Abschätzung der Herkunftstiefe von Flüssigkeiten mithilfe von Edelgasen in den Oberflächensedimenten unterseeischer Schlammvulkane vor der Insel Tanegashima

Wissenschaftliche Berichte Band 13, Artikelnummer: 5051 (2023) Diesen Artikel zitieren

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Details zu den Metriken

Das Heliumisotopenverhältnis (3He/4He), das Konzentrationsverhältnis von Neon-20 zu Helium-4 (20Ne/4He), die Konzentrationen von Argon (Ar), Krypton (Kr) und Xenon (Xe) wurden im Porenwasser von Oberflächensedimenten gemessen mehrerer unterseeischer Schlammvulkane. Aus den 3He/4He-Werten (0,18–0,93RA) geht hervor, dass der geschätzte He-Ursprung zu fast 90 % aus krustalem He besteht, mit geringem Beitrag von aus dem Erdmantel stammendem He. Die ermittelten Ar-, Kr- und Unter Berücksichtigung des geothermischen Gradienten in der untersuchten Region (25 °C/km) geht man davon aus, dass diese Gase in einer Tiefe von etwa 3,3 km bis 9,2 km unter dem Meeresboden ihr Auflösungsgleichgewicht erreicht haben. Da die Plattengrenze 18 km unter dem Meeresboden liegt, stammen die Edelgassignaturen wahrscheinlich von der Kruste und nicht von der Plattengrenze. Dies steht im Einklang mit den Ergebnissen der He-Isotopenverhältnisse.

Schlammvulkane befördern Schlamm, Gas, Wasser und andere gelöste Substanzen aus der Tiefe des Meeresbodens zum Meeresboden und geben sie dann von der Meeresbodenoberfläche ins Meerwasser ab. Sie spielen somit eine wichtige Rolle im Stoffkreislauf an der Erdoberfläche1,2. Daher ist die Untersuchung des Ursprungs und der chemischen Zusammensetzung von Wasser und Gas in der Meeresbodenoberfläche von Schlammvulkanen äußerst wichtig für ein quantitatives Verständnis solcher Kreisläufe. Es wurden mehrere Studien durchgeführt, um die Herkunftstiefe von Schlamm und Flüssigkeiten in den Oberflächenschichten von Schlammvulkanen abzuschätzen, indem die Konzentration und das Isotopenverhältnis einiger Elemente oder Verbindungen untersucht wurden. Beispielsweise wurden die Kohlenstoff- und Wasserstoffisotopenverhältnisse von Methan in den Oberflächensedimenten von Schlammvulkanen verwendet, um mithilfe des geothermischen Gradienten unter dem Meeresboden zu schließen, dass der Ursprung von Methan tiefer als 1 bis 2 km unter dem Meeresboden liegt3,4,5 ,6,7. Mehrere Studien haben auch die Isotopenverhältnisse des Wassers im Porenwasser der Meeresbodenoberflächenschicht untersucht und daraus geschlossen, dass Wasser, das sich unter Temperaturbedingungen von 60 bis 160 °C gebildet hat, aufgrund der möglichen Dehydrierung von 1 bis 3 km unter den Meeresboden gewandert ist Herkunft von Tonmineralien8,9,10,11. In anderen Studien wurden Geothermometer verwendet, um die Gleichgewichtstemperatur von Sedimenten und Porenwasser aus Kombinationen gelöster Kationenkonzentrationen im Oberflächenporenwasser am Meeresboden abzuschätzen8,12,13,14. Beispielsweise schätzten Aloisi et al.12 die maximale Temperatur von Flüssigkeiten mit einem Geothermometer unter Verwendung von Magnesium- und Lithiumkonzentrationen von etwa 100 °C. Xu et al.14 schätzten in ähnlicher Weise die Ursprungstemperatur der Flüssigkeit anhand der Konzentrationen von Magnesium und Lithium in Oberflächensedimenten von Schlammvulkanen und stellten fest, dass sie mit der Temperatur übereinstimmt, bei der vermutlich die Dehydratisierungsreaktion von Tonmineralien stattfindet. Darüber hinaus wurden Lithium- und Borisotopenverhältnisse im Porenwasser in der Oberflächenschicht von Schlammvulkanen verwendet, um die Gleichgewichtstemperatur mit dem Sediment abzuschätzen15,16,17.

Helium (He) hat zwei stabile Isotope, 3He und 4He. 3Es wird angenommen, dass er ein ursprünglicher Bestandteil des tiefen Erdmantels ist und aus dem Sonnennebel stammt, als sich die Erde vor 4,6 Milliarden Jahren bildete18. Das He-Isotopenverhältnis (3He/4He) im oberen Mantel wird auf etwa das Achtfache des Verhältnisses der Atmosphäre geschätzt (3He/4He = 1,39 × 10–6)19. In der Schreibweise beträgt das He-Isotopenverhältnis in der Atmosphäre 1 RA und das He-Isotopenverhältnis im Erdmantel 8 RA. Andererseits entsteht 4He durch den radioaktiven Zerfall von Uran (U) und Thorium (Th), die U- und Th-Konzentrationen sind in der Erdkruste viel höher als im Erdmantel, und das 3He/4He-Verhältnis von He in der Erdkruste wird berücksichtigt 0,02 RA19 betragen. Messungen der He-Isotopenverhältnisse in Schlammvulkanen im Golf von Cádiz legen nahe, dass Helium (He) hauptsächlich in der Kruste produziert wurde und dass die emittierten Flüssigkeiten nicht von der Plattengrenze stammten20. In ähnlicher Weise ist der Ursprung von He im Meerwasser unmittelbar über Schlammvulkanen im Ionischen Meer in Süditalien krustenförmig, was wiederum auf das Aufsteigen tiefer Untergrundflüssigkeiten hindeutet, die nicht mit dem Erdmantel verbunden sind21. Daher gibt es noch wenige Beispiele für Studien zu Edelgasen in unterseeischen Schlammvulkanen.

