通过虚拟地震仪方法推断的洪加-汤加火山管道系统

《Geochemistry, Geophysics, Geosystems》：Hunga-Tonga Volcano Plumbing System Inferred From Virtual Seismometer Approach

　　摘要

我们提出了一种基于事件对干涉测量的表面波层析成像技术，用于研究局部（约100公里范围内）的中洋地壳结构，特别关注在缺乏地震台站的区域中成像潜在的固结侵入体复合体。我们分析了2010年至2022年间来自IRIS垂直分量数据的超过180次震级M≥4.5的地震。通过信号预处理技术、互相关以及后续的叠加处理，提取了事件间的经验格林函数（EGFs）。之后，对于超过三个波长的事件间距离，手动推导出了色散曲线，并进行了层析反演，以获得1-12秒时间范围内的各向同性和各向异性群速度模型。我们在浅层深度获得的结果显示了低速异常现象，这归因于高孔隙度、低密度以及未固结到半固结的远洋沉积物的存在。相比之下，在更深的位置，高速区域被解释为洋壳内部火山管道系统的一部分，位于中洋海山之下，这突显了该方法的有效性，尽管受到了全球物理台站分布稀疏的限制。此外，观察到的各向异性表明了Hunga Tonga-Hunga Ha?apai（HTHH）周围的变形，其快速方向排列反映了岩浆侵入和地壳形成过程中的构造影响。此外，将具有不同震源机制的众多事件对进行叠加可以平均方向辐射模式的变化。具有不利辐射模式的波形，即产生低幅度的波形，自然会被我们的质量控制标准排除在外，这些标准包括信噪比（SNR）阈值（SNR > 5）和抑制激发不良信号的PWS（相位加权叠加）程序。例如，图2显示了来自静止区域内对齐的站点的事件对11171957和11519607的所有可用互相关函数。预期的信号窗口由灰色柱子表示，而信噪比（SNR ≤ 5）的互相关函数（CCF）显示为浅灰色轨迹。我们假设源和接收器之间的多路径效应可以忽略不计，这是根据Xia等人（2018年）的研究结果。汤加地区表现出强烈的横向异质性和复杂的火山结构，这些可能引入多路径效应。然而，这种效应在长传播距离（Δ > 90°）时变得尤为重要，因为此时波路径会穿过多个构造边界和结构不连续性。我们的数据集包括大约78%的Δ < 90°的射线路径，这大大降低了显著多路径污染的可能性。此外，所有事件对都受到严格的方位角对齐标准（φ ≤ 1°）的约束，这一选择最小化了偏离大圆的传播，并限制了散射波的贡献。我们采用的叠加技术也可以通过增强相干的表面波能量来抑制由多路径引起的非相干散射贡献。尽管我们无法在任何实际地震研究中完全消除多路径效应，但我们预计它对我们提取的EGF（事件相关函数）和色散测量的影响是次要的。最后一步是使用Schimmel等人（2011年）描述的线性（LIN）和相位加权叠加（PWS）技术来叠加这些互相关函数。PWS技术用相干性加权平均代替了等权重平均，其中权重是根据轨迹间的瞬时相位一致性得出的。对于每个互相关函数CCFj(t)，计算了分析信号以获得瞬时相位?j(t)。然后估计N条轨迹间的相位相干性为P(t) = {∑jN exp[i ?j(t)]/N，并用它来加权叠加（Schimmel等人，2011年）：

（2）其中ν = 2。这种程序增强了相干能量，同时抑制了非相干噪声，与LIN叠加相比，提高了弱相位的清晰度。图2比较了通过LIN和PWS方法获得的提取事件间EGF。虽然两种方法都经过了信号相干性的评估，但PWS通过更有效地抑制非相干噪声，始终在我们的数据集中产生了15%–30%更高的信噪比，因此被用于所有后续的色散和层析分析。LIN叠加的结果仅在图2中显示，用于方法学比较。Shirzad等人（2019年）指出，在事件间EGF中识别的瑞利波沿着与实际地震相似的射线路径传播。尽管两种技术产生的瑞利波EGF信号相似，但由于PWS的信噪比更高，我们更倾向于使用它进行后续的色散计算。支持信息S1的图S2中展示了选定的EGF信号示例。

