Einschränkungen der Flüssigkeitszirkulation in der oberen Kruste und der Seismogenese von innen

Aug 04, 2023

Wissenschaftliche Berichte Band 13, Artikelnummer: 5548 (2023) Diesen Artikel zitieren

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Die Durchlässigkeit von Störungszonen spielt eine wichtige Rolle bei der Verteilung von Georessourcen und bei der Seismogenese in der spröden Oberkruste, wo sowohl natürliche als auch induzierte Seismizität häufig mit Flüssigkeitsmigration und Überdruck verbunden sind. Detaillierte Modelle der Permeabilitätsstruktur von Störungszonen sind daher erforderlich, um unser Verständnis der natürlichen Flüssigkeitswege und der Mechanismen zu verfeinern, die zur Flüssigkeitskompartimentierung und einem möglichen Überdruck in der Kruste führen. Verwerfungszonen enthalten üblicherweise komplexe interne Architekturen, die durch die räumliche Aneinanderreihung von „spröden Strukturfazies“ (BSF) definiert werden, die sich während Verwerfungen und Verformungen progressiv und kontinuierlich bilden und weiterentwickeln. Wir präsentieren die ersten systematischen In-situ-Durchlässigkeitsmessungen von Aufschlüssen aus einer Reihe von BSFs aus zwei architektonisch komplexen Verwerfungszonen im nördlichen Apennin (Italien). Als wichtiges strukturelles und hydraulisches Merkmal erweist sich eine starke räumliche Heterogenität der heutigen Permeabilität (bis zu vier Größenordnungen), selbst für dicht nebeneinander liegende BSFs, die zur gleichen Verwerfung gehören. Erkenntnisse aus dieser Studie ermöglichen es uns, besser zu verstehen, wie komplexe Verwerfungsarchitekturen die dreidimensionale hydraulische Struktur der spröden Oberkruste steuern. Die hydraulischen Eigenschaften von Verwerfungen, die sich im Raum, aber auch zeitlich während einer Orogenese und/oder einzelner seismischer Zyklen ändern können, steuern wiederum die Entwicklung von Überdruckvolumina, in denen sich flüssigkeitsinduzierte Seismogenese lokalisieren kann.

Die innere Architektur von Verwerfungszonen kann die Bildung und Ansammlung von Grundwasser, Kohlenwasserstoffen, Erzen und den tektonisch und strukturell kontrollierten Flüssigkeitsfluss in der spröden Oberkruste beeinflussen (z. B. 1,2,3). Flüssigkeiten sind von größter Bedeutung, da sie die effektive Spannung während des seismischen Zyklus steuern und somit die Verwerfungsmechanik und den gesamten Verformungsstil beeinflussen4,5,6,7. Es wurde nachgewiesen, dass sowohl natürliche als auch vom Menschen verursachte Erdbeben und seismische Sequenzen durch Flüssigkeitsüberdruck ausgelöst werden können7,8,9,10,11,12,13. Eine detaillierte Charakterisierung der Verwerfungsarchitektur mit direkten Einschränkungen der internen Permeabilitätsstruktur von Verwerfungen ist daher von grundlegender Bedeutung, um (i) die Verwerfungsmechanik auf allen Skalen zu verstehen und (ii) verfeinerte Modelle der Flüssigkeitszirkulation in der spröden oberen (seismogenen) Kruste zu entwickeln und der daraus resultierenden Folgen im Hinblick auf die Bildung und Akkumulation von Georessourcen und (iii) die geologischen Risiken aufgrund natürlicher und induzierter Erdbeben mindern.