Auf dem Meeresboden vor der Insel Tanegashima22 wurden mehrere Schlammvulkane gefunden, bei denen das Wasser vermutlich aus der Dehydrierung von Tonmineralien stammt23. Für viele Schlammvulkane in der Region liegen jedoch keine Daten zu Edelgasen vor. In dieser Studie schätzen wir den Beitrag von aus dem Mantel stammendem He aus den gemessenen 3He/4He-Verhältnissen in Oberflächensedimenten von Unterwasser-Schlammvulkanen vor der Insel Tanegashima und diskutieren, ob die He-Quelle mit der Plattengrenze als möglicher Versorgungsweg für den Mantel verbunden ist -abgeleitet von He. Wir identifizieren auch aus der Atmosphäre stammende Gase anhand der ermittelten 20Ne/4He-Verhältnisse und diskutieren den aktuellen Aktivitätsstatus jedes Schlammvulkans. Darüber hinaus werden die Konzentrationen schwererer Edelgase (z. B. Ar, Kr und Xe) untersucht, um Gasverteilungsprozesse in der Tiefe zu beurteilen.

Die Insel Tanegashima liegt im Südwesten Japans (Abb. 1a) in einer Plattenkonvergenzzone, in der die Philippinische Meeresplatte mit einer Geschwindigkeit von 4,6 cm pro Jahr in die Eurasische Platte abtaucht24. Diese Plattenkonvergenzzone ist Teil des erosiven Ryukyu-Grabens25. Den P-Wellen-Geschwindigkeitsmodellen in der umgebenden Unterwasserkruste zufolge liegt die Plattengrenze um die Insel Tanegashima vermutlich etwa 18 km unter dem Meeresboden, und der obere Teil der Platte wird in die obere, mittlere und untere Kruste eingeteilt , wie es häufig in der Struktur von Inselbögen vorkommt26. Der geologische Untergrund der Umgebung besteht aus der eozänen Kumage-Gruppe, die der Shimanto-Formation entspricht, und an Land wurden durch Subduktion bedingte Überschiebungen und Falten beobachtet27. Eozäne Foraminiferen wurden aus den Oberflächenschichten von Schlammvulkanen gewonnen, was darauf hindeutet, dass die Kumage-Formation gleichzeitig mit den tieferen Schichten der Schlammvulkane entsteht22. Eine 1990 durchgeführte Side-Scan-Sonar-Untersuchung deckte ein Gebiet mit einer Breite von 20–30 km und einer Tiefe von 1200–3500 m vom nördlichen Ende des Hangs des Ryukyu-Grabens bis zum südlichen Ende des Hangs des Ryukyu-Grabens ab und enthüllte mehr als 30 Schlammdiapire im Norden Teil des Grabenhangs22. Bathymetrische und unterseeische tektonische Untersuchungen, die zwischen 2012 und 2014 durchgeführt wurden, haben bisher 15 unterseeische Schlammvulkane identifiziert, die in der Reihenfolge ihres Fundes als MV1-MV15 bezeichnet werden (Abb. 1b)28,29. In MV2 und MV13 liegen quartäre hemipelagische Sedimente über Kreide- und neogenen Sedimenten, was darauf hindeutet, dass der Schlammvulkanismus zum Zeitpunkt der Untersuchung von 1994 stagniert haben könnte22. Die Sedimentationsrate dieser quartären Ablagerungen wurde auf weniger als 12–15 cm/Jahr in MV2 und etwa 15 cm/Jahr in MV1322 geschätzt. In der Untersuchung von 2002 zeigten die chemischen und isotopischen Zusammensetzungen des Porenwassers in den Oberflächensedimenten von MV1 eine Verteilung des Wassers aus Dehydrierung in Tonmineralien, was darauf hindeutet, dass Wasser aus der Tiefe des Meeresbodens zugeführt wurde, zumindest bereits im Jahr 2002, als die Probenahmen durchgeführt wurden durchgeführt23. In MV1 und MV14 wurden während der Untersuchung im Jahr 2015, einem Teil der Ergebnisse dieser Studie, hohe Konzentrationen von Methan und Mikroflora, die für Oberflächensedimente charakteristisch sind, in der Meerwassersäule mehrere Dutzend Meter über dem Gipfel beobachtet, was darauf hindeutet, dass diese Schlammvulkane aktiv waren zumindest unmittelbar vor der Probenahmekampagne 2015 (siehe unten)30.

(a) Karte, die die Plattentektonik rund um Japan und die Probenahmestellen in dieser Studie zeigt. Die Stichprobenpunkte der in der Diskussion verwendeten Daten werden zum Vergleich auch als blaue Punkte dargestellt (die Form der Symbole entnehmen Sie bitte der Legende in Abb. 3). Die durchgezogene schwarze Linie zeigt die Plattengrenze und die gepunktete schwarze Linie zeigt die Vulkanfront31,32. Die quadrierte Fläche gibt die in (b) dargestellte Fläche an. (b) Topografische Karte des Meeresbodens des in dieser Studie untersuchten Gebiets um den unterseeischen Schlammvulkan vor der Insel Tanegashima. Der ausgefüllte rote Kreis zeigt die Position von MV1 an, das ausgefüllte rote Dreieck zeigt MV2 an, die ausgefüllte Raute zeigt MV3 an und das ausgefüllte rote Quadrat zeigt MV14 an. Andere unterseeische Schlammvulkane sind mit roten Kreuzen gekennzeichnet. Die Karte wurde mit Online Mapping Tools für GMT (https://www.generic-mapping-tools.org/) erstellt.

