Seismiske data og tomografisk inversjon
SUGAR Line 1 i den vestlige Sør-Georgia Rift ble samlet I Mars 2014 og inkluderte 11 eksplosjonskilder registrert av 1193 geofoner fordelt ~250 m fra hverandre. SUGAR Line 2 i den østlige Sør-Georgia Rift ble samlet i August 2015 og inkluderte 14 eksplosjonskilder registrert av 1981 geofoner ~200 m fra Hverandre (Fig. 1; Supplerende Fig. 1; Supplerende Data 1).
for å muliggjøre sammenligning mellom de to profilene ble konsistent seismisk databehandling, faseidentifikasjon og hastighetsmodellering anvendt PÅ SUKKERLINJENE 1 og 2. En detaljert beskrivelse Av Linjen 2 skudd og data og analyse AV SUKKER Linje 2 er beskrevet Av Marzen et al.39. Supplerende Tabell 1 viser informasjon Om Linje 1 skudd steder, timing, og ladestørrelser. Behandlingstrinnene var bandpass filtrering skuddet samler på 3-14 Hz, bruke offset-avhengige gevinster og amplitude normalisering til spor, og bruke en reduksjon hastighet på 8 km s-1 for å lette identifisering av seismiske arrivals64. I de behandlede skuddsamlingene observerer vi klare ankomster ved forskyvninger opp til 320 km (den totale lengden PÅ SUKKERLINJE 1). Tolket faser inkludert brytninger gjennom sedimentære fyll, skorpe, og øvre mantelen, og refleksjoner av bunnen av sedimentære bassenget (Bare Linje 1) Og Moho. Plukkfeil ble tildelt basert på tillit til ankomsttolkningen, og varierte generelt mellom 0,04 og 0,15 s, selv om større usikkerheter ble tildelt små undergrupper av plukkfeil(f. eks. ved svært langt kildemottakerforskyvninger eller i områder med kompleks grunne struktur). Tolket ankomster, skudd, og instrument data er gitt I Supplerende Data 1.
i poster fra skudd som ligger i South Georgia Basin (Skudd 4-14, Supplerende Fiken. 1, 2), observeres to klare sedimentære brytninger med tydelige tilsynelatende hastigheter. Ved forskyvninger mindre enn ~5 km har sedimentære refraksjoner en tilsynelatende hastighet på ~2-2, 5 km s-1. Ved forskyvninger mellom ~5-20 km har sedimentære brytninger tilsynelatende hastigheter på ~4,5-5 km s-1. Refleksjoner ble identifisert mellom disse sedimentære lag og fra bunnen av sedimentene (F. eks, Supplerende Fig. 2). For skudd nord For Sør-Georgia-Bassenget (Skudd 1 og 3, Supplerende Fig. 1), sedimentære brytninger er fraværende. Crustal refraksjoner (Pg) er identifisert som første og sekundære ankomster ut til forskyvninger opp til 250 km; tilsynelatende hastigheter øker med dybde fra ~6 til >7 km s-1. Vi observerer mantelbrytninger (Pn)på flere skudd, som viser høye tilsynelatende hastigheter på >8 km s−1 (F. Eks. 2). Crossover avstanden Til Pg Og Pn er ~180-200 km. PmP ankomster ble vanligvis identifisert ved forskyvninger mellom 80 og 180 km. Vi plukket P-wave ankomster for hver av disse fasene og tildelte reisetidsusikkerhet ved visuell inspeksjon(Supplerende Tabell 2). Supplerende Fig. 3 viser flere bilder av tolket faser Pa Linje 1, og lignende bilder For Linje 2 er i Fiken. S1-S14 Fra Støtte Informasjon Av Marzen et al.39. En sammenligning av skudd samler fra de to profilene illustrerer forskjellene i hastighetsstruktur(Supplerende Fig. 2). På skuddet samles FRA SUGAR Line 1, sedimentære refraksjoner er observert til større kilde-mottaker forskyvninger, reflekterer tykkere synrift sediment i Denne delen Av Sør-Georgia Basin. I TILLEGG er de tilsynelatende hastighetene til krustbrytninger (pg) PÅ SUKKERLINJE 1 høyere enn DE I SUKKERLINJE 2, spesielt for ankomster ved store kilde-mottaker-forskyvninger som prøver den nedre skorpen.
