Laborator seismologic, Departamentul de Pământ și Științe Planetare, California Institute of Technology, Pasadena, CA, SUA

Corespondență către: J. C. Castellanos,

Laborator seismologic, Departamentul de Pământ și Științe Planetare, California Institute of Technology, Pasadena, CA, SUA

Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Mexico City, Mexic

Laborator Seismologic, Departamentul de Pământ și Științe Planetare, California Institute of Technology, Pasadena, CA, SUA

Corespondență către: J. C. Castellanos,

Laborator Seismologic, Departamentul de Pământ și Științe Planetare, California Institute of Technology, Pasadena, CA, SUA

Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Mexico City, Mexic

Abstract

Rezumatul limbajului simplu

Centura vulcanică trans-mexicană (TMVB) este o caracteristică proeminentă și enigmatică a sistemului de subducție din Mexic. Diversitatea stilului său vulcanic și orientarea oblică spre șanț sunt explicate de variațiile mari de-a lungul grevei în parametrii de subducție ai plăcilor Rivera și Cocos. Cu toate acestea, încetarea bruscă a TMVB la capătul său estic cu vulcanul Pico de Orizaba este nedumeritoare, deoarece actualul model de placă sugerează că tranziția geometriei plăcii Cocos la subducția normală este lină prin această regiune. Există dovezi care sugerează că s-ar putea dezvolta o ruptură în cei slabi, dar nu este clar cum această caracteristică poate susține gradientul topografic neobișnuit de mare care leagă vârfurile înalte vulcanice de bazinul Veracruz, chiar la sud de frontul vulcanic. Pentru a oferi o perspectivă suplimentară asupra anatomiei de tranziție a acestei porțiuni a plăcii subductate și a relației sale cu topografia de suprafață, prezentăm un model detaliat și unificat al structurii de viteză a crustei și a mantalei superioare din centrul Mexicului.

1. Introducere

Centura vulcanică trans-mexicană (TMVB) este una dintre cele mai mari arcuri vulcanice de pe placa Americii de Nord. Acest arc continental neogen crește peste marginea mexicană centrală a plăcii nord-americane, ca rezultat al subducției plăcilor Rivera și Cocos de-a lungul tranșei Americii Centrale (MAT) și este compus din aproape 8.000 de structuri magmatice care se extind de pe coasta Jalisco în Golful Mexic în Veracruz (Demant, 1978; Figura 1). Remarcabila variabilitate compozițională a TMVB și lipsa neobișnuită de paralelism cu șanțul sunt aspecte unice ale tectonicii din America Centrală care au fost dezbătute pe larg de-a lungul anilor. Astăzi, însă, dovezile geofizice indică faptul că plăcile oceanice Rivera și Cocos sunt subductate cu unghiuri de scufundare foarte variabile care explică oblicitatea arcului vulcanic (Gómez - Tuena și colab., 2006).

zgomot

Între experimentele MASE și VEOX, aproape de tranziția de la subducția superficială la cea normală, TMVB se termină brusc cu Pico de Orizaba. Acest stratovulcan este cel mai înalt punct din Mexic și se află în partea din față a unui lanț de vulcani activ care este orientat aproape perpendicular pe șanț. Împreună cu această caracteristică este un gradient topografic extrem de ascuțit care leagă vârfurile înalte ale arcului vulcanic cu bazinul Veracruz (altitudinea scade ∼5.000 m pe o distanță orizontală de doar 120 km; Figura 2). Măsurătorile grosimii crustei derivate din datele gravitaționale (Molina - Garza & Urrutia - Fucugauchi, 1993; Urrutia - Fucugauchi & Flores - Ruiz, 1996) și funcțiile receptorului (Espíndola și colab., 2017) indică faptul că un model simplu de compensare a isostaziei este insuficient pentru a explica diferența de grosime între aceste două regiuni. Mai mult, prezența complexului vulcanic submarin Miocen Anegada târziu din apropiere (Ferrari și colab., 2005) și câmpul vulcanic activ Los Tuxtlas (LTVF) (Nelson și colab., 1995) marchează o întrerupere a vulcanismului cu arc despre care se crede că să fie asociată cu mișcarea de înclinare și revenire a plăcii. Cu toate acestea, mecanismele originii lor rămân neclare.