Proben wurden auf dem FS Hakuho Maru (Expedition KH-15-2) vom 19. August bis 1. September 2015 und vom 9. August bis 18. August 2019 (Expedition KH-19-5) gesammelt (Tabelle 1). Aufgrund der Schiffszeit konnten auf jeder Reise nur zwei Probenahmestellen durchgeführt werden. Die Probenahme war auch auf die Spitzen einiger Schlammvulkane, z. B. MV 1 und 2, beschränkt, da die japanischen Meeresvermessungsvorschriften einen Abstand von der doppelten Wassertiefe vom Unterseekabel erfordern. Für die Probenahme im Jahr 2015 wurden kleine 55 cm lange Abschnitte des mit dem Kolbenkern bei MV1 und MV14 gesammelten Materials aus jeder Sediment enthaltenden PVC-Auskleidung herausgeschnitten und PVC-Kolben mit O-Ringen als Dichtungen angebracht, um den Kontakt mit dem zu unterbrechen Atmosphäre an beiden Enden der Sedimente33. In die Seiten des PVC-Liners wurden Löcher gebohrt und Kupferrohre (Durchmesser: 1 cm, Länge: 60 cm) mit Edelstahlbeschlägen befestigt. Ein an jedem Ende angebrachter PVC-Kolben drückte das Massensediment in die Kupferrohre. Die Kupferrohre wurden mit Sedimenten gespült, um die Luftverschmutzung zu minimieren, und dann durch Abklemmen beider Enden mit Metallklammern abgedichtet34. Für die Probenahme im Jahr 2019 wurden Oberflächensedimente von MV2 und MV3 mit einem 60 cm langen Mehrfachkernbohrer gesammelt, der bearbeitet wurde, um eine stärkere atmosphärische Kontamination zu vermeiden, und Kupferrohre wurden an vorgebohrten Seitenlöchern befestigt35. Alle Sedimentproben wurden an Land weiterverarbeitet. Zu diesem Zweck wurden die Kupferrohre einer Zentrifugation unterzogen, um das Porenwasser von der Sedimentmatrix zu trennen. Anschließend wurde eine Edelgasanalyse der Porenwasserphase durchgeführt34. Im Jahr 2015 gesammelte Proben wurden im Edelgaslabor der Eidgenössischen Technischen Hochschule Zürich (ETHZ) mit zwei speziell angefertigten Magnetsektor-Massenspektrometern analysiert36. Für Ar wurden 36Ar und 40Ar gemessen und als Ar-Konzentration zusammengefasst; für Kr und Xe wurden 86Kr und 136Xe gemessen und in Kr- und Im Jahr 2019 gesammelte Proben wurden am Atmosphere and Ocean Research Institute (AORI) der Universität Tokio mit einem Edelgasmassenspektrometer (Helix SFT; GV Instruments Ltd.; Manchester, UK) auf He-Konzentration und Isotopenverhältnisse sowie eine Quadrupolmasse analysiert Spektrometer für 20Ne/4He-Verhältnisse (Prisma 80; Pfeiffer Vacuum; Asslar, Deutschland)38. Als Standardgas zur Kalibrierung der Messungen wurde atmosphärische Luft verwendet. Die jeweiligen Analysefehler sind in Tabelle 2 aufgeführt. Sedimentproben für Porositätsmessungen wurden aus Kernen entnommen, die von MV14 entnommen wurden. Die Proben wurden in Plastiktüten versiegelt und gefroren gelagert, und das Nass- und Trockengewicht wurde gemessen. Die Porosität wurde anhand von Definitionen und mit einer Reihe von Annahmen angenähert (Ergänzung S1)39.

Das Gewicht des in dieser Studie analysierten Porenwassers (g), das He-Isotopenverhältnis im Porenwasser ((3He/4He)obs; RA), das 20Ne/4He-Verhältnis und die Konzentrationen von Ar, Kr und Xe (cm3STP/g) werden angegeben in Tabelle 2. Die in der Tabelle gezeigten Edelgaskonzentrationen von luftgesättigtem Meerwasser (ASW) wurden basierend auf den Parametrisierungen von Weiss40 für Ar, Weiss und Kyser41 für Kr und Jenkins et al.42 für Xe berechnet. Die für die ASW-Berechnungen verwendeten physikalischen Bedingungen waren die Temperatur (2 °C) und der Salzgehalt (35 psu) in der Nähe des Meeresbodens, wie sie während der Expedition KH-15–2 beobachtet wurden, sowie ein Atmosphärendruck von 1 bar. Die gemessenen (3He/4He)obs lagen im Bereich von 0,23 ± 0,05 bis 0,95 ± 0,01 RA, also unter dem ASW-Wert von 1 RA (Tabelle 2). MV1 hatte das niedrigste He-Isotopenverhältnis von 0,23 ± 0,05 RA und MV14 hatte das höchste He-Isotopenverhältnis von 0,95 ± 0,01 RA. Bei MV3 nahmen die gemessenen He-Isotopenverhältnisse mit zunehmender Tiefe zu: 0,34 ± 0,01 RA bei 8 cmbsf, 0,42 ± 0,01 RA bei 13 cmbsf und 0,74 ± 0,02 RA bei 18 cmbsf. Das (3He/4He)obs-Verhältnis bei MV2 betrug 0,63 ± 0,01 RA. Die 20Ne/4He-Werte zeigten, dass MV3-1 den niedrigsten Wert von 0,054 ± 0,005 aufwies, gefolgt von MV1, MV2, MV3-2 und MV14, wobei MV3-3 den Maximalwert von 1,24 ± 0,12 aufwies (Tabelle 2). In diesen Schlammvulkanen waren die gemessenen 20Ne/4He-Werte außerhalb der Fehlerbereiche deutlich niedriger als die ASW. Beim Vergleich der 20Ne/4He-Werte der drei MV3-Proben (MV3-1 < MV3-2 < MV3-3) wiesen die tieferen Schichten höhere Werte auf. Es konnten zwei 40Ar/36Ar-Verhältnisse ermittelt werden, 3,22 ± 0,05 × 102 (MV1) und 3,04 ± 0,01 × 102 (MV14), die etwas niedriger waren als das Verhältnis für ASW (2,96 × 102) (Tabelle 2). Die jeweiligen Ar-Konzentrationen, 0,96 ± 0,01 × 10–4 cm3STP/g (MV1) und 1,050 ± 0,001 × 10–4 cm3STP/g (MV14), waren niedriger als in ASW erwartet (3,61 × 10–4 cm3STP). /g; Tabelle 2). Die Kr-Konzentration betrug 1,49 ± 0,03 × 10–8 cm3STP/g für MV1 und 2,62 ± 0,01 × 10–8 cm3STP/g für MV14, d. h. beide waren niedriger als die Kr-Konzentration von ASW (8,84 × 10–8 cm3STP/g). g; Tabelle 2). Die Xe-Konzentrationen von MV1 und MV14 betrugen 2,02 ± 0,05 × 10−9 cm3STP/g bzw. 4,72 ± 0,06 × 10−9 cm3STP/g und waren damit eine Größenordnung niedriger als die Xe-Konzentration von ASW (13,56 × 10− 9 cm3STP/g; Tabelle 2). Die Konzentrationen von Ar, Kr und Xe waren in MV14 höher als in MV1 (Tabelle 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. Das 20Ne/4He-Verhältnis, berechnet unter der Temperatur (2 °C) und dem Salzgehalt (35 psu) des Grundwassers, die in dieser Studie am Standort beobachtet wurden, beträgt 4,0037,46,47. Unter Berücksichtigung dieser Tatsachen wird das 20Ne/4He-Verhältnis hier mit 4 angenommen. Die rot gestrichelten, einfach gestrichelten, doppelt gestrichelten und gepunkteten Linien sind gerade Linien, die die Edelgasdaten für die Schlammvulkane MV1, MV2, MV3 und MV14 mit den ASW-Werten verbinden (Abb. 2). Für MV3 wird eine Regressionsgerade durch das ASW für die drei Datenproben gezogen (Abb. 2). Die Tritiumkonzentration im tiefen Meerwasser ist so gering, dass der aus Tritium stammende 3He-Beitrag nahezu vernachlässigbar ist50. Dieses Ergebnis legt nahe, dass das He im in dieser Studie gesammelten Gas durch eine Mischung aus Meerwasserquellen im Krusten-, Mantel- und atmosphärischen Gleichgewicht erklärt werden kann (Abb. 2).