Im typischen „Kern- und Schadenszonen“-Modell von Verwerfungen werden Verwerfungskerne als Hindernisse für den Fluss über die Verwerfung hinweg dargestellt, während durchdringend gebrochene Schadenszonen als Kanäle entlang der Verwerfung dargestellt werden (z. B. 14; Abb. 1a). Komplexe Störungsarchitekturen können jedoch von diesem relativ einfachen Paradigma abweichen, da sie sekundäre und störungsbezogene Strukturen enthalten, die mit einem bestimmten hydraulischen Verhalten verbunden sind. Die Koexistenz von Strukturdomänen mit bemerkenswert unterschiedlichem hydraulischem Verhalten innerhalb heterogener Verwerfungsarchitekturen kann zu massiven und lokalen Heterogenitäten und Anisotropien des lokalen Permeabilitätstensors führen. Im Detail wurde gezeigt, dass die sekundäre strukturelle Permeabilität einer Verwerfungszone zusätzlich zur primären Permeabilität des Protolithen (Matrixpermeabilität) durch die Permeabilität einzelner Verwerfungsgesteine, Brüche, Schadenszonen und durch deren geometrische 3D-Architektur bestimmt wird ( z. B. 6,15,16). Beispielsweise sind Verwerfungskerne häufig reich an Phyllosilikaten, die, obwohl sie normalerweise äußerst wenig durchlässig sind (z. B. 17, 18), nur dann wirksame hydrologische Barrieren bilden, wenn sie kontinuierlich und physisch miteinander verbunden sind. Offene Brüche und Gleitflächen weisen entlang des Streichens eine Durchlässigkeit auf, die durch die Verteilung und Konnektivität ihrer Öffnungen bestimmt wird (z. B. 19,20). Das Vorhandensein von Verwerfungsgesteinen, die durch planare tektonische Strukturen gekennzeichnet sind (z. B. Aggregate von Bändern aus Tonmineralien und/oder unlöslichem Material), kann sich auch stark auf die Durchlässigkeit innerhalb des Gesteinsvolumens auswirken, was beispielsweise zu bemerkenswert unterschiedlichen „Quer- und Längsschieferung“ führt. Permeabilitätsstrukturen und somit eine signifikante Aufteilung und Modulation der Flüssigkeitszirkulation in der Kruste (z. B. 6,19,21). Darüber hinaus haben mehrere Studien hervorgehoben, dass Verwerfungen auch durch anisotrope und komplexe hydraulische Eigenschaften gekennzeichnet sind, die sich im Laufe der Zeit (während einer Orogenese oder eines seismischen Zyklus; Abb. 1) als Reaktion auf die Entwicklung verschiedener Verwerfungsgesteine ​​(z. B. 19,22) ändern ,23).

(a) Typisches „Verwerfungskern- und Schadenszonen“-Modell von Verwerfungen (neu gezeichnet und geändert aus 14), bei dem Verwerfungskerne mit geringer Permeabilität eine Barriere für den Fluss über die Verwerfung hinweg darstellen und hohe Permeabilität sowie durchdringend zerklüftete Dagame-Zonen eine bevorzugte Leitung entlang der Verwerfung bilden. Die klassische Variation der Massenpermeabilität während seismischer Zyklen (dh im Laufe der Zeit) wird ebenfalls gezeigt. (b) Skizze des Untergrunds eines verwerften Volumens und der am häufigsten verwendeten Untersuchungsmethoden zur Bestimmung der Verwerfungspermeabilität. Diese Figur wurde mit Adobe Illustrator 2022 (https://www.adobe.com/products/illustrator.html) erstellt.

Kürzlich lieferte Ref.24 eine aktualisierte Zusammenstellung der Durchlässigkeiten bestehender fossiler und aktiver Verwerfungszonen aus direkten Tests (z. B. In-situ- oder Laboranalysen im Bohrloch) und/oder aus Gesteinsporosität, Bildanalysen oder Schätzungen des unterirdischen Flüssigkeitsflusses. Die umfassende Zusammenstellung hebt hervor, dass die am häufigsten verwendeten Untersuchungsmethoden (i) Laboranalysen unter kontrollierten Druck-Temperatur-Bedingungen (P–T) an Kernstopfen zur Berechnung der Massenpermeabilität einiger cm3 Gestein mit Mikrofrakturnetzwerken und (ii) Bohrlochanalysen sind -situ-Tests zur Messung der Massenpermeabilität komplexer Störungszonen unter natürlichen P-T-Bedingungen (Abb. 1b). Trotz all dieser Erkenntnisse fehlt noch immer eine systematische und detaillierte Charakterisierung der Störungspermeabilität und -variabilität im Rahmen einzelner Störungsarchitekturen.

