Estimación de la profundidad de origen de fluidos utilizando gases nobles en los sedimentos superficiales de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 5051 (2023) Citar este artículo

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Se midieron la relación de isótopos de helio (3He/4He), la relación de concentración de neón-20 a helio-4 (20Ne/4He), argón (Ar), criptón (Kr) y xenón (Xe) en el agua intersticial de los sedimentos superficiales. de varios volcanes de lodo submarinos. A partir de los valores de 3He/4He (0,18–0,93RA), el origen estimado del He es casi un 90% de He cortical, con poca contribución del He derivado del manto. Las concentraciones determinadas de Ar, Kr y Xe se encuentran dentro del rango de equilibrio de solubilidad esperado para temperaturas desde 83 °C hasta 230 °C y son consistentes con el rango de temperatura del origen de deshidratación de los minerales arcillosos. Teniendo en cuenta el gradiente geotérmico en la región investigada (25 °C/km), se considera que estos gases han alcanzado el equilibrio de disolución a una profundidad de aproximadamente 3,3 km a 9,2 km por debajo del fondo marino. Como la profundidad del límite de la placa está a 18 km por debajo del fondo marino, es probable que las firmas de gases nobles se originen en la corteza, no en el límite de la placa. Esto es consistente con los resultados presentados por las proporciones de isótopos de He.

Los volcanes de lodo transportan lodo, gas, agua y otras sustancias disueltas desde las profundidades del fondo marino hasta el fondo marino y luego los expulsan al agua de mar desde la superficie del fondo marino, desempeñando así un papel importante en el ciclo de materiales en la superficie de la Tierra1,2. Por lo tanto, el estudio del origen y la composición química del agua y el gas en la capa superficial del fondo marino de los volcanes de lodo es extremadamente importante para una comprensión cuantitativa de dichos ciclos. Se han realizado varios estudios para estimar la profundidad de origen del lodo y los fluidos en las capas superficiales de los volcanes de lodo examinando la concentración y la proporción isotópica de algunos elementos o compuestos. Por ejemplo, las proporciones de isótopos de carbono e hidrógeno del metano en los sedimentos superficiales de los volcanes de lodo se han utilizado para inferir que el origen del metano se encuentra a más de 1 o 2 km por debajo del fondo marino utilizando el gradiente geotérmico debajo del fondo marino3,4,5 ,6,7. Varios estudios también han examinado las proporciones isotópicas del agua en el agua intersticial de la capa superficial del fondo marino y han inferido que el agua que se formó en condiciones de temperatura que oscilan entre 60 y 160 °C ha migrado de 1 a 3 km por debajo del fondo marino, basándose en la posible deshidratación. origen de los minerales arcillosos8,9,10,11. Otros estudios han utilizado geotermómetros para estimar la temperatura de equilibrio de los sedimentos y el agua de los poros a partir de combinaciones de concentraciones de cationes disueltos en el agua de los poros de la superficie del fondo marino8,12,13,14. Por ejemplo, Aloisi et al.12 estimaron la temperatura máxima que experimentan los fluidos con un geotermómetro utilizando concentraciones de magnesio y litio de aproximadamente 100 °C. Xu et al.14 estimaron de manera similar la temperatura de origen del fluido a partir de las concentraciones de magnesio y litio en los sedimentos de la superficie del volcán de lodo y encontraron que era consistente con la temperatura a la que se cree que ocurre la reacción de deshidratación de los minerales arcillosos. Además, las proporciones de isótopos de litio y boro en el agua de los poros en la capa superficial de los volcanes de lodo se han utilizado para estimar la temperatura de equilibrio con el sedimento15,16,17.

El helio (He) tiene dos isótopos estables, 3He y 4He. 3Se cree que es un componente primordial del manto profundo de la Tierra, extraído de la nebulosa solar cuando la Tierra se formó hace 4.600 millones de años18. Se estima que la proporción de isótopos de He (3He/4He) en el manto superior es aproximadamente ocho veces mayor que la de la atmósfera (3He/4He = 1,39 × 10–6)19. En notación, la proporción de isótopos de He en la atmósfera es 1 RA y la proporción de isótopos de He en el manto es 8 RA. Por otro lado, el 4He se produce por desintegración radiactiva del uranio (U) y el torio (Th), las concentraciones de U y Th son mucho mayores en la corteza terrestre que en el manto, y la relación 3He/4He del He cortical se considera ser 0,02 RA19. Las mediciones de las proporciones de isótopos de He en volcanes de lodo del Golfo de Cádiz sugieren que el helio (He) se produjo principalmente en la corteza y que los fluidos emitidos no se originaron en el límite de las placas20. De manera similar, el origen del He en el agua de mar inmediatamente encima de los volcanes de lodo en el Mar Jónico, en el sur de Italia, es de la corteza terrestre, lo que nuevamente sugiere el ascenso de fluidos subterráneos profundos que no están conectados al manto21. Por tanto, todavía existen pocos ejemplos de estudios sobre gases nobles en volcanes de lodo submarinos.

Se han encontrado varios volcanes de lodo en el fondo marino frente a la isla Tanegashima22, donde se cree que el agua proviene de la deshidratación de minerales arcillosos23. Sin embargo, no existen datos sobre gases nobles en muchos de los volcanes de lodo de la zona. En este estudio, estimamos la contribución del He derivado del manto a partir de las proporciones medidas de 3He/4He en sedimentos superficiales de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima, y discutimos si la fuente de He está conectada al límite de la placa como una posible ruta de suministro para el manto. -derivado de él. También identificamos gases derivados de la atmósfera utilizando las proporciones determinadas de 20Ne/4He y discutimos el estado actual de actividad de cada volcán de lodo. Además, se investigan las concentraciones de gases nobles más pesados (es decir, Ar, Kr y Xe) para evaluar los procesos de partición de gases en profundidad.

