Lithospheric velocity structure of central Turkey based on ambient noise surface tomography
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摘要: 土耳其东部是由碰撞引起的挤压变形区域，而西部为俯冲引起的爱琴海伸展变形区域，土耳其中部作为两者之间的过渡拥有很复杂的地质情况，尤其是具有火山活动和长远的俯冲、大陆碰撞等构造历史，因此获得此区域岩石圈可靠的速度结构对认识俯冲末期的板块状态、岩浆活动等现象意义重大。为了更好地了解此区域的岩石圈速度结构，本研究使用了（31°E—38.8°E，34.5°N—42.0°N）范围内172个台站的背景噪声数据，通过互相关方法获得经验格林函数；之后利用频率-贝塞尔变换法得到了5—80 s周期范围内的基阶瑞雷波频散曲线，并在个别区域获得了高阶模式频散曲线；最后利用基于Broyden-Fletcher-Goldfarb-Shanno算法校正的拟牛顿迭代反演方法得到地表至124 km深的三维剪切波速度结构。结果表明：土耳其中部的速度横向变化剧烈（最大变化可达400 m/s），且与地质边界和缝合带区域密切相关，中安纳托利亚火山区及部分金牛座山脉东部的速度在0—100 km深度均小于4.3 km/s，因此推测此区域不存在岩石圈地幔；从塞浦路斯海沟开始俯冲的非洲大洋岩石圈，以近垂直俯冲在金牛座山脉中部下方，表现为明显的高速特征；土耳其中部在70—100 km深度广泛存在与上升软流圈物质相关的低速带，因此大部分研究区域的岩石圈波速小于全球平均剪切波速度，并且此区域岩石圈整体较薄、厚度多变。此外，本研究还发现在金牛座山脉中部和东部约13—23 km深度存在一个明显的低速带，推测可能与地块破裂导致的地层部分熔融有关。Abstract: The eastern part of Turkey is the compression deformation area caused by collision, while the western part is the extension deformation area of the Aegean Sea caused by subduction. As the transition between the two, the central part of Turkey has a very complex geological situation, volcanism, long-term subduction, continental collision and other tectonic history. Therefore, obtaining the reliable velocity structure of the lithosphere in this region is very important for understanding the plate state at the end of subduction, magmatism and other phenomena. In order to better understand the lithospheric velocity structure of this area, we study this region using ambient noise tomography based on the continuous noise data of 172 stations in the area （31°E−38.8°E, 34.5°N−42.0°N）. After obtaining the empirical Green’s function through the cross-correlation, the fundamental Rayleigh wave dispersion curves in the period range of 5−80 s is obtained by using the frequency-Bessel transform method, and the dispersion curve of overtones is obtained in some subarray. Subsequently, 3-D shear velocity structure from surface to 124 km is obtained by quasi-Newton iterative version based on Broyden-Fletcher-Goldfarb-Shanno correction. These results show that the lateral velocity in central Turkey changes sharply （the maximum variation can reach 400 m/s）, which is closely related to the geological boundary and suture. The velocity in the Central Anatolian volcanic province （CAVP） and some Eastern Taurus mountains （ETM） is less than 4.3 km/s at 0−110 km, so we speculate that there are no lithospheric mantle in this area. The African oceanic lithosphere, which began to subduct from the Cyprus trench, subducted beneath the Central Taurus mountains （CTM） at a near vertical angle, showing obvious high-velocity characteristics. For low velocity zones related to upwelling asthenosphere materials widely exist in this area from 70 km to 100 km, the lithospheric wave velocity in most of the study areas is less than the global average shear wave velocity, and the lithosphere is thin and variable in thickness. In particular, we also find that there is an obvious low velocity zone at a depth of 13−23 km in the CTM and ETM, which may be related to the partial melting of strata caused by block fracture.
