2011年耶羅火山噴發(fā)前的地震活動模式

I.Domínguez Cerde?a C.del Fresno A.Gomis Moreno

0 引言

在火山地區(qū)精確定位地震由于幾個因素而復(fù)雜，包括建立全覆蓋適當(dāng)?shù)卣鹋_網(wǎng)的固有難度、速度模型的不均勻性，以及大多數(shù)事件通常震級低（Carmona et al，2010）。這些問題往往在臺網(wǎng)覆蓋受到大小和幾何形狀或缺少進(jìn)入通路的限制的火山島嶼更嚴(yán)重（López et al，2012）。震源和特別是地震雙差重定位已被證明是分析如基拉韋厄火山（Got et al，1994；Gillard et al，1996）、蘇弗里耶爾火山（Rowe et al，2004）和帕里庫廷火山（Gardine et al，2011）地震活動的有力工具。這些技術(shù)可被用來提高地震活動的某些特征，甚至可以說明在以前目錄定位中由于錯誤所隱藏的新特點（見Battaglia et al，2004；Cerde?a et al，2011；Shelly et al，2013）。

從2011年7月起，在耶羅島南部2011年10月海底火山噴發(fā)前檢測到不同的前兆信號（López et al，2012）。在這3個月的不穩(wěn)定期間定位了約10 000個地震，全球定位系統(tǒng)臺站記錄到5cm的最大形變。此外，還檢測到了其他火山信號，如地球化學(xué)異常（López et al，2012；Pérez et al，2012；Padilla et al，2013）。據(jù)西班牙國家地理研究所（IGN）的地震目錄，地震活動開始于耶羅島北部，深度為10～15km，但隨后水平地向南遷移了20km以上，深度也增加到12～17km（圖 1c）。10 月 8 日，該序 列ML4.3的最大地震發(fā)生在該島南部海岸附近12km的深度。在隨后的33小時期間，在該島以南幾千米的位置發(fā)生了50多個淺源地震（此后稱 “噴發(fā)前的淺源地震”），震源深度為1～6km，震級為0.5～1.8。10月10日4時15分（世界標(biāo)準(zhǔn)時間），在這個地區(qū)檢測到了清晰的火山震顫信號，說明火山噴發(fā)開始了。

圖1 （a）突出顯示耶羅島的加納利群島。（b）2011年7月至火山噴發(fā)每個臺站數(shù)據(jù)可獲取量的總計。垂直虛線表示活動周期的開始。帶灰色邊的時間線表示本文所用的新數(shù)據(jù)。（c）耶羅島火山噴發(fā)前M＞1.5的淺源地震的位置（用圓圈表示）。三角形表示地震臺站的位置。南北方向的垂直截面（右圖）和東西方向的垂直截面（下圖）顯示了地震的深度。主要噴發(fā)口的位置用白色叉號表示。此圖的彩色圖僅適用于電子版本

在本文中，我們應(yīng)用重定位技術(shù)改善2011年耶羅火山噴發(fā)前發(fā)生的地震活動的震源位置。我們對計算誤差和檢查結(jié)果的穩(wěn)健性提出了不同的測試。最后，我們給出地震活動性由重定位揭示的新特征并討論結(jié)果。

1 地質(zhì)背景

耶羅火山位于加那利群島的西南邊緣（圖1a）。它是這個群島最年輕的島嶼，其出露的最古老陸上巖石年齡據(jù)測定為1.12Ma（Guillou et al，1996）。該 島 由4 000m深度的海底升起的盾形火山構(gòu)成，最大高度為海平面以上1 500m。相當(dāng)于3個階段的3個主要周期形成了耶羅火山：蒂諾爾火山（1.12～0.88Ma）、埃爾戈爾福－拉斯普拉亞斯火山機(jī)構(gòu)（545 176ka）和裂谷火山活動（158ka活動；見Carracedo et al，2001）。3個斷陷當(dāng)前都活躍，分別在該島中心的西方、東北和南方。最近的研究表明，發(fā)生新噴發(fā)的最可能區(qū)域主要是西裂谷的西部，其次才可能是另外兩個裂谷和全部裂谷的海底延長區(qū)（Becerril et al，2013）。

2 數(shù)據(jù)集和地震臺網(wǎng)

