szeizmikus adatok és tomográfiai inverzió
SUGAR Line 1 A Nyugat-Dél-Georgia hasadékban 2014 márciusában gyűjtötték össze, és 11 robbanási forrást tartalmazott, amelyeket 1193 geofon rögzített egymástól ~250 m távolságra. SUGAR Line 2 a Kelet-Dél-Georgia Rift gyűjtötték augusztusban 2015 és benne 14 robbanás források által rögzített 1981 geofonok ~200 m távolságra (ábra. 1. Kiegészítő Ábra. 1; Kiegészítő Adatok 1).
a két profil összehasonlítása érdekében következetes szeizmikus adatfeldolgozást, fázisazonosítást és sebességmodellezést alkalmaztak az 1-es és 2-es SUGAR vonalakon. A 2. sor felvételeinek, valamint a 2. sor adatainak és elemzésének részletes leírását Marzen et al.39. Az 1. Kiegészítő táblázat felsorolja az 1. sor felvételeinek helyét, időzítését és töltésméretét. A feldolgozási lépések a 3-14 Hz-es lövések sáváteresztő szűrése, az eltolódástól függő nyereség és az amplitúdó normalizálása a nyomokra, valamint a 8 km−es S-1 redukciós sebesség alkalmazása a szeizmikus érkezések azonosításának megkönnyítésére64. A feldolgozott lövésgyűjtésben 320 km-ig terjedő eltolódásoknál (az 1.CUKORVONAL teljes hossza) egyértelmű érkezéseket figyelünk meg. Az értelmezett fázisok közé tartoztak a refrakciók az üledékes töltésen, a kéregen és a felső köpenyen keresztül, valamint az üledékes medence (csak az 1.sor) és a Moho tövétől való visszaverődések. A Pick hibákat az érkezési értelmezésbe vetett bizalom alapján rendelték el, és általában 0,04 és 0,15 másodperc között változtak, bár nagyobb bizonytalanságokat rendeltek a csákányok kis részhalmazaihoz (például nagyon távoli forrás-vevő eltolásoknál vagy összetett sekély szerkezetű területeken). Az értelmezett érkezési, lövési és műszeradatokat a kiegészítő adatok tartalmazzák 1.
a Dél-Georgia-medencében található felvételek felvételeiben (felvételek 4-14, kiegészítő füge. 1, 2), két tiszta üledékes refrakció figyelhető meg, különálló látszólagos sebességgel. ~5 km-nél kisebb eltolásoknál az üledékes refrakciók látszólagos sebessége ~2-2, 5 km s−1. A ~5-20 km közötti eltolódásoknál az üledékes refrakciók látszólagos sebessége ~4,5−5 km s-1. Ezen üledékes rétegek között, valamint az üledékek tövétől visszaverődéseket azonosítottunk(pl. 2). A felvételek északra a Dél-Georgia medencében (lövések 1. és 3., Kiegészítő ábra. 1), üledékes refrakciók hiányoznak. A kéregtöréseket (PG) első és másodlagos érkezésekként azonosítják a 250 km-es eltolásokig; a látszólagos sebességek a mélységgel ~6−ról >7 km s-1-re nőnek. Megfigyeljük köpeny refrakciók (Pn) több felvételen, amelyek nagy látszólagos sebességet mutatnak >8 km s−1 (pl. kiegészítő ábra. 2). A PG és a Pn kereszttávolsága ~180-200 km. A PmP érkezéseket általában 80 és 180 km közötti eltolódásoknál azonosították. Mindegyik fázishoz kiválasztottuk a P-hullám érkezését, és szemrevételezéssel hozzárendeltük az utazási idő bizonytalanságait (2.Kiegészítő táblázat). Kiegészítő Ábra. A 3. ábra további képeket mutat az értelmezett fázisokról az 1.sorban, a 2. sorhoz hasonló képek pedig az ábrákon találhatók. S1-S14 a Marzen et al.39. A két profilból származó lövések összehasonlítása szemlélteti a sebességszerkezet különbségeit (kiegészítő ábra. 2). A lövésen gyűjtsön össze a SUGAR Line-ból 1, üledékes refrakciók figyelhetők meg a nagyobb forrás-vevő eltolódásoknál, tükrözve a vastagabb szinrift üledéket a Dél-Georgia-medence ezen részén. Ezenkívül a kéreg látszólagos sebessége refrakciók (Pg) az 1.CUKORVONALON magasabbak, mint a 2. CUKORVONALBAN, különösen az alsó kéregből mintát vevő nagy forrás-vevő eltolódásoknál érkezők esetében.