2.4 色散曲线计算

使用地震学中的计算机程序（Herrmann & Ammon, 2013），从所有提取的事件间EGF中手动推导出瑞利波群速度色散曲线，其中事件间距离δinter-event ≥ 3λ，λ代表波长。我们将高斯滤波器参数（取决于距离，Shapiro & Singh, 1999）设置为δinter-event ≤ 90°时为3，对于大于90°的情况设置为6。实际上，这个参数决定了应用于信号的高斯滤波器的宽度，从而在频率域中优化了分辨窄带色散特征与保持时间域中信号稳定性之间的权衡。图3a显示了一些选定的色散曲线（用灰色线条表示的开放圆圈），这些曲线对应于支持信息S1的图S2中的EGF信号，时间范围为1–20秒。经过相位匹配滤波器处理后的清洁信号（见Herrmann & Ammon, 2013）在支持信息S1的图S2中显示为黑色轨迹。图3a（在图查看器中打开）

(a) 选定的瑞利波群速度色散曲线由带有灰色线条的开放圆圈表示。相应的记录信号和经过相位匹配滤波器处理后的清洁信号（见Herrmann & Ammon, 2013; Herrmann, 2013）在支持信息S1的图S2中显示。用开放圆圈和黑色线条表示了随周期变化的射线路径数量。只有当射线路径数量超过最大值的三分之一（约1,500条中的4,500条）时，才保留这些周期，以确保足够的层析分辨率，因此反演限制在1–12秒内，以解析各向异性和各向同性模型。（b）对于1秒（最短周期，在层析中）、5秒（点划线黑色）、10秒（灰色）和12秒（虚线灰色；层析中最长周期）的周期，展示了敏感性核函数。层析结果分别在面板(c–f)中展示，其中1.5秒和7.5秒的各向同性群速度Uiso和FD（快方向）地图分别在面板(c, e)中显示，相应的各向异性群速度Uaniso地图在面板(d, f)中显示。所有地图都以km/s为单位显示。地图(c, d)使用与地图(e, f)不同的颜色刻度，以便更好地突出不同周期的异常对比。蓝色线条表示图1中的海底年龄边界。较长周期的FD大致与区域E-W应力方向对齐，这与更广泛的构造环境一致，而之前研究中报告的更深层次的应力情况在这里没有直接展示，以避免与HTHH周围解析的较浅各向异性混淆。所有地图都以km/s为单位显示，地图(c, d)使用与地图(e, f)不同的颜色范围，以便更好地突出异常对比。

2.5 二维层析反演图

在运行反演程序之前，我们应用了两个额外的标准来稳定反演过程：(a) 观测数据的残差必须小于标准差的两倍，2σ；(b) 对于每个周期，射线路径的数量应超过最大路径数量（4,500条）的三分之一（1,500条）。第二个标准确保反演中包含的每个周期都有足够的射线路径数量，以保持固定的单元格大小并充分解析地下结构，因此排除了路径较少的较长周期，以保持岩浆系统的分辨率。图3a中的开放圆圈和黑色线条表示了随周期变化的射线路径数量。所有对应于每个周期的射线路径都显示在支持信息S1的图S1中。因此，反演是在1到12秒的周期范围内进行的，以获得各向异性和各向同性模型。各向异性模型可以分解为各向同性和快方向（FD）组分，如下所示（Debayle & Sambridge, 2004; Montagner & Nataf, 1986）：

（3）其中FD表示为：

（4）

这里，U、A、θ和T分别代表群速度、方位各向异性系数、方位角和周期。因此，FD的振幅和方位角由Adam和Lebedev（2012）给出：

我们使用10公里×10公里的网格单元对研究区域进行了参数化，并为每个周期选择了平均群速度作为初始模型。为了处理每个网格单元内稀疏、不交叉且数量变化的射线路径，我们通过标准的L曲线分析（Shirzad等人，2022）应用了正则化参数（阻尼和平滑）。观测到的色散曲线被独立反演了两次，以获得方程3的两侧。因此，Uiso和Uaniso地图是从单独的层析中得出的。尽管单元格大小和初始模型相同，但正则化参数和迭代设置是为每次反演单独调整的。图3c–3f分别展示了1.5秒和7.5秒的两个层析结果。各向异性模型Uaniso突出了整体地壳速度变化（例如，岩浆体或大尺度成分变化），而各向同性模型Uiso和FD揭示了来自岩浆侵入、断裂和地壳结构的方向依赖性效应（Lin & Ritzwoller, 2011）。FD通常与裂缝或熔融体口袋平行排列，或者垂直于最大压缩方向。它们共同提供了互补的约束，提供了比单独模型更完整的解释。尽管Uiso和Uaniso地图上的异常总体形状相似，但振幅的差异主要由阻尼和FD控制，而它们的大小和范围的变化则受到平滑参数和正向问题公式的影响。这些差异也源于Uiso和Uaniso地图的独立反演以及各自参数的特定设置。因此，尽管它们的整体模式保持一致，但异常并不期望在每个点上都完全重合。