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引言
土耳其地区是在中三叠世古特提斯（Tethys）洋和晚白垩世（或古新世）至中新世新特提斯洋闭合期间不同的岩石圈地块与带状大陆拼合而成（Şengör，Yilmaz，1981；Portner et al，2018），从那以后亚欧板块和非洲板块以及阿拉伯板块持续会聚，使土耳其成为世界上地震活动性最强的国家之一。土耳其中部作为东部挤压变形和西部爱琴海伸展变形之间的过渡，其地震活动性较低、成像结果比较简单（Abgarmi et al，2017），在大陆动力学-安纳托利亚中部构造（Continental Dynamics-Central Anatolian Tectonics，缩写为CD-CAT）台阵部署以前该区域的研究受到一定程度的忽视，但实际上该区域包含多个火山、地质地块以及断层，其中包括北安纳托利亚断裂带（F1）的一部分、中安纳托利亚断裂带（F2）、东安纳托利亚断裂带（F3）的一部分、图兹湖断裂（F4），如图1所示，因此其岩石圈速度结构十分复杂，并且该区域具有很长的俯冲和大陆碰撞的构造历史，所以获得此区域可靠的岩石圈速度结构对于认识土耳其地区的新构造运动及演化过程具有重大意义。
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图 1 土耳其中部构造背景图IPS：内庞蒂德缝合带；IAESZ：伊兹密尔—安卡拉—埃尔津詹缝合带；ITS：内陶里德缝合带；BZS：比特里斯—札格罗斯缝合带；F1：北安纳托利亚断裂带；F2：中安纳托利亚断裂带；F3：东安纳托利亚断裂带；F4：图兹湖断裂；F5：死海断裂Figure 1. Map of tectonic settings in Central TurkeyIPS：Intra-Pontide suture；IAESZ：Izmir-Ankara-Erzincan suture zone；ITS：Inner Tauride suture；BZS：Bitlis-Zagros suture；F1：North Anatolian fault zone；F2：Central Anatolian fault zone；F3：East Anatolian fault zone；F4：Tuz Gölü fault；F5：Dead Sea fault土耳其地区的深部速度结构和地球动力学问题一直是地球科学研究的热点，众多研究人员借助此区域的密集台站利用不同的方法对此区域进行了研究，例如背景噪声面波成像法（Warren et al，2013；Delph et al，2015）、地震面波成像法（Bakırcı et al，2012）、全波形反演（Fichtner et al，2013；Govers，Fichtner，2016）、远震P波成像（Biryol et al，2011；Portner et al，2018；Kounoudis et al，2020）、Pn波成像（Al-Lazki et al，2003，2004；Gans et al，2009）、重力测量（Ates et al，1999）、各向异性研究（Legendre et al，2021）、接收函数法（Abgarmi et al，2017；Delph et al，2017）和火山形态学分析（Uslular et al，2021）等。这些研究推进了对土耳其地区的认识，包括北安纳托利亚断裂带、中安纳托利亚断裂带、比特里斯—札格罗斯缝合带（Bitlis-Zagros suture，缩写为BZS）两侧的速度对比，中安纳托利亚火山区（Central Anatolian volcanic province，缩写为CAVP）可能是一个受构造控制的火山场，中金牛座山脉（Central Taurus mountains，缩写为CTM）下方存在从塞浦路斯（Cyprus）海沟开始俯冲的非洲岩石圈等。但不同研究的结果不尽一致，例如北安纳托利亚断裂带的影响深度，中安纳托利亚断裂带两侧是否存在明显的地球物理性质差异，土耳其中部岩石圈厚度的变化以及俯冲板块的状态等，且部分问题未取得共识。众多研究采用的是基于地震事件的成像方法，例如远震P波和S波成像、地震面波成像法和接收函数法，而这些方法多用于深部结构成像，对于浅层的分辨率往往较低。背景噪声面波成像方法则可以从噪声数据中提取出面波频散信息，避免了天然地震事件周期长、频率低、成像结构分辨率很难提高等问题，经过近二十年的发展已经成为研究地下结构十分有效的方法，但Warren等（2013）和Delph等（2015）采用的传统方法仅获得了该地区8—40 s的基阶瑞雷波频散曲线，最终的反演深度较浅。虽然Delph等（2017）利用背景噪声和双平面波层析成像联合反演得到了0—150 km的剪切波速度模型，但其基阶频散曲线的高频最多可达8 s，对上地壳深度的反演约束较差，并且不同方法产生的频散曲线在“连接处”存在误差，对其结果有一定的影响。
鉴于此，本研究拟使用土耳其中部172个宽频带台站的背景噪声数据，遵循背景噪声面波成像法的处理流程，利用频率-贝塞尔变换法（frequency-Bessel transform method，以下简称F-J法）提取5—80 s的基阶瑞雷波频散曲线，并使用基于Broyden-Fletcher-Goldfarb-Shanno （缩写为BFGS）校正的拟牛顿迭代反演方法得到此区域的高分辨率三维剪切波速度结构，以期揭示该区域俯冲板块的状态、岩石圈厚度变化以及速度异常与构造运动之间的关系。
1. 数据和方法
本文的研究区域为（36°N—42.0°N，31°E—38.8°E），如图2红框所示，使用的数据如下：① 由坎迪里天文台和地震研究所（ Kandilli Observatory and Earthquake Research Institute）布设的永久性区域地震台网的49个台站（KO，2014—2015年，BHZ，HHZ）；② 由亚利桑那大学（University of Arizona）布设在北安纳托利亚断裂带中部的临时性地震台网的39个台站（YL，2005—2008年，BHZ）；③ 由密苏里大学（University of Missouri）布设在土耳其中部用于研究大陆动力学-安纳托利亚中部构造的临时性地震台网的72个台站（YB，2013—2015年，BHZ）；④ 由塞浦路斯地质调查局（Geological Survey Department Cyprus）布设的塞浦路斯宽频带永久性地震台网的7个台站（CQ，2014—2015年，BHZ）；⑤ 由德国地质科学研究中心（German Research Center of Geosciences）布设的2个台站（GE，2014—2015年，BHZ）；⑥ 由土耳其灾害和应急管理局（Disaster and Emergency Management Authority）布设的土耳其国家地震台网中的2个台站（TU，2014—2015年，BHZ，HHZ）；⑦ 由阿尔伯克基地实验室（Albuquerque Seismological Laboratory）和美国地质调查局（United States Geological Survey）布设的全球地震台网中的1个台站（IU，2014—2015年，BHZ）。
