de dados Sísmicos e inversão tomográfica
o AÇÚCAR da Linha 1, no oeste Geórgia do Sul Rift foi coletado em Março de 2014 e 11 de explosão fontes gravadas por 1193 geophones espaçadas ~250 m de distância. SUGAR Line 2 in the eastern South Georgia Rift was collected in August 2015 and included 14 explosion sources recorded by 1981 geofones ~200 m apart(Fig. 1; Supplementary Fig. 1; Dados Suplementares 1).para permitir a comparação entre os dois perfis, foi aplicado às linhas de açúcar 1 e 2 um processamento consistente de dados sísmicos, identificação de fase e modelagem de velocidade. Uma descrição detalhada das imagens e dados da linha 2 e a análise da linha 2 de açúcar é descrita por Marzen et al.39. A tabela Complementar 1 lista informações sobre os locais de tiro da linha 1, timing e tamanhos de carga. As etapas de processamento foram a bandpass filtrando a tomada se reúne em 3-14 Hz, aplicando ganhos dependentes de deslocamento e normalização da amplitude aos traços, e aplicando uma velocidade de redução de 8 km s−1 para facilitar a identificação das arrivais sísmicas64. Nas colheres de tiro processadas, observamos entradas claras em compensações até 320 km (O comprimento total da linha de açúcar 1). As fases interpretadas incluíram refrações através do enchimento sedimentar, crosta e manto superior, e reflexões fora da base da bacia sedimentar (apenas Linha 1) e do Moho. Erros de escolha foram atribuídos com base na confiança na interpretação da chegada, e geralmente variou entre 0,04 e 0,15 s, embora maiores incertezas foram atribuídas a pequenos subconjuntos de picaretas (por exemplo, em muito distante compensação fonte-receptor ou em áreas de estrutura superficial complexa). Os dados interpretados de chegadas, tiros e instrumentos são fornecidos em dados suplementares 1.
In records from shots located within the South Georgia Basin (Shots 4-14, Supplementary Figs. 1, 2), duas refrações sedimentares claras são observadas com velocidades aparentes distintas. At offs less than ~5 km, sedimentary refractions have an apparent velocity of ~2-2, 5 km s−1. At offs between ~5-20 km, sedimentary refractions have apparent velocities of ~4,5–5 km s−1. As reflexões foram identificadas entre estas camadas sedimentares e a partir da base dos sedimentos (por exemplo, Figo suplementar. 2). Para shots a norte da bacia da Geórgia do Sul (Shots 1 e 3, Supplementary Fig. 1), as refrações sedimentares estão ausentes. Refracção da crosta (Pg) é identificada como primeira e segunda chegada a compensações até 250 km; velocidades aparentes aumentam com a profundidade de ~6 para >7 km s−1. Observamos refrações do manto (Pn) em múltiplas tomadas, que exibem altas velocidades aparentes de >8 km s−1 (e.g., figura suplementar. 2). A distância de cruzamento de Pg e Pn é de ~180-200 km. As chegadas de PmP eram tipicamente identificadas em compensações entre 80 e 180 km. Escolhemos chegadas de ondas P para cada uma dessas fases e atribuímos incertezas de tempo de viagem por inspeção visual (tabela suplementar 2). Figo Suplementar. 3 mostra imagens adicionais de fases interpretadas na linha 1, e imagens similares para a linha 2 estão em figos. S1 – S14 from the Supporting Information of Marzen et al.39. Uma comparação de tiros de ambos os perfis ilustra as diferenças na estrutura de velocidade (figura suplementar. 2). Na tomada se reúnem a partir da linha de açúcar 1, refrações sedimentares são observados para maiores compensações fonte-receptor, refletindo o sedimento sinrift mais espesso nesta parte da bacia da Geórgia do Sul. Além disso, as velocidades aparentes de refração de crosta (Pg) na linha de açúcar 1 são mais elevadas do que as da linha de açúcar 2, particularmente para chegadas em grande fonte-receiver compensa que a amostra da crosta inferior.
