Seismische Daten und tomographische Inversion
SUGAR Line 1 im Western South Georgia Rift wurde im März 2014 gesammelt und umfasste 11 Explosionsquellen, die von 1193 Geophonen im Abstand von ~ 250 m aufgezeichnet wurden. SUGAR Line 2 im Eastern South Georgia Rift wurde im August 2015 gesammelt und umfasste 14 Explosionsquellen, die von 1981 Geophonen im Abstand von ~ 200 m aufgezeichnet wurden (Abb. 1; Ergänzend Fig. 1; Ergänzende Daten 1).
Um einen Vergleich zwischen den beiden Profilen zu ermöglichen, wurden konsistente seismische Datenverarbeitung, Phasenidentifikation und Geschwindigkeitsmodellierung auf die Linien 1 und 2 angewendet. Eine detaillierte Beschreibung der Linie 2 Schüsse und Daten und Analyse der Linie 2 wird von Marzen et al.39. Ergänzende Tabelle 1 listet Informationen zu den Schussorten, dem Timing und den Ladungsgrößen der Linie 1 auf. Die Verarbeitungsschritte umfassten die Bandpassfilterung der Schussfrequenz bei 3-14 Hz, die Anwendung offsetabhängiger Verstärkungen und Amplitudennormalisierung auf Spuren und die Anwendung einer Reduktionsgeschwindigkeit von 8 km s−1, um die Identifizierung seismischer Ankünfte zu erleichtern64. In den verarbeiteten Schrotflinten beobachten wir klare Ankünfte bei Offsets bis zu 320 km (Gesamtlänge der Zuckerlinie 1). Zu den interpretierten Phasen gehörten Brechungen durch die Sedimentfüllung, die Kruste und den oberen Mantel sowie Reflexionen an der Basis des Sedimentbeckens (nur Linie 1) und des Moho. Pickfehler wurden basierend auf dem Vertrauen in die Ankunftsinterpretation zugewiesen und variierten im Allgemeinen zwischen 0,04 und 0,15 s, obwohl kleinen Teilmengen von Picks größere Unsicherheiten zugewiesen wurden (z. B. bei sehr weit entfernten Quelle-Empfänger-Offsets oder in Bereichen komplexer flacher Struktur). Interpretierte Ankunfts-, Schuss- und Instrumentendaten sind in den Ergänzungsdaten 1 angegeben.
In Aufzeichnungen von Aufnahmen im South Georgia Basin (Aufnahmen 4-14, Ergänzende Abb. 1, 2) werden zwei deutliche sedimentäre Brechungen mit unterschiedlichen Scheingeschwindigkeiten beobachtet. Bei Offsets von weniger als ~ 5 km haben sedimentäre Brechungen eine scheinbare Geschwindigkeit von ~ 2-2,5 km s−1. Bei Offsets zwischen ~ 5-20 km haben sedimentäre Brechungen scheinbare Geschwindigkeiten von ~ 4,5−5 km s-1. Reflexionen wurden zwischen diesen Sedimentschichten und von der Basis der Sedimente identifiziert (z. B. ergänzende Abb. 2). Für Aufnahmen nördlich des South Georgia Basin (Aufnahmen 1 und 3, Ergänzende Abb. 1), sedimentäre Refraktionen fehlen. Krustenbrechungen (Pg) werden als erste und sekundäre Ankünfte bis zu Offsets von bis zu 250 km identifiziert; scheinbare Geschwindigkeiten nehmen mit der Tiefe von ~ 6 auf >7 km s−1 zu. Wir beobachten Mantelbrechungen (Pn) auf mehreren Aufnahmen, die hohe Scheingeschwindigkeiten von >8 km s−1 aufweisen (z. B. ergänzende Abb. 2). Die Crossover-Entfernung von Pg und Pn beträgt ~ 180-200 km. PmP-Ankünfte wurden typischerweise bei Offsets zwischen 80 und 180 km identifiziert. Wir haben für jede dieser Phasen P-Wellen-Ankünfte ausgewählt und Reisezeitunsicherheiten durch visuelle Inspektion zugewiesen (ergänzende Tabelle 2). Ergänzende Fig. 3 zeigt zusätzliche Bilder von interpretierten Phasen auf der Leitung 1, und ähnliche Bilder für die Leitung 2 sind in Fig. S1–S14 aus den unterstützenden Informationen von Marzen et al.39. Ein Vergleich der Schussgeschwindigkeiten aus den beiden Profilen verdeutlicht die Unterschiede in der Geschwindigkeitsstruktur (Ergänzende Fig. 2). Auf der Schusslinie von SUGAR Line 1, Sedimentäre Brechungen werden zu größeren Quell-Empfänger-Offsets beobachtet, reflektiert das dickere Synrift-Sediment in diesem Teil des South Georgia Basin. Darüber hinaus sind die scheinbaren Geschwindigkeiten der Krustenbrechungen (Pg) auf der Zuckerleitung 1 höher als die in der Zuckerleitung 2, insbesondere für Ankünfte an großen Quell-Empfänger-Offsets, die die untere Kruste abtasten.
