Dati sismici e inversione tomografica
SUGAR Line 1 nella spaccatura della Georgia del Sud occidentale è stato raccolto nel marzo 2014 e comprendeva 11 fonti di esplosione registrate da 1193 geofoni distanziati ~250 m La linea di zucchero 2 nella spaccatura della Georgia del Sud orientale è stata raccolta nell’agosto 2015 e comprendeva 14 fonti di esplosione registrate dai geofoni 1981 ~ 200 m di distanza (Fig. 1; Fig. supplementare 1; Dati integrativi 1).
Per consentire il confronto tra i due profili, l’elaborazione di dati sismici coerenti, l’identificazione di fase e la modellazione della velocità sono state applicate alle linee di zucchero 1 e 2. Una descrizione dettagliata della linea 2 colpi e dati e analisi della linea di zucchero 2 è descritto da Marzen et al.39. Tabella supplementare 1 elenca le informazioni sulla linea 1 posizioni colpo, tempi, e le dimensioni di carica. Le fasi di lavorazione sono state il filtraggio passa banda del tiro raccoglie a 3-14 Hz, applicando offset-dipendente guadagni e normalizzazione di ampiezza per tracce, e applicando una velocità di riduzione di 8 km s−1 per facilitare l’identificazione degli arrivi sismici64. Nel tiro elaborato raccoglie, osserviamo arrivi chiari a offset fino a 320 km (la lunghezza totale della linea di ZUCCHERO 1). Le fasi interpretate includevano rifrazioni attraverso il riempimento sedimentario, la crosta e il mantello superiore e riflessi dalla base del bacino sedimentario (solo la Linea 1) e il Moho. Gli errori di prelievo sono stati assegnati in base alla fiducia nell’interpretazione di arrivo, e generalmente variavano tra 0,04 e 0,15 s, anche se incertezze maggiori sono state assegnate a piccoli sottoinsiemi di picconi (ad esempio, a offset sorgente-ricevitore molto lontani o in aree di struttura complessa superficiale). Arrivi interpretati, colpo, e dati dello strumento sono forniti in Dati supplementari 1.
Nei record da colpi situati all’interno del bacino della Georgia del Sud (Colpi 4-14, Fichi supplementari. 1, 2), si osservano due chiare rifrazioni sedimentarie con distinte velocità apparenti. A offset inferiori a ~5 km, le rifrazioni sedimentarie hanno una velocità apparente di ~ 2-2, 5 km s−1. A offset tra ~5-20 km, rifrazioni sedimentarie hanno velocità apparenti di ~ 4,5−5 km s-1. I riflessi sono stati identificati tra questi strati sedimentari e dalla base dei sedimenti (ad esempio, Fig. 2). Per i colpi a nord del bacino della Georgia del Sud (Colpi 1 e 3, Fig supplementare. 1), le rifrazioni sedimentarie sono assenti. Le rifrazioni crostali (Pg) sono identificate come primi e secondari arrivi fino a offset fino a 250 km; le velocità apparenti aumentano con la profondità da ~6 a>7 km s−1. Osserviamo rifrazioni del mantello (Pn) su scatti multipli, che mostrano alte velocità apparenti di >8 km s−1 (ad esempio, Fig. 2). La distanza di crossover di Pg e Pn è ~180-200 km. Gli arrivi di PmP sono stati generalmente identificati con offset compresi tra 80 e 180 km. Abbiamo scelto gli arrivi dell’onda P per ciascuna di queste fasi e assegnato le incertezze del tempo di viaggio mediante ispezione visiva (Tabella supplementare 2). Fig.supplementare 3 mostra immagini aggiuntive di fasi interpretate sulla linea 1, e immagini simili per la linea 2 sono in Figg. S1-S14 dalle informazioni di supporto di Marzen et al.39. Un confronto di tiro raccoglie dai due profili illustra le differenze nella struttura di velocità (Fig. 2). Sul colpo raccogliere dalla linea di zucchero 1, rifrazioni sedimentarie si osservano a grandi offset fonte-ricevitore, riflettendo il sedimento synrift più spessa in questa parte del bacino della Georgia del Sud. Inoltre, le velocità apparenti delle rifrazioni crostali (Pg) sulla linea di ZUCCHERO 1 sono superiori a quelle della linea di ZUCCHERO 2, in particolare per gli arrivi a grandi offset sorgente-ricevitore che campionano la crosta inferiore.