Nós modelamos picaretas de viagem-tempo de reflexões e refrações dos sedimentos, crosta e manto superior para restringir a estrutura de velocidade da onda P. Os tiros em AÇÚCAR Linha 1 foram projetadas em duas dimensões de linha com pontos de extremidade em 30.509°N, 82.833°W e 32.711°N, 85.0104°W, e as fotos para a Linha 2 foram projetados em linha com pontos de extremidade de 30.743°N, 81.706°W e 34.101 ° N, 83.760 ° W. os desvios fonte-receptor para ambas as linhas foram retirados da geometria real e assumiu-se cair ao longo destas linhas 2D. A estrutura da bacia do sedimento foi determinada pela modelagem iterativa para frente e inversão em RAYINVR usando reflexões sedimentares e refrações, um log bem próximo da linha 256, e topografia em Pg e Pn causada por estruturas rasas 65. Este código emprega uma parametrização de modelo de velocidade grosseira com nós definidos pelo usuário, o que nos permitiu incorporar restrições diretas na estrutura da bacia a partir de refrações sedimentares, restrições indiretas da topografia em chegadas Pg, e restrições de outros conjuntos de dados (por exemplo, dados de reflexão COCORP). Deixamos então a estrutura da bacia determinada a partir de RAYINVR fixa e invertida para a estrutura da crosta e do manto superior usando VMTOMO. O passo a frente do VMTOMO envolve o rastreamento de raios usando o método do grafo, e o passo inverso usa um método de mínimos quadrados amortecidos para minimizar uma função de custo com dados inadaptados e termos de suavização/amortecimento. Múltiplas iterações de modelagem avançada e inversão foram aplicadas, nas quais o misfit foi gradualmente reduzido e restrições de suavização/amortecimento foram relaxadas para permitir que a estrutura emergisse. Alisamento Horizontal foi geralmente 5 vezes maior do que alisamento vertical. As inversões iniciais para a velocidade sísmica só incluíram chegadas quase offset e só actualizaram a crosta superior; partes mais profundas do modelo foram gradualmente incluídas incorporando fases40, 41, 66.
estes modelos encaixam bem os dados, com χ2 de 1,27 e misfit médio quadrático (RMS) de 72 ms para a linha 1 (Quadro suplementar 2) e χ2 de 0,90 e misfit RMS de 85 ms para a linha 239. O valor ideal χ2 é 1, mas um valor maior foi permitido na linha 1 para evitar a introdução de artefatos de velocidade de pequena escala devido à geometria 3D e variações pouco restritas na estrutura da bacia. As tabelas suplementares 2 e 3 mostram o misfit na linha 1 por shot gather e fase, respectivamente, e o misfit de dados para todas as picaretas é ilustrado na figura suplementar. 4 para a linha 1 e Figo suplementar. 5 para a linha 2. Os modelos de velocidade para as linhas 1 e 2 são fornecidos nos dados suplementares 2 e 3.as porções mais profundas dos modelos de velocidade, incluindo a crosta inferior, são as mais difíceis de resolver, e há trocas entre o aumento da espessura da crosta e o aumento da velocidade da crosta inferior. A fim de avaliar a incerteza na velocidade da crosta inferior, examinamos o modelo de desajustamento associado a perturbações na baixa velocidade da crosta e profundidade do Moho (Nota complementar 2). Estes testes de tradeoff mostram que a velocidade da crosta inferior só pode ser perturbada por até ~0,05 km s−1 sem aumentar a adequação χ2 aos dados para além de um nível aceitável (Figo suplementar. 6 para a linha 1 e Figo suplementar. 7 para a linha 2). Os dados, no entanto, não resolvem as dimensões e localizações precisas das perturbações localizadas de menor velocidade da crosta na escala de dezenas de km. Além disso, nossos modelos de velocidade são mais sensíveis a perturbações em baixa velocidade da crosta e profundidade de Moho nas porções centrais de cada linha sísmica onde a cobertura de raios invertidos é mais abundante. Em resumo, estes modelos de velocidade são sensíveis à menor velocidade global da crosta, mas não podem resolver variações menores de escala na menor velocidade da crosta. A base do nosso resultado são as diferenças em larga escala em baixa velocidade da crosta e espessura da crosta entre as linhas de açúcar 1 e 2, que são bem limitadas.calculou – se a espessura dos magmas intrusos adaptando o cálculo da mistura linear 43 (Fig. 2):
