2021, Vol. 64
2. 中国科学院大学, 北京 100029;
3. 海底科学重点实验室, 自然资源部第二海洋研究所, 杭州 310012;
4. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
5. 国家海洋局东海海洋环境调查勘察中心, 上海 200137;
6. 湖南工商大学, 数学与统计学院, 长沙 410205;
7. 中国科学院测量与地球物理研究所, 大地测量与地球动力学国家实验室, 武汉 430077
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Key Laboratory of Submarine Geoscience, Second Institute of Oceanology, Ministry of Natural Resources, Hangzhou 310012, China;
4. Institute of Earth Sciences, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
5. East Sea Marine Environmental Investigating & Surveying Center, SOA China, Shanghai 200137, China;
6. College of Mathematics and Statistics, Hunan Technology and Business University, Changsha 410205, China;
7. National Laboratory of Geodesy and Geodynamics, Institute of Surveying and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Wuhan 430077, China
发生在板块汇聚边缘的俯冲带是板块构造理论中的重要角色，俯冲板片壳内结构是认识俯冲机制的重要依据.苏门答腊俯冲带位于欧亚板块与印度—澳大利亚板块之间、巽他陆块的西南缘.早侏罗纪(185 Ma)，Karoo热柱使冈瓦纳大陆开始裂解, 印度洋开始张开(马宗晋，2003).晚侏罗世冈瓦纳大陆北缘进一步分裂, 新特提斯洋开始出现.从始新世中期起，印度洋板块减慢了运动速度, 并与澳大利亚板块拼合成印—澳板块一起向北移动(徐杰，2005).当印澳板块俯冲到欧亚板块之下时，在爪哇地区为正面的垂向俯冲，但在苏门答腊地区则转为斜向俯冲.为什么会形成俯冲角度的转变？板片深部结构和力学机制发生了什么样的变化?深部的地幔活动在浅部引发了何种构造形迹？这些问题的研究，不仅对苏门答腊俯冲带的演化过程有重要意义，对认识整个东南亚地区俯冲带相互关系也具有重要的参考价值.
苏门答腊俯冲带是研究俯冲过程与机制的关键地区，前人在此作过很多研究工作，也得到过很多重要的认识.Richards(2007)利用区域性台站的观测数据通过3D地震层析成像给出了印—澳板块在深度上的几何形状分布，认为印澳板块向北的俯冲在不同部位深度有所不同，在马来西亚与苏门答腊一带下插深度已达到了1000 km.根据他的结果，200~800 km时下插板片的角度很大，而后在1000 km左右几乎平卧，这显然与该区的深部岩浆过程有密切关系；Malod等(1995)对于苏门答腊俯冲带的斜向俯冲以及爪哇俯冲带的垂向俯冲关系进行过系统地对比，分析了苏门答腊大型走滑断裂以及变形前缘凹形的原因，同样认为地球动力学条件的改变引发了构造形变并阐述了地表构造形变与俯冲之间的关系.Hall R (2018)结合前人建模结果对该区的构造演化过程进行了模拟，给出了比较清晰、系统的论述；Widiyantoro和Van Der Hilst(1996)指出了苏门答腊地区深部存在着俯冲板片撕裂的现象并进行了有关机制的探讨.众多的科学家试图从俯冲模式、动力学机制和地幔对流等多个方面认识东南亚特别是苏门答腊俯冲带，因此多种观测手段的地质、地球物理研究结果不断问世(Replumaz et al., 2004；Hoernle et al., 2008；Kennett et al., 1995；Huang et al., 2015等).但是，板片(特别在上覆板片)在俯冲过程中，所产生的变形特征还有待更为深入的研究.本文选择苏门答腊为研究区(参见图 1)，从空间重力数据出发，通过研究区密度结构反演与特征分析，以期关注以下三个方面的问题：
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图 1 研究区位置与主要断裂分布 底图为地形，黑色实线为地形零值线，红色实线为研究区内主要断裂，WAF：West Andaman Fault(西安达曼断裂)；SMF：Sumutra Fault(苏门答腊断裂)；BF:Barat Fault(巴特断裂)；MTF：Mindavi Fault (明打威断裂). Fig. 1 Location of study region and distribution of main faults Base map is terrain map, black solid line is the terrain zero line and red solid lines show the main faults in the study region WAF: West Andaman Fault; SMF: Sumutra Fault; BF: Barat Fault; MTF: Mindavi Fault. |