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图 2 研究区域土耳其中部（红框所示）及所用台站分布图Figure 2. Map of study region central Turkey （delineated by the red box） and distribution of the used stations2. 处理方法
2.1 预处理及经验格林函数提取
本文采用与Bensen等（2007）类似的背景噪声处理方法，包括：将不同采样率的数据均降采样到4 Hz；将数据拼接并以“天”为单位进行切割；根据地震目录将存在MS≥5.5地震的天数删除；去平均、去趋势、去仪器响应、高通滤波；对数据进行谱白化处理从而拓宽互相关中环境噪声的频带并且避免持续单频信号所造成的干扰。随后利用Li等（2021）提供的开源程序对数据进行互相关处理，具体步骤如下：对于“第a天”两段需要进行互相关的数据，每次互相关长度设定为两小时，并且每次前进的长度为0.2 h，将所有的互相关结果线性叠加从而得到对应于“第a天”两段数据的互相关结果。当数据互相关处理完毕之后，采用线性叠加得到稳定可靠的经验格林函数。
本研究的数据预处理与Bensen等（2007）的处理方法存在一定的区别，主要在于时间域归一化的使用。虽然Bensen等（2007）认为时间域归一化能够减少互相关中地震、仪器不规则性以及非稳态噪声源的影响，但经过测试，对于本研究区域，不进行时间域归一化（one-bit）反而可以得到质量更高的基阶频散曲线，如图3所示。从该图可以看到：无论是时间域还是频率域的互相关结果，本研究采用的预处理方式，其信噪比都明显较高；从F-J法的扫描结果来看，不进行时间域归一化的频散能量图噪声影响更小，基阶低频更连续。因此本研究对数据未进行时间域归一化处理。
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图 3 是（左）否（右）进行时间域归一化的结果对比图（a） 台阵示意图；（b） 时间域互相关结果；（c） 频率域互相关结果；（d） 频散能量图Figure 3. Comparison of the results with （left panels） and without （right panel） time-domain normalization （one bit）（a） Position of subarray；（b） Time-domain cross-correlation results；（c） Frequency-domain cross-correlation results；（d） Dispersion energy diagram2.2 频率-贝塞尔变换法及子台阵划分
提取频散曲线是面波成像的关键，本研究采用F-J法进行频散分析，该方法由陈晓非研究团队提出并不断完善（Wang et al，2019； Li et al，2021；Xi et al，2021；Zhou，Chen，2022）和应用（吴华礼等，2019；李雪燕等，2020；Wu et al，2020；Zhan et al，2020；孙楠等，2021）。F-J法的基本原理可简单概括如下：给定相距r的两个台站噪声记录的互相关函数的频谱$\tilde C （ r， \omega ） $，对其进行二维空间傅里叶变换：
$$ I （ \omega ， {\boldsymbol{k}} ） ＝\frac{1}{2\pi }{{{\int }_{-\infty }^{＋\infty }}{{{\int }_{-\infty }^{＋\infty }}\tilde{C} （ r， \omega ） {{\rm{e}}}^{{\rm{i}}{\boldsymbol{k}}{\boldsymbol{r}}}}{\rm{d}}S （ {\boldsymbol{r}} ） } \text{，} $$ (1) 将其在整个平面上的积分转换到柱坐标系，并利用贝塞尔函数的积分表示定理将其简化为
$$ I （ \omega ， k ） ＝ \int_0^{ ＋ \infty } {\tilde C （ r， \omega ） {{\rm{J}}_0} （ kr ） r{\rm{d}}r} \text{，} $$ (2) 式中：$\tilde C （ r， \omega ） $表示距离为r的两台站的互相关谱，J0（kr）为第一类零阶贝塞尔函数，k＝|k|代表波数，k为矢量波数，ω为频率. 基于Sánchez-Sesma和Campillo （2006）的研究：两点处背景噪声的互相关函数的傅里叶谱近似正比于这两点处格林函数的虚部，即
$$ \tilde{C} （ r， \omega ） {\text{≈}} A \mathrm{Im}\{{\tilde{G}}_{{\textit{zz}}} （ r， {\textit{z}}＝0； \omega ） \}， $$ (3) 式中：A为常数，Gzz（r，z＝0；ω）为在地表记录的震中距为r的格林函数垂直分量的谱。水平层状中由各向同性的源激发的格林函数可表示为以下形式：
$$ {G_{{\textit{zz}}}} （ r， {\textit{z}} ＝ 0； \omega ） ＝ \int_0^{ ＋ \infty } {{g_{\textit{z}}} （ {\textit{z}}＝0， \kappa ， \omega ） {{\rm{J}}_0} （ \kappa r ） \kappa {\rm{d}}\kappa } \text{，} $$ (4) 式中gz（z＝0，κ，ω）为核函数。将式（4）和式（3）带入式（2）可得
$$ I （ \omega ， c ） {\text{≈}} A\cdot \mathrm{Im}\{{g}_{{\textit{z}}} （ {\textit{z}}＝0， k ， \omega ） \} {\text{.}}$$ (5) 式（5）中的核函数gz（z＝0，k，ω）与久期函数成反比关系，因此久期函数的根（频散点）就是核函数的奇点，在频散能量谱上是一个极大值，根据这一关系即可从频散能量图中挑选出不同模式的频散曲线。
F-J法是双向速度扫描的频散分析方法，由于实际台站数量有限，只能近似计算式（2）积分，空间采样率不足时便产生空间假频及交叉伪影现象（其方向与真实频散曲线方向相反），干扰真实的频散曲线，一定程度上影响频散曲线的提取质量。Xi等（2021）提出采用第三类贝塞尔函数，即汉克尔（Hankel）函数，代替第一类贝塞尔函数进行积分变换从而消除交叉伪影现象。Zhou和Chen （2022）还证明：直接用汉克尔函数进行积分变换会降低分辨率，并提出利用Kramers-Kronig关系和希尔伯特变换获得解析的互相关函数再结合贝塞尔函数进行积分变换的修正方法，实现了在不降低分辨率的同时消除交叉伪影。
通常情况下在时间-空间域不同阶的面波是相互混叠的，但在频率-波数域它们是严格区分的，因此使用F-J法能够有效地分离、提取出高阶面波信号，并且变换时使用的贝塞尔函数，不同于传统方法的e指数函数，能够有效地拓宽频带。F-J法能提取出高阶频散曲线并且拓宽频散曲线的频带，从而能有效地减小反演时的非唯一性。基于F-J法的显著优势，本研究使用此方法进行频散分析。