Variabel deformierte Strukturdomänen können in Verwerfungssystemen erhalten bleiben und stellen Archive der vererbten geometrischen, kinematischen, mechanischen und geochemischen Signatur einer Verwerfung und ihrer Durchlässigkeitsentwicklung in Zeit und Raum dar. Diese Domänen wurden kürzlich als „Spröde Strukturfazies – BSF“ bezeichnet und definiert als „deformierte Gesteinsvolumina, die durch einen bestimmten Verwerfungsgesteinstyp, eine bestimmte Textur, eine bestimmte Farbe, eine bestimmte Zusammensetzung und ein bestimmtes Bildungsalter gekennzeichnet sind“ und „im Allgemeinen scharfe Grenzen und komplexe Querschnittsbeziehungen aufweisen“. mit benachbarten Domänen und deren Entschlüsselung entscheidend ist, um eine relative zeitliche Abfolge der (De-)Formation festzulegen“ (25). Die detaillierte Identifizierung von BSFs, ihrer räumlichen Verteilung innerhalb von Störungszonen und die systematische Analyse ihrer Permeabilitätseigenschaften bieten die Möglichkeit, unser Verständnis der (i) Permeabilitätsstruktur komplexer Störungszonen in 3D, (ii) der hydraulischen Kompartimentierung innerhalb der Störungszonen weiter zu verbessern gestörte Kruste und möglicherweise (iii) Variationen davon im Laufe von Raum und Zeit.

Um unser Verständnis der Entwicklung der Permeabilitätsstruktur von Verwerfungen weiterzuentwickeln, berichten wir über die ersten In-situ-Aufschlusspermeabilitätswerte von zwei ausgewählten regionalen Verwerfungen im nördlichen Apennin Italiens, die herausragende Beispiele komplexer Verwerfungsarchitekturen darstellen. Unser Ziel ist es, die Massenpermeabilitätswerte ihrer BSFs einzuschränken, um die Permeabilitätsvariabilität entlang und über diese komplexen Störungszonen hinweg zu beschreiben. Wir diskutieren die Verwerfungen Zuccale und Boccheggiano (im Folgenden als ZF bzw. BF bezeichnet), die aufgrund ihrer komplexen inneren Architektur und hervorragenden Exposition ideale Standorte für die Untersuchung heterogener Permeabilitätseigenschaften darstellen.

Wir zeigen, dass die heterogenen hydraulischen Eigenschaften komplexer und langlebiger Verwerfungen das Auftreten von (vorübergehenden) Volumina mit geringer Permeabilität vorantreiben, die möglicherweise einen Flüssigkeitsüberdruck erzeugen und Seismogenese verursachen können. Schwankungen der Verwerfungspermeabilität können (i) räumlich, sogar innerhalb einer einzelnen Verwerfungszone, und zeitlich während der kontinuierlichen Entwicklung der Verwerfung bemerkenswert sein (bis zu vier Größenordnungen) und (ii) im Allgemeinen mit der Entwicklung von BSFs verbunden sein, die jedes mit seinen unterschiedlichen hydraulischen Eigenschaften, bildet sich nach und nach und entwickelt sich während des Verwerfungswachstums und wiederholter seismischer Zyklen.

Unsere Ergebnisse stellen eine Einschränkung erster Ordnung für die heutige Durchlässigkeit unter Oberflächenbedingungen dar und können daher nicht direkt in die Tiefe und zurück in die Zeit extrapoliert werden. Zu diesem Zweck müssten auch die Auswirkungen von P-T-Änderungen und unterschiedlichen Verformungsbedingungen berücksichtigt werden. Trotz dieser Einschränkungen stellt diese Studie einen ersten Schritt zur detaillierten Charakterisierung der Permeabilitätsstruktur komplexer Verwerfungen vor Ort dar.

