早期的观点认为, 苏门答腊岛弧前应力变形分解作用分别由俯冲大冲断层和沿SF的垂直和平行会聚运动发展形成^[1]。苏门答腊断层带沿着岛屿轴线延伸1 700多千米, 主要由20个断层段组成^[15]。这些断层段的长度为60~200 km, 并且在历史上产生了M6.5~M7.7级地震破裂^[33]。在其最东南的部分, SF断裂形成了一个拉张盆地, 这是由SF断裂的一段与爪哇岛以南的另一个剪切带Ujung Kulon断层（UKF）之间的错位引起的^{[7, 17]}。UKF在海底探测中表现为一个明显的窄峡谷和线性脊, 从东南部的拉分盆地到楔形增生物^[34]。

在苏门答腊俯冲系统中, 这种应变分解作用的概念得到了扩展, 即在SF断裂和沟槽之间的区域中发生了平行于沟槽的变形^[5]。前人研究认为, 在弧前高地和盆地之间的区域还发育了另一个主要的走滑断层带, 称为MF（见图1）^{[5, 7]}。在从尼亚斯到苏门答腊海峡的弧前盆地西部边界上, 这个剪切带形成了一个600 km长的线性区域, 在地震剖面上显示出许多正花状构造^[7]。

苏门答腊地区后来的应变分解作用可由两个长条形板块模型来进行描述, 本文称之为Mentawai和Aceh长条形块体, 它们承载着弧前盆地（见图1）^[10]。该模型表明, 沿着3个主要剪切带:SF, MF和WAF促进了平行沟槽应变发育（见图1、图2a）。MF向北活动减弱, 并通过Batee断层（BF）连接到SF。增生楔本身沿MF向西北移动。因此, SF和MF限制了细长的Mentawai长条形块体。在苏门答腊北部, SF和WAF活动形成了Aceh微板块。WAF显示了苏门答腊岛北部弧前盆地西部边缘反射层的垂直偏移。在海底, WAF似乎已经越过了增生楔, 并进一步向西发展^[11]。再往南, 该断层似乎继续延伸到一个复杂的背斜构造, 被解释为Tuba脊^{[6, 7, 8, 20]}, 并由弧前盆地内发育的另一个剪切带所界定。该剪切带被解释为WAF的南部延伸^[7]。Malod和Kemal认为^[7], 增生楔形下弧前基底的弯曲, Banyak群岛的逆冲断层和Simeulue附近的背斜脊表明了该长条形板块和增生楔形之间的走滑位移活动。图3a给出了苏门答腊北部弧前高地和弧前盆地之间边界与走滑断层活动有关的变形实例^[8], 在地震剖面上观察到的断层可分为5类:Ⅰ — Ⅳ 组断层是贯穿海底的走滑断层的一部分, 而Ⅴ 组断层则是表现为隐伏的逆冲断层。由此, 笔者认为弧向会聚隐伏逆冲断层形成早于走滑断层。

图3

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	图3 穿过苏门答腊北部弧前高地边缘的地震构造解释[11, 32]及弧前高地边缘的结构[8, 20, 21]

苏门答腊弧前盆地中形成大规模走滑复式构造的假说更新了苏门答腊弧前长条形块体的模型（见图3b）^[21]。根据高分辨率地震反射数据, 苏门答腊弧前盆地识别出一套与SF和MF带有关的走滑断层, 这些走滑断层使大型构造分离成4部分。这些研究者认为, 至少从中新世中期以来, 每个部分结构都包括一个具有独特沉积模式的前陆盆地, 即Bengkulu、Nias、Simeulue和Aceh盆地。这些双层构造沿着苏门答腊岛弧前向北延伸, 直至上新世早期。在八株岛和班雅克岛附近形成了张性断层, 即西伯鲁特断层和贝蒂断层。此外, 一些学者认为^{[25, 26, 27, 28]}, 在古近纪和新近纪早期, 部分走滑位移在前陆盆地内转移, 他们认为, 古近纪南苏门答腊弧前盆地在张性环境中局部发展为凹陷, 而北向断层则限制了北苏门答腊弧中的新近系凹陷发育。

