Alai

Data and algorithms for tomography

We gebruikten het regionale tomografie-algoritme34 met globale reistijdgegevens van het International Seismological Centre35 die overeenkomen met de periode 1964-2014. Voor de geselecteerde regio nemen we alle gegevens in aanmerking die overeenkomen met de stralenpaden die door het studievolume gaan. Dit omvat stralen van aardbevingen die zich in het studiegebied bevinden, geregistreerd door stations wereldwijd, en stralen van teleseismische gebeurtenissen, geregistreerd door stations in het studiegebied (Fig. S1A en B). Voordat de gegevens in de tomografie werden gebruikt, werden ze opnieuw bewerkt; dit omvatte het verplaatsen van bronnen en het verwerpen van uitschieters36. Om gebeurtenissen te lokaliseren, gebruikten wij het eendimensionale snelheidsmodel AK13537.

Dit gebied maakte eerder deel uit van een ander model dat met hetzelfde algoritme was berekend25. De vorige studie had echter alleen betrekking op het noordelijke deel van India. Bovendien omvat onze studie gegevens van 2005-2014, die in de vorige studie niet beschikbaar waren. Tien jaar extra registraties hebben een aanzienlijke hoeveelheid gegevens opgeleverd, vooral die welke overeenkomen met nieuwe stations in India die de ray coverage drastisch hebben verbeterd.

De inversie werd afzonderlijk uitgevoerd in een reeks overlappende gebieden die het hele studiegebied bestrijken. We gebruikten drie regio’s, elk met een straal van 8° (Supplementary Materials, Fig. S1). We definieerden de diepte van het studiegebied op 1.000 km; we namen echter meestal resultaten tot een diepte van 700 km in aanmerking, omdat diepere structuren beïnvloed zouden kunnen zijn door anomalieën die zich buiten het studiegebied bevinden. De parameterisatie van de snelheidsverdeling werd uitgevoerd met behulp van een set knooppunten verdeeld over horizontale niveaus op dieptes van 25, 50, 75, 100, 150, 220, 290, 360, 430, 500, 570, 640, 710, 800, en 900 km. Op elk diepteniveau werden de knooppunten verdeeld volgens de dichtheid van de stralen; een dichtere stralendekking stemde overeen met een kleinere afstand tussen de knooppunten. De minimumafstand werd vastgesteld op 30 km. Om artefacten in verband met de rastergeometrie te vermijden, voerden we de berekeningen uit voor twee verschillende rasters met basisoriëntaties van 0 en 45° en namen we vervolgens het gemiddelde van de resultaten.

De inversie werd gelijktijdig uitgevoerd voor de P en S snelheidsanomalieën en voor broncorrecties. Wanneer gegevens van de gebeurtenissen in het studiegebied werden gebruikt, hielden wij rekening met vier onbekende parameters die overeenkomen met verschuivingen van bronnen in ruimte en tijd. Voor de teleseismische gegevens inverteerden wij voor één parameter per gebeurtenis om de onzekerheid van de tijdsbepaling buiten het studiegebied weer te geven. De matrix werd geïnverteerd met behulp van de LSQR-methode38,39. De stabiliteit van de inversie werd gecontroleerd met behulp van aanvullende vergelijkingen die de amplitude en de afvlakking van de resulterende snelheidsanomalieën bepaalden. De waarden van de dempingscoëfficiënten werden ingesteld volgens verscheidene proeven met synthetische modellen.

De resultaten van de tomografische inversie worden in het hoofdartikel getoond in één horizontale doorsnede op 100 km diepte (Fig. 2) en in de Supplementary Materials in twee horizontale doorsneden op 300 en 500 km diepte (Fig. S2) en twee verticale doorsneden hier (Fig. S3). Hier presenteren wij alleen de resultaten voor de P-golf snelheidsanomalieën, omdat de S-gegevens bijna een tiende zijn van de P-gegevens, en het resulterende S-model niet voldoende stabiel lijkt.