Die Verwerfungen Zuccale und Boccheggiano sind regionale Strukturen des nördlichen Apennins Italiens (Abb. 2). Der Apennin entstand aus der känozoischen Konvergenz zwischen Europa und der Afrika-Adria-Platte während der W-gerichteten Subduktion des Liguro-Piemontesischen Ozeans und des Adria-Kontinentalrandes unter Europa (z. B. 26). Die Struktur erster Ordnung des Apennins resultiert aus der Überlagerung von Krustenverkürzung und -verlängerung, die mit der Entwicklung des Tyrrhenischen Rückbogens verbunden sind (z. B. 26). Im nördlichen Apennin begann die Verkürzung während des späten Oligozäns und führte zu einem nach Osten verlaufenden Falten- und Überschiebungsgürtel (z. B. 26; Abb. 2a). Die am nördlichen Apennin beteiligten Gesteine ​​bestehen aus metamorphen permo-triassischen siliziklastischen (Verrucano Fm.) und paläozoischen Sequenzen (toskanische metamorphe Einheiten), ophiolithaltigen metamorphen und nicht-metamorphen Komplexen (ligurische und subligurische Einheiten) und mesozoisch-känozoischen marinen Karbonaten ( Toskanische Decke; z. B. 27; Abb. 2a). Synorogene siliziklastische Flysches wurden nach und nach in den fortschreitenden Falten- und Überschiebungsgürtel eingebaut (z. B. 27; Abb. 2a).

(a) Vereinfachte geologische Karte des nördlichen Apennins (Italien) mit Darstellung der tektonischen Einheiten, der Hauptüberschiebungen und normalen Verwerfungen sowie der Lage der Zuccale- und Boccheggiano-Verwerfungen. Neu gezeichnet und geändert von 35. (b) Vereinfachte geologische Karte des Untersuchungsgebiets (Punta Zuccale, Insel Elba), wo die Zuccale-Verwerfung freigelegt ist. Ein Querschnitt entlang der Zuccale-Verwerfung (modifiziert und neu gezeichnet aus33) ist ebenfalls gezeigt. (c) Vereinfachte geologische Karte und Querschnitt der Boccheggiano-Verwerfung (neu gezeichnet und geändert aus 37). Diese Abbildung wurde mit Adobe Illustrator 2022 (https://www.adobe.com/products/illustrator.html) bearbeitet.

Die postorogene Ausdehnung im tyrrhenischen Teil des Apennins begann im mittleren Spätmiozän und war mit normaler Verwerfung, Exhumierung subduzierter Komplexe, Magmatismus und strukturell kontrolliertem Hydrothermalismus und Metallogenese verbunden (z. B. 28, 29; Abb. 2a). Die Ausdehnung wanderte zunehmend in Richtung Osten und ist derzeit im axialen Teil des Gürtels aktiv, wo lokal überdruckte Flüssigkeiten die Seismizität entlang (hauptsächlich) NW-SO-streichender normaler Verwerfungssysteme fördern (z. B. 30,31).

Die Zuccale-Verwerfung (ZF) mit geringem Winkel befindet sich im Osten von Elba (Toskanischer Archipel, innerer nördlicher Apennin; Abb. 2a,b) und besteht aus einem Stapel unterschiedlich metamorphisierter und nicht metamorpher tektonischer Splitter der toskanischen Decke und des Liguriens Einheit in Richtung Nordosten schuppenförmig angeordnet (z. B. 32; Abb. 2b). Der Deckenstapel beherbergt monzogranitische Intrusionen aus dem späten Miozän (Monte Capanne- und Porto Azzurro-Plutone, z. B. 28; Abb. 2a, b). Die ZF durchschneidet diskordant die Calanchiole-Scherzone (CSZ), eine Scherzone von oben nach E (Druck), die durch kalkmylonitischen Marmor definiert ist (z. B. 33).