modelleztük az üledékekből, a kéregből és a felső köpenyből származó visszaverődések és refrakciók utazási idő-felvételeit, hogy korlátozzuk a P-hullám sebességszerkezetét. A felvételek a CUKOR-1-es Vonal volt vetített egy két-dimenziós sor végén pontokat 30.509°N, 82.833°W-32.711°N, 85.0104°W, a lövések, a 2-es Vonal volt várható a sor végén pontok 30.743°N, 81.706°W, 34.101 (N), 83.760 (W). mindkét vonal forrás-vevő eltolódását a valós geometriából vettük, és feltételeztük, hogy ezek a 2D vonalak mentén esnek. Az üledékmedence szerkezetét iteratív előremutató modellezéssel és inverzióval határoztuk meg a RAYINVR-ben üledékes visszaverődések és refrakciók, a 256-os vonal közelében lévő kút log, valamint a sekély szerkezetek által okozott PG és Pn topográfiája65. Ez a kód egy durva sebességmodell paraméterezést alkalmaz a felhasználó által definiált csomópontokkal, amely lehetővé tette számunkra, hogy beépítsük a medence szerkezetének közvetlen korlátait az üledékes refrakciókból, a PG érkezések topográfiájának közvetett korlátait, valamint más adatkészletek (pl. COCORP reflexiós adatok) korlátozásait. Ezután elhagyta a medence szerkezetét határozzuk RAYINVR fix és fordított a kéreg és a felső köpeny szerkezet segítségével VMTOMO. A vmtomo előremutató lépése a gráf módszerrel történő sugárkövetést foglalja magában, az inverz lépés pedig csillapított legkisebb négyzetek módszerét használja a költségfüggvény minimalizálására adatelakadással és simítással / csillapítással. Az előre modellezés és az inverzió többszörös iterációit alkalmazták, amelyekben a misfit fokozatosan csökkent, és a simítás/csillapítás korlátait enyhítették, hogy lehetővé tegyék a szerkezet kialakulását. A vízszintes simítás általában 5-ször nagyobb volt, mint a függőleges simítás. A szeizmikus sebesség korai inverziói csak a Közel eltolt érkezéseket tartalmazták, így csak a felső kéreg frissült; a modell mélyebb részeit fokozatosan beépítették a hosszabb eltolódású fázisok fokozatos beépítésével40,41, 66.
Ezek a modellek jól illeszkednek az adatokhoz: a 2.sor esetében a 6,27-es, a négyzetes középérték (RMS) 72 ms-os, a 2. Kiegészítő táblázat esetében pedig a 2. sor esetében a 0,90-es, a 85 ms-os RMS-es misfit. Az ideális 6D érték 1, de az 1. sorban nagyobb értéket engedélyeztek, hogy elkerüljék a 3D geometria és a medenceszerkezet rosszul korlátozott variációi miatt bekövetkező kis léptékű sebességi leletek bevezetését. Kiegészítő Táblázatok 2 és 3 mutatják misfit on Line 1 A shot gyűjteni, illetve fázis, illetve adatok misfit minden csákány szemlélteti kiegészítő ábra. 4 az 1. sorban és a kiegészítő ábrán. 5 a 2-es vonalon. Az 1.és 2. vonal sebességmodelljei a 2. és 3. Kiegészítő adatokban találhatók.
a sebességmodellek mélyebb részeit, beleértve az alsó kérget is, a legnagyobb kihívás megoldani, és kompromisszumok vannak a kéregvastagság növelése és az alacsonyabb kéregsebesség növelése között. Az alsó kéreg sebességének bizonytalanságának értékelése érdekében megvizsgáltuk az alsó kéreg sebességének és Moho mélységének perturbációihoz kapcsolódó modellhibát (2.Kiegészítő Megjegyzés). Ezek a kompromisszumtesztek azt mutatják, hogy az alsó kéreg sebességét csak ~0,05 km s−1-ig lehet megzavarni anélkül, hogy az adatokhoz elfogadható szintet meghaladó mértékben növelnénk az adatokat (kiegészítő ábra. 6 Az 1. sorban és a kiegészítő ábrán. 7 a 2. sorhoz). Az adatok azonban nem oldják meg a lokalizált kisebb kéregsebesség-perturbációk pontos méreteit és helyét tíz km-es skálán. Ezenkívül sebességmodelljeink a legérzékenyebbek az alacsonyabb kéregsebesség és a Moho mélység perturbációira az egyes szeizmikus vonalak központi részeiben, ahol a fordított sugár lefedettség a leggyakoribb. Összefoglalva, ezek a sebességmodellek érzékenyek az Általános alsó kéreg sebességére, de nem tudják megoldani az alacsonyabb kéreg sebességének kisebb léptékű variációit. Eredményünk alapja az alacsonyabb kéregsebesség és a kéregvastagság nagymértékű különbségei az 1-es és 2-es CUKORVONALAK között, amelyek jól korlátozottak.