因为F-J法是基于密集台阵的方法，因此涉及对研究区域的台站进行分区。本研究分区的大致原则是以每个台站为圆心，以130 km为半径，落在此圆内的台站作为一个子台阵，依据此分区方式共有172个子台阵，删除相似性极高的台阵并依据地形特点对每个台阵包含的台站进行一定的删除或补充，最终共有53个台阵用于此区域的研究。
2.3 剪切波速度结构反演
相速度频散曲线对于横波速度的敏感性要比对于纵波速度和密度的敏感性大得多（Xia et al，1999；Pan et al，2019），因此本研究仅反演横波速度，同时利用Brocher （2005）提出的经验公式得到对应层的纵波速度和密度. 本研究采用收敛速度较快的拟牛顿法进行反演，反演的误差函数及大致步骤主要参考Pan等（2019）的研究。
$$ f （ {{\boldsymbol{v}}}_{{\rm{S}}} ） ＝\frac{1}{m}{\displaystyle \sum _{j}{A}_{j}\Big\{{\displaystyle \sum _{i}{ ［ {c}_{ij}^{{\rm{s}}} （ {{\boldsymbol{v}}}_{{\rm{S}}} ） －{c}_{ij}^{{\rm{o}}} ］ }^{2}}}\Big\}＋\alpha ||\nabla \cdot{{\boldsymbol{v}}}_{{\rm{S}}}|| $$ (6) 为定义的误差函数，式中：${\boldsymbol{v}}_{\rm{S}} $是剪切波速度模型，$c_{ij}^{\rm{s}}$和$c_{ij}^{\rm{o}}$分别代表第j阶第i个频率采样的合成相速度值和观测相速度值，Aj代表不同阶数的权重，m是用于反演的频散曲线的所有阶的个数，$ \alpha \left|\right|\nabla \cdot{{\boldsymbol{v}}}_{{\rm{S}}}\left|\right| $ 为正则项。
反演使用的参考模型为Kaviani等（2020）的结果中与本研究区域重合的模型，但本研究的反演深度比其要深，更深处的模型采用Fichtner等（2019）的结果进行补充。此外，由于本研究使用基于密集台阵的F-J法提取频散曲线，因此不同台阵的参考模型也有所区别，主要依据为“距离台阵中心点最近的Kaviani等（2020）模型高斯平滑后的结果作为参考模型”。每个子台阵的频散曲线反演时均给定79个初始模型，每个初始模型中每层的速度均是在参考模型每层速度±0.5 km/s的范围内随机生成，如图4d的灰色虚线所示。反演时以递增模式产生模型的厚度，第一层层厚为2 km，然后按0.2 km递增，直至最后一层达到12 km，反演最大深度为300 km。但通过观察反演结果的敏感核（图4f），基阶频散曲线对深度124 km及以上地层的剪切波速度比较敏感，尽管低频处的频散曲线对更深的地层速度仍有一定的约束，但为了保证结果的可靠性，这里仅选择0—124 km为本研究的有效反演深度。反演过程中，当某一初始模型前后两次迭代的误差函数差值小于1.0×10−10时，反演终止；同时为避免部分反演无效迭代太多次，当迭代次数达到150次时，反演也会终止。图4d中代表反演模型收敛范围的灰色实线很窄，表明反演结果的收敛性很高，并且最终的估算模型（红色实线）清楚地显示了该区域速度变化的特点（20 km附近出现轻微低速；33 km附近速度明显地增大，可能代表莫霍面），表明本研究提取到的高阶频散曲线及频带更宽的基阶频散曲线对地层速度的约束很强，能够有效地提高反演精度。图4c中利用估算模型正演得到的理论频散曲线与频散能量极大值处非常吻合，这也说明了反演的准确性。综上所述，本研究使用的反演方法高效准确，反演参数的选取合理。
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图 4 北安纳托利亚断裂带子台阵（a） 台阵位置示意图；（b） 频散能量图，黑点为选取的频散点；（c） 频散能量图，白点为利用图（d）中估算模型合成的理论频散点；（d） 反演结果图，灰色虚线为79个初始模型在每层可取的速度范围；（e） 最终估算模型的基阶敏感核函数Figure 4. Subarray of North Anatolian fault zone（a） Position of subarray；（b） Dispersion energy diagram，dark dots are the selected dispersion points；（c） Dispersion energy diagram，white dots are the theoretical dispersion points based on the estimation model in Fig. d；（d） Inversion result diagram，gray dased line represents the desirable velocity range of 79 initial models，gray solid line represents the result range of 79 inversion models，and red solid line represents the final estimation model；（e） Sensitivity kernel of fundamental mode of estimated model需要强调，本研究仅在个别区域的扫描结果中观察到比较明显的高阶面波信号，如图4a和b，其它区域扫描结果并未显示较明显的高阶面波信号；但本研究得到的频散曲线相较于前人的结果（Warren et al，2013；Delph et al，2015），在频带范围上得到了有效的拓宽，因此仍然可以更加有效地约束地层速度，获得更加可靠的地下速度模型。
3. 结果
3.1 相速度结果
在反演剪切波速度之前，相速度图可以提供一个研究区域的初步结果，因此本研究给出了5 s，10 s，20 s，30 s，40 s，50 s，60 s，70 s和80 s的相速度，如图5所示。
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图 5 不同周期T的相速度横向剖面图黄色实线代表断裂；黑色虚线代表缝合带； 红色圆点代表火山Figure 5. Lateral profile of phase velocity in different periods TYellow solid line represents fault，black dashed line represents suture，and red dot represents volcano相速度图的插值方式采用简单克里金插值（Schultz et al，1998；Shen et al，2013）：
$$ {w}_{i}＝\left\{ \begin{array}{l}{\dfrac{1}{ （ 1＋{d}_{i} ） {\sigma }_{i}}\qquad 子台阵的包络包含网格点}，\\ {0 \qquad\qquad\quad \;\;\;\, 其它情况}，\end{array}\right. $$ (7) 式中：wi为第i个子台阵的权重；di为网格点到第i个子台阵中心位置的距离；σi在Shen等（2013）中定义为特定深度时的模型不确定度，本研究忽略此参数，将其设置为常数1。具体 插值过程如下：① 选取每个子台阵所需周期的基阶瑞雷波相速度值vi并置于对应子台阵的中心；② 将研究区域等间隔划分为200×200的网格点；③ 对于某个网格点，利用式（7）得到各个子台阵的权重，此网格点处的速度即为