Wir modellierten Reisezeitpunkte von Reflexionen und Brechungen aus den Sedimenten, der Kruste und dem oberen Mantel, um die P-Wellengeschwindigkeitsstruktur einzuschränken. Die Aufnahmen der Zuckerlinie 1 wurden auf eine zweidimensionale Linie mit Endpunkten bei 30,509°N, 82,833°W und 32,711°N, 85,0104°W projiziert, und die Aufnahmen der Linie 2 wurden auf eine Linie mit Endpunkten bei 30,743°N, 81,706°W und 34 projiziert.101 ° N, 83,760 ° W. Die Quelle-Empfänger-Offsets für beide Linien wurden der realen Geometrie entnommen und entlang dieser 2D-Linien angenommen. Die Sedimentbeckenstruktur wurde durch iterative Vorwärtsmodellierung und Inversion in RAYINVR unter Verwendung von Sedimentreflexionen und -brechungen, einem Bohrlochprotokoll in der Nähe von Linie 256 und Topographie auf Pg und Pn bestimmt, die durch flache Strukturen verursacht wurden65. Dieser Code verwendet eine grobe Geschwindigkeitsmodellparametrisierung mit benutzerdefinierten Knoten, die es uns ermöglichte, direkte Einschränkungen der Beckenstruktur aus sedimentären Refraktionen, indirekte Einschränkungen aus der Topographie von Pgs und Einschränkungen aus anderen Datensätzen (z. B. COCORP-Reflexionsdaten) einzubeziehen. Wir haben dann die aus RAYINVR ermittelte Beckenstruktur mit VMTOMO fixiert und für die Krusten- und Obermantelstruktur invertiert. Der Vorwärtsschritt von VMTOMO beinhaltet Raytracing unter Verwendung der Graph-Methode, und der inverse Schritt verwendet eine gedämpfte Methode der kleinsten Quadrate, um eine Kostenfunktion mit Datenfehlanpassung und Glättungs- / Dämpfungsbedingungen zu minimieren. Es wurden mehrere Iterationen der Vorwärtsmodellierung und Inversion angewendet, bei denen die Fehlanpassung schrittweise reduziert und die Glättungs- / Dämpfungsbeschränkungen gelockert wurden, damit die Struktur entstehen konnte. Die horizontale Glättung war im Allgemeinen 5-mal größer als die vertikale Glättung. Frühe Inversionen für die seismische Geschwindigkeit enthielten nur annähernd versetzte Ankünfte und aktualisierten somit nur die obere Kruste; tiefere Teile des Modells wurden schrittweise einbezogen, indem schrittweise Phasen mit längerem Versatz40,41,66 einbezogen wurden.