Abbiamo modellato le scelte del tempo di viaggio dei riflessi e delle rifrazioni dai sedimenti, dalla crosta e dal mantello superiore per vincolare la struttura della velocità dell’onda P. Le riprese sulla Linea SUGAR 1 sono state proiettate su una linea bidimensionale con punti finali a 30.509°N, 82.833°W e 32.711°N, 85.0104°W, e le riprese per la Linea 2 sono state proiettate su una linea con punti finali di 30.743°N, 81.706°W e 34.101°N, 83.760 ° W. Gli offset sorgente-ricevitore per entrambe le linee sono stati presi dalla geometria reale e si presume che cadano lungo queste linee 2D. La struttura del bacino del sedimento è stata determinata dalla modellazione iterativa in avanti e dall’inversione in RAYINVR utilizzando riflessioni e rifrazioni sedimentarie, un registro di pozzo vicino alla linea 256 e la topografia su Pg e Pn causata da strutture poco profonde65. Questo codice utilizza una parametrizzazione del modello di velocità grossolana con nodi definiti dall’utente, che ci ha permesso di incorporare vincoli diretti sulla struttura del bacino da rifrazioni sedimentarie, vincoli indiretti dalla topografia sugli arrivi Pg e vincoli da altri set di dati (ad esempio, dati di riflessione COCORP). Abbiamo quindi lasciato la struttura del bacino determinata da RAYINVR fissa e invertita per la struttura del mantello crostale e superiore utilizzando VMTOMO. Il passo avanti di VMTOMO prevede il ray tracing utilizzando il metodo grafico e il passo inverso utilizza un metodo dei minimi quadrati smorzati per ridurre al minimo una funzione di costo con disadattamento dei dati e termini di levigatura/smorzamento. Sono state applicate più iterazioni di modellazione e inversione in avanti, in cui misfit è stato gradualmente ridotto e i vincoli di livellamento/smorzamento sono stati rilassati per consentire alla struttura di emergere. La levigatura orizzontale era generalmente 5 volte maggiore della levigatura verticale. Le prime inversioni per la velocità sismica includevano solo arrivi quasi offset e quindi aggiornavano solo la crosta superiore; porzioni più profonde del modello sono state gradualmente incluse incorporando progressivamente fasi di offset più lungo40, 41, 66.
Questi modelli si adattano bene ai dati, con χ2 di 1,27 e radice media quadrata (RMS) misfit di 72 ms per la linea 1 (Tabella supplementare 2) e χ2 di 0,90 e RMS misfit di 85 ms per la linea 239. Il valore χ2 ideale è 1, ma un valore più grande è stato permesso sulla linea 1 per evitare di introdurre artefatti di velocità su piccola scala a causa della geometria 3D e delle variazioni scarsamente vincolate nella struttura del bacino. Tabelle supplementari 2 e 3 mostrano misfit sulla linea 1 per colpo raccogliere e fase, rispettivamente, e misfit dati per tutte le scelte è illustrato in Fig supplementare. 4 per la linea 1 e supplementare Fig. 5 per la linea 2. I modelli di velocità per le linee 1 e 2 sono forniti nei dati supplementari 2 e 3.
Le porzioni più profonde dei modelli di velocità, inclusa la crosta inferiore, sono le più difficili da risolvere e ci sono compromessi tra l’aumento dello spessore della crosta e l’aumento della velocità della crosta inferiore. Per valutare l’incertezza nella velocità della crosta inferiore, abbiamo esaminato il modello misfit associato alle perturbazioni nella velocità crostale inferiore e nella profondità di Moho (Nota supplementare 2). Questi test di compromesso mostrano che la velocità della crosta inferiore può essere perturbata solo fino a ~ 0,05 km s−1 senza aumentare l’adattamento χ2 ai dati oltre un livello accettabile (Fig. 6 per la linea 1 e supplementare Fig. 7 per la linea 2). I dati, tuttavia, non risolvono le dimensioni e le posizioni precise delle perturbazioni localizzate della velocità crostale inferiore sulla scala di decine di km. Inoltre, i nostri modelli di velocità sono più sensibili alle perturbazioni nella velocità crostale inferiore e nella profondità Moho nelle porzioni centrali di ogni linea sismica in cui la copertura del raggio invertito è più abbondante. In sintesi, questi modelli di velocità sono sensibili alla velocità crostale inferiore complessiva, ma non possono risolvere variazioni di scala più piccola nella velocità crostale inferiore. La base del nostro risultato sono le differenze su larga scala nella velocità crostale inferiore e nello spessore crostale tra le linee di ZUCCHERO 1 e 2, che sono ben vincolate.
