馮銘業(yè)， 陳凌*， 王旭， 韋生吉， 王新

1 巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所, 北京 100029 2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院, 北京 1000493 Earth Observatory of Singapore, Nanyang Technological University, Singapore 639798, Singapore 4 中國(guó)科學(xué)院地球與行星物理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)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(zhuǎn)換帶演化及動(dòng)力學(xué)機(jī)制一直是地球科學(xué)領(lǐng)域的研究熱點(diǎn).巽他大陸(Sundaland)位于東特提斯構(gòu)造域，經(jīng)歷了中生代多期特提斯洋俯沖、閉合等構(gòu)造過程(Metcalfe, 1996, 2000; Morley, 2012; Hall, 2017)，同時(shí)又是現(xiàn)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(qū)俯沖帶和洋陸轉(zhuǎn)換帶演化及物質(zhì)能量交換機(jī)制的理想場(chǎng)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(gòu)造活動(dòng)以及與這些構(gòu)造活動(dòng)相關(guān)的巖漿活動(dòng)的影響，研究區(qū)地殼結(jié)構(gòu)、性質(zhì)已經(jīng)發(fā)生了強(qiáng)烈改造(例如，Bohm et al., 2013; Yu et al.,2017; Latiff and Khalil, 2019).因此，現(xiàn)今的地殼結(jié)構(gòu)和性質(zhì)可為認(rèn)識(shí)該地區(qū)構(gòu)造演化以及物質(zhì)能量交換機(jī)制提供重要信息.

巽他大陸地區(qū)經(jīng)歷了中生代以來多期特提斯洋俯沖、閉合，印度板塊側(cè)向擠出，以及太平洋板塊、印度—澳大利亞板塊俯沖等構(gòu)造過程，構(gòu)造特征和構(gòu)造演化歷史復(fù)雜(Metcalfe, 2011; Hall, 2012; 劉書生等, 2018).構(gòu)造上，巽他大陸位于歐亞板塊的東南部，西側(cè)和南側(cè)與印度—澳大利亞板塊相鄰，東側(cè)與菲律賓—太平洋板塊相鄰，北側(cè)銜接歐亞板塊的華南地塊(Bird, 2003).巽他大陸內(nèi)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(gòu)成(例如，Metcalfe, 2011; Morley, 2012)(圖1)，地塊之間多以構(gòu)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(duì)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(dá)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(jì)碰撞拼合，古特提斯洋閉合，形成了昌寧—文東對(duì)接帶(Metcalfe, 2000, 2009, 2011).西緬地塊與滇緬泰馬蘇地塊于白堊紀(jì)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(cè)向擠出(例如，Tapponnier et al., 1982).受到現(xiàn)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(nèi)部形成了中國(guó)南海、安達(dá)曼海等一系列新生代邊緣海，并發(fā)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(dá)臘地塊和其他微陸塊之上，并處于巽他火山弧地區(qū).婆羅洲由班達(dá)塊體和巽他大陸架部分區(qū)域構(gòu)成.中南半島與馬來半島構(gòu)造上表現(xiàn)同源特征，主要由滇緬泰馬蘇地塊和印支—東馬來地塊構(gòu)成.呵叻高原盆地位于中南半島中部，是在穩(wěn)定克拉通基底上發(fā)展起來的晚古生代坳陷盆地(李興振等，2004；張建國(guó)等，2014；劉書生等，2018).巽他大陸經(jīng)歷了多期特提斯洋俯沖閉合并處于現(xiàn)今大陸邊緣板塊俯沖匯聚區(qū)域，為研究大陸邊緣和洋陸轉(zhuǎn)換帶構(gòu)造演化機(jī)制提供了天然的實(shí)驗(yàn)場(chǎng)所.

地球物理方法是獲取地下結(jié)構(gòu)和成分信息的重要手段.前人應(yīng)用不同的地球物理方法對(duì)巽他大陸地區(qū)地殼及巖石圈結(jié)構(gòu)、性質(zhì)進(jìn)行了研究.比如，地震瑞雷波相速度成像結(jié)果顯示中南半島呵叻高原盆地地區(qū)上地幔淺部表現(xiàn)高速異常，反映該區(qū)域巖石圈剛性較強(qiáng)，而東南部火山區(qū)則表現(xiàn)低速異常，可能與軟流圈物質(zhì)上涌有關(guān)(Yang et al., 2015).古地磁資料顯示呵叻高原盆地不同區(qū)域侏羅—白堊紀(jì)巖石磁偏角近乎相同，整體發(fā)生過順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，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(xiàn)為陸殼特征且在海溝產(chǎn)生之前可能發(fā)生過減薄(Franke et al., 2008; Vijayan et al., 2013).地震波衰減研究結(jié)果顯示爪哇島中部火山弧附近上地殼表現(xiàn)低Q值特征，反映存在巖漿流體活動(dòng)和局部溫度上升(Bohm et al., 2013).