苏门答腊弧前高地隆起也可能是由于俯冲带驱动的变形而形成的, 表现为渐新世— 早中新世弧前盆地的倒转, 该盆地最初沿弧前沟槽边缘形成（见图4）^[12]。基于尼亚斯的实地观察, 这些学者解释了逆断层为何也是平行于岛屿轴线的西北方向。这些逆断层最初为正断层, 沿着当前的弧前高地发育了多个平行于沟槽的沉积中心。盆地地层倾覆反转分为两个阶段:第1阶段始于中新世早期, 局限于该岛的西部地区; 第2阶段地层倾覆反转发生在上新世, 涉及尼亚斯整个地区。Mentawai断层的形态似乎受俯冲系统的速度和倾斜度控制。

图4

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	图4 横跨尼亚斯岛的地质简图[12]（剖面位置见图1）

此外, 前人的研究还表明, 覆盖尼亚斯岛基底的岩石是沉积在早期前弧盆地的古近系深海地层^[12]。因此, 它们不是沟槽中沉积物的一部分。增生楔形物向尼亚斯岛西南方向发展。基底岩石包含蛇绿岩等物质, 表明其来源与增生楔形成环境有关。

笔者在弧前高地的某岛之中观察到1个较大的挠曲, 该挠曲与深处高角度逆断层有关^{[22, 23]}（见图5）。挠曲是沿着尼亚斯岛的东边缘与海沟平行形成的。这些大的挠曲和弧形的逆断层是在弧前高地的弧形边缘发育的。这些逆断层使下部斜坡抬升并使其变形, 当新近纪期间增生楔变宽时, 这些逆断层向西迁移^[13]。根据地震剖面的观察, Karig等认为^[22], 挠曲下方的逆断层在深部变平, 似乎既与古近纪大陆边缘无关, 也与洋壳前缘无关。此外, 在上新世晚期, 尼亚斯地区沿着挠曲的大部分位移发生在很短的时间内, 这是由1个不整合面和穿过挠曲的快速反演剖面所发现的^[34]。因此, 笔者可以得出这样的结论:逆断层的形成要晚于增生楔形中向沟槽发散叠瓦逆冲断层的形成。

图5

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	图5 尼亚斯岛东部构造解释剖面[23]（剖面位置见图1）

Schluter等人根据地震反射剖面发现, 增生楔可以分为两个形态段, 分别具有不同的变形样式（见图6）^[14]。第1部分是前楔高点下方的内部楔块（增生楔Ⅰ ）, 第2部分是从内部增生楔的沟槽边界一直延伸到沟槽的外楔（增生楔Ⅱ ）。理由是5~6个向沟槽扩张的逆断层增生楔Ⅰ 与增生楔Ⅱ 通过沟槽扩张而分离, 且外部楔形物比内部楔形物更深地向下延伸到沟槽, 并且内部结构更为复杂。

图6

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	图6 苏门答腊增生楔地震解释剖面[14]

在古近纪早期, 俯冲系统沿着苏门答腊边缘形成了增生楔Ⅰ ^[14]。由于不断的缝合, 内楔和边缘的向海部分经历了抬升和侵蚀。后来, 内楔起到了支撑作用, 抵住了较年轻的沟槽充填沉积物形成的外楔。在中新世中后期, 外楔形成引发了内楔的初始抬升。年轻增生沉积物与古近纪楔体（增生楔体Ⅰ ）之间的沟槽向边缘滑脱也对内部楔体起到了初始抬升和掀斜的作用。中新世早期, 内楔体开始形成现今弧前高地。

在苏门答腊南部的弧前高地, 在海平面下观测到了低角度的向沟槽逆冲断层（见图7a）, 本文称之为弧前高地逆冲断层（FHT）^[11]。被更新统碳酸盐岩覆盖的弧前高地平坦海底似乎已向岛弧倾斜, 表明弧前高地发生了主动变形。在恩加诺弧前的东部, 在断裂带内背斜的中心已经观察到了弧形的逆冲断层（见图7a）^[11]。这些学者认为起初向沟槽发散的逆冲断层可能发展为倒转背斜, 但后来由于增生楔的不断挤压而断裂成逆冲断层。这些逆冲断层使增生的楔形沉积物变形, 如楔形顶部下方出现的杂乱反射。这些向沟槽发散的逆冲断层似乎一直延伸到弧前高地以下的倾向岛弧的逆断层, 向上延伸至明塔怀断裂带核心的逆冲断层（见图7a）。这两个相反方向的逆冲断层之间的相互作用似乎是造成弧前高地隆起的原因。

