在2021年8月在最近发射的Icebreaker'Xuelong 2'上进行的茉莉花探险期间，进行了主动源地震折射实验（参考文献51）。沿着山脊轴（总共大约240 km），位于Gakkel 76–92°E和92–100°E的两个地震剖面记录了Gakkel 85°E（约135 km）的一个轮廓，在该轴上（约135 km），在其上，海冰（平均为1.3 m）覆盖了海面> 80％的海面> 80％的海面。使用船上使用短基线和/或超短速度系统的obs定位。总共有43个OBS在85°E附近约5 km的间距部署，而其他区域约为10 km，成功回收了42个OBS。在这项研究中，使用了来自35个观察值的数据来计算速度结构（图1）。每个OBS都包括三组分的地球器和一个水文。地震源是2×32.7升（4,000立方英寸）的气枪阵列，平均射击间隔为32 s（约30-60 m的射击间距），压力为10.79 MPa。总共记录了5,252张照片。
在茉莉花探险期间还收集了测深，重力和声载体数据以及岩石样品（扩展数据图1）。使用Seabeam 3020多光束系统收集了测深数据。总共部署了108个Sonobuoy来测量沉积物结构。使用Micro-G S模型重量表记录船舶重力数据。在几乎无沉积物85°E和100°E的火山中心，在六个电视炮台上收集了主要包含玄武岩的岩石样品。
OBS数据处理包括使用直接到达的观察时钟漂移的校正，OBS和射击的重新定位以及使用4至20 Hz之间的带通滤波的地震信号处理。通过在轮廓的所有镜头上进行最小二乘拟合，可以计算出轮廓的最终直线近似值。最初从测深数据估算每个OBS的深度，然后通过拟合直接水到达进行调整。
使用初始旅行时间建模鉴定地震阶段。我们确定了直接水浪（PW），来自海洋层2（P2）和3（P3）的折射波，Moho反射（PMP）以及上地幔（PN）的折射波。
除obs 12外，所有obs（补充表3）记录了PW和P2到达。观察到PN相的最大偏移量最高40 km（延长的数据图2和补充图2），从而使速度模型具有良好的重叠控制。旅行时间的不确定性在相位拾取和偏置时间误差中的不确定性（扩展数据表1）中占主导地位（表1）。根据信噪比和带通滤波器参数（4-20 Hz）52，我们估计PW，P2，P2，P3，PMP和PN到达的拾取不确定性分别约为50、60、80、80、100和120 ms。为了说明真实和建模的射击位置之间的水深度差，我们为每个选片添加了一个不确定性项，计算的值范围从1 ms到130 ms（扩展数据表1）。额外时间不确定性是由
在哪个TUNC是时间不确定性的情况下，DS0是真实射击位置的深度，DS1是建模的射击位置的深度，Vwater是P-波浪水速度（1.5 km S-1），VSED是我们最终速度模型中的平均沉积物速度。
速度模型首先是使用2D向前射线追踪软件Rayinvr52获得的，然后使用折射和反射旅行时间信息通过联合反转代码Tomo2D53进行了完善。
在向前建模期间，初始模型包括三层层层，代表沉积物，海洋壳第2层和第3层。这三层的厚度和速度模型基于在慢速扩散的MAR54处的典型海洋壳结构，这些层中具有1D线性速度梯度。沉积物厚度的初始模型受到声音数据的限制，其顶部的速度为1.8 km s-1，其底部为3.4 km s-1。海洋层2的初始模型的厚度为2 km，其顶部的速度为3.4 km s -1，其底部为6.4 km s -1。海洋层3的初始模型的厚度为4 km，其顶部的速度为6.4 km s -1，其底部为7.0 km s -1。上地幔的初始模型的速度为8.0 km s -1下方。海洋层2和3内的水平节点间距分别为5 km和10 km。节点间距为20公里。速度和边界通过试验和错误手动调整。52。
正向建模的结果（扩展数据图2）用作反转的初始模型。速度模型被参数化为悬挂在海底下方的剪切网。然后将其插值以形成连续的速度场。剪切网格允许通过射线弯曲和图形方法进行准确的旅行时间计算，而速度场是根据旅行时间残差53估算的。对于轴心剖面，水平相关长度从顶部的1 km增加到底部的4 km，而垂直相关长度从顶部的1 km上升到底部的6 km。对于轴截面，水平相关长度从顶部的1 km增加到底部的3 km，而垂直相关长度从顶部的1 km增加到底部的5 km。Moho反射器的相关长度分别设置为2 km和3 km，分别用于轴和轴谱。两次迭代后，获得了最佳的P波模型（图1C，E）。