$$ {v_g} ＝ \frac{\displaystyle\sum\limits_{i ＝ 1}^N {{w_i}{v_i}} }{\displaystyle\sum\limits_{i ＝ 1}^N {{w_i}} }\text{，} $$ (8) 式中N为子台阵的总数。
不同周期的面波对不同深度的敏感性不同，通常短周期面波对浅层更加敏感，长周期面波对深层更加敏感，相同周期情况下，阶数越高的面波对越深的地层更敏感（Xia et al，2003；Pan et al，2019），因此可以通过观察不同周期相速度图的变化从而获得研究区域不同深度结构的初步认识。
从图5的相速度图可以看到，研究区域主要断裂带或缝合带两侧的速度对比比较明显，例如：北安纳托利亚断裂带南北两侧的速度在给出的周期基本表现为北高南低的特征，与Şengör等（2005）提出的北安纳托利亚断裂带向西传播时利用了新特提斯缝合带岩石圈弱点的论点是一致的；图兹湖断裂两侧的速度对比主要表现在短周期（5—30 s），这表明该断裂的影响深度可能较浅；中安纳托利亚断裂带两侧的速度对比十分明显，这支持了Gans等（2009）的假设“中安纳托利亚断裂带代表上涌的软流圈区域的边缘” ；比特里斯—札格罗斯缝合带（BZS）南侧阿拉伯板块的相速度明显高于其北侧安纳托利亚板块的相速度，但随着周期变长，这种速度的对比逐渐减弱，与Delph等（2017）的结果相一致；中金牛座山脉在长周期（50—80 s）表现为明显的高速异常，这可能表明此区域下方是俯冲的非洲岩石圈的一部分（Bakırcı et al，2012；Abgarmi et al，2017；Delph et al，2017），这种高速异常在中安纳托利亚火山区迅速终止，Kounoudis等（2020）认为此处存在一个水平板块撕裂。
3.2 剪切波速度结果
图6为本研究给出的不同深度处的剪切波速度横向剖面图，其插值方式与相速度图的插值方式相同。剪切波速度结果与相速度结果有一定的相似性，但剪切波速度结果显然更加复杂。从图6可见：北安纳托利亚断裂带两侧的速度对比在浅层和深层均比较明显，表现出北高南低的特征，因此我们认为此断裂带不仅仅在地壳深度断裂，而是一直延伸到上地幔（Fichtner et al，2013）；图兹湖断裂两侧的速度对比相对复杂，在中上地壳克尔谢希尔（Kirşehir）地块中部是稳定地块（Gans et al，2009），显示高速特征（图6a，b和c），而图兹湖盆地由于大量沉积物的积累显示明显低速（Delph et al，2017），随着深度的增加，这种速度对比消失，继而发生反转。图7h显示中安纳托利亚断裂带东侧的东金牛座山脉在浅层（20 km）存在一个明显的低速层，与图6c对应较好。在深层，从图6f，g和h也可以看到此区域的低速特征。图6c和d显示比特里斯—札格罗斯缝合带（BZS）两侧的速度对比在下地壳及最顶部地幔最明显，此时阿拉伯板块的速度明显高于北侧安纳托利亚的速度，由图7g也可以看到阿拉伯板块的地壳深度明显比北侧的安纳托利亚深度更浅，这与Abgarmi等（2017）以及Delph等（2017）的结果一致。
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图 6 不同深度h的剪切波速度横向剖面图Figure 6. Lateral profile of shear wave velocity at different depths h（a） h＝2 km ；（b） h＝12 km；（c） h＝20 km ；（d） h＝46 km；（e） h＝61 km；（f） h＝84 km；（g） h＝103 km；（h） h＝124 km![]()
图 7 各测线位置（a）及其剪切波深度剖面图（b−h）CTM：中金牛座山脉；ETM：东金牛座山脉；AB：阿达纳盆地；TGB：图兹湖盆地；CAVP：中安纳托利亚火山区；AP：阿拉伯板块；KB：克尔谢希尔地块；SZ：萨卡里亚区域；ITS：内陶里德缝合带；IPS：内庞蒂德缝合带；IAESZ：伊兹密尔—安卡拉—埃尔津詹缝合带；F1：北安纳托利亚断裂带；F2：中安纳托利亚断裂带；F3：东安纳托利亚断裂带；F4：图兹湖断裂；F5：死海断裂Figure 7. Location of survey lines （a） and their shear wave depth profiles （b−h）CTM：Central Taurus mountains；ETM：Eastern Taurus mountains；AB：Adana basin；TGB：Tuz Gölü basin；CAVP：Central Anatolian volcanic province；AP：Arabian Plate；KB：Kirşehir block；SZ：Sakarya zone；ITS：Inner Tauride suture；IPS：Intra-Pontide suture；IAESZ：Izmir-Ankara-Erzincan suture zone；F1：North Anatolian fault zone；F2：Central Anatolian fault zone；F3：East Anatolian fault zone；F4：Tuz Gölü fault；F5：Dead Sea fault从图6b，d和e可见中安纳托利亚火山区（CAVP）下方存在明显的低速特征，这与前人结果（Bakırcı et al，2012；Delph et al，2015，2017；Abgarmi et al，2017；Kounoudis et al，2020）比较一致；从图6e，f，g和h以及图7b和e中可以明显看到非洲岩石圈俯冲的高速特征。从经度方向看，非洲岩石圈在大约50 km处俯冲在阿达纳（Adana）盆地之下但在80 km处高速特征消失，而在西侧中金牛座山脉（CTM）的俯冲大约开始于60 km （Abgarmi et al，2017；Delph et al，2017），并一直延伸至模型的最深处（124 km）。从纬度方向看，俯冲大约止于中安纳托利亚火山区南部边缘。
本文模型在大部分研究区域均发现了明显的低速带，对于低速带的形成原因以及上述模型中异常特征和速度对比产生的原因将在下一部分进行更详细的讨论。
4. 讨论与结论
4.1 断层或缝合线两侧的速度对比
从横向速度剖面图（图6）可以看出，土耳其中部区域速度的横向变化与地质边界或缝合线区域比较一致，这可能表明组成土耳其中部的各个地块之间在成分、岩石年龄、热效应等方面存在差异。