vi modellerte reisetid plukker av refleksjoner og refraksjoner fra sedimenter, skorpe og øvre mantelen for å begrense P-bølge hastighet struktur. Skudd på SUKKER Linje 1 ble projisert på en to-dimensjonal linje med slutten poeng på 30.509°N, 82.833°W og 32.711°N, 85.0104°W, og skuddene for Linje 2 ble projisert på en linje med slutten poeng av 30.743°N, 81.706°W og 34.101°N, 83.760 Hryvnias W. kilde-mottaker-forskyvningene for begge linjene ble tatt fra den virkelige geometrien og antatt å falle langs DISSE 2d-linjene. Sediment bassenget strukturen ble bestemt av iterativ frem modellering og inversjon I RAYINVR ved hjelp av sedimentære refleksjoner og refraksjoner, en brønn log nær Linje 256, og topografi På Pg og Pn forårsaket av grunne strukturer65. Denne koden benytter en grov hastighet modell parameterisering med brukerdefinerte noder, som gjorde det mulig for oss å innlemme direkte begrensninger på bassenget struktur fra sedimentære refraksjoner, indirekte begrensninger fra topografi På Pg ankomster, og begrensninger fra andre datasett (F.eks COCORP refleksjon data). Vi forlot bassenget struktur bestemt FRA RAYINVR fast og invertert for skorpe og øvre mantelen struktur ved HJELP AV VMTOMO. Fremovertrinnet i VMTOMO innebærer strålesporing ved hjelp av grafmetoden, og det inverse trinnet bruker en dempet minste kvadraters metode for å minimere en kostnadsfunksjon med data mistilpasset og utjevning/demping vilkår. Flere iterasjoner av frem modellering og inversjon ble brukt, der mistilpasset ble gradvis redusert og utjevning / demping begrensninger ble avslappet for å tillate struktur til å dukke opp. Horisontal utjevning var generelt 5 ganger større enn vertikal utjevning. Tidlige inversjoner for seismisk hastighet inkluderte bare nesten offset ankomster og dermed bare oppdatert øvre skorpe; dypere deler av modellen ble gradvis inkludert ved gradvis å inkorporere lengre forskyvningsfaser40, 41, 66.
disse modellene passer godt til dataene, med χ2 av 1,27 og root mean squared (RMS) misfit på 72 ms for Linje 1 (Supplementary Table 2) og χ 2 av 0,90 og tilsvarende RMS misfit på 85 ms For Linje 239. Den ideelle χ 2-verdien er 1, men en større verdi ble tillatt På Linje 1 for å unngå å innføre småskala hastighetsartefakter på GRUNN AV 3D-geometri og dårlig begrensede variasjoner i bassengstrukturen. Supplerende Tabeller 2 og 3 viser misfit på Linje 1 av skudd samle og fase, henholdsvis, og data misfit for alle plukker er illustrert I Supplerende Fig. 4 For Linje 1 Og Utfyllende Fig. 5 for Linje 2. Hastighetsmodellene For Linje 1 og 2 er gitt I Supplerende Data 2 og 3.
de dypere delene av hastighetsmodellene, inkludert den nedre skorpen, er de mest utfordrende å løse, og det er avvik mellom økende skorpetykkelse og økende lavere skorpehastighet. For å vurdere usikkerhet i hastigheten til nedre skorpe, undersøkte vi modellfeil forbundet med forstyrrelser i nedre skorpehastighet og Moho dybde (Tilleggsnotat 2). Disse avveiningstestene viser at hastigheten til den nedre skorpen kun kan forstyrres med opp til ~0,05 km s−1 uten å øke ③2-passformen til dataene utover et akseptabelt nivå (Supplerende Fig. 6 For Linje 1 Og Utfyllende Fig. 7 For Linje 2). Dataene løser imidlertid ikke de nøyaktige dimensjonene og plasseringene av lokaliserte lavere skorpehastighetsforstyrrelser på skalaen av titalls km. I tillegg er våre hastighetsmodeller mest følsomme for forstyrrelser i lavere skorpehastighet og Moho dybde i de sentrale delene av hver seismisk linje hvor reversert stråledekning er mest rikelig. Oppsummert er disse hastighetsmodellene følsomme for generell lavere skorpehastighet, men kan ikke løse mindre variasjoner i lavere skorpehastighet. Grunnlaget for vårt resultat er de store forskjellene i lavere crustal hastighet og crustal tykkelse MELLOM SUKKER Linjer 1 og 2, som er godt begrenset.
