巽他大陆及其邻区的地壳结构及其构造意义：来自远震接收函数的约束

冯铭业， 陈凌*， 王旭， 韦生吉， 王新

1 岩石圈演化国家重点实验室， 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029 2 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 1000493 Earth Observatory of Singapore, Nanyang Technological University, Singapore 639798, Singapore 4 中国科学院地球与行星物理重点实验室， 中国科学院地质与地球物理研究所， 北京 100029

0 引言

大陆边缘俯冲带和洋陆转换带演化及动力学机制一直是地球科学领域的研究热点.巽他大陆(Sundaland)位于东特提斯构造域，经历了中生代多期特提斯洋俯冲、闭合等构造过程(Metcalfe, 1996, 2000; Morley, 2012; Hall, 2017)，同时又是现今印度—澳大利亚板块、太平洋板块与欧亚板块东南边缘的交汇地带(Bird, 2003)，是研究大陆边缘地区俯冲带和洋陆转换带演化及物质能量交换机制的理想场所.受到多期次沟-弧-盆、边缘海、大型走滑断裂和大陆汇聚碰撞等构造活动以及与这些构造活动相关的岩浆活动的影响，研究区地壳结构、性质已经发生了强烈改造(例如，Bohm et al., 2013; Yu et al.,2017; Latiff and Khalil, 2019).因此，现今的地壳结构和性质可为认识该地区构造演化以及物质能量交换机制提供重要信息.

巽他大陆地区经历了中生代以来多期特提斯洋俯冲、闭合，印度板块侧向挤出，以及太平洋板块、印度—澳大利亚板块俯冲等构造过程，构造特征和构造演化历史复杂(Metcalfe, 2011; Hall, 2012; 刘书生等, 2018).构造上，巽他大陆位于欧亚板块的东南部，西侧和南侧与印度—澳大利亚板块相邻，东侧与菲律宾—太平洋板块相邻，北侧衔接欧亚板块的华南地块(Bird, 2003).巽他大陆内部由印支—东马来、滇缅泰马苏等地块，巽他大陆架以及众多微小陆块构成(例如，Metcalfe, 2011; Morley, 2012)(图1)，地块之间多以构造缝合线为边界(例如，Metcalfe, 2011; Hall, 2017).其中印支—东马来地块与滇缅泰马苏地块以昌宁—文东对接带为边界(刘书生等，2018)，印支—东马来地块与华南地块以红河断裂带为边界.如图1所示，晚古生代至中生代相继从冈瓦纳裂解出来的印支—东马来、西缅、西苏门答腊、滇缅泰马苏等块体和从澳大利亚板块裂解出来的班达等微小陆块在中生代相互拼合，形成巽他大陆陆核并伴生多条火山弧带、蛇绿混杂岩带，出露大量碰撞和后碰撞花岗岩(例如，Metcalfe, 1996, 2000, 2011; Hall, 2012; 刘书生等, 2018).印支—东马来地块和滇缅泰马苏地块在三叠纪碰撞拼合，古特提斯洋闭合，形成了昌宁—文东对接带(Metcalfe, 2000, 2009, 2011).西缅地块与滇缅泰马苏地块于白垩纪碰撞拼合，形成了禅邦缝合带(李兴振等，2004; Hall, 2012).新生代以来，印度板块向欧亚板块快速汇聚，使印支地块沿红河断裂侧向挤出(例如，Tapponnier et al., 1982).受到现今太平洋板块和印度—澳大利亚板块俯冲作用的影响，巽他大陆内部形成了中国南海、安达曼海等一系列新生代边缘海，并发育出沿海沟分布的巨型火山地震条带(例如，Tapponnier et al., 1982; Metcalfe, 2011; 刘书生等，2018).更新世末次冰期以后(Bird et al., 2005)，巽他大陆被海水充填，形成中南半岛、马来半岛、苏门答腊岛、爪哇岛、婆罗洲和苏拉威西岛等相互隔离的地理单元(图1).其中苏门答腊岛和爪哇岛位于西苏门达腊地块和其他微陆块之上，并处于巽他火山弧地区.婆罗洲由班达块体和巽他大陆架部分区域构成.中南半岛与马来半岛构造上表现同源特征，主要由滇缅泰马苏地块和印支—东马来地块构成.呵叻高原盆地位于中南半岛中部，是在稳定克拉通基底上发展起来的晚古生代坳陷盆地(李兴振等，2004；张建国等，2014；刘书生等，2018).巽他大陆经历了多期特提斯洋俯冲闭合并处于现今大陆边缘板块俯冲汇聚区域，为研究大陆边缘和洋陆转换带构造演化机制提供了天然的实验场所.

