are corrected to a common slowness of 0.06 s·km-1 to adjust the delay times of Ps conversions caused by epicenter distance (Li et al., 2019). The other descriptions are the same as (a)—(c).

4個臺站(CRAI、IPM、KUM、PHRA)的Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相不明顯且具有多峰特性，導致H-κ疊加收斂至多個能量極值點(如圖4g—h)，并且處理參數選擇對結果的影響相對較大，反映地殼內部或底部結構復雜或受到地表低速沉積層的干擾，結果可靠性評定為C級.其中KUM臺站接收函數波形隨反方位角改變呈現一定規律性變化，可能反映臺站下方存在傾斜間斷面結構或較強的地殼各向異性(Wang et al., 2010; Shi et al., 2018).CRAI、KUM和PHRA臺站結果與前人研究一致(表1；圖3).IPM臺站H-κ疊加收斂到多個能量極值點(圖4g)，無法單值確定其地殼厚度和波速比(Latiff and Khalil, 2019).其中能量最大值點對應地殼厚度結果約為24 km，平均地殼波速比約1.90，數值上與Lipke(2008)結果相似.結合該地區自全新世以來無火山活動并且廣泛分布花崗巖的構造特征(Metcalfe, 2000; Siebert and Simkin, 2002)，我們認為該臺站H-κ疊加能量最大值點所對應的平均地殼波速比結果過高，與該地區地殼巖性特征和火山活動背景不相符，并且接收函數Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相波峰難以唯一確定，所以能量最大值處地殼厚度和波速比結果可靠性較低.因此我們選擇該臺站次級能量極值點所對應的地殼厚度(約30 km)和平均地殼波速比(約1.73)作為最終估計(圖4g、i).由于我們綜合分析了接收函數波形及臺站所在區域的地質構造背景，而非簡單地選取能量最大點所對應的地殼厚度和波速比作為最終估計，因而與前人結果(Lipke, 2008)不同.我們認為該臺站接收函數震相復雜，H-κ疊加方法無法單值約束地殼厚度和波速比，其結果有待進一步研究.

2個臺站(KKM和LDM)結果可靠性較低，評定為D級.臺站KKM不同反方位角范圍接收函數波形特征差異明顯(圖4k)，H-κ疊加能量收斂至多個極值點(圖4j)，并對平均地殼P波速度、高斯濾波因子和疊加權重均敏感，表現極強的離散性(圖4l).這種情況下，地殼厚度和波速比估計的標準差明顯較大，是Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相為清晰單峰時的2倍和10倍.臺站LDM接收函數可能受到較強散射震相的嚴重干擾導致波形十分復雜，波形反演結果異常(Lipke, 2008).因此這兩個臺站與前人結果(Lipke, 2008)存在較大差異(表1).其地下結構可能較為復雜，無法在單層、均勻和各向同性地殼層假設之下應用H-κ疊加方法得到可靠的地殼厚度和波速比估計.

前人研究表明，爪哇島地區P波接收函數復雜，無法清楚識別莫霍面轉換波和多次波震相(W?lbern and Rümpker, 2016).這可能與地表沉積層、俯沖帶大洋莫霍面以及殼內次級不連續面等多種界面轉換波和多次波干擾有關.爪哇島火山弧屬于極其復雜的構造區，難以在均勻、各向同性和單層地殼假設下直接應用H-κ疊加準確地估計地殼厚度和波速比，因此W?lbern和Rümpker(2016)認為該地區H-κ疊加結果，尤其是對波速比的約束，可靠性不足，其地殼厚度和波速比有待進一步研究.但該地區臺站密集、數量較多(圖6a)，我們認為波速比平均結果(約1.86)相對可靠.

3 討論

3.1 地殼厚度和波速比的空間變化

地殼厚度和平均地殼波速比能夠反映地殼結構和組分信息，是推測大陸邊緣和洋陸轉換帶處物質能量交換機制的重要依據.地殼厚度與地殼拉張或擠壓下的構造變形有關，而平均地殼波速比與地殼組分、溫度及流變性等密切相關(Christensen, 1996; 何靜等, 2018).比如，平均地殼波速比小于1.76反映長英質成分主導的地殼組分，介于1.76～1.81之間反映中性成分主導的地殼組分，介于1.81～1.87之間反映鐵鎂質成分主導的地殼組分，而大于1.87則反映存在殼內部分熔融或流體活動(Christensen, 1996; Ji et al., 2009).巽他大陸及周邊地區地殼厚度和平均地殼波速比分布如圖5和圖6所示.