(1) 研究区壳内密度结构特征，重点讨论3D密度结构特征与俯冲之间的关系；
(2) 板间地震震源深度的下倾极限是俯冲板片与陆壳莫霍界面的接触带(Hippchen and Hyndman, 2008).本文将基于壳内3D密度结构分布，讨论研究区下倾极限分布特点；
(3) 板片深部撕裂与壳内密度异常的关系.前人研究结果(Richards et al., 2007；Li et al., 2018；Widiyantoro and Van Der Hilst, 1996)认为，在苏门答腊附近上地幔中存在着板片撕裂的现象.Widiyantoro和Van Der Hilst(1996)认为，大约在40~45 Ma和20~15 Ma之间，沿着巽他海沟北东向俯冲的印度—澳大利亚岩石圈和巽他陆块东南向顺时针的运动，在苏门答腊岛附近形成了一个转轴，由于转轴两侧应力不平衡最终导致了板片撕裂(图 2).也有学者提出，当大洋板块的俯冲角度由缓变陡时.大洋板片地幔受到上覆板块的挤压，就会产生平行于海沟的塑性流动(Long and Silver, 2009)；本文将针对板片深部撕裂与浅部壳内密度异常的关系进行探讨.
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图 2 研究区俯冲板片撕裂示意图 底图为地形，黑色实线为地形零值线，据Widiyantoro和van der Hilst, 1996, 有修改. Fig. 2 Schematic diagram of the slit of the plate in the study region The base map is terrain map, black solid line is the terrain zero line. From Widiyantoro and van der Hilst, 1996, modified. |
本文利用空间重力异常数据完成了2.5D密度剖面及3D壳内密度结构反演.同时用到研究区地形、沉积物厚度数据.数据来源如下所述.
1.1 地形及空间重力异常空间重力异常及地形数据来自加州大学圣迭戈分校(University of California San Diego)、Scripps海洋研究所(Scripps Institution Of Oceanography)结合卫星资料和实测资料，所建立的精度为1′×1′的全球卫星重力数据(V20 Global Anomaly)(图 3)和精度为0.5′×0.5′的地形数据(图 1)(V15 Global Topography, SRTM30_PLUS)(http://topex.ucsd.edu).在以上数据的基础上，结合美国国家海洋大气管理局NOAA的103条单波束测深剖面与43条重力剖面(表 1)(http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/geodas/trackline.html)，采用了杨金玉等(2014)提出的“三观测列STD法”完成了精度评估.评估方法是对数据进行方差分解，得到数据体自身的标准差，更有利于与其他数据体进行精准度对比.偏差分析结果如表 2所示，其中可知，V20 Global Anomaly水深数据与V15 Global Topography, SRTM30_PLUS重力数据标准差较小，精度较高，故采用二者作为本文的基础研究数据.
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表 1 苏门答腊研究区空间重力异常及地形数据剖面精度评估结果 Table 1 Accuracy assessment of free-air gravity anomaly and terrain data of profile in the Sumatra study region |
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表 2 重力数据与地形数据偏差分析 Table 2 Analysis of gravity data and terrain data deviation |
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图 3 研究区空间重力异常，单位mGal 图中黑色实线为地形的零等值线，红色实线为断层.其他缩写含义与图 1相同. Fig. 3 Free-air gravity anomaly of the study region, unit is mGal In the figure, black solid line is the terrain zero line and red solid lines show the main faults in the study region. Other abbreviations have the same meaning as Fig. 1. |
由图 3可知，研究区内空间重力异常具有明显的分区性.陆区与岛弧区表现为正值，洋区为负值，空间重力异常负极大值(参见图 3中红色五星处)位于苏门答腊俯冲带处，地形数据表明这里也是研究区水深最大之处.岛弧区以条带状异常为主，沿海沟与岛弧走向展布；在印度洋区，正异常条带走向与印—澳板块的俯冲方向(NE向)基本一致，形态与海底地形基本吻合.
1.2 沉积物厚度分布本文所用沉积物厚度数据来自美国国家地球物理数据中心(NGDC)所整编的5弧分的全球沉积物厚度数据模型(https://www.ngdc.noaa.gov)；研究区沉积物厚度分布如图 4所示.