在2011年7月地震活動開始之前，耶羅島上僅有兩個地震臺站。在隨后的幾個星期，又臨時架設(shè)了7個可實時數(shù)據(jù)傳輸?shù)呐_站。改變地震臺網(wǎng)不是獲得均勻地震目錄的最好方法；不過，這個臺網(wǎng)的主要目的是監(jiān)測火山，因此其設(shè)計不是由單純的科學(xué)目標(biāo)來確定（更多細(xì)節(jié)見López et al，2012）。

本文中我們使用了來自兩個臨時臺站的額外數(shù)據(jù)，這些數(shù)據(jù)沒能實時傳輸，所以不包括在原始地震目錄中（圖1c）。在7月和8月，CFAR臺站布設(shè)在耶羅島的西部，這樣能大大提高該臺網(wǎng)的覆蓋范圍。然而，最終由于通訊不暢，為達(dá)到監(jiān)測目的，該地震儀被遷到CMCL站點。CCUM臺作為臨時臺站運行了一個月，直到8月中旬才被改為實時傳輸臺站。所有臺站的運行時間見圖1b，在耶羅島的臺站分布見圖1c。實時傳輸臺網(wǎng)的傳感器特性描述見López等（2012）。在“無通訊”期間CCUM臺站使用相同的配置；CFAR臺站是一個自然周期為1s的垂直分量短周期臺站。

表1 用于定位的速度模型和用于誤差計算的變化速度模型

本文分析的數(shù)據(jù)集只包括地方震級大于1.5的事件，這種限制保證了結(jié)果的質(zhì)量并避免了噪聲數(shù)據(jù)的干擾。這個閾值使目錄減少到3 600個地震，大約占全部事件的1／3。這個目錄的定位誤差在90%置信區(qū)間，均值為水平方向上4.7±2.1km，深度方向上4.3±1.8km。我們分析了地震目錄中在ML4.3地震和火山噴發(fā)開始這段時間發(fā)生的54次噴發(fā)前的淺源地震。

目錄事件由于非實時臺站的數(shù)據(jù)補充得以完善。P波和S波到時通過人工拾取并結(jié)合所有已知震相相關(guān)的半自動方法選自CCUM和CFAR臺站。這包括2011年8月底之前CCUM臺站記錄的1 000個事件和CFAR臺站記錄的1 500個事件。為了在后面的分析中包含所有可用的數(shù)據(jù)，對所有地震通過考慮大約5 000個新的P波和S波震相進(jìn)行了重新定位。重新定位所用的速度模型是基于Da?obeitia（1980）研究結(jié)果的4層模型（表1），并且同樣用于確定目錄震源。

3 震群

用地震波形的相關(guān)性進(jìn)行了地震分類。該方法已成功地應(yīng)用到先前的火山構(gòu)造地震活動研究，如有珠火山（Okada et al，1981）、云仙火山（Umakoshi et al，2008）、代塞普雄島（Carmona et al，2010）和特內(nèi)里費火山（Domínguez Cerde?a et al，2011）。波形類似的地震應(yīng)該有非常相似的震源機(jī)制，并近似發(fā)源于相同的震源（Okada et al，1981）。

本文所用的方法與Domínguez Cerde?a等（2011）的方法相同，詳細(xì)描述見該參考文獻(xiàn)。使用6個不同臺站的水平和垂直分量進(jìn)行了相關(guān)性分析，以確保事件的相似性。所用的地震臺站在地震活動期間運行時間最長（CTIG，CTAB，CTAN和CCUM 臺站），并補充了2個其他臺站（CFAR和CJUL），以提高臺網(wǎng)的方位覆蓋（見圖1）。

對地震波形進(jìn)行了2～8Hz的濾波。較低的截止頻率避免在海島產(chǎn)生的典型噪聲（Braun et al，1996），而較高的截止頻率確保不同大小的地震具有可比性。所有臺站相關(guān)性分析選用的時間窗從P波到時之前2s到之后6s，從而保證了可對每個地震的P波和S波都能比較。為了得到最后結(jié)果，我們應(yīng)用了閾值0.7的相關(guān)矩陣層次分析。雖然閾值較低，但是這個值與用類似相關(guān)性窗的其他工作所成功應(yīng)用的閾值相似：0.68（Stephens and Chouet，2001）和0.6（Varley et al，2010；Domínguez Cerde?a et al，2011）。