圖5 巽他大陸及其周邊地區地殼厚度和平均地殼波速比分布(a) 地殼厚度分布. 圓點代表臺站位置，顏色代表地殼厚度大小. 用邊框標注的為本研究計算結果，其中紫色邊框表示P波接收函數波形莫霍面轉換波和多次波震相具有雙峰甚至多峰特征的臺站. 深紅色三角形代表全新世以來活動的火山(Siebert and Simkin, 2002). (b)平均地殼波速比分布結果. 顏色表示波速比大小. 其他描述同圖(a).Fig.5 The distribution of crustal thickness and average VP/VS ratio in Sundaland and the adjacent regions(a) The distribution of crustal thickness. The circles show the locations of stations with color representing the crustal thickness. The circles with thick black frames show the results obtained from this study, while the circles with purple frames indicate the stations that have double or multiple Ps conversations at Moho. The dark red triangles show active volcanoes since the Holocene (Siebert and Simkin, 2002). (b) The distribution of crustal average VP/VS ratio with color representing the value. Other descriptions are the same as (a).

圖6 不同構造單元地殼厚度和平均地殼波速比相關性. 不同區域的劃分主要依據其構造特征及地殼厚度和波速比的橫向變化，詳見3.1節圖(b)(c)(d)與圖(a)中相應顏色臺站對應，其中R2為線性相關系數. 深紅色小三角形代表全新世以來活動的火山(Siebert and Simkin, 2002).(a)臺站位置； (b) 非火山弧地區(圖6a中灰色虛線圈)； (c) 紅河斷裂帶附近區域(圖6a中綠色虛線圈)； (d) 中南半島(圖6a中藍色虛線圈)； (e) 巽他火山弧與非火山弧地區(包括馬來半島、蘇門答臘島東部及其以東島域)(圖6a中粉色虛線圈).Fig.6 Relationship between crustal thickness and average crustal VP/VS ratio.The separation of subregions is based on the regional tectonics and the spatial variations of crustal thickness and VP/VS ratio (Section 3.1)(a) Locations of seismic stations are shown as big colored triangles. The dark red small triangles show active volcanoes since the Holocene (Siebert and Simkin, 2002). (b) Relationship between crustal thickness and average crustal VP/VS ratio of the areas away from the Sunda arc (the dashed gray line in Fig.6a). The R2 is the linearly dependent coefficient, indicating the strength of the relationship between different stations. (c) Similar to (b) but for the stations near the Red River faults (the dashed green line in Fig.6a); (d) Similar to (b), but for the Indochina peninsula (the dashed blue line in Fig.6a); (e) Similar to (b), but for the Malay peninsula, Sumatra, and Java islands (the dashed pink line in Fig.6a).

巽他大陸平均地殼厚度約32 km，大部分臺站地殼厚度介于24～43 km，遠薄于全球造山帶地殼平均厚度(46 km)，但與全球拉張型地殼平均厚度(30.5 km)較為接近(Christensen and Mooney, 1995)，可能反映巽他大陸地區地殼整體處于拉張應力狀態，并與印度—澳大利亞板塊和太平洋板塊等俯沖作用有關.相對于全球平均地殼波速比(約1.77；Christensen, 1996)而言，非火山弧地區波速比較低，平均約1.73，地殼可能整體以長英質成分為主.然而，在非火山弧地區的局部區域波速比較高，可高于1.81，甚至高達1.99，反映地殼以鐵鎂質成分為主或存在殼內部分熔融.巽他大陸火山弧地區波速比普遍較高，平均約1.86，與巽他火山弧東緣帝汾島、松巴島、松巴哇島和弗洛勒斯島波速比相近(普遍>1.87，Syuhada et al., 2016).火山弧不同區域的接收函數速度反演結果顯示，沉積層底部、地殼內部或地殼底部普遍存在低速層(Besana et al., 1995; Bora et al., 2016; Gupta et al., 2016; W?lbern and Rümpker, 2016).地震波衰減研究也發現，爪哇島中部火山弧附近上地殼具有低Q值特征，即高地震波衰減性，反映巖漿流體活動和局部溫度上升(Bohm et al., 2013).綜合上述地震學證據，我們推測，火山弧地區受到與新生代印度—澳大利亞板塊俯沖有關的構造和巖漿作用影響，地殼中可能存在沿薄弱帶侵入的上地幔熔融物質或殼內巖漿房(W?lbern and Rümpker, 2016; Geiger et al., 2018)，其結構和成分因而被改造.