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图 4 研究区沉积物厚度，单位：m 黑色实线为研究区地形零等值线位置，红色实线为研究区主要断裂分布. Fig. 4 Sediment thickness of the study region Black solid line is the terrain zero line and red solid lines show the main faults in the study region. |
沉积物厚度最大值位于研究区的西北部锡默卢岛、尼亚斯岛附近及马来西亚岛的东北部，厚度最大可达3 km左右；沉积物厚度最小处只有200 m，位于印度洋.沉积物主要集中在锡默卢岛一带的原因可能与印—澳板块NE向斜向俯冲导致的明打威断裂(MTF)的右旋走滑有关.马来西亚岛与苏门答腊岛地区的沉积厚度变化平缓，厚度在500~900 m之间分布，反映出开阔平缓的弧后区特征.研究区东北的巽他陆架处，沉积厚度较厚，达到3 km左右.
2 二维密度界面反演 2.1 岩石物性资料岩石物性是密度界面反演的基础.由于来自研究区岩石标本的物性实测数据较少，本文参考了前人针对研究区的相关成果(高小卫等，2012；王新洋等，2014；徐杰，2005)，其中最新资料来自Li等(2018)给出的研究区S波速度，利用改进的Nafe-Drake公式进行层速度-密度转换(Brocher，2005)(表 3)，此外，刘光鼎(1992)主编的《中国海区及邻域地球物理系列图》中所采用的密度数据(参见表 4)也是本文重要的岩石物性参考资料之一.
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表 3 苏门答腊区域s波速度分布(据Li et al., 2018, 有修改) Table 3 S-wave velocity distribution in Sumatra(From Li et al., 2018, modified) |
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表 4 《中国海区及邻域地球物理系列图》中采用的密度参数(刘光鼎，1992) Table 4 Density distribution in "Geophysical series map of China Sea and adjacent region" (Liu, 1992) |
从表 3和表 4可以看出，虽然依据的物性参数资料不同，但学者们均对印尼周边地区大陆-岛弧型地壳给予了三层结构划分，如Li等(2018).近年来，研究区相关的各种地球物理研究成果陆续发表(Richards et al., 2007；徐杰，2005)，也为本文的研究提供了参考资料.综合前人研究结果，本文总结给出研究区不同层位的密度分布(表 5)，用于深部结构反演与综合解释.
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表 5 研究区密度分布 Table 5 Density Distribution of Study Region |
空间重力异常是海水、地形等效应的叠加，为提取莫霍面起伏引起的重力异常，除了重力改正外，还需要利用波场分离的方法去除浅部地质体引起的重力影响，得到剩余重力异常，用于莫霍界面反演.
本文对空间重力异常进行了完全布格改正和格莱尼改正(图 5)，后者主要是消除166.7 km之外地形与补偿质量的影响.
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图 5 研究区格莱尼重力异常分布 黑色实线为地形零值线. Fig. 5 Glennie gravity anomaly in study region The black solid line is the terrain zero line. |
常用的场分离方法很多，如补偿圆滑滤波(侯重初，1981)、正则化滤波法、小波分析(侯遵泽和杨文采，1997)等.由于位场异常随场源深度而变化，浅部与深部相比，地质因素所引发的异常随观测平面高度的变化具有较高的敏感性.因此通过对异常的解析延拓可以将地面实测的异常换算为另一高度观测面上的异常, 从而达到分离出深部重力异常的目的.本文通过对两种场分离结果进行对比(图 6a, b)，认为解析延拓滤波结果(图 6a)区域背景明显，局部圈闭少，较好地去除了浅部的重力异常，更适合莫霍界面反演.
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图 6 研究区格莱尼重力异常解析延拓(a)与正则化滤波结果(b) Fig. 6 Results of analytical continuation of grainy gravity anomaly (a) and regularization filtering (b) in study region |
研究区存在沟-弧-盆系统，莫霍界面埋深变化剧烈，给界面反演带来一定困难.Parker-Oldenburg界面反演方法(Parker，1973；Oldenburg，1974)由于适用于地形变化剧烈的区域，为许多科研人员采用.本文也选择了这一方法.在反演过程中，通过选用不同的反演参数和将反演结果与前人研究结果进行对比的方式，最终选取了平均深度20 km、密度差0.3 g·cm-3的参数用于本文反演(图 7).
