Зображення східного трансмексиканського вулканічного поясу з навколишнім сейсмічним шумом: докази сльозоточистої сльози

Сейсмологічна лабораторія, Відділ наук про Землю і планет, Каліфорнійський технологічний інститут, Пасадена, Каліфорнія, США

Листування: J. C. Castellanos,

Інститут геофізики, Національний університет Мексики, Мехіко, Мексика

Листування: J. C. Castellanos,

Інститут геофізики, Національний університет Мексики, Мехіко, Мексика

Анотація

Зміст простої мови

Транс-мексиканський вулканічний пояс (TMVB) є яскравою та загадковою особливістю системи субдукції в Мексиці. Його різноманітність у вулканічному стилі та коса орієнтація на траншею пояснюються великими варіаціями параметрів субдукції на плитах Рівера та Кокос. Однак різке припинення ТМВБ на його східному кінці вулканом Піко де Орізаба викликає здивування, оскільки нинішня модель плити свідчить про те, що перехід геометрії плоских плит Кокоса до нормальної субдукції є плавним у цій області. Є дані, які свідчать про те, що розрив плити може розвиватися, але незрозуміло, як ця особливість може підтримувати незвично великий топографічний градієнт, який з'єднує вулканічні високі вершини з басейном Веракруса на південь від вулканічного фронту. Для подальшого розуміння анатомії переходу цієї частини заглибленої плити та її зв’язку з рельєфом поверхні ми представляємо детальну та уніфіковану модель структури швидкості кори та самої верхньої мантії центральної Мексики.

1. Вступ

Транс-мексиканський вулканічний пояс (TMVB) - одна з найбільших вулканічних дуг на Північній Америці. Ця неогенова континентальна дуга зростає над центральним мексиканським краєм Північноамериканської плити в результаті заглиблення плит Рівера і Кокос уздовж Середньоамериканської западини (МАТ) і складається з майже 8000 магматичних споруд, що тягнуться від узбережжя Халіско до Мексиканської затоки у Веракрусі (Demant, 1978; Рисунок 1). Дивовижна композиційна мінливість ТМВБ та її незвична відсутність паралельності траншеї - унікальні аспекти тектоніки Центральної Америки, про які багато років дискутували. Однак сьогодні геофізичні дані вказують на те, що океанічні плити Рівери та Кокоса піддаються дуже різним кутам занурення, що пояснює похилість вулканічної дуги (Gómez-Tuena et al., 2006).

Між експериментами MASE та VEOX, поблизу переходу від неглибокої до нормальної субдукції, TMVB різко закінчується Піко де Орізаба. Цей стратовулкан є найвищою точкою Мексики і знаходиться в передній частині діючого вулканічного ланцюга, який орієнтований майже перпендикулярно траншеї. У поєднанні з цією особливістю надзвичайно різкий топографічний градієнт, який з'єднує високі вершини вулканічної дуги з басейном Веракруса (падіння висоти ~ 5000 м на горизонтальній відстані всього 120 км; Рисунок 2). Вимірювання товщини кори, отримані на основі даних гравітації (Molina-Garza & Urrutia-Fucugauchi, 1993; Urrutia-Fucugauchi & Flores-Ruiz, 1996) та функції приймача (Espíndola et al., 2017) вказують на те, що проста модель компенсації ізостазії недостатня для пояснення різниця товщини між цими двома регіонами. Крім того, наявність підводного вулканічного комплексу пізнього пізнього міоцену Анегада (Ferrari et al., 2005) та активного вулканічного поля Лос Тукстлас (LTVF) (Nelson et al., 1995) знаменує переривання дугового вулканізму, що, як вважають, бути пов’язаними із рухом поглиблення та відкоту плити. Однак механізми їх виникнення залишаються незрозумілими.

