Des données sismiques et une inversion tomographique
La ligne de SUCRE 1 dans le Rift ouest de la Géorgie du Sud a été collectée en mars 2014 et comprenait 11 sources d’explosion enregistrées par 1193 géophones espacés d’environ 250 m. La ligne de SUCRE 2 dans l’est du Rift de Géorgie du Sud a été collectée en août 2015 et comprenait 14 sources d’explosion enregistrées par 1981 géophones distants d’environ 200 m (Fig. 1; Fig. supplémentaire. 1; Données complémentaires 1).
Pour permettre la comparaison entre les deux profils, un traitement cohérent des données sismiques, l’identification de phase et la modélisation de la vitesse ont été appliqués aux lignes de SUCRE 1 et 2. Une description détaillée des tirs de la Lignée 2 et des données et analyses de la Lignée de SUCRE 2 est décrite par Marzen et al.39. Le tableau supplémentaire 1 contient des informations sur les emplacements des prises de vue de la ligne 1, le calendrier et la taille des charges. Les étapes de traitement ont été le filtrage passe-bande des prises de vue à 3-14 Hz, l’application de gains dépendants du décalage et la normalisation de l’amplitude aux traces, et l’application d’une vitesse de réduction de 8 km s-1 pour faciliter l’identification des arrivées sismiques64. Dans les prises de vue traitées, nous observons des arrivées nettes à des décalages jusqu’à 320 km (la longueur totale de la ligne de SUCRE 1). Les phases interprétées comprenaient des réfractions à travers le remplissage sédimentaire, la croûte et le manteau supérieur, et des réflexions au large de la base du bassin sédimentaire (ligne 1 uniquement) et du Moho. Les erreurs de sélection ont été attribuées en fonction de la confiance dans l’interprétation de l’arrivée et variaient généralement entre 0,04 et 0,15 s, bien que des incertitudes plus importantes aient été attribuées à de petits sous-ensembles de sélections (par exemple, à des décalages source-récepteur très éloignés ou dans des zones de structure complexe peu profonde). Les données interprétées sur les arrivées, les prises de vue et les instruments sont fournies dans les Données supplémentaires 1.
Dans les enregistrements de prises de vue situées dans le bassin de Géorgie du Sud (Prises de vue 4 à 14, fig. supplémentaires. 1, 2), on observe deux réfractions sédimentaires claires avec des vitesses apparentes distinctes. Aux décalages inférieurs à ~ 5 km, les réfractions sédimentaires ont une vitesse apparente de ~ 2-2,5 km s-1. Aux décalages entre ~ 5-20 km, les réfractions sédimentaires ont des vitesses apparentes de ~ 4,5−5 km s-1. Des réflexions ont été identifiées entre ces couches sédimentaires et à partir de la base des sédiments (par exemple, la fig. 2). Pour les plans au nord du bassin de Géorgie du Sud (Plans 1 et 3, Fig. 1), les réfractions sédimentaires sont absentes. Les réfractions crustales (Pg) sont identifiées comme des arrivées premières et secondaires vers des décalages jusqu’à 250 km; les vitesses apparentes augmentent avec la profondeur de ~6 à > 7 km s-1. Nous observons des réfractions du manteau (Pn) sur plusieurs plans, qui présentent des vitesses apparentes élevées de > 8 km s−1 (par exemple, fig. supplémentaire. 2). La distance de croisement de Pg et Pn est de ~ 180-200 km. Les arrivées de PmP étaient généralement identifiées à des décalages entre 80 et 180 km. Nous avons sélectionné les arrivées d’ondes P pour chacune de ces phases et attribué les incertitudes liées au temps de déplacement par inspection visuelle (tableau supplémentaire 2). Fig. supplémentaire. 3 montre des images supplémentaires de phases interprétées sur la ligne 1, et des images similaires pour la ligne 2 sont sur les Figs. S1-S14 d’après les informations à l’appui de Marzen et al.39. Une comparaison des prises de vue des deux profils illustre les différences de structure de vitesse (fig. 2). Sur le prélèvement de la ligne de SUCRE 1, des réfractions sédimentaires sont observées à des décalages source-récepteur plus importants, reflétant les sédiments synrift plus épais dans cette partie du bassin de Géorgie du Sud. De plus, les vitesses apparentes de réfractions crustales (Pg) sur la ligne de SUCRE 1 sont plus élevées que celles de la ligne de SUCRE 2, en particulier pour les arrivées à de grands décalages source-récepteur qui échantillonnent la croûte inférieure.
