date seismice și inversiune tomografică
SUGAR Line 1 în vestul Georgiei de Sud Rift a fost colectat în martie 2014 și a inclus 11 surse de explozie înregistrate de 1193 geofoane distanțate la ~250 m distanță. Linia de zahăr 2 din estul Riftului Georgiei de Sud a fost colectată în August 2015 și a inclus 14 surse de explozie înregistrate de geofoanele din 1981 la o distanță de 200 m (Fig. 1; Suplimentar Fig. 1; Date Suplimentare 1).
pentru a permite comparația între cele două profiluri, prelucrarea consistentă a datelor seismice, identificarea fazelor și modelarea vitezei au fost aplicate liniilor de zahăr 1 și 2. O descriere detaliată a liniei 2 fotografii și date și analiza liniei de zahăr 2 este descrisă de Marzen și colab.39. Tabelul suplimentar 1 listează informații despre locațiile de fotografiere din linia 1, calendarul și dimensiunile de încărcare. Etapele de procesare au fost filtrarea prin bandă a adunărilor împușcate la 3-14 Hz, aplicarea câștigurilor dependente de offset și normalizarea amplitudinii la urme și aplicarea unei viteze de reducere de 8 km s-1 pentru a facilita identificarea sosirilor seismice64. În adunările procesate, observăm sosiri clare la compensări de până la 320 km (lungimea totală a liniei de zahăr 1). Fazele interpretate au inclus refracții prin umplerea sedimentară, crusta și mantaua superioară și reflexii de pe baza bazinului sedimentar (numai linia 1) și Moho. Erorile de alegere au fost atribuite pe baza încrederii în interpretarea sosirii și, în general, au variat între 0,04 și 0,15 s, deși incertitudini mai mari au fost atribuite subseturilor mici de ponturi (de exemplu, la compensări sursă-receptor foarte îndepărtate sau în zone cu structură complexă superficială). Datele despre sosiri, fotografii și instrumente interpretate sunt furnizate în datele suplimentare 1.
în înregistrările din fotografii situate în bazinul Georgiei de Sud (fotografii 4-14, smochine suplimentare. 1, 2), se observă două refracții sedimentare clare cu viteze aparente distincte. La compensări mai mici de ~5 km, refracțiile sedimentare au o viteză aparentă de ~2-2, 5 km s−1. La decalaje între ~5-20 km, refracțiile sedimentare au viteze aparente de ~4,5−5 km s-1. Au fost identificate reflexii între aceste straturi sedimentare și de la baza sedimentelor (de exemplu, Fig suplimentar. 2). Pentru fotografii la nord de bazinul Georgiei de Sud (Fotografii 1 și 3, suplimentar Fig. 1), refracțiile sedimentare sunt absente. Refracțiile crustale (Pg) sunt identificate ca fiind primele și secundare sosiri la compensări de până la 250 km; vitezele aparente cresc cu adâncimea de la ~6 la > 7 km s−1. Observăm refracțiile mantalei (Pn) pe mai multe fotografii, care prezintă viteze aparente ridicate de >8 km s−1 (de exemplu, suplimentar Fig. 2). Distanța de încrucișare a Pg și Pn este de ~180-200 km. Sosirile PmP au fost identificate de obicei la compensări între 80 și 180 km. Am ales sosirile undelor P pentru fiecare dintre aceste faze și am atribuit incertitudini privind timpul de călătorie prin inspecție vizuală (tabelul suplimentar 2). Fig Suplimentar. 3 prezintă imagini suplimentare ale fazelor interpretate pe linia 1 și imagini similare pentru linia 2 sunt în Fig. S1–S14 din informațiile justificative ale lui Marzen și colab.39. O comparație a adunărilor de fotografii din cele două profiluri ilustrează diferențele în structura vitezei (suplimentar Fig. 2). Pe împușcat aduna din linia de zahăr 1, refracțiile sedimentare sunt observate la compensări sursă-receptor mai mari, reflectând sedimentul sinrift mai gros din această parte a bazinului Georgiei de Sud. În plus, vitezele aparente ale refracțiilor crustale (Pg) pe linia de zahăr 1 sunt mai mari decât cele din linia de zahăr 2, în special pentru sosirile la compensări mari sursă-receptor care probează crusta inferioară.