(a) Beziehung zwischen He-Isotopenverhältnissen (3He/4He) und Ne-He-Verhältnissen (20Ne/4He) von Gasen in Oberflächensedimenten von Unterwasserschlammvulkanen vor der Insel Tanegashima. Schwarze gestrichelte und schwarz gepunktete Linien sind Mischlinien von aus dem Mantel stammendem He und luftgesättigtem Meerwasser (ASW) bzw. von aus der Kruste stammendem He und ASW. Die rote gestrichelte Linie zeigt die Mischlinie von ASW und MV1, die einfach gepunktete Linie zeigt die Mischlinie von MV2, die doppelt gepunktete Linie zeigt die Mischlinie von MV3 und die gepunktete Linie zeigt die Mischlinie von MV14. (b) Erweiterte Ansicht des Plotbereichs der Proben in (a). Die MV3-Daten sind von einer schwarzen gepunkteten Ellipse umgeben, da sie leicht variieren.

In dieser Studie geschätzte Anteile von aus dem Mantel stammendem He in den Oberflächensedimenten des unterseeischen Schlammvulkans vor der Insel Tanegashima. Außerdem sind die Anteile von aus dem Mantel stammendem He in den Sedimenten in der Forearc-Region um Japan und der Anteil von aus dem Mantel stammendem He in den Oberflächensedimenten von unterseeischen Schlammvulkanen im Golf von Cádiz dargestellt. Die Referenzen lauten jeweils wie folgt: a: Tomonaga et al.50, b: Wiersberg et al.56, c: Toki et al.55, d: Sano und Wakita57, e: Toki et al.58, f: Tsunogai et al.59, g: Nuzzo et al.20.

In Abb. 2 kann man sich die horizontale Achse als den Beitrag von Edelgasen atmosphärischen Ursprungs wie der Atmosphäre oder dem ASW vorstellen: Je näher ein Wert am Luft- oder ASW-Wert liegt, desto größer ist der Einfluss der atmosphärischen Komponente ( Abb. 2). Wir können den aus der Atmosphäre stammenden Anteil an Edelgasen in den Porenflüssigkeiten abschätzen, indem wir die binäre Mischung einer 20Ne-freien Komponente und einer ASW-Komponente berücksichtigen43,44. Im Fall dieser Studie gehen wir davon aus, dass das gesamte 20Ne aus ASW stammt, da die Proben vom Meeresboden entnommen wurden und wir bei der Probenahme und Analyse sehr darauf geachtet haben, eine Kontamination der Atmosphäre zu vermeiden. Der Anteil A der nichtatmosphärischen und aus der Atmosphäre stammenden Edelgase in den gemessenen Proben kann ausgedrückt werden als:

Dabei ist (20Ne/4He)obs das beobachtete 20Ne/4He-Verhältnis und (20Ne/4He)asw der Wert von ASW, wie zuvor beschrieben ((20Ne/4He)asw = 4). Tabelle 3 fasst die erhaltenen Werte für A zusammen. Gemäß diesem Ergebnis lagen die Werte von A im Bereich von 0,014 ± 0,001 bis 0,310 ± 0,031, was auf einen Bereich von 1,4 ± 0,1 bis 31,0 ± 3,1 % der Gase atmosphärischen Ursprungs hinweist (Tabelle 3). . Der größte A-Wert wurde für MV3-3 (0,310 ± 0,031) und der kleinste A-Wert für MV3-1 (0,014 ± 0,001) beobachtet (Tabelle 3).

Im Allgemeinen steht der Meeresboden an der Meeresbodenoberfläche mit Meerwasser in Kontakt, sodass Meerwasser durch die Meeresbodenoberfläche eindringt und somit der Einfluss von Meerwasser in der Oberflächenschicht größer wäre. Aber MV3-1 hat den geringsten Einfluss von Meerwasser, obwohl es sich in der Oberflächenschicht befindet, und das tiefere MV3-3 hat den größten Einfluss von Meerwasser (Tabelle 3). Dies kann daran liegen, dass Sedimentstörungen im Gegensatz zu normalen Ablagerungsprozessen als Ablagerungsprozess auftreten, der für die Oberflächenschicht des Schlammvulkans spezifisch ist. Der geringe Einfluss von Meerwasser bedeutet, dass der Einfluss von Gas aus der tiefen Schicht relativ groß ist, und es wird angenommen, dass Schlammvulkanismus die treibende Kraft der Gasmigration aus der tiefen Schicht ist, was darauf hindeutet, dass MV3 der aktivste Schlammvulkan ist. Andererseits gilt MV14, der vermutlich am stärksten von Meerwasser durchdrungen ist, als der inaktivste Schlammvulkan unter den vier Schlammvulkanen vor Tanegashima, die in dieser Studie untersucht wurden. Allerdings sollte, wie in MV3 beobachtet, die vertikale Verteilung der Edelgasisotopensignatur im Porenraum sehr heterogen sein. Darüber hinaus kann MV14 auch innerhalb eines einzelnen Gebirgskörpers in Bezug auf die horizontale Richtung heterogen sein, wenn man bedenkt, dass Methan- und Mikrobenfahnen im Meerwasser einige 10 m unter dem Meeresboden in der Nähe des Gipfels beobachtet wurden30. Beispielsweise können Daten mit großen Anomalien in der Nähe des Kraters gewonnen werden, wenn die Proben jedoch in einiger Entfernung vom Krater gesammelt werden, ist es möglich, dass das Aktivitätsniveau unterschätzt wird. Angesichts dieser Überlegungen kann die Beurteilung des Aktivitätsniveaus eines Schlammvulkans anhand einer sehr begrenzten Anzahl von Proben ein Bewertungsfehler sein und sollte mit Vorsicht erfolgen. Zukünftig müssen weitere Edelgasdaten erfasst werden.