Nous avons modélisé des pics de réflexions et de réfractions dans le temps de déplacement des sédiments, de la croûte et du manteau supérieur pour contraindre la structure de vitesse de l’onde P. Les plans de la ligne de SUCRE 1 ont été projetés sur une ligne bidimensionnelle avec des points d’extrémité à 30,509 ° N, 82,833 ° W et 32,711 ° N, 85,0104 ° W, et les plans de la ligne 2 ont été projetés sur une ligne avec des points d’extrémité à 30,743 ° N, 81,706 ° W et 34.101° N, 83,760° W. Les décalages source-récepteur pour les deux lignes ont été pris de la géométrie réelle et supposés tomber le long de ces lignes 2D. La structure du bassin sédimentaire a été déterminée par modélisation itérative et inversion dans RAYINVR à l’aide de réflexions et de réfractions sédimentaires, d’un log de puits près de la ligne 256 et d’une topographie sur Pg et Pn causée par des structures peu profondes65. Ce code utilise un paramétrage du modèle de vitesse grossière avec des nœuds définis par l’utilisateur, ce qui nous a permis d’incorporer des contraintes directes sur la structure du bassin à partir des réfractions sédimentaires, des contraintes indirectes de la topographie sur les arrivées de Pg et des contraintes d’autres ensembles de données (par exemple, les données de réflexion de COCORP). Nous avons ensuite laissé la structure du bassin déterminée à partir de RAYINVR fixe et inversée pour la structure de la croûte et du manteau supérieur en utilisant VMTOMO. L’étape avant de VMTOMO implique le traçage de rayons à l’aide de la méthode des graphes, et l’étape inverse utilise une méthode des moindres carrés amortis pour minimiser une fonction de coût avec des termes de décalage des données et de lissage / amortissement. Plusieurs itérations de modélisation directe et d’inversion ont été appliquées, au cours desquelles l’inadaptation a été progressivement réduite et les contraintes de lissage / amortissement ont été assouplies pour permettre à la structure d’émerger. Le lissage horizontal était généralement 5 fois plus important que le lissage vertical. Les premières inversions pour la vitesse sismique ne comprenaient que des arrivées presque décalées et ne mettaient donc à jour que la croûte supérieure; des parties plus profondes du modèle ont été progressivement incluses en incorporant progressivement des phases plus décalées 40,41, 66.
Ces modèles correspondent bien aux données, avec χ2 de 1,27 et un écart quadratique moyen (RMS) de 72 ms pour la ligne 1 (tableau supplémentaire 2) et χ2 de 0,90 et un écart quadratique de 85 ms pour la ligne 239. La valeur de χ2 idéale est 1, mais une valeur plus grande a été autorisée sur la ligne 1 pour éviter d’introduire des artefacts de vitesse à petite échelle en raison de la géométrie 3D et des variations peu contraintes de la structure du bassin. Les tableaux supplémentaires 2 et 3 montrent l’inadaptation à la ligne 1 par collecte et phase de tir, respectivement, et l’inadaptation des données pour tous les choix est illustrée à la Fig. 4 pour la ligne 1 et la Fig. 5 pour la ligne 2. Les modèles de vitesse pour les lignes 1 et 2 sont fournis dans les données supplémentaires 2 et 3.
Les parties plus profondes des modèles de vitesse, y compris la croûte inférieure, sont les plus difficiles à résoudre, et il existe des compromis entre l’augmentation de l’épaisseur de la croûte et l’augmentation de la vitesse de la croûte inférieure. Afin d’évaluer l’incertitude de la vitesse de la croûte inférieure, nous avons examiné les ratés du modèle associés aux perturbations de la vitesse de la croûte inférieure et de la profondeur de Moho (Note supplémentaire 2). Ces essais de compromis montrent que la vitesse de la croûte inférieure ne peut être perturbée que jusqu’à ~0,05 km s-1 sans augmenter l’ajustement du χ2 aux données au-delà d’un niveau acceptable (fig. supplémentaire. 6 pour la ligne 1 et la Fig. 7 pour la ligne 2). Les données, cependant, ne permettent pas de déterminer les dimensions et les emplacements précis des perturbations localisées de la vitesse de la croûte inférieure à l’échelle de dizaines de km. De plus, nos modèles de vitesse sont les plus sensibles aux perturbations de la vitesse crustale inférieure et de la profondeur de Moho dans les parties centrales de chaque ligne sismique où la couverture des rayons inversés est la plus abondante. En résumé, ces modèles de vitesse sont sensibles à la vitesse crustale globale inférieure, mais ne peuvent pas résoudre les variations à plus petite échelle de la vitesse crustale inférieure. La base de notre résultat est les différences à grande échelle de vitesse crustale inférieure et d’épaisseur crustale entre les lignes de SUCRE 1 et 2, qui sont bien contraintes.
