Seismická data a tomografické inverze
CUKR Linka 1 v západní Jižní Georgie Rift byly shromážděny v Březnu 2014 a zahrnoval 11 zdroje exploze zaznamenaná 1193 geophones rozložené ~250 m od sebe. SUGAR Line 2 ve východní Jižní Georgii Rift byl shromážděn v srpnu 2015 a zahrnoval 14 zdrojů exploze zaznamenaných 1981 geofony ~200 m od sebe (obr. 1; Doplňkový Obr. 1; Doplňkové Údaje 1).
aby bylo možné porovnat tyto dva profily, bylo na linky 1 a 2 aplikováno konzistentní zpracování seismických dat, identifikace fází a modelování rychlosti. Podrobný popis linky 2 výstřely a data a analýza linky cukru 2 je popsán Marzen et al.39. Doplňková Tabulka 1 uvádí informace o umístění výstřelu linky 1, načasování, a velikosti náboje. Zpracování kroky byly pásmové filtrování výstřel shromažďuje na 3-14 Hz, použití offset-závislé zisky a amplituda normalizace stopy, a uplatňování snižování rychlosti 8 km s−1, aby se usnadnila identifikace seismických arrivals64. Ve zpracovaných záběrech pozorujeme průzračné přílety až 320 km (celková délka linky 1). Interpretované fáze zahrnovaly refrakce přes sedimentární výplň, kůru a horní plášť a odrazy od základny sedimentární pánve (pouze Linka 1) a Moho. Pick chyby byly přiřazeny na základě důvěry v příchod výklad, a obecně se pohybovaly mezi 0,04 a 0.15 s, i když větší nejistota byli přiděleni do malé podmnožiny výběry (např. při velmi daleko, zdroj-přijímač posuny, nebo v oblasti komplexní mělké struktury). Interpretované přílety, výstřel, a údaje o přístrojích jsou uvedeny v doplňkových údajích 1.
v záznamech ze záběrů nacházejících se v povodí Jižní Georgie (výstřely 4-14, doplňující obr. 1, 2) jsou pozorovány dvě jasné sedimentární refrakce se zřetelnými zjevnými rychlostmi. Při kompenzacích menších než ~5 km mají sedimentární refrakce zdánlivou rychlost ~2-2, 5 km s−1. Při kompenzacích mezi ~5-20 km mají sedimentární lomy zjevné rychlosti ~4,5-5 km s−1. Byly identifikovány odrazy mezi těmito sedimentárními vrstvami a od základny sedimentů (např. 2). Pro záběry severně od povodí Jižní Georgie (výstřely 1 a 3, Doplňkový obr. 1), sedimentární refrakce chybí. Crustal refractions (Pg) jsou identifikovány jako první a sekundární příjezdy do offsetů do 250 km; zdánlivé rychlosti se zvyšují s hloubkou od ~6 do >7 km s−1. Pozorujeme refrakce pláště (Pn)na více záběrech, které vykazují vysoké zjevné rychlosti >8 km s−1 (např. Doplňkový obr. 2). Vzdálenost křížení Pg a Pn je ~180-200 km. Příjezdy PmP byly obvykle identifikovány při posunech mezi 80 a 180 km. Pro každou z těchto fází jsme vybrali přílety P-wave a vizuální kontrolou jsme přidělili nejistoty v době cesty (doplňková Tabulka 2). Doplňkový Obr. 3 znázorňuje další obrazy interpretovaných fází na řádku 1 a podobné obrázky pro řádek 2 jsou na obr. S1-S14 z podpůrných informací Marzen et al.39. Srovnání záběrů ze dvou profilů ilustruje rozdíly ve struktuře rychlosti (Doplňkový obr. 2). Na záběru shromážděte z SUGAR Line 1, sedimentární lomy jsou pozorovány u větších offsetů zdroje a přijímače, odrážející silnější sediment synrift v této části povodí Jižní Georgie. Kromě toho jsou zdánlivé rychlosti lomu kůry (Pg) na linii cukru 1 vyšší než rychlosti v linii cukru 2, zejména pro příjezdy při velkých kompenzacích zdrojového přijímače, které vzorkují spodní kůru.
