seismiske data og tomografisk inversion

SUGAR Line 1 i den vestlige sydlige Georgia Rift blev indsamlet i Marts 2014 og omfattede 11 eksplosionskilder registreret af 1193 geofoner fordelt ~250 m fra hinanden. SUGAR Line 2 i den østlige sydlige Georgia Rift blev samlet i August 2015 og omfattede 14 eksplosionskilder registreret af 1981 geofoner ~200 m fra hinanden (Fig. 1; Supplerende Fig. 1; Supplerende Data 1).

for at muliggøre sammenligning mellem de to profiler blev konsekvent seismisk databehandling, faseidentifikation og hastighedsmodellering anvendt på SUKKERLINJER 1 og 2. En detaljeret beskrivelse af linjen 2 skud og data og analyse af sukker linje 2 er beskrevet af Marsen et al.39. Supplerende tabel 1 viser oplysninger om linjen 1 skud steder, timing, og afgift størrelser. Behandlingstrinnene var båndpasfiltrering af skuddet samles ved 3-14 HS, anvendelse af offsetafhængige gevinster og amplitudenormalisering på spor og anvendelse af en reduktionshastighed på 8 km s−1 For at lette identifikation af seismiske ankomste64. I de forarbejdede skudsamlinger observerer vi klare ankomster ved forskydninger op til 320 km (den samlede længde af SUGAR Line 1). Fortolkede faser omfattede brydninger gennem den sedimentære fyld, skorpe og øvre kappe og refleksioner fra bunden af det sedimentære bassin (kun Linje 1) og Moho. Pick-fejl blev tildelt baseret på tillid til ankomstfortolkningen og varierede generelt mellem 0,04 og 0,15 s, skønt større usikkerheder blev tildelt små undergrupper af pluk (f.eks. ved meget langt kildemodtager forskydninger eller i områder med kompleks lav struktur). Fortolkede ankomster, skud, og instrumentdata findes i supplerende Data 1.

i optegnelser fra skud placeret i South Georgia Basin (skud 4-14, supplerende Fig. 1, 2) observeres to klare sedimentære brydninger med tydelige tilsyneladende hastigheder. Ved forskydninger mindre end ~5 km har sedimentære brydninger en tilsyneladende hastighed på ~2-2, 5 km s−1. Ved forskydninger mellem ~5-20 km har sedimentære brydninger tilsyneladende hastigheder på ~4,5 – 5 km s−1. Refleksioner blev identificeret mellem disse sedimentære lag og fra bunden af sedimenterne (f.eks. supplerende Fig. 2). For skud nord for South Georgia Basin (skud 1 og 3, supplerende Fig. 1), sedimentære refraktioner er fraværende. Skorpebrydninger (Pg) identificeres som første og sekundære ankomster ud til forskydninger op til 250 km; tilsyneladende hastigheder øges med dybde fra ~6 til >7 km s−1. Vi observerer mantelbrydning (Pn) på flere skud, som udviser høje tilsyneladende hastigheder på >8 km s−1 (f.eks. supplerende Fig. 2). Crossover-afstanden mellem Pg og Pn er ~180-200 km. PMP-ankomster blev typisk identificeret ved forskydninger mellem 80 og 180 km. Vi valgte p-bølgeankomster for hver af disse faser og tildelte usikkerheder om rejsetid ved visuel inspektion (supplerende tabel 2). Supplerende Fig. 3 viser yderligere billeder af fortolkede faser på linje 1, og lignende billeder for Linje 2 er i fig. S1-S14 fra de understøttende oplysninger fra Marsen et al.39. En sammenligning af skudsamlinger fra de to profiler illustrerer forskellene i hastighedsstruktur (supplerende Fig. 2). På skuddet samles fra SUKKERLINJEN 1, sedimentære brydninger observeres til større kildemodtagerforskydninger, afspejler det tykkere synrift-sediment i denne del af South Georgia Basin. Derudover er de tilsyneladende hastigheder af skorpebrydninger (Pg) på SUKKERLINIE 1 højere end dem i SUKKERLINIE 2, især for ankomster ved store kildemodtagerforskydninger, der prøver den nedre skorpe.