北安纳托利亚断裂带及其邻近区域的地壳结构比较复杂，因为它是由不同地块拼合而成，但在上、中地壳（2—20 km，图6a，b和c），该断裂带仍然存在较明显的北高南低的速度特征。北安纳托利亚断裂带西段（34° E以西）的速度南侧较低主要是因为中新世—第四纪加拉太火山区的火山作用，中段及东段则可能是几个与断裂相关的盆地的深层表现（Fichtner et al，2013）。从图6f，g和h以及图7e可以观察到，北安纳托利亚断裂带北侧的萨卡里亚区域（Sakarya zone）显示较高速度，这是因为此区域的基底为中到晚古生代期间重新形成的元古代基底（Şengör et al，2005），该基底结构致密，地震波传播速度更快，而南侧则显示明显的低速，如此明显的速度对比可能并不仅是岩石成分的差异，因此我们认为北安纳托利亚断裂带南侧可能存在上侵的软流圈物质（Kounoudis et al，2020），速度降低是温度升高和减压后熔体形成的结果，并且此低速带与中安纳托利亚火山区相连，可能是由于板块拆沉形成了供软流圈传输的通道（Fichtner et al，2013）。图6g和h显示伊斯坦布尔（Istanbul）区域在深层呈低速特征，这可能与中新世期间加拉太地块局部伸展运动引起的软流圈物质上升及部分岩石圈地幔的熔融有关（Adiyaman et al，2001）。
比特里斯—札格罗斯缝合带（BZS）两侧的速度基本可以概括为南侧阿拉伯板块呈高速特征，北侧安纳托利亚板块呈低速特征，在中下地壳和顶部地幔造成这种速度对比的原因可能是：安纳托利亚板块东段处于挤压状态，主要组成为俯冲-增生杂岩，结构较弱、速度较慢（Bakırcı et al，2012）；安纳托利亚板块东段岩石圈很薄，主要由较厚的地壳和极薄的地幔盖组成，其下高温软流圈物质的热效应使得岩石圈温度升高，进一步降低了地震波的传播速度；阿拉伯板块作为大陆地盾，结构致密，是该区域最稳定的部分，速度较高（Bakırcı et al，2012；Medved et al，2021），并且由于阿拉伯板块地壳很薄（Abgarmi et al，2017），地震波会更快地进入上地幔并以更快的速度传播。在深层（84—124 km），安纳托利亚板块东段传播的地震波已经进入高温、熔融、波速明显变慢的软流圈，因此造成这样的速度对比。图6b显示了一个相反的速度特征，此时安纳托利亚东段的速度较阿拉伯板块速度要大一些，这与位于阿拉伯板块内的小体积镁铁质火山活动密切相关，可能代表地壳中停滞的镁铁质岩床（Rojay et al，2001；Abgarmi et al，2017）。
图6表明中安纳托利亚断裂带东西两侧的速度变化是很明显的，东侧的剪切波速度明显较低，前人通过不同的研究方法也观察到了中安纳托利亚断裂带东西两侧地球物理性质的差异，例如：Pn波速的对比（Gans et al，2009）、重力异常的变化（Ates et al，1999）、剪切波速度的对比（Warren et al，2013）。中安纳托利亚断裂带东西两侧强烈的地球物理性质的对比通常被解释为距今11—10 Ma时阿拉伯板块与欧亚板块发生碰撞，俯冲在比特里斯—札格罗斯缝合带下的阿拉伯大洋板块发生断裂从而打开了一个板块窗口，导致热软流圈上升并与岩石圈接触，软流圈物质的热效应使得此区域岩石圈的温度升高、强度变弱，从而使得地震波速变慢。由于本研究结果与前人结果比较一致，所以本文遵循这种解释，并且正是这种弱岩石圈适应了阿拉伯板块与欧亚板块长久以来持续的聚合。
图兹湖断裂两侧的速度对比相对复杂，在浅层（2—20 km，图6a，b和c），克尔谢希尔地块中部具有明显的高速特征，而图兹湖盆地则显示明显的低速，这可能是由于克尔谢希尔地块中部由结晶岩构成，结构致密，速度较快，而图兹湖盆地沉积层较厚，地震波速较慢。随着深度增加，这种速度对比先消失，但观察图7c，在中层（50—100 km）时速度发生反转，表现为克尔谢希尔地块低速与图兹湖盆地高速的对比，我们认为克尔谢希尔地块的低速可能是岩石圈发生破裂、拆沉，热的软流圈物质上侵所致。
4.2 中安纳托利亚火山区的低速区
中安纳托利亚火山区区域呈现为明显的低速（图6b），依据Abgarmi等（2017）的解释，这可能代表了为地表火山作用提供补给的地壳中部的岩浆储层。图7c的纵向剖面图穿过了该火山区的北部边缘，从该图中可以清楚地看到该火山区上地幔处的低速特征，遵循Delph等（2017）对岩石圈地幔速度（≥4.3 km/s）的定义，结合图7c中可以清晰地观察到中安纳托利亚火山区西侧的图兹湖盆地存在岩石圈地幔，以东的部分东金牛座山脉存在很薄的地幔盖，但该火山区下方50—100 km的深度范围内的剪切波速度表明该火山区下方不存在岩石圈地幔，并且此低速区跨越中安纳托利亚断裂带与东金牛座山脉的低速相连。我们将此现象解释为11—10 Ma时阿拉伯板块与欧亚板块发生碰撞，俯冲在比特里斯—札格罗斯下的阿拉伯大洋板块发生了断裂从而打开了一个板块窗口，热软流圈物质沿此窗口上升，上升的软流圈物质利用与内陶里德（Inner Tauride）缝合带相关的残余岩石圈弱点向中安纳托利亚火山区区域传播（Delph et al，2017），从而控制该火山区的部分火山作用，同时板块回滚引起的岩石圈地幔与地壳的分层从而导致中安纳托利亚火山区下方软流圈物质的上升，对新近纪—第四纪的岩浆活动产生深远的影响。本文的解释与Schleiffarth等（2018）和Uslular等（2021）等的结论较一致，认为中安纳托利亚火山区的火山作用较大程度上受到构造作用的控制。
4.3 俯冲的塞浦路斯板块
从图6f，g和h可以观察到中金牛座山脉明显的高速特征，这与前人研究结果（Biryol et al，2011；Bakırcı et al，2012；Abgarmi et al，2017；Delph et al，2017；Portner et al，2018；Kounoudis et al，2020）相似，并将其解释为从塞浦路斯海沟俯冲的非洲岩石圈板块（以下称为塞浦路斯板块），该俯冲在很大程度上控制了土耳其的新构造运动（Bozkurt，2001）。从图7b中可以看到中金牛座山脉的岩石圈地幔速度是不断增加的，因此精确地分辨塞浦路斯板块在此位置的俯冲起始深度相对困难。我们给出定义：100 km以浅时速度达到4.4 km/s即代表俯冲的塞浦路斯板块；100 km以深时剪切波速度大于全球平均速度即代表俯冲的塞浦路斯板块。此定义的依据主要有两点：其一，Kounoudis等（2020）提出俯冲的非洲岩石圈板块的速度大于全球平均速度，但其主要给出深度大于100 km的结果；其二，安纳托利亚中部广泛受到热软流圈物质的影响，岩石圈速度整体较低。依据此定义结合图7b，推断中金牛座山脉下的俯冲大约始于60 km深度，并一直延伸至模型的最深处，在经度方向上穿过34.8° E，速度急剧减小，变化约为4%，因此我们认为在东西方向上，塞浦路斯板块东部边界大约止于阿达纳盆地西部边缘（约34.8° E），本研究区域的最西侧仍然存在明显的俯冲特征，因此本研究无法给出塞浦路斯板块的西部边界。除此之外，在阿达纳盆地下方发现了一个俯冲残留，起始于50 km深度，在接近80 km处“消失”，这种现象可能代表了处于板块俯冲末期的中安纳托利亚与板块碰撞期的东安纳托利亚之间的过渡。从图7e和图6h中可以看出塞浦路斯板块到达中安纳托利亚火山区南缘时速度急剧减小，变化约为4%，图7e中37.6° N—39.6° N的深部（约110 km）速度约为4.4 km/s，仿佛与俯冲的非洲岩石圈相连接，但结合Kounoudis等（2020）的结论并且根据AK135模型中120 km处全球平均剪切波速为4.5 km/s，我们认为在南北方向上，俯冲的塞浦路斯板块的北部边界为安纳托利亚火山区南部边缘（约37.6° N），并且在本研究深度内，非洲岩石圈板块几乎是垂直向北俯冲。
