seismiska data och tomografisk inversion
SOCKERLINJE 1 i västra Sydgeorgien Rift samlades i mars 2014 och inkluderade 11 explosionskällor registrerade av 1193 geofoner åtskilda ~250 m från varandra. SOCKERLINJE 2 i östra Sydgeorgien Rift samlades i augusti 2015 och inkluderade 14 explosionskällor registrerade av 1981 geofoner ~200 m från varandra (Fig. 1; Kompletterande Fig. 1; Kompletterande Uppgifter 1).
för att möjliggöra jämförelse mellan de två profilerna applicerades konsekvent seismisk databehandling, fasidentifiering och hastighetsmodellering på SOCKERLINJERNA 1 och 2. En detaljerad beskrivning av linjen 2 skott och data och analys av SOCKERLINJE 2 beskrivs av Marzen et al.39. Kompletterande Tabell 1 visar information om Linje 1 Skott platser, timing, och laddningsstorlekar. Bearbetningsstegen var bandpassfiltrering av skottet samlas vid 3-14 Hz, applicering av offsetberoende vinster och amplitudnormalisering till spår och applicering av en reduktionshastighet på 8 km s−1 för att underlätta identifiering av seismiska ankomster64. I de bearbetade skottsamlingarna observerar vi tydliga ankomster vid förskjutningar upp till 320 km (den totala längden på SOCKERLINJE 1). Tolkade faser inkluderade brytningar genom sedimentär fyllning, skorpa och övre mantel och reflektioner från basen av sedimentära bassängen (endast linje 1) och Moho. Plockfel tilldelades baserat på förtroende för ankomsttolkningen och varierade i allmänhet mellan 0,04 och 0,15 s, även om större osäkerheter tilldelades små delmängder av plockningar (t.ex. vid mycket långt källmottagarförskjutningar eller i områden med komplex grund struktur). Tolkade ankomster, skott, och instrumentdata tillhandahålls i kompletterande Data 1.
i poster från skott belägna i South Georgia Basin (skott 4-14, kompletterande fikon. 1, 2) observeras två tydliga sedimentära brytningar med tydliga uppenbara hastigheter. Vid förskjutningar mindre än ~5 km har sedimentära brytningar en uppenbar hastighet på ~2-2, 5 km s−1. Vid förskjutningar mellan ~5-20 km har sedimentära brytningar uppenbara hastigheter på ~4,5−5 km s-1. Reflektioner identifierades mellan dessa sedimentära skikt och från botten av sedimenten (t.ex. kompletterande Fig. 2). För skott norr om South Georgia Basin (skott 1 och 3, kompletterande Fig. 1), sedimentära brytningar är frånvarande. Crustal refractions (Pg) identifieras som första och sekundära ankomster ut till förskjutningar upp till 250 km; skenbara hastigheter ökar med djup från ~6 till >7 km s−1. Vi observerar mantelfraktioner (Pn) på flera skott, som uppvisar höga uppenbara hastigheter av >8 km s−1 (t.ex. kompletterande Fig. 2). Övergångsavståndet för Pg och Pn är ~180-200 km. PMP-ankomster identifierades vanligtvis vid förskjutningar mellan 80 och 180 km. Vi valde p-vågankomster för var och en av dessa faser och tilldelade resetid osäkerheter genom visuell inspektion (kompletterande Tabell 2). Kompletterande Fig. 3 visar ytterligare bilder av tolkade faser på rad 1, och liknande bilder för rad 2 finns i Fig. S1-S14 från den stödjande informationen från Marzen et al.39. En jämförelse av skottsamlingar från de två profilerna illustrerar skillnaderna i hastighetsstruktur (kompletterande Fig. 2). På skottet samlas från socker linje 1, sedimentära refraktioner observeras till större källmottagare förskjutningar, återspeglar den tjockare synrift sediment i denna del av Sydgeorgien bassängen. Dessutom är de uppenbara hastigheterna för skorpans refraktioner (Pg) på SOCKERLINJE 1 högre än de i SOCKERLINJE 2, särskilt för ankomster vid stora källmottagarförskjutningar som provar den nedre skorpan.