图7

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	图7 研究区弧前高地— 弧前盆地的构造解释[11, 40, 41]

在苏门答腊南部的最东南部^[18], 苏门答腊弧前北部^[14]等弧前高地也观察到了类似的向沟槽发散的逆冲断层。在苏门答腊弧前高地岛上也表现为倾向为西北的逆冲断层^[9]。这些观察结果表明, 这些向沟槽发散的逆冲断层带主导了整个苏门答腊弧前高地的变形。相对于增生楔的沿陆缘边界发育向岛弧发散, 该断裂带似乎已经发展到靠近弧前高地^{[28, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37]}。

在增生楔生长的早期阶段, 两个反向扭结带限制了一个箱形褶皱结构, 即弧前逆冲断层和增生楔陆缘的弧向逆冲断层的两个分叉结构^[11]。类似的机制已经在增生楔形成过程的模拟和数值沙箱模拟中观察到^{[38, 39, 40, 41]}。

根据目前的观测方法, 弧前盆地可分为苏门答腊北部盆地和南部盆地两部分（见图1）。苏门答腊北部弧前盆地泛指前苏门答腊地区的坳陷, 其范围从苏门答腊岛西部的近海北部到巴图群岛东南部。相比之下, 苏门答腊南部指从明塔怀群岛的东部到苏门答腊海峡东南部区域。

2.6.1 苏门答腊北部

苏门答腊北部前陆盆地包括Meulaboh盆地^[42]（或Sibolga盆地）和Nias盆地。地震反射剖面显示存在地堑状构造, 最大的地堑出现在苏门答腊岛北部弧前盆地的1个25 km宽的半地堑中, 充满了约2 s时间厚度的沉积物（见图8）^[43]。这些半地堑主要在与盆地轴线相交的地震测线中观察到西南走向伸展, 而在与弧前盆地轴线垂直的剖面上则没有半地堑迹象。沿Simeulue岛观察到重力加速度值的高低交替变化, 这反映了基底的高低变化, 这与在横穿盆地轴线的地震测线所观察到的一样, 这些半地堑主要沿西南— 北东方向伸展。但是, 没有迹象表明半地堑与弧前盆地成垂直相交。沿锡穆卢埃岛观察到重力加速度的高低交替变化模式, 可能反映了地层的高低结构^[25]。这种重力加速度大小交替变化的异常模式可能代表了在弧前盆地中观察到半地堑的延续。有人研究发现, 弧前盆地深部的北向构造在苏门答腊北部弧前盆地的沉积中心变化中发挥作用^[22]。在Simeulue岛前部的SF和MF之间的区域已经发育了Batee断层^[15], 该断层是从SF开始延伸的^[21]。Neogene弧前盆地填充物在全盆地厚度变化不大（见图8）, 盆地的几个部分显示地层厚度均较厚, 这表明该位置为沉积中心, 但是没有迹象表明构造作用对这些沉积中心有控制作用。

图8

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	图8 Simeulue岛前部沿苏门答腊北部弧前盆地地震解释[43]（剖面位置见图1）

在苏门答腊北部前缘的某些地区, 盆地的开放是由于中新世前陆盆地生长过程中与苏门答腊和明塔怀断裂的新兴活动有关^[43]。Beaudry和Moore认为, 在新近纪盆地充填物成岩之前, 发生了一次区域规模的构造事件^[42]。上新世— 第四纪期间, 北苏门答腊弧前盆地被走滑断裂带中的挤压构造分为亚齐盆地和西梅卢盆地^{[6, 20]}。

根据几口探井的资料, 北部最古老的古近系由上始新统— 下渐新统的白云质灰岩、钙质泥岩和富黄铁矿页岩组成^{[27, 42]}。下中新统不整合地覆盖在古近系之上。中新世中晚期, 陆架区发育了一个广泛分布的碳酸盐台地。上中新统深海页岩, 在碳酸盐岩上局部沉积薄砂岩或灰岩层。在盆地上部, 上新世— 更新世期间, 由砂岩、页岩和灰岩组成的海退沉积充满了整个盆地。