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图 7 研究区莫霍界面埋深分布 图中黑色线为2.5D密度反演时选择的剖面PP′位置. Fig. 7 Moho depth distribution in study region Black line is the location of profile PP′ in 2.5D density inversion. |
俯冲带地区由于复杂的地壳结构，莫霍面埋深在短距离内快速变化，地壳属性也迅速过度与改变.在陆壳属性的欧亚板块区，莫霍深度反映出典型的大陆地壳莫霍面埋深的特点，在25~28 km之间分布.横向变化较缓，向岛弧区逐渐抬升；西南部印度洋区具有典型的洋壳特征，莫霍面总体埋深很浅，只有6~9 km (位置见图 8).从印度—澳大利亚板块向欧亚板块的方向，莫霍面埋深变化激烈，迅速由洋区9 km变为岛弧区的16 km.在这个地区，有大量火成岩物质存在，由于大洋板片向大陆板片俯冲引发的岩浆活动，岛弧地壳明显增厚；大陆板片区莫霍面埋深总体为28 km左右.从印度洋—明打威岛—马来西亚岛一线莫霍面埋深的变化趋势也完全符合印度洋板块向欧亚板块俯冲构造环境下莫霍埋深演变的规律.
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图 8 剖面2.5D重力迭代拟合结果, 蓝色虚线为重力异常观测值 黑色实线为重力异常拟合值，红色实线为断裂，BF:巴特断裂，SMF：苏门答腊断裂, 海水层上方浅黄色为空气, 不影响拟合结果. Fig. 8 Profile 2.5D gravity iterative fitting result, the blue dotted line is the gravity anomaly observation value The black solid line is the gravity anomaly fitting value, the red solid line is the fault, BF: Bart fault, SMF: Sumatra fault the light yellow above the sea water layer is air, which does not affect the fitting results. |
(1) 印度洋区
印度洋区域莫霍面埋深6~10 km，等值线趋势宽缓，起伏很小；
(2) 海沟与岛弧区
印度洋板片俯冲到欧亚板片之下，俯冲前缘莫霍面埋深分布变化剧烈，由洋壳6 km的平均埋深转变为岛弧区的16 km左右；
(3) 弧后地区
隶属于巽他块体的马来西亚岛等区域处于大陆地壳伸展环境，莫霍面埋深分布变化小，25~30 km，极大值在研究区的西北部马来西亚岛与苏门答腊岛西侧；
苏门答腊俯冲带是印度洋板块与欧亚板块之间近NS向汇聚运动的产物.根据前人研究结果可知(Hall R，2018), 始新世沿印度洋—澳大利亚板块重新开始的北向俯冲是沿俯冲带东部逐渐向西传递发展的.在爪哇地区为垂向俯冲，但传递到苏门答腊区域时俯冲角度已转为斜向挤压，压缩应力发生水平分解，除垂直于海沟的俯冲应力外，另一组分量沿苏门答腊主断裂、明打威断裂等向北西方向传递，这可能是造成苏门答腊等断裂发生右旋走滑的原因之一.从研究区莫霍深度分布特征来看，苏门答腊等断裂带切过了莫霍面，说明其不仅在水平方向上移动了较大距离，同时在深度上也属于大型的超壳断裂，很有可能成为热物质上升的通道.
