Los datos sísmicos y la inversión tomográfica
Línea de AZÚCAR 1 en la Grieta de Georgia del Sur occidental se recopilaron en marzo de 2014 e incluyeron 11 fuentes de explosión registradas por 1193 geófonos espaciados ~250 m. La línea DE AZÚCAR 2 en la Grieta este de Georgia del Sur se recolectó en agosto de 2015 e incluyó 14 fuentes de explosión registradas en geófonos de 1981 a ~200 m de distancia (Fig. 1; Suplemento Fig. 1; Datos Complementarios 1).
Para permitir la comparación entre los dos perfiles, se aplicó procesamiento de datos sísmicos consistentes, identificación de fase y modelado de velocidad a las líneas de AZÚCAR 1 y 2. Una descripción detallada de las tomas de la Línea 2 y los datos y análisis de la Línea de AZÚCAR 2 es descrita por Marzen et al.39. La Tabla suplementaria 1 enumera información sobre las ubicaciones de disparo de la Línea 1, el tiempo y los tamaños de carga. Los pasos de procesamiento fueron el filtrado por paso de banda de los recolectores de disparo a 3-14 Hz, la aplicación de ganancias dependientes del desplazamiento y la normalización de la amplitud a las trazas, y la aplicación de una velocidad de reducción de 8 km s−1 para facilitar la identificación de las arribas sísmicas64. En las recolecciones procesadas, observamos llegadas claras en desplazamientos de hasta 320 km (la longitud total de la línea de AZÚCAR 1). Las fases interpretadas incluyeron refracciones a través del relleno sedimentario, la corteza y el manto superior, y reflejos en la base de la cuenca sedimentaria (solo en la Línea 1) y el Moho. Los errores de selección se asignaron en función de la confianza en la interpretación de llegada, y generalmente variaron entre 0,04 y 0,15 s, aunque se asignaron incertidumbres más grandes a pequeños subconjuntos de selecciones (por ejemplo, en desplazamientos de fuente-receptor muy lejanos o en áreas de estructura compleja y poco profunda). Los datos interpretados de llegadas, disparos e instrumentos se proporcionan en los Datos complementarios 1.
En registros de tomas ubicadas dentro de la Cuenca de Georgia del Sur (Tomas 4-14, Figs Suplementarios. 1, 2), se observan dos refracciones sedimentarias claras con distintas velocidades aparentes. En desplazamientos inferiores a ~5 km, las refracciones sedimentarias tienen una velocidad aparente de ~2-2, 5 km s−1. En desplazamientos entre ~5-20 km, las refracciones sedimentarias tienen velocidades aparentes de ~4,5-5 km s-1. Se identificaron reflexiones entre estas capas sedimentarias y desde la base de los sedimentos (por ejemplo, la Fig. 2). Para tomas al norte de la cuenca de Georgia del Sur (Tomas 1 y 3, Suplemento Fig. 1), las refracciones sedimentarias están ausentes. Las refracciones corticales (Pg) se identifican como llegadas primeras y secundarias a desplazamientos de hasta 250 km; las velocidades aparentes aumentan con la profundidad de ~6 a > 7 km s-1. Observamos refracciones del manto (Pn) en múltiples tomas, que exhiben altas velocidades aparentes de >8 km s−1 (por ejemplo, Fig.Suplementaria. 2). La distancia de cruce de Pg y Pn es de ~180-200 km. Las llegadas de PmP se identificaban típicamente en desplazamientos entre 80 y 180 km. Seleccionamos las llegadas de onda P para cada una de estas fases y asignamos las incertidumbres del tiempo de viaje mediante inspección visual (Tabla Complementaria 2). Suplemento Fig. 3 muestra imágenes adicionales de fases interpretadas en la Línea 1, y imágenes similares para la Línea 2 están en las Figs. S1-S14 de la Información de apoyo de Marzen et al.39. Una comparación de los conjuntos de disparo de los dos perfiles ilustra las diferencias en la estructura de velocidad(Fig. 2). En la recolección de la línea de AZÚCAR 1, se observan refracciones sedimentarias a mayores compensaciones de fuente-receptor, reflejando el sedimento sinrift más grueso en esta parte de la cuenca de Georgia del Sur. Además, las velocidades aparentes de las refracciones de la corteza (Pg) en la Línea de AZÚCAR 1 son más altas que las de la Línea de AZÚCAR 2, particularmente para las llegadas en grandes compensaciones de fuente-receptor que muestrean la corteza inferior.