onde Zint é a espessura de mafic intrusões, Ztot é a espessura da crosta inferior a 20 km de profundidade, VP-orig é a referência de velocidade para a crosta inferior, sem invasões, VP-obs é a média observada menor crustal da velocidade (inferior a 20 km de profundidade), e do vice-presidente do int é o assumido velocidade de mafic intrusões magmáticas. A velocidade média observada na crosta inferior (VP-obs) foi calculada a partir de 20 km de profundidade até ao Moho ao longo de cada linha sísmica. Este intervalo de profundidade Ztot foi selecionado porque o aumento da velocidade da crosta a estas profundidades reflete mudanças na composição ao invés do fechamento de fissuras e espaços de poros observados na crosta mais rasa 48. A velocidade de referência para a crosta inferior não modificada foi estimada em 6,75 km s-1,39. A velocidade do material que penetrou a crosta inferior foi estimada em 7,2-7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Como as espessuras de intrusão negativas são geradas quando a velocidade média da crosta inferior é inferior a 6,75 km s−1, Zint nestes cenários é definido para 0 km.
modelos de fusão de descompressão
usamos a parametrização57 Katz para calcular a fracção derretida através de uma coluna 1D a uma gama de condições de profundidade (pressão) e temperatura para diferentes graus de desbaste da litosfera da crosta e do manto. Neste cálculo, nós assumimos uma composição peridotita de manto de 15% de clinopiroxeno anidro em peso 67. Esta escolha reflecte o facto de o grau de enriquecimento do manto variar dentro da extensão do campo, mas é comparativamente baixo nos EUA em comparação com o norte 13. Se o manto tivesse uma composição hidrosiva ou incluísse outros voláteis de subducção anterior, uma maior quantidade de derretimento seria produzida enquanto os voláteis estão presentes no manto 57,58.assumimos uma espessura inicial da crosta de 45 km55 e uma espessura litosférica de 120 km68. Estas espessuras iniciais são tiradas de observações sísmicas a noroeste da nossa área de estudo, onde não há nem uma raiz Apaláquica profunda nem evidências de desbaste da crosta.
a fracção de fusão calculada versus profundidade foi convertida em espessura de crosta ígnea para uma dada temperatura potencial de manto, desbaste de crosta e quantidade presumida de desbaste litosférica. Para calcular a pressão na litosfera-limite da astenosfera para diferentes cenários de extensão da litosfera, assumimos uma densidade continental da crosta de 2800 kg m-3 e uma densidade da litosfera do manto de 3300 kg m−3. Para uma determinada quantidade de desbaste litosférica da crosta e do manto, a espessura das intrusões ígneas foi determinada integrando a fracção derretida resultante sobre a profundidade.outra contribuição importante para o magmatismo de fissura esperado é o grau de esticamento dependente da profundidade. Consideramos ambos um caso de alongamento uniforme (Fig. 3) e cenários onde toda a litosfera experimentou 2x E 4x mais Extensão do que a crosta (Figo suplementar. 8):
para o Fator de alongamento da litosfera inteira α e o Fator de alongamento da crosta β, onde a extensão litosfera inteira é um múltiplo k de extensão da crosta.