2.6 一维局部剪切速度反演

我们使用这些计算出的各向同性和各向异性局部色散曲线图，为每个网格点获得了1D VS（垂直速度）各向同性和各向异性模型。反演过程使用了在surf96中实现的迭代阻尼最小二乘算法（Herrmann & Ammon, 2013）。在1D surf96反演中，只有VS被视为自由参数。VP（水平速度）模型是使用固定的参考VP/VS比率1.75内部计算的，这与典型的海洋地壳兼容（例如，Contreras-Reyes等人，2024）。尽管短周期瑞利波对VP在最浅层有一些敏感性，但这种敏感性较弱，并且与VS的敏感性强烈抵消（Montagner & Nataf, 1986）；因此，固定VP/VS可以提高反演的稳定性，而不会显著偏置恢复的VS结构。密度是根据全球经验Nafe-Drake关系（Nafe & Drake, 1963）从VS缩放的。非弹性衰减（Qp和Qs）保持在代表性的海洋地壳值（R?rstadbotnen & Landr?, 2023），因为色散数据对衰减的约束有限。Wei等人（2016）的初始1D VS模型使用了0.2公里的深度区间进行参数化，没有包括低速层。为了确保模型稳定性和提高反演的稳健性，我们使用标准的L曲线分析来确定正则化参数。最后，通过将这些衍生的1D VS模型插入原始网格，获得了准三维VS-各向同性和VS-各向异性模型。图4表示了1公里和3公里深度的VS模型水平切片。图4（在图查看器中打开）

1公里和3公里深度的VS水平切片。右侧的地图是根据各向异性群速度计算的，而左侧的地图是根据各向同性群速度反演得到的。红色火山符号标记了HTHH，蓝色线条表示图1中显示的海底年龄边界。深度是从海底参考的。颜色刻度根据各个深度进行了调整，以强调每张地图中的速度异常，浅层（1公里）和深层（3公里）切片使用了不同的颜色条。地震的震中显示为开放圆圈。

3 结果与讨论

地震成像是一种强大的工具，用于研究地球的三维内部结构，通过地震速度和各向异性提供对地表地质和动力学的洞察。然而，这种方法有几个固有的局限性，在评估其适用于其他区域时应该考虑这些局限性。最重要的是，该方法需要足够的局部地震活动（在本研究中，M ≥ 4.5）以确保足够的射线路径几何形状和覆盖范围。这限制了其在构造或火山活跃区域的使用，并且无法对无法识别合适地震对的地震无声区域进行成像。此外，该方法假设通过叠加许多具有不同震源机制的事件对来抑制源辐射效应。在震源机制强烈聚集或几何形状相似的区域，这一假设可能不够稳健，因为辐射模式偏差可能会在叠加后持续存在。虽然虚拟地震仪方法在离岸环境中实现了比基于站点的环境噪声层析（例如，Nthaba等人，2022）更高的空间分辨率，但所得到的图像仍然基本上依赖于地震的空间分布，这控制了射线路径的几何形状，并最终决定了该方法能够和不能解析结构的区域。尽管有这些限制，虚拟地震仪方法为传统的表面波和主动源地震层析提供了一个稳健且成本效益高的补充，特别是在密集的站点部署不切实际或成本过高的偏远海洋环境中。考虑到这些优势和局限性，在本研究中，我们利用地震速度和各向异性来研究HTHH海山火山。在解释结果之前，计算出的模型经过了棋盘格分辨率测试、位置不确定性的参数测试以及初始模型的评估，以确保其稳健性和可靠性。通常，棋盘格测试分为两个步骤进行，包括（a）正向问题和（b）反演过程。在正向建模期间，通过计算在低速和高速（U0 ± 0.5公里/秒）之间交替的速度模型的传播时间来生成合成数据。异常大小约为20×20公里（是反转块大小的两倍），用于Uiso区域；而在南北（S-N）和东西（E-W）方向上，异常大小约为30×30公里。反演过程的正则化参数被调整以与原始观测数据保持一致。图5中的顶部和中间地图分别展示了1.5秒和7.5秒周期内恢复的棋盘格测试分辨率。只有棋盘格测试中恢复率超过约63%的区域被认为是分辨率良好的，模型边缘和射线覆盖稀疏的区域则被保守处理。棋盘格测试得到的约63%的恢复率是一个用于划分分辨率良好区域的保守阈值，而不是模型恢复的平均值。在模型边缘和射线覆盖稀疏的区域，恢复率较低；因此，只有位于此阈值以上的异常才会被解释。本研究中讨论的所有孤立浅层低速异常都局限于这些分辨率良好的区域内，其横向尺寸与合成测试中成功恢复的特征相当。此外，这些异常在短周期（1-3秒）内一致被观测到，此时表面波敏感核在最上层地壳中达到峰值，并且在更长的周期内减弱或消失，这与深度依赖的敏感性一致。图5中的粗黑线标出了分辨率较差的区域。由于表面波色散的深度依赖性和重叠性，垂直棋盘格测试对我们的VS模型意义不大，因此通过扰动事件位置和初始模型来评估垂直可靠性，标准差提供了垂直稳定性的稳健度量（见图5e和5f）。