地球物理方法是获取地下结构和成分信息的重要手段.前人应用不同的地球物理方法对巽他大陆地区地壳及岩石圈结构、性质进行了研究.比如，地震瑞雷波相速度成像结果显示中南半岛呵叻高原盆地地区上地幔浅部表现高速异常，反映该区域岩石圈刚性较强，而东南部火山区则表现低速异常，可能与软流圈物质上涌有关(Yang et al., 2015).古地磁资料显示呵叻高原盆地不同区域侏罗—白垩纪岩石磁偏角近乎相同，整体发生过顺时针旋转，反映刚性块体特征(Tsuchiyama et al., 2016).海洋综合地球物理勘探研究显示，婆罗洲北部海沟和南海南部附近地壳厚度分别为20～30 km和20～25 km，表现为陆壳特征且在海沟产生之前可能发生过减薄(Franke et al., 2008; Vijayan et al., 2013).地震波衰减研究结果显示爪哇岛中部火山弧附近上地壳表现低Q值特征，反映存在岩浆流体活动和局部温度上升(Bohm et al., 2013).

远震接收函数是包含地下介质响应的一组时间序列.在深部地球物理探测方法之中，接收函数方法对地下波速间断面的位置较为敏感，分辨率较高，并且相对人工源勘探地震方法成本较低，是获取大尺度、区域地壳结构和成分信息的有效手段.前人采用接收函数方法已对巽他大陆地壳结构开展了大量研究，获得了一定的认识(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; Wölbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019).这些研究结果显示，中南半岛地壳厚度约32 km，其中呵叻高原地区地壳厚度较大，约37 km，平均地壳波速比约1.76，岩石圈整体表现刚性(Yu et al., 2017).马来半岛地区地壳厚度26～34 km，自北向南地壳逐渐变厚，地壳结构较为复杂，局部区域平均地壳波速比高达1.83，可能存在轻微的壳内部分熔融(Latiff and Khalil, 2019).苏门答腊岛地壳厚度为27～35 km，反映陆壳特征，平均地壳波速比1.70～1.84，并在壳内8～12 km处存在低速层(Kieling et al., 2011; Macpherson et al., 2012; Bora et al., 2016).爪哇岛平均地壳厚度约33 km，其中缝合带处地壳较厚，最大至39 km，可能受断层逆冲和俯冲前缘碰撞挤压共同作用(Wölbern and Rümpker, 2016).安达曼岛地壳厚度24～32 km，自北至南逐渐变厚，表现陆壳特征，可能是西缅块体陆壳的一部分；在壳内12～14 km深度处普遍存在S波速度为3.5 km·s-1的硅质层，可能是玄武质火山弧地壳部分熔融的产物(Gupta et al., 2016).上述不同研究仅局限于各自关注的构造区，至今尚未有对整个巽他大陆地壳结构的系统分析与区域对比工作，因而制约了对该地区构造演化的完整认识.

本文对巽他大陆地区19个宽频带地震台站观测的远震P波接收函数进行H-κ叠加研究(Zhu and Kanamori, 2000)，获取每个台站下方的地壳厚度和平均波速比信息，并对巽他大陆地区已有的远震接收函数地壳结构研究结果进行了归纳和整合.由于研究区可供公开下载的地震台站数量较少，我们仅获取并使用了2015—2017年运行的，信噪比相对较高的19个宽频带地震台站的数据.这些台站空间采样较为均匀，有助于研究巽他大陆尺度的地壳结构特征.为了评估H-κ叠加方法的参数敏感性并减小因参数的主观选择带来的不确定性，我们采用多种高斯滤波因子、平均地壳P波速度和叠加权重因子参数组合的处理策略.本文得到了整个巽他大陆尺度地壳厚度和平均地壳波速比的空间变化，并结合P波接收函数波形分析和比较不同区域地壳结构异同特征，探讨俯冲构造背景下巽他大陆地壳演化问题.