para acomodar incerteza na espessura da crosta e litosfera pós-orogénica, mas pré-Elevador, os cálculos de decomposição para a crosta final provável (40 km, 55 km) e litosférica (90 km, 150 km) estão incluídos em figos suplementares. 9. Mais derretimento é produzido pela decomposição derretendo quando a litosfera inicial é mais fina. A temperatura potencial inferida do manto é maior quando apenas a crosta inicial é mais fina porque o Fator de alongamento da crosta é menor para a mesma quantidade inferida de espessura da crosta ígnea. As nossas observações são consistentes temperaturas potenciais do manto inferiores a 1500 ° C para espessuras iniciais da litosfera até 150 km.
em resumo, apesar das incertezas na espessura inicial e alongamento dependente da profundidade, os resultados de modelagem são consistentes com a fusão da descompressão e temperaturas potenciais moderadamente elevadas do manto.
cálculo do volume de magma do Rift da Geórgia do Sul
desenvolvemos uma estimativa do volume de magmatismo do campo usando (1) A espessura do preenchimento sedimentar na bacia da Geórgia do Sul (Nota complementar 1)49 e (2) a espessura das intrusões máficas mágicas da crosta inferior nas linhas de açúcar 1 e 2. Esta abordagem é baseada na observação de primeira ordem de que a espessura das intrusões magmáticas é maior onde os sedimentos sinrift são mais grossos. Calculámos a espessura média de intrusão (Fig. 2e-f) Em contentores de 500 m de espessura do sedimento synrift da bacia da Geórgia do Sul (e.g., 2000-2500 m) nas linhas de açúcar 1 e 2 (Figo suplementar. 10). Todas as partes de ambas as linhas sísmicas foram usados para restringir a calibração, exceto onde não temos a resolução da crosta inferior e Moho ou onde o magmatismo pode ser obtida a partir da separação da Pangea em vez de ACAMPAMENTO no extremo sudeste da Linha 2 (por exemplo, restrições de Linha de 1: 50 a 250 km de distância; Linha 2: 50-280 km de distância).não assumimos intrusões magmáticas onde os sedimentos sinrift da bacia da Geórgia do Sul têm menos de 1000 m de espessura, o que é consistente com observações de velocidades inferiores da crosta, onde a média estatística estava perto de zero (Figo suplementar. 10). Onde os sedimentos sinrift da bacia da Geórgia do Sul São >1000 m de espessura, estimamos o volume de magmatismo na crosta inferior, multiplicando a área da bacia da Geórgia do Sul dentro de cada bin de espessura do sedimento sinrift pela espessura média de intrusão magmática para essa espessura do sedimento. A equação abaixo representa a forma como usamos a bacia do modelo para estimativa de volumes de menor crustal intrusões magmáticas somando em cada bandeja eu:
, onde M é o volume total de magmatismo, uma é a área da superfície da Geórgia do Sul Bacia que cai dentro de 500 m syn-rift sedimentos espessura bin, e m é a média intrusão magmática espessura calculada para que bin (ou 0 para a 0-500 e 500-1000 m bin). Estes valores são apresentados no quadro complementar 4. A partir deste método, estimamos entre 76.000 e 127.000 km3 de intrusões máficas magmáticas na crosta inferior através do Rift da Geórgia do Sul. Realizamos este cálculo usando uma gama de tamanhos de bin e descobrimos que a estimativa resultante do volume não é muito sensível à escolha do tamanho do bin.
Podemos fazer uma estimativa conservadora do volume de magmatismo na crosta superior, com base no pressuposto de que a espessura de basalto ou de diabásio camadas de bem data25 reflete o intervalo de intrusão espessura dentro da extensão da Geórgia do Sul da Bacia entre 50 m e 500 m. Multiplicamos então a área dos basin49 por estas espessuras de intrusão de membros finais para estimar o volume de magmatismo na próxima superfície. A partir deste método, estimamos espessuras de intrusão perto da superfície entre 8.300 e 42.000 km3 no Rift da Geórgia do Sul. Esta estimativa é semelhante aos métodos usados em outros cálculos do campo de acampamento próximo volumes1, 4, 18, mas não conta com intrusões que podem existir na crosta rasa abaixo ou fora da bacia da Geórgia do Sul.