am modelat ponturi de călătorie în timp de reflecții și refracții din sedimente, crusta și mantaua superioară pentru a constrânge structura vitezei undei P. Fotografii de pe Linia de ZAHĂR 1 a fost proiectat pe două-dimensional conformitate cu puncte de la 30.509°N, 82.833°W și 32.711°N, 85.0104°W, și fotografii pentru Linia 2 au fost proiectate pe o linie cu puncte de capăt de 30.743°N, 81.706°W și 34.101 n, 83.760 W. compensările sursă-receptor pentru ambele linii au fost preluate din geometria reală și se presupune că se încadrează de-a lungul acestor linii 2D. Structura bazinului sedimentar a fost determinată prin modelare iterativă înainte și inversare în RAYINVR folosind reflexii și refracții sedimentare, un jurnal de puț lângă linia 256 și topografie pe Pg și Pn cauzată de structuri superficiale65. Acest cod folosește o Parametrizare a modelului de viteză grosieră cu noduri definite de utilizator, ceea ce ne-a permis să încorporăm constrângeri directe asupra structurii bazinului din refracții sedimentare, constrângeri indirecte din topografie la sosirile Pg și constrângeri din alte seturi de date (de exemplu, date de reflecție COCORP). Apoi am lăsat structura bazinului determinată din RAYINVR fixă și inversată pentru structura crustală și superioară a mantalei folosind VMTOMO. Pasul înainte al VMTOMO implică urmărirea razelor folosind metoda graficului, iar pasul invers folosește o metodă amortizată cu cele mai mici pătrate pentru a minimiza o funcție de cost cu date nepotrivite și termeni de netezire/amortizare. Au fost aplicate mai multe iterații de modelare înainte și inversare, în care inadaptabilitatea a fost redusă treptat și constrângerile de netezire/amortizare au fost relaxate pentru a permite apariția structurii. Netezirea orizontală a fost în general de 5 ori mai mare decât netezirea verticală. Inversiunile timpurii pentru viteza seismică au inclus doar sosiri aproape offset și, astfel, au actualizat doar crusta superioară; porțiuni mai profunde ale modelului au fost incluse treptat prin încorporarea progresivă a fazelor cu offset mai lung40,41,66.
aceste modele se potrivesc bine cu datele, cu un coeficient de eroare la valoarea de 1,27 și un coeficient de eroare la valoarea medie la pătrat (RMS) de 72 ms pentru linia 1 (Tabelul suplimentar 2) și un coeficient de eroare la valoarea de 0,90 și un coeficient de eroare la valoarea de 85 ms pentru linia 239. Valoarea ideală a lui 7ct2 este 1, dar o valoare mai mare a fost permisă pe linia 1 pentru a evita introducerea Artefactelor de viteză la scară mică datorită geometriei 3D și variațiilor slab constrânse în structura bazinului. Tabelele suplimentare 2 și 3 arată misfit pe linia 1 prin adunare și, respectiv, fază, iar datele misfit pentru toate alegerile sunt ilustrate în Fig suplimentar. 4 pentru linia 1 și suplimentare Fig. 5 pentru linia 2. Modelele de viteză pentru liniile 1 și 2 sunt furnizate în datele suplimentare 2 și 3.porțiunile mai profunde ale modelelor de viteză, inclusiv crusta inferioară, sunt cele mai dificile de rezolvat și există compromisuri între creșterea grosimii crustei și creșterea vitezei crustei mai mici. Pentru a evalua incertitudinea în viteza crustei inferioare, am examinat modelul misfit asociat cu perturbații în viteza crustei inferioare și adâncimea Moho (nota suplimentară 2). Aceste teste de compromis arată că viteza crustei inferioare poate fi perturbată doar cu până la ~0,05 km s−1 fără a crește gradul de adecvare a datelor la un nivel acceptabil (Fig suplimentar. 6 pentru linia 1 și suplimentare Fig. 7 pentru linia 2). Cu toate acestea, datele nu rezolvă dimensiunile și locațiile precise ale perturbațiilor localizate ale vitezei crustale inferioare pe scara a zeci de km. În plus, modelele noastre de viteză sunt cele mai sensibile la perturbații în viteza crustală mai mică și adâncimea Moho în porțiunile centrale ale fiecărei linii seismice, unde acoperirea cu raze inversate este cea mai abundentă. Pe scurt, aceste modele de viteză sunt sensibile la viteza generală a crustei mai mici, dar nu pot rezolva variații la scară mai mică în viteza crustei mai mici. Baza rezultatului nostru este diferențele pe scară largă în ceea ce privește viteza crustală mai mică și grosimea crustei între liniile de zahăr 1 și 2, care sunt bine constrânse.
