dane sejsmiczne i inwersja tomograficzna

linia cukru 1 w zachodniej południowej Georgii została zebrana w marcu 2014 i obejmowała 11 źródeł eksplozji zarejestrowanych przez 1193 geofony oddalone od siebie ~250 m. SUGAR Line 2 we wschodniej południowej Georgii RIFT został zebrany w sierpniu 2015 i obejmował 14 źródeł eksplozji zarejestrowanych przez geofony 1981 ~200 m od siebie (rys. 1; Dodatkowe Rys. 1; Dane Uzupełniające 1).

aby umożliwić porównanie obu profili, na liniach cukrowych 1 i 2 zastosowano spójne przetwarzanie danych sejsmicznych, identyfikację fazową i modelowanie prędkości. Szczegółowy opis strzałów linii 2 oraz dane i analiza linii cukru 2 są opisane przez Marzen et al.39. Dodatkowa Tabela 1 zawiera informacje o lokalizacji strzałów linii 1, czasie i rozmiarach ładunku. Etapami przetwarzania były pasmowe filtrowanie ujęć z częstotliwością 3-14 Hz, zastosowanie zależnych od przesunięcia wzmocnień i normalizacji amplitudy śladów oraz zastosowanie prędkości redukcji 8 km s-1 w celu ułatwienia identyfikacji zjawisk sejsmicznych64. W przetwarzanych ujęciach obserwujemy wyraźne przyloty do 320 km (całkowita długość linii cukrowej 1). Interpretowane fazy obejmowały załamania przez wypełnienie osadowe, skorupę i górny płaszcz oraz odbicia od podstawy basenu osadowego (tylko linia 1) i Moho. Błędy Pick zostały przypisane na podstawie zaufania do interpretacji przybycia i na ogół wahały się między 0,04 A 0,15 s, chociaż większe niepewności przypisano małym podzbiorom typów (np. przy bardzo odległych przesunięciach źródła-odbiornika lub w obszarach o złożonej płytkiej strukturze). Interpretowane dane dotyczące przylotów, strzałów i instrumentów podano w danych uzupełniających 1.

w zapisach z ujęć znajdujących się na terenie Kotliny Południowej Georgii (ujęcia 4-14, Fig. 1, 2), obserwuje się dwa wyraźne załamania osadowe z wyraźnymi widocznymi prędkościami. Przy przesunięciach mniejszych niż ~5 km załamania osadowe mają prędkość pozorną ~2-2, 5 km s−1. Przy przesunięciach pomiędzy ~ 5-20 km załamania osadowe mają widoczne prędkości ~4,5-5 km s-1. Pomiędzy tymi warstwami osadowymi i od podstawy osadów zidentyfikowano odbicia (np. dodatkowe rys. 2). Dla ujęć na północ od basenu Georgii Południowej (ujęcia 1 i 3, dodatkowe rys. 1), załamania osadowe są nieobecne. Załamania skorupy (Pg) są identyfikowane jako pierwsze i wtórne przyloty do offsetów do 250 km; prędkość pozorna wzrasta wraz z głębokością od ~6 do >7 km s−1. Obserwujemy załamania płaszcza (PN) na wielu ujęciach, które wykazują duże widoczne prędkości >8 km s−1 (np. dodatkowe rys. 2). Odległość zwrotnicy Pg i Pn wynosi ~180-200 km. Przyloty PmP były typowo identyfikowane przy przesunięciach między 80 A 180 km. Wybraliśmy przyloty fali P dla każdej z tych faz i przydzieliliśmy niepewność czasu podróży za pomocą oględzin (dodatkowa Tabela 2). Dodatkowe Rys. 3 pokazuje dodatkowe obrazy zinterpretowanych faz na linii 1, A podobne obrazy dla linii 2 są na fig. S1-S14 z informacji uzupełniających Marzen et al.39. Porównanie śrutu z dwóch profili ilustruje różnice w strukturze prędkości (dodatkowe rys. 2). Na ujęciu z linii cukrowej 1 obserwuje się załamania osadowe na większe przesunięcia źródła-odbiornika, odzwierciedlające grubszy osad synryftowy w tej części basenu Południowej Georgii. Dodatkowo, widoczne prędkości załamania skorupy (Pg) na linii cukru 1 są wyższe niż w linii cukru 2, szczególnie w przypadku przylotów na dużych przesunięciach źródła-odbiornika, które badają dolną skorupę.