2 Дані та метод

Дані, використані в цьому дослідженні, складаються з сигналів поверхневих хвиль, отриманих в результаті трикомпонентної перехресної кореляції фонового шуму, записаного на понад 2000 широкосмугових станцій. Цей набір даних є результатом поєднання всіх наявних сейсмічних мереж, які функціонували в Мексиці та її околицях (від 5 ° до 40 ° пн.ш. та −125 ° до −60 ° в.д.) з січня 2006 року по грудень 2016 року. Для детального опису задіяних станцій у цьому дослідженні зверніться до таблиці S1 в супровідній інформації. Читача також згадують Перес-Кампос та ін. (2018) та Córdoba ‐ Montiel et al. (2018) для короткого огляду постійних станцій у цій області.

2.1 Перехресні співвідношення навколишнього шуму

2.2 Вимірювання дисперсії

2.3 Томографічна інверсія

Щоб оцінити здатність різних геометрій райпату вирішувати контрастні розподіли повільності, ми дотримуємося Ма та Клейтона (2014) та використовуємо матрицю роздільної здатності Р. = (де G є узагальненим оберненим або прямим оператором на моделі повільності, C. - матриця коваріації даних, і Питання - матриця регуляризації) з томографічної інверсії для формування стандартних карт роздільної здатності шахової дошки. Для цього тесту ми створили вхідні моделі, що містять збурення ± 1 км/с, і оцінили, наскільки точно томографія може визначити розподіл аномалії. Для характеристики помилки моделі ми використовуємо діагональні елементи матриці коваріації моделі C.мм =; що відображає дисперсію моделі, що підлягає дисперсії даних (Ma & Clayton, 2014).

Як приклад, на малюнку 4 показані карти швидкості, карти роздільної здатності шашок та карти помилок моделей за період 34-х років як для поверхневих хвиль Релея, так і для Любові. Мабуть, найважливішою особливістю цих карт є те, що розподіл швидкості змінюється для всіх чотирьох типів швидкості, хоча вимірювання проводяться в один і той же період. Це можна пояснити різницею у глибинній чутливості і є основною причиною того, чому їх спільний аналіз забезпечує кращі обмеження на радіальну структуру кори та літосфери (наприклад, Spica et al., 2017). Тим не менше, всі моделі демонструють подібний малюнок і виявляють низькі швидкості руху під TMVB (рис. 5). На основі карт роздільної здатності ми виявляємо, що структура шашок задовільно відтворена у всіх інверсіях, за винятком південно-східного сектору досліджуваного району. Як і слід було очікувати, похибка вздовж узбережжя висока, але вона зменшується до значень менше 0,1 км/с, коли ми наближаємося до центральної Мексики, де покриття шляху щільніше.

2.4 Інверсія для швидкості зсувної хвилі та радіальної анізотропії

Після того, як карти швидкості побудовані для кожної частоти, ми отримуємо криві дисперсії швидкості на кожній (х,р) В точці в сітці та використовувати лінеаризований алгоритм інверсії (Ammon et al., 2004) для одночасного відображення фазової та групової швидкостей як функції періоду до швидкості зсуву хвилі як функції глибини. Цей процес робиться незалежно для хвиль Релея та Любові для отримання VSV та a VМодель SH відповідно.

Потім розподіл швидкості, отриманий з рівняння 2, використовується для побудови нашої остаточної моделі швидкості, оскільки вона краще відображає очевидні зміни еластичних властивостей (Dziewonski & Anderson, 1981; Ekström & Dziewonski, 1998). На рисунку 6 показано вертикальні перерізи нашого похідного усередненого за Фойгтом VS та модель радіальної анізотропії вздовж сейсмічних ліній MASE та VEOX (F-F 'та G-G' на малюнку 1, відповідно) з відповідними середніми помилками. Очевидна особливість в VS Профілі полягають у тому, що поверхневі повільні швидкості добре відповідають TMVB і тим більше LTVF, де розташований недавно активний вулкан Сан-Мартін Тустла. Радіальний розподіл анізотропії, навпаки, виглядає більш контрастним і пов’язаним з геометрією субдукції. Основні механізми, що відповідають за спричинення променевої анізотропії в субдукційному середовищі, та способи інтерпретації її присутності розглядаються в розділі 3.