Die Rolle und Bedeutung des ZF im Rahmen des nördlichen Apennins wird immer noch diskutiert. Ursprünglich wurde sie als LANF (Low Angle Normal Fault) interpretiert, die eine Erweiterung aus dem späten Miozän und Pliozän umfasst (z. B. 34), und diese Interpretation ist für viele Forscher immer noch gültig. Anschließend wurde vermutet, dass die ZF das flache Segment einer aquitanischen Überschiebung darstellt, die während der Außer-Reihenfolge-Überschiebung im frühen Pliozän reaktiviert wurde (z. B. 33,35). Ungeachtet dieser Debatte und der regionalen Auswirkungen der ZF auf die lokale tektonische Entwicklung sticht die ZF als bemerkenswerte und komplexe Verwerfung hervor, die eine kilometerlange Verschiebung aufnimmt (Abb. 2b).

Die Boccheggiano-Verwerfung (BF) befindet sich im Boccheggiano-Montieri-Gebiet des nördlichen Apennins (Abb. 2a, c) und gehört zum NW-SE-streichenden und nach Osten einfallenden Dehnungssystem, das die Pliozän-Pleistozän-Strukturarchitektur des Südens kontrolliert Zweig des Geothermiegebiets Larderello-Travale (36,37,38; Abb. 2a). Es stellt die östliche tektonische Grenze des tektonischen Fensters von Boccheggiano dar, wo niedriggradige metamorphe Sequenzen der toskanischen metamorphen Einheiten zutage treten (36; Abb. 2c). Wir haben die BF untersucht, da sie die Möglichkeit bietet, die Permeabilitätsstruktur einer komplexen Verwerfung zu untersuchen, die (i) die Exhumierung eines metamorphen Grundgesteins im Liegenden einer normalen Verwerfung und (ii) den hydrothermischen Abfluss und die damit verbundene Bildung von Erzlagerstätten kontrollierte. Tatsächlich schneidet der BF bei c. Granitintrusionen in einer Tiefe von 3 km (Abb. 2c), die die Quelle von Flüssigkeiten darstellen, die für die Ablagerung von polymetallischem Sulfiderz innerhalb der Schadenszone des BF verantwortlich sind, wie durch die Interpretation seismischer Reflexionsbilder gezeigt36.

Strukturanalysen und In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessungen wurden an den Hauptstrukturelementen der ZF und BF (Hauptgleitfläche – PSS, spröde Strukturfazies – BSF und, soweit möglich, unverformtes Wirtsgestein) durchgeführt. In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessungen der ZF folgten der Beschreibung der Verwerfungsarchitektur und der BSFs in Ref. 35, die die jüngste Charakterisierung der ZF als Flickenteppich aus mindestens sechs BSFs liefern, die zu unterschiedlichen Zeiten während der langfristigen Verwerfungsaktivität gebildet wurden. Messungen der In-situ-Aufschlusspermeabilität entlang der BF wurden gemäß unserer eigenen Identifizierung von BSFs durchgeführt, indem wir die verfügbare Verwerfungscharakterisierung durch Ref. 37,38 erweiterten. Um die intrinsischen primären Permeabilitätseigenschaften von PSS, BSFs und Wirtsgestein zu charakterisieren, haben wir sekundäre Brüche aus unseren In-situ-Aufschlussmessungen ausgeschlossen. Darüber hinaus wurden mögliche Auswirkungen oberflächlicher Veränderungen, die zu falschen Ergebnissen führen könnten, durch die systematische Reinigung der Messstellen und den Verzicht auf deutlich verwitterte Gesteinsaufschlüsse vermieden. In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessungen wurden an ausgewählten BSFs sowohl parallel als auch senkrecht zur Schichtung S0 (sofern erhalten) und/oder zur tektonischen Schieferung Sn durchgeführt, um die Auswirkung planarer (primärer und/oder sekundärer) Anisotropien auf die Permeabilitätseigenschaften zu untersuchen innerhalb der Fehlerarchitektur. In-situ-Daten zur Durchlässigkeit von Aufschlüssen wurden mit einem Luft-Minipermeameter TinyPerm-3 von New England Research erfasst, das vom Hersteller anhand bekannter Standards kalibriert wurde. Der TinyPerm ermöglicht die Felduntersuchung der Gesteins-(Massen-)Durchlässigkeit im Bereich von 10–11–10–15 m2 bei Gesteinsvolumina von 1–1,5 cm3, auch wenn kontrollierte Labortests gezeigt haben, dass er in der Lage ist, Werte von nur 10 zu messen –17 m239. Im Massengesteinspermeabilitätsmodus liefert das Luftminipermeameter direkt eine Schätzung der Permeabilität basierend auf der aus dem im Instrument eingebauten Kompressionsgefäß austretenden Luftströmungsrate. Durch Luftminipermeametrie erhaltene Permeabilitätswerte müssen korrigiert und standardisiert werden, um mit Permeabilitätswerten vergleichbar zu sein, die aus Labortests an Gesteinsstopfen oder Bildanalysen erhalten wurden39,40. Im Detail liefern Luft-Minipermeameter entweder größere Permeabilitätswerte (um den Faktor ca. 1,7) im Vergleich zu Ergebnissen aus Bildanalyse-Quantifizierungen40 oder niedrigere Permeabilitäten (− 37 %) als solche, die von kleinen (< 10 cm) Gesteinspfropfen erhalten wurden in Labortests verwendet39. Die Permeabilitätsergebnisse werden unten beschrieben, in Abb. 8 dargestellt und in Tabelle S1 aufgeführt. Weitere Einzelheiten zur Datenerfassung und -analyse finden Sie im Zusatzmaterial S1.