magmás behatolásvastagság-számítások sebességekből
a behatolt magmák vastagságát a lineáris keverési számítás adaptálásával becsültük43 (ábra. 2):
ahol Zint a mafikus behatolások vastagsága, Ztot a kéreg vastagsága 20 km mélység alatt, VP-orig a behatolások nélküli alsó kéreg referenciasebessége, VP-obs a megfigyelt átlagos alsó kéreg sebessége (20 km mélység alatt), VP-int pedig a mafikus magmás behatolások feltételezett sebessége. Az átlagos megfigyelt alacsonyabb kéregsebességet (VP-obs) 20 km mélységtől a Moho-ig számítottuk minden szeizmikus vonalon. Ezt a ztot mélységtartományt azért választottuk, mert a kéregsebesség növekedése ezeken a mélységekben inkább az összetétel változásait tükrözi, mint a sekélyebb kéregben megfigyelt repedések és pórusterek bezáródását48. A módosítatlan alsó kéreg referenciasebességét 6,75 km−re becsülték s-1,39. Az alsó kéregbe behatoló anyag sebességét 7,2–7,5 km−re becsülték s-1,24,44,45,46,47. Mivel negatív behatolási vastagságok keletkeznek, amikor az alsó kéreg átlagos sebessége kevesebb, mint 6,75 km s−1, A Zint ezekben a forgatókönyvekben 0 km-re van állítva.
dekompressziós olvasztási modellek
a Katz parameterization57-et használjuk az olvadékfrakció kiszámításához egy 1D oszlopon keresztül a mélység (nyomás) és a hőmérsékleti feltételek tartományában a kéreg és a köpeny litoszféra különböző fokú elvékonyodásához. Ebben a számításban feltételezzük, hogy a köpeny peridotit összetétele 15 tömeg% vízmentes klinopiroxén67. Ez a választás azt a tényt tükrözi, hogy a köpeny dúsításának mértéke a CAMP mértékén belül változik, de az Egyesült Államokban viszonylag alacsony az északibb országokhoz13 képest. Ha a köpeny vizes összetételű lenne, vagy az előző szubdukcióból származó egyéb illékony anyagokat tartalmazna,nagyobb mennyiségű olvadék keletkezne, miközben az illékony anyagok jelen vannak a köpenyben57, 58.
feltételezzük, hogy a kezdeti kéreg vastagsága 45 km55, a litoszféra vastagsága pedig 120 km68. Ezeket a kezdeti vastagságokat szeizmikus megfigyelésekből vesszük a vizsgálati területünk északnyugati részén, ahol nincs sem mély Appalache-gyökér, sem bizonyíték a kéreg elvékonyodására.
a számított olvadékfrakciót a mélységhez viszonyítva magmás kéregvastagsággá alakítottuk át egy adott köpenypotenciál hőmérsékletre, kéreghígításra és a litoszférikus elvékonyodás feltételezett mennyiségére. A litoszféra-asztenoszféra határának nyomásának kiszámításához különböző litoszféra kiterjesztési forgatókönyvek esetén a kontinentális kéreg sűrűségét 2800 kg m−3, a köpeny litoszféra sűrűségét pedig 3300 kg m−3 feltételeztük. Egy adott mennyiségű kéreg és köpeny litoszférikus elvékonyodása esetén a magmás behatolások vastagságát úgy határoztuk meg, hogy a kapott olvadékfrakciót a mélységbe integráltuk.
a várható hasadási magmatizmus másik fontos hozzájárulása a mélységfüggő nyújtás mértéke. Úgy véljük, mind egy egységes nyújtás esetében (ábra. 3) és forgatókönyvek, ahol az egész litoszféra tapasztalt 2x és 4x több kiterjesztése, mint a kéreg (kiegészítő ábra. 8):
az egész litoszféra nyújtási faktorára és a kéreg nyújtási tényezőjére, ahol a teljes litoszféra kiterjesztés a kéreg kiterjesztésének többszörös k-je.
a kéreg és a litoszféra poszt-orogén, de prerift vastagságú bizonytalanságának figyelembevétele érdekében a valószínű végtagú kéreg (40 km, 55 km) és a litoszférikus (90 km, 150 km) vastagság dekompressziós olvadási számításait a kiegészítő ábra tartalmazza. 9. Több olvadék keletkezik dekompressziós olvadással, amikor a kezdeti litoszféra vékonyabb. A kikövetkeztetett palástpotenciál hőmérséklete nagyobb, ha csak a kezdeti kéreg vékonyabb, mert a kéreg nyújtási tényezője kisebb az azonos kikövetkeztetett mennyiségű magmás kéregvastagság esetén. Megfigyeléseink konzisztens köpenypotenciál-hőmérsékletek, amelyek kevesebb, mint 1500 kb kezdeti litoszféra vastagságig 150 km-ig.