1 数据和方法

1.1 数据

本研究从美国地震学研究联合会(http:∥ds.iris.edu/ds/)下载了2015年1月—2017年12月期间布设在巽他大陆地区的19个宽频带地震仪记录到的远震事件数据(震中距28°～92°之间并且震级5.5级以上).台站位置如图1红色“十字”所示，详细信息见表1.研究地区地震台站较少且大部分数据尚未公开，我们仅能获得这19个信噪比相对较高的宽频带地震台站的数据.图2显示位于马来半岛的台站KUM所对应的远震事件分布，远震事件主要来自西太平洋俯冲带和汤加—克马德克俯冲带；其他台站的远震分布与KUM类似.除了上述使用的19个宽频带台站外，本研究还整理了前人采用的146个台站(图1中黄色“十字”)的接收函数研究结果进行对比分析(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; Wölbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019).

图1 巽他大陆地区构造划分(a)和本研究中所涉及的地震台站(b)深红色三角形表示全新世以来活动的火山(Siebert and Simkin, 2002)；黄色十字表示该地区前人地壳接收函数研究涉及的台站(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; Wölbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019)； 红色十字表示本研究中所使用的台站； 构造线修改自Metcalfe(2006, 2011)、Barber和Crow(2009)和刘书生等(2018)；板块相对运动速度修改自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; Wölbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017; Latiff and Khalil, 2019).

表1 台站下方地壳厚度和平均地壳波速比结果及与前人结果比较Table 1 Crustal thickness and average VP/VS ratio beneath each station and the comparison with the results of previous studies

1.2 接收函数的计算和H-κ叠加方法

本研究利用远震P波接收函数方法约束地壳结构.首先对地震波形数据进行去均值、趋势和初步带通滤波等预处理，并将南北、东西分量旋转至径向和切向分量，然后采用时间域迭代反褶积算法(Kikuchi and Kanamori, 1982; Ligorría and Ammon, 1999)提取接收函数.人工挑选P波接收函数时参照直达波及后续震相清晰、相近反方位范围波形相似等准则，最终获取了5124条高质量P波接收函数，每个台站86～542条，平均270条.地震事件主要集中在北东和南东方位(如图2).

图2 KUM台站远震事件分布Fig.2 Teleseismic events distribution for station KUM

本文采用接收函数H-κ叠加方法(Zhu and Kanamori, 2000)约束单个台站之下的地壳厚度和平均地壳波速比.该方法无需人工标记震相，利用直达波和多次波对地壳厚度和平均地壳波速比的不同敏感度，通过扫描地壳厚度和平均地壳波速比不同取值来获取最优解.该方法在地壳厚度和平均地壳波速比的估计中得到广泛应用(例如，Li et al., 2019)，并在后期得到不断改进和发展(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，由于采用的参数不同，同一台站在不同研究中结果存在明显差异(见表1、图3).为了分析H-κ叠加结果对参数的敏感性并估计不同参数选取对结果的不确定性，本研究分别采用多种不同处理参数组合进行H-κ叠加.地壳厚度搜索范围20～50 km，间距0.05 km.平均地壳波速比搜索范围1.5～2.0，间距0.005.综合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; Wölbern and Rümpker, 2016; Yu et al., 2017)，高斯滤波因子取值1.5、2.5、3.5和5.0，平均地壳P波波速取值6.0、6.3、6.5和6.8 km·s-1，Ps/PpPs/PsPs+PpSs震相叠加权重取值0.7/0.2/0.1、0.6/0.3/0.1和0.5/0.4/0.1.三种处理参数相互组合，共48组.本文取48种参数组合获得的结果的平均值作为最终结果，标准差作为不确定度.这一改进能够在一定程度上减小因参数主观选择所带来的不确定性，并结合波形分析更有效地约束复杂构造区的地壳厚度和平均波速比.

图3 本文多处理参数组合H-κ叠加结果与前人单一参数组合H-κ叠加结果的比较以及结果之间差量的统计直方图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 结果及可靠性分析

本文共对19个台站进行H-κ叠加处理，获得了每个台站下方的地壳厚度和波速比.总体而言，采用不同处理参数所获得结果的离散程度与P波接收函数波形复杂程度相关：P波接收函数波形越复杂(反映地壳结构复杂)，叠加结果对参数的选择越敏感.结合接收函数波形分析和H-κ叠加结果参数敏感性分析，我们认为17个台站结果较为可靠，2个台站(KKM和LDM)结果可靠性较低(表1; 图3).将我们的结果与前人结果对比发现，不同研究所获得的结果总体一致；总的莫霍面深度偏差在2 km之内(约76%)，波速比偏差在0.05(约67%)之内(图3).其中Bai等(2010)、Noisagool等(2014)和Yu等(2017)与本文研究结果吻合度较高(图3).