In de Supplementary Materials in Fig. S4 presenteren wij de resultaten van de checkerboard test, die informatie geeft over de ruimtelijke resolutie voor de opgehaalde modellen. Het synthetische model bestond uit afwisselend positieve en negatieve anomalieën met een magnitude van 3% en een laterale grootte van 5° × 5° km. Naarmate de diepte toenam, veranderden de anomalieën van teken op 200, 400 en 600 km. De synthetische gegevens werden berekend langs dezelfde stralenpaden om het experimentele gegevensmodel af te leiden, en deze werden verstoord door willekeurige ruis met een gemiddelde afwijking van 0,5 s. De periodieke dambordanomalieën werden gedefinieerd over de gehele aarde, terwijl de inversie werd uitgevoerd in geselecteerde cirkelvormige gebieden. Hierdoor kon het effect worden onderzocht van anomalieën die zich buiten het studiegebied bevonden en waarmee rekening werd gehouden bij de berekening van de synthetische gegevens. De resultaten van de checkerboard recovery zijn te zien in de Supplementary Materials (Fig. S4). De algemene locaties van alle anomalieën werden correct gereconstrueerd; we zagen echter enige diagonale uitsmering in verband met de overheersende oriëntaties van de stralenpaden. We vonden een vrij goede verticale resolutie, waardoor we duidelijk de tekenveranderingen met de diepte konden herstellen.

Daarnaast hebben we een synthetische test uitgevoerd met realistische vormen van anomalieën, die worden gepresenteerd in horizontale en verticale doorsneden (Figs S5 en S6). De anomalieën zijn gedefinieerd binnen een reeks veelhoekige blokken in sommige diepte-intervallen. Uit de resultaten van het herstel blijkt dat de laterale configuraties van alle anomalieën correct zijn hersteld. In verticale doorsneden zien we dat de anomalieën die de lithosfeer van variabele dikte vertegenwoordigen, op de juiste diepten worden opgelost. Beide tests ondersteunen de betrouwbaarheid van de afgeleide resultaten.

Resultaten van de tomografische inversie worden getoond in drie horizontale doorsneden (Fig. 2 van het hoofdartikel en Fig. S2) en twee verticale doorsneden (Fig. S3). Afgezien van de resultaten met betrekking tot het Indiase schiereiland, omvat het model ook enkele omringende gebieden. Ten minste twee structuren werden consequent opgehaald in verschillende eerdere studies en konden daarom worden gebruikt als een natuurlijke benchmark voor het huidige model. Een van de helderste patronen in de meeste Aziatische regionale tomografiestudies is de goed bestudeerde hoge Vp-structuur onder de Pamir-Hindu Kush, die samenhangt met de spreiding van seismiciteit op middellange diepten (tot 200 km). Beelden van deze hoge Vp-anomalie werden consequent verkregen door verschillende auteurs die verschillende datasets en algoritmen gebruikten40,41,42. De tweede referentiestructuur is een langgerekte noord-zuid gerichte hoge Vp-anomalie onder de Birmaanse boog, gemarkeerd met de seismiciteit op intermediaire diepte. In ons model is deze anomalie te zien zoals in eerdere studies43,44,45,46 werd gerapporteerd. Deze twee voorbeelden tonen sterk aan dat ons huidige model even stabiel is voor gebieden die in eerdere studies niet aan bod kwamen.

Modellering van continentale botsing

Modelbenadering

De numerieke thermomechanische visco-elasto-plastische 2D C-code I2ELVIS die wordt gebruikt om continentale botsing te modelleren, is gebaseerd op een eindige-verschilmethode, toegepast op een verspringend Euleriaans raster, en maakt gebruik van een marker-in-cel techniek47,48. De momentum-, massa- en energiebehoudsvergelijkingen worden opgelost op het Euleriaanse raster, en fysische eigenschappen worden getransporteerd door Lagrangiaanse markers die bewegen volgens het snelheidsveld dat geïnterpoleerd is uit het raster. Niet-Newtoniaanse visco-elasto-plastische reologie gebaseerd op experimenteel gekalibreerde stromingswetten wordt in het model gebruikt (Supplementaire Materialen, Tabel S1). De volledige details van deze methode, die de reproductie ervan mogelijk maakt, worden elders47,48 verstrekt.