Wir haben die ZF an ihrer bekanntesten Exposition, Punta Zuccale auf Elba, untersucht (Abb. 2b und 3), wo kontinuierliche Aufschlüsse eine detaillierte Analyse der internen Architektur der Verwerfung ermöglichen. Wir haben die strukturelle Charakterisierung des ZF durch Ref. 35 übernommen, die von unten nach oben im Abschnitt Punta Zuccale sechs BSFs unterscheidet (Abb. 3). Wir haben uns speziell auf die folgenden Strukturelemente konzentriert (Abb. 3), die die interne Architektur dieser ausgereiften Verwerfung am repräsentativsten darstellen:

Hauptgleitfläche (PSS): Diskrete Verwerfungsebene, verziert mit Calcit-Gleitfasern, was auf eine Scherrichtung von oben nach E hinweist (Abb. 4a, b).

BSF 1: Gelblich blättriger Kataklasit mit diskreten Furchenschichten. Die Kataklasit-Matrix besteht aus sekundärem Dolomit, Calcit, Quarz, Tonmineralien und Fe-Oxiden mit millimeter- und zentimetergroßen Klasten aus Kalkstein, Quarzit und Granit. Die Furchenschichten sind verhärtet, grünlich, kohäsiv, werden von der Matrix getragen und sind lokal blättrig. BSF 1 liegt über dem PSS und wird oben vom Kreideflysch begrenzt (PSS; Abb. 4c – e).

BSF 3: Calc-Mylonit-, Talk-Phyllonit- und Talk-Tremolit-Phyllonit-Linsenkörper. Der Phyllonit besteht aus einem gezackten Wechsel gut blättriger grünlicher (BSF3a), weißlicher (BSF3b) und bräunlicher (BSF3c) Schichten, die Zentimeter bis Dutzende Zentimeter dick sind und eine zusammengesetzte Schichtung aus Talk, Smektit und Tremolit widerspiegeln. Calcit- und Schichtsilikat-reiche Schichten (Abb. 5a).

Kreidezeitlicher Flysch (hängender Wandblock): lokalisierte Bänder aus blättrigem Kataklasit, die längliche sigmoidale Lithone aus weniger deformiertem bis nicht deformiertem Protolith einbetten (Abb. 4c–e).

Quarzit der Verrucano Fm. (Liegendblock): ca. 1 m dicker kataklastischer Quarzit, gekennzeichnet durch einen schwach blättrigen Basisteil und einen stark blättrigen oberen Teil, der SC-Tektonite enthält, was auf eine Kinematik von oben nach E hinweist. Quarzite werden nach oben durch einen kalkmylonitischen Marmor begrenzt (Abb. 5b).

Kalkmylonitischer Marmor (Calanchiole-Marmor, Liegendblock): ca. 1 m dicker Tremolit- und Talk-Kalk-Mylonit-Marmor mit einem durchdringenden mylonitischen SC-Gewebe, das ca. 40° nach Westen und weist auf eine Kinematik von oben nach E hin (Abb. 5b).