9个台站P波接收函数Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相能够清晰分辨，多参数H-κ叠加结果较为一致、稳定性好(图4a—c)，结果可靠性评定为A级.对于这些台站，多参数组合H-κ叠加结果主要与平均地壳P波速度相关，受高斯系数和叠加权重的影响较小(图4c).本文结果与Lipke(2008)、 Bai等 (2010)、 Noisagool等(2014)、 Yu等(2017)总体一致，但与Latiff和Khalil(2019)有较大差别(图3).本文结果与前人结果之间的差异，可能与实际资料处理时，挑选和使用的远震事件不同.此外，选取的处理参数不同也可能导致不同研究结果存在差异.其中合理范围内不同处理参数选取所导致的不确定性可以通过本文所提出的多参数组合方法进行量化，并弱化它们所带来的影响.

4个台站(CMMT、CHTO、KSM、SBM)的Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相具有双峰特征(如图4e)，可能反映地壳底部结构复杂或存在壳内次级间断面结构，结果可靠性评定为B级.这些台站，H-κ叠加结果的分散性变强(图4f)，并与高斯滤波因子强烈相关(如图4f)，波速比估计的标准差增大0.01～0.02，但地壳厚度估计的标准差变化不大.其中CMMT与CHTO台站位于中南半岛东部，仪器位于同一孔洞(Noisagool et al., 2014)，两者接收函数波形相似，结果与前人研究一致(表1；图3).KSM台站地壳厚度结果与Lipke(2008)研究一致，但本研究获得的波速比较高.相反，本研究获得的SBM台站下方的波速比结果与Lipke(2008)一致，但地壳厚度的估计较高.多参数组合结果显示SBM和KSM台站地壳厚度分别约为26 km和27 km.而接收函数S波速度反演结果显示SBM台站22 km处为康拉德界面，莫霍面位于34 km处；KSM台站S波速度从21 km到30 km逐渐增至4.6 km·s-1，出现宽的、渐变型的壳幔过渡带(Lipke, 2008).SBM和KSM台站实际地壳厚度可能比H-κ叠加结果更大.

图4 SRIT、CHTO、IPM和KKM台站H-κ叠加结果(a) SRIT台站H-κ叠加结果(高斯滤波因子2.5、地壳平均P波波速6.3 km·s-1、加权叠加系数0.6/0.3/0.1)； (b) SRIT台站P波接收函数波形(高斯滤波因子2.5，在射线参数0.002 s·km-1变化区间内叠加波形，未进行动校正)，红色和蓝色虚线分别表示最优H和κ值对应Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相理论到时；(c)SRIT台站多个处理参数组合H-κ叠加结果；(d)(e)(f)为台站CHTO结果，(g)(h)(i)为台站IPM结果(h：实线对应次级能量团莫霍面Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相理论走时，Ps波处实线和虚线重合)；(j)(k)(l)为台站KKM结果，(k)中P波接收函数以5°反方位角为间隔叠加，并参考IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)将莫霍面Ps波统一校正至射线参数0.06 km·s-1，以消除不同震中距Ps波到时偏差(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个台站(CRAI、IPM、KUM、PHRA)的Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相不明显且具有多峰特性，导致H-κ叠加收敛至多个能量极值点(如图4g—h)，并且处理参数选择对结果的影响相对较大，反映地壳内部或底部结构复杂或受到地表低速沉积层的干扰，结果可靠性评定为C级.其中KUM台站接收函数波形随反方位角改变呈现一定规律性变化，可能反映台站下方存在倾斜间断面结构或较强的地壳各向异性(Wang et al., 2010; Shi et al., 2018).CRAI、KUM和PHRA台站结果与前人研究一致(表1；图3).IPM台站H-κ叠加收敛到多个能量极值点(图4g)，无法单值确定其地壳厚度和波速比(Latiff and Khalil, 2019).其中能量最大值点对应地壳厚度结果约为24 km，平均地壳波速比约1.90，数值上与Lipke(2008)结果相似.结合该地区自全新世以来无火山活动并且广泛分布花岗岩的构造特征(Metcalfe, 2000; Siebert and Simkin, 2002)，我们认为该台站H-κ叠加能量最大值点所对应的平均地壳波速比结果过高，与该地区地壳岩性特征和火山活动背景不相符，并且接收函数Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相波峰难以唯一确定，所以能量最大值处地壳厚度和波速比结果可靠性较低.因此我们选择该台站次级能量极值点所对应的地壳厚度(约30 km)和平均地壳波速比(约1.73)作为最终估计(图4g、i).由于我们综合分析了接收函数波形及台站所在区域的地质构造背景，而非简单地选取能量最大点所对应的地壳厚度和波速比作为最终估计，因而与前人结果(Lipke, 2008)不同.我们认为该台站接收函数震相复杂，H-κ叠加方法无法单值约束地壳厚度和波速比，其结果有待进一步研究.