2.5 Інверсія для азимутальної анізотропії

У традиційному методі формування променя інвертує інформацію про фазу, знаходячи найкращу повільність та зворотний азимут плоскої хвилі, забезпечуючи тим самим детальну характеристику сейсмічного поля хвиль у певному місці (наприклад, Harmon et al., 2008). Тут ми ізолюємо станції по одній, а решту використовуємо як віртуальні джерела, щоб знайти середню фазову швидкість хвиль Релея, що прямують до опорної станції, з усіх доступних азимутів. Щоб забезпечити надійність наших вимірювань, ми поперечні кореляції форми променевої зв’язки здійснюємо лише із широкосмуговим SNR, що перевищує 10, і відстанню міжстанції, що перевищує довжину хвилі найнижчого періоду смугових фільтрів. Ми також припускаємо, що повна азимутальна залежність хвильового поля може бути охарактеризована лише в тому випадку, якщо азимутальний діапазон 180 ° відбирається щонайменше трьома шляхами в п'ятибіновому діапазоні (Debayle & Sambridge, 2004). У реальному процесі формування пучка ми шукаємо максимальний когерентний вихід на швидкостях від 1 до 5 км/с і кожні 5 ° від 0 до 360 ° заднього азимуту із 70% перекриттям для 3 - 20 - і 20 - 50 - s діапазони періоду. Такі смуги періоду визначаються емпірично на основі чутливості фазової швидкості хвилі Релея до збурень в VS намагаючись охарактеризувати анізотропію верхньої кори та анізотропію нижньої кори та верхньої мантії (рис. 7а). Ядра чутливості обчислюють із використанням модифікованої Тектонічної моделі Північної Америки (mTNA; Stubailo et al., 2012).

3 Результати та обговорення

3.1 Швидкість хвилі зсуву та радіальна анізотропія

На рисунку 10 показано радіальну анізотропію по тим самим профілям, що і ті, що представлені на рисунку 9. Хоча розподіл анізотропії, як видається, є більш плавним, ніж той, який спостерігався в експериментах MASE та VEOX (де матеріал плит присутній на значно менших глибинах), різка позитивна аномалія радіальної анізотропії, яка обмежує більшу частину перехідної зони кори-мантії. Це спостереження не надто дивно, оскільки анізотропія у верхній мантії, як правило, регулюється систематичним вирівнюванням потоків кристалів олівіну при дислокаційній повзучості, що дозволяє SH хвиль для подорожі в середньому швидше, ніж SV хвилі (Anderson, 1965; Nicolas & Christensen, 1987). Що інтригує, однак, це тонкий розрив у анізотропній схемі знову, трохи вище, де Догерті і Клейтон (2014) пропонують існування розриву пластини. Це переривання горизонтального повзучого потоку мантії свідчить про різкі структурні зміни і може бути пов'язане з деяким компонентом вертикального потоку (наприклад, West et al., 2009). Зауважте, що відсутність станцій у Мексиканській затоці та поблизу неї може обмежити роздільну здатність цих зображень.

3.2 Азимутальна анізотропія

Відкат плити, який побудував TMVB, пройшов відстань 150 км за останні 20 міль (Ferrari et al., 2001). Цей процес вимагає значного переміщення мантійного матеріалу з тильної сторони до передньої частини плити, що може бути досягнуто лише потоком мантії під або навколо зануреної плити. Незалежно від свого шляху та орієнтації, цей пластичний потік, швидше за все, буде виробляти сильний олівін CPO і призведе до об'ємної сейсмічної анізотропії, яку слід спостерігати в різних масштабах. У сухих мантійних умовах сейсмічно швидкий олівін a осі, як правило, узгоджується з напрямком зсуву (Blackman & Kendall, 2002; Mainprice & Ildefonse, 2009). Однак останні експериментальні роботи показали, що наявність води в середовищі може змінити олівін a осі орієнтації до перпендикуляра напрямку мантійного потоку (Jung & Karato, 2001). Цю конфігурацію називають олівіном типу-В, тоді як зв'язок сухого олівіну має тип-А. У типових зонах субдукції кінчик мантійного клину відповідає умовам існування олівіну типу В, тоді як олівін типу А зустрічається по всьому ядру клину мантії (Kneller et al., 2005). Однак через молодий вік (~ 14 млн. Років) Кокосової плити та її високу температуру (> 900 ° C) можна очікувати, що більша частина азимутальної анізотропії в мантійному клині в центральній та південній Мексиці домінує CPO олівіну (Bernal-López et al., 2016; Castellanos et al., 2017; Husker & Davis, 2009; Manea et al., 2005; Pardo & Suarez, 1995).