Wie oben beschrieben wurde der Beitrag von atmosphärischem He unter den drei Edelgasquellen quantitativ anhand der 20Ne/4He-Verhältnisse bewertet (Tabelle 3). Die anderen Quellen hängen alle mit der He-Quelle im Erdinneren zusammen und bestehen aus He aus tieferen Erdmantelquellen und He aus Krustenursprüngen, die beim Aufstieg von Flüssigkeiten durch die Kruste eingemischt werden. Daher können die He-Isotopenverhältnisse wie folgt korrigiert werden (Gl. 2)51.

Das (3He/4He)asw stellt das He-Isotopenverhältnis von ASW dar (= 1,39 × 10–6: 1 RA). Andererseits stellt (3He/4He)obs das beobachtete He-Isotopenverhältnis dar, und (3He/4He)corr ist das korrigierte He-Isotopenverhältnis nach Abzug des aus der Atmosphäre abgeleiteten He-Anteils. Der Berechnungsprozess ist in der Beilage S2 dargestellt und die Ergebnisse sind in Tabelle 3 aufgeführt.

Das so erhaltene (3He/4He)corr kann durch eine Mischung aus Mantel- und Krusten-He wie folgt ausgedrückt werden:

Dabei sind (3He/4He)m und (3He/4He)c die He-Isotopenverhältnisse von aus dem Erdmantel stammendem He und krustalem He unter Verwendung von 8 RA bzw. 0,02 RA52,53,54. M und C sind die Anteile des aus dem Mantel stammenden He bzw. des aus der Erdkruste stammenden He. Die abgeleiteten (3He/4He)corr-Werte sind in Tabelle 3 zusammengefasst. Diese Werte entsprechen den y-Achsenabschnitten der linearen Regressionen in Abb. 2. (3He/4He)corr-Werte liegen zwischen 0,18 ± 0,17 und 0,93 ± 0,02 RA. wobei MV1 durch den niedrigsten Wert gekennzeichnet war (0,18 ± 0,17 RA), gefolgt von MV3 mit Werten zwischen 0,34 ± 0,05 und 0,63 ± 0,10 RA, gefolgt von MV2 mit 0,60 ± 0,10 RA und schließlich MV14 mit dem größten Wert (0,93 ± 0,02). RA). Der Beitrag von aus dem Mantel stammendem He reicht von 2,0 ± 1,8 bis 11,5 ± 0,2 %, wobei der niedrigste Beitrag bei MV1 und der höchste Beitrag bei MV14 liegt (Tabelle 3). Somit sind fast 90 % des He krustalen Ursprungs (Tabelle 3). Dies weist darauf hin, dass sich die Hauptquelle für aus der Erdkruste stammendes He in der Erdkruste und nicht im Erdmantel befindet. Der Beitrag von aus dem Mantel stammendem He bei MV14 war etwas höher als der der anderen Schlammvulkane in dieser Studie, was darauf hindeutet, dass tief sitzende Flüssigkeiten den Oberflächensedimenten von MV14 in etwas größerem Umfang zugeführt werden könnten als denen der anderen Schlammvulkane in dieser Studie (Tabelle 3).

Das R/RA und damit der Beitrag von aus dem Mantel stammendem He wurden mit gemeldeten Werten von He-Isotopenverhältnissen verglichen, wie sie beispielsweise in kalten Sickerstellen und Bohrlochflüssigkeiten in der Forearc-Region Japans vorkommen (Abb. 3; Beilage S2)20,50,55 ,56,57,58,59. Wir haben den in dieser Studie erhaltenen Durchschnittswert für MV3 für die unterseeischen Schlammvulkane vor der Insel Tanegashima verwendet, da es drei Datensätze in drei verschiedenen Tiefen gibt. Darüber hinaus haben wir auch Daten aus dem Golf von Cádiz (CAMV) einbezogen, wo Edelgase im Hinblick auf unterseeische Schlammvulkane untersucht wurden20. Im Golf von Cádiz wird die 4He-Konzentration im mit Gashydraten verbundenen Gas separat beobachtet und behandelt, sodass sie in dieser Studie separat als CAMV (GH) aufgetragen wird (Abb. 3).

Diese Forearc-Regionen haben im Allgemeinen einen begrenzten He-Eintrag in den Mantel7. Es wurden jedoch einige Fälle gemeldet, in denen spezielle Verwerfungen als Versorgungskanäle für aus dem Erdmantel stammendes He7 fungieren, und an solchen Orten übersteigt der Beitrag von aus dem Erdmantel stammendem He 30 % (Abb. 3). Andererseits beträgt der Beitrag bei Schlammvulkanen wie der vorliegenden Studie und CAMV höchstens ~ 10 %, was nicht besonders hoch ist (Abb. 3; Ergänzung S2). Der Anteil von aus dem Mantel stammendem He an der He, die den Oberflächensedimenten von Schlammvulkanen zugeführt wird, kann weniger als 20 % betragen (Abb. 3). Da Schlammvulkane jedoch über relativ unterschiedliche Zeiträume aktiv und inaktiv sind, ist es noch zu früh, die allgemeinen Eigenschaften von Schlammvulkanen allein anhand dieser Daten zu bestimmen, und daher sind weitere empirische Belege erforderlich.

Die Verteilung der schweren Edelgase (Ar, Kr und Ozeanzirkulation45. Diese Übersättigung und Ungesättigtheit beträgt jedoch nur wenige Prozent der atmosphärischen Gleichgewichtskonzentration, und man kann mit Sicherheit davon ausgehen, dass die atmosphärische Gleichgewichtskonzentration im Meerwasser von der Oberfläche bis zur tiefen Schicht innerhalb der Fehlertoleranz nahezu konstant ist. Bei der Betrachtung von Porenwasser wird in dieser Studie nur 36Ar berücksichtigt, das nicht in der Kruste produziert wird, da 40Ar in der Kruste produziert wird und dadurch seine Konzentration in der Kruste erhöht37. Die schwereren Edelgase im Porenwasser sind gelöste Gase, die ursprünglich im tiefen Meerwasser vorkommen und in dieser Region mit einer Rate von etwa 0,1 mm pro Jahr vergraben sind22. Allerdings steigt in den Sedimenten die Umgebungstemperatur aufgrund eines geothermischen Gradienten (25 °C/km im Untersuchungsgebiet) leicht mit der Versenkungstiefe an60. Mit zunehmender Temperatur nimmt die Gaslöslichkeit ab40. Nachdem das tiefe Meerwasser vergraben ist, verteilt sich das Gas entsprechend den Temperaturbedingungen in verschiedenen Tiefen. Daher haben wir die Auflösungsgleichgewichtstemperatur berechnet, die der im Feld beobachteten Konzentration schwerer Edelgase entspricht.