2个台站(KKM和LDM)结果可靠性较低，评定为D级.台站KKM不同反方位角范围接收函数波形特征差异明显(图4k)，H-κ叠加能量收敛至多个极值点(图4j)，并对平均地壳P波速度、高斯滤波因子和叠加权重均敏感，表现极强的离散性(图4l).这种情况下，地壳厚度和波速比估计的标准差明显较大，是Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相为清晰单峰时的2倍和10倍.台站LDM接收函数可能受到较强散射震相的严重干扰导致波形十分复杂，波形反演结果异常(Lipke, 2008).因此这两个台站与前人结果(Lipke, 2008)存在较大差异(表1).其地下结构可能较为复杂，无法在单层、均匀和各向同性地壳层假设之下应用H-κ叠加方法得到可靠的地壳厚度和波速比估计.

前人研究表明，爪哇岛地区P波接收函数复杂，无法清楚识别莫霍面转换波和多次波震相(Wölbern and Rümpker, 2016).这可能与地表沉积层、俯冲带大洋莫霍面以及壳内次级不连续面等多种界面转换波和多次波干扰有关.爪哇岛火山弧属于极其复杂的构造区，难以在均匀、各向同性和单层地壳假设下直接应用H-κ叠加准确地估计地壳厚度和波速比，因此Wölbern和Rümpker(2016)认为该地区H-κ叠加结果，尤其是对波速比的约束，可靠性不足，其地壳厚度和波速比有待进一步研究.但该地区台站密集、数量较多(图6a)，我们认为波速比平均结果(约1.86)相对可靠.

3 讨论

3.1 地壳厚度和波速比的空间变化

地壳厚度和平均地壳波速比能够反映地壳结构和组分信息，是推测大陆边缘和洋陆转换带处物质能量交换机制的重要依据.地壳厚度与地壳拉张或挤压下的构造变形有关，而平均地壳波速比与地壳组分、温度及流变性等密切相关(Christensen, 1996; 何静等, 2018).比如，平均地壳波速比小于1.76反映长英质成分主导的地壳组分，介于1.76～1.81之间反映中性成分主导的地壳组分，介于1.81～1.87之间反映铁镁质成分主导的地壳组分，而大于1.87则反映存在壳内部分熔融或流体活动(Christensen, 1996; Ji et al., 2009).巽他大陆及周边地区地壳厚度和平均地壳波速比分布如图5和图6所示.

图5 巽他大陆及其周边地区地壳厚度和平均地壳波速比分布(a) 地壳厚度分布. 圆点代表台站位置，颜色代表地壳厚度大小. 用边框标注的为本研究计算结果，其中紫色边框表示P波接收函数波形莫霍面转换波和多次波震相具有双峰甚至多峰特征的台站. 深红色三角形代表全新世以来活动的火山(Siebert and Simkin, 2002). (b)平均地壳波速比分布结果. 颜色表示波速比大小. 其他描述同图(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).

图6 不同构造单元地壳厚度和平均地壳波速比相关性. 不同区域的划分主要依据其构造特征及地壳厚度和波速比的横向变化，详见3.1节图(b)(c)(d)与图(a)中相应颜色台站对应，其中R2为线性相关系数. 深红色小三角形代表全新世以来活动的火山(Siebert and Simkin, 2002).(a)台站位置； (b) 非火山弧地区(图6a中灰色虚线圈)； (c) 红河断裂带附近区域(图6a中绿色虚线圈)； (d) 中南半岛(图6a中蓝色虚线圈)； (e) 巽他火山弧与非火山弧地区(包括马来半岛、苏门答腊岛东部及其以东岛域)(图6a中粉色虚线圈).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).