modelovali jsme cestovní Časové výběry odrazů a refrakcí ze sedimentů, kůry a horního pláště, abychom omezili strukturu rychlosti P-vlny. Záběry na CUKR Linka 1 byly promítány na dvou-dimenzionální line s koncovými body na 30.509°N, 82.833°W a 32.711°N, 85.0104°W, a záběry pro Linku 2 byly promítnuty na řádku s koncovými body 30.743°N, 81.706°západní délky a 34.101 ° s. š., 83.760°W. offsety zdroj-přijímač pro obě linie byly převzaty z reálné geometrie a předpokládalo se, že spadají podél těchto 2D linií. Sedimentu povodí struktura byla určena pomocí iterativní dopředu modelování a inverze v RAYINVR pomocí sedimentární odrazů a lomů, no log blízkosti Linky 256 a topografie na Pg a Pn způsobené mělké structures65. Tento kód využívá parametrizaci modelu hrubé rychlosti s uživatelem definovanými uzly, což nám umožnilo začlenit přímá Omezení struktury pánve ze sedimentárních refrakcí, nepřímá omezení z topografie příletů Pg a omezení z jiných datových souborů (např. Poté jsme nechali strukturu pánve určenou z RAYINVR pevnou a obrácenou pro strukturu kůry a horního pláště pomocí VMTOMO. Dopředu krok VMTOMO zahrnuje ray tracing pomocí grafu metodou, a inverzní krok používá tlumené metoda nejmenších čtverců pro minimalizaci nákladové funkce s daty misfit a vyhlazení/tlumení podmínek. Více iterací dopředu modelování a inverze byly použity, v němž ztracená existence byl postupně snižuje a vyhlazení/tlumení omezení byly uvolněné, aby struktura objevovat. Horizontální vyhlazování bylo obecně 5 krát větší než vertikální vyhlazování. Časné inverze pro seismickou rychlost zahrnovaly pouze přílety v blízkosti offsetu, a tak aktualizovaly pouze horní kůru; hlubší části modelu byly postupně zahrnuty postupným začleněním déle-offset phases40,41,66.
Tyto modely fit data, s χ2 1,27 a střední kvadratická (RMS) misfit 72 ms pro Linku 1 (Doplňující Tabulka 2) a χ2 0,90 a RMS misfit 85 ms pro Linku 239. Ideální hodnota χ2 je 1, ale na lince 1 byla povolena větší hodnota, aby se zabránilo zavádění malých rychlostních artefaktů v důsledku 3D geometrie a špatně omezených změn ve struktuře pánve. Doplňkové tabulky 2 a 3 ukazují misfit na řádku 1 podle záběru shromáždit a fáze, resp, a data misfit pro všechny výběry je znázorněno na doplňkovém obr. 4 Pro řádek 1 a doplňkový obr. 5 pro linku 2. Modely rychlosti pro linky 1 a 2 jsou uvedeny v doplňkových údajích 2 a 3.
hlubší části rychlostních modelů včetně spodní kůry jsou nejnáročnější na vyřešení a existují kompromisy mezi zvyšující se tloušťkou kůry a zvyšující se nižší rychlostí kůry. Abychom vyhodnotili nejistotu v rychlosti spodní kůry, zkoumali jsme model misfit spojený s poruchami v nižší rychlosti kůry a hloubce Moho (doplňková Poznámka 2). Tyto kompromis testy ukazují, že rychlost nižší, kůra může být rozrušen až na ~0,05 km s−1, aniž by zvýšení χ2 fit na data za přijatelné úrovni (Doplňkový Obr. 6 pro řádek 1 a doplňkový obr. 7 Pro Řádek 2). Data však neřeší přesné rozměry a umístění lokalizovaných poruch nižší rychlosti kůry na stupnici desítek km. Kromě toho, naše rychlost modely jsou nejvíce citlivé na odchylky v dolní kůry rychlost a hloubka Moho v centrální části každé seismické linie, kde zvrátit ray pokrytí je nejhojnější. Stručně řečeno, tyto rychlostní modely jsou citlivé na celkovou nižší rychlost kůry, ale nemohou vyřešit menší odchylky v nižší rychlosti kůry. Základem našeho výsledku jsou rozsáhlé rozdíly v nižší rychlosti kůry a tloušťce kůry mezi linkami cukru 1 a 2, které jsou dobře omezeny.