Vi modellerede rejsetidsvalg af refleksioner og refraktioner fra sedimenter, skorpe og øvre kappe for at begrænse P-bølgehastighedsstrukturen. Skud på SUKKER Linje 1, der blev projiceret op på en to-dimensionelle overensstemmelse med punkterne på 30.509°N, 82.833°W og 32.711°N, 85.0104°W, og de skud for Linje 2 blev projiceret på en linje med udgangen point af 30.743°N, 81.706°W og 34.101 kr.n, 83.760 kr. kildemodtagerens forskydninger for begge linjer blev taget fra den virkelige geometri og antages at falde langs disse 2D-linjer. Sedimentbassinstrukturen blev bestemt ved iterativ fremadmodellering og inversion i RAYINVR ved hjælp af sedimentære refleksioner og refraktioner, en brøndlog nær linje 256 og topografi på Pg og Pn forårsaget af lavvandede strukturer65. Denne kode anvender en parameterisering af grov hastighedsmodel med brugerdefinerede noder, som gjorde det muligt for os at inkorporere direkte begrænsninger på bassinstrukturen fra sedimentære brydninger, indirekte begrænsninger fra topografi på PG-ankomster og begrænsninger fra andre datasæt (f.eks. Vi forlod derefter bassinstrukturen bestemt ud fra RAYINVR FAST og omvendt for skorpen og den øvre mantelstruktur ved hjælp af vmtomo. Det forreste trin i VMTOMO involverer strålesporing ved hjælp af grafmetoden, og det inverse trin bruger en dæmpet mindste kvadraters metode til at minimere en omkostningsfunktion med datafejl og udjævning/dæmpning. Flere iterationer af fremadmodellering og inversion blev anvendt, hvor misfit gradvist blev reduceret, og udjævnings – /dæmpningsbegrænsninger blev lempet for at tillade struktur at dukke op. Vandret udjævning var generelt 5 gange større end lodret udjævning. Tidlige inversioner for seismisk hastighed inkluderede kun nærforskudte ankomster og opdaterede således kun den øvre skorpe; dybere dele af modellen blev gradvist inkluderet ved gradvis at inkorporere længere forskudte faser40,41,66.

disse modeller passer godt til dataene, med Misfit 2 på 1,27 og rodgennemsnit i kvadrat (RMS) på 72 ms for Linje 1 (supplerende tabel 2) og pri2 på 0,90 og RMS misfit på 85 ms for linje 239. Den ideelle prist2-værdi er 1, men en større værdi blev tilladt på linje 1 for at undgå at indføre småskala hastighedsartefakter på grund af 3D-geometri og dårligt begrænsede variationer i bassinstrukturen. Supplerende tabeller 2 og 3 viser misfit på linje 1 ved skud samle og fase, henholdsvis, og data misfit for alle picks er illustreret i supplerende Fig. 4 for Linje 1 og supplerende Fig. 5 for Linje 2. Hastighedsmodellerne for Linje 1 og 2 findes i supplerende Data 2 og 3.

de dybere dele af hastighedsmodellerne inklusive den nedre skorpe er de mest udfordrende at løse, og der er afvejninger mellem stigende skorpetykkelse og stigende lavere skorpehastighed. For at evaluere usikkerhed i hastigheden af den nedre skorpe undersøgte vi model misfit forbundet med forstyrrelser i lavere skorpehastighed og Moho dybde (supplerende Note 2). Disse afvejningstest viser, at hastigheden af den nedre skorpe kun kan forstyrres med op til ~0,05 km s−1 uden at øge rop2-tilpasningen til dataene ud over et acceptabelt niveau (supplerende Fig. 6 for Linje 1 og supplerende Fig. 7 for Linje 2). Dataene løser imidlertid ikke de nøjagtige dimensioner og placeringer af lokaliserede forstyrrelser i lavere skorpehastighed på skalaen af titusinder af km. Ud over, vores hastighedsmodeller er mest følsomme over for forstyrrelser i lavere skorpehastighed og Moho-dybde i de centrale dele af hver seismisk linje, hvor omvendt stråledækning er mest rigelig. Sammenfattende er disse hastighedsmodeller følsomme over for den samlede lavere skorpehastighed, men kan ikke løse mindre skalavariationer i lavere skorpehastighed. Grundlaget for vores resultat er de store forskelle i lavere skorpehastighed og skorpetykkelse mellem SUKKERLINJER 1 og 2, som er godt begrænset.