結(jié)果表明存在大量顯著震群（超過10個事件）。然而，前10個震群包含所有事件的50%（每個震群超過100個事件）。最大的震群包括333個地震。圖2a，b顯示出了6個較大的震群。這些震群的波形實例可在圖S1～S6（本文的電子版附錄）中找到。一般來說，屬于各震群的事件按目錄位置在同一個區(qū)域的進(jìn)行分組；然而，屬于同一震群的事件之間的距離在某些情況下超過了8km。每個震群中如此離散的地震使得我們有必要對它們的位置進(jìn)行重定位。

4 重定位

4.1 方法

基于雙差法用hypoDD算法（Waldhauser and Ellsworth，2000；Waldhauser，2001）對事件進(jìn)行了重定位。該方法通過加權(quán)最小二乘使同一臺站地震對的走時殘差最小化來提高震源定位。對較大的數(shù)據(jù)集，我們結(jié)合了由人工拾取目錄震相之間走時差的相關(guān)性計算的走時差。

震相之間的相關(guān)性，P波用2s的窗口長度（P波到達(dá)之前1s至到達(dá)之后1s）計算，S波用3s的窗口長度（S波到達(dá)之前1s至到達(dá)之后2s）計算。對每個走時差對考慮的權(quán)重用Got等（1994）所確定的權(quán)重。在重定位過程中只選用超過0.75的相關(guān)性。因為相同震群的地震預(yù)期來自于震源位置叢集處，我們計算屬于同一震群所有事件對之間的相關(guān)性差異。此外，還包括震源距離小于3km的不同震群的事件對。在這種目錄差異的情況下，我們只選擇關(guān)聯(lián)強（至少8個相同震相）和震源距離最大3km的事件。對目錄震相賦予的權(quán)重依賴于手工拾取的質(zhì)量，在4個不同的級別（1.0，0.2，0.1和0.05）確定。

最后，用于重定位的走時差總數(shù)約為600萬個，包括目錄走時差和互相關(guān)走時差。用于單個事件時間延遲的平均數(shù)為3 200個。記錄到每個事件數(shù)據(jù)的平均臺站數(shù)為6.5個，超過95%的事件在5個或更多的臺站有數(shù)據(jù)。臺站數(shù)與事件數(shù)的百分比直方圖如圖S7（見電子版附錄）。為了避免結(jié)果受異常值的影響，刪除了只有少量走時差的重定位地震（即少于400個走時差的75個事件）。用于hypoDD重定位的速度模型與國家地震臺網(wǎng)原始地震目錄（表1）中絕對定位所用的速度模型相同。重定位事件的總數(shù)為3 500個。重定位后目錄走時差獲得的平均殘差約為103ms，波形互相關(guān)走時差獲得的平均殘差為29ms。

4.2 結(jié)果

6個最大震群的重定位結(jié)果在圖2a，b中給出。大多數(shù)震群的位置得到明顯改善，目錄中震源位置6～10km的水平間距變成hypoDD重定位的3～4km。發(fā)現(xiàn)大多數(shù)地震的分布都比重定位前更狹窄和更淺。雖然南部的震群分布表現(xiàn)出最相關(guān)的改進(jìn)，但北部震群也發(fā)生變化，而且出現(xiàn)內(nèi)陸地震。在一些北部震群中，存在明顯的北北西－南南東方向震中分布的趨勢。

圖2 （a，b）屬于6個主要震群的地震的分布。無邊界的圓形對應(yīng)于目錄中的地震位置，由hypoDD重定位的結(jié)果用帶黑邊的圓圈表示。事件的深度在南北方向（右圖）和東西方向（下圖）的剖面中顯示。（c—h）下列各圖表示對6個事件最多的主要震群誤差的自助分析結(jié)果。點表示用100個樣本計算后每個震群所有事件重定位的相對誤差。上面的圖顯示的是水平向視圖，下面的圖顯示的是事件深度的東西向剖面。橢圓中包含了90%的點。注意：震群5和6與前4個震群的尺度不同。此圖的彩色版僅適用于電子版本