Calcolo dello spessore di intrusione ignea da velocità
Abbiamo stimato lo spessore dei magmi intrusi adattando il calcolo della miscelazione lineare43 (Fig. 2):
dove Zint è lo spessore del femiche intrusioni, Ztot è lo spessore della crosta terrestre al di sotto dei 20 km di profondità, VP-orig è la velocità di riferimento per la crosta inferiore, senza intrusioni, VP-obs è osservato media inferiore della crosta terrestre velocità (sotto i 20 km di profondità), e VP-int è assunto la velocità di femiche intrusioni magmatiche. La velocità crostale inferiore media osservata (VP-obs) è stata calcolata da 20 km di profondità al Moho attraverso ogni linea sismica. Questo intervallo di profondità Ztot è stato selezionato perché gli aumenti della velocità crostale a queste profondità riflettono i cambiamenti nella composizione piuttosto che la chiusura di fessure e spazi di pori osservati nella crosta meno profonda48. La velocità di riferimento per la crosta inferiore non modificata è stata stimata in 6,75 km s−1,39. La velocità del materiale che ha intruso la crosta inferiore è stata stimata in 7,2−7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Poiché gli spessori di intrusione negativi vengono generati quando la velocità media della crosta inferiore è inferiore a 6,75 km s−1, Zint in questi scenari è impostato su 0 km.
Modelli di fusione a decompressione
Usiamo la parametrizzazione Katz57 per calcolare la frazione di fusione attraverso una colonna 1D a un intervallo di condizioni di profondità (pressione) e temperatura per diversi gradi di assottigliamento della litosfera della crosta e del mantello. In questo calcolo, assumiamo una composizione di peridotite del mantello del 15% di clinopirossene anidro in peso67. Questa scelta riflette il fatto che il grado di arricchimento del mantello varia all’interno dell’estensione del CAMPO, ma è relativamente basso negli Stati Uniti rispetto al più a nord13. Se il mantello avesse una composizione idrosa o includesse altri volatili da subduzione precedente,si produrrebbe una maggiore quantità di fusione mentre i volatili sono presenti nel mantle57, 58.
Assumiamo uno spessore crostale iniziale di 45 km55 e uno spessore litosferico di 120 km68. Questi spessori iniziali sono presi da osservazioni sismiche a nord-ovest della nostra area di studio dove non c’è né una radice profonda degli Appalachi né prove di assottigliamento della crosta.
La frazione di fusione calcolata rispetto alla profondità è stata convertita in spessore crostale igneo per una data temperatura potenziale del mantello, assottigliamento crostale e quantità presunta di assottigliamento litosferico. Per calcolare la pressione al confine litosfera-astenosfera per diversi scenari di estensione della litosfera, abbiamo assunto una densità della crosta continentale di 2800 kg m−3 e una densità della litosfera del mantello di 3300 kg m−3. Per una data quantità di assottigliamento litosferico crostale e del mantello, lo spessore delle intrusioni ignee è stato determinato integrando la frazione di fusione risultante sulla profondità.
Un altro importante contributo al magmatismo del rift previsto è il grado di allungamento dipendente dalla profondità. Consideriamo entrambi un caso di allungamento uniforme (Fig. 3) e scenari in cui l’intera litosfera ha sperimentato un’estensione 2x e 4x in più rispetto alla crosta (Fig. 8):
per il fattore di stiramento della litosfera intera α e il fattore di stiramento crostale β, dove l’estensione della litosfera intera è un k multiplo di estensione crostale.