Igneous intrusion tykkelse beregninger fra hastigheter
vi anslått tykkelsen på intrudert magma ved å tilpasse den lineære blanding calculation43 (Fig . 2):
Hvor Zint er tykkelsen på mafiske inntrengninger, ztot er tykkelsen på skorpen under 20 km dybde, VP-orig er referansehastigheten for den nedre skorpe uten inntrengninger, VP-obs er den observerte gjennomsnittlige nedre skorpehastigheten (under 20 km dybde), og VP-int er den antatte hastigheten til mafiske magmatiske inntrengninger. GJENNOMSNITTLIG observert lavere skorpehastighet (VP-obs) ble beregnet fra 20 km dybde Til Moho over hver seismisk linje. Dette dybdeområdet Ztot ble valgt fordi økninger i skorpehastigheten ved disse dybdene reflekterer endringer i sammensetningen i stedet for lukking av sprekker og porerom observert i den grunnere skorpen48. Referansehastigheten for umodifisert nedre skorpe ble estimert til 6,75 km s-1,39. Hastigheten til materialet som trengte inn i den nedre skorpen ble estimert til 7,2-7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Fordi negative inntrengingstykkelser genereres når gjennomsnittshastigheten til den nedre skorpen er mindre enn 6,75 km s-1, Er Zint i disse scenariene satt til 0 km.
Dekompresjonsmeltende modeller
Vi bruker katz-parameteriseringen57 til å beregne smeltefraksjon gjennom EN 1d-kolonne ved et område av dybde (trykk) og temperaturforhold for forskjellige grader av tynning av skorpen og mantelen litosfæren. I denne beregningen antar vi en mantelperidotittsammensetning på 15% vannfri klinopyroksen etter vekt67. Dette valget gjenspeiler det faktum at graden av mantelberikelse varierer innenfor OMFANGET AV LEIREN, men er relativt lav I SE USA sammenlignet med lenger nord13. Var mantelen å ha en hydroøs sammensetning eller inkludere andre flyktige stoffer fra tidligere subduksjon, ville en større mengde smelte bli produsert mens de flyktige er tilstede i mantle57, 58.
vi antar en innledende skorpe tykkelse på 45 km55 og litosfærisk tykkelse på 120 km68. Disse innledende tykkelser er tatt fra seismiske observasjoner i nordvest for vår studie område der det er verken en dyp Appalachian rot eller bevis for skorpe tynning.
den beregnede smeltefraksjon versus dybde ble omdannet til stiv skorpe tykkelse for en gitt mantelen potensiell temperatur, skorpe tynning, og antatt mengde litosfærisk tynning. For å beregne trykket ved litosfære-asthenosfæregrensen for forskjellige litosfæreforlengelsesscenarier antok vi en kontinentalskorpetetthet på 2800 kg m-3 og en mantellitosfæretetthet på 3300 kg m-3. For en gitt mengde av skorpe og mantelen lithospheric tynning, tykkelsen av vulkanske inntrenging ble bestemt ved å integrere den resulterende smelte fraksjon over dybde.Et annet viktig bidrag til forventet riftmagmatisme er graden av dybdeavhengig strekking. Vi anser både en jevn strekk sak (Fig. 3) og scenarier hvor hele litosfæren har opplevd 2x og 4x mer forlengelse enn skorpen (Supplerende Fig. 8):
for hel-litosfære strekkfaktor α og skorpestrekningsfaktor β, hvor hel litosfæreforlengelse er en multippel k av skorpeforlengelse.
for å imøtekomme usikkerhet i post-orogenic men prerift tykkelse av skorpe og litosfæren, dekompresjon smelting beregninger for sannsynlig end-medlem skorpe (40 km, 55 km) og lithospheric (90 km, 150 km) tykkelser er inkludert I Supplerende Fig. 9. Mer smelte produseres ved dekompresjonssmelting når den første litosfæren er tynnere. Den utledede mantelen potensielle temperaturen er større når bare den første skorpe er tynnere fordi crustal strekkfaktor er mindre for den samme utledede mengde magmatiske crustal tykkelse. Våre observasjoner er konsistente mantelpotensiale temperaturer mindre enn 1500 °C for innledende litosfæretykkelser opp til 150 km.til tross for usikkerhet i innledende tykkelse og dybdeavhengig strekking, er modelleringsresultatene konsistente med dekompresjonssmelting og moderat forhøyede mantelpotensielle temperaturer.