Tomo2D模型的均方根不合适，沿轴侧曲线和及轴曲线的西部和东部段的均方根不合适，分别为93、96和81 ms，相应的χ2值分别为1.09、1.01和1.08（扩展数据表1）。我们进行了棋盘测试，以评估层析成像速度模型的分辨率。在这项研究中，最终的速度模型在不同大小的细胞中因±8％的速度变化而受到干扰。对于轴心模型，考虑的尺寸为8 km×10 km，8 km×3 km和6 km×2 km。沿轴模型认为尺寸为8 km×10 km，8 km×4 km和6 km×2 km。根据这些扰动模型，使用相同的源接种几何形状计算合成行程时间。在添加100毫秒的随机噪声后，使用我们在反转过程中使用的相同的启动模型将合成旅行时间倒置为输出模型（扩展数据图4）。棋盘恢复最好在沉积物和上皮。在更大的深度上，分辨率在垂直方向上比在水平方向上更好。在模型边缘的边缘分辨率很差，在该模型中，射线覆盖范围有限。这些模型分别在8 km×4 km异常和8 km×3 km异常的循环和轴轴轮廓方面具有相对较高的回收率。我们还计算了派生权重总和，该衍生物总和是Fréchet速度内核的柱状和载体矢量，并用作量子的线性灵敏度的量度。衍生物重量总和比下地壳显示出更好的覆盖率（扩展数据图3A，b）。
为了评估最终速度模型的不确定性和鲁棒性，我们使用了Monte Carlo Method53。我们生成了100个1D初始速度模型，每个配置文件都具有随机扰动的速度。起始模型中所有层的速度扰动范围为-5％至5％。此外，我们在9-12 km内的轴截面中的Moho深度以及8–11 km的范围内的横轴轮廓上的扰动。使用沿轴和轴轴轮廓的相应的100个参考模型，我们根据所有溶液的标准偏差（扩展数据图3C – G）估计了反转不确定性，在所有三个模型中，在上层地壳中小于0.1 km s-1。同时，对于轴和轴谱图，下层外壳中速度的标准偏差范围为0.1至0.2 km。Moho深度不确定性在±0.1 km至±0.5 km的范围内。
一次性的Sonobuoys配备了5–2,400 Hz水文，该水信以60 m的水深度播放了信号。在这项研究中，我们使用了65个具有相对较高数据质量的Sonobuoys。他们中的大多数的偏移范围从6公里到10公里，最大范围约为20公里。
使用类似于单渠道地震调查的过程生成了声称数据的概况。对于每次射击，我们根据其GPS坐标计算了源和接收器之间的中点位置。接下来，我们从多光束测深数据中提取了此中点的深度。然后，根据海水速度为1,500 m s -1的海水速度，根据海底反射和中点深度的旅行时间将时间移动到每次拍摄的数据。为了提高数据质量，我们使用了一个处理序列，其中包括低切割过滤（2-3 Hz），高能抑制噪声（删除平均振幅的三倍）和单迹痕预测性反卷积（160毫秒的滤光度长度为160 ms，预测距离为64 ms）。最后，使用参考文献的区域沉积速度将双向旅行时间转化为深度。55。地下室的深度被确定为从高振幅反射到半透明的过渡，具有低或很少的模糊反射（补充图7）。
对于茉莉区，我们通过减去水层的重力效应（由测深数据确定），沉积物层（由SonoBuoy数据限制）和从船只寄生的自由行式式自由行力anomalies56,57来计算地幔布格异常（MBA）。使用通用映射工具软件的“ gragfft”模型进行计算58。假定水，沉积物，地壳和地幔层的密度分别为1.03、2.0、2.7和3.3 g cm -3。对于6°W和105°E之间的Gakkel Ridge，采用相同的方法获得MBA。计算中使用了卫星高度重力数据（DTU21）59和IBCAO 4.0（参考文献60）。残留MBA（RMBA；扩展数据图1C）是通过去除与海底年龄相关的岩石圈热冷却的重力效应来计算的。56。使用参考文献中的方法计算了Gakkel Ridge的地幔热结构。61基于最先进的海底全球模型62。然后将这种热结构转换为密度变化。地幔热变化的重力效应与本研究中使用的数值地球动力学模型的预测一致（补充图3），从MBA数据中删除，以获取RMBA数据。