从棋盘格分辨率测试中恢复的群速度（a, c）和快速方向（b, d），对应1.5秒和7.5秒的周期。前向模型假设快速方向的速度为U0±0.5（公里/秒），分别交替为南北（N-S）和东西（E-W）方向。红色火山符号表示HTHH。黑色轮廓表示恢复率高的区域，被认为是分辨率良好的区域，而模型边缘或射线覆盖稀疏的区域则可靠性较低。两条白线表示该图中的剖面位置。图(e, f)分别展示了地震位置不确定性和初始VS反演对1公里和3公里深度结果的影响。在研究区域的大部分地方，得到的标准差小于100米/秒。此外，恢复的棋盘格地图（a, c）使用公里/秒作为颜色刻度，而不确定性估计（e, f）使用米/秒作为颜色刻度，以适当地显示异常的大小和结果的精度。敏感核在VS模型计算中至关重要，因为它们量化了表面波对地下速度变化的深度依赖性影响，从而能够对VS分辨率进行约束。根据图3b，在1-12秒的周期内，海底到6公里深度之间的敏感度最高，为浅层结构提供了稳健的约束。这一深度范围内恢复的速度异常的可靠性和稳定性可能受到事件位置不确定性的影响。为了评估这种影响，使用正态分布随机扰动了原始事件位置，标准差与位置不确定性相关（最大标准差为4公里，σlocation ≤ 4公里；Shirzad等人，2024年）。然后使用原始层析反演参数（例如，原始块大小、正则化参数、迭代次数等）对这些扰动后的位置进行反演。对于每个等间距的网格点，我们获得了一个局部色散曲线，并使用surf96软件和初始VS模型进行了1D反演。这个1D初始VS模型也通过标准差为σinitial Vs = 0.4公里/秒的正态分布进行了扰动（Shirzad & Moradi，2022年）。这个过程重复了300次，并计算了每个等间距网格点上获得的1D VS模型的标准差。这些标准差的水平切片σloc+Vs在图5e和5f中展示了1公里和3公里深度的情况。在随后的不确定性分析中，同一浅层区域内的标准差σloc+Vs通常低于100米/秒。这些值并不代表正式的统计不确定性，而是事件位置、初始速度模型和色散测量扰动下模型稳定性的经验度量。在一些分辨率良好的区域之外观察到的不确定性降低反映了平滑和正则化的效果，这些效果将信息分布在相邻单元格中。总体而言，低变异性表明浅层异常是反演的稳定特征，不太可能是反演伪影，后者预计会显示出更高的方差。2D层析图（图3c和3d）和水平VS图（图4a和4b）显示的低速度（U ≤ 1.3公里/秒或VS ≤ 1.4公里/秒）归因于这种海洋环境中的高孔隙度、低密度和未固结到半固结物质（Contreras-Reyes等人，2024年；Stone等人，2019年）。这些浅层异常与大规模地形趋势部分相关，特别是在图3f中用蓝线标记的年龄边界沿线，但它们也显示出局部变化，这可能反映了断裂带和热液蚀变。我们的恢复测试（图5a和5b以及支持信息S1中的图S3a、S3b）和不同反演参数下特征的稳定性证实了这些孤立异常是真实的构造变化而非伪影。初始1D模型将最上层（深度达1公里）的VS参数化为1.0公里/秒，代表了与汤加海岭和劳盆地（Contreras-Reyes等人，2011年；Crawford等人，2003年）的地震折射和宽角反射研究一致的未固结到弱固结的浮游沉积物。根据图3b，1-12秒周期内的敏感度在海底到6公里深度之间最高，为浅层结构提供了稳健的约束。这一深度范围内恢复的速度异常的可靠性和稳定性可能受到事件位置不确定性的影响。为了评估这种影响，使用与位置不确定性相关的标准差（最大标准差为4公里，σlocation ≤ 4公里；Shirzad等人，2024年）对原始事件位置进行了随机扰动。然后使用这些扰动后的位置和原始层析反演参数（例如，原始块大小、正则化参数、迭代次数等）对每个周期的观测色散曲线进行了反演。接着，对于每个等间距的网格点，我们使用surf96软件和初始VS模型进行了1D反演。这个1D初始VS模型也通过标准差为σinitial Vs = 0.4公里/秒的正态分布进行了扰动（Shirzad & Moradi，2022年）。这个过程重复了300次，并计算了每个等间距网格点上获得的1D VS模型的标准差。这些标准差的水平切片σloc+Vs在图5e和5f中展示了1公里和3公里深度的情况。在随后的不确定性分析中，同一浅层区域内的标准差σloc+Vs通常低于100米/秒。这些值并不代表正式的统计不确定性，而是事件位置、初始速度模型和色散测量扰动下模型稳定性的经验度量。