Modelamos selecciones de reflejos y refracciones en el tiempo de viaje de los sedimentos, la corteza y el manto superior para restringir la estructura de velocidad de la onda P. Las tomas de la Línea de AZÚCAR 1 se proyectaron en una línea bidimensional con puntos finales a 30.509 ° N, 82.833 ° O y 32.711 ° N, 85.0104 ° O, y las tomas de la Línea 2 se proyectaron en una línea con puntos finales de 30.743°N, 81.706°O y 34.101 ° N, 83.760 ° W. Las compensaciones fuente-receptor para ambas líneas se tomaron de la geometría real y se asumió que caían a lo largo de estas líneas 2D. La estructura de la cuenca sedimentaria se determinó mediante el modelado iterativo hacia adelante y la inversión en RAYINVR utilizando reflexiones y refracciones sedimentarias, un registro de pozo cerca de la Línea 256 y topografía en Pg y Pn causada por estructuras poco profundas 65. Este código emplea una parametrización de modelo de velocidad gruesa con nodos definidos por el usuario, que nos permitió incorporar restricciones directas en la estructura de la cuenca a partir de refracciones sedimentarias, restricciones indirectas de topografía en llegadas de Pg y restricciones de otros conjuntos de datos (por ejemplo, datos de reflexión de COCORP). Luego dejamos la estructura de la cuenca determinada a partir de RAYINVR fija e invertida para la estructura de la corteza y el manto superior utilizando VMTOMO. El paso hacia adelante de VMTOMO implica el trazado de rayos utilizando el método de grafo, y el paso inverso utiliza un método de mínimos cuadrados amortiguados para minimizar una función de costo con términos de desajuste de datos y suavizado/amortiguación. Se aplicaron múltiples iteraciones de modelado e inversión hacia adelante, en las que el inadaptado se redujo gradualmente y las restricciones de suavizado/amortiguación se relajaron para permitir que emergiera la estructura. El suavizado horizontal fue generalmente 5 veces mayor que el suavizado vertical. Las primeras inversiones para la velocidad sísmica solo incluyeron llegadas casi compensadas y, por lo tanto, solo actualizaron la corteza superior; se incluyeron gradualmente porciones más profundas del modelo mediante la incorporación progresiva de fases de desplazamiento más largo40, 41, 66.
Estos modelos se ajustan bien a los datos, con χ2 de 1,27 y desajuste de raíz media cuadrada (RMS) de 72 ms para la Línea 1 (Tabla Suplementaria 2) y χ2 de 0,90 y desajuste de RMS de 85 ms para la Línea 239. El valor de χ2 ideal es 1, pero se permitió un valor mayor en la Línea 1 para evitar la introducción de artefactos de velocidad a pequeña escala debido a la geometría 3D y las variaciones poco restringidas en la estructura de la cuenca. Las Tablas suplementarias 2 y 3 muestran el inadaptado en la Línea 1 por toma de tiro y fase, respectivamente, y los datos del inadaptado para todas las selecciones se ilustran en la Figura Suplementaria. 4 para la Línea 1 y el suplemento Fig. 5 para la línea 2. Los modelos de velocidad para las líneas 1 y 2 se proporcionan en los Datos complementarios 2 y 3.
Las partes más profundas de los modelos de velocidad, incluida la corteza inferior, son las más difíciles de resolver, y hay compensaciones entre el aumento del grosor de la corteza y el aumento de la velocidad de la corteza inferior. Con el fin de evaluar la incertidumbre en la velocidad de la corteza inferior, examinamos el inadaptado del modelo asociado con perturbaciones en la velocidad de la corteza inferior y la profundidad de Moho (Nota Complementaria 2). Estas pruebas de compensación muestran que la velocidad de la corteza inferior solo puede perturbarse hasta ~0,05 km s−1 sin aumentar el ajuste de la χ2 a los datos más allá de un nivel aceptable (Fig. 6 para la Línea 1 y el suplemento Fig. 7 para la línea 2). Sin embargo, los datos no resuelven las dimensiones y ubicaciones precisas de perturbaciones localizadas de menor velocidad de la corteza terrestre a una escala de decenas de kilómetros. Además, nuestros modelos de velocidad son más sensibles a perturbaciones en velocidades de corteza inferiores y profundidad Moho en las porciones centrales de cada línea sísmica donde la cobertura de rayos invertidos es más abundante. En resumen, estos modelos de velocidad son sensibles a la menor velocidad general de la corteza, pero no pueden resolver variaciones de menor escala en la menor velocidad de la corteza. La base de nuestro resultado son las diferencias a gran escala en la menor velocidad de la corteza y el grosor de la corteza entre las líneas de AZÚCAR 1 y 2, que están bien restringidas.