La isla Tanegashima está ubicada en el suroeste de Japón (Fig. 1a) en una zona de convergencia de placas donde la placa del Mar de Filipinas se está subduciendo hacia la placa Euroasiática a un ritmo de 4,6 cm por año24. Esta zona de convergencia de placas es parte de la erosión Ryukyu Trench25. Según los modelos de velocidad de las ondas P en la corteza submarina circundante, se cree que el límite de la placa alrededor de la isla Tanegashima se encuentra aproximadamente a 18 km por debajo del fondo marino, y la parte superior de la placa se clasifica en corteza superior, media e inferior. , como suele ocurrir en la estructura de los arcos de islas26. El basamento geológico del área circundante consiste en el Grupo Kumage del Eoceno, que es equivalente a la Formación Shimanto, y se han observado en tierra fallas de empuje y pliegues relacionados con la subducción27. Se han obtenido foraminíferos del Eoceno de las capas superficiales de volcanes de lodo, lo que sugiere que la Formación Kumage es contemporánea de las capas más profundas de los volcanes de lodo22. Un estudio con sonar de barrido lateral realizado en 1990 cubrió un área de 20 a 30 km de ancho y 1200 a 3500 m de profundidad desde el extremo norte de la pendiente de la Fosa Ryukyu hasta el extremo sur de la pendiente de la Fosa Ryukyu, revelando más de 30 diapiros de lodo en el norte. parte del talud de la zanja22. Los estudios batimétricos y tectónicos submarinos realizados entre 2012 y 2014 han identificado hasta ahora 15 volcanes de lodo submarinos, denominados MV1-MV15 en el orden en que fueron encontrados (Fig. 1b)28,29. En MV2 y MV13, los sedimentos hemipelágicos cuaternarios se superponen a los sedimentos del Cretácico y del Neógeno, lo que sugiere que el vulcanismo de lodo puede haber estado estancado en el momento del estudio de 199422. Se estimó que la tasa de sedimentación de esos depósitos del Cuaternario era inferior a 12-15 cm/ka en MV2 y aproximadamente 15 cm/ka en MV1322. En el estudio de 2002, las composiciones químicas e isotópicas del agua intersticial en los sedimentos superficiales de MV1 mostraron una distribución de agua de origen deshidratado en minerales arcillosos, lo que sugiere que el agua procedía de las profundidades del fondo marino, al menos ya en 2002, cuando se realizó el muestreo. se llevó a cabo23. En MV1 y MV14 durante el estudio de 2015, parte de los resultados de este estudio, se observaron altas concentraciones de metano y microflora características de los sedimentos superficiales en la columna de agua de mar a varias decenas de metros sobre la cumbre, lo que sugiere que estos volcanes de lodo estaban activos. al menos inmediatamente antes de la campaña de muestreo de 2015 (ver más abajo)30.

(a) Mapa que muestra las placas tectónicas alrededor de Japón y los sitios de muestreo en este estudio. Los puntos de muestreo de los datos utilizados en la discusión también se muestran como puntos azules para comparación (para conocer la forma de los símbolos, consulte la leyenda en la Fig. 3). La línea negra continua indica el límite de la placa y la línea negra punteada indica el frente volcánico31,32. El área al cuadrado indica el área que se muestra en (b). (b) Mapa topográfico del fondo marino del área alrededor del volcán de lodo submarino frente a la isla Tanegashima estudiado en este estudio. El círculo rojo relleno indica la ubicación de MV1, el triángulo rojo relleno indica MV2, el diamante relleno indica MV3 y el cuadrado rojo relleno indica MV14. Otros volcanes de lodo submarinos están marcados con cruces rojas. El mapa se dibujó utilizando herramientas de mapeo en línea para GMT (https://www.generic-mapping-tools.org/).