圖3 給出了重定位的整體效果。重定位地震的完整列表見表S1（見電子版附錄）。為了給出地震活動的特征，我們把整個時間序列分為10個不規(guī)則的時段。在第一周，該震群開始在耶羅島（i—ii）中部（大致在27.7°N，18.08°W）活躍，到8月3日向北遷移了大約3km。從7月25日至8月25日（ii—vi），地震交替在東西兩個方向（圖3c）發(fā)生。這2個震群間的水平距離約為2km。西部震群區(qū)地震活動的特點是比東部地區(qū)有更多靠南的事件，且震源更淺和深度分布更寬（圖3c）。在這個震群區(qū)的交替活動中，在東北震群區(qū)的地震活動重新活躍之前（vii）存在數(shù)天幾乎沒有地震活動的空區(qū)。9月4日，地震活動開始向南（viii）遷移；9月18日起，震群的深度增加到14～16km（ix）。在火山噴發(fā)前的最后時段（x），地震活動向東遷移且深度變淺（12km）。最后，在10月8日發(fā)生了最大的ML4.3地震，并可能觸發(fā)了火山噴發(fā)（López et al，2012）。

火山噴發(fā)前淺源地震的分布清晰地表明，第一個事件發(fā)生在海平面以下2.6km，但隨后的地震逐漸上升到700m的深度（圖3b）。在這些震中圍成的區(qū)域中，海洋測深深度從1 000到420m變化。重新定位的地震都發(fā)生在海底之下，最后的地震都非常接近海洋的底部。

圖3 （a）使用hypoDD算法所得地震重定位的結(jié)果。虛線表示東西方向和南北方向上水平距離的零基準(zhǔn)位置?；疑匦伪硎緡姲l(fā)前淺源地震的活動區(qū)。（b）使用自助法計算的噴發(fā)前淺源地震重定位結(jié)果及其誤差橢圓。圖片上的刻度表示到火山口的距離。（c）這三幅下圖給出了重定位地震在東西距離（上圖）、南北距離（中間圖）和深度（下圖）上的時間演化。用灰白相間的背景突出顯示了從（i）至（x）的顯著周期。此圖的彩色版僅適用于電子版本

圖4 （a）速度模型對重定位不確定性的影響。本文使用的速度模型（黑線）超過100種不同的測試模型（灰線）。（b）90%置信區(qū)間各個事件震源位置的垂直向偏移（上圖）和水平向偏移（下圖）

4.3 誤差估計

為了檢驗上述結(jié)果的可靠性，我們考慮3種不同的誤差來源來進(jìn)行詳細(xì)的誤差分析。

首先，我們檢查由于時間延遲的不確定性所產(chǎn)生的誤差。我們應(yīng)用自助法來檢查結(jié)果的可靠性（Efron，1982）。這種統(tǒng)計重采樣方法包括使用自助采樣重復(fù)N次重定位過程。通過對原始結(jié)果的時間殘差進(jìn)行隨機(jī)擾動修改所有差分走時來構(gòu)建每個自助樣品（Waldhauser and Ellsworth，2000）。本文中我們用N＝100，并用由此產(chǎn)生的點分布計算每個事件90%的置信區(qū)間的誤差橢圓。

用這種方法得到的偏差顯示出兩個明顯不同的趨勢。9月中旬之前的事件，所得的水平和垂直誤差平均值分別為400m和100m；在該時間之后的地震，垂直誤差中值下降至60m，水平向誤差中值下降至90m。這種差異可能是臨近噴發(fā)前地震臺網(wǎng)改善的結(jié)果。在較淺的重定位事件中，水平和垂直誤差分別為2.6km和600m。這些巨大的誤差可能是由通過相關(guān)獲得的雙差數(shù)量較少造成的。

圖2c—h顯示了6個主要震群所有自助樣本的定位結(jié)果。一般來說，北部震群（1，5和6）顯示出比南部震群更大的誤差（2，3和4）。這種差異可能與隨時間的推移越來越多的地震臺站加入有關(guān)聯(lián)（圖1b），因為北部震群對應(yīng)的是第一個月的活動，而南部震群發(fā)生在序列的結(jié)尾。還存在的一個明顯趨勢是，北部震群的水平誤差橢圓與震群的空間分布方向相同。