除了对近海弧前盆地进行研究外, 在尼亚斯岛还进行了野外露头观测^{[12, 23]}。Samuel等根据深海地层的观测数据发现, 渐新世— 早中新世该地区已出现伸展构造^[12], 伸展构造沿弧前轴线形成多个北西向半地堑。尼亚斯岛西部地区下中新统出现了一个重要的不整合面, 是盆地反转的结果。早中新世和中中新世的差异隆升和沉降期在晚中新世结束, 随后在整个岛屿上观察到一个不整合面, 表明上新世开始了一次大的隆升。

2.6.2 苏门答腊南部

晚始新世南苏门答腊弧前盆地开始沉降并成为沉积中心, 其范围超过4 km, 包括中新统至现代沉积物（见图9）^[40]。先前的研究将这些前陆盆地称为Bengkulu盆地^[26]（或Mentawai盆地）和Bengkulu盆地^{[26, 27]}。地垒和地堑构造似乎形成于基底, 控制了古近系的沉积; 因此, 古近纪盆地似乎位于地堑内。在盆地上部, 新近系的厚度几乎相同, 没有迹象表明新近纪盆地的形成受到构造干扰。新近纪盆地的最深部分似乎沿盆地中心纵向形成, 并与海沟平行。盆地沉积中心的发育特征表明, 俯冲系统对盆地的形成起着重要的控制作用。南北向构造似乎控制了明打威盆地古近纪Bose地堑和Sipora地堑的发育^[28]。从Kedurang和Pagarjati地堑（Bengkulu近海）内的陆上重力异常和地震数据也发现了类似的北向构造特征^{[26, 44]}。苏门答腊弧前南部基底内发育的南北向构造可能代表了区域性的东西向扩展, 这是由于中始新世的一次南北向挤压所致^[45]。南苏门答腊弧前地区晚始新世— 早中新世地堑系统的东北— 西南走向也可能反映了苏门答腊地区的旋转, 该旋转改变了海沟的挤压方向, 支持了之前关于南桑德兰逆时针旋转的假设^[45]。

图9

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	图9 沿苏门答腊南部弧前盆地地震构造解释剖面[27]（剖面位置见图1）

最古老的岩石是前第三纪沉积的, 并且是变质岩、变质沉积物和火成岩。这些岩石可能代表了盆地的基底。古近纪沉积暴露在苏门答腊南部前陆盆地陆上, 与下部地层不整合接触^[46]。下渐新统是火山岩沉积, 夹有河流、浅海相砂岩夹层。上渐新统— 下中新统是海相硅质碎屑沉积。在Bengkulu陆架, 古近系以始新统— 渐新统为代表, 局部沉积中心（可能是拉分盆地）为中新统硅质碎屑岩^{[26, 27]}。从下中新统到上中新统由夹杂炭质凝灰质细碎屑的碳酸盐岩推覆沉积组成, 被海退型碎屑沉积所覆盖。这些沉积物随后被海侵— 渐进中上新统细碎屑岩所覆盖。上新统至最新地层包括了一系列细粒的海洋沉积物。

有人提出在苏门答腊斜向俯冲系统中发生了应变分解作用, 显著影响了弧线和增生楔之间的条状板块的形成, 这些楔板受主要走滑断层的控制（见图1）^{[5, 7, 21]}。但是, 对MF内断层活动的观点存在分歧, 因为来自明打威群岛北部三分之一的GPS数据没有显示出任何大的横向运动迹象^[47]。此外, 最近利用SF的最新地质滑动率和覆盖苏门答腊岛和弧前高地的最新GPS数据表明, 苏门答腊弧前断裂带板内的变形较小^[48]。因此, 该观察结果未显示出沿MF和WAF带走滑活动的证据。此外, 在弧前高地和弧前盆地之间的边界上, 笔者没有观察到任何具有走滑运动的中等大地震（见图10）, 这表明不存在主要走滑断层或走滑运动不活跃。

图10

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	图10 MF沿苏门答腊南部弧前构造运动解释[11, 49, 50]