不僅巽他大陸火山弧地區與非火山弧地區地殼厚度和波速比特征明顯不同，而且非火山弧地區不同區域之間也存在明顯差異.中南半島地區(圖6d)地殼厚度27～43 km，平均約33 km，波速比1.62～1.88，平均約1.73.按照地殼厚度和波速比的橫向變化可將其分為特征不同的四個區域：1) 其內部呵叻高原盆地地殼平均厚度約38 km，明顯厚于其他三個區域(平均約為31 km)，波速比約1.74，與中南半島平均值基本相當.瑞雷波相速度成像結果顯示呵叻高原盆地上地幔淺部表現為高速異常，反映相對于周緣地區巖石圈剛性較強(Yang et al., 2015).古地磁資料顯示呵叻高原盆地不同區域侏羅—白堊紀巖石磁偏角近乎相同，整體發生過順時針旋轉，反映剛性塊體特征(Tsuchiyama et al., 2016).綜合構造背景和上述地球物理觀測，我們推測呵叻高原地殼成分主要呈長英質，相對于周圍塊體巖石圈剛性較強，可能具有克拉通巖石圈特征.2) 中南半島東南部火山活動區與半島其他區域相比，最顯著的特征是波速比相對較高，在1.78～1.88范圍變化，平均約1.82(圖5b，6c).瑞雷波相速度成像結果顯示這一火山區地幔淺部表現為低速異常，可能與軟流圈物質上涌有關(Yang et al., 2015).綜合上述地震學觀測，我們推測中南半島東南部可能存在軟流圈物質上涌和玄武質巖漿底侵作用(Hoang and Flower, 1998; Bai et al., 2010; Noisagool et al., 2014; Yu et al., 2017)，前者導致長英質地殼明顯拉張減薄(主導)，后者增加地殼中的鎂鐵質成分并起加厚地殼的作用(次要)，因而造成現今該區域相對較薄的地殼和較高的波速比.3) 中南半島東、西部邊緣地區(圖6a橙色三角形覆蓋區域)與其他區域相比，波速比明顯較低，平均約1.65(圖5b；圖6d)，說明地殼成分為長英質，且相比于中南半島東南部和呵叻高原地區巖石酸性較高(圖6d).而半島東、西邊緣地殼厚度和波速比差異較小，說明兩者地殼可能經歷了相同的構造演化.我們推測，在中生代印支—東馬來地塊和滇緬泰馬蘇地塊碰撞拼合過程中，半島邊緣地區可能發生過鐵鎂質下地殼榴輝巖化和拆沉作用，或殼內發育大規模低波速比的花崗質巖石.4) 中南半島北部紅河斷裂附近區域波速比整體較低(平均約1.72)，而緊鄰斷裂局部地區相對較高，為1.77～1.87(Nguyen et al., 2013; 圖6c).推測該地區波速比的局部升高，可能與華南地塊和印支地塊沿紅河斷裂帶相對錯動導致地幔物質侵入有關(Yang et al., 2015; Yu et al., 2017).中南半島南部馬來半島及蘇門答臘島非火山弧地區(圖6e)地殼厚度24～35 km，從北至南地殼厚度逐漸增大(Latiff and Khalil, 2019)，平均約31 km.平均地殼波速比空間分布差異性明顯，變化范圍1.57～1.99，平均約1.74，其中大于1.87的臺站位于馬來半島南端或中部(圖6e中用“？”符號標記).接收函數速度反演結果顯示，馬來半島南端地殼底部存在低速層，并且莫霍面傾斜(Macpherson et al., 2013).我們推測在印度—澳大利亞板塊俯沖作用下，該地區地殼底部可能存在地幔熱物質上涌，出現部分熔融并改變了莫霍面結構，導致莫霍面抬升和傾斜.