calculul grosimii intruziunii magmatice din viteze
am estimat grosimea magmelor intruse prin adaptarea calculului de amestecare liniară43 (Fig. 2):
unde Zint este grosimea intruziunilor mafice, Ztot este grosimea crustei Sub 20 km adâncime, VP-orig este viteza de referință pentru crusta inferioară fără intruziuni, VP-obs este viteza medie observată a crustei inferioare (sub 20 km adâncime), iar VP-INT este viteza presupusă a intruziunilor magmatice mafice. Viteza medie observată mai mică a crustei (VP-obs) a fost calculată de la adâncimea de 20 km până la Moho pe fiecare linie seismică. Acest interval de adâncime Ztot a fost selectat deoarece creșterile vitezei crustei la aceste adâncimi reflectă modificări ale compoziției, mai degrabă decât închiderea fisurilor și a spațiilor porilor observate în crusta mai puțin adâncă48. Viteza de referință pentru crusta inferioară nemodificată a fost estimată la 6,75 km s−1,39. Viteza materialului care a pătruns în crusta inferioară a fost estimată la 7,2–7,5 km s−1,24,44,45,46,47. Deoarece grosimile negative de intruziune sunt generate atunci când viteza medie a crustei inferioare este mai mică de 6,75 km s−1, Zint în aceste scenarii este setat la 0 km.
modele de topire de decompresie
folosim parametrizarea Katz57 pentru a calcula fracția de topire printr-o coloană 1D la o gamă de adâncime (presiune) și condiții de temperatură pentru diferite grade de subțiere a crustei și a litosferei mantalei. În acest calcul, presupunem o compoziție de peridotit de manta de 15% clinopiroxen anhidru în greutate67. Această alegere reflectă faptul că gradul de îmbogățire a mantalei variază în funcție de amploarea taberei, dar este relativ scăzut în SE SUA în comparație cu nordul îndepărtat13. Dacă mantaua ar avea o compoziție hidrică sau ar include alte substanțe volatile din subducția anterioară, s-ar produce o cantitate mai mare de topire în timp ce substanțele volatile sunt prezente în mantle57,58.
presupunem o grosime inițială a crustei de 45 km55 și o grosime litosferică de 120 km68. Aceste grosimi inițiale sunt preluate din observațiile seismice din nord-vestul zonei noastre de studiu, unde nu există nici o rădăcină Appalachiană profundă, nici dovezi pentru subțierea crustei.
fracția de topire calculată față de adâncime a fost transformată în grosimea crustei magmatice pentru o anumită temperatură potențială a mantalei, subțierea crustei și cantitatea presupusă de subțiere litosferică. Pentru a calcula presiunea la limita litosferei-astenosferei pentru diferite scenarii de extindere a litosferei, am presupus o densitate a crustei continentale de 2800 kg m – 3 și o densitate a litosferei mantalei de 3300 kg m−3. Pentru o anumită cantitate de subțiere litosferică a crustei și mantalei, grosimea intruziunilor magmatice a fost determinată prin integrarea fracției topite rezultate peste adâncime.
o altă contribuție importantă la magmatismul rift așteptat este gradul de întindere dependentă de adâncime. Considerăm atât un caz uniform de întindere (Fig. 3) și scenarii în care întreaga litosferă a cunoscut o extensie de 2x și 4x mai mare decât crusta (Fig suplimentar. 8):
pentru factorul de întindere a litosferei întregi și factorul de întindere a crustei, unde extensia litosferei întregi este un multiplu K de extensie a crustei.
pentru a acomoda incertitudinea în grosimea post-orogenică, dar prerift a crustei și litosferei, calculele de topire a decompresiei pentru grosimile probabile ale crustei (40 km, 55 km) și litosferice (90 km, 150 km) sunt incluse în Fig. 9. Mai multă topire este produsă prin topirea decompresiei atunci când litosfera inițială este mai subțire. Temperatura potențială a mantalei dedusă este mai mare atunci când doar crusta inițială este mai subțire, deoarece factorul de întindere a crustei este mai mic pentru aceeași cantitate dedusă de grosime a crustei magmatice. Observațiile noastre sunt constante manta potențial temperaturi mai mici de 1500 centimetric C pentru litosfera inițială grosimi de până la 150 km.