其次，我們使用刀切法（Efron，1982）測試了與臺站分布相關(guān)的不確定性。該方法通過一次去除一個臺站重復(fù)對整個數(shù)據(jù)集定位來確定誤差。發(fā)現(xiàn)平均誤差分別是東西方向為120m，南北方向為215m，垂向為75m。這比自助法計算的定位誤差大4倍以上。雖然這樣的誤差基本上不會改變所得到的結(jié)果，但是讓我們看到了臺網(wǎng)分布的弱點，震群中的一些事件定位誤差較大可能是由于方位角覆蓋較差所致。

最后，我們還要檢查速度模型的不確定性造成的誤差?；鹕降貐^(qū)意味著存在顯著的橫向不均勻性，這就會導(dǎo)致在重定位中出現(xiàn)假象。我們檢查了速度模型的變化和各層可能的傾角的影響。

為了測試速度變化的影響，我們使用相同的數(shù)據(jù)但不斷改變速度模型的情況下運行hypoDD算法100次。速度變化（表1）的范圍 根 據(jù) 同 一 群 島 （García－Yeguas et al，2012）的另一個島，即特內(nèi)里費島上觀測到的異常選擇。圖4a給出了測試的全部不同速度模型。圖4b給出了90%置信區(qū)間下100個重定位結(jié)果的水平和垂直誤差相對于原始重定位結(jié)果的偏移量的時空演化。平均垂直偏移量為400m，平均水平偏移量為700m。只有2%的垂直偏移量大于1km；對于水平偏移量，這個百分比增加到20%。然而，在這兩種情況中最大偏移量出現(xiàn)在地震活動向南遷的9月之前。這些值沒有高到足以解釋耶羅島觀測到的地震構(gòu)造。當(dāng)考慮不同的速度模型時，另一種可以觀察到的效果是重定位結(jié)構(gòu)的傾斜。我們已發(fā)現(xiàn)無論是在經(jīng)緯度分布上還是在緯度－深度分布上最大傾斜均為3°。

速度模型兩層之間邊界的傾角會影響地震射線的離源角，甚至可能會產(chǎn)生比直達(dá)波更快的繞射波。這個傾角在hypoDD算法使用的速度模型中未予考慮，有可能導(dǎo)致地震分布的重要變化。因為這項工作最有爭議的結(jié)果是在南部地區(qū)，因此我們選擇那個地區(qū)的合成地震，來測試莫霍面南北方向（在原始模型12km的深度）上傾角對地震定位的影響。對于莫霍面以下的地震，幾乎所有臺站離源角的變化都小于10°，即使傾角為45°時也如此。對于莫霍面以上的地震，大多數(shù)臺站產(chǎn)生繞射波的最小傾角大于25°。這兩個測試的實例見圖S9（可見電子版附錄）。這些結(jié)果表明，要嚴(yán)重影響圖3a中發(fā)現(xiàn)的地震幾何結(jié)構(gòu)，就需要地層有高和不現(xiàn)實的傾角，然而，這就應(yīng)完成進(jìn)一步的研究。

5 討論與結(jié)論

使用hypoDD算法所得重定位的結(jié)果揭示了耶羅島地震活動的新特征。第一個明顯的發(fā)現(xiàn)是，在重定位之前震群不是像想象的那樣開始發(fā)生在耶羅島的北部。由于地震臺站較少，7月17日至21日之間發(fā)生的地震活動定位不好。然而，14天期間（7月21日至8月3日），部分地震活動發(fā)生在靠近該島的南海岸，直到它向北海岸遷移3km。

另一個有趣的結(jié)果是震群第一個月的活動期間在該島北部存在兩個交替發(fā)生的地震叢集。Domínguez Cerde?a等（2011）在特內(nèi)里費島發(fā)現(xiàn)了類似的地震活動行為，雖然兩個叢集區(qū)相距很遠(yuǎn)。這些作者描述了在地殼強度不斷變化條件下兩個不同（但連接）的上升巖漿侵入體產(chǎn)生地震活動的情況。在我們的例子中，各震群的間距隨時間越來越大（圖3c），可能表明侵入體不斷擴(kuò)大。交替出現(xiàn)的震群也可以解釋為圍繞同一膨脹巖漿體的斷層發(fā)生連續(xù)破裂。