遠(yuǎn)震接收函數(shù)是包含地下介質(zhì)響應(yīng)的一組時(shí)間序列.在深部地球物理探測(cè)方法之中，接收函數(shù)方法對(duì)地下波速間斷面的位置較為敏感，分辨率較高，并且相對(duì)人工源勘探地震方法成本較低，是獲取大尺度、區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)和成分信息的有效手段.前人采用接收函數(shù)方法已對(duì)巽他大陸地殼結(jié)構(gòu)開展了大量研究，獲得了一定的認(rèn)識(shí)(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(jié)果顯示，中南半島地殼厚度約32 km，其中呵叻高原地區(qū)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(xiàn)剛性(Yu et al., 2017).馬來半島地區(qū)地殼厚度26～34 km，自北向南地殼逐漸變厚，地殼結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，局部區(qū)域平均地殼波速比高達(dá)1.83，可能存在輕微的殼內(nèi)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(nèi)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(dá)曼島地殼厚度24～32 km，自北至南逐漸變厚，表現(xiàn)陸殼特征，可能是西緬塊體陸殼的一部分；在殼內(nèi)12～14 km深度處普遍存在S波速度為3.5 km·s-1的硅質(zhì)層，可能是玄武質(zhì)火山弧地殼部分熔融的產(chǎn)物(Gupta et al., 2016).上述不同研究?jī)H局限于各自關(guān)注的構(gòu)造區(qū)，至今尚未有對(duì)整個(gè)巽他大陸地殼結(jié)構(gòu)的系統(tǒng)分析與區(qū)域?qū)Ρ裙ぷ鳎蚨萍s了對(duì)該地區(qū)構(gòu)造演化的完整認(rèn)識(shí).

本文對(duì)巽他大陸地區(qū)19個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站觀測(cè)的遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)進(jìn)行H-κ疊加研究(Zhu and Kanamori, 2000)，獲取每個(gè)臺(tái)站下方的地殼厚度和平均波速比信息，并對(duì)巽他大陸地區(qū)已有的遠(yuǎn)震接收函數(shù)地殼結(jié)構(gòu)研究結(jié)果進(jìn)行了歸納和整合.由于研究區(qū)可供公開下載的地震臺(tái)站數(shù)量較少，我們僅獲取并使用了2015—2017年運(yùn)行的，信噪比相對(duì)較高的19個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站的數(shù)據(jù).這些臺(tái)站空間采樣較為均勻，有助于研究巽他大陸尺度的地殼結(jié)構(gòu)特征.為了評(píng)估H-κ疊加方法的參數(shù)敏感性并減小因參數(shù)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(quán)重因子參數(shù)組合的處理策略.本文得到了整個(gè)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(jié)合P波接收函數(shù)波形分析和比較不同區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)異同特征，探討俯沖構(gòu)造背景下巽他大陸地殼演化問題.

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

本研究從美國(guó)地震學(xué)研究聯(lián)合會(huì)(http:∥ds.iris.edu/ds/)下載了2015年1月—2017年12月期間布設(shè)在巽他大陸地區(qū)的19個(gè)寬頻帶地震儀記錄到的遠(yuǎn)震事件數(shù)據(jù)(震中距28°～92°之間并且震級(jí)5.5級(jí)以上).臺(tái)站位置如圖1紅色“十字”所示，詳細(xì)信息見表1.研究地區(qū)地震臺(tái)站較少且大部分?jǐn)?shù)據(jù)尚未公開，我們僅能獲得這19個(gè)信噪比相對(duì)較高的寬頻帶地震臺(tái)站的數(shù)據(jù).圖2顯示位于馬來半島的臺(tái)站KUM所對(duì)應(yīng)的遠(yuǎn)震事件分布，遠(yuǎn)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(tái)站的遠(yuǎn)震分布與KUM類似.除了上述使用的19個(gè)寬頻帶臺(tái)站外，本研究還整理了前人采用的146個(gè)臺(tái)站(圖1中黃色“十字”)的接收函數(shù)研究結(jié)果進(jìn)行對(duì)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(qū)構(gòu)造劃分(a)和本研究中所涉及的地震臺(tái)站(b)深紅色三角形表示全新世以來活動(dòng)的火山(Siebert and Simkin, 2002)；黃色十字表示該地區(qū)前人地殼接收函數(shù)研究涉及的臺(tái)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(tái)站； 構(gòu)造線修改自Metcalfe(2006, 2011)、Barber和Crow(2009)和劉書生等(2018)；板塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)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(tái)站下方地殼厚度和平均地殼波速比結(jié)果及與前人結(jié)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(shù)的計(jì)算和H-κ疊加方法