în rezumat, în ciuda incertitudinilor în grosimea inițială și întinderea dependentă de adâncime, rezultatele modelării sunt în concordanță cu topirea decompresiei și temperaturile potențiale ale mantalei moderat ridicate.
calculul volumului magmei rupturii Georgiei de Sud
am realizat o estimare a volumului magmatismului CAMP folosind (1) grosimea umpluturii sedimentare din bazinul Georgiei de Sud (nota suplimentară 1)49 și (2) grosimea intruziunilor magmatice mafice crustale inferioare pe liniile de zahăr 1 și 2. Această abordare se bazează pe observația de ordinul întâi că grosimea intruziunilor magmatice este mai mare acolo unde sedimentele sinrift sunt mai groase. Am calculat grosimea medie a intruziunii (Fig. 2e-f) în containere de 500 m din grosimea sedimentului Sinrift din bazinul Georgiei de sud (de ex., 2000-2500 m) pe liniile de zahăr 1 și 2 (suplimentar Fig. 10). Toate părțile ambelor linii seismice au fost folosite pentru a constrânge calibrarea, cu excepția cazului în care nu avem rezoluția crustei inferioare și Moho sau unde magmatismul poate proveni din destrămarea Pangea în loc de tabără la capătul sud-estic al liniei 2 (adică constrângeri de la linia 1: 50-250 km distanță; Linia 2: 50-280 km distanță).
nu am presupus intruziuni magmatice în cazul în care sedimentele Synrift din bazinul Georgiei de Sud au o grosime mai mică de 1000 m, ceea ce este în concordanță cu observațiile de la viteze mai mici ale crustei unde media statistică a fost aproape de zero (Fig suplimentar. 10). În cazul în care sedimentele Synrift din bazinul Georgiei de Sud au >1000 m grosime, estimăm volumul de magmatism în scoarța inferioară prin înmulțirea zonei bazinului Georgiei de Sud din fiecare coș de grosime a sedimentului sinrift cu grosimea medie a intruziunii magmatice pentru grosimea sedimentului respectiv. Ecuația de mai jos reprezintă modul în care am folosit modelul bazinului pentru a estima volumele intruziunilor magmatice ale crustei inferioare prin însumarea pe fiecare coș i:
unde m este volumul total de magmatism, a este suprafața bazinului Georgiei de Sud care se încadrează într-un 500-m syn-Rift sediment grosime bin, și M este grosimea medie Magma intruziune calculată pentru că bin (sau 0 pentru 0-500 și 500-1000 m bin). Aceste valori sunt prezentate în tabelul suplimentar 4. Din această metodă, estimăm între 76.000 și 127.000 km3 de intruziuni magmatice mafice în scoarța inferioară din Riftul Georgiei de Sud. Am efectuat acest calcul folosind o gamă de dimensiuni bin și a constatat că estimarea rezultată a volumului nu este foarte sensibil la alegerea dimensiunii bin.
facem o estimare conservatoare a volumului de magmatism în scoarța superioară pe baza presupunerii că grosimea straturilor de bazalt sau diabază din datele sondei25 reflectă intervalul de grosime de intruziune în întinderea bazinului Georgiei de Sud—între 50 m și 500 m. Apoi am înmulțit aria bazinului49 cu aceste două grosimi de intruziune ale membrului final pentru a estima volumul de magmatism în apropierea suprafeței. Din această metodă, estimăm grosimi de intruziune aproape de suprafață între 8.300 și 42.000 km3 în Riftul Georgiei de Sud. Această estimare este similară cu metodele utilizate în alte calcule ale volumului Taberei aproape de suprafață1,4,18, dar nu ține cont de intruziunile care pot exista în scoarța superficială de sub sau în afara bazinului Georgiei de Sud.