在一些分辨率良好区域之外观察到的不确定性降低反映了平滑和正则化的效果，这些效果将信息分布在相邻单元格中。总体而言，低变异性表明浅层异常是反演的稳定特征，不太可能是反演伪影，后者预计会显示出更高的方差。2D层析图（图3c和3d）和水平VS图（图4a和4b）显示的低速度（U ≤ 1.3公里/秒或VS ≤ 1.4公里/秒）归因于这种海洋环境中的高孔隙度、低密度和未固结到半固结物质（Contreras-Reyes等人，2024年；Stone等人，2019年）。这些浅层异常与大规模地形趋势部分相关，特别是在图3f中用蓝线标记的年龄边界沿线，但它们也显示出局部变化，这可能反映了断裂带和热液蚀变。我们的恢复测试（图5a和5b以及支持信息S1中的图S3a、S3b）和不同反演参数下特征的稳定性确认了这些孤立异常是真实的构造变化而非伪影。初始1D模型将最上层（深度达1公里）的VS参数化为1.0公里/秒，代表了与汤加海岭和劳盆地的地震折射和宽角反射研究一致的未固结到弱固结的浮游沉积物（Contreras-Reyes等人，2011年；Crawford等人，2003年），这些研究报道的沉积物厚度约为0.5-1.5公里，海洋基底上方的地震速度较低。敏感核（图3b）表明1-3秒周期主要采样最上层的约1公里深度，这使得可以合理地约束大量沉积物的性质。然而，非常薄的层（小于0.5公里）可能无法被表面波完全捕捉到，我们的浅层VS估计值由于固有的垂直平均而带有大约±0.1公里/秒的不确定性。因此，约1公里深度处的低速区（VS < 1.3公里/秒）代表了横向平均的沉积物性质，尽管一些局部变化可能反映了我们的方法无法解析的更细尺度异质性。我们的分析使用方程3-5解决了群速度的方位各向异性。由于我们仅使用瑞利波群速度的垂直分量，有效参数化限于每个深度切片的三个量：各向同性的VSV（垂直极化的剪切速度）、FD和各向异性强度|FD|。这种公式隐含了一个水平对称轴，适用于以裂缝和断裂为主的浅层地壳环境（Maupin & Park，2015年）。要恢复对称轴的完整深度依赖性倾斜，还需要Love波和多组分数据，而这些数据在我们的数据集中不可用。因此，我们将解释限制在快速轴方向的横向模式上，不尝试对完整的各向异性张量进行逐层反演（Debayle & Ricard，2013年；Montagner & Mainprice，2025年）。鉴于我们的周期范围为1-12秒，深度分辨率（定义为两个不同异常可以独立解析的最小垂直分离距离）约为1-2公里；这与总解析深度范围不同，后者通过图3b和支持信息S1中的棋盘格测试显示的大约6-8公里范围不同。图3c中的FD向量在较年轻的地壳中显得分散，但在较老地壳的东北部和东部区域变得更加有序，其中裂缝显然控制了排列。在强水流条件下沉积的沉积物也可能发展出优先的方向，表现为方位各向异性。HTHH的地质历史强化了这是一个年轻、活跃发展中的系统的观点。沉积物地层学表明HTHH在地质上很年轻，不到100万年的历史（Bryan等人，1972年）。卫星测量追踪了2022年喷发前几个月内快速建造体的增长（Wei等人，2025年），反映了新鲜岩浆注入到一个长期固化的侵入体框架中，这与一个新熔体间歇性侵入到较老结晶物质中的管道系统一致。观测到的地震各向异性反映了岩浆和构造的影响。当岩浆垂直和水平侵入地壳时，它会产生局部应力场，促进长条形矿物颗粒和裂缝的优先排列。早期的汤加研究集中在更深的地幔尺度应力模式上（Bonnardot等人，2007年；Hrubcová等人，2024年；Pokorny等人，2023年；Yu等人，2022年），而我们的测量捕捉到了更浅的地壳结构。区域应力方向大致为东西向，但浅层侵入体可以在火山体周围产生径向和环向应力场，从而局部改变这种模式。山顶附近的裂缝倾向于径向排列，而较远的裂缝则重新与区域趋势对齐，形成了沙漏形的应力模式（Hrubcová等人，2024年）。额外的复杂性来自伸展性弯曲断层、外隆起的普遍断裂以及进入的太平洋板块的水合作用，所有这些都增强了与裂缝相关的各向异性。这些各种过程解释了图3e中的FD模式，显示出围绕HTHH建造体的总体东西向排列。在较长的周期（T = 7.5秒；图3e和3f）和更大的深度（3公里；图4c和4d）下，我们观察到HTHH正下方有一个明显的高速度异常（U ≥ 1.7公里/秒或VS ≥ 1.8公里/秒），周围的速度较低，符合火山碎屑沉积物的预期（Contreras-Reyes等人，2024年）。