巽他大陆平均地壳厚度约32 km，大部分台站地壳厚度介于24～43 km，远薄于全球造山带地壳平均厚度(46 km)，但与全球拉张型地壳平均厚度(30.5 km)较为接近(Christensen and Mooney, 1995)，可能反映巽他大陆地区地壳整体处于拉张应力状态，并与印度—澳大利亚板块和太平洋板块等俯冲作用有关.相对于全球平均地壳波速比(约1.77；Christensen, 1996)而言，非火山弧地区波速比较低，平均约1.73，地壳可能整体以长英质成分为主.然而，在非火山弧地区的局部区域波速比较高，可高于1.81，甚至高达1.99，反映地壳以铁镁质成分为主或存在壳内部分熔融.巽他大陆火山弧地区波速比普遍较高，平均约1.86，与巽他火山弧东缘帝汾岛、松巴岛、松巴哇岛和弗洛勒斯岛波速比相近(普遍>1.87，Syuhada et al., 2016).火山弧不同区域的接收函数速度反演结果显示，沉积层底部、地壳内部或地壳底部普遍存在低速层(Besana et al., 1995; Bora et al., 2016; Gupta et al., 2016; Wölbern and Rümpker, 2016).地震波衰减研究也发现，爪哇岛中部火山弧附近上地壳具有低Q值特征，即高地震波衰减性，反映岩浆流体活动和局部温度上升(Bohm et al., 2013).综合上述地震学证据，我们推测，火山弧地区受到与新生代印度—澳大利亚板块俯冲有关的构造和岩浆作用影响，地壳中可能存在沿薄弱带侵入的上地幔熔融物质或壳内岩浆房(Wölbern and Rümpker, 2016; Geiger et al., 2018)，其结构和成分因而被改造.

不仅巽他大陆火山弧地区与非火山弧地区地壳厚度和波速比特征明显不同，而且非火山弧地区不同区域之间也存在明显差异.中南半岛地区(图6d)地壳厚度27～43 km，平均约33 km，波速比1.62～1.88，平均约1.73.按照地壳厚度和波速比的横向变化可将其分为特征不同的四个区域：1) 其内部呵叻高原盆地地壳平均厚度约38 km，明显厚于其他三个区域(平均约为31 km)，波速比约1.74，与中南半岛平均值基本相当.瑞雷波相速度成像结果显示呵叻高原盆地上地幔浅部表现为高速异常，反映相对于周缘地区岩石圈刚性较强(Yang et al., 2015).古地磁资料显示呵叻高原盆地不同区域侏罗—白垩纪岩石磁偏角近乎相同，整体发生过顺时针旋转，反映刚性块体特征(Tsuchiyama et al., 2016).综合构造背景和上述地球物理观测，我们推测呵叻高原地壳成分主要呈长英质，相对于周围块体岩石圈刚性较强，可能具有克拉通岩石圈特征.2) 中南半岛东南部火山活动区与半岛其他区域相比，最显著的特征是波速比相对较高，在1.78～1.88范围变化，平均约1.82(图5b，6c).瑞雷波相速度成像结果显示这一火山区地幔浅部表现为低速异常，可能与软流圈物质上涌有关(Yang et al., 2015).综合上述地震学观测，我们推测中南半岛东南部可能存在软流圈物质上涌和玄武质岩浆底侵作用(Hoang and Flower, 1998; Bai et al., 2010; Noisagool et al., 2014; Yu et al., 2017)，前者导致长英质地壳明显拉张减薄(主导)，后者增加地壳中的镁铁质成分并起加厚地壳的作用(次要)，因而造成现今该区域相对较薄的地壳和较高的波速比.3) 中南半岛东、西部边缘地区(图6a橙色三角形覆盖区域)与其他区域相比，波速比明显较低，平均约1.65(图5b；图6d)，说明地壳成分为长英质，且相比于中南半岛东南部和呵叻高原地区岩石酸性较高(图6d).而半岛东、西边缘地壳厚度和波速比差异较小，说明两者地壳可能经历了相同的构造演化.我们推测，在中生代印支—东马来地块和滇缅泰马苏地块碰撞拼合过程中，半岛边缘地区可能发生过铁镁质下地壳榴辉岩化和拆沉作用，或壳内发育大规模低波速比的花岗质岩石.4) 中南半岛北部红河断裂附近区域波速比整体较低(平均约1.72)，而紧邻断裂局部地区相对较高，为1.77～1.87(Nguyen et al., 2013; 图6c).推测该地区波速比的局部升高，可能与华南地块和印支地块沿红河断裂带相对错动导致地幔物质侵入有关(Yang et al., 2015; Yu et al., 2017).中南半岛南部马来半岛及苏门答腊岛非火山弧地区(图6e)地壳厚度24～35 km，从北至南地壳厚度逐渐增大(Latiff and Khalil, 2019)，平均约31 km.平均地壳波速比空间分布差异性明显，变化范围1.57～1.99，平均约1.74，其中大于1.87的台站位于马来半岛南端或中部(图6e中用“？”符号标记).接收函数速度反演结果显示，马来半岛南端地壳底部存在低速层，并且莫霍面倾斜(Macpherson et al., 2013).我们推测在印度—澳大利亚板块俯冲作用下，该地区地壳底部可能存在地幔热物质上涌，出现部分熔融并改变了莫霍面结构，导致莫霍面抬升和倾斜.