modelowaliśmy odbicia i załamania w czasie podróży z osadów, skorupy i górnego płaszcza, aby ograniczyć strukturę prędkości fali P. Zdjęcia na linii SUGAR 1 były rzutowane na dwuwymiarową linię z punktami końcowymi na 30,509°N, 82,833°W I 32,711°N, 85,0104°w, a zdjęcia na linii 2 były rzutowane na linię z punktami końcowymi na 30,743°N, 81,706°w i 34.101°N, 83.760 ° W. przesunięcia źródła-odbiornika dla obu linii zostały zaczerpnięte z rzeczywistej geometrii i założono, że spadną wzdłuż tych linii 2D. Strukturę basenu osadowego wyznaczono przez iteracyjne modelowanie do przodu i inwersję w RAYINVR z wykorzystaniem odbić i załamań osadowych, logarytmu studni w pobliżu linii 256 oraz topografii na Pg i Pn spowodowanej strukturami płytkiemi65. Kod ten wykorzystuje parametryzację modelu grubej prędkości z węzłami zdefiniowanymi przez użytkownika, co umożliwiło nam włączenie bezpośrednich ograniczeń struktury basenu z załamań osadowych, pośrednich ograniczeń z topografii przylotów Pg i ograniczeń z innych zbiorów danych (np. danych odbicia COCORP). Następnie opuściliśmy strukturę basenu ustaloną z rayinvr stałą i odwróconą dla struktury skorupy i górnego płaszcza za pomocą VMTOMO. Krok naprzód vmtomo obejmuje ray tracing przy użyciu metody wykresu, A krok odwrotny wykorzystuje metodę najmniejszych kwadratów tłumionych, aby zminimalizować funkcję kosztową z niedopasowaniem danych i wygładzaniem / tłumieniem. Zastosowano wiele iteracji modelowania do przodu i inwersji, w których stopniowo zmniejszano misfit, a ograniczenia wygładzania/tłumienia zostały złagodzone, aby umożliwić powstanie struktury. Wygładzanie poziome było na ogół 5 razy większe niż wygładzanie pionowe. Wczesne inwersje prędkości sejsmicznej obejmowały tylko przyloty zbliżone do offsetu, a tym samym aktualizowały tylko górną skorupę; głębsze części modelu były stopniowo włączane przez stopniowe wprowadzanie dłuższych przesunięć faz40, 41, 66.

te modele dobrze pasują do danych, z χ2 1,27 i korzeniową średnią kwadratową (RMS) misfit 72 ms dla linii 1 (Tabela uzupełniająca 2) i χ2 0,90 i RMS misfit 85 ms dla linii 239. Idealną wartością χ2 jest 1, ale większa wartość była dozwolona na linii 1, aby uniknąć wprowadzania artefaktów prędkości na małą skalę ze względu na geometrię 3D i słabo ograniczone różnice w strukturze basenu. Dodatkowe tabele 2 i 3 pokazują misfit na linii 1 odpowiednio przez Shot gather i phase, a misfit danych dla wszystkich typów jest zilustrowany na dodatkowej rys. 4 dla wiersza 1 i uzupełniającego rys. 5 dla linii 2. Modele prędkości dla linii 1 i 2 przedstawiono w danych uzupełniających 2 i 3.

głębsze części modeli prędkości, w tym dolna skorupa, są najtrudniejsze do rozwiązania i istnieją kompromisy między zwiększaniem grubości skorupy a zwiększaniem prędkości dolnej skorupy. W celu oceny niepewności prędkości dolnej skorupy zbadaliśmy model misfit związany z perturbacjami prędkości dolnej skorupy i głębokości Moho (Uwaga uzupełniająca 2). Te testy kompromisowe pokazują, że prędkość dolnej skorupy może być zaburzona tylko o ~0,05 km s-1 bez zwiększania χ2 dopasowania do danych powyżej akceptowalnego poziomu(dodatkowe rys. 6 dla wiersza 1 i uzupełniającego rys. 7 dla linii 2). Dane nie określają jednak dokładnych wymiarów i lokalizacji zlokalizowanych perturbacji prędkości dolnej skorupy w skali kilkudziesięciu km. Ponadto, nasze modele prędkości są najbardziej wrażliwe na perturbacje w prędkości dolnej skorupy i głębokości Moho w centralnych częściach każdej linii sejsmicznej, gdzie odwrotne pokrycie promieni jest najbardziej obfite. Podsumowując, te modele prędkości są wrażliwe na ogólną prędkość dolnej skorupy, ale nie mogą rozwiązać mniejszych wahań prędkości dolnej skorupy. Podstawą naszego wyniku są duże różnice w prędkości dolnej skorupy i grubości skorupy między liniami cukru 1 i 2, które są dobrze ograniczone.