Diese Modelle passen gut zu den Daten, mit χ2 von 1,27 und Root Mean squared (RMS) Misfit von 72 ms für Zeile 1 (ergänzende Tabelle 2) und χ2 von 0,90 und RMS Misfit von 85 ms für Zeile 239. Der ideale χ2-Wert ist 1, aber in Zeile 1 wurde ein größerer Wert zugelassen, um die Einführung kleiner Geschwindigkeitsartefakte aufgrund der 3D-Geometrie und schlecht eingeschränkter Variationen in der Beckenstruktur zu vermeiden. Ergänzende Tabellen 2 und 3 zeigen Misfit auf Linie 1 von Schuss sammeln und Phase, beziehungsweise, und Daten Misfit für alle Picks ist in ergänzenden Fig dargestellt. 4 für die Leitung 1 und ergänzend Fig. 5 für Zeile 2. Die Geschwindigkeitsmodelle für die Linien 1 und 2 sind in den ergänzenden Daten 2 und 3 enthalten.
Die tieferen Abschnitte der Geschwindigkeitsmodelle, einschließlich der unteren Kruste, sind am schwierigsten zu lösen, und es gibt Kompromisse zwischen zunehmender Krustendicke und zunehmender niedrigerer Krustengeschwindigkeit. Um die Unsicherheit in der Geschwindigkeit der unteren Kruste zu bewerten, untersuchten wir die Modellfehlpassung im Zusammenhang mit Störungen der Geschwindigkeit der unteren Kruste und der Moho-Tiefe (Ergänzende Anmerkung 2). Diese Abwägungstests zeigen, dass die Geschwindigkeit der unteren Kruste nur um bis zu ~ 0,05 km s−1 gestört werden kann, ohne die χ2-Anpassung an die Daten über ein akzeptables Niveau hinaus zu erhöhen (Ergänzende Abb. 6 für die Leitung 1 und ergänzend Fig. 7 für Zeile 2). Die Daten lösen jedoch nicht die genauen Abmessungen und Orte lokalisierter Störungen der unteren Krustengeschwindigkeit auf der Skala von mehreren zehn Kilometern auf. Darüber hinaus reagieren unsere Geschwindigkeitsmodelle am empfindlichsten auf Störungen der niedrigeren Krustengeschwindigkeit und der Moho-Tiefe in den zentralen Abschnitten jeder seismischen Linie, in denen die umgekehrte Strahlenbelastung am häufigsten auftritt. Zusammenfassend lässt sich sagen, dass diese Geschwindigkeitsmodelle empfindlich auf die insgesamt niedrigere Krustengeschwindigkeit reagieren, jedoch keine kleineren Skalenvariationen der niedrigeren Krustengeschwindigkeit auflösen können. Die Grundlage unseres Ergebnisses sind die großräumigen Unterschiede in der unteren Krustengeschwindigkeit und der Krustendicke zwischen den Zuckerlinien 1 und 2, die gut eingeschränkt sind.
Berechnung der magmatischen Intrusionsdicke aus Geschwindigkeiten
Wir schätzten die Dicke der intrudierten Magmen durch Anpassung der linearen Mischberechnung43 (Abb. 2):
wobei Zint die Dicke der mafischen Intrusionen ist, Ztot die Dicke der Kruste unter 20 km Tiefe ist, VP-orig die Referenzgeschwindigkeit für die untere Kruste ohne Intrusionen ist, VP-obs ist die beobachtete durchschnittliche untere Krustengeschwindigkeit (unter 20 km Tiefe) und VP-int ist die angenommene Geschwindigkeit mafischer magmatischer Intrusionen. Die durchschnittliche beobachtete niedrigere Krustengeschwindigkeit (VP-obs) wurde von 20 km Tiefe bis zum Moho über jede seismische Linie berechnet. Dieser Tiefenbereich Ztot wurde ausgewählt, da die Zunahme der Krustengeschwindigkeit in diesen Tiefen eher Änderungen der Zusammensetzung als den Verschluss von Rissen und Porenräumen widerspiegelt, die in der flacheren Kruste beobachtet wurden48. Die Referenzgeschwindigkeit für die unmodifizierte untere Kruste wurde auf 6,75 km s−1,39 geschätzt. Die Geschwindigkeit des Materials, das in die untere Kruste eindrang, wurde auf 7,2–7,5 km s−1,24,44,45,46,47 geschätzt. Da negative Intrusionsdicken erzeugt werden, wenn die durchschnittliche Geschwindigkeit der unteren Kruste weniger als 6,75 km s−1 beträgt, wird Zint in diesen Szenarien auf 0 km gesetzt.