Sør-Georgia Rift magma volumberegning
vi utviklet et estimat av volumet AV CAMP magmatisme ved hjelp av (1)tykkelsen av sedimentære fyll I Sør-Georgia Bassenget (Supplerende Note 1) 49 og (2) tykkelsen av nedre skorpe mafiske magmatiske inntrenging PÅ SUKKER Linjer 1 og 2. Denne tilnærmingen er basert på den første ordens observasjon at tykkelsen av magmatiske inntrengninger er større der synrift sedimenter er tykkere. Vi beregnet gjennomsnittlig inntrengingstykkelse(Fig. 2e-f–i 500-m beholdere Av Sør-Georgia-Bassenget synrift sedimenttykkelse (f. eks., 2000-2500 m) PÅ SUKKER Linjer 1 og 2 (Supplerende Fig. 10). Alle deler av begge seismiske linjene ble brukt til å begrense kalibreringen, unntatt hvor vi ikke har oppløsning av nedre skorpe og Moho eller hvor magmatismen kan hentes fra oppbrudd Av Pangea i stedet for LEIR ved den sørøstlige enden Av Linje 2(dvs. begrensninger Fra Linje 1: 50-250 km avstand; Linje 2: 50-280 km avstand).
vi antok ingen magmatiske inntrengninger der synrifts-sedimentene I sør-Georgia-Bassenget er mindre enn 1000 m tykke, noe som er i samsvar med observasjoner fra lavere skorpehastigheter der det statistiske gjennomsnittet var nær null (Supplerende Fig. 10). Hvor Sør-Georgia Basin synrift sedimenter er > 1000 m tykk, anslår vi volumet av magmatisme i den nedre skorpe ved å multiplisere arealet Av Sør-Georgia Basin innenfor hver synrift sediment tykkelse bin med gjennomsnittlig magmatisk inntrenging tykkelse for at sediment tykkelse. Ligningen nedenfor representerer hvordan vi brukte bassengmodellen til å estimere volumer av nedre crustal magmatic intrusions ved å summere over hver bin i:
Hvor M er det totale volumet av magmatisme, a er overflaten Av Sør-Georgia-Bassenget som faller Inn i Det Sørlige Georgia.innenfor en 500-m syn-rift sedimenttykkelse bin, og m er gjennomsnittlig magma inntrengningstykkelse beregnet for at bin (eller 0 for 0-500 og 500-1000 m bin). Disse verdiene er gitt i Supplerende Tabell 4. Fra denne metoden anslår vi mellom 76 000 og 127 000 km3 mafiske magmatiske inntrengninger i nedre skorpe over Sør-Georgia-Rift. Vi utførte denne beregningen ved hjelp av en rekke avfallsstørrelser og fant at det resulterende estimatet av volum ikke er veldig følsomt for valg av avfallsstørrelse.
vi gjør et konservativt estimat av volumet av magmatisme i øvre skorpe basert på antagelsen om at tykkelsen av basalt-eller diabaselagene fra brønndata25 reflekterer omfanget av inntrengingstykkelsen innenfor omfanget Av Sør-Georgia-Bassenget-mellom 50 m og 500 m. Vi deretter multiplisert arealet av basin49 av disse to end-medlem inntrenging tykkelser å anslå volumet av magmatisme i nær overflaten. Fra denne metoden estimerer vi nær-overflate inntrengningstykkelser mellom 8,300 og 42,000 km3 I Sør-Georgia Rift. Dette anslaget er lik de metoder som brukes i andre beregninger av NÆR overflaten CAMP volumes1, 4, 18, men tar ikke hensyn til inntrenging som kan eksistere i den grunne skorpe under eller utenfor Sør-Georgia Basin.