Las muestras se recolectaron en el RV Hakuho Maru (expedición KH-15-2) del 19 de agosto al 1 de septiembre de 2015, y del 9 de agosto al 18 de agosto de 2019 (expedición KH-19-5) (Tabla 1). Debido al tiempo del barco, sólo se pudieron realizar dos sitios de muestreo en cada viaje. El muestreo también se limitó a las cimas de algunos volcanes de lodo, por ejemplo, MV 1 y 2, porque las normas japonesas de reconocimiento marino exigen una distancia del doble de la profundidad del agua desde el cable submarino. Para el muestreo de 2015, se cortaron pequeñas secciones de 55 cm de largo del material recolectado con el núcleo del pistón en MV1 y MV14 de cada revestimiento de PVC que contenía sedimento, y se colocaron pistones de PVC con juntas tóricas como sellos para romper el contacto con el atmósfera en ambos extremos de los sedimentos33. Se perforaron agujeros en los lados del revestimiento de PVC y se fijaron tubos de cobre (diámetro: 1 cm, longitud: 60 cm) mediante accesorios de acero inoxidable. Un pistón de PVC colocado en cada extremo empujaba el sedimento a granel hacia los tubos de cobre. Los tubos de cobre se lavaron con sedimentos para minimizar la contaminación del aire y luego se sellaron pellizcando ambos extremos con abrazaderas metálicas34. Para el muestreo de 2019, se recolectaron sedimentos superficiales de MV2 y MV3 utilizando un sacatestigos múltiple de 60 cm de largo, que se procesó para evitar una mayor contaminación atmosférica, y se conectaron tubos de cobre a orificios laterales previamente perforados35. Todas las muestras de sedimentos se procesaron en tierra. Para ello, los tubos de cobre se sometieron a centrifugación para separar el agua intersticial de la matriz del sedimento. Posteriormente, se realizó un análisis de gases nobles en la fase de agua de poro34. Las muestras recolectadas en 2015 se analizaron en el Laboratorio de Gases Nobles del Instituto Federal Suizo de Tecnología de Zurich (ETHZ) utilizando dos espectrómetros de masas de sector magnético hechos a medida36. Para Ar, se midieron 36Ar y 40Ar y se resumieron como la concentración de Ar; para Kr y Xe, se midieron 86Kr y 136Xe y se convirtieron a concentraciones de Kr y Xe asumiendo la misma composición que la de la atmósfera37. Las muestras recolectadas en 2019 se analizaron en el Instituto de Investigación de la Atmósfera y los Océanos (AORI) de la Universidad de Tokio mediante un espectrómetro de masas de gases nobles (Helix SFT; GV Instruments Ltd.; Manchester, Reino Unido) para determinar la concentración de He y las relaciones de isótopos y una masa cuadripolar. espectrómetro para relaciones 20Ne/4He (Prisma 80; Pfeiffer Vacuum; Asslar, Alemania)38. Se utilizó aire atmosférico como gas estándar para calibrar las mediciones. Los respectivos errores analíticos se muestran en la Tabla 2. Las muestras de sedimento para mediciones de porosidad se tomaron submuestras de núcleos recolectados de MV14. Las muestras se sellaron en bolsas de plástico y se almacenaron congeladas, y se midieron los pesos húmedo y seco. La porosidad se aproximó basándose en definiciones y con una serie de suposiciones (Suplemento S1)39.

Se informa el peso del agua de poro analizada en este estudio (g), la proporción de isótopos de He en el agua de poro ((3He/4He)obs; RA), la proporción de 20Ne/4He y las concentraciones de Ar, Kr y Xe (cm3STP/g). en la Tabla 2. Las concentraciones de gases nobles del agua de mar saturada de aire (ASW) que se muestran en la tabla se calcularon con base en las parametrizaciones de Weiss40 para Ar, Weiss y Kyser41 para Kr y Jenkins et al.42 para Xe. Las condiciones físicas utilizadas para los cálculos de ASW fueron la temperatura (2 °C) y la salinidad (35 psu) cerca del fondo marino, como se observó durante la expedición KH-15–2 y una presión atmosférica de 1 bar. Los obs (3He/4He) medidos oscilaron entre 0,23 ± 0,05 y 0,95 ± 0,01 RA, es decir, por debajo del valor ASW de 1 RA (Tabla 2). MV1 tenía la proporción de isótopos de He más baja de 0,23 ± 0,05 RA y MV14 tenía la proporción de isótopos de He más alta de 0,95 ± 0,01 RA. En MV3, las proporciones de isótopos de He medidas aumentaron al aumentar la profundidad: 0,34 ± 0,01 RA a 8 cmbsf, 0,42 ± 0,01 RA a 13 cmbsf y 0,74 ± 0,02 RA a 18 cmbsf. La relación (3He/4He)obs en MV2 fue de 0,63 ± 0,01 RA. Los valores de 20Ne/4He mostraron que MV3-1 tuvo el valor más bajo de 0,054 ± 0,005, seguido de MV1, MV2, MV3-2 y MV14, teniendo MV3-3 el valor máximo de 1,24 ± 0,12 (Tabla 2). En estos volcanes de lodo, los valores medidos de 20Ne/4He fueron significativamente más bajos que los ASW más allá de los rangos de error. Comparando los valores de 20Ne/4He de las tres muestras de MV3, MV3-1 < MV3-2 < MV3-3, las capas más profundas tuvieron valores más altos. Se pudieron determinar dos proporciones de 40Ar/36Ar, 3,22 ± 0,05 × 102 (MV1) y 3,04 ± 0,01 × 102 (MV14), que fueron ligeramente inferiores a la proporción para ASW (2,96 × 102) (Tabla 2). Se encontró que las concentraciones respectivas de Ar, 0,96 ± 0,01 × 10−4 cm3STP/g (MV1) y 1,050 ± 0,001 × 10−4 cm3STP/g (MV14), eran inferiores a las esperadas en ASW (3,61 × 10−4 cm3STP /g; Tabla 2). La concentración de Kr fue 1,49 ± 0,03 × 10−8 cm3STP/g para MV1 y 2,62 ± 0,01 × 10−8 cm3STP/g para MV14, es decir, ambas fueron inferiores a la concentración de Kr de ASW (8,84 × 10−8 cm3STP/g). g; Tabla 2). Las concentraciones de Xe de MV1 y MV14 fueron 2,02 ± 0,05 × 10−9 cm3STP/g y 4,72 ± 0,06 × 10−9 cm3STP/g, respectivamente, que fueron un orden de magnitud inferiores a la concentración de Xe de ASW (13,56 × 10− 9 cm3STP/g; Tabla 2). Las concentraciones de Ar, Kr y Xe fueron mayores en MV14 que en MV1 (Tabla 2).