Die Auflösungsgleichgewichtstemperaturen in jedem Element basieren auf 36Ar37,40, Kr41 und Xe42. Zunächst wurde die 36Ar-Konzentration aus dem erhaltenen 40Ar/36Ar-Verhältnis und der Ar-Konzentration berechnet (Tabelle 2). Als nächstes wurde die Menge der ASW-Kontamination mithilfe der ASW-Fraktion A (Tabelle 3) korrigiert, die anhand des 20Ne/4He-Verhältnisses wie folgt geschätzt wurde:

In diesem Fall steht X für eine beliebige Edelgasart, der Index corr für den korrigierten Wert, obs für den beobachteten Wert und asw für das atmosphärische Gleichgewicht des Meerwassers. Die korrigierten Werte (36Arcorr, Krcorr und Xecorr) sind in Ergänzung S3 zusammengefasst. Beachten Sie als Nächstes, dass der Salzgehalt für die Berechnung der Löslichkeitsgleichgewichtskonzentration erforderlich ist. Basierend auf der vorherigen Studie23 wurde angenommen, dass der In-situ-Salzgehalt während des Gasaustauschs in der Tiefe reines Wasser (0 psu) ist, da es aus einer Flüssigkeit stammt, die durch Dehydrierung von Tonmineralien entstanden ist23. Die unter diesen Annahmen erhaltenen Auflösungsgleichgewichtstemperaturen zeigen unterschiedliche Temperaturbereiche für jedes Element (Ergänzung S3; Abb. 4) und reichen von 83 bis 190 °C (MV1) und 162,8 bis 163,4 °C (MV14) für 36Ar, 118 bis 230 ° C (MV1) und 166,7 bis 168,1 °C (MV14) für Kr und 103 bis 175 °C (MV1) und 90,6 bis 93,3 °C (MV14) für Xe. Der Berechnungsprozess ist in der Beilage S4 dargestellt. Beachten Sie, dass Meerwasser unter diesen Temperatur- und Druckbedingungen seinen Siedepunkt nicht erreicht61. Es ist zu beachten, dass ein derart schneller Konzentrationsabfall auch dann beobachtet werden kann, wenn Porenwasser zuströmt, in dem sich eine freie Gasphase gebildet hat und die Gaskonzentration abgenommen hat. Beispielsweise kann sich in Gebieten mit reichlich Erdgasvorkommen eine solche freie Gasphase im Porenwasser bilden, was zu einer sekundären Gasverteilung von Edelgasen führt. Die Ergebnisse seismischer Untersuchungen unter dem Meeresboden deuten jedoch nicht auf das Vorhandensein von freiem Gas28,29 hin. Dabei wird das Vorhandensein von freiem Gas nicht berücksichtigt. Es ist zu beachten, dass empirische Daten zur Gaslöslichkeit nur für Temperaturbedingungen bis etwa 30 °C erhalten wurden40,41,42. Daher unterliegt ihre Anwendung auf höhere Temperaturbereiche einer relativ großen Unsicherheit. Zukünftig soll die Löslichkeit im Meerwasser unter Hochtemperatur- und Hochdruckbedingungen durch Laborexperimente und Simulationen unterstützt werden. Beispielsweise konnte gezeigt werden, dass die Löslichkeit von Edelgasen in Gegenwart von überkritischem Kohlendioxid etwas höher ist62. Unter Berücksichtigung dieser Tatsache könnten die in dieser Studie vorgenommenen Temperaturschätzungen als etwas höher revidiert werden.

Lösungsgleichgewichtstemperaturen, geschätzt aus beobachteten Edelgaskonzentrationen bei MV1 und MV14.

Für MV1 könnte der Temperaturbereich besser eingeschränkt werden. Dies ist ein Problem der Fehlerausbreitung bei der Schätzung, insbesondere in diesem Fall, da der Fehler im gemessenen 20Ne/4He-Verhältnis für MV1 viel größer war (Tabelle 2), was den Fehler im korrigierten ASW-Kontaminationswert unter Verwendung des ASW-Anteils verursachte größer sein. Für MV14 stimmten die für jedes Element geschätzten Temperaturen nicht überein, aber für MV1 könnten 118 bis 175 °C das Temperaturgleichgewicht für jedes Element sein (Ergänzung S3). Die für MV1 (83 bis 230 °C) und MV14 (91 bis 168 °C) geschätzten Temperaturbereiche spiegeln den Temperaturbereich wider, bei dem Dehydratisierungsreaktionen in Tonmineralien auftreten können (60 bis 160 °C)63 und wurden anhand der zuvor gemeldeten Werte berechnet geothermischer Gradient in diesem Gebiet (25 °C/km)60. Die Tiefen des Meeresbodens, die diese Temperaturbereiche aufweisen könnten, lagen bei 3,3 bis 9,2 km (MV1) bzw. 3,6 bis 6,7 km (MV14) (Beilage S3). Die in dieser Studie geschätzte Ursprungstiefe entspricht der akustischen Zwischenkruste, da die Plattengrenze auf der Grundlage der Schallgeschwindigkeitsstruktur der umgebenden Kruste auf 18 km unter dem Meeresboden geschätzt wird26. Dies steht im Einklang mit der Tatsache, dass fast 90 % des He aus der Kruste stammt (Tabelle 3).

In dieser Studie wurden Sedimente aus der Oberflächenschicht von Unterwasser-Schlammvulkanen vor der Insel Tanegashima gesammelt und die Konzentrationen und Isotopenverhältnisse der Edelgase in den Sedimenten bestimmt. Im Rahmen dieser Arbeit wurden bisher die folgenden Erkenntnisse gewonnen.