2 Date și metodă

Datele utilizate în acest studiu constau în semnale de undă de suprafață obținute din corelația încrucișată cu trei componente a zgomotului de fond înregistrat la peste 2.000 de stații de bandă largă. Acest set de date rezultă din combinarea fiecărei rețele seismice disponibile care a funcționat în Mexic și împrejurimile sale (de la 5 ° la 40 ° N și -125 ° la -60 ° E) din ianuarie 2006 până în decembrie 2016. Pentru o descriere detaliată a stațiilor implicate în acest studiu, consultați Tabelul S1 din informațiile justificative. Cititorul este menționat și la Pérez - Campos și colab. (2018) și Córdoba - Montiel și colab. (2018) pentru un rezumat al stațiilor permanente din această zonă.

2.1 Corelații de zgomot ambiental

2.2 Măsurători de dispersie

2.3 Inversiunea tomografică

Pentru a evalua capacitatea diferitelor geometrii raypath de a rezolva pentru distribuții de încetinire contrastante, urmăm Ma și Clayton (2014) și folosim matricea de rezoluție R = (unde G este operatorul general invers sau invers pe modelul de încetinire, C este matricea de covarianță a datelor și Î este matricea de regularizare) din inversiunea tomografică pentru a genera hărți de rezoluție standard în tablă de șah. Pentru acest test, am creat modele de intrare care conțin perturbații de ± 1 km/s și evaluăm cât de precis este tomografia capabilă să recupereze distribuția anomaliei. Pentru a caracteriza eroarea modelului, folosim elementele diagonale ale matricei de covarianță a modelului Cmm =; care reflectă varianța modelului supus varianței datelor (Ma & Clayton, 2014).

De exemplu, Figura 4 prezintă hărțile vitezei, hărțile de rezoluție a tablelor de damă și hărțile modelului de eroare la perioada de 34 s atât pentru undele de suprafață Rayleigh, cât și pentru Love. Poate că cea mai importantă caracteristică a acestor hărți este că distribuția vitezei variază pentru toate cele patru tipuri de viteză, chiar dacă măsurătorile sunt luate în aceeași perioadă. Acest lucru poate fi explicat prin diferențele lor în sensibilitatea la adâncime și este principalul motiv pentru care analiza lor comună oferă constrângeri mai bune asupra structurii radiale a crustei și a litosferei (de exemplu, Spica și colab., 2017). Cu toate acestea, toate modelele prezintă un model similar și dezvăluie viteze mici sub TMVB (Figura 5). Pe baza hărților de rezoluție, constatăm că structura din tablă de șah este reprodusă în mod satisfăcător în toate inversiunile, cu excepția sectorului sud-estic al zonei de studiu. Așa cum era de așteptat, eroarea de-a lungul coastei este mare, dar scade la valori mai mici de 0,1 km/s pe măsură ce ne apropiem de centrul Mexicului, unde acoperirea căii este mai densă.

2.4 Inversia pentru viteza undelor de forfecare și anizotropia radială

Odată ce hărțile de viteză sunt construite pentru fiecare frecvență, extragem curbele de dispersie a vitezei la fiecare (X,y) - Indicați în grilă și utilizați un algoritm de inversare liniarizată (Ammon și colab., 2004) pentru a mapa simultan vitezele de fază și grupare în funcție de perioadă pentru a tăia viteza de undă în funcție de adâncime. Acest proces se face independent pentru ca undele Rayleigh și Love să obțină un VSV și a VModelul SH, respectiv.

Distribuția vitezei derivată din ecuația 2 este apoi utilizată pentru a construi modelul nostru de viteză final, deoarece reflectă mai bine variațiile aparente ale proprietăților elastice (Dziewonski & Anderson, 1981; Ekström & Dziewonski, 1998). Figura 6 prezintă secțiuni transversale verticale ale Voigt-ului nostru derivat - mediat VS și modelul de anizotropie radială de-a lungul liniilor seismice MASE și VEOX (F - F 'și respectiv G - G' din Figura 1, respectiv) cu inadecvarea lor medie asociată. O caracteristică evidentă în VS profilurile sunt că vitezele lente superficiale corespund bine cu TMVB și cu atât mai mult cu LTVF, unde se află recent vulcanul San Martín Tuxtla. Distribuția anizotropiei radiale, pe de altă parte, pare a fi mai contrastantă și mai legată de geometria de subducție. Principalele mecanisme responsabile de provocarea anizotropiei radiale într-un mediu de subducție și modul în care prezența sa poate fi interpretată sunt abordate în secțiunea 3.