The 20Ne/4He ratio43,44 was used to evaluate the mixing ratio of fluids originating from the solid Earth and seawater that has reached equilibrium with the atmosphere (ASW). Here, 20Ne is overwhelmingly more abundant in the atmosphere than in the mantle and crust, and therefore 20Ne in the solid earth can be neglected. Figure 2 shows the relationship between 3He/4He and 20Ne/4He in the gases obtained in this study. Here, the noble gases of mantle origin are assumed to be characterized by an isotope signature close to (3He/4He, 20Ne/4He) = (8 RA, 0), those of crustal origin by (3He/4He, 20Ne/4He) = (0.02 RA, 0), and those of atmospheric origin by (3He/4He, 20Ne/4He) = (1 RA, 4). The values of the 20Ne/4He ratio of ASW were calculated by assuming the respective atmospheric abundances and the appropriate temperature and salinity. First, the seawater mixed into the porewater at the bottom of the deep sea is considered to be bottom seawater, and the concentration of noble gases in the seawater is almost uniform, with a variation of only a few percent45. The 20Ne/4He ratio calculated under these conditions was 3.60 to 3.6937,46,47. The temperature of the surface seawater in this area is considered to be about 20 to 25 °C (2023)." href="/articles/s41598-023-31582-z#ref-CR48" id="ref-link-section-d78605959e1995">48 and salinity 34 to 35 psu (2023)." href="/articles/s41598-023-31582-z#ref-CR49" id="ref-link-section-d78605959e1999"> 49. La relación 20Ne/4He calculada bajo la temperatura (2 °C) y la salinidad (35 psu) del agua del fondo observada en el sitio en este estudio es 4.0037,46,47. Teniendo en cuenta estos hechos, aquí se considera que la relación 20Ne/4He es 4. Las líneas rojas discontinuas, de un solo trazo, de dos guiones y de puntos son líneas rectas que conectan los datos de gases nobles de los volcanes de lodo MV1, MV2, MV3 y MV14 con los valores de ASW, respectivamente (Fig. 2). Para MV3, se dibuja una línea de regresión que pasa por ASW para las tres muestras de datos (Fig. 2). La concentración de tritio en las aguas profundas del mar es tan baja que la contribución del 3He derivado del tritio es casi insignificante50. Este resultado sugiere que el He en el gas recolectado en este estudio puede explicarse por una mezcla de fuentes de agua de mar en equilibrio atmosférico, de la corteza y del manto (Fig. 2).

(a) Relación entre las proporciones de isótopos de He (3He/4He) y las proporciones de Ne-He (20Ne/4He) de gases en sedimentos superficiales de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima. Las líneas negras discontinuas y punteadas negras mezclan líneas de He procedente del manto y agua de mar saturada de aire (ASW) y de He y ASW procedentes de la corteza, respectivamente. La línea discontinua roja muestra la línea de mezcla de ASW y MV1, la línea de un solo punto muestra la línea de mezcla de MV2, la línea de dos puntos muestra la línea de mezcla de MV3 y la línea de puntos muestra la línea de mezcla de MV14. (b) Vista ampliada del área de la parcela de las muestras en (a). Los datos de MV3 están rodeados por una elipse de puntos negros porque varían ligeramente.

En este estudio se estimaron fracciones de He procedente del manto en los sedimentos superficiales del volcán de lodo submarino frente a la isla Tanegashima. También se representan las fracciones de He procedente del manto en los sedimentos de la región del antearco alrededor de Japón y la fracción de He procedente del manto en los sedimentos superficiales de los volcanes de lodo submarinos en el Golfo de Cádiz. Las referencias son, respectivamente, las siguientes: a: Tomonaga et al.50, b: Wiersberg et al.56, c: Toki et al.55, d: Sano y Wakita57, e: Toki et al.58, f: Tsunogai et al.59, g: Nuzzo et al.20.

En la Fig. 2, se puede pensar en el eje horizontal como la contribución de los gases nobles de origen atmosférico, como la atmósfera o ASW: cuanto más cerca esté un valor del aire o del valor ASW, mayor será la influencia del componente atmosférico ( Figura 2). Podemos estimar la proporción de gases nobles derivada de la atmósfera en los fluidos de los poros considerando la mezcla binaria de un componente libre de 20Ne y un componente ASW43,44. En el caso de este estudio, dado que las muestras se recolectaron del fondo marino y tuvimos mucho cuidado de evitar la contaminación atmosférica durante el muestreo y el análisis, asumimos que todo el 20Ne se originó en ASW. La fracción A de los gases nobles no atmosféricos y derivados de la atmósfera en las muestras medidas se puede expresar como

donde (20Ne/4He)obs es la relación 20Ne/4He observada y (20Ne/4He)asw es el valor de ASW como se describió anteriormente ((20Ne/4He)asw = 4). La Tabla 3 resume los valores obtenidos para A. Según este resultado, los valores de A oscilaron entre 0.014 ± 0.001 y 0.310 ± 0.031, indicando un rango de 1.4 ± 0.1 a 31.0 ± 3.1% de gases de origen atmosférico (Tabla 3). . El valor A más grande se observó para MV3-3 (0,310 ± 0,031) y el valor A más pequeño fue para MV3-1 (0,014 ± 0,001) (Tabla 3).