Basierend auf den 20Ne/4He-Werten stagniert die Oberflächenschicht von MV14 in der Schlammvulkanaktivität aufgrund des erheblichen Eindringens von Meerwasser (Abschnitt „Auswirkungen atmosphärischer Komponenten“).

Basierend auf den 3He/4He-Werten ist der Beitrag von He vom Mantel zur Oberflächenschicht von MV14 der größte in der vorliegenden Studie (Abschnitt „Herkunft von He“).

Der größte Beitrag des aus dem Erdmantel stammenden Gases lässt darauf schließen, dass das Gas aus tiefsten Tiefen mit erheblicher Energie versorgt wurde. Dies scheint angesichts der Stagnation der MV14-Aktivität widersprüchlich zu sein. Diese Stagnation kann jedoch auf eine zeitliche Verzögerung zwischen der Hauptaktivitätsperiode und dem Transport von Gasen innerhalb der Sedimentsäule während der Stagnation zurückzuführen sein (Abb. 5). Somit könnte das höhere He-Isotopenverhältnis bei MV14 ein Überbleibsel vergangener Eruptionen sein.

Tiefe des Ursprungs von Edelgasen (a: Vergangenheit, b: Gegenwart), geschätzt anhand der Verteilung von Edelgasen in Oberflächensedimenten, die aus in dieser Studie untersuchten unterseeischen Schlammvulkanen vor der Insel Tanegashima gesammelt wurden.

Erstens ist MV14 der größte Schlammvulkan unter den in dieser Studie untersuchten Vulkanen (Beilage S5). Es ist möglich, dass MV14 einst so aktiv war, dass er sich zu einem großen Körper entwickelte, aber bereits ein ruhender Schlammvulkan ist. Während seiner aktiven Phase gab es möglicherweise einen Nachschub an aus dem Mantel stammendem He aus der Tiefe der Erdkruste. Die beobachteten Tatsachen können durch das Szenario erklärt werden, dass die Aktivität von MV14 seitdem abgenommen hat, was durch die Ne-Konzentration angezeigt wird, bis zu dem Punkt, an dem jetzt Meerwasser eindringt, dass aber immer noch Spuren des ehemaligen, aus dem Erdmantel stammenden He vorhanden sind.

Unter der Annahme, dass ein solch ereignisreiches Edelgas über einen bestimmten Zeitraum hinweg zugeführt wurde, haben wir geschätzt, wie viele Jahre He nicht diffundiert bleiben würde, bis es zum Zeitpunkt der Probenahme als Spur entdeckt wurde (Gl. 6–8)64,65.

Dabei ist Δzdiff der Diffusionsabstand (cm), φ die Porosität im Sediment, D die effektive Diffusionsfähigkeit (cm2/s), Δt die Zeit, die von der letzten Zufuhr von aus dem Mantel stammendem He bis zur Probenentnahme verstrichen ist (Sek.), D0 ist der molekulare Diffusionskoeffizient, a ist ein Dämpfungsfaktor, A ist die Diffusionskonstante (cm2/s), Ea ist die Diffusionsaktivierungsenergie (J/mol), R ist die Gaskonstante (J/mol/K) und T ist die Temperatur (in K). Die in den Berechnungen verwendeten Werte sind wie folgt: Δzdiff ist die Tiefe, in der Proben bei MV14 bei 274 cm gesammelt wurden; φ ist die mittlere Porosität von 40,4 ± 3,9 % der bei MV14 gesammelten Oberflächensedimente (siehe Ergänzung S2); a ist 264,66,67, A ist die Diffusionskonstante von He (8,86 × 10–3 cm2/s)65 und die Diffusionsaktivierungsenergie (12,02 kJ/mol)65. Die Wassertemperatur (2 °C) und ein geothermischer Gradient von 25 °C/km60 wurden zur Berechnung einer Temperatur von 274 cmbsf (2,1 °C) verwendet. D0 ist der Diffusionskoeffizient von He und wurde mit 4,64 × 10–5 cm2/s berechnet (Gleichung 8). D wurde mit 2,32 × 10–5 cm2/s berechnet (Gleichung 7). Das mit diesen Werten ermittelte Δt beträgt 8,01 ± 0,80 × 109 s (Gl. 6), was 254 ± 25 Jahren entspricht. Hier war der Fehler von Δzdiff für den Fehler in der Tiefenrichtung des Sediments im Kupferrohr verantwortlich. Wenn das Volumen des Kupferrohrs (47,1 cm3) konzentrisch um den Einlass des Kupferrohrs wäre, wäre es ungefähr 2,8 cm halbkugelförmig, sodass der Fehler des Δzdiff der Probe mit ± 3 cm angenommen wurde.

Dieses geschätzte Δt zeigt an, dass selbst wenn He aus dem Mantel mit 274 cmbsf zugeführt wird und eine Konzentrationsanomalie verursacht, nach 254 ± 25 Jahren keine Konzentrationsanomalie in dieser Tiefe festgestellt wird. Dies legt nahe, dass das verbleibende, aus dem Erdmantel stammende He mit 274 cmbsf innerhalb von 254 ± 25 Jahren zugeführt worden sein muss. Sano et al.68 fanden Spuren von aus dem Mantel stammendem He im Meerwasser unmittelbar über dem Epizentrum des großen Ostjapan-Erdbebens, das sich an der Plattengrenze vor der Küste von Sanriku befand. Sie wiesen auf die Existenz von aus dem Mantel stammendem He hin, das sich sofort über die Plattengrenze bewegte68. Auch wenn dies nicht unbedingt mit Erdbeben in Zusammenhang steht, wenn beispielsweise ein relativ großes Erdbeben vor der Insel Tanegashima die Versorgung mit aus dem Erdmantel stammendem Helium auslöste, ist die jüngste Aufzeichnung eines relativ großen Erdbebens vor der Insel Tanegashima das Hyuga-nada-Erdbeben der Stärke 7,5 im Jahr 196869 . Zuvor soll sich im Jahr 1662 in derselben Region ein großes Erdbeben der Stärke 7,6 ereignet haben69,70,71. Von diesen Erdbeben dürfte nur das Erdbeben von 1968 innerhalb eines Zeitraums von 254 ± 25 Jahren aufgetreten sein. Andere Erdbeben der Klasse M7.0–7.2 ereignen sich etwa alle 20–27 Jahre72, sodass eines dieser Erdbeben möglicherweise die Versorgung der Schlammvulkane mit aus dem Erdmantel stammendem Helium ausgelöst hat. Die Überwachung des Schlammvulkanismus wird in Zukunft notwendig sein, um den Zusammenhang solcher Erdbeben mit geochemischen Veränderungen zu klären. Es wurde festgestellt, dass aus dem Mantel stammendes He sich unmittelbar nach dem Erdbeben über die Plattengrenze bewegte68, und es wird notwendig sein, die Verteilung von Edelgasen in Schlammvulkanen, einschließlich der Zeitreihen, weiter zu untersuchen.