2.6 剖面2.5D密度结构反演地震学研究结果已经证实，在印度尼西亚爪哇、苏门答腊一带的俯冲板片虽然在浅部角度较缓(Hall R，2018；Li et al., 2018)，但当大洋板片俯冲到一定深度时，俯冲角度变大，受到上覆板块的挤压负载，产生平行于海沟的上地幔塑性流动，这方面的研究已有很多研究成果发表(Chen et al., 2013；Hsui et al., 1983, Long, 2013).那么，上覆板片的下地壳密度结构在俯冲作用下会发生什么变化？与俯冲过程及深部地幔活动有什么关系？对这一问题尚需要更深入的分析研究.Hsui等(1983)曾经根据计算结果提出俯冲可在俯冲板块上方产生诱导流，由于诱导流会不断地把地幔热物质引入板片表面，所以在上覆板片下方的楔形区域中会形成持续高热环境，有可能在浅层融化俯冲的洋壳.当部分熔融发生时，在板块负载与挤压应力作用下，熔融物质对上覆板片的底侵就会发生.由此推断，无论是诱导流还是板下的地幔对流都有可能造成洋壳物质的熔融并对上覆板片的下地壳产生侵染与改造.从这一问题出发，本文选择Li等(2018)文章中地震层析成像剖面A的同一位置，截取重力剖面PP′，通过重力数据正反演迭代拟合，获取剖面的2.5D密度结构分布(图 8)，以期从该剖面的密度分布与变化特征来认识研究区壳内密度结构横向变化，寻找与俯冲作用相关的地球物理证据.
本文的2.5D密度反演剖面PP′位置参见图 7，采用的密度参数见表 5.剖面的拟合结果表明(图 8)，在苏门答腊岛下方，苏门答腊断裂带(SMF)切过了莫霍界面，此处是研究区莫霍面埋深最大处，同时下地壳中存在一个范围约为250 km、最大厚度约为2 km的低密度异常，应与SMF关系密切.Wyllie(1993)在利用实验研究俯冲带岩浆与岩石的相互作用时，曾给出过大洋—大陆汇聚板块边界不同部位的岩石相界假设的热结构与岩石学结构.其研究成果显示俯冲的洋壳进入上地幔顶部后，在上覆板片的挤压作用下会发生脱水(如绿片岩相条件下产生挥发组分)，流体在向上运移时, 在上覆板片莫霍面之上形成局部熔融或岩浆区，它们集中分布在下地壳莫霍面附近.此外，洋壳榴辉岩化等过程中的脱水和脆化脱水还会产生地震，因此研究区板片下倾极限附近会有大量的板间地震发生(li et al., 2018)，它们也是俯冲板片发生过脱水等现象的证据之一.Liu et al., (2018)在该研究区的地震层析成像研究中，给出多条穿过本研究区的地震成像剖面，其中剖面CC′，DD′的东北方向，均可以观察到深度60~100 km的低速异常分布，与本文给出的低密度异常范围基本一致.Li et al. (2018)也给出类似的速度异常分析结果.由此推断：剖面PP′下地壳中的低密度异常应是俯冲板片脱水产生的流体在上覆板片下地壳中侵染的反映.从研究区＞4.5M震源分布结果来看，低密度异常附近有大量浅源地震发生，成为研究区俯冲板片发生过脱水现象的另一佐证(图 9).
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图 9 研究区地震震源分布 (a)研究区震源深度3D分布，本图所用的苏门答腊区域地震数据来自美国地质调查局(https://earthquake.usgs.gov/earthquakes)，其中为绿色圆圈为4.5~5级地震，红色圆圈为5~5.5级地震.蓝色圆圈为大于5.5级地震; (b)研究区震源深度水平分布(底图为地形，灰色线为地形等值线，不同颜色圆圈代表地震震源深度). Fig. 9 Distribution of the depth of earthquake focus in the study region (a) 3D distribution of earthquake focus depth in the study area, The earthquake data used in the diagram is from USGS (https://earthquake.usgs.gov/earthquakes), the green circle indicates an earthquake with a magnitude 4.5~5 earthquake. The green circle indicates an earthquake with a magnitude of 5~5.5, and the blue circle indicates an earthquake with a magnitude greater than 5.5. (b) Horizontal distribution of focal depth in the study area (the base map is terrain, the gray line is terrain contour, and different color circles represent earthquake focus depth) |
通过对研究区的地震震源深度分布的分析.发现大部分浅源地震都分布在下倾极限附近，表明地震的发生与下倾极限的关系密切，应是脆性破裂、摩擦滑移所产生.震源深度大于200 km的地震基本分布在研究区的中部和东南部，震源深度从西北向东南部逐渐加大.这表明东南部地幔深部存在地震发生的诱导因素，为板片撕裂提供了佐证.
3 3D密度结构反演以2D密度结构为约束，得到研究区3D密度结构(图 10)，据此探讨研究区壳内密度宏观特征、横向变化及其与板片俯冲之间的关系.