vi modellerade resetidsplockar av reflektioner och brytningar från sedimenten, skorpan och övre manteln för att begränsa p-våghastighetsstrukturen. Skott på SOCKER Linje 1 var projiceras på en två-dimensionell linje med ändpunkterna på 30.509°N, 82.833°W och 32.711°N, 85.0104°W, och skotten för Linje 2 var projiceras på en linje med ändpunkterna av 30.743°N, 81.706°W och 34.101 msk n, 83,760 kr W. källmottagarens förskjutningar för båda linjerna togs från den verkliga geometrin och antogs falla längs dessa 2D-linjer. Sedimentbassängstrukturen bestämdes genom iterativ framåtmodellering och inversion i RAYINVR med hjälp av sedimentära reflektioner och brytningar, en brunnslogg nära linje 256 och topografi på Pg och Pn orsakad av grunda strukturer65. Denna kod använder en parametrisering av grov hastighetsmodell med användardefinierade noder, vilket gjorde det möjligt för oss att införliva direkta begränsningar för bassängstrukturen från sedimentära brytningar, indirekta begränsningar från topografi på PG-ankomster och begränsningar från andra dataset (t.ex. COCORP-reflektionsdata). Vi lämnade sedan bassängstrukturen bestämd från RAYINVR fast och inverterad för skorpan och övre mantelstrukturen med VMTOMO. Det främre steget i VMTOMO innebär strålspårning med hjälp av grafmetoden, och det omvända steget använder en dämpad minsta kvadratmetod för att minimera en kostnadsfunktion med datafel och utjämning/dämpningsvillkor. Flera iterationer av framåtmodellering och inversion tillämpades, där misfit gradvis reducerades och utjämning/dämpningsbegränsningar avslappnades för att tillåta struktur att dyka upp. Horisontell utjämning var i allmänhet 5 gånger större än vertikal utjämning. Tidiga Inversioner för seismisk hastighet inkluderade endast ankomster nära offset och uppdaterade därmed bara den övre skorpan; djupare delar av modellen inkluderades gradvis genom att gradvis införliva längre offsetfaser40, 41, 66.
dessa modeller passar datan väl, med 2,1,27 och medelvärde för rotkvadrat (RMS) misfit på 72 ms för rad 1 (Tilläggstabell 2) och 2,0,90 och 85 ms för rad 239 för RMS misfit. Det ideala värdet på 2-1 är 1, men ett större värde tilläts på rad 1 för att undvika att införa småskaliga hastighetsartefakter på grund av 3D-geometri och dåligt begränsade variationer i bassängstrukturen. Kompletterande tabeller 2 och 3 visar misfit på rad 1 av skott samla och fas, respektive, och data misfit för alla plockar illustreras i kompletterande Fig. 4 för Linje 1 och kompletterande Fig. 5 för Linje 2. Hastighetsmodellerna för linjerna 1 och 2 finns i tilläggsdata 2 och 3.
de djupare delarna av hastighetsmodellerna inklusive den nedre skorpan är de mest utmanande att lösa, och det finns avvägningar mellan ökande skorpans tjocklek och ökande lägre skorpans hastighet. För att utvärdera osäkerheten i den nedre skorpans hastighet undersökte vi modellfel i samband med störningar i lägre skorphastighet och Moho-djup (kompletterande anmärkning 2). Dessa avvägningstester visar att hastigheten hos den nedre skorpan endast kan störas med upp till ~0,05 km s−1 utan att öka passformen till data i enlighet med en acceptabel nivå (kompletterande Fig. 6 för Linje 1 och kompletterande Fig. 7 för Linje 2). Uppgifterna löser emellertid inte de exakta dimensionerna och platserna för lokaliserade störningar i lägre jordskorpans hastighet på tiotals km. Dessutom är våra hastighetsmodeller mest känsliga för störningar i lägre jordskorpans hastighet och Moho-djup i de centrala delarna av varje seismisk linje där omvänd stråltäckning är vanligast. Sammanfattningsvis är dessa hastighetsmodeller känsliga för övergripande lägre skorphastighet men kan inte lösa mindre skalvariationer i lägre skorphastighet. Grunden för vårt resultat är de stora skillnaderna i lägre jordskorpans hastighet och jordskorpans tjocklek mellan SOCKERLINJERNA 1 och 2, som är väl begränsade.