In dieser Studie wurden He-Isotopenverhältnisse sowie Ar-, Kr- und Xe-Konzentrationen im Porenwasser von Sedimenten unterseeischer Schlammvulkane vor der Insel Tanegashima gemessen. Die He-Isotopenverhältnisse in Oberflächensedimenten von Unterwasser-Schlammvulkanen vor der Insel Tanegashima legen nahe, dass etwa 90 % des He aus der Kruste stammen, obwohl es Unterschiede bei MV1 bis MV3 und MV14 gibt. MV14 hat das höchste He-Isotopenverhältnis unter den vier untersuchten Schlammvulkanen, was darauf hindeutet, dass es einst zu einer Plattengrenze oder -verwerfung geführt haben könnte, die als bevorzugter Weg für den Transport von aus dem Erdmantel stammenden Materialien gedient haben könnte. Darüber hinaus lässt der Beitrag des Meerwassers im atmosphärischen Gleichgewicht darauf schließen, dass MV14 derzeit der am wenigsten aktive Schlammvulkan ist. Die erhaltenen Konzentrationen schwerer Edelgase im Porenwasser wurden verwendet, um die Lösungsgleichgewichtstemperatur mit der Süßwasserquelle abzuschätzen, die mit dem Bereich der Temperaturbedingungen übereinstimmt, die für die Dehydratisierung von Tonmineralien erforderlich sind. Bei der Umrechnung dieses Temperaturbereichs in die Ursprungstiefe auf der Grundlage des für das Gebiet gemeldeten geothermischen Gradienten wurde geschätzt, dass das Auflösungsgleichgewicht unmittelbar zuvor in Tiefen erreicht wurde, die 3,3–9,2 kmbsf in MV1 und 3,6–6,7 kmbsf in MV14 entsprechen. Der Ursprung der schweren Edelgase in der Kruste stimmt mit den Ergebnissen der Heliumisotopenverhältnisse überein, da die Plattengrenze auf 18 kmbsf geschätzt wird. Der vorgestellte Edelgasdatensatz ist eher begrenzt, aber die gewonnenen Erkenntnisse zur Fluiddynamik und Geochemie in Schlammvulkanen sind ein starker Anreiz für zukünftige Forschungen auf diesem Gebiet.

Alle während dieser Studie generierten oder analysierten Daten sind in diesem veröffentlichten Artikel und seinen ergänzenden Informationsdateien enthalten.

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Wir möchten dem Kapitän und anderen Besatzungsmitgliedern der Hakuho Maru, Prof. Ashi, Herrn Kameo und anderen Mitgliedern des NSS-Teameinsatzpersonals, Dr. Hoshino, meinen Klassenkameraden und Vorgesetzten im Labor für ihre Unterstützung bei der Probenentnahme danken . Diese Studie wurde auch finanziell unterstützt durch JSPS KAKENHI-Zuschussnummern JP18H03733 und JP20H04315, JST RISTEX-Zuschussnummer JPMJRX19IA, das ORCHIDS-Projekt der University of the Ryukyus und das Research Institute for Humanity and Nature (RIHN: ein konstituierendes Mitglied von NIHU) Projekt Nr . 14200145. Wir möchten uns an dieser Stelle für diese Unterstützung bedanken.

Chemie, Biologie und Meereswissenschaften, Graduate School of Science and Engineering, University of the Ryukyus, 1 Senbaru, Nishihara, Okinawa, 903-0213, Japan

Yuki Mitsutome

Abteilung für Chemie, Biologie und Meereswissenschaften, Fakultät für Naturwissenschaften, Universität Ryūkyū, 1 Senbaru, Nishihara, Okinawa, 903-0213, Japan

Tomohiro Toki

Forschungsinstitut für Mensch und Natur, 457-4 Motoyama, Kamigamo, Kita-ku, Kyoto, 603-8047, Japan

Tomohiro Toki

Graduate School of Science and Engineering, University of Toyama, 3190 Gofuku, Toyama, 930-8555, Japan

Takanori Kagoshima

Institut für Atmosphären- und Ozeanforschung, Universität Tokio, 5-1-5 Kashiwanoha, Kashiwa, Chiba, 277-8564, Japan

Takanori Kagoshima & Yuji Sano

Center for Advanced Marie Core Research, Universität Kochi, 200B Monobe, Nankoku, Kochi, 783-8502, Japan

Yuji Sano

Eawag, Eidgenössische Wassersportanstalt, Überlandstrasse 133, 8600, Dübendorf, Schweiz

Yama Tomonaga

Hydrogeologie, Departement Umweltwissenschaften, Universität Basel, Bernoullistrasse 32, 4056, Basel, Schweiz

Yama Tomonaga

Graduate School of Maritime Sciences, Universität Kobe, 5-1-1 Fukaemiinamimachi, Higashinada-ku, Kobe, 658-0022, Japan

Akira Ijiri

Kochi Institute for Core Sample Research, Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (JAMSTEC), 200B Monobe, Nankoku, Kochi, 783-8502, Japan

Akira Ijiri

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AI hat die Studie konzipiert; YM und TT führten Datenerfassung, Datenanalyse und Dateninterpretation durch; TK, YS und YT waren für einige der Analysen verantwortlich; YM und TT verfassten den ersten Entwurf des Manuskripts, der von allen Autoren überarbeitet wurde.

Korrespondenz mit Tomohiro Toki.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

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Nachdrucke und Genehmigungen

Mitsutome, Y., Toki, T., Kagoshima, T. et al. Abschätzung der Herkunftstiefe von Flüssigkeiten mithilfe von Edelgasen in den Oberflächensedimenten unterseeischer Schlammvulkane vor der Insel Tanegashima. Sci Rep 13, 5051 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31582-z

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Eingegangen: 26. Oktober 2022

Angenommen: 14. März 2023

Veröffentlicht: 06. April 2023

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

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