本研究利用遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)方法約束地殼結(jié)構(gòu).首先對(duì)地震波形數(shù)據(jù)進(jìn)行去均值、趨勢(shì)和初步帶通濾波等預(yù)處理，并將南北、東西分量旋轉(zhuǎn)至徑向和切向分量，然后采用時(shí)間域迭代反褶積算法(Kikuchi and Kanamori, 1982; Ligorría and Ammon, 1999)提取接收函數(shù).人工挑選P波接收函數(shù)時(shí)參照直達(dá)波及后續(xù)震相清晰、相近反方位范圍波形相似等準(zhǔn)則，最終獲取了5124條高質(zhì)量P波接收函數(shù)，每個(gè)臺(tái)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(tái)站遠(yuǎn)震事件分布Fig.2 Teleseismic events distribution for station KUM

本文采用接收函數(shù)H-κ疊加方法(Zhu and Kanamori, 2000)約束單個(gè)臺(tái)站之下的地殼厚度和平均地殼波速比.該方法無需人工標(biāo)記震相，利用直達(dá)波和多次波對(duì)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(yōu)解.該方法在地殼厚度和平均地殼波速比的估計(jì)中得到廣泛應(yīng)用(例如，Li et al., 2019)，并在后期得到不斷改進(jìn)和發(fā)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(shù)不同，同一臺(tái)站在不同研究中結(jié)果存在明顯差異(見表1、圖3).為了分析H-κ疊加結(jié)果對(duì)參數(shù)的敏感性并估計(jì)不同參數(shù)選取對(duì)結(jié)果的不確定性，本研究分別采用多種不同處理參數(shù)組合進(jìn)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(quán)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(shù)相互組合，共48組.本文取48種參數(shù)組合獲得的結(jié)果的平均值作為最終結(jié)果，標(biāo)準(zhǔn)差作為不確定度.這一改進(jìn)能夠在一定程度上減小因參數(shù)主觀選擇所帶來的不確定性，并結(jié)合波形分析更有效地約束復(fù)雜構(gòu)造區(qū)的地殼厚度和平均波速比.

圖3 本文多處理參數(shù)組合H-κ疊加結(jié)果與前人單一參數(shù)組合H-κ疊加結(jié)果的比較以及結(jié)果之間差量的統(tǒng)計(jì)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(jié)果及可靠性分析

本文共對(duì)19個(gè)臺(tái)站進(jìn)行H-κ疊加處理，獲得了每個(gè)臺(tái)站下方的地殼厚度和波速比.總體而言，采用不同處理參數(shù)所獲得結(jié)果的離散程度與P波接收函數(shù)波形復(fù)雜程度相關(guān)：P波接收函數(shù)波形越復(fù)雜(反映地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜)，疊加結(jié)果對(duì)參數(shù)的選擇越敏感.結(jié)合接收函數(shù)波形分析和H-κ疊加結(jié)果參數(shù)敏感性分析，我們認(rèn)為17個(gè)臺(tái)站結(jié)果較為可靠，2個(gè)臺(tái)站(KKM和LDM)結(jié)果可靠性較低(表1; 圖3).將我們的結(jié)果與前人結(jié)果對(duì)比發(fā)現(xiàn)，不同研究所獲得的結(jié)果總體一致；總的莫霍面深度偏差在2 km之內(nèi)(約76%)，波速比偏差在0.05(約67%)之內(nèi)(圖3).其中Bai等(2010)、Noisagool等(2014)和Yu等(2017)與本文研究結(jié)果吻合度較高(圖3).