En general, el fondo marino está en contacto con el agua de mar en la superficie del fondo marino, por lo que el agua de mar penetra a través de la superficie del fondo marino y, por tanto, la influencia del agua de mar sería mayor en la capa superficial. Pero MV3-1 tiene la menor influencia del agua de mar a pesar de estar en la capa superficial, y el MV3-3 más profundo tiene la mayor influencia del agua de mar (Tabla 3). Esto puede deberse a que, a diferencia de los procesos de depósito normales, la perturbación de los sedimentos se produce como un proceso de depósito específico de la capa superficial del volcán de lodo. La pequeña influencia del agua de mar significa que la influencia del gas de la capa profunda es relativamente grande, y se cree que el vulcanismo de lodo es la fuerza impulsora de la migración de gas desde la capa profunda, lo que sugiere que MV3 es el volcán de lodo más activo. Por otro lado, MV14, que se sugirió que era el más invadido por agua de mar, se considera el volcán de lodo más inactivo entre los cuatro volcanes de lodo frente a Tanegashima muestreados en este estudio. Sin embargo, como se observó en MV3, la distribución vertical de la firma isotópica del gas noble en el espacio poroso debería ser muy heterogénea. Además, MV14 también puede ser heterogéneo dentro de un solo cuerpo montañoso con respecto a la dirección horizontal, considerando que se observaron columnas de metano y microbianos en el agua de mar a unos 10 m por debajo del fondo marino cerca de la cumbre30. Por ejemplo, se pueden obtener datos con grandes anomalías cerca del cráter, pero si las muestras se recolectan a una distancia del cráter, es posible que se subestime el nivel de actividad. A la luz de estas consideraciones, evaluar el nivel de actividad de un volcán de lodo basándose en un número muy limitado de muestras puede ser un error de evaluación y debe hacerse con precaución. En el futuro será necesario adquirir más datos sobre gases nobles.

Como se describió anteriormente, la contribución del He atmosférico entre las tres fuentes de gases nobles se evaluó cuantitativamente utilizando las relaciones 20Ne/4He (Tabla 3). Las otras fuentes están todas relacionadas con la fuente de He en el interior de la Tierra y consisten en He de fuentes más profundas del manto y He de origen cortical que se mezclan durante el ascenso de los fluidos a través de la corteza. Por lo tanto, las proporciones de isótopos de He se pueden corregir de la siguiente manera (Ec. 2)51.

El (3He/4He)asw representa la relación de isótopos de He de ASW (= 1,39 × 10–6: 1 RA). Por otro lado, (3He/4He)obs representa la proporción de isótopos de He observada y (3He/4He)corr es la proporción de isótopos de He corregida después de restar la proporción de He derivada de la atmósfera. El proceso de cálculo se muestra en el Suplemento S2 y los resultados se muestran en la Tabla 3.

El (3He/4He)corr así obtenido puede expresarse mediante una mezcla de He manto y cortical de la siguiente manera:

donde (3He/4He)m y (3He/4He)c son las proporciones de isótopos de He del manto y del He de la corteza, respectivamente, utilizando 8 RA y 0,02 RA, respectivamente52,53,54. M y C son las fracciones de He derivado del manto y He derivado de la corteza terrestre, respectivamente. Los valores inferidos de (3He/4He)corr se resumen en la Tabla 3. Estos valores corresponden a las intersecciones y de las regresiones lineales en la Fig. 2. Los valores de (3He/4He)corr oscilan entre 0,18 ± 0,17 y 0,93 ± 0,02 RA. caracterizándose MV1 por el valor más bajo (0.18 ± 0.17 RA), seguido de MV3 con valores entre 0.34 ± 0.05 y 0.63 ± 0.10 RA, seguido de MV2 con 0.60 ± 0.10 RA, y finalmente MV14 tuvo el mayor valor (0.93 ± 0.02 REAL ACADEMIA DE BELLAS ARTES). La contribución del He derivado del manto varía de 2,0 ± 1,8 a 11,5 ± 0,2%, con la contribución más baja en MV1 y la contribución más alta en MV14 (Tabla 3). Por lo tanto, casi el 90% del He es de origen cortical (Tabla 3). Esto indica que la principal fuente de He derivado de la corteza terrestre se encuentra en la corteza y no en el manto. La contribución de He procedente del manto en MV14 fue ligeramente mayor que la de los otros volcanes de lodo en este estudio, lo que sugiere que se pueden suministrar fluidos profundamente arraigados a los sedimentos superficiales de MV14 en un grado ligeramente mayor que los de los otros volcanes de lodo en este estudio (Tabla 3).

La R/RA y, por tanto, la contribución del He derivado del manto se compararon con los valores informados de las proporciones de isótopos de He, como los de las filtraciones frías y los fluidos de pozos en la región del antearco de Japón (Fig. 3; Suplemento S2)20,50,55 ,56,57,58,59. Utilizamos el valor promedio de MV3 para los volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima obtenido en este estudio, ya que hay tres conjuntos de datos a tres profundidades diferentes. Además, también incluimos datos del Golfo de Cádiz (CAMV), donde se estudiaron gases nobles respecto a volcanes de lodo submarinos20. En el Golfo de Cádiz, la concentración de 4He en el gas asociado a los hidratos de gas se observa y se trata por separado, por lo que en este estudio se representa por separado como CAMV (GH) (Fig. 3).

Estas regiones del antearco generalmente tienen una entrada limitada de He en el manto7. Sin embargo, se han informado algunos casos en los que fallas especiales actúan como canales de suministro de He7 derivado del manto, y en dichos lugares la contribución del He7 derivado del manto supera el 30% (Fig. 3). Por otro lado, en volcanes de lodo como los del presente estudio y el CAMV, la contribución es de ~ 10% como máximo, lo que no es particularmente alto (Fig. 3; Suplemento S2). La contribución del He procedente del manto al He suministrado a los sedimentos superficiales de los volcanes de lodo puede ser inferior al 20% (Fig. 3). Sin embargo, dado que los volcanes de lodo están activos e inactivos durante períodos de tiempo bastante variables, es demasiado pronto para determinar las características generales de los volcanes de lodo únicamente a partir de estos datos y, por lo tanto, se necesita más evidencia empírica.