Calculs d’épaisseur d’intrusion ignée à partir de vitesses
Nous avons estimé l’épaisseur des magmas intrus en adaptant le calcul de mélange linéaire43 (Fig. 2) :
où Zint est l’épaisseur des intrusions mafiques, Ztot est l’épaisseur de la croûte inférieure à 20 km de profondeur, VP-orig est la vitesse de référence pour la croûte inférieure sans intrusions, VP-obs est la vitesse crustale inférieure moyenne observée (inférieure à 20 km de profondeur) et VP-int est la vitesse supposée des intrusions magmatiques mafiques. La vitesse crustale inférieure moyenne observée (VP-obs) a été calculée à partir de 20 km de profondeur jusqu’au Moho à travers chaque ligne sismique. Cette plage de profondeur Ztot a été choisie parce que l’augmentation de la vitesse de la croûte à ces profondeurs reflète les changements de composition plutôt que la fermeture des fissures et des espaces poreux observés dans la croûte peu profonde48. La vitesse de référence pour la croûte inférieure non modifiée a été estimée à 6,75 km s−1,39. La vitesse de la matière qui a pénétré la croûte inférieure a été estimée à 7,2-7,5 km s -1,24,44,45,46,47. Étant donné que des épaisseurs d’intrusion négatives sont générées lorsque la vitesse moyenne de la croûte inférieure est inférieure à 6,75 km s−1, Zint dans ces scénarios est fixé à 0 km.
Modèles de fusion par décompression
Nous utilisons le paramètre Katz57 pour calculer la fraction de fusion à travers une colonne 1D à une gamme de conditions de profondeur (pression) et de température pour différents degrés d’amincissement de la lithosphère de la croûte et du manteau. Dans ce calcul, nous supposons une composition de péridotite du manteau de clinopyroxène anhydre à 15% en poids67. Ce choix reflète le fait que le degré d’enrichissement du manteau varie dans l’étendue de l’AMPC, mais est relativement faible dans le Sud-Est des États-Unis par rapport à plus au nord13. Si le manteau avait une composition hydratée ou incluait d’autres substances volatiles provenant d’une subduction antérieure, une plus grande quantité de matière fondue serait produite alors que les substances volatiles sont présentes dans le mantle57,58.
Nous supposons une épaisseur crustale initiale de 45 km55 et une épaisseur lithosphérique de 120 km68. Ces épaisseurs initiales sont tirées d’observations sismiques au nord-ouest de notre zone d’étude où il n’y a ni racine profonde des Appalaches ni preuve d’amincissement de la croûte.
La fraction fondue calculée en fonction de la profondeur a été convertie en épaisseur crustale ignée pour une température potentielle du manteau donnée, un amincissement crustal et une quantité supposée d’amincissement lithosphérique. Pour calculer la pression à la limite lithosphère-asthénosphère pour différents scénarios d’extension de la lithosphère, nous avons supposé une densité de croûte continentale de 2800 kg m−3 et une densité de lithosphère du manteau de 3300 kg m−3. Pour une quantité donnée d’amincissement lithosphérique de la croûte et du manteau, l’épaisseur des intrusions ignées a été déterminée en intégrant la fraction fondue résultante sur la profondeur.
Une autre contribution importante au magmatisme attendu du rift est le degré d’étirement dépendant de la profondeur. Nous considérons à la fois un cas d’étirement uniforme (Fig. 3) et des scénarios où l’ensemble de la lithosphère a connu 2 fois et 4 fois plus d’extension que la croûte (fig. 8):
pour le facteur d’étirement de la lithosphère entière α et le facteur d’étirement de la croûte β, où l’extension de la lithosphère entière est un multiple k de l’extension de la croûte.
Pour tenir compte de l’incertitude dans l’épaisseur post-orogénique mais pré-soulèvement de la croûte et de la lithosphère, les calculs de fusion par décompression pour les épaisseurs crustales (40 km, 55 km) et lithosphériques (90 km, 150 km) probables de l’élément terminal sont inclus dans la Fig. supplémentaire. 9. Une plus grande masse fondue est produite par la fusion par décompression lorsque la lithosphère initiale est plus mince. La température potentielle du manteau déduite est plus élevée lorsque la croûte initiale est plus mince, car le facteur d’étirement de la croûte est plus faible pour la même quantité d’épaisseur de la croûte ignée déduite. Nos observations sont cohérentes avec des températures potentielles du manteau inférieures à 1500 °C pour des épaisseurs initiales de lithosphère allant jusqu’à 150 km.