此外，通過接收函數波形分析，我們發現在非火山弧地區的中南半島中西部、婆羅洲西北部和馬來半島中部地區部分臺站(圖5紫色框標示臺站)P波接收函數莫霍面Ps轉換波和多次波震相具有雙峰或多峰特征(圖4e和h).這一特征在印度尼西亞弗洛勒斯島(Syuhada et al., 2016)和非洲東部的毛里求斯火山島(Singh et al., 2016)也有發現，兩者接收函數波形反演結果均顯示波速漸變的莫霍面結構.結合前文所述婆羅洲西北部臺站接收函數波形反演結果(Lipke, 2008)，我們推測這些區域可能同樣存在波速漸變的莫霍面結構，或者正在發生底侵作用并形成了鐵鎂質下地殼薄層，反映存在較強的殼幔相互作用，并且改變了莫霍面及其附近的下地殼結構.接收函數波形分析所得信息有限，這些區域精細的地殼結構以及與之相關的深部動力學過程有待進一步研究.

3.2 地殼厚度和波速比的相關性

地殼厚度與平均地殼波速比的相關性對大陸地殼構造演化過程具有指示作用(Ji et al., 2009; Wei et al., 2013; Noisagool et al., 2014; Wang et al., 2014).例如，地殼增厚(或減薄)主要發生在長英質上地殼，則平均地殼波速比與地殼厚度呈負相關；反之，地殼增厚(或減薄)主要發生在鐵鎂質下地殼，則平均地殼波速比與地殼厚度呈正相關(Ji et al., 2009).我們按巽他大陸的中生代地塊分區(圖1)，分別分析了不同地塊地殼厚度和波速比的關系，發現華南、印支—東馬來和滇緬泰馬蘇等地塊兩者均無明顯相關性.這表明，新生代以來巽他大陸經歷的多期次大型構造-巖漿事件可能顯著改造了這一地區大陸地殼的結構、成分，使其性質發生了復雜變化.其現今的地殼結構和成分可能難以體現中生代的地塊拼合，而更多地反映新生代的構造特征.基于上述認識，我們依據巽他大陸地區新生代構造單元進行區域劃分，對不同構造區分別開展地殼厚度和平均地殼波速比相關性分析(圖6).對于同一臺站不同研究獲得的地殼厚度和平均地殼波速比結果，我們采用取平均值的方法進行分析.

巽他大陸地區兩者的相關性存在明顯的區域差異，反映不同區域地殼構造演化特征和機制不同.中南半島地區(圖6d)地殼厚度和波速比存在兩種相關性趨勢：其內部的呵叻高原附近和東南部火山區波速比隨地殼厚度增加而減小，周緣地區地殼厚度和波速比均較低且兩者無明顯相關性(“？”標記的2個臺站可能位于兩者的過渡區域).負相關性可能反映擠壓環境下流變性相對較弱的上地殼增厚、拉張環境下基性巖漿底侵，或發生鐵鎂質下地殼榴輝巖化和拆沉(Ji et al., 2009).無明顯相關性則反映地殼結構和成分橫向變化復雜(Wang et al., 2014).結合瑞雷波相速度成像結果和古地磁研究證據(Yang et al., 2015; Tsuchiyama et al., 2016)，我們推測巖石圈較為堅硬的呵叻高原盆地阻擋了印支地塊的側向擠出，導致應力積累，在地表形成了大規模沿N-S、NW-SE方向的褶皺和逆斷層(Ji et al., 2009)，流變性相對較弱的上地殼厚度增加.而中南半島東南部火山區可能受軟流圈物質上涌影響，地殼底部處于拉張應力狀態，并出現基性巖漿底侵.中南半島北部紅河斷裂附近地區(圖6c)兩者無明顯相關性，反映其地殼結構和成分橫向變化較為復雜.南部馬來半島及蘇門答臘島非火山弧地區(圖6e)地殼厚度和波速比雖然整體表現負相關性趨勢，但主要受地殼厚度較小(<30 km)、波速比較高(>1.87)的三個臺站(圖6e中“？”標記)主導，去除這些臺站后兩者之間并無明顯相關性.南部非火山弧地區和北部紅河斷裂附近雖然地殼厚度和波速比均無明顯相關性，但兩者分布特征明顯不同：南部非火山弧地區地殼厚度較小的臺站波速比相對較高，而紅河斷裂附近地殼厚度較大的臺站波速比相對較高.前者可能反映地殼處于拉張應力狀態，出現局部地幔熱物質上涌，改變了地殼底部巖石的溫度和流變性，并導致莫霍面上隆，與現今印度—澳大利亞板塊俯沖有密切的聯系.而后者可能主要與華南地塊和印支地塊相對錯動導致地幔鐵鎂質物質侵入有關(Yang et al., 2015; Yu et al., 2017).由于巽他火山弧地區地殼厚度和波速比主要參考爪哇島臺網結果，而該臺網接收函數震相復雜，導致H-κ疊加的地殼波速比結果可靠性較低(W?lbern and Rümpker, 2016)，因此目前難以利用兩者相關性對地殼結構和成分演化進行解釋.