Cálculos de espesor de intrusión ígnea a partir de velocidades
Calculamos el espesor de magmas intrusos adaptando el cálculo de mezcla linear43 (Fig. 2):
donde Zint es el espesor de las intrusiones máficas, Ztot es el espesor de la corteza por debajo de los 20 km de profundidad, VP-orig es la velocidad de referencia para la corteza inferior sin intrusiones, VP-obs es la velocidad media de la corteza inferior observada (por debajo de los 20 km de profundidad), y VP-int es la velocidad supuesta de las intrusiones magmáticas máficas. La velocidad media de la corteza terrestre inferior observada (VP-obs) se calculó desde 20 km de profundidad hasta el Moho a través de cada línea sísmica. Este rango de profundidad Ztot se seleccionó porque los aumentos en la velocidad de la corteza a estas profundidades reflejan cambios en la composición en lugar del cierre de grietas y espacios de poros observados en la corteza superficial48. La velocidad de referencia para la corteza inferior no modificada se estimó en 6,75 km s-1,39. La velocidad del material que penetró en la corteza inferior se estimó en 7,2-7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Debido a que se generan espesores de intrusión negativos cuando la velocidad media de la corteza inferior es inferior a 6,75 km s−1, en estos escenarios el Zint se establece en 0 km.
Modelos de fusión por descompresión
Utilizamos la parametrización Katz57 para calcular la fracción de fusión a través de una columna 1D en un rango de profundidad (presión) y condiciones de temperatura para diferentes grados de adelgazamiento de la litosfera de la corteza y el manto. En este cálculo, asumimos una composición de peridotita de manto de 15% de clinopiroxeno anhidro por peso67. Esta elección refleja el hecho de que el grado de enriquecimiento del manto varía dentro de la extensión del CAMPAMENTO, pero es comparativamente bajo en el sureste de Estados Unidos en comparación con el norte13. Si el manto tuviera una composición hidratada o incluyera otros elementos volátiles de subducción previa,se produciría una mayor cantidad de fusión mientras los elementos volátiles estén presentes en el manto57, 58.
Asumimos un espesor inicial de la corteza de 45 km55 y un espesor litosférico de 120 km68. Estos espesores iniciales se toman de observaciones sísmicas al noroeste de nuestra área de estudio, donde no hay una raíz profunda de los Apalaches ni evidencia de adelgazamiento de la corteza.
La fracción de fusión calculada en comparación con la profundidad se convirtió en espesor ígneo de la corteza para una temperatura potencial del manto dada, adelgazamiento de la corteza y cantidad supuesta de adelgazamiento litosférico. Para calcular la presión en el límite litosfera-astenosfera para diferentes escenarios de extensión de litosfera, asumimos una densidad de la corteza continental de 2800 kg m−3 y una densidad de la litosfera del manto de 3300 kg m-3. Para una cantidad dada de raleo litosférico de la corteza y el manto, el grosor de las intrusiones ígneas se determinó integrando la fracción de fusión resultante en profundidad.
Otra contribución importante al magmatismo de fisuras esperado es el grado de estiramiento dependiente de la profundidad. Consideramos ambos un caso de estiramiento uniforme (Fig. 3) y escenarios en los que toda la litosfera ha experimentado una extensión 2x y 4x más que la corteza (Fig. 8):
para el factor de estiramiento de toda la litosfera α y el factor de estiramiento de la corteza β, donde la extensión de toda la litosfera es un k múltiple de extensión de la corteza.