9個(gè)臺(tái)站P波接收函數(shù)Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相能夠清晰分辨，多參數(shù)H-κ疊加結(jié)果較為一致、穩(wěn)定性好(圖4a—c)，結(jié)果可靠性評(píng)定為A級(jí).對(duì)于這些臺(tái)站，多參數(shù)組合H-κ疊加結(jié)果主要與平均地殼P波速度相關(guān)，受高斯系數(shù)和疊加權(quán)重的影響較小(圖4c).本文結(jié)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(jié)果與前人結(jié)果之間的差異，可能與實(shí)際資料處理時(shí)，挑選和使用的遠(yuǎn)震事件不同.此外，選取的處理參數(shù)不同也可能導(dǎo)致不同研究結(jié)果存在差異.其中合理范圍內(nèi)不同處理參數(shù)選取所導(dǎo)致的不確定性可以通過本文所提出的多參數(shù)組合方法進(jìn)行量化，并弱化它們所帶來的影響.

4個(gè)臺(tái)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(jié)構(gòu)復(fù)雜或存在殼內(nèi)次級(jí)間斷面結(jié)構(gòu)，結(jié)果可靠性評(píng)定為B級(jí).這些臺(tái)站，H-κ疊加結(jié)果的分散性變強(qiáng)(圖4f)，并與高斯濾波因子強(qiáng)烈相關(guān)(如圖4f)，波速比估計(jì)的標(biāo)準(zhǔn)差增大0.01～0.02，但地殼厚度估計(jì)的標(biāo)準(zhǔn)差變化不大.其中CMMT與CHTO臺(tái)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(shù)波形相似，結(jié)果與前人研究一致(表1；圖3).KSM臺(tái)站地殼厚度結(jié)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(tái)站下方的波速比結(jié)果與Lipke(2008)一致，但地殼厚度的估計(jì)較高.多參數(shù)組合結(jié)果顯示SBM和KSM臺(tái)站地殼厚度分別約為26 km和27 km.而接收函數(shù)S波速度反演結(jié)果顯示SBM臺(tái)站22 km處為康拉德界面，莫霍面位于34 km處；KSM臺(tái)站S波速度從21 km到30 km逐漸增至4.6 km·s-1，出現(xiàn)寬的、漸變型的殼幔過渡帶(Lipke, 2008).SBM和KSM臺(tái)站實(shí)際地殼厚度可能比H-κ疊加結(jié)果更大.

圖4 SRIT、CHTO、IPM和KKM臺(tái)站H-κ疊加結(jié)果(a) SRIT臺(tái)站H-κ疊加結(jié)果(高斯濾波因子2.5、地殼平均P波波速6.3 km·s-1、加權(quán)疊加系數(shù)0.6/0.3/0.1)； (b) SRIT臺(tái)站P波接收函數(shù)波形(高斯濾波因子2.5，在射線參數(shù)0.002 s·km-1變化區(qū)間內(nèi)疊加波形，未進(jìn)行動(dòng)校正)，紅色和藍(lán)色虛線分別表示最優(yōu)H和κ值對(duì)應(yīng)Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相理論到時(shí)；(c)SRIT臺(tái)站多個(gè)處理參數(shù)組合H-κ疊加結(jié)果；(d)(e)(f)為臺(tái)站CHTO結(jié)果，(g)(h)(i)為臺(tái)站IPM結(jié)果(h：實(shí)線對(duì)應(yīng)次級(jí)能量團(tuán)莫霍面Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相理論走時(shí)，Ps波處實(shí)線和虛線重合)；(j)(k)(l)為臺(tái)站KKM結(jié)果，(k)中P波接收函數(shù)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(tǒng)一校正至射線參數(shù)0.06 km·s-1，以消除不同震中距Ps波到時(shí)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(gè)臺(tái)站(CRAI、IPM、KUM、PHRA)的Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相不明顯且具有多峰特性，導(dǎo)致H-κ疊加收斂至多個(gè)能量極值點(diǎn)(如圖4g—h)，并且處理參數(shù)選擇對(duì)結(jié)果的影響相對(duì)較大，反映地殼內(nèi)部或底部結(jié)構(gòu)復(fù)雜或受到地表低速沉積層的干擾，結(jié)果可靠性評(píng)定為C級(jí).其中KUM臺(tái)站接收函數(shù)波形隨反方位角改變呈現(xiàn)一定規(guī)律性變化，可能反映臺(tái)站下方存在傾斜間斷面結(jié)構(gòu)或較強(qiáng)的地殼各向異性(Wang et al., 2010; Shi et al., 2018).CRAI、KUM和PHRA臺(tái)站結(jié)果與前人研究一致(表1；圖3).IPM臺(tái)站H-κ疊加收斂到多個(gè)能量極值點(diǎn)(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(diǎn)對(duì)應(yīng)地殼厚度結(jié)果約為24 km，平均地殼波速比約1.90，數(shù)值上與Lipke(2008)結(jié)果相似.結(jié)合該地區(qū)自全新世以來無火山活動(dòng)并且廣泛分布花崗巖的構(gòu)造特征(Metcalfe, 2000; Siebert and Simkin, 2002)，我們認(rèn)為該臺(tái)站H-κ疊加能量最大值點(diǎn)所對(duì)應(yīng)的平均地殼波速比結(jié)果過高，與該地區(qū)地殼巖性特征和火山活動(dòng)背景不相符，并且接收函數(shù)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(jié)果可靠性較低.因此我們選擇該臺(tái)站次級(jí)能量極值點(diǎn)所對(duì)應(yīng)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(jì)(圖4g、i).由于我們綜合分析了接收函數(shù)波形及臺(tái)站所在區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造背景，而非簡(jiǎn)單地選取能量最大點(diǎn)所對(duì)應(yīng)的地殼厚度和波速比作為最終估計(jì)，因而與前人結(jié)果(Lipke, 2008)不同.我們認(rèn)為該臺(tái)站接收函數(shù)震相復(fù)雜，H-κ疊加方法無法單值約束地殼厚度和波速比，其結(jié)果有待進(jìn)一步研究.