Igneous intrusion tykkelsesberegninger fra hastigheder

Vi estimerede tykkelsen af indtrængende magmas ved at tilpasse den lineære blandingsberegning43 (Fig. 2):

hvor Sint er tykkelsen af mafiske indtrængen, STOT er tykkelsen af skorpen Under 20 km dybde, VP-orig er referencehastigheden for den nedre skorpe uden indtrængen, VP-obs er den observerede gennemsnitlige lavere skorpehastighed (Under 20 km dybde), og VP-int er den antagne hastighed af mafiske magmatiske indtrængen. Den gennemsnitlige observerede lavere skorpehastighed (VP-obs) blev beregnet fra 20 km dybde til Moho over hver seismisk linje. Dette dybdeområde blev valgt, fordi stigninger i skorpehastighed ved disse dybder afspejler ændringer i sammensætning snarere end lukning af revner og porerum observeret i den lavere skorpe48. Referencehastigheden for umodificeret nedre skorpe blev estimeret til 6,75 km s-1,39. Hastigheden af materiale, der trængte ind i den nedre skorpe, blev estimeret til 7,2−7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Da der genereres negative indbrudstykkelser, når gennemsnitshastigheden for den nedre skorpe er mindre end 6,75 km s−1, er Sint i disse scenarier indstillet til 0 km.

Dekompressionssmeltemodeller

Vi bruger parameteriseringen57 til at beregne smeltefraktion gennem en 1D-søjle ved en dybde (tryk) og temperaturforhold for forskellige grader af udtynding af skorpe og mantel litosfære. I denne beregning antager vi en mantel peridotit sammensætning på 15% vandfri clinopyroksen efter vægt67. Dette valg afspejler det faktum, at graden af mantelberigelse varierer inden for omfanget af Lejren, men er relativt lav i SE USA sammenlignet med længere nord13. Hvis kappen skulle have en vandholdig sammensætning eller indbefatte andre flygtige stoffer fra tidligere subduktion, ville der blive produceret en større mængde smelte,mens flygtige stoffer er til stede i kappen 57, 58.

Vi antager en indledende skorpetykkelse på 45 km55 og litosfærisk tykkelse på 120 km68. Disse indledende tykkelser er taget fra seismiske observationer nordvest for vores studieområde, hvor der hverken er en dyb Appalachian rod eller bevis for skorpefortynding.

den beregnede smeltefraktion versus dybde blev konverteret til vulkansk skorpetykkelse for en given mantelpotential temperatur, skorpefortynding og antaget mængde litosfærisk udtynding. For at beregne trykket ved litosfæren-asthenosfæregrænsen for forskellige litosfæreforlængelsesscenarier antog vi en kontinental skorpetæthed på 2800 kg m−3 og en mantel litosfæretæthed på 3300 kg m−3. For en given mængde skorpe-og kappelitosfærisk udtynding blev tykkelsen af stødende indtrængen bestemt ved at integrere den resulterende smeltefraktion over dybden.

et andet vigtigt bidrag til forventet rift magmatisme er graden af dybdeafhængig strækning. Vi betragter begge en ensartet strækningssag (Fig. 3) og scenarier, hvor hele litosfæren har oplevet 2 gange og 4 gange mere forlængelse end skorpen (supplerende Fig. 8):

for hel-litosfære strækningsfaktor liter og skorpestrækningsfaktor liter, hvor hele litosfæreforlængelsen er en multipel k af skorpeforlængelsen.

for at imødekomme usikkerhed i skorpenes og litosfærens post-orogene, men prerifttykkelse, er dekompressionssmeltningsberegninger for sandsynlige end-medlems skorpe (40 km, 55 km) og litosfæriske (90 km, 150 km) tykkelser inkluderet i supplerende Fig. 9. Mere smelte produceres ved dekompressionssmeltning, når den oprindelige litosfære er tyndere. Den udledte mantelpotentialetemperatur er større, når bare den indledende skorpe er tyndere, fordi skorpestrækningsfaktoren er mindre for den samme udledte mængde stødende skorpetykkelse. Vores observationer er konsistente mantelpotentielle temperaturer mindre end 1500 liter C for indledende litosfæretykkelser op til 150 km.

sammenfattende, på trods af usikkerheder i indledende tykkelse og dybdeafhængig strækning, modelleringsresultater er i overensstemmelse med dekompressionssmeltning og moderat forhøjede mantelpotentielle temperaturer.