Igneous intrångs tjockleksberäkningar från hastigheter
vi uppskattade tjockleken på intruderade magmas genom att anpassa den linjära blandningsberäkningen43 (Fig. 2):
där Zint är tjockleken på mafiska intrång, Ztot är skorpans tjocklek under 20 km djup, VP-orig är referenshastigheten för den nedre skorpan utan intrång, VP-obs är den observerade genomsnittliga lägre skorphastigheten (under 20 km djup) och VP-int är den antagna hastigheten för mafiska magmatiska intrång. Den genomsnittliga observerade lägre skorphastigheten (VP-obs) beräknades från 20 km djup till Moho över varje seismisk linje. Detta djupområde ztot valdes eftersom ökningar i jordskorpans hastighet vid dessa djup återspeglar förändringar i kompositionen snarare än stängning av sprickor och porutrymmen observerade i den grundare skorpan48. Referenshastigheten för omodifierad lägre skorpa uppskattades till 6,75 km s-1,39. Hastigheten för material som trängde in i den nedre skorpan uppskattades till 7,2-7,5 km s-1,24,44,45,46,47. Eftersom negativa intrångstjocklekar genereras när medelhastigheten för den nedre skorpan är mindre än 6,75 km s−1, är Zint i dessa scenarier inställd på 0 km.
Dekompressionssmältningsmodeller
Vi använder Katz-parametrering57 för att beräkna smältfraktionen genom en 1D-kolonn vid ett djupområde (tryck) och temperaturförhållanden för olika grader av gallring av skorpan och mantellitosfären. I denna beräkning antar vi en mantelperidotitkomposition av 15% vattenfri klinopyroxen i vikt67. Detta val återspeglar det faktum att graden av mantel anrikning varierar inom omfattningen av lägret, men är jämförelsevis låg i se USA jämfört med längre norrut 13. Om manteln skulle ha en vattenhaltig komposition eller inkludera andra flyktiga ämnen från tidigare subduktion, skulle en större mängd smälta produceras medan flyktiga ämnen är närvarande i mantle57,58.
vi antar en initial jordskorpans tjocklek på 45 km55 och litosfärisk tjocklek på 120 km68. Dessa initiala tjocklekar tas från seismiska observationer nordväst om vårt studieområde där det varken finns en djup Appalachianrot eller bevis för korstunning.
den beräknade smältfraktionen kontra djupet omvandlades till magmatisk jordskorpans tjocklek för en given mantelpotentialtemperatur, jordskorpans gallring och antagen mängd litosfärisk gallring. För att beräkna trycket vid litosfären-asthenosfärgränsen för olika litosfärförlängningsscenarier antog vi en kontinental skorptäthet på 2800 kg m−3 och en mantellitosfärtäthet på 3300 kg m−3. För en given mängd skorpa och mantellitosfärisk gallring bestämdes tjockleken på magmatiska intrång genom att integrera den resulterande smältfraktionen över djupet.
ett annat viktigt bidrag till förväntad riftmagmatism är graden av djupberoende sträckning. Vi betraktar både ett enhetligt sträckningsfall (Fig. 3) och scenarier där hela litosfären har upplevt 2x och 4x mer förlängning än skorpan (kompletterande Fig. 8):
För hel-litosfär sträckningsfaktor och crustal sträckningsfaktor, där hela litosfär förlängning är en multipel k av crustal förlängning.
för att tillgodose osäkerhet i jordskorpans och litosfärens post-orogena men preriftjocklek, dekompressionssmältningsberäkningar för sannolik slutdelskorpa (40 km, 55 km) och litosfäriska (90 km, 150 km) tjocklekar ingår i kompletterande Fig. 9. Mer smältning produceras genom dekompressionssmältning när den initiala litosfären är tunnare. Den antagna mantelpotentialtemperaturen är större när bara den initiala skorpan är tunnare eftersom skorpans sträckningsfaktor är mindre för samma antagna mängd magmatisk skorpans tjocklek. Våra observationer är konsekventa mantelpotentialtemperaturer mindre än 1500 kcal C för initiala litosfärtjocklekar upp till 150 km.