2個(gè)臺(tái)站(KKM和LDM)結(jié)果可靠性較低，評(píng)定為D級(jí).臺(tái)站KKM不同反方位角范圍接收函數(shù)波形特征差異明顯(圖4k)，H-κ疊加能量收斂至多個(gè)極值點(diǎn)(圖4j)，并對(duì)平均地殼P波速度、高斯濾波因子和疊加權(quán)重均敏感，表現(xiàn)極強(qiáng)的離散性(圖4l).這種情況下，地殼厚度和波速比估計(jì)的標(biāo)準(zhǔn)差明顯較大，是Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相為清晰單峰時(shí)的2倍和10倍.臺(tái)站LDM接收函數(shù)可能受到較強(qiáng)散射震相的嚴(yán)重干擾導(dǎo)致波形十分復(fù)雜，波形反演結(jié)果異常(Lipke, 2008).因此這兩個(gè)臺(tái)站與前人結(jié)果(Lipke, 2008)存在較大差異(表1).其地下結(jié)構(gòu)可能較為復(fù)雜，無法在單層、均勻和各向同性地殼層假設(shè)之下應(yīng)用H-κ疊加方法得到可靠的地殼厚度和波速比估計(jì).

前人研究表明，爪哇島地區(qū)P波接收函數(shù)復(fù)雜，無法清楚識(shí)別莫霍面轉(zhuǎn)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(nèi)次級(jí)不連續(xù)面等多種界面轉(zhuǎn)換波和多次波干擾有關(guān).爪哇島火山弧屬于極其復(fù)雜的構(gòu)造區(qū)，難以在均勻、各向同性和單層地殼假設(shè)下直接應(yīng)用H-κ疊加準(zhǔn)確地估計(jì)地殼厚度和波速比，因此W?lbern和Rümpker(2016)認(rèn)為該地區(qū)H-κ疊加結(jié)果，尤其是對(duì)波速比的約束，可靠性不足，其地殼厚度和波速比有待進(jìn)一步研究.但該地區(qū)臺(tái)站密集、數(shù)量較多(圖6a)，我們認(rèn)為波速比平均結(jié)果(約1.86)相對(duì)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(jié)構(gòu)和組分信息，是推測(cè)大陸邊緣和洋陸轉(zhuǎn)換帶處物質(zhì)能量交換機(jī)制的重要依據(jù).地殼厚度與地殼拉張或擠壓下的構(gòu)造變形有關(guān)，而平均地殼波速比與地殼組分、溫度及流變性等密切相關(guān)(Christensen, 1996; 何靜等, 2018).比如，平均地殼波速比小于1.76反映長(zhǎng)英質(zhì)成分主導(dǎo)的地殼組分，介于1.76～1.81之間反映中性成分主導(dǎo)的地殼組分，介于1.81～1.87之間反映鐵鎂質(zhì)成分主導(dǎo)的地殼組分，而大于1.87則反映存在殼內(nèi)部分熔融或流體活動(dòng)(Christensen, 1996; Ji et al., 2009).巽他大陸及周邊地區(qū)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(qū)地殼厚度和平均地殼波速比分布(a) 地殼厚度分布. 圓點(diǎn)代表臺(tái)站位置，顏色代表地殼厚度大小. 用邊框標(biāo)注的為本研究計(jì)算結(jié)果，其中紫色邊框表示P波接收函數(shù)波形莫霍面轉(zhuǎn)換波和多次波震相具有雙峰甚至多峰特征的臺(tái)站. 深紅色三角形代表全新世以來活動(dòng)的火山(Siebert and Simkin, 2002). (b)平均地殼波速比分布結(jié)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(gòu)造單元地殼厚度和平均地殼波速比相關(guān)性. 不同區(qū)域的劃分主要依據(jù)其構(gòu)造特征及地殼厚度和波速比的橫向變化，詳見3.1節(jié)圖(b)(c)(d)與圖(a)中相應(yīng)顏色臺(tái)站對(duì)應(yīng)，其中R2為線性相關(guān)系數(shù). 深紅色小三角形代表全新世以來活動(dòng)的火山(Siebert and Simkin, 2002).(a)臺(tái)站位置； (b) 非火山弧地區(qū)(圖6a中灰色虛線圈)； (c) 紅河斷裂帶附近區(qū)域(圖6a中綠色虛線圈)； (d) 中南半島(圖6a中藍(lán)色虛線圈)； (e) 巽他火山弧與非火山弧地區(qū)(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(tái)站地殼厚度介于24～43 km，遠(yuǎn)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(qū)地殼整體處于拉張應(yīng)力狀態(tài)，并與印度—澳大利亞板塊和太平洋板塊等俯沖作用有關(guān).相對(duì)于全球平均地殼波速比(約1.77；Christensen, 1996)而言，非火山弧地區(qū)波速比較低，平均約1.73，地殼可能整體以長(zhǎng)英質(zhì)成分為主.然而，在非火山弧地區(qū)的局部區(qū)域波速比較高，可高于1.81，甚至高達(dá)1.99，反映地殼以鐵鎂質(zhì)成分為主或存在殼內(nèi)部分熔融.巽他大陸火山弧地區(qū)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(qū)域的接收函數(shù)速度反演結(jié)果顯示，沉積層底部、地殼內(nèi)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(fā)現(xiàn)，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(dòng)和局部溫度上升(Bohm et al., 2013).綜合上述地震學(xué)證據(jù)，我們推測(cè)，火山弧地區(qū)受到與新生代印度—澳大利亞板塊俯沖有關(guān)的構(gòu)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(zhì)或殼內(nèi)巖漿房(W?lbern and Rümpker, 2016; Geiger et al., 2018)，其結(jié)構(gòu)和成分因而被改造.