此外，通过接收函数波形分析，我们发现在非火山弧地区的中南半岛中西部、婆罗洲西北部和马来半岛中部地区部分台站(图5紫色框标示台站)P波接收函数莫霍面Ps转换波和多次波震相具有双峰或多峰特征(图4e和h).这一特征在印度尼西亚弗洛勒斯岛(Syuhada et al., 2016)和非洲东部的毛里求斯火山岛(Singh et al., 2016)也有发现，两者接收函数波形反演结果均显示波速渐变的莫霍面结构.结合前文所述婆罗洲西北部台站接收函数波形反演结果(Lipke, 2008)，我们推测这些区域可能同样存在波速渐变的莫霍面结构，或者正在发生底侵作用并形成了铁镁质下地壳薄层，反映存在较强的壳幔相互作用，并且改变了莫霍面及其附近的下地壳结构.接收函数波形分析所得信息有限，这些区域精细的地壳结构以及与之相关的深部动力学过程有待进一步研究.

3.2 地壳厚度和波速比的相关性

地壳厚度与平均地壳波速比的相关性对大陆地壳构造演化过程具有指示作用(Ji et al., 2009; Wei et al., 2013; Noisagool et al., 2014; Wang et al., 2014).例如，地壳增厚(或减薄)主要发生在长英质上地壳，则平均地壳波速比与地壳厚度呈负相关；反之，地壳增厚(或减薄)主要发生在铁镁质下地壳，则平均地壳波速比与地壳厚度呈正相关(Ji et al., 2009).我们按巽他大陆的中生代地块分区(图1)，分别分析了不同地块地壳厚度和波速比的关系，发现华南、印支—东马来和滇缅泰马苏等地块两者均无明显相关性.这表明，新生代以来巽他大陆经历的多期次大型构造-岩浆事件可能显著改造了这一地区大陆地壳的结构、成分，使其性质发生了复杂变化.其现今的地壳结构和成分可能难以体现中生代的地块拼合，而更多地反映新生代的构造特征.基于上述认识，我们依据巽他大陆地区新生代构造单元进行区域划分，对不同构造区分别开展地壳厚度和平均地壳波速比相关性分析(图6).对于同一台站不同研究获得的地壳厚度和平均地壳波速比结果，我们采用取平均值的方法进行分析.