另一個顯著結(jié)果是在原始地震目錄中觀測到的南部事件深度加深的現(xiàn)象得到驗證。López等（2012）提出，這種現(xiàn)象可能由臺網(wǎng)分布或速度模型的橫向變化產(chǎn)生。我們進(jìn)行了不同的測試，以檢查震源重定位的穩(wěn)定性。結(jié)果表明，臺網(wǎng)布設(shè)和速度模型的不確定性都不會在南部地震深度上導(dǎo)致如此大的增加。對存在的速度層的傾角也進(jìn)行了測試，結(jié)果顯示對莫霍面下方地震重定位的影響較低。南部事件14km的深度與噴發(fā)過程中拋射物的巖石學(xué)研究比較吻合（Meletlidis et al，2012；Martí，Castro et al，2013）。

在噴發(fā)前的淺源地震活動中觀測到了明顯的向上遷移，但這些地震的成因仍然不清楚。一方面，震中位于最終主噴發(fā)口以南3～5km處，對此 Martí，Pinel等（2013）認(rèn)為，可能說明火山噴發(fā)是在這一地區(qū)開始，并且隨后噴發(fā)裂隙朝向主噴發(fā)口開裂。另一方面，淺源地震活動出現(xiàn)在深度2.6km的4.3級地震23分鐘后，距離以前的地震活動超過13km。如果ML4.3地震致使巖漿管道張開（López et al，2012；Martí，Pinel et al，2013），而且淺源地震是巖漿上升的結(jié)果，那么巖漿上升的速度應(yīng)該為10m／s。這個值似乎太高，因為巖漿快速上升的速率在玄武火山中只能達(dá)到1.7m／s左右（基拉韋厄火山，Klein et al，1987）。如下這兩種假設(shè)只有一種是對的：不是ML4.3地震并未觸發(fā)巖漿上升，就是淺源地震并不反映巖漿上升期間的位置。由于85%的巖漿上升通道是無震的，我們給出了兩種解釋：不是淺源地震是巖漿上升和脫氣引起壓力增加導(dǎo)致地殼淺層應(yīng)力場變化的結(jié)果，就是ML4.3地震發(fā)生之前巖漿已經(jīng)上升了。

總之，我們大大改善了2011年耶羅島火山噴發(fā)前震群的震源位置。我們的研究結(jié)果揭示了一些新的特點，這對理解導(dǎo)致海底火山噴發(fā)的巖漿運移過程具有特別重要的意義。然而，有些事實，如巖漿快速上升到海面并未誘發(fā)地震，至今仍然無法解釋。

數(shù)據(jù)與來源

地震原始目錄，包括震相，來自國家地震臺網(wǎng)（IGN），可 見 http：／／www.ign.es／ign／layoutIn／volcaFormularioCatalogo.do（最后訪問時間2013年7月）。地震目錄中地震的定位使用了LocSat算法（Bratt and Bache，1988）。這項研究使用的地震記錄圖由國家地震臺網(wǎng)的火山監(jiān)測組收集，在這篇文章的提交時不方便向公眾開放。耶羅島火山活動的信 息 可 以 瀏 覽 http：／／www.ign.es／ign／layout／volcaVolcanologia.do（最后訪問時間2013年7月）。

Battaglia，J.，C.H.Thurber，J.L.Got，C.A.Rowe，and R.A.White（2004）.Precise relocation of earthquakes following the 15June 1991eruption of Mount Pinatubo（Philippines），J.Geophys.Res.109，no.B07302，doi：10.1029／2003 JB002959.

Becerril，L.，A.Cappello，I.Galindo，M.Neri，and C.Del Negro（2013）.Spatial probability distribution of the future volcanic eruptions in El Hierro Island（Canary Islands，Spain），J.Volcanol.Geoth.Res.257，21－30，doi：10.1016／j.jvolgeores.2013.03.005.

Bratt，S.R.，and T.C.Bache（1988）.Locating events with a sparse network of regional arrays，Bull.Seismol.Soc.Am.80，780－798

Braun，T.，J.Neuberg，and M.Ripepe（1996）.On the origin of the long－period tremor recorded at Stromboli volcano（Italy），Ann.Geofisc.39，311－326，doi：10.4401／ag－3977.