4.4 岩石圈地幔深度的低速带
综合图7可以看出，中金牛座山脉和北安纳托利亚断裂带北部的萨卡里亚区域在岩石圈地幔中不存在低速带，前者是因为受到俯冲的塞浦路斯板块的热屏蔽作用（Delph et al，2017），后者是因为具有中到晚古生代期间重新形成的冷的元古代基底。除此之外，其余大部分中安纳托利亚区域在岩石圈地幔深度广泛存在低速带，主要分布在阿拉伯板块、东金牛座山脉、中安纳托利亚火山区、克尔谢希尔地块以及北安纳托利亚断裂带南侧，以下对各个区域低速带的具体形成原因进行解释。
中安纳托利亚断裂带以东的低速带主要是由于11—10 Ma时阿拉伯板块与欧亚板块发生碰撞，俯冲在比特里斯—札格罗斯缝合带下的阿拉伯大洋板块发生了断裂从而打开了一个板块窗口，导致热软流圈上升并与岩石圈接触。结合图7c可以看到此低速带向中安纳托利亚火山区传播，这一过程可能利用了与内陶里德缝合带相关的残余岩石圈弱点；从图7g可以看到地壳厚度的明显变化，阿拉伯板块地壳很薄，因此较浅深度处的岩石圈地幔几乎不受此低速带的热效应，因此仍然呈现地震波高速特征；东金牛座山脉较厚的地壳可能与始于中新世晚期的中安纳托利亚高原隆起有关；从东金牛座山脉穿过北安纳托利亚断裂带到达萨卡里亚区域时，地壳变薄、岩石圈地幔中的低速带消失，这表明北安纳托利亚断裂带的影响不仅仅体现在地壳深度，而且一直延伸至上地幔。
北安纳托利亚断裂带南侧低速带的具体原因如下：在深层，特提斯缝合线区域是软流圈岩浆聚集的有利场所，自渐新世—早中新世以来后退的非洲—阿拉伯板块在北安纳托利亚断裂带下的岩石圈地幔中引起局部伸展，使得部分软流圈物质上涌，同时使部分岩石圈地幔减压熔融，从而形成低速带（Adiyaman et al，2001）。从图7d可以看到此低速带存在于北安纳托利亚断裂带南侧的整个区域，结合图7f可以看到此低速带与中安纳托利亚火山区相连，从伊兹密尔—安卡拉—埃尔津詹缝合带到克尔谢希尔地块再到中安纳托利亚火山区的低速带可能代表上升的软流圈物质，该软流圈物质的上涌主要归因于中新世期间板块回滚引起的岩石圈地幔与地壳的分层和拆沉（Bartol，Govers，2014；Delph et al，2017）。
综上表明，各低速带之间可能通过岩石圈弱点或由岩石圈破裂、拆沉而形成的通道相互连接，这些低速带均与上升的软流圈物质密切相关，我们在此定义低速带的上界面即代表刚性岩石圈与韧性软流圈之间的流变边界，藉此观察土耳其中部区域岩石圈厚度的变化。依据纵向剖面图（图7b−g）可以看出，中安纳托利亚火山区及部分东金牛座山脉区域（36.4° E以西）不存在岩石圈地幔，阿拉伯板块岩石圈最薄约60 km，克尔谢希尔地块及东金牛座山脉（36.4° E以东）岩石圈厚约70 km，北安纳托利亚断裂带南侧最厚，接近80 km。
4.5 中地壳深度的低速带
本研究还发现了中金牛座山脉和东金牛座山脉区域在中地壳深度（13—23 km）存在低速带，该低速带在东金牛座山脉下方较厚，约10 km，沿图7a中GG′测线向中金牛座山脉扩展时低速带厚度逐渐变薄，在中金牛座山脉下方厚度约6 km （图7h）。我们推测该低速带的形成可能与地壳中部的部分熔融有关，11 Ma前阿拉伯板块与欧亚板块的碰撞导致热软流圈物质上升，使得东金牛座山脉下方地壳温度升高，并且由于碰撞引起的地块断裂改变了地壳内部的压力条件，温度的增加以及压力的降低使得地壳内部熔融条件较低的地层发生部分熔融，随后板块破裂以100—150 mm/a的速度向西南方向传播（van Hunen，Allen，2011；Cosentino et al，2012），同时改变了地壳内的压力条件，造成地层的部分熔融，但由于中金牛座山脉下方受到俯冲的塞浦路斯板块的热屏蔽作用，所以中金牛座山脉下方的地壳温度较东金牛座山脉下方地壳温度低，即引起岩石部分熔融的条件较弱，因此中金牛座山脉下方的低速带更薄，破裂大约在距今8 Ma延至中金牛座山脉区域，并对中金牛座山脉的抬升起到关键作用（Abgarmi et al，2017；Delph et al，2017）。Zhan等（2020）基于F-J法对中国东北区域的研究同样表明10—20 km深度广泛存在低速带，因此我们猜测该特征可能具有普遍性，但仍有待进一步研究。
4.6 结论
本研究使用土耳其中部172个台站的数据，遵循背景噪声面波成像法的处理流程，利用可以有效拓宽频带的F-J法提取频散曲线，结合BFGS反演方法，获得了该区域深达124 km的高分辨率三维剪切波速度结果，为深入了解此区域的板块俯冲状态、低速带的展布、火山作用等现象提供了参考。本研究的主要结果如下：
1） 土耳其中部的速度横向变化比较剧烈，并且速度边界通常与地质构造或地块之间的缝合带密切相关，这表明组成土耳其中部的各个地块之间在成分、岩石年龄、热效应等诸多方面存在差异，同时各个地块主要受不同构造运动的影响，这对该区域速度的横向变化也起到至关重要的作用。北安纳托利亚断裂带两侧一直延续到岩石圈地幔深度处的速度对比表明北安纳托利亚断裂带的影响不仅仅体现在地壳深度，而是一直延伸到上地幔。
2） 中安纳托利亚火山区地壳中部的低速可能代表了为地表火山作用提供补给的岩浆储层，该区域深部明显的低速可能表明此区域下方不存在岩石圈地幔，该区域下方的软流圈物质与大陆碰撞、板块回滚等构造现象密切相关，表明此区域的岩浆活动较大程度受到构造运动的控制。
3） 中金牛座山脉下明显的高速特征解释为俯冲的塞浦路斯板块（其地震波速大于全球平均速度）以近垂直向北俯冲到中安纳托利亚火山区南缘，并在此区域起到热屏蔽作用。在阿达纳盆地下存在此板块的俯冲残留，一定程度上代表了处于板块俯冲末期的中安纳托利亚与板块碰撞期的东安纳托利亚之间的过渡。
4） 在上地幔深度，土耳其中部下方广泛存在与上升软流圈物质相关的低速带，该低速带的热效应使得土耳其中部岩石圈的速度整体偏低，我们定义低速带的上界面代表岩石圈与软流圈的边界，从而发现土耳其中部下方的岩石圈厚度是变化的，最薄的岩石圈位于阿拉伯板块，厚约60 km；东金牛座山脉、克尔谢希尔地块及北安纳托利亚断裂带南侧区域的岩石圈厚度为70—80 km。该低速带以及岩石圈厚度的横向变化对研究此区域的构造运动有重要意义。
5） 在中地壳深度，中金牛座山脉和东金牛座山脉下方存在低速带，本文推测与地层的部分熔融有关，该低速特征在其它区域是否具有广泛的代表性仍有待进一步研究。
地震学合作研究协会（Incorporated Research Institutions for Seismology）、坎迪里天文台和地震研究所（ Kandilli Observatory and Earthquake Research Institute）、德国地质科学研究中心（German Research Center of Geosciences）、欧洲地震学观测站和研究所（Observatories and Research Facilities for European Seismology）和雅典国家天文台（National Observatory of Athens）等数据中心提供了本研究所使用的连续波形数据，中国科学技术大学陈举庆和马青波博士以及北京大学周杰博士对本研究进行了指导，提出了有益的建议，作者在此表示衷心的感谢。