La distribución de los gases nobles pesados (Ar, Kr y Xe) en el océano puede explicarse por la sobresaturación en la capa superficial debido al intercambio de gases con la atmósfera y las burbujas, y por la subsaturación en las capas más profundas debido al rápido enfriamiento en general. circulación oceánica45. Sin embargo, esta sobresaturación e insaturación es sólo un pequeño porcentaje de la concentración de equilibrio atmosférico, y es seguro asumir que en el agua del océano, desde la superficie hasta la capa profunda, la concentración de equilibrio atmosférico es casi constante dentro del margen de error. Al considerar el agua de poro, en este estudio solo se considerará el 36Ar, que no se produce en la corteza, ya que el 40Ar se produce en la corteza, lo que aumenta su concentración en la corteza37. Los gases nobles más pesados en el agua intersticial son gases disueltos que se encuentran originalmente en aguas marinas profundas y se entierran a un ritmo de aproximadamente 0,1 mm por año en esta región22. Sin embargo, en los sedimentos, la temperatura ambiente aumenta ligeramente con la profundidad del entierro debido a un gradiente geotérmico (25 °C/km en el área de estudio)60. A medida que aumenta la temperatura, la solubilidad del gas disminuye40. Una vez enterrada el agua del mar profundo, el gas se distribuye según las condiciones de temperatura a diferentes profundidades. Por lo tanto, calculamos la temperatura de equilibrio de disolución correspondiente a la concentración de gases nobles pesados observada en el campo.

Las temperaturas de equilibrio de disolución en cada elemento se basan en 36Ar37,40, Kr41 y Xe42. Primero, se calculó la concentración de 36Ar a partir de la relación 40Ar/36Ar y la concentración de Ar obtenidas (Tabla 2). A continuación, se corrigió la cantidad de contaminación de ASW utilizando la fracción A de ASW (Tabla 3) estimada a partir de la relación 20Ne/4He, de la siguiente manera:

En este caso, X representa cualquier especie de gas noble, el subíndice corr representa el valor corregido, obs representa el valor observado y asw representa el equilibrio atmosférico del agua de mar. Los valores corregidos (36Arcorr, Krcorr y Xecorr) se resumen en el Suplemento S3. A continuación, tenga en cuenta que se requiere salinidad para los cálculos de concentración de equilibrio de solubilidad. Se asumió que la salinidad in situ durante el intercambio de gases en profundidad era agua pura (0 psu) proveniente de un fluido de origen de deshidratación mineral arcillosa según el estudio anterior23. Las temperaturas de equilibrio de disolución obtenidas bajo estos supuestos muestran diferentes rangos de temperatura para cada elemento (Suplemento S3; Fig. 4), que van desde 83 a 190 °C (MV1) y 162,8 a 163,4 °C (MV14) para 36Ar, 118 a 230 °C. C (MV1) y 166,7 a 168,1 °C (MV14) para Kr, y 103 a 175 °C (MV1) y 90,6 a 93,3 °C (MV14) para Xe. El proceso de cálculo se muestra en el Suplemento S4. Tenga en cuenta que el agua de mar no alcanza su punto de ebullición en estas condiciones de temperatura y presión61. Cabe señalar que se puede observar una disminución tan rápida de la concentración incluso en el caso de entrada de agua de poro en la que se ha formado una fase de gas libre y la concentración de gas ha disminuido. Por ejemplo, en áreas donde abunda el gas natural, se puede formar una fase de gas libre en el agua intersticial, lo que da como resultado una distribución secundaria de gases nobles. Sin embargo, los resultados de los estudios sísmicos debajo del fondo marino no sugieren la presencia de gas libre28,29. Aquí no se considera la presencia de gas libre. Cabe señalar que los datos empíricos de solubilidad del gas se han obtenido solo para condiciones de temperatura de hasta aproximadamente 30 °C40,41,42. Por lo tanto, su aplicación a rangos de temperatura más altos está sujeta a una incertidumbre bastante grande. En el futuro, la solubilidad en agua de mar en condiciones de alta temperatura y alta presión debería respaldarse mediante simulaciones y experimentos de laboratorio. Por ejemplo, se ha demostrado que la solubilidad de los gases nobles es ligeramente mayor en presencia de dióxido de carbono supercrítico62. Teniendo esto en cuenta, las estimaciones de temperatura realizadas en este estudio podrían revisarse como ligeramente superiores.

Temperaturas de equilibrio de disolución estimadas a partir de las concentraciones de gases nobles observadas en MV1 y MV14.

Para MV1, el rango de temperatura podría limitarse mejor. Este es un problema de propagación de errores en la estimación, especialmente en este caso porque el error en la relación 20Ne/4He medida fue mucho mayor para MV1 (Tabla 2), lo que provocó que el error en el valor de contaminación ASW corregido utilizando la fracción ASW fuera ser más grande. Para MV14, las temperaturas estimadas para cada elemento no coincidían entre sí, pero para MV1, 118 a 175 °C podría ser la temperatura de equilibrio para cualquier elemento (Suplemento S3). Los rangos de temperatura estimados para MV1 (83 a 230 °C) y MV14 (91 a 168 °C) reflejan el rango de temperatura en el que pueden ocurrir reacciones de deshidratación en minerales arcillosos (60 a 160 °C)63 y se calcularon utilizando los valores reportados anteriormente. gradiente geotérmico en esta zona (25 °C/km)60. Las profundidades submarinas que podrían tener estos rangos de temperatura fueron de 3,3 a 9,2 km (MV1) y de 3,6 a 6,7 km (MV14), respectivamente (Suplemento S3). La profundidad de origen estimada en este estudio corresponde a la corteza intermedia acústica, ya que se estima que el límite de la placa está a 18 km por debajo del fondo marino con base en la estructura de velocidad del sonido de la corteza circundante26. Esto es consistente con el hecho de que casi el 90% del He se origina en la corteza (Tabla 3).