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图 10 研究区3D密度分布模型 (a) (Ⅰ)为研究区空间重力异常，图中黑色实线为切片AA′、BB′、CC′位置；(Ⅱ)研究区3D密度反演初始模型(Ⅲ)研究区3D密度分布; (b)沿切片AA′、BB′、CC′的密度分布，密度为相对于背景值2.67 g·cm-3的相对密度; (c) 3D密度体水平切片(Ⅰ)深度8 km；(Ⅱ) 20 km；(Ⅲ) 25 km；(Ⅳ) 28 km. (黑色实线为5条2.5D控制剖面位置). Fig. 10 3D density model in study region (a) (Ⅰ)free air gravity anomaly of study region, the black solid lines show the position of 3 density vertical profiles (AA′、BB′、CC′); (Ⅱ) Initial model of 3D density inversion in study area (Ⅲ) 3D density distribution in study area; (b) Show the density distribution along 3 vertical profiles of the 3D density model, the density is relative to the background value 2.67 g·cm-3 relative density; (c) The horizontal section of 3D density model; (Ⅰ) depth of 8 km; (Ⅱ) 20 km; (Ⅲ) 25 km; (Ⅳ) 28 km. (the black solid line is the position of 2.5D control sections) |
将水深、沉积物厚度、莫霍界面埋深和5条2.5D剖面(参见图 10C-Ⅰ)迭代拟合结果等信息作为约束条件，反演给出研究区3D密度分布.
初始参考密度模型分为洋壳及陆壳两部分；为了消除边界效应，对数据体进行了适当的扩边，最终确定3D模型的横向范围为1200 km ×1200 km，纵向深度为50 km.由于网格大小及背景密度的选择对反演至关重要，因此在多次试验测试与优化的基础上，选用背景密度2.67 g·cm-3、网格大小5 km×5 km×1 km的模型参数参与最终反演(图 10A-Ⅱ).
不同层位的密度设定参考表 5，海水层的绝对密度设定为1.03 g·cm-3.沉积层的绝对密度设定为2.0~2.4 g·cm-3；上地壳层绝对密度设定为2.2~2.6 g·cm-3；中地壳层的绝对密度设定为2.5~2.9 g·cm-3；下地壳层的绝对密度设定2.7~3.1 g·cm-3；大洋层2的绝对密度设定2.5~2.9 g·cm-3；大洋层3的绝对密度设定2.8~3.2 g·cm-3；地幔层的绝对密度设定为3.3 g·cm-3；在反演过程中，保持模型的密度异常只在限定的范围内变化，同时将反演结果与先验信息不断进行对比反馈，以保证得到最优的密度模型.
3.2 反演结果讨论反演得到研究区3D密度分布模型(图 10A-Ⅲ)，选取不同位置的三条密度纵向切片AA′、BB′、CC′，讨论密度宏观分布特征及其随深度的变化情况(图 10).
图 10b给出了三条剖面的密度特征及横向变化.(1)从切片AA′到切片CC′，俯冲板片的角度从西北向东南逐渐增加(分别为20°、28°和35°，由于横纵坐标的比例尺不同，文中的俯冲板片角度为真俯冲角度)，下倾极限的深度也随之加大.总体而言，切片AA′到切片CC′，较低密度的上地壳厚度逐渐增加，在切片CC′处达到最大值.中地壳横向变化平缓，局部有起伏，特别是在切片CC′靠近SMF附近，中、下地壳均存在下凹，但中地壳更为明显，存在相对于周边地区的低密度异常；密度横向变化最为明显的是下地壳(图 10c-Ⅲ, 图 10c-Ⅳ)，随着深度加大异常分布范围也在增加.显然，俯冲造成的洋壳脱水在上升过程中，影响最大的就是下地壳，而且集中在莫霍面附近.但是，为什么下地壳密度异常基本集中在研究区的东南部呢？除了洋壳脱水对下地壳的影响外，研究区还有其他什么因素会引起下地壳的密度异常？根据前人研究结果来看，研究区东南部存在有活跃的深部地幔活动.Widiyantoro和Van Der Hilst(1996)曾讨论过俯冲板片在地幔中的撕裂问题，Richards等(2007)也认为大约在40~45 Ma和20~15 Ma之间，沿着巽他海沟NE向俯冲的印度—澳大利亚岩石圈和巽他陆块东南向顺时针的运动，在苏门答腊岛导致了板片撕裂并为深部物质上涌和产生深源地震提供了通道与条件.Li等(2018)指出南苏门答腊地区深部的板片撕裂会促使板片内部冷的物质与地幔过渡带内热的物质发生强烈的热交换和化学反应，加强了局部熔融或流体的上升.由此来看，这很有可能是研究区下地壳靠近莫霍面附近的密度异常更为显著的另一个原因.