使用Geosoft Oasis Montaj v9.7实现了最合适的密度模型。在地震射线所覆盖的区域中，使用速度轮廓和海洋壳的速度 - 密度关系63和蛇形化的MANTLE64的速度轮廓和匹配的速度 - 密度关系将密度从P-波速度模型转化（扩展数据图5）。在没有地震射线的区域，密度是指邻近地区和具有相似地形的区域的密度。在具有地震射线的区域，我们使用层析成像模型的Moho，而在没有地震射线的区域中，我们调整了Moho的水平，以使观察值良好。
从85°E和100°E火山中心仔细选择了新鲜淬火的玻璃芯片和一些斜长石 - 橄榄石 - 晶状体。使用NU等离子体II多组合量耦合等离子质谱仪测量了Nanjing Pomums Technology Co. Ltd.在Nanjing Pomums Technology Co. Ltd.上测量14个玄武岩和玻璃芯片的SR – ND同位素。详细的消化和SR – ND纯化遵循参考文献中描述的程序。65同位素比的原始数据通过将SR的86SR/88SR归一化为86SR/88SR进行内部校正，而ND为146nd/144nd = 0.7219。定期分析国际同位素标准（NIST SRM 987和ND的JNDI-1）以纠正仪器漂移。补充表1中给出了分析数据。BCR-2，BHVO-2和AVG-2的USGS参考材料与我们的样本一起运行，结果与分析不确定性中的先前出版物一致。66。
在自然资源部第二海洋学研究所的主要地球科学研究所的主要实验室确定了43杯玻璃上的主要元素和H2O内容物。使用15 kV的加速电压，20 Na的束电流和15μm的斑点大小，在JEOL JXA-8100电子探针上鉴定了主要元素组成。天然矿物质和合成氧化物被用作标准品，基于ZAF程序的程序用于数据校正。大多数元素的分析误差小于5％。然后使用每杯三个分析的平均分析（补充表2）确定组成。参考后，通过傅立叶转换红外光谱分析了玻璃的H2O含量。67。分析是五点确定的平均值（补充表2）。对每个玻璃晶片的重复分析通常可重现为±5％。然后使用方法Primelt3 mega.xlsm68校正H2O以计算地幔源的水含量。
我们使用地球动力代码方面6,70来执行2D数值模型，以模拟子ridge地幔上升和熔融71的动态过程。矩形模型域延伸至100 km的深度，水平宽度范围为200–800 km，具体取决于扩散速率。
半膨胀速率（U0）施加在顶部表面。象征山脊轴的左边界被设计为自由滑动，以抑制侧面地幔流动。底部和右边界没有牵引力，允许材料不受阻碍地穿过它们。顶表面设置为0°C，而底部边界处的温度是通过添加TP和绝热温度梯度计算的，约为0.3°C km -1。所有其余的边界都是热隔热。流入底部边界处的所有组成场均设置为零。初始温度是水平分布的，由给定TP的糖果的组合任意确定，并从顶部冷却50 MYR。所有组成字段最初均设置为零。
地幔粘度取决于温度和压力，也因保留熔体而减弱，如下：
其中η0是在模型底部和温度T0处压力下的参考地幔粘度，R是通用气体常数，E是激活能量，V是激活量，H0是模型域的高度（即100 km），T0是参考壁炉温度，并且ϕ是梅尔特的保留。这些参数的值在补充表4中列出。应用1018 pa s和1023 pa s的最小和最大截止值用于限制数值模拟的地幔粘度。
在浮力模型中，浮力来自地幔温度，地幔耗竭和熔体保留的横向变化。密度的变化是通过
其中ρ0是T0和ρζ和ρϕ的未渗出地幔的参考密度分别是由于地幔耗竭和熔体保留而降低的。在被动模型中，不考虑浮力。
对于被动和浮力上升的病例，通过进行1,320°C的给定TP的数值模型（U0 = 5–70 mm Yeark-1），通过执行不同一半扩散速率（U0 = 5-70 mm Yeark-1）的数值模型来测试扩散率依赖性的地壳产生。为了专注于Gakkel Ridge的地壳生产（U0 = 5 mm年年），我们还执行具有不同潜在地幔温度和参考地幔粘度的模型。参考地幔粘度（η0= 5×1018–1020 pa s）来自参考。41，并且很大程度上取决于地幔温度，压力和地幔水含量。为了证明以快速扩散速率的统一6.0 km外壳合理，我们假设在特定的合并宽度（W0）（例如80 km）内生成的熔体中有85％立即提取以形成海洋壳。根据参考，计算稳态的地壳厚度。72。