Dekompressionsschmelzmodelle
Wir verwenden die Katz-Parametrisierung57, um den Schmelzanteil durch eine 1D-Säule in einem Bereich von Tiefen- (Druck-) und Temperaturbedingungen für verschiedene Ausdünnungsgrade der Krusten- und Mantellithosphäre zu berechnen. In dieser Berechnung nehmen wir eine Mantel-Peridotit-Zusammensetzung von 15 Gew.-% wasserfreiem Klinopyroxen an67. Diese Wahl spiegelt die Tatsache wider, dass der Grad der Mantelanreicherung innerhalb der Ausdehnung von CAMP variiert, aber im Südosten der USA im Vergleich zu weiter Nördlich vergleichsweise niedrig ist13. Sollte der Mantel eine wasserhaltige Zusammensetzung aufweisen oder andere flüchtige Stoffe aus der vorherigen Subduktion enthalten, würde eine größere Menge an Schmelze erzeugt, während die flüchtigen Stoffe in dem Mantel vorhanden sind57, 58.
Wir gehen von einer anfänglichen Krustendicke von 45 km55 und einer Lithosphärendicke von 120 km68 aus. Diese Anfangsdicken stammen aus seismischen Beobachtungen im Nordwesten unseres Untersuchungsgebiets, wo es weder eine tiefe Appalachenwurzel noch Hinweise auf eine Ausdünnung der Kruste gibt.
Der berechnete Schmelzanteil gegenüber der Tiefe wurde für eine gegebene Mantelpotentialtemperatur, Krustenverdünnung und angenommene Menge an lithosphärischer Ausdünnung in magmatische Krustendicke umgewandelt. Um den Druck an der Grenze zwischen Lithosphäre und Asthenosphäre für verschiedene Lithosphärenerweiterungsszenarien zu berechnen, nahmen wir eine kontinentale Krustendichte von 2800 kg m−3 und eine Mantellithosphärendichte von 3300 kg m−3 an. Für eine gegebene Menge an Krusten- und Mantellithosphärenverdünnung, Die Dicke magmatischer Intrusionen wurde durch Integration des resultierenden Schmelzanteils über die Tiefe bestimmt.
Ein weiterer wichtiger Beitrag zum erwarteten Rissmagmatismus ist der Grad der tiefenabhängigen Dehnung. Wir betrachten sowohl einen gleichmäßigen Dehnungsfall (Abb. 3) und Szenarien, in denen die gesamte Lithosphäre 2x und 4x mehr Ausdehnung erfahren hat als die Kruste (Ergänzende Abb. 8):
für Ganzlithosphären-Dehnungsfaktor α und Krusten-Dehnungsfaktor β, wobei die gesamte Lithosphärenerweiterung ein Vielfaches k der Krustenerweiterung ist.
Um Unsicherheiten in der post-orogenen, aber Prerift-Dicke der Kruste und Lithosphäre Rechnung zu tragen, sind Dekompressionsschmelzberechnungen für wahrscheinliche Endkrusten- (40 km, 55 km) und Lithosphärendicken (90 km, 150 km) in der ergänzenden Abb. 9. Mehr Schmelze wird durch Dekompressionsschmelzen erzeugt, wenn die anfängliche Lithosphäre dünner ist. Die abgeleitete Mantelpotentialtemperatur ist größer, wenn nur die anfängliche Kruste dünner ist, da der Krustendehnungsfaktor für dieselbe abgeleitete Menge an magmatischer Krustendicke kleiner ist. Unsere Beobachtungen stimmen mit potenziellen Temperaturen von weniger als 1500 ° C für anfängliche Lithosphärendicken von bis zu 150 km überein.Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Modellierungsergebnisse trotz Unsicherheiten in Bezug auf die Anfangsdicke und die tiefenabhängige Streckung mit dem Dekompressionsschmelzen und mäßig erhöhten Mantelpotentialtemperaturen übereinstimmen.