Carmona，E.，J.Almendros，J.A.Pe?a，and J.M.Ibá?ez（2010）.Characterization of fracture systems using precise array locations of earthquake multiplets：An example at Deception Island volcano，Antarctica，J.Geophys.Res.115，no.B06309，doi：10.1029／2009JB006865.

Carracedo，J.C.，E.R.Badiola，H.Guillou，J.De La Nuez，and F.J.Pérez Torrado（2001）.Geology and volcanology of La Palma and El Hierro，Western Canaries，Estud Geologicos 57，175－273，doi：10.3989／egeol.01575－6134.

Da?obeitia，J.J.（1980）.Interpretación de la estructura de la corteza en el Archipiélago Canario a partir de perfiles sísmicos profundos de refracción，Ph.D.Thesis，Universidad Complutense de Madrid，91pp.

Domínguez Cerde?a，I.，C.del Fresno，and L.Rivera（2011）.New Insight on the Increasing Seismicity during Tenerife's 2004Volcanic Reactivation，J.Volcanol.Geoth.Res.206，15－29，doi：10.1016／j.jvol－geores.2011.06.005.

Efron，B.（1982）.The Jacknife，The Bootstrap，and Other Resampling PlansSIAMPhiladelphia 92pp.，doi：10.1137／1.9781611970319.fm.

García－Yeguas，A.，I.Koulakov，J.M.Ibá?ez，and A.Rietbrock（2012）.High resolution 3DP－wave velocity structure beneath Tenerife Island（Canary Islands，Spain）based on tomographic inversion of active－source data，J.Geophys.Res.117，no.B09309，doi：10.1029／2011JB008970.

Gardine，M.，M.West，and T.Cox（2011）.Dike emplacement near Paricutin volcano，Mexico in 2006，in Failed Eruptions：Late－Stage Cessation of Magma Ascent，S.C.Moran，C.G.Newhall，and D.C.Roman（Editors），Bull.Volcanol.，73，no.2，123－132，doi：10.1007／s00445－010－0437－9.

Gillard，D.，A.M.Rubin，and P.Okubo（1996）.Highly concentrated seismicity caused by deformation of Kilauea's deep magma system，Nature 384，342－346，doi：10.1038／384343a0.

Got，J.－L.，J.Fréchet，and F.W.Klein（1994）.Deep fault plane geometry inferred from multiplet relative relocation beneath the south flank of Kilauea，J.Geophys.Res.99，no.B8，15，375－15，386，doi：10.1029／94JB00577.

Guillou，H.，J.C.Carracedo，F(xiàn).Pérez Torrado，and E.Rodríguez Badiola（1996）.K－Ar ages and magnetic stratigraphy of a hotspot－induced，fast grown oceanic island：El Hierro，Canary Islands，J.Volcanol.Geoth.Res.73，141－155，doi：10.1016／0377－0273（96）00021－2.

Klein，F(xiàn).W.，R.Y.Koyanagi，J.S.Nakata，and W.R.Tanigawa（1987）.The seismicity of Kilauea's magma system.U.S.Geol.Surv.Profess.Pap.1350，1019－1185.

López，C.，M.J.Blanco，R.Abella，B.Brenes，V.M.Cabrera Rodríguez，B.Casas，I.Domínguez Cerde?a，A.Felpeto，M.Fernández de Villalta，C.del Fresno，O.García，M.J.García－Arias，L.García－Ca?ada，A.Gomis Moreno，E.González－Alonso，J.Guzmán Pérez，I.Iribarren，R.López－Díaz，N.Luengo－Oroz，S.Meletlidis， M.Moreno，D.Moure，J.Pereda de Pablo，C.Rodero，E.Romero，S.Sainz－Maza，M.A.Sentre Do－mingoP.A.TorresP.Trigoand V.Villasante－Marcos（2012）.Monitoring the volcanic unrest of El Hierro（Canary Islands）before the onset of the 2011－2012submarine eruption，Geophys.Res.Lett.39，L13303，doi：10.1029／2012GL051846.