Per soddisfare l’incertezza nello spessore post-orogenico ma prerift della crosta e della litosfera, i calcoli di fusione di decompressione per probabili spessori crostali (40 km, 55 km) e litosferici (90 km, 150 km) sono inclusi nella Fig supplementare. 9. Più melt è prodotto dalla fusione di decompressione quando la litosfera iniziale è più sottile. La temperatura potenziale del mantello dedotto è maggiore quando solo la crosta iniziale è più sottile perché il fattore di allungamento crostale è più piccolo per la stessa quantità dedotta di spessore crostale igneo. Le nostre osservazioni sono costanti temperature potenziali del mantello inferiori a 1500 °C per spessori iniziali della litosfera fino a 150 km.
In sintesi, nonostante le incertezze nello spessore iniziale e nell’allungamento dipendente dalla profondità, i risultati della modellazione sono coerenti con la fusione di decompressione e le temperature potenziali del mantello moderatamente elevate.
Calcolo del volume del magma del Rift della Georgia del Sud
Abbiamo sviluppato una stima del volume del magmatismo del CAMPO usando (1) lo spessore del riempimento sedimentario nel bacino della Georgia del Sud (Nota supplementare 1)49 e (2) lo spessore delle intrusioni magmatiche mafiche crostali inferiori sulle linee di ZUCCHERO 1 e 2. Questo approccio si basa sull’osservazione del primo ordine che lo spessore delle intrusioni magmatiche è maggiore dove i sedimenti di synrift sono più spessi. Abbiamo calcolato lo spessore medio di intrusione (Fig. 2e-f) in contenitori di 500 m di spessore del sedimento di synrift del bacino della Georgia del Sud (ad es., 2000-2500 m) sulle linee di ZUCCHERO 1 e 2 (Fig. 10). Tutte le parti di entrambe le linee sismiche sono state utilizzate per vincolare la calibrazione tranne dove non abbiamo risoluzione della crosta inferiore e Moho o dove il magmatismo può provenire dalla rottura di Pangea invece di CAMP all’estremità sud-orientale della Linea 2 (cioè, vincoli dalla Linea 1: 50-250 km di distanza; Linea 2: 50-280 km di distanza).
Non abbiamo ipotizzato intrusioni magmatiche dove i sedimenti di synrift del bacino della Georgia del Sud sono meno spessi di 1000 m, il che è coerente con le osservazioni di velocità crostali inferiori dove la media statistica era vicina allo zero (Fig. 10). Dove i sedimenti di synrift del bacino della Georgia del Sud sono>1000 m di spessore, stimiamo il volume di magmatismo nella crosta inferiore moltiplicando l’area del bacino della Georgia del Sud all’interno di ogni contenitore di spessore del sedimento di synrift per lo spessore medio di intrusione magmatica per quello spessore del sedimento. L’equazione che segue rappresenta il modo in cui abbiamo usato il bacino del modello per la stima dei volumi di inferiore della crosta terrestre intrusioni magmatiche sommando in ogni bin i:
dove M è il volume totale di magmatism, a è l’area della superficie della Georgia del Sud del Bacino che ricade all’interno di una 500 m syn-rift sedimenti di spessore bin, e m è la media intrusione di magma spessore calcolato che bin (o 0 per il 0-500 e 500-1000 m bin). Questi valori sono riportati nella Tabella supplementare 4. Da questo metodo, stimiamo tra 76.000 e 127.000 km3 di intrusioni magmatiche mafiche nella crosta inferiore attraverso il Rift della Georgia del Sud. Abbiamo eseguito questo calcolo utilizzando un intervallo di dimensioni del contenitore e abbiamo scoperto che la stima del volume risultante non è molto sensibile alla scelta della dimensione del contenitore.
Facciamo una stima conservativa del volume di magmatismo nella crosta superiore basata sul presupposto che lo spessore degli strati di basalto o diabasi dai dati del pozzo25 riflette l’intervallo di spessore di intrusione all’interno dell’estensione del bacino della Georgia del Sud—tra 50 m e 500 m. Abbiamo quindi moltiplicato l’area del basin49 per questi due spessori di intrusione del membro finale per stimare il volume di magmatismo nella superficie vicina. Da questo metodo, stimiamo spessori di intrusione vicino alla superficie tra 8.300 e 42.000 km3 nella spaccatura della Georgia del Sud. Questa stima è simile ai metodi utilizzati in altri calcoli di volumes1 CAMPO vicino alla superficie,4,18, ma non tiene conto di intrusioni che possono esistere nella crosta poco profonda sotto o al di fuori del bacino della Georgia del Sud.