Para dar cabida a la incertidumbre en el espesor post-orógeno pero previo al levantamiento de la corteza y la litosfera, los cálculos de fusión por descompresión para los espesores de corteza (40 km, 55 km) y litosfera (90 km, 150 km) probables de los miembros finales se incluyen en la Fig.Suplementaria. 9. Se produce más fusión por descompresión cuando la litosfera inicial es más delgada. La temperatura potencial del manto inferida es mayor cuando solo la corteza inicial es más delgada porque el factor de estiramiento de la corteza es menor para la misma cantidad inferida de espesor ígneo de la corteza. Nuestras observaciones son temperaturas constantes del potencial del manto inferiores a 1500 ° C para espesores de litosfera iniciales de hasta 150 km.
En resumen, a pesar de las incertidumbres en el espesor inicial y el estiramiento dependiente de la profundidad, los resultados de modelado son consistentes con la fusión por descompresión y las temperaturas potenciales del manto moderadamente elevadas.
Cálculo del volumen de magma de la grieta de Georgia del Sur
Desarrollamos una estimación del volumen de magmatismo de CAMPAMENTO utilizando (1)el espesor del relleno sedimentario en la Cuenca de Georgia del Sur (Nota Complementaria 1) 49 y (2) el espesor de las intrusiones magmáticas máficas de la corteza inferior en las Líneas de AZÚCAR 1 y 2. Este enfoque se basa en la observación de primer orden de que el espesor de las intrusiones magmáticas es mayor donde los sedimentos sinrift son más gruesos. Calculamos el espesor medio de intrusión (Fig. 2e-f) en contenedores de 500 m de espesor de sedimentos sinrift de la Cuenca de Georgia del Sur (p. ej., 2000-2500 m) en las líneas de azúcar 1 y 2 (Suplemento Fig. 10). Todas las partes de ambas líneas sísmicas se utilizaron para restringir la calibración, excepto donde no tenemos resolución de la corteza inferior y Moho o donde el magmatismo puede provenir de la ruptura de Pangea en lugar de ACAMPAR en el extremo sureste de la Línea 2 (es decir, restricciones de la Línea 1: distancia de 50-250 km; Línea 2: distancia de 50-280 km).
Asumimos que no hay intrusiones magmáticas donde los sedimentos sinrift de la Cuenca de Georgia del Sur tienen menos de 1000 m de espesor, lo que es consistente con las observaciones de velocidades de corteza inferiores donde el promedio estadístico fue cercano a cero (Fig.Suplementaria. 10). Donde los sedimentos sinrift de la Cuenca de Georgia del Sur tienen un espesor >de 1000 m, estimamos el volumen de magmatismo en la corteza inferior multiplicando el área de la Cuenca de Georgia del Sur dentro de cada contenedor de espesor de sedimento sinrift por el espesor de intrusión magmática promedio para ese espesor de sedimento. La siguiente ecuación representa cómo usamos el modelo de cuenca para estimar los volúmenes de intrusiones magmáticas de la corteza inferior sumando a través de cada bin i:
donde M es el volumen total de magmatismo, a es el área de superficie de la Cuenca de Georgia del Sur que cae dentro de a contenedor de espesor de sedimentos de 500 m syn-rift, y m es el espesor medio de intrusión de magma calculado para ese contenedor (o 0 para el contenedor de 0-500 y 500-1000 m). Estos valores figuran en el cuadro suplementario 4. A partir de este método, estimamos entre 76.000 y 127.000 km3 de intrusiones magmáticas máficas en la corteza inferior a través de la Grieta de Georgia del Sur. Realizamos este cálculo utilizando una gama de tamaños de contenedores y descubrimos que la estimación de volumen resultante no es muy sensible a la elección del tamaño del contenedor.
Hacemos una estimación conservadora del volumen de magmatismo en la corteza superior basada en la suposición de que el espesor de las capas de basalto o diabasa a partir de datos de pocillos 25 refleja el rango de espesor de intrusión dentro de la extensión de la cuenca de Georgia del Sur, entre 50 y 500 m. Luego multiplicamos el área de la basin49 por estos dos espesores de intrusión de los miembros finales para estimar el volumen de magmatismo en la superficie cercana. A partir de este método, estimamos espesores de intrusión cerca de la superficie entre 8.300 y 42.000 km3 en la Grieta de Georgia del Sur. Esta estimación es similar a los métodos utilizados en otros cálculos de los volúmenes de los CAMPAMENTOS cercanos a la superficie1,4,18, pero no tiene en cuenta las intrusiones que pueden existir en la corteza superficial debajo o fuera de la Cuenca de Georgia del Sur.