2.5 Inversia pentru anizotropia azimutală

În metoda tradițională de formare a fasciculului, se inversează informațiile de fază găsind cea mai bună potrivire a lentei și a azimutului din spate al unei unde plane, oferind astfel o caracterizare detaliată a câmpului de unde seismice la o anumită locație (de exemplu, Harmon și colab., 2008). Aici izolăm stațiile pe rând și folosim restul ca surse virtuale pentru a găsi viteza medie de fază a undelor Rayleigh care călătoresc către stația de referință din toate azimuturile disponibile. Pentru a asigura robustețea măsurătorilor noastre, facem doar corelații transversale în formă de fascicul cu un SNR în bandă largă mai mare de 10 și o distanță de interstare mai mare de o lungime de undă a celei mai mici perioade a filtrelor de trecere a benzii. De asemenea, presupunem că dependența azimutală completă a câmpului de undă poate fi caracterizată numai dacă intervalul azimutic de 180 ° este eșantionat de cel puțin trei căi într-un interval de cinci benzi (Debayle & Sambridge, 2004). În procesul propriu-zis de formare a fasciculului, căutăm ieșirea maximă coerentă la viteze de la 1 la 5 km/s și la fiecare 5 ° de la 0 la 360 ° azimut înapoi cu 70% suprapunere pentru 3 - la 20 - și 20 - la 50 - benzi de perioadă. Astfel de benzi de perioadă sunt determinate empiric pe baza sensibilității vitezei fazei undei Rayleigh la perturbații în VS într-un efort de a caracteriza anizotropia crustei superioare și anisotropia crustei inferioare și a mantalei superioare în mod independent (Figura 7a). Nucleele de sensibilitate sunt calculate utilizând modelul modificat Tectonic America de Nord (mTNA; Stubailo și colab., 2012).

3. Rezultate si discutii

3.1 Viteza undelor de forfecare și anizotropia radială

Figura 10 prezintă anizotropia radială de-a lungul acelorași profiluri ca cele prezentate în figura 9. Deși distribuția anizotropiei pare a fi mai netedă decât cea observată de-a lungul experimentelor MASE și VEOX (unde materialul slab este prezent la adâncimi mult mai mici), există o anomalie a anizotropiei radiale pozitive ascuțite care delimitează cea mai mare parte a zonei de tranziție crustă-manta. Această observație nu este prea surprinzătoare, deoarece anizotropia din mantaua superioară este, în general, guvernată de alinierea sistematică a fluxului cristalelor de olivină sub fluaj de dislocare, permițând astfel SH valurile să călătorească mai repede în medie decât SV valuri (Anderson, 1965; Nicolas & Christensen, 1987). Cu toate acestea, ceea ce este interesant este o discontinuitate subtilă în modelul anizotrop din nou, chiar deasupra locului în care Dougherty și Clayton (2014) propun existența unei rupturi a plăcii. Această întrerupere a ceea ce pare a fi fluxul orizontal târâtor al mantalei este indicativă a unei schimbări structurale accentuate și poate fi legată de o componentă a fluxului vertical (de exemplu, West și colab., 2009). Rețineți că lipsa stațiilor în și în apropierea Golfului Mexic poate limita rezoluția acestor imagini.

3.2 Anizotropia azimutală

Reducerea slabă care a construit TMVB a parcurs o distanță de 150 km în ultimii 20 Myr (Ferrari și colab., 2001). Acest proces necesită o mișcare substanțială a materialului mantei din spate în fața plăcii care poate fi realizată numai prin fluxul mantei sub sau în jurul plăcii subductate. Indiferent de calea și orientarea sa, acest flux ductil este susceptibil de a produce un CPO olivinic puternic și de a conduce la o anizotropie seismică în vrac care ar trebui să fie observabilă la diferite scări. În condiții de manta uscată, olivinul seismic rapid A axa se aliniază în general cu direcția de forfecare (Blackman & Kendall, 2002; Mainprice & Ildefonse, 2009). Cu toate acestea, lucrările experimentale recente au arătat că prezența apei în mediu poate schimba olivina A orientările axelor perpendiculare pe direcția de curgere a mantalei (Jung și Karato, 2001). Această configurație este denumită olivină de tip B, în timp ce relația olivinei uscate este de tip A. În zonele tipice de subducție, tipul de pană de mantă îndeplinește condițiile pentru existența olivinei de tip B, în timp ce tipul - A de olivină se găsește în întregul nucleu de pană de mantă (Kneller și colab., 2005). Cu toate acestea, datorită vârstei tinere (∼14 Ma) a plăcii Cocos și a temperaturii sale ridicate (> 900 ° C), ne putem aștepta ca cea mai mare parte a anizotropiei azimutale din panoul mantalei din centrul și sudul Mexicului să fie dominată de tip - A olivine CPO (Bernal - López și colab., 2016; Castellanos și colab., 2017; Husker și Davis, 2009; Manea și colab., 2005; Pardo și Suarez, 1995).