4 結論

本文對巽他大陸地區19個寬頻帶臺站的遠震P波接收函數記錄進行H-κ疊加分析，整合前人146個臺站接收函數研究結果得到了研究區地殼厚度和平均地殼波速比空間分布，并對兩者之間的相關性進行了統計分析和討論.結論如下：

(1)巽他大陸地區地殼厚度和平均地殼波速比存在明顯的區域差異.地殼厚度主要在24～43 km范圍變化，平均約32 km，遠薄于全球造山帶平均結果，但與全球拉張型地殼平均厚度較為接近，可能反映了研究區整體處于拉張應力狀態.其中呵叻高原盆地地區地殼厚度明顯較大，平均約38 km，而其他地區地殼厚度較小，平均約31 km.結合構造背景和多種地球物理觀測證據，推測呵叻高原盆地巖石圈剛性較強，具有克拉通巖石圈特征.火山弧地區平均地殼波速比明顯較高，通常大于1.81，甚至高達1.87，并且普遍發育殼內低速層，推測可能存在殼內部分熔融或巖漿房.非火山弧地區波速比總體較小(平均約1.73)，反映地殼組分以長英質巖石為主；而局部地區波速比較高(1.81～1.99)，表明地殼成分以鐵鎂質為主或存在部分熔融，可能受到了玄武質巖漿底侵作用或地幔物質上涌的影響.

(2)中南半島中西部、婆羅洲西北部和馬來半島中部局部地區莫霍面Ps轉換波和多次波具有雙峰或多峰特征，可能反映這些區域莫霍面結構復雜，存在較強的殼幔相互作用.

(3)巽他大陸內部不同區域地殼厚度和平均地殼波速比的變化關系不同，反映地殼結構和性質存在明顯區域差異.中南半島內部呵叻高原附近和東南部火山區兩者均呈負相關性，推測堅硬的呵叻高原盆地阻擋了印支地塊沿南東方向的側向擠出，導致呵叻高原地區處于擠壓應力環境并發生上地殼增厚.東南部火山區可能處于拉張環境并存在基性巖漿底侵，可能與軟流圈物質上涌有關.其他地區兩者無明顯相關性，反映上地殼和下地殼結構和成分橫向變化復雜.

巽他大陸位于多板塊匯聚的洋陸過渡區，構造復雜，研究意義重大，但該地區地球物理觀測資料相對匱乏.對巽他大陸殼幔精細結構的深入認識，需要我們今后聯合各國科學家在該區域布設更密集的地震觀測臺陣以及實施其他地球物理觀測，同時發展和利用更有效的地震學成像方法，并聯合多學科資料開展研究.

致謝謹此祝賀陳颙先生從事地球物理教學科研工作60周年. 感謝兩位審稿人建設性的修改意見.本研究地震數據來自美國地震學研究聯合會(http:∥ds.iris.edu/ds/).