Sammanfattningsvis, trots osäkerheter i initial tjocklek och djupberoende sträckning, överensstämmer modelleringsresultaten med dekompressionssmältning och måttligt förhöjda mantelpotentialtemperaturer.
South Georgia Rift magma volume calculation
Vi utvecklade en uppskattning av volymen av CAMP magmatism med hjälp av (1) tjockleken på sedimentär fyllning i South Georgia Basin (kompletterande anmärkning 1)49 och (2) tjockleken på lägre skorpa mafiska magmatiska intrång på SOCKERLINJER 1 och 2. Detta tillvägagångssätt bygger på första ordningens observation att tjockleken på magmatiska intrång är större där synrift sediment är tjockare. Vi beräknade Den genomsnittliga intrångetjockleken (Fig. 2e-f) i 500 m soptunnor i Sydgeorgien bassängen synrift sediment tjocklek (t. ex., 2000-2500 m) på SOCKERLINJERNA 1 och 2 (kompletterande Fig. 10). Alla delar av båda seismiska linjerna användes för att begränsa kalibreringen utom där vi inte har upplösning av den nedre skorpan och Moho eller där magmatismen kan komma från upplösningen av Pangea istället för läger vid den sydöstra änden av Linje 2 (dvs. begränsningar från Linje 1: 50-250 km avstånd; Linje 2: 50-280 km avstånd).
vi antog inga magmatiska intrång där Sydgeorgienbassängen synrift sediment är mindre än 1000 m tjocka, vilket överensstämmer med observationer från lägre skorphastigheter där det statistiska genomsnittet var nära noll (kompletterande Fig. 10). Där Sydgeorgienbassängen synrift sediment är > 1000 m tjock, uppskattar vi volymen magmatism i den nedre skorpan genom att multiplicera området för Sydgeorgienbassängen inom varje synrift sedimenttjocklek med den genomsnittliga magmatiska intrångetjockleken för den sedimenttjockleken. Ekvationen nedan representerar hur vi använde bassängmodellen för att uppskatta volymer av lägre jordskorpans magmatiska intrång genom att summera över varje bin i:
där M är den totala volymen av magmatism, a är ytan på Sydgeorgienbassängen som faller inom en 500-m syn-Rift sediment tjocklek bin, och M är den genomsnittliga Magma intrångs tjocklek beräknas för att bin (eller 0 för 0-500 och 500-1000 m bin). Dessa värden anges i tilläggstabellen 4. Från denna metod uppskattar vi mellan 76 000 och 127 000 km3 mafiska magmatiska intrång i den nedre skorpan över Sydgeorgien. Vi utförde denna beräkning med hjälp av ett antal fackstorlekar och fann att den resulterande uppskattningen av volymen inte är särskilt känslig för valet av fackstorlek.
vi gör en försiktig uppskattning av volymen av magmatism i den övre skorpan baserat på antagandet att tjockleken på basalt—eller diabasskikt från brunndata25 återspeglar intervallet av intrångs tjocklek inom omfattningen av Sydgeorgienbassängen-mellan 50 m och 500 m. Vi multiplicerade sedan området för basin49 med dessa två ändledarintrångs tjocklekar för att uppskatta volymen av magmatism i närytan. Från denna metod uppskattar vi intrångetjocklekar nära ytan mellan 8 300 och 42 000 km3 i Sydgeorgien. Denna uppskattning liknar de metoder som används i andra beräkningar av nära ytan CAMP volumes1,4,18, men tar inte hänsyn till intrång som kan finnas i den grunda skorpa under eller utanför Sydgeorgien bassängen.