výpočty tloušťky vyvřeliny z rychlostí
odhadli jsme tloušťku narušených magmat přizpůsobením lineárního mísícího výpočtu43 (obr. 2):
Zint, kde je tloušťka mafic průniky, Ztot je tloušťka kůry pod 20 km hloubky, VP-orig je referenční rychlost pro spodní kůry bez průniky, VP-obs je pozorován průměru nižší zemské kůry rychlost (pod 20 km hloubky), a VP-int předpokládá, že rychlost bazických magmatických průniků. Průměrná pozorovaná nižší rychlost kůry (VP-obs) byla vypočtena od hloubky 20 km po Moho přes každou seismickou linii. Tento rozsah hloubka Ztot byl vybrán, protože zvýšení zemské kůry rychlost v těchto hloubkách odrážet změny ve složení, spíše než uzavření trhlin a pórů prostory pozorovány v mělčí crust48. Referenční rychlost pro nemodifikovanou spodní kůru byla odhadnuta na 6,75 km s−1,39. Rychlost materiálu, který zasahoval do spodní kůry, byla odhadnuta na 7,2-7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Protože záporné tloušťky vniknutí jsou generovány, když je průměrná rychlost spodní kůry menší než 6,75 km s-1, je Zint v těchto scénářích nastaven na 0 km.
Dekompresní tání modely
použijeme Katz parameterization57 pro výpočet tání frakce pomocí 1D sloupec v rozsahu hloubce (tlaku) a teploty pro různé stupně ztenčení kůry a pláště litosférické. V tomto výpočtu předpokládáme složení peridotitu pláště 15% bezvodého klinopyroxenu hmotnosti67. Tato volba odráží skutečnost, že stupeň obohacení pláště se liší v rozsahu tábora, ale v USA je poměrně nízký ve srovnání se vzdáleným severem13. Byli plášť mít vodnatého složení, nebo patří jiné těkavé látky z předchozí subdukce, větší množství taveniny by být vyroben, zatímco těkavé látky jsou přítomny v mantle57,58.
předpokládáme počáteční tloušťku kůry 45 km55 a tloušťku litosféry 120 km68. Tyto počáteční tloušťky jsou převzaty ze seismických pozorování na severozápad od naší studijní oblasti, kde není ani hluboké Appalachian root ani důkazy pro ztenčení zemské kůry.
vypočtená frakce taveniny versus hloubka byla převedena na magmatickou tloušťku kůry pro danou teplotu potenciálu pláště, ztenčení kůry a předpokládané množství litosférického ztenčení. Pro výpočet tlaku na litosféra-astenosféra hranice pro různé litosféry rozšíření scénáře, předpokládali jsme, že kontinentální kůra hustota 2800 kg m−3 a plášť litosféra hustota 3300 kg m−3. Pro dané množství litosférického ztenčení kůry a pláště, tloušťka vyvřelých vniknutí byla stanovena integrací výsledné frakce taveniny do hloubky.
dalším důležitým příspěvkem k očekávanému riftovému magmatismu je stupeň hloubkově závislého protahování. Oba považujeme za jednotný protahovací případ (obr. 3) a scénáře, kdy celá litosféra zažila 2x a 4x větší rozšíření než kůra (Doplňkový obr. 8):
pro faktor protažení celé litosféry α a faktor protažení kůry β, kde celé rozšíření litosféry je násobkem k prodloužení kůry.
přizpůsobit nejistoty v post-orogenních ale prerift tloušťky kůry a litosféry, dekompresní tání výpočty pravděpodobností end-člen zemské kůry (40 km, 55 km) a litosféry (90 km, 150 km) tloušťky jsou uvedeny v Doplňkových Obr. 9. Více taveniny se vytváří dekompresním tavením, když je počáteční litosféra tenčí. Odvozená teplota potenciálu pláště je větší, když je pouze počáteční kůra tenčí, protože faktor protahování kůry je menší pro stejné odvozené množství vyvřelé tloušťky kůry. Naše pozorování jsou konzistentní teploty potenciálu pláště menší než 1500 °C pro počáteční tloušťky litosféry až do 150 km.
stručně řečeno, i přes nejasnosti v původní tloušťky a hloubky závislé na strečink, modelování výsledky jsou v souladu s dekompresní tání a mírně zvýšené plášť potenciální teploty.