巽他大陆地区两者的相关性存在明显的区域差异，反映不同区域地壳构造演化特征和机制不同.中南半岛地区(图6d)地壳厚度和波速比存在两种相关性趋势：其内部的呵叻高原附近和东南部火山区波速比随地壳厚度增加而减小，周缘地区地壳厚度和波速比均较低且两者无明显相关性(“？”标记的2个台站可能位于两者的过渡区域).负相关性可能反映挤压环境下流变性相对较弱的上地壳增厚、拉张环境下基性岩浆底侵，或发生铁镁质下地壳榴辉岩化和拆沉(Ji et al., 2009).无明显相关性则反映地壳结构和成分横向变化复杂(Wang et al., 2014).结合瑞雷波相速度成像结果和古地磁研究证据(Yang et al., 2015; Tsuchiyama et al., 2016)，我们推测岩石圈较为坚硬的呵叻高原盆地阻挡了印支地块的侧向挤出，导致应力积累，在地表形成了大规模沿N-S、NW-SE方向的褶皱和逆断层(Ji et al., 2009)，流变性相对较弱的上地壳厚度增加.而中南半岛东南部火山区可能受软流圈物质上涌影响，地壳底部处于拉张应力状态，并出现基性岩浆底侵.中南半岛北部红河断裂附近地区(图6c)两者无明显相关性，反映其地壳结构和成分横向变化较为复杂.南部马来半岛及苏门答腊岛非火山弧地区(图6e)地壳厚度和波速比虽然整体表现负相关性趋势，但主要受地壳厚度较小(<30 km)、波速比较高(>1.87)的三个台站(图6e中“？”标记)主导，去除这些台站后两者之间并无明显相关性.南部非火山弧地区和北部红河断裂附近虽然地壳厚度和波速比均无明显相关性，但两者分布特征明显不同：南部非火山弧地区地壳厚度较小的台站波速比相对较高，而红河断裂附近地壳厚度较大的台站波速比相对较高.前者可能反映地壳处于拉张应力状态，出现局部地幔热物质上涌，改变了地壳底部岩石的温度和流变性，并导致莫霍面上隆，与现今印度—澳大利亚板块俯冲有密切的联系.而后者可能主要与华南地块和印支地块相对错动导致地幔铁镁质物质侵入有关(Yang et al., 2015; Yu et al., 2017).由于巽他火山弧地区地壳厚度和波速比主要参考爪哇岛台网结果，而该台网接收函数震相复杂，导致H-κ叠加的地壳波速比结果可靠性较低(Wölbern and Rümpker, 2016)，因此目前难以利用两者相关性对地壳结构和成分演化进行解释.

4 结论

本文对巽他大陆地区19个宽频带台站的远震P波接收函数记录进行H-κ叠加分析，整合前人146个台站接收函数研究结果得到了研究区地壳厚度和平均地壳波速比空间分布，并对两者之间的相关性进行了统计分析和讨论.结论如下：

(1)巽他大陆地区地壳厚度和平均地壳波速比存在明显的区域差异.地壳厚度主要在24～43 km范围变化，平均约32 km，远薄于全球造山带平均结果，但与全球拉张型地壳平均厚度较为接近，可能反映了研究区整体处于拉张应力状态.其中呵叻高原盆地地区地壳厚度明显较大，平均约38 km，而其他地区地壳厚度较小，平均约31 km.结合构造背景和多种地球物理观测证据，推测呵叻高原盆地岩石圈刚性较强，具有克拉通岩石圈特征.火山弧地区平均地壳波速比明显较高，通常大于1.81，甚至高达1.87，并且普遍发育壳内低速层，推测可能存在壳内部分熔融或岩浆房.非火山弧地区波速比总体较小(平均约1.73)，反映地壳组分以长英质岩石为主；而局部地区波速比较高(1.81～1.99)，表明地壳成分以铁镁质为主或存在部分熔融，可能受到了玄武质岩浆底侵作用或地幔物质上涌的影响.

(2)中南半岛中西部、婆罗洲西北部和马来半岛中部局部地区莫霍面Ps转换波和多次波具有双峰或多峰特征，可能反映这些区域莫霍面结构复杂，存在较强的壳幔相互作用.

(3)巽他大陆内部不同区域地壳厚度和平均地壳波速比的变化关系不同，反映地壳结构和性质存在明显区域差异.中南半岛内部呵叻高原附近和东南部火山区两者均呈负相关性，推测坚硬的呵叻高原盆地阻挡了印支地块沿南东方向的侧向挤出，导致呵叻高原地区处于挤压应力环境并发生上地壳增厚.东南部火山区可能处于拉张环境并存在基性岩浆底侵，可能与软流圈物质上涌有关.其他地区两者无明显相关性，反映上地壳和下地壳结构和成分横向变化复杂.

巽他大陆位于多板块汇聚的洋陆过渡区，构造复杂，研究意义重大，但该地区地球物理观测资料相对匮乏.对巽他大陆壳幔精细结构的深入认识，需要我们今后联合各国科学家在该区域布设更密集的地震观测台阵以及实施其他地球物理观测，同时发展和利用更有效的地震学成像方法，并联合多学科资料开展研究.

致谢谨此祝贺陈颙先生从事地球物理教学科研工作60周年. 感谢两位审稿人建设性的修改意见.本研究地震数据来自美国地震学研究联合会(http:∥ds.iris.edu/ds/).