相对较低的绝对速度（在海底下方几公里处仍低于2公里/秒）与之前该区域的VP和VP/VS结果一致（Contreras-Reyes等人，2024年），尽管在大陆环境中冷却的安山岩成分通常显示VS为2.5-3公里/秒（Belovezhets等人，2021年；Koulakov等人，2021年）。部分熔融的储层通常会产生低速度异常（Meier等人，2022年），因此HTHH下方的的高速度体（VS ≥ 1.6公里/秒）最初似乎有些反直觉。这种固化的侵入体复合体的解释提出了一个自然问题：2022年的喷发，作为最近几十年中最具能量的喷发之一，是如何从一个主要是结晶的系统产生的？我们建议可喷发的熔体并不是存储在高速侵入体框架本身内，而是存储在其下方或侧方的低速区域（这些区域低于我们1-12秒表面波数据的深度灵敏度）。在年轻的火山系统中，快速冷却结合活跃的热液循环和矿物沉淀可以显著增加固结部分的地震速度。类似的过程已在拉帕尔玛岛的Tajogaite火山中记录（Gammaldi等人，2025年）。我们将这种高速度异常解释为代表一个固化的侵入体复合体，它本质上是一个由结晶熔岩和深成岩组成的机械刚性框架，这些熔岩和深成岩通过反复的岩浆注入和部分结晶积累而成（Evans & Zucca，1998年；Mousavi等人，2015年），这与汤加海岭和劳盆地的沉积物厚度约为0.5-1.5公里和海洋基底上方的低地震速度相符（Contreras-Reyes等人，2011年；Crawford等人，2003年）。敏感核（图3b）表明1-3秒周期主要采样最上层的约1公里深度，这使得可以合理地约束大量沉积物的性质。然而，非常薄的层（小于0.5公里）可能无法被表面波完全捕捉到，我们的浅层VS估计值带有大约±0.1公里/秒的不确定性，这是由于固有的垂直平均。因此，约1公里深度处的低速区（VS < 1.3公里/秒）代表了横向平均的沉积物性质，尽管一些局部变化可能反映了我们的方法无法解析的更细尺度的异质性。我们的分析使用方程3-5解决了群速度的方位各向异性。由于我们仅使用瑞利波群速度的垂直分量，有效参数化限于每个深度切片的三个量：各向同性的VSV（垂直极化的剪切速度）、FD和各向异性强度|FD|。这种公式隐含了一个水平对称轴，这适用于以裂缝和断裂为主的浅层地壳环境（Maupin & Park，2015年）。要恢复对称轴的完整深度依赖性倾斜，还需要Love波和多组分数据，而这些数据在我们的数据集中不可用。因此，我们将解释限制在快速轴方向的横向模式上，不尝试对完整的各向异性张量进行逐层反演（Debayle & Ricard，2013年；Montagner & Mainprice，2025年）。鉴于我们的周期范围为1-12秒，深度分辨率（定义为两个不同异常可以独立解析的最小垂直分离距离）约为1-2公里；这与总解析深度范围不同，后者通过图3b和支持信息S1中的棋盘格测试显示的大约6-8公里范围不同。图3c中的FD向量在较年轻的地壳中显得分散，但在较老地壳的东北部和东部区域变得更加有序，其中裂缝显然控制了排列。在强水流条件下沉积的沉积物也可能发展出优先的方向，表现为方位各向异性。HTHH的地质历史强化了这是一个年轻、活跃发展中的系统的观点。沉积物地层学表明HTHH在地质上很年轻，不到100万年的历史（Bryan等人，1972年）。卫星测量追踪了2022年喷发前几个月内快速建造体的增长（Wei等人，2025年），反映了新鲜岩浆注入到一个长期固化的侵入框架中，这与一个新熔体间歇性侵入到较老结晶物质中的管道系统一致。观测到的地震各向异性反映了岩浆和构造的影响。当岩浆垂直和水平侵入地壳时，它会产生局部应力场，促进长条形矿物颗粒和裂缝的优先排列。早期的汤加研究集中在更深的地幔尺度应力模式上（Bonnardot等人，2007年；Hrubcová等人，2024年；Pokorny等人，2023年；Yu等人，2022年），而我们的测量捕捉到了更浅的地壳结构。区域应力方向大致为东西向，但浅层侵入体可以在火山体周围产生径向和环向应力场，从而局部改变这种模式。山顶附近的裂缝倾向于径向排列，而较远的裂缝则重新与区域趋势对齐，形成了沙漏形的应力模式（Hrubcová等人，2024年）。额外的复杂性来自伸展性弯曲断层、外隆起的普遍断裂以及进入的太平洋板块的水合作用，所有这些都增强了与裂缝相关的各向异性。这些各种过程解释了图3e中的FD模式，显示出围绕HTHH建造体的总体东西向排列。在较长的周期（T = 7.5秒；图3e和3f）和更大的深度（3公里；图4c和4d）下，我们观察到HTHH正下方有一个明显的高速度异常（U ≥ 1.7公里/秒或VS ≥ 1.8公里/秒），周围的速度较低，符合火山碎屑沉积物的预期（Contreras-Reyes等人，2024年）。