不僅巽他大陸火山弧地區(qū)與非火山弧地區(qū)地殼厚度和波速比特征明顯不同，而且非火山弧地區(qū)不同區(qū)域之間也存在明顯差異.中南半島地區(qū)(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(gè)區(qū)域：1) 其內(nèi)部呵叻高原盆地地殼平均厚度約38 km，明顯厚于其他三個(gè)區(qū)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(dāng).瑞雷波相速度成像結(jié)果顯示呵叻高原盆地上地幔淺部表現(xiàn)為高速異常，反映相對(duì)于周緣地區(qū)巖石圈剛性較強(qiáng)(Yang et al., 2015).古地磁資料顯示呵叻高原盆地不同區(qū)域侏羅—白堊紀(jì)巖石磁偏角近乎相同，整體發(fā)生過順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，反映剛性塊體特征(Tsuchiyama et al., 2016).綜合構(gòu)造背景和上述地球物理觀測(cè)，我們推測(cè)呵叻高原地殼成分主要呈長(zhǎng)英質(zhì)，相對(duì)于周圍塊體巖石圈剛性較強(qiáng)，可能具有克拉通巖石圈特征.2) 中南半島東南部火山活動(dòng)區(qū)與半島其他區(qū)域相比，最顯著的特征是波速比相對(duì)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(jié)果顯示這一火山區(qū)地幔淺部表現(xiàn)為低速異常，可能與軟流圈物質(zhì)上涌有關(guān)(Yang et al., 2015).綜合上述地震學(xué)觀測(cè)，我們推測(cè)中南半島東南部可能存在軟流圈物質(zhì)上涌和玄武質(zhì)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(dǎo)致長(zhǎng)英質(zhì)地殼明顯拉張減薄(主導(dǎo))，后者增加地殼中的鎂鐵質(zhì)成分并起加厚地殼的作用(次要)，因而造成現(xiàn)今該區(qū)域相對(duì)較薄的地殼和較高的波速比.3) 中南半島東、西部邊緣地區(qū)(圖6a橙色三角形覆蓋區(qū)域)與其他區(qū)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(zhǎng)英質(zhì)，且相比于中南半島東南部和呵叻高原地區(qū)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(jīng)歷了相同的構(gòu)造演化.我們推測(cè)，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(qū)可能發(fā)生過鐵鎂質(zhì)下地殼榴輝巖化和拆沉作用，或殼內(nèi)發(fā)育大規(guī)模低波速比的花崗質(zhì)巖石.4) 中南半島北部紅河斷裂附近區(qū)域波速比整體較低(平均約1.72)，而緊鄰斷裂局部地區(qū)相對(duì)較高，為1.77～1.87(Nguyen et al., 2013; 圖6c).推測(cè)該地區(qū)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(duì)錯(cuò)動(dòng)導(dǎo)致地幔物質(zhì)侵入有關(guān)(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(qū)(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(tái)站位于馬來半島南端或中部(圖6e中用“？”