Jižní Georgie magma Rift výpočet objemu
vytvořili Jsme odhad objemu TÁBOR magmatismus pomocí (1) tloušťka sedimentární výplně v Jižní Georgie Povodí (Doplňková Poznámka 1)49 a (2) tloušťka spodní kůry bazických magmatických průniky na CUKR Linek 1 a 2. Tento přístup je založen na pozorování prvního řádu, že tloušťka magmatických průniků je větší tam, kde jsou synriftové sedimenty silnější. Vypočítali jsme průměrnou tloušťku vniknutí (obr. 2e-f) v 500 m zásobnících tloušťky synriftového sedimentu v Jižní Georgii (např., 2000-2500 m) na cukrovarnických linkách 1 a 2 (Doplňkový obr. 10). Všechny části obou seismické linie byly použity k omezení kalibrace s výjimkou případů, kdy nemáme usnesení ze spodní kůry a Moho nebo kde magmatismus mohou pocházet z rozpadu Pangea místo TÁBOR na jihovýchodním konci Řádku 2 (tj., omezení, od 1. Řádek: 50-250 km vzdálenost; 2. Řádek: 50-280 km vzdálenost).
Jsme předpokládali, že žádné magmatické intruze, kde Jižní Georgie Povodí synrift sedimenty jsou méně než 1000 m tlusté, což je v souladu s pozorováními ze spodní kůry rychlosti, kde statistický průměr byl téměř na nulu (Doplňkový Obr. 10). Kde Jižní Georgie Povodí synrift sedimenty jsou >1000 m silná, odhadujeme objem magmatismus ve spodní kůře vynásobením oblasti Jižní Georgie Povodí v rámci každého synrift sedimentu tloušťka bin průměrnou magmatické intruze tloušťka pro daný sediment tloušťky. Níže uvedené rovnice představuje, jak jsme použili povodí model pro odhad objemu nižší v zemské kůře magmatické intruze sečtením přes každý interval i:
kde M je celkový objem magmatismus, a je plocha povrchu z Jižní Georgie Povodí, která spadá do 500 m syn-rift sedimentu tloušťka bin, a m je střední vniknutím magmatu tloušťka vypočtená pro daný bin (nebo 0 pro 0-500 a 500-1000 m bin). Tyto hodnoty jsou uvedeny v doplňkové tabulce 4. Z této metody odhadujeme mezi 76 000 a 127 000 km3 mafických magmatických průniků v dolní kůře přes trhlinu Jižní Georgie. Tento výpočet jsme provedli pomocí rozsahu velikostí bin a zjistili jsme, že výsledný odhad objemu není příliš citlivý na volbu velikosti bin.
vyrábíme konzervativní odhad objemu magmatismus v horní kůra založena na předpokladu, že tloušťka čedič a diabas vrstev, z dobře data25 odráží rozsah vniknutí tloušťky v rozsahu Jihu Gruzie, Povodí—mezi 50 m a 500 m. Pak jsme násobili oblasti basin49 těmito dvěma konci-člen vniknutí tloušťky odhadnout objem magmatismus v blízkosti povrchu. Z této metody odhadujeme tloušťky narušení Blízkého povrchu mezi 8 300 a 42 000 km3 v Jižní Georgii Rift. Tento odhad je podobné metody použité v dalších výpočtech v blízkosti povrchu, TÁBOR volumes1,4,18, ale neodpovídá za průniky, které mohou existovat v mělké kůry pod nebo mimo Jižní Georgie Povodí.