South Georgia Rift magma volume calculation

Vi udviklede et skøn over volumenet af CAMP magmatism ved hjælp af (1) tykkelsen af den sedimentære udfyldning i South Georgia Basin (supplerende Note 1)49 og (2) tykkelsen af lavere skorpe mafiske magmatiske indtrængen på SUKKERLINIER 1 og 2. Denne tilgang er baseret på den første ordens observation, at tykkelsen af magmatiske indtrængen er større, hvor synrift sedimenter er tykkere. Vi beregnede den gennemsnitlige indbrudstykkelse (Fig. 2e-f) i 500 m skraldespande i South Georgia Basin synrift sedimenttykkelse (f. eks., 2000-2500 m) på sukkerrør 1 og 2 (supplerende Fig. 10). Alle dele af begge seismiske linjer blev brugt til at begrænse kalibreringen, undtagen hvor vi ikke har opløsning af den nedre skorpe og Moho, eller hvor magmatismen kan hentes fra opløsningen af Pangea i stedet for lejr i den sydøstlige ende af linje 2 (dvs.begrænsninger fra linje 1: 50-250 km afstand; linje 2: 50-280 km afstand).

vi antog ingen magmatiske indtrængen, hvor South Georgia Basin synrift sedimenter er mindre end 1000 m tykke, hvilket er i overensstemmelse med observationer fra lavere skorpehastigheder, hvor det statistiske gennemsnit var nær nul (supplerende Fig. 10). Hvor South Georgia Basin synrift sedimenter er > 1000 m tyk, estimerer vi mængden af magmatisme i den nedre skorpe ved at multiplicere arealet af South Georgia Basin inden for hver synrift sedimenttykkelsesbakke med den gennemsnitlige magmatiske indtrængningstykkelse for den sedimenttykkelse. Ligningen nedenfor repræsenterer, hvordan vi brugte bassinmodellen til at estimere volumener af lavere skorpemagmatiske indtrængen ved at opsummere på tværs af hver bin i:

hvor M er det samlede volumen af magmatisme, A er overfladearealet i det sydlige Georgia-bassin, der falder inden for en 500 m syn-Rift sedimenttykkelse bin, og M er den gennemsnitlige Magma-indtrængningstykkelse beregnet for den bin (eller 0 for 0-500 og 500-1000 m bin). Disse værdier er angivet i den supplerende Tabel 4. Fra denne metode estimerer vi mellem 76.000 og 127.000 km3 mafiske magmatiske indtrængen i den nedre skorpe over South Georgia Rift. Vi udførte denne beregning ved hjælp af en række binstørrelser og fandt ud af, at det resulterende skøn over volumen ikke er meget følsomt over for valget af binstørrelse.

vi foretager et konservativt skøn over mængden af magmatisme i den øvre skorpe baseret på antagelsen om, at tykkelsen af basalt—eller diabaselag fra brønddata25 afspejler området for indbrudstykkelse inden for omfanget af South Georgia Basin-mellem 50 m og 500 m. Vi multiplicerede derefter arealet af basin49 med disse to endemedlems indbrudstykkelser for at estimere mængden af magmatisme i den nærmeste overflade. Fra denne metode estimerer vi tæt på overfladen indbrudstykkelser mellem 8.300 og 42.000 km3 i South Georgia Rift. Dette skøn svarer til de metoder,der anvendes i andre beregninger af CAMPVOLUMENER nær overfladen 1,4, 18, men tager ikke højde for indtrængen, der kan eksistere i den lave skorpe under eller uden for South Georgia Basin.