3.3 Capătul estic al TMVB

S-au înregistrat progrese semnificative în înțelegerea TMVB și a sistemului de subducție din America Centrală. Cu toate acestea, natura schimbării pronunțate a vulcanismului arcului în centrul și sudul Mexicului a rămas ambiguă. Pe baza argumentelor structurale, studiul nostru indică faptul că o ruptură în sudul Cocos slab poate explica majoritatea trăsăturilor enigmatice care caracterizează acest segment al MAT (Figura 12). Pentru restul acestei lucrări, ne vom referi la partea de nord a Cocosului de Sud ca Cocos Central, în timp ce segmentul slab care este la sud de posibila ruptură va rămâne ca Cocosul de Sud.

Prima dovadă a unei posibile rupturi de plăci care să separe Cocosul Central și de Sud provine din caracteristici geomorfologice. Extinderea generală a lanțului vulcanic NNE la cel mai estic TMVB sugerează că această structură compusă este legată de o sursă de magmă și fluide care au ajuns la suprafață într-o ordine distribuită liniar. Această sursă restrânsă localizată de topituri poate fi asociată cu o creștere a izotermelor datorită materialului mantei astenosferice care curge în jurul marginii plăcii în timpul propagării lacrimii, un mecanism similar cu cel care a format traseul vulcanic cu arc transversal în spate. zona de subducție Ryukyu din Japonia (Lin și colab., 2004). Există, de asemenea, o evoluție sistematică spre sud, în vârstă, de-a lungul lanțului vulcanic (Ferrari și colab., 2012), care este caracteristică pentru revenirea plăcii și/sau dezvoltarea lacrimii (Dilek și Altunkaynak, 2009). Cu toate acestea, Siebert și Carrasco-Núñez (2002) raportează prezența rocilor bazaltice tinere în partea de nord a lanțului. Similitudinea cronologică între activitatea din fața vulcanică actuală și din regiunea arcului din spate sugerează că vulcanismul este controlat nu numai prin subducție regulată și retrocedare, ci și printr-un mecanism, cum ar fi o fereastră alungită a plăcii, care ar putea permite topirilor să ajungă la backarc într-un moment relativ contemporan. Mai mult, Gómez - Tuena și colab. (2003) sugerează că schimbarea dramatică a compoziției rocilor vulcanice în TMVB cel mai estic este asociată cu o creștere treptată a unghiului de subducție la sfârșitul Miocenului, care ar permite topirea parțială a unei surse de manta relativ mai adânci. Cu toate acestea, fluxul materialelor de manta printr-o ruptură a plăcii, cu topirea marginii plăcii însoțitoare, poate explica, de asemenea, schimbarea acută a sursei de topituri și semnătura adakitică observată în roci tinere din sectorul estic al TMVB (de exemplu, Davies & von Blanckenburg, 1995; Guivel și colab., 2006; Ribeiro și colab., 2016). Sugerăm că construirea lanțului vulcanic în estul TMVB reprezintă o etapă timpurie a dezvoltării slabe a lacrimii.

4. Concluzii

Mulțumiri

Descrierea numelui de fișier
jgrb53003-sup-0001-Supplementary.pdf Document PDF, 21,1 MB Informații suport S1
jgrb53003-sup-0002-Supplementary.xlsxExcel 2007 foaie de calcul, 62,9 KB Tabelul S1
jgrb53003-sup-0003-Supplementary.xlsxExcel 2007 foaie de calcul, 71,9 KB Tabelul S2

Vă rugăm să rețineți: editorul nu este responsabil pentru conținutul sau funcționalitatea oricăror informații de susținere furnizate de autori. Orice întrebări (altele decât conținutul lipsă) ar trebui să fie adresate autorului corespunzător pentru articol.