összefoglalva, a kezdeti vastagság és a mélységfüggő nyújtás bizonytalansága ellenére a modellezési eredmények összhangban vannak a dekompressziós olvadással és a mérsékelten emelkedett köpenypotenciál hőmérsékletekkel.
Dél-Georgia hasadék magma térfogatának kiszámítása
a CAMP magmatizmus térfogatának becslését dolgoztuk ki (1) A Dél-Georgia-medence üledékes töltésének vastagsága (1.kiegészítő megjegyzés)49 és (2) az alsó kéreg mafikus magmás behatolásának vastagsága az 1. és 2. CUKORVONALAKON. Ez a megközelítés azon az elsőrendű megfigyelésen alapul, hogy a magmás behatolások vastagsága nagyobb, ahol a szinrift üledékek vastagabbak. Kiszámítottuk az átlagos behatolási vastagságot (ábra. 2e-f) A Dél-Georgia-medence szinrift üledékvastagságának 500 m-es tartályaiban (pl., 2000-2500 m) az 1.és 2. CUKORVONALON (kiegészítő ábra. 10). Mindkét szeizmikus vonal minden részét felhasználták a kalibrálás korlátozására, kivéve, ha nincs az alsó kéreg és a Moho felbontása, vagy ahol a magmatizmus a Pangea felbomlásából származhat CAMP a 2.vonal délkeleti végén (azaz az 1. vonal korlátai: 50-250 km távolság; 2. vonal: 50-280 km távolság).
feltételeztük, hogy nincs magmás behatolás, ahol a Dél-Georgia-medence szinrift üledékei kevesebb, mint 1000 m vastag, ami összhangban van az alacsonyabb kéregsebességek megfigyeléseivel, ahol a statisztikai átlag nulla közelében volt (kiegészítő ábra. 10). Ahol a Dél-Georgia-medence szinrift üledékei>1000 m vastagok, úgy becsüljük meg az alsó kéreg magmatizmusának térfogatát, hogy megszorozzuk a Dél-Georgia-medence területét az egyes szinrift üledékvastagságú tartályokban az adott üledékvastagság átlagos magmás behatolási vastagságával. Az alábbi egyenlet bemutatja, hogyan használtuk a medencemodellt az alsó kéreg magmás behatolásának térfogatának becslésére az egyes bin-ek összegzésével i:
ahol M a magmatizmus teljes térfogata, a A Dél-Georgia-medence azon területe, amely a magmatizmus egy 500 m-es szin-hasadék üledékvastagságú tárolóedényen belül, és m az adott tárolóedényre számított átlagos Magma behatolási vastagság (vagy 0 a 0-500 és 500-1000 m-es tárolóedény esetében). Ezeket az értékeket a 4.Kiegészítő táblázat tartalmazza. Ebből a módszerből 76 000 és 127 000 km3 közötti mafikus magmás behatolást becsülünk a dél-Georgiai hasadék alsó kérgében. Ezt a számítást a bin méretek tartományával végeztük, és megállapítottuk, hogy az így kapott térfogatbecslés nem túl érzékeny a bin méretének megválasztására.
konzervatív becslést készítünk a magmatizmus térfogatáról a felső kéregben azon a feltételezésen alapulva, hogy a bazalt vagy diabáz rétegek vastagsága a kútadat25—ből tükrözi a behatolási vastagság tartományát a Dél-Georgia-medence kiterjedésén belül-50 m és 500 m között. Ezután megszoroztuk a medence területét49 ezzel a két végtag behatolási Vastagsággal, hogy megbecsüljük a magmatizmus térfogatát a közeli felületen. Ebből a módszerből 8300 és 42 000 km3 közötti felszínközeli behatolási vastagságot becsülünk a Dél-Georgiai hasadékban. Ez a becslés hasonló a felszín közeli tábor térfogatainak egyéb számításaiban alkalmazott módszerekhez1,4, 18, de nem veszi figyelembe azokat a behatolásokat, amelyek a Dél-Georgia-medence alatti vagy azon kívüli sekély kéregben létezhetnek.