3.3 Східний кінець TMVB

Досягнуто значного прогресу в розумінні TMVB та центральної американської системи субдукції. Однак характер яскраво вираженої зміни дугового вулканізму в центральній та південній Мексиці залишається неоднозначним. На основі структурних аргументів наше дослідження вказує на те, що розрив на плитці Південного Кокосу може пояснити більшість загадкових особливостей, що характеризують цей сегмент МАТ (рис. 12). В решті частини цієї статті ми будемо називати північну частину Південних Кокосів центральними Кокосами, тоді як сегмент плити, що знаходиться на південь від можливої сльози, залишиться Південним Кокосом.

Перше свідчення можливого розриву плити, що розділяє Центральний та Південний Кокос, походить від геоморфологічних особливостей. Загальна протяжність вулканічного ланцюга Північного Північного Сходу на найсхіднішій ТМВБ свідчить про те, що ця композитна структура пов’язана з джерелом магми та рідин, які досягли поверхні в лінійно розподіленому порядку. Це вузько локалізоване джерело розплавів, можливо, було пов’язано з підвищенням рівня ізотерм завдяки астеносферному матеріалу мантії, що обтікає край плити під час поширення сльози, механізму, подібного до механізму, що утворив вулканічний слід поперечної дуги в зона субдукції Рюкю в Японії (Lin et al., 2004). Також спостерігається систематичне прогресування на південь у віці вздовж вулканічного ланцюга (Ferrari et al., 2012), що характерно для відкоту плит та/або розвитку сліз (Dilek & Altunkaynak, 2009). Однак Зіберт і Карраско-Нуньєс (2002) повідомляють про наявність молодих базальтових порід у північній частині ланцюга. Хронологічна подібність між активністю на поточному вулканічному фронті та в задній частині дуги свідчить про те, що вулканізм контролюється не тільки регулярним субдукцією та відкатом, але також за допомогою такого механізму, як витягнуте вікно плити, який може дозволити розплавам дістатися до backarc у відносно сучасний час. Більше того, Gómez ‐ Tuena et al. (2003) припускають, що різка зміна складу вулканічних порід у найсхіднішій ТМВБ пов'язана з поступовим збільшенням кута субдукції в кінці міоцену, що дозволить частково розплавити відносно глибше мантійне джерело. Тим не менше, потік мантійних матеріалів через розрив плити з супутнім плавленням краю плити може також пояснити різку зміну джерела розплавів та адакітичну ознаку, що спостерігається у молодих порід у східному секторі ТМВБ (наприклад, Davies & von Blanckenburg, 1995; Guivel et al., 2006; Ribeiro et al., 2016). Ми припускаємо, що будівництво вулканічного ланцюга на сході ТМВБ являє собою ранній етап розвитку розриву плити.

4. Висновки

Подяка

Опис імені файлу

jgrb53003-sup-0001-Supplementary.pdf Документ PDF, 21,1 МБ	Допоміжна інформація S1
jgrb53003-sup-0002-Supplementary.xlsxExcel Електронна таблиця 2007, 62,9 КБ	Таблиця S1
jgrb53003-sup-0003-Supplementary.xlsxExcel 2007 електронна таблиця, 71,9 КБ	Таблиця S2

Зверніть увагу: Видавець не несе відповідальності за зміст або функціональність будь-якої допоміжної інформації, наданої авторами. Будь-які запити (крім відсутнього вмісту) слід направляти до відповідного автора статті.