obliczenia grubości intruzów magmowych na podstawie prędkości

oszacowano grubość intruzów magmowych poprzez dostosowanie liniowego obliczenia mieszania43 (rys. 2):

gdzie Zint to grubość maficznych intruzów, Ztot to grubość skorupy poniżej 20 km głębokości, VP-orig to prędkość odniesienia dla dolnej skorupy bez intruzów, VP-obs to obserwowana średnia prędkość dolnej skorupy (poniżej 20 km głębokości), a VP-int to zakładana prędkość maficznych intruzów magmowych. Średnia obserwowana prędkość dolnej skorupy ziemskiej (VP-obs) została obliczona od głębokości 20 km Do Moho w poprzek każdej linii sejsmicznej. Ten zakres głębokości Ztot został wybrany, ponieważ wzrost prędkości skorupy na tych głębokościach odzwierciedla zmiany w składzie, a nie zamykanie pęknięć i przestrzeni porów obserwowanych w płytszej skorupie48. Prędkość odniesienia dla niezmodyfikowanej dolnej skorupy oszacowano na 6,75 km s-1,39. Prędkość materiału intruzującego dolną skorupę oszacowano na 7,2−7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Ponieważ ujemne grubości intruzów są generowane, gdy średnia prędkość dolnej skorupy jest mniejsza niż 6,75 km s-1, Zint w tych scenariuszach jest ustawiony na 0 km.

modele topienia dekompresyjnego

używamy parametryzacji Katz57 do obliczenia frakcji Stopu przez kolumnę 1D w zakresie głębokości (ciśnienia) i temperatury dla różnych stopni rozrzedzenia litosfery skorupy i płaszcza. W tym obliczeniu przyjmujemy kompozycję perydotytu płaszcza w postaci 15% bezwodnego klinopiroksenu67. Wybór ten odzwierciedla fakt, że stopień wzbogacenia płaszcza różni się w zakresie obozu, ale jest stosunkowo niski w SE w USA w porównaniu z dalej na północ13. Gdyby płaszcz miał mieć kompozycję wodną lub zawierać inne substancje lotne z uprzedniego subdukcji, wytwarzana byłaby większa ilość stopu, podczas gdy substancje lotne są obecne w płaszczu 57, 58.

Zakładamy, że początkowa grubość skorupy wynosi 45 km55, a litosfera 120 km68. Te początkowe grubości pochodzą z obserwacji sejsmicznych na północny zachód od naszego obszaru badawczego, gdzie nie ma ani głębokiego korzenia Appalachów, ani dowodów na przerzedzenie skorupy ziemskiej.

obliczona frakcja stopu w stosunku do głębokości została przekształcona na grubość skorupy magmowej dla danej temperatury potencjału płaszcza, przerzedzenie skorupy i zakładaną ilość przerzedzenia litosfery. Aby obliczyć ciśnienie na granicy litosfery-astenosfery dla różnych scenariuszy wydłużenia litosfery, przyjęliśmy gęstość skorupy kontynentalnej 2800 kg M – 3 i gęstość litosfery płaszcza 3300 kg M−3. Dla danej ilości litosfery skorupy i płaszcza, grubość intruzji magmowych określono przez całkowanie otrzymanej frakcji stopu na głębokość.

kolejnym ważnym wkładem w oczekiwany magmatyzm szczelinowy jest stopień rozciągania zależnego od głębokości. Rozważamy zarówno jednolity przypadek rozciągania (rys. 3) oraz scenariusze, w których cała litosfera doświadczyła 2x i 4x większego rozciągnięcia niż skorupa (dodatkowe rys. 8):

dla współczynnika rozciągania całej litosfery α i współczynnika rozciągania skorupy β, gdzie przedłużenie całej litosfery jest wielokrotnością k rozszerzenia skorupy.