相对较低的绝对速度（在海底下方几公里处仍低于2公里/秒）与之前该区域的VP和VP/VS结果一致（Contreras-Reyes等人，2024年），尽管在大陆环境中冷却的安山岩成分通常显示VS为2.5-3公里/秒（Belovezhets等人，2021年；Koulakov等人，2021年）。部分熔融的储层通常会产生低速度异常（Meier等人，2022年），因此HTHH下方的高速度体（VS ≥ 1.6公里/秒）最初似乎有些反直觉。这种固化的侵入体复合体的解释提出了一个自然问题：2022年的喷发，作为最近几十年中最具能量的喷发之一，是如何从一个主要是结晶的系统产生的？我们建议可喷发的熔体并不是存储在高速侵入体框架本身内，而是存储在其下方或侧方的低速区域（这些区域低于我们1-12秒表面波数据的深度灵敏度）。在年轻的火山系统中，快速冷却结合活跃的热液循环和矿物沉淀可以显著增加固结部分的地震速度。类似的过程已在拉帕尔玛岛的Tajogaite火山中记录（Gammaldi等人，2025年）。我们将这种高速度异常解释为代表一个固化的侵入体复合体，它本质上是一个由结晶熔岩和深成岩组成的机械刚性框架，这些熔岩和深成岩通过反复的岩浆注入和部分结晶积累而成。这些类型的体是众所周知的地震速度升高的来源（Evans & Zucca，1998年；Mousavi等人，2015年），并与弧状地壳中常见的辉长岩-闪长岩成分相符（Christensen & Mooney，1995年）。几项独立的观测支持了这种解释。岩石学研究记录了2022年喷发前的结晶熔岩储存（Smith等人，2020年）。重力模型需要在HTHH下方2-4公里深度有密集的侵入体（Alvarez & Camacho，2023年）。该结构类似于其他弧状火山，如Pinatubo，其中刚性深成岩框架位于更深富熔融物质的上方（Pallister等人，1996年）。我们建议2022年的喷发利用了这些更深的熔融区域，而不是上方的固化复合体本身。然而，与重力数据的明显差异需要澄清。Alvarez和Camacho（2023年）在较浅的深度（小于2公里）发现了低密度异常，这与我们的低速度火山碎屑层非常吻合。他们更深的重力信号表明了与我们大约3-5公里深度的高速度区相兼容的更密集物质。这种差异是因为重力测量主要反映了大体积的平均密度，而地震速度则受岩石成分、孔隙度、断裂和流体含量的控制。一个包含残余熔融囊和挥发物的部分结晶侵入体可以合理地显示出较高的地震速度，同时保持低于完全固化的辉长岩的总体密度。在HTHH海山火山中选择了两个垂直的横截面（见图6），这一点通过棋盘格分辨率测试得到了确认（图5）。剖面AA′（长约115公里，从175.385°W，20.22°S到175.385°W，21.25°S）沿南北方向延伸，穿过两个海山火山，并经过汤加岛西部。剖面BB′（长约145公里，从176.1°W，20.60°S到174.70°W，20.60°S）从西向东延伸。最显著的特征是位于深度超过2公里处的浅层岩浆储库（参见上方右侧的示意图，该示意图由Wei等人于2025年提出）。根据VS（声速）阈值在1.55至1.65公里/秒之间（见支持信息S1中的图S4），我们估计这个岩浆体的体积约为420±80立方公里。这一范围标志着从较为松散的火山碎屑物质向更为致密的侵入岩的过渡，这一结论基于为海洋弧状构造环境建立的速度-岩性关系（Christensen & Mooney, 1995）。这一体积估计与熔体包裹体研究的结果相符（Smith等人，2020年），并且符合能够引发VEI 5–6级喷发的岩浆系统的规模（Mason等人，2004年；Newhall & Self，1982年）。我们确定的2–4公里深度范围与早期的折射研究结果一致（Crawford等人，2003年），而速度对比值（ΔVS ≈ 0.4公里/秒）也处于预期范围内，符合嵌入火山碎屑地壳中的结晶侵入体的特征。岩脉是岩浆在地壳中传输的主要通道。我们使用VS = 1.6公里/秒来识别岩脉和固化的侵入岩体（图6中的灰线）。尽管这种比较可能并不完全等效，但所识别的岩脉规模与Gakkel海岭上观察到的火山特征相似（例如，Koulakov等人，2022年）。A′和B侧附近的其他相对高速区域（约1.5公里/秒，标记为H1）可能是由岩床形成所致（例如，Galland等人，2015年）。