符號(hào)標(biāo)記).接收函數(shù)速度反演結(jié)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(cè)在印度—澳大利亞板塊俯沖作用下，該地區(qū)地殼底部可能存在地幔熱物質(zhì)上涌，出現(xiàn)部分熔融并改變了莫霍面結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致莫霍面抬升和傾斜.

此外，通過接收函數(shù)波形分析，我們發(fā)現(xiàn)在非火山弧地區(qū)的中南半島中西部、婆羅洲西北部和馬來半島中部地區(qū)部分臺(tái)站(圖5紫色框標(biāo)示臺(tái)站)P波接收函數(shù)莫霍面Ps轉(zhuǎn)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(fā)現(xiàn)，兩者接收函數(shù)波形反演結(jié)果均顯示波速漸變的莫霍面結(jié)構(gòu).結(jié)合前文所述婆羅洲西北部臺(tái)站接收函數(shù)波形反演結(jié)果(Lipke, 2008)，我們推測(cè)這些區(qū)域可能同樣存在波速漸變的莫霍面結(jié)構(gòu)，或者正在發(fā)生底侵作用并形成了鐵鎂質(zhì)下地殼薄層，反映存在較強(qiáng)的殼幔相互作用，并且改變了莫霍面及其附近的下地殼結(jié)構(gòu).接收函數(shù)波形分析所得信息有限，這些區(qū)域精細(xì)的地殼結(jié)構(gòu)以及與之相關(guān)的深部動(dòng)力學(xué)過程有待進(jìn)一步研究.

3.2 地殼厚度和波速比的相關(guān)性

地殼厚度與平均地殼波速比的相關(guān)性對(duì)大陸地殼構(gòu)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(fā)生在長(zhǎng)英質(zhì)上地殼，則平均地殼波速比與地殼厚度呈負(fù)相關(guān)；反之，地殼增厚(或減薄)主要發(fā)生在鐵鎂質(zhì)下地殼，則平均地殼波速比與地殼厚度呈正相關(guān)(Ji et al., 2009).我們按巽他大陸的中生代地塊分區(qū)(圖1)，分別分析了不同地塊地殼厚度和波速比的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)華南、印支—東馬來和滇緬泰馬蘇等地塊兩者均無明顯相關(guān)性.這表明，新生代以來巽他大陸經(jīng)歷的多期次大型構(gòu)造-巖漿事件可能顯著改造了這一地區(qū)大陸地殼的結(jié)構(gòu)、成分，使其性質(zhì)發(fā)生了復(fù)雜變化.其現(xiàn)今的地殼結(jié)構(gòu)和成分可能難以體現(xiàn)中生代的地塊拼合，而更多地反映新生代的構(gòu)造特征.基于上述認(rèn)識(shí)，我們依據(jù)巽他大陸地區(qū)新生代構(gòu)造單元進(jìn)行區(qū)域劃分，對(duì)不同構(gòu)造區(qū)分別開展地殼厚度和平均地殼波速比相關(guān)性分析(圖6).對(duì)于同一臺(tái)站不同研究獲得的地殼厚度和平均地殼波速比結(jié)果，我們采用取平均值的方法進(jìn)行分析.