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图 3 是（左）否（右）进行时间域归一化的结果对比图
（a） 台阵示意图；（b） 时间域互相关结果；（c） 频率域互相关结果；（d） 频散能量图
Figure 3. Comparison of the results with （left panels） and without （right panel） time-domain normalization （one bit）
（a） Position of subarray；（b） Time-domain cross-correlation results；（c） Frequency-domain cross-correlation results；（d） Dispersion energy diagram
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图 1 土耳其中部构造背景图
IPS：内庞蒂德缝合带；IAESZ：伊兹密尔—安卡拉—埃尔津詹缝合带；ITS：内陶里德缝合带；BZS：比特里斯—札格罗斯缝合带；F1：北安纳托利亚断裂带；F2：中安纳托利亚断裂带；F3：东安纳托利亚断裂带；F4：图兹湖断裂；F5：死海断裂
Figure 1. Map of tectonic settings in Central Turkey
IPS：Intra-Pontide suture；IAESZ：Izmir-Ankara-Erzincan suture zone；ITS：Inner Tauride suture；BZS：Bitlis-Zagros suture；F1：North Anatolian fault zone；F2：Central Anatolian fault zone；F3：East Anatolian fault zone；F4：Tuz Gölü fault；F5：Dead Sea fault
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图 2 研究区域土耳其中部（红框所示）及所用台站分布图
Figure 2. Map of study region central Turkey （delineated by the red box） and distribution of the used stations
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图 4 北安纳托利亚断裂带子台阵
（a） 台阵位置示意图；（b） 频散能量图，黑点为选取的频散点；（c） 频散能量图，白点为利用图（d）中估算模型合成的理论频散点；（d） 反演结果图，灰色虚线为79个初始模型在每层可取的速度范围；（e） 最终估算模型的基阶敏感核函数
Figure 4. Subarray of North Anatolian fault zone
（a） Position of subarray；（b） Dispersion energy diagram，dark dots are the selected dispersion points；（c） Dispersion energy diagram，white dots are the theoretical dispersion points based on the estimation model in Fig. d；（d） Inversion result diagram，gray dased line represents the desirable velocity range of 79 initial models，gray solid line represents the result range of 79 inversion models，and red solid line represents the final estimation model；（e） Sensitivity kernel of fundamental mode of estimated model
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图 5 不同周期T的相速度横向剖面图
黄色实线代表断裂；黑色虚线代表缝合带； 红色圆点代表火山
Figure 5. Lateral profile of phase velocity in different periods T
Yellow solid line represents fault，black dashed line represents suture，and red dot represents volcano
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图 6 不同深度h的剪切波速度横向剖面图
Figure 6. Lateral profile of shear wave velocity at different depths h
（a） h＝2 km ；（b） h＝12 km；（c） h＝20 km ；（d） h＝46 km；（e） h＝61 km；（f） h＝84 km；（g） h＝103 km；（h） h＝124 km
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图 7 各测线位置（a）及其剪切波深度剖面图（b−h）
CTM：中金牛座山脉；ETM：东金牛座山脉；AB：阿达纳盆地；TGB：图兹湖盆地；CAVP：中安纳托利亚火山区；AP：阿拉伯板块；KB：克尔谢希尔地块；SZ：萨卡里亚区域；ITS：内陶里德缝合带；IPS：内庞蒂德缝合带；IAESZ：伊兹密尔—安卡拉—埃尔津詹缝合带；F1：北安纳托利亚断裂带；F2：中安纳托利亚断裂带；F3：东安纳托利亚断裂带；F4：图兹湖断裂；F5：死海断裂
Figure 7. Location of survey lines （a） and their shear wave depth profiles （b−h）
CTM：Central Taurus mountains；ETM：Eastern Taurus mountains；AB：Adana basin；TGB：Tuz Gölü basin；CAVP：Central Anatolian volcanic province；AP：Arabian Plate；KB：Kirşehir block；SZ：Sakarya zone；ITS：Inner Tauride suture；IPS：Intra-Pontide suture；IAESZ：Izmir-Ankara-Erzincan suture zone；F1：North Anatolian fault zone；F2：Central Anatolian fault zone；F3：East Anatolian fault zone；F4：Tuz Gölü fault；F5：Dead Sea fault
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