从前人的研究结果可知(Malod，1995)，印度洋与欧亚板块之间的汇聚导致了苏门答腊—爪哇的俯冲带增生楔和弧前地区出现了明显的挤压构造特征，但在苏门答腊一带俯冲方向已从垂直俯冲变为斜向俯冲，俯冲板片总应力F分解为俯冲分量Fx和走滑分量Fy(参见图 11)，研究区中苏门答腊与明打威断裂带均为走滑断裂的事实也证实了这一点.
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图 11 研究区俯冲应力分解示意图 底图来自Malod(1995), F为研究区俯冲板片的总应力，Fx为俯冲分量，Fy为走滑分量. Fig. 11 Schematic diagram of subduction stress decomposition in the study area Base map from Malod (1995). F is the total stress of subduction plate in the study area, Fx is the subduction component, Fy is the strike slip component. |
图 10c是3D密度体不同深度的水平切片.在25 km和28 km深度切片上(图 10c的Ⅲ和Ⅳ)靠近海沟处，均存在一个近圆形的低密度异常，该异常具有沿NE方向延伸迹象.这表明，下地壳靠近莫霍面附近应该存在有NE向分布的线性张性构造或薄弱带(与俯冲分量Fx方向一致)，深部上升流体进入下地壳后会沿着这些构造运移、延伸，引发下地壳中密度横向的变化，显示为对下地壳的侵染具有一定的方向性.因此，研究区下地壳低密度异常沿NE定向展布的现象，应是俯冲挤压与板片脱水共同作用的产物.
4 结论与讨论在水深、沉积物厚度等数据资料的共同约束下，通过3D密度反演，获得了研究区3D密度结构分布并在此基础上讨论了下地壳低密度异常分布特征与俯冲之间的关系，并分析了震源深度分布特征，得到以下主要认识：
(1) 综合重力界面反演与3D壳内密度结构给出了研究区莫霍面埋深与下倾极限分布.3D密度结构切片揭示出俯冲板片的角度和下倾极限的深度均从研究区西北向东南方向逐渐增加；
(2) 3D密度结构表明研究区下地壳存在低密度异常，主要集中在东南部，异常分布范围随深度而增加，在莫霍面附近最为显著.分析认为：洋壳脱水形成的流体对上覆板片下地壳发生侵染，引发了密度异常；而研究区东南部地幔存在的板片撕裂会带来更多热物质于流体的上升，这可能是该区下地壳密度异常更为显著的另一个重要原因.此外，3D密度切片揭示出下地壳密度异常具有沿NE方向延伸迹象，应与苏门答腊一带的斜向俯冲作用有关.当上升的流体或热物质沿着与俯冲分量Fx方向一致的线性构造运移并发生对上覆板片下地壳的侵染时，所引发的密度异常势必会显示出与线性构造一致的方向性；
(3) 地震震源深度分布表明，大部分的浅源地震集中在下倾极限附近，应是脆性破裂、摩擦滑移所产生.震源深度大于200 km的地震基本都分布在研究区中部和东南部，据有从西北向东南方向震源深度逐渐加大的趋势，这也从另一角度为前人关于东南部地幔中板片发生撕裂的观点提供了佐证.
致谢 本文完成过程中得到中国科学院地质与地球物理研究所徐亚、黄松副研究员的大力帮助.中国科学院大学的张健教授、自然资源部第二海洋研究所的高金耀研究员、湖南工商大学数学与统计学院的李雪垒博士、中国科学院油气资源研究重点实验室的南方舟博士、武雪山博士生、杜南樵硕士生等都为本文的完成提供了帮助，在此一并致谢！同时感谢国家自然科学基金西太重大研究计划项目和中国科学院国际合作局国际合作伙伴项目的大力支持！
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