En este estudio, se recolectaron sedimentos de la capa superficial de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima y se determinaron las concentraciones y proporciones isotópicas de gases nobles en los sedimentos. Dentro de este documento, hasta el momento se han realizado los siguientes hallazgos.

Con base en los valores de 20Ne/4He, la capa superficial de MV14 está estancada en actividad volcánica de lodo debido a una importante intrusión de agua de mar (Sección “Efectos de los componentes de origen atmosférico”).

Según los valores de 3He/4He, la contribución de He del manto a la capa superficial de MV14 es la mayor en el presente estudio (Sección “Origen del He”).

La mayor contribución del manto sugiere que el gas fue suministrado desde las profundidades más profundas con una energía significativa. Esto parece contradictorio dado el estancamiento de la actividad de MV14. Sin embargo, este estancamiento puede deberse a un desfase temporal entre el período principal de actividad y el transporte de gases dentro de la columna de sedimentos durante el estancamiento (Fig. 5). Por lo tanto, la mayor proporción de isótopos de He en MV14 podría representar un remanente de erupciones pasadas.

Profundidad del origen de los gases nobles (a: pasado, b: presente) estimada a partir de la distribución de gases nobles en sedimentos superficiales recolectados de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima estudiados en este estudio.

En primer lugar, MV14 es el volcán de lodo más grande entre los incluidos en este estudio (Suplemento S5). Es posible que MV14 alguna vez haya estado activo hasta el punto de convertirse en un cuerpo grande, pero ya sea un volcán de lodo inactivo. Durante su fase activa, es posible que haya habido un suministro de He procedente del manto desde lo más profundo de la corteza. Los hechos observados se pueden explicar por el escenario de que la actividad de MV14 ha disminuido desde entonces, como lo indica la concentración de Ne, hasta el punto en que ahora está invadiendo agua de mar, pero que aún quedan rastros del antiguo He procedente del manto.

Suponiendo que se suministrara un gas noble tan accidentado durante un período de tiempo, estimamos cuántos años permanecería sin difundirse hasta que se detectara como traza en el momento del muestreo (ecuaciones 6 a 8)64,65.

donde Δzdiff es la distancia de difusión (cm), φ es la porosidad en el sedimento, D es la difusividad efectiva (cm2/s), Δt es el tiempo transcurrido desde el último suministro de He derivado del manto hasta la recolección de la muestra (seg), D0 es el coeficiente de difusión molecular, a es un factor de atenuación, A es la constante de difusión (cm2/s), Ea es la energía de activación de la difusión (J/mol), R es la constante de los gases (J/mol/K) y T es la temperatura (en K). Los valores utilizados en los cálculos son los siguientes: Δzdiff es la profundidad a la que se recolectaron las muestras en MV14, a 274 cm; φ es la porosidad media de 40,4 ± 3,9% de los sedimentos superficiales recolectados en MV14 (ver Suplemento S2); a es 264,66,67, A es la constante de difusión del He (8,86 × 10–3 cm2/s)65 y la energía de activación de la difusión (12,02 kJ/mol)65. La temperatura del agua (2 °C) y un gradiente geotérmico de 25 °C/km60 se utilizaron para calcular una temperatura de 274 cmbsf (2,1 °C). D0 es el coeficiente de difusión del He y se calculó en 4,64 × 10–5 cm2/s (ecuación 8). Se calculó que D era 2,32 × 10–5 cm2/s (ecuación 7). El Δt obtenido utilizando estos valores es 8,01 ± 0,80 × 109 s (Ec. 6), correspondiente a 254 ± 25 años. Aquí, el error de Δzdiff representó el error en la dirección de profundidad del sedimento en el tubo de cobre. Si el volumen del tubo de cobre (47,1 cm3) fuera concéntrico alrededor de la entrada del tubo de cobre, sería aproximadamente 2,8 cm semiesférico, por lo que se supuso que el error del Δzdiff de la muestra era ± 3 cm.

Este Δt estimado indica que incluso si se suministra He desde el manto a 274 cmbsf, provocando una anomalía de concentración, no se detectará ninguna anomalía de concentración a esa profundidad después de 254 ± 25 años. Esto sugiere que el He restante procedente del manto, a 274 cmbsf, debe haber sido suministrado en un plazo de 254 ± 25 años. Sano et al.68 encontraron rastros de He procedente del manto en agua de mar inmediatamente encima del epicentro del Gran Terremoto del Este de Japón, que tuvo su centro en el límite de la placa frente a la costa de Sanriku. Señalaron la existencia de He procedente del manto que cruzó el límite de las placas al mismo tiempo68. Aunque no necesariamente está relacionado con los terremotos, si un terremoto relativamente grande frente a la isla de Tanegashima desencadenó el suministro de helio derivado del manto, por ejemplo, el registro más reciente de un terremoto relativamente grande frente a la isla de Tanegashima es el terremoto de Hyuga-nada de magnitud 7,5 en 196869. Antes de eso, se informó que había ocurrido un gran terremoto de magnitud 7,6 en 1662 en la misma región69,70,71. De estos terremotos, sólo el de 1968 se considera ocurrido en un período de 254 ± 25 años. Otros terremotos de clase M7,0 a 7,2 ocurren aproximadamente una vez cada 20 a 27 años72, por lo que uno de estos terremotos puede haber desencadenado el suministro de helio derivado del manto a los volcanes de lodo. Será necesario monitorear el vulcanismo del lodo para aclarar la relación de tales terremotos con los cambios geoquímicos en el futuro. Se ha observado que el He procedente del manto cruzó el límite de las placas inmediatamente después del terremoto68, y será necesario investigar más a fondo la distribución de gases nobles en los volcanes de lodo, incluidas las series temporales.