aby uwzględnić niepewność w post-orogennej, ale wstępnej grubości skorupy i litosfery, obliczenia topnienia dekompresyjnego dla prawdopodobnych grubości skorupy krańcowej (40 km, 55 km) i litosfery (90 km, 150 km) przedstawiono na rysunku uzupełniającym. 9. Więcej stopu jest wytwarzany przez topienie dekompresyjne, gdy początkowa litosfera jest cieńsza. Wnioskowana temperatura potencjału płaszcza jest większa, gdy tylko początkowa skorupa jest cieńsza, ponieważ współczynnik rozciągania skorupy jest mniejszy dla tej samej wnioskowanej ilości grubości skorupy magmowej. Nasze obserwacje są zgodne temperatury potencjału płaszcza poniżej 1500 °C dla początkowych grubości litosfery do 150 km.

podsumowując, pomimo niepewności w początkowym rozciąganiu zależnym od grubości i głębokości, wyniki modelowania są zgodne z topieniem dekompresyjnym i umiarkowanie podwyższonymi temperaturami potencjału płaszcza.

South Georgia RIFT obliczenie objętości magmy

opracowaliśmy oszacowanie objętości magmatyzmu CAMP za pomocą (1) Grubość wypełnienia osadowego w basenie South Georgia (Uwaga uzupełniająca 1)49 i (2) Grubość maficznych intruzów magmowych dolnej skorupy na liniach cukrowych 1 i 2. Podejście to opiera się na obserwacji pierwszego rzędu, że grubość intruzji magmowych jest większa, gdy osady synryftowe są grubsze. Obliczyliśmy średnią grubość włamania (rys. 2e-f) W 500-metrowych zbiornikach Kotliny Południowej Georgii (np., 2000-2500 m) na liniach cukrowniczych 1 i 2 (rys. uzupełniająca 10). Wszystkie części obu linii sejsmicznych zostały użyte do ograniczenia kalibracji, z wyjątkiem sytuacji, gdy nie mamy rozdzielczości dolnej skorupy i Moho lub gdzie magmatyzm może być pozyskiwany z rozpadu Pangea zamiast obozu na południowo-wschodnim końcu linii 2 (tj. ograniczenia z linii 1: Odległość 50-250 km; linia 2: odległość 50-280 km).

nie założyliśmy żadnych intruzów magmowych, w których osady synryftowe basenu Południowej Georgii mają grubość mniejszą niż 1000 m, co jest zgodne z obserwacjami z niższych prędkości skorupy ziemskiej, w których średnia statystyczna była bliska zeru (dodatkowe rys. 10). W przypadku gdy osady synrift basenu Południowej Gruzji mają >grubość 1000 m, szacujemy objętość magmatyzmu w dolnej skorupie, mnożąc obszar basenu Południowej Gruzji w obrębie każdego zbiornika o grubości osadu synrift przez średnią grubość intruzji magmowej dla tej grubości osadu. Równanie poniżej przedstawia sposób, w jaki wykorzystaliśmy model basin do oszacowania objętości intruzów magmowych dolnej skorupy, sumując w każdym binie i:

gdzie M jest całkowitą objętością magmatyzmu, a jest powierzchnią basenu Południowej Georgii, która spada w dół.w ciągu 500-m syn-RIFT osad grubości bin, A M jest średnia grubość intruzji magmy obliczona dla tego pojemnika (lub 0 dla 0-500 i 500-1000 m bin). Wartości te przedstawiono w dodatkowej tabeli 4. Na podstawie tej metody szacujemy od 76 000 do 127 000 km3 maficznych intruzów magmowych w dolnej skorupie przez szczelinę Południowej Georgii. Przeprowadziliśmy te obliczenia przy użyciu zakresu rozmiarów pojemników i stwierdziliśmy, że otrzymane oszacowanie objętości nie jest bardzo wrażliwe na wybór rozmiaru pojemnika.

dokonujemy ostrożnego oszacowania objętości magmatyzmu w górnej skorupie, opierając się na założeniu, że grubość warstw bazaltowych lub diabazowych z odwiertu data25 odzwierciedla zakres grubości intruzji w zasięgu Kotliny Południowej Georgii—od 50 m do 500 m. Następnie pomnożyliśmy powierzchnię basin49 przez te dwie grubości wtargnięcia do członu końcowego, aby oszacować objętość magmatyzmu w pobliżu powierzchni. Na podstawie tej metody szacujemy bliskie powierzchniowe grubości intruzów między 8,300 a 42,000 km3 w szczelinie Południowej Georgii. Oszacowanie to jest podobne do metod stosowanych w innych obliczeniach objętości OBOZÓW1,4, 18, ale nie uwzględnia intruzji, które mogą występować w płytkiej skorupie Pod lub poza basenem Georgii Południowej.