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

4 結(jié)論

本文對(duì)巽他大陸地區(qū)19個(gè)寬頻帶臺(tái)站的遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)記錄進(jìn)行H-κ疊加分析，整合前人146個(gè)臺(tái)站接收函數(shù)研究結(jié)果得到了研究區(qū)地殼厚度和平均地殼波速比空間分布，并對(duì)兩者之間的相關(guān)性進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析和討論.結(jié)論如下：

(1)巽他大陸地區(qū)地殼厚度和平均地殼波速比存在明顯的區(qū)域差異.地殼厚度主要在24～43 km范圍變化，平均約32 km，遠(yuǎn)薄于全球造山帶平均結(jié)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(qū)整體處于拉張應(yīng)力狀態(tài).其中呵叻高原盆地地區(qū)地殼厚度明顯較大，平均約38 km，而其他地區(qū)地殼厚度較小，平均約31 km.結(jié)合構(gòu)造背景和多種地球物理觀測(cè)證據(jù)，推測(cè)呵叻高原盆地巖石圈剛性較強(qiáng)，具有克拉通巖石圈特征.火山弧地區(qū)平均地殼波速比明顯較高，通常大于1.81，甚至高達(dá)1.87，并且普遍發(fā)育殼內(nèi)低速層，推測(cè)可能存在殼內(nèi)部分熔融或巖漿房.非火山弧地區(qū)波速比總體較小(平均約1.73)，反映地殼組分以長(zhǎng)英質(zhì)巖石為主；而局部地區(qū)波速比較高(1.81～1.99)，表明地殼成分以鐵鎂質(zhì)為主或存在部分熔融，可能受到了玄武質(zhì)巖漿底侵作用或地幔物質(zhì)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(qū)莫霍面Ps轉(zhuǎn)換波和多次波具有雙峰或多峰特征，可能反映這些區(qū)域莫霍面結(jié)構(gòu)復(fù)雜，存在較強(qiáng)的殼幔相互作用.

(3)巽他大陸內(nèi)部不同區(qū)域地殼厚度和平均地殼波速比的變化關(guān)系不同，反映地殼結(jié)構(gòu)和性質(zhì)存在明顯區(qū)域差異.中南半島內(nèi)部呵叻高原附近和東南部火山區(qū)兩者均呈負(fù)相關(guān)性，推測(cè)堅(jiān)硬的呵叻高原盆地阻擋了印支地塊沿南東方向的側(cè)向擠出，導(dǎo)致呵叻高原地區(qū)處于擠壓應(yīng)力環(huán)境并發(fā)生上地殼增厚.東南部火山區(qū)可能處于拉張環(huán)境并存在基性巖漿底侵，可能與軟流圈物質(zhì)上涌有關(guān).其他地區(qū)兩者無明顯相關(guān)性，反映上地殼和下地殼結(jié)構(gòu)和成分橫向變化復(fù)雜.

巽他大陸位于多板塊匯聚的洋陸過渡區(qū)，構(gòu)造復(fù)雜，研究意義重大，但該地區(qū)地球物理觀測(cè)資料相對(duì)匱乏.對(duì)巽他大陸殼幔精細(xì)結(jié)構(gòu)的深入認(rèn)識(shí)，需要我們今后聯(lián)合各國(guó)科學(xué)家在該區(qū)域布設(shè)更密集的地震觀測(cè)臺(tái)陣以及實(shí)施其他地球物理觀測(cè)，同時(shí)發(fā)展和利用更有效的地震學(xué)成像方法，并聯(lián)合多學(xué)科資料開展研究.

致謝謹(jǐn)此祝賀陳颙先生從事地球物理教學(xué)科研工作60周年. 感謝兩位審稿人建設(shè)性的修改意見.本研究地震數(shù)據(jù)來自美國(guó)地震學(xué)研究聯(lián)合會(huì)(http:∥ds.iris.edu/ds/).