Martí，J.，A.Castro，C.Rodríguez，F(xiàn).Costa，S.Carrasquilla，R.Pedreira，and X.Bolos（2013）.Correlation of Magma Evolution and Geophysical Monitoring during the 2011－2012El Hierro（Canary Islands）Submarine Eruption，J.Petrol.54，no.7，1349－1373，doi：10.1093／petrology／egt014.

Martí，J.，V.Pinel，C.López，A.Geyer，R.Abella，M.Tárraga，M.J.Blanco，A.Castro，and C.Rodríguez（2013）.Causes and mechanisms of the 2011－2012El Hierro（Canary Islands）submarine eruption，J.Geophys.Res.Solid Earth 118，823－839，doi：10.1002／jgrb.50087.

Meletlidis，S.，A.Di Roberto，M.Pompilio，A.Bertagnini，I.Iribarren，A.Felpeto，P.A.Torres，and C.D'Oriano（2012）.Xenopumices from the 2011－2012submarine eruption of El Hierro（Canary slands，Spain）：Constraints on the plumbing system and magma ascent，Geophys.Res.Lett.39， L17302，doi：10.1029／2012GL052675.

Okada，H.，H.Watanabe，H.Yamashita，and I.Yokoyama（1981）.Seismological significance of the 1977－1978eruptions and the magma intrusion process of Usu Volcano，Hokkaido，J.Volcanol.Geoth.Res.9，311－334，doi：10.1016／0377－0273（81）90042－1.

Padilla，G.D.，P.A.Hernández，E.Padrón，J.Barrancos，N.Pérez，G.Melián，D.Nolasco，S.Dionis，F(xiàn).Rodríguez，D.Calvo，and I.Hernández（2013）.Soil gas radon emissions and volcanic activity at El Hierro（Canary Islands）：The 2011－2012submarine eruption，Geochem.Geophys.Geosys.14，432－447，doi：10.1029／2012GC 004375.

Pérez，N.M.，G.D.Padilla，E.Padrón，P.A.Hernández，G.Melián，J.Barrancos，S.Dionis，D.NolascoF.RodríguezD.Calvoand I.Hernández（2012）.Precursory diffuse CO2and H2S emission signatures of the 2011－2012El Hierro submarine eruption：Canary Islands，Geophys.Res.Lett.39，L16311，doi：10.1029／2012GL052410.

Rowe，C.A.，C.H.Thurber，and R.A.White（2004）.Dome growth behavior at Soufriere Hills Volcano，Montserrat，revealed by relocation of volcanic event swarms，1995－1996，J.Volcanol.Geoth.Res.134，199－221，doi：10.1016／j.jvolgeores.2004.01.008.

Shelly，D.R.，S.C.Moran，and W.A.Thelen（2013）.Evidence for fluid－triggered slip in the 2009 Mount Rainier，Washington earthquake swarm，Geophys.Res.Lett.40，doi：10.1002／grl.50354.Stephens，C.D.，and B.A.Chouet（2001）.Evolution of the December 14，1989precursory long－period event swarm at Redoubt Volcano，Alaska，J.Volcanol.Geoth.Res.109，133－148，doi：10.1016／S0377－0273（00）00308－5.

Umakoshi，K.，N.Takamura，N.Shinzato，K.Uchida，N.Matsuwo，and H.Shimizu（2008）.Seismicity associated with the 1991－1995dome growth at Unzen Volcano，Japan，J.Volcanol.Geoth.Res.175，91－99，doi：10.1016／j.jvolgeores.2008.03.030.

Varley，N.，R.Arámbula－Mendoza，G.Reyes－Dávila，R.Sanderson，and J.Stevenson（2010）.Generation of Vulcanian activity and long－period seismicity at Volcán de Colima，Mexico，J.Volcanol.Geoth.Res.198，45－56，doi：10.1016／j.jvolgeores.2010.08.009.

WaldhauserF.2001.HYPODDA computer program to compute double－difference earthquake locations，U.S.Geol.Surv.Open－File Rept.01－113，1－25.

Waldhauser，F(xiàn).，and W.L.Ellsworth（2000）.A double－difference earthquake location algorithm：Method and application to the northern Hayward fault，Bull.Seismol.Soc.Am.90，1353－1368，doi：10.1785／0120000006.