对已发表的高分辨率测深数据重新研究显示^[8], 在苏门答腊弧前盆地北部增生楔的陆缘东侧观察到了走滑断层带。但是, 该断层带在前弧盆地内的安达曼海中向北延伸至WAF^{[10, 29, 30]}。在安达曼海中, 增生楔与弧前盆地之间的边界以Diligent断层为标志^{[10, 29, 49]}。由于发育了一条主要的走滑断层, 在苏门答腊北部和安达曼弧前发生了应变分解作用。但是, 该断层带并未成为弧前盆地与增生楔复合体之间的边界。这个主要的走滑断层从弧前延伸, 穿过弧前盆地并终止于增生楔内。而在苏门答腊南部的弧前, 关于增生楔形物东部边缘变形大走滑的证据尚不清楚。然而, 新近纪前陆盆地的后推力越大, 向内倾斜越陡; 可能代表了一些平行于沟槽的剪切作用^[11]。但是, 在高分辨率测深数据上未观察到沿MF的雁列式结构。

在苏门答腊弧前, 该斜向俯冲系统中平行于沟槽的应变也可能以压扭性褶皱和逆冲形式分布, 这一点可以通过形成于与沟槽成低角度的苏门答腊增生楔的向沟槽部位上的褶皱冲断带走向判断出来^[9]。此外, 如Nias岛所示^[12], 平行于海沟的运动可能已被走滑断裂系大量吸收, 使增生楔变形, 这在苏门答腊弧前的其他弧前高地岛上也观察到了这种现象^{[34, 35, 36]}。

在琉球边缘下方菲律宾板块的斜向俯冲中形成的琉球增生楔中, Yaeyama断层分解了琉球增生楔的某些部分。它继续向西北方向移动, 使弧前盆地发生走滑运动^[4]。但是, 在增生楔的弧形边缘仍观察到正向的背冲逆断层和前冲逆断层, 以及弧前盆地发生了大规模的走滑, 沿着千岛海峡的太平洋板块斜向俯冲, 向西北延伸到千岛岛弧^[51]。因此, 类似于在苏门答腊北部所观察到的情况, 这些观察结果表明, 由于斜向俯冲系统中的应变分解作用, 使增生的楔形复合体和弧前盆地沉积物均发生变形, 弧前形成了一条主要的走滑断层, 这种走滑断层不一定是弧前高地下方增生楔与更远离弧前方向的弧前盆地之间的边界。

增生楔形复合体隆升的最高部位位于弧前高地, 这被解释为受MF— WAF带走滑断层的限制^{[5, 6, 7, 8, 20, 21]}。然而, 据弧前高地的野外观察表明, 走滑运动与MF并不是主要的构造作用^[12]。此外, 自20世纪60年代初以来的地震活动记录显示, 该断层带没有走滑运动所引发的地震, 表明该地区没有活跃的走滑断层。最新的地震成像资料没有显示出任何大的垂直结构可以适应增生楔形构造及其支撑物之间的横向运动^{[32, 52]}。

根据最近在苏门答腊弧前^{[10, 11]}获得的地震反射数据, 笔者没有观察到弧前下方存在倒置现象（例如鱼叉结构）, 表明不存在构造反转。因此, 笔者认为盆地倒转是造成弧前高地升高原因的观点不一定正确。此外, 先前关于尼亚斯地区弧前高地向弧边缘挠曲逆冲的推论^{[22, 23]}, 其实是苏门答腊增生楔形边缘反冲断层。至于前弧高地上较老的增生楔块由于内、外楔块之间的沟槽向活动断裂抬升, 笔者在最近发表的地震反射资料上无法观察到类似特征^{[10, 11]}。然而, 在苏门答腊北部弧前剖面上, 西部有一个相似方向张开的断层。即使这些地震剖面的地震反射层很浅, 但前人仍认为断层可能起源于基底。

最新的地震成像资料揭示了与增生楔形复合物相对的向海倾斜大陆架的几何形状^{[32, 52]}, 沿着安达曼和苏门答腊弧前的地震反射资料显示, 这个向沟槽倾斜的逆冲带开始形成弧形的反冲并限制了增生楔的形成。1976年M7级地震及其余震在苏门答腊北部前端的迁移表明该深部存在反冲断层活动。此外, 弧前后冲断层也被认为与2004年苏门答腊大地震同时发生^{[9, 10, 11]}。苏门答腊弧前高地向陆地倾斜, 超过7个世纪的珊瑚隆起记录表明, Sunda逆冲大断层存在走滑^[50]。但是, 在1685年发生的一次隆起事件中, 尚不清楚地层倾斜的情况, 这可能是由于反冲断层运动引起的^[9]。这种结构在海底附近向上延伸, 并在前陆盆地沉积物的作用下引起褶皱和逆冲作用^[11]。苏门答腊弧前盆地的弧形-逆冲似乎与弧前高处的沟槽-弧前逆冲并排, 在苏门答腊增生楔形复合体的核心形成了双弧形逆冲。