En résumé, malgré les incertitudes concernant l’épaisseur initiale et l’étirement dépendant de la profondeur, les résultats de la modélisation sont compatibles avec la fusion par décompression et les températures potentielles modérément élevées du manteau.
Calcul du volume de magma du Rift de Géorgie du Sud
Nous avons développé une estimation du volume de magmatisme du CAMP en utilisant (1) l’épaisseur du remblai sédimentaire dans le bassin de Géorgie du Sud (Note supplémentaire 1) 49 et (2) l’épaisseur des intrusions magmatiques mafiques de la croûte inférieure sur les lignes de SUCRE 1 et 2. Cette approche est basée sur l’observation du premier ordre selon laquelle l’épaisseur des intrusions magmatiques est plus grande lorsque les sédiments synrift sont plus épais. Nous avons calculé l’épaisseur d’intrusion moyenne (Fig. 2e-f) dans des bacs de 500 m d’épaisseur de sédiments synrift du bassin de la Géorgie du Sud (p. ex., 2000-2500 m) sur les lignes de SUCRE 1 et 2 (Fig. 10). Toutes les parties des deux lignes sismiques ont été utilisées pour contraindre l’étalonnage, sauf lorsque nous n’avons pas de résolution de la croûte inférieure et du Moho ou lorsque le magmatisme peut provenir de la rupture de Pangea au lieu de CAMP à l’extrémité sud-est de la Ligne 2 (c.-à-d. contraintes de la Ligne 1: distance de 50 à 250 km; Ligne 2: distance de 50 à 280 km).
Nous avons supposé qu’il n’y avait pas d’intrusions magmatiques dans les sédiments synrift du bassin de Géorgie du Sud dont l’épaisseur est inférieure à 1000 m, ce qui est cohérent avec les observations de vitesses crustales inférieures où la moyenne statistique était proche de zéro (fig. supplémentaire. 10). Lorsque les sédiments synrift du bassin de Géorgie du Sud ont une épaisseur > de 1000 m, nous estimons le volume de magmatisme dans la croûte inférieure en multipliant la superficie du bassin de Géorgie du Sud à l’intérieur de chaque bac d’épaisseur de sédiments synrift par l’épaisseur d’intrusion magmatique moyenne pour cette épaisseur de sédiments. L’équation ci-dessous représente la façon dont nous avons utilisé le modèle de bassin pour estimer les volumes d’intrusions magmatiques de la croûte inférieure en additionnant chaque bac i :
où M est le volume total de magmatisme, a est la surface du bassin de Géorgie du Sud qui se situe dans un bac d’épaisseur de sédiments du rift syn-500 m, et m est l’épaisseur moyenne d’intrusion de magma calculée pour ce bac (ou 0 pour le bac 0-500 et 500-1000 m). Ces valeurs sont indiquées dans le Tableau supplémentaire 4. À partir de cette méthode, nous estimons entre 76 000 et 127 000 km3 d’intrusions magmatiques mafiques dans la croûte inférieure à travers le Rift de Géorgie du Sud. Nous avons effectué ce calcul en utilisant une gamme de tailles de bacs et avons constaté que l’estimation du volume qui en résulte n’est pas très sensible au choix de la taille du bac.
Nous faisons une estimation prudente du volume de magmatisme dans la croûte supérieure en partant de l’hypothèse que l’épaisseur des couches de basalte ou de diabase à partir des données du puits 25 reflète la gamme d’épaisseur d’intrusion dans l’étendue du bassin de Géorgie du Sud — entre 50 m et 500 m. Nous avons ensuite multiplié la surface du basin49 par ces deux épaisseurs d’intrusion de l’embout pour estimer le volume de magmatisme à proximité de la surface. À partir de cette méthode, nous estimons des épaisseurs d’intrusion près de la surface entre 8 300 et 42 000 km3 dans le Rift de Géorgie du Sud. Cette estimation est similaire aux méthodes utilisées dans d’autres calculs des volumes de CAMP à proximité de la surface1,4, 18, mais ne tient pas compte des intrusions qui peuvent exister dans la croûte peu profonde sous ou à l’extérieur du bassin de Géorgie du Sud.