Numerieke modelopzet. De initiële modelopstelling (Supplementary Materials, Fig. S5) is 6.000 km breed, 300 km diep, en opgelost met een regelmatig rechthoekig raster van 601 × 151 tot 1.201 × 151 knooppunten (gevarieerd in verschillende experimenten, Tabel S2) met 1,8 miljoen willekeurig verdeelde Lagrangiaanse markers. De bovenste en rechter grenzen van het model hebben vrije slip mechanische randvoorwaarden. Aan de linkerrand is een constante convergentiesnelheid van 4,7 cm/jaar voorgeschreven. De neerwaartse ondergrenssnelheid werd bepaald door de volumebehoudsvoorwaarde van het berekeningsdomein, en werd dus bij elke tijdstap verkort en verdikt. De randvoorwaarde voor het vrije oppervlak boven de korst is geïmplementeerd met behulp van een 20 km dikke “kleverige” luchtlaag49,50 met lage dichtheid (1 kg/m3) en viscositeit (1018 Pa-s). De initiële thermische en lithologische structuur van het model (Fig. S5) werd bepaald door verschillende continentale lithosferische eenheden voor te schrijven die overeenkomen met belangrijke regio’s binnen de Indische en Euraziatische platen en die verschillen in de initiële thermische gradiënt van de continentale lithosfeer (Fig. S5). Eenvoudig gezegd is de aanvankelijk uniforme 40 km dikke continentale korst opgebouwd uit 15 km felsische bovenkorst, 10 km intermediaire middenkorst, en 15 km mafische onderkorst (de laagdikte varieerde in verschillende experimenten, Tabel S2). De gebruikte aanvankelijk uniforme korststructuur is vereenvoudigd en verwaarloost bijvoorbeeld de laterale heterogeniteit van de dikte van de korst van het Indiase continent51,52. Deze vereenvoudiging is vooral te wijten aan de grote onzekerheden in onze kennis van de initiële dikte van de korst voor verschillende continentale lithosferische eenheden. Deze dikte zal waarschijnlijk een tegengesteld effect hebben in vergelijking met de initiële dikte van de lithosfeer, vanwege de rheologische zwakte van de korst in vergelijking met de lithosferische mantel (Tabel S1). De initiële dikte van de korst evolueert sterk tijdens numerieke experimenten, waarbij de korst overwegend dikker wordt in regio’s van aanvankelijk dunne en dus warme en zwakke lithosfeer (Tabel S2). Een naar rechts hellende lithosferische-schaal zwakke zone (een beëindigde subductiescheur van de Tethys Oceaan) markeert de initiatieplaats van een India-Eurazië-achtige botsing. Vereenvoudigde lineaire geothermische gradiënten werden gebruikt in verschillende lithosferische secties (diktes varieerden in verschillende experimenten, Tabel S2) bij 273 K (aan het oppervlak) en 1.573 K (potentiële temperatuur van de mantel). Een adiabatische thermische gradiënt van 0,5 K/km werd aanvankelijk voorgeschreven in de asthenosferische mantel. Temperatuur-afhankelijke thermische geleidbaarheid werd gebruikt voor de mantel en de korst (Tabel S1). De thermische randvoorwaarden zijn 273 K (boven), 1713 K (onder), en nul warmtefluxen aan de linker- en rechtergrenzen. Om een efficiënte warmteoverdracht vanaf het oppervlak van de korst te verzekeren, wordt de temperatuur van de “kleverige” lucht/water constant gehouden op 273 K. Voor het model is een gravitatieversnelling van 9,81 m/s2 gebruikt. Opgemerkt moet worden dat het 2D-model dat in onze studie is gebruikt, geen rekening houdt met de laterale variabiliteit van het 3D-vervormingspatroon van de botsingszone tussen India en Azië. Wij denken echter dat dit vereenvoudigde model voldoende is voor het doel van onze studie, die zich richt op de overdracht van vervorming met de tijd van aanvankelijk zwakkere naar aanvankelijk sterkere lithosferische regio’s.

Visco-elasto-plastisch reologisch model

De viskeuze, elastische en brosse (plastische) eigenschappen (Tabel S1) werden geïmplementeerd via evaluatie van de effectieve viscositeit van het materiaal. Voor de buigzame materialen, werden de bijdragen van verschillende stromingswetten zoals dislocatie- en diffusiekrimp in aanmerking genomen via de berekening van de inverse gemiddelde buigzame viscositeit ηductile