基于这些观察和比较, 笔者认为双向发散楔状体的发育是苏门答腊斜俯冲系统中弧前高地隆起的原因（见图2e）。Moeremans和Singh也观察到安达曼弧前向北增生楔形的增长模式, 表现出俯冲带的倾角更大^[10], 这表明在倾斜俯冲系统上发育双发散增生楔并不罕见。与之前的认识相反, 在这种地质背景下应在增生楔的陆缘上形成大的走滑断层^{[8, 21]}。在苏门答腊北部前陆盆地的逆冲断层上观察到的走滑断层主要是走滑断层的向南延伸, 即安达曼— 尼科巴断层^[49]。此外, 对弧前高地的逆冲作用可以解释陆上弧前高地岛上平行于海沟的反向断层^{[34, 35, 36, 37]}, 这些断层先前已被解释为倒转的正断层^[12]。在俯冲带的其他俯冲边缘也观察到了增生楔后端向深部冲断的相互作用, 该逆冲断层在深部连续延伸到增生楔与弧前盆地之间的边界处, 主要包括:古希腊弧, 小安的列斯群岛（见图7b）和巴拿马海沟^{[53, 54, 55]}。此外, 沙箱模拟结果表明, 逆冲断层和对冲断层抬升了增生楔的核部, 并在正交至中等斜交俯冲背景下形成了弧前高地^[40]。

基于地震反射数据的观测, 古近纪, 苏门答腊前陆盆地发育在与地堑系统有关的局部沉积中心^{[26, 27, 28, 44]}, 推测该盆地为弧后盆地在南苏门答腊地堑系统的西南部延伸^{[26, 44]}。苏门答腊地区古近系也可能由于东北向裂谷而形成, 随后在主要走滑断层之间被拉分盆地系统改造^[26]。但是, 在平行于盆地轴线的地震反射剖面观察到的古近系地堑属于新近纪陆架边缘前部的深部弧前盆地^[43]。因此, 对于古近纪弧前盆地的走向存在位置的变化, 浅部弧前在盆地深部附近发育。这一观测结果支持了Matson和Moore的观点, 表明了构造单元的区域趋势^[25]。因此, 古近纪沉积中心的这种变化可以通过横穿盆地的正断层来控制。

另一个观点认为, 这些古近纪地堑起源于与SF和MF有关的拉分盆地中的局部凹陷^{[26, 27, 28]}。但是, MF本身很可能是在中新世中期发育的^[11], 而SF可能是在中新统^{[49, 51]}或上新统的中部形成的^[31]。因此, 需要进一步详细研究这两个断裂带的发育情况。但是, 没有证据支持SF和MF在古近纪一直活跃的说法。

古近纪苏门答腊弧前盆地的更深部分可能位于当今的弧前高地, 如尼亚斯岛^[12]。从苏门答腊南部海域的地震反射资料可以得出类似的结论, 其中部分古近系可能已被整合到增生楔形沉积物中^{[11, 14]}。此外, 新近纪早期弧前盆地可能延伸到了现今的弧前高地, 这是由于从前陆盆地到弧前高地新近系连续沉积。在苏门答腊北部弧前, 在增生楔顶上观察到变形的地层以及弧前高地。这些地层中褶皱和断层非常发育, 表明该地区经历了挤压过程。这些地层的地震反射类似于在弧前盆地中观测到的新近系地震反射。因此, 弧前高地的沉积物可能是在弧前盆地环境中形成的, 弧前盆地似乎已向东偏移。与局部发育的古近系上部沉积中心相反, 新近系上部盆地沿弧前高地岛弧的前部广泛形成, 并与海沟平行。

苏门答腊古近纪沉积中心较厚的沉积物可能产生较高的地温, 这对烃源岩成熟有重要作用。在这些弧前盆地中发现了接近商业价值的油气, 这表明该地区存在着有效的油气系统。下步还需要进行详细研究, 以弄清苏门答腊弧前盆地古近系半地堑的起源。