图6：沿图5中所示线条绘制的两条垂直剖面图。灰色等值线表示VS = 1.6公里/秒。火山符号代表HTHH海山，而顶部的透明虚线表示水位-海底地形。深度是从海底测量的。水平图显示了5公里深度处的VS值。水平图中的粗黑线勾勒出了分辨率较高的区域。水平颜色调色板表示剖面图和水平图中的速度值。示意图展示了喷发前的火山结构，修改自Wei等人（2025年）的研究，基于卫星变形建模。

**4 结论**

本研究基于事件对相关性，在非常局部的尺度上应用了表面波层析成像方法。我们的初步分析表明，即使地震台站分布较广，只要具备足够的局部地震活动，也能获得可靠的层析图像。棋盘格分辨率和各种不确定性测试都证实了我们恢复的速度模型的可靠性，证明了该方法在解析远距离地震台站数据下的结构变化方面的有效性。我们的二维层析图揭示了与未固结的远洋沉积物相关的低速异常，而高速异常则对应于更为致密的地壳物质。岩浆和构造过程的影响在各向异性的速度场中显而易见，这些速度场与区域应力场和裂隙/断裂方向一致。在HTHH海山下方，一个高速异常被低速的火山碎屑沉积物所包围，表明存在一个浅层地壳岩浆储库（约2公里深度），其体积估计约为420立方公里。这一发现与汤加地区的区域性研究结果一致，这些研究表明存在高速侵入体和低速流体或熔体影响区域的混合体，也与地质年轻的火山（例如，Gammaldi等人，2025年中的La Palma火山）的浅层层析成像结果相符，其中对比鲜明的异常反映了流体相变和热液循环。这些比较验证了虚拟地震仪层析成像所揭示的特征是HTHH下方浅层岩浆系统的地质合理表现。从VS ≥ 1.6公里/秒推断出的岩脉和岩床形成进一步表明了岩浆在地壳中向地表传输的路径。这些发现为了解汤加地区岩浆作用与区域构造过程之间的相互作用提供了新的见解。这种方法证明了表面波层析成像在海洋环境中的可行性，并强调了其在研究远海海底火山结构、岩石圈变形和沉积物动力学方面的潜力。未来结合更高频率数据以及与接收函数联合反演的研究将进一步细化对地下结构的约束。

**致谢**

所有图表均使用Generic Mapping Tools (GMT) 6.4.0版本制作（Wessel等人，2019年；www.soest.hawaii.edu/gmt，最后访问时间为2025年10月）。**资金声明**：T.S.感谢圣保罗大学支持基金会（FUSP，项目编号3930）、圣保罗州研究支持基金会（FAPESP，巴西圣保罗市，资助编号2016/20952-4和2025/15455-0）的资助。

**利益冲突**

作者声明与本研究无关的任何利益冲突。

**数据来源声明**

所有地震目录和波形数据均来自IRIS DMC，这些数据通过EarthScope联盟运营的NSF SAGE数据档案获取（NSF资助编号1724509；https://ds.iris.edu/wilber3/find_event；最后访问时间为2025年10月）。