South Georgia Rift Magma Volumenberechnung
Wir entwickelten eine Schätzung des Volumens des CAMP-Magmatismus unter Verwendung von (1) der Dicke der Sedimentfüllung im South Georgia Basin (Ergänzende Anmerkung 1) 49 und (2) der Dicke der unteren Krusten mafischen magmatischen Intrusionen auf ZUCKER Linien 1 und 2. Dieser Ansatz basiert auf der Beobachtung erster Ordnung, dass die Dicke magmatischer Intrusionen dort größer ist, wo Synrift-Sedimente dicker sind. Wir berechneten die durchschnittliche Intrusionsdicke (Abb. 2e-f) in 500-m-Behältern der Synft-Sedimentdicke des South Georgia Basin (z., 2000-2500 m) auf den Linien 1 und 2 (Ergänzende Abb. 10). Alle Teile beider seismischen Linien wurden verwendet, um die Kalibrierung einzuschränken, es sei denn, wir haben keine Auflösung der unteren Kruste und Moho oder wo der Magmatismus aus dem Zerfall von Pangaea anstelle von CAMP am südöstlichen Ende von Linie 2 stammt (dh Einschränkungen von Linie 1: 50-250 km Entfernung; Linie 2: 50-280 km Entfernung).
Wir nahmen keine magmatischen Intrusionen an, wo die Synrift-Sedimente des South Georgia Basin weniger als 1000 m dick sind, was mit Beobachtungen aus niedrigeren Krustengeschwindigkeiten übereinstimmt, wo der statistische Durchschnitt nahe Null lag (Ergänzende Abb. 10). Wo die South Georgia Basin Synrift Sedimente >1000 m dick sind, schätzen wir das Volumen des Magmatismus in der unteren Kruste, indem wir die Fläche des South Georgia Basin innerhalb jeder Synrift Sedimentdicke mit der durchschnittlichen magmatischen Intrusionsdicke für diese Sedimentdicke multiplizieren. Die folgende Gleichung stellt dar, wie wir das Beckenmodell verwendet haben, um das Volumen der magmatischen Intrusionen in der unteren Kruste zu schätzen, indem wir über jeden Behälter i summieren:
wobei M das Gesamtvolumen des Magmatismus ist, a ist die Oberfläche des South Georgia Basin, die innerhalb eines 500-m syn-rift Sedimentdicke bin, und m ist die mittlere Magma Intrusion Dicke für diesen Behälter berechnet (oder 0 für die 0-500 und 500-1000 m Behälter). Diese Werte sind in der ergänzenden Tabelle 4 angegeben. Mit dieser Methode schätzen wir zwischen 76.000 und 127.000 km3 mafische magmatische Intrusionen in der unteren Kruste über den South Georgia Rift. Wir haben diese Berechnung unter Verwendung einer Reihe von Behältergrößen durchgeführt und festgestellt, dass die resultierende Volumenschätzung nicht sehr empfindlich auf die Wahl der Behältergröße reagiert.
Wir machen eine konservative Schätzung des Volumens des Magmatismus in der oberen Kruste basierend auf der Annahme, dass die Dicke der Basalt— oder Diabasschichten aus Bohrlochdaten25 den Bereich der Intrusionsdicke innerhalb der Ausdehnung des South Georgia Basin widerspiegelt – zwischen 50 m und 500 m. Wir multiplizierten dann die Fläche des Beckens49 mit diesen beiden Intrusionsdicken der Endelemente, um das Volumen des Magmatismus in der oberflächennahen Region abzuschätzen. Mit dieser Methode schätzen wir oberflächennahe Intrusionsdicken zwischen 8.300 und 42.000 km3 im South Georgia Rift. Diese Schätzung ähnelt den Methoden, die bei anderen Berechnungen oberflächennaher Lagervolumen1 verwendet werden,4,18, berücksichtigt jedoch nicht Intrusionen, die in der flachen Kruste unter oder außerhalb des South Georgia Basin vorhanden sein können.