En este estudio, se midieron las proporciones de isótopos de He y las concentraciones de Ar, Kr y Xe en el agua intersticial de sedimentos de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima. Las proporciones de isótopos de He en los sedimentos superficiales de los volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima sugieren que aproximadamente el 90% del He es de origen cortical, aunque existen diferencias en MV1 a MV3 y MV14. MV14 tiene la proporción de isótopos de He más alta entre los cuatro volcanes de lodo investigados, lo que sugiere que alguna vez pudo haber conducido a un límite de placa o falla, que podría haber actuado como una vía preferencial para el transporte de materiales derivados del manto. Además, la contribución del agua de mar al equilibrio atmosférico sugiere que MV14 es el volcán de lodo menos activo en la actualidad. Las concentraciones obtenidas de gases nobles pesados en el agua de los poros se utilizaron para estimar la temperatura de equilibrio de disolución con la fuente de agua dulce, que es consistente con el rango de condiciones de temperatura requeridas para la deshidratación de minerales arcillosos. Al convertir este rango de temperatura a la profundidad de origen según el gradiente geotérmico informado para el área, se estimó que el equilibrio de disolución se había alcanzado inmediatamente antes en profundidades correspondientes a 3,3–9,2 kmbsf en MV1 y 3,6–6,7 kmbsf en MV14. El origen de los gases nobles pesados dentro de la corteza es consistente con los hallazgos de las proporciones de isótopos de helio, ya que se estima que el límite de la placa es de 18 kmbsf. El conjunto de datos sobre gases nobles presentado es bastante limitado, pero los conocimientos aportados sobre la dinámica de fluidos y la geoquímica en los volcanes de lodo motivan firmemente futuras investigaciones en este campo.

Todos los datos generados o analizados durante este estudio se incluyen en este artículo publicado y sus archivos de información complementaria.

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Nos gustaría agradecer al capitán y otros miembros de la tripulación del Hakuho Maru, al Prof. Ashi, al Sr. Kameo y a otros miembros del personal de operaciones del equipo NSS, al Dr. Hoshino, a mis compañeros de clase y a las personas mayores en el laboratorio por su ayuda en la recolección de muestras. . Este estudio también fue apoyado financieramente por los números de subvención JSPS KAKENHI JP18H03733 y JP20H04315, el número de subvención JST RISTEX JPMJRX19IA, el proyecto ORCHIDS de la Universidad de Ryukyus y el Instituto de Investigación para la Humanidad y la Naturaleza (RIHN: miembro constituyente de NIHU) Proyecto No. 14200145. Nos gustaría aprovechar esta oportunidad para expresar nuestro agradecimiento por esta ayuda.

Química, Biología y Ciencias Marinas, Escuela de Graduados en Ciencias e Ingeniería, Universidad de Ryukyus, 1 Senbaru, Nishihara, Okinawa, 903-0213, Japón

Yuki Mitsutome

Departamento de Química, Biología y Ciencias Marinas, Facultad de Ciencias, Universidad de Ryukyus, 1 Senbaru, Nishihara, Okinawa, 903-0213, Japón

Tomohiro Toki

Instituto de Investigación para la Humanidad y la Naturaleza, 457-4 Motoyama, Kamigamo, Kita-ku, Kyoto, 603-8047, Japón

Tomohiro Toki

Escuela de Graduados en Ciencias e Ingeniería, Universidad de Toyama, 3190 Gofuku, Toyama, 930-8555, Japón

Takanori Kagoshima

Instituto de Investigaciones de la Atmósfera y los Océanos, Universidad de Tokio, 5-1-5 Kashiwanoha, Kashiwa, Chiba, 277-8564, Japón

Takanori Kagoshima y Yuji Sano

Centro de Investigación Avanzada Marie Core, Universidad de Kochi, 200B Monobe, Nankoku, Kochi, 783-8502, Japón

Yuji Sano

Eawag, Instituto Federal Suizo de Ciencia y Tecnología Acuáticas, Überlandstrasse 133, 8600, Dübendorf, Suiza

Yama Tomonaga

Hidrogeología, Departamento de Ciencias Ambientales, Universidad de Basilea, Bernoullistrasse 32, 4056, Basilea, Suiza

Yama Tomonaga

Escuela de Graduados en Ciencias Marítimas, Universidad de Kobe, 5-1-1 Fukaemiinamimachi, Higashinada-ku, Kobe, 658-0022, Japón

Akira Ijiri

Instituto Kochi para la Investigación de Muestras de Núcleos, Agencia Japonesa de Ciencias y Tecnología Marinas y Terrestres (JAMSTEC), 200B Monobe, Nankoku, Kochi, 783-8502, Japón

Akira Ijiri

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AI concibió el estudio; YM y TT realizaron la recopilación, el análisis y la interpretación de datos; TK, YS e YT fueron responsables de algunos de los análisis; YM y TT escribieron el primer borrador del manuscrito, que fue revisado por todos los autores.

Correspondencia a Tomohiro Toki.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

Mitsutome, Y., Toki, T., Kagoshima, T. et al. Estimación de la profundidad de origen de fluidos utilizando gases nobles en los sedimentos superficiales de volcanes de lodo submarinos frente a la isla Tanegashima. Representante científico 13, 5051 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31582-z

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Recibido: 26 de octubre de 2022

Aceptado: 14 de marzo de 2023

Publicado: 06 de abril de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-31582-z

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