Geologische Karte von Punta Zuccale, die (i) die Verteilung der spröden Strukturfazies (BSF) der Zuccale-Verwerfung, wie in35 beschrieben, und (ii) die Strukturstationen zeigt, an denen In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessungen durchgeführt wurden. Das Blockdiagramm veranschaulicht die Verteilung von BSF entlang der natürlichen NS- und EW-Querschnitte, die entlang der Küste von Punta Zuccale direkt zugänglich sind (neu gezeichnet und geändert von 35 mit Adobe Illustrator 2022 (https://www.adobe.com/products/illustrator). .html).

(a) In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessung mittels TinyPerm-3-Luftminipermeametrie orthogonal zum PSS des ZF. (b) Gestreiftes PSS des ZF mit Aufnahme der Top-to-E-Kinematik. Das Schmidt-Netz (Projektion der unteren Hemisphäre) zeichnet die Ausrichtung des PSS und der relativen Slickenlinien auf. (c) PSS, darüberliegendes BSF 1 und kreidezeitlicher Flysch mit YP-Tektoniten, deren Lage im Schmidt-Netz (Projektion der unteren Hemisphäre) in (c) dargestellt ist. (d) Detail von BSF 1 und Kreide-Flysch, gekennzeichnet durch längliche Lithone, die in die blättrige Matrix eingebettet sind. (e) Detail des Bereichs der Permeabilitätsmessungen, die orthogonal zu YP-Tektoniten gesammelt wurden.

(a) BSF3, gekennzeichnet durch grünliche (BSF3a), weißliche (BSF3b) und bräunliche (BSF3c) Schichten. (b) Quarzite der Verrucano Fm. und darüber liegendem Calanchiole-Marmor. Die Quarzite zeichnen sich durch einen unteren, schwach blättrigen Anteil und einen oberen, stark blättrigen Anteil aus. Die tektonische Blattbildung innerhalb des Calanchiole-Marmors wird im Schmidt-Netz (Projektion der unteren Hemisphäre) gezeigt und aufgetragen.

Unsere strukturelle Charakterisierung des BF baut auf Lit. 37,38 auf. Im Detail werden die von diesen Autoren beschriebenen Verwerfungsgesteine ​​hier verschiedenen BSFs zugeordnet (Abb. 6a).

(a) Schematische Darstellung des am besten freigelegten Aufschlusses der Boccheggiano-Verwerfung, wo wir In-situ-Durchlässigkeitsmessungen des Aufschlusses durchgeführt haben. Dargestellt ist die Verteilung der BSFs entlang der Boccheggiano-Verwerfung. (b) Aufschluss der Boccheggiano-Verwerfung, der die BSFs zeigt, die die komplexe Architektur der Boccheggiano-Verwerfung bilden. (c) Detail der BSF2 und BSF3, die den Verwerfungskern der Boccheggiano-Verwerfung bilden.

Der BF stellt marine silikatische Karbonatgesteine ​​der Kreidezeit von Argille und Palombini Fm gegenüber. der ligurischen Einheit im Hangenden gegen paläozoischen Glimmerschiefer der toskanischen metamorphen Einheiten im Liegenden (36,37,38; Abb. 2c und 6a). Die Argille a Palombini Fm. ist gut geschichtet, lokal gefaltet (Abb. 6a und 7a) und im unmittelbaren Hangende des BF metasomatisiert und mineralisiert, um eine massive Sulfiderzlagerstätte mit Quarz-Adularia-Serizit-Gangmineralien mit einer maximalen Mächtigkeit von ~ 10 m zu bilden und als „Filone di Boccheggiano“ bekannt (im Folgenden als BSF 1 bezeichnet; Abb. 6a, b und 7b; 37, 38).

Stationen der Permeabilitätsmessungen entlang der BF. (a) Schiefer der hängenden Wandeinheit (Argille a Palombini Fm.). (b) BSF1. (c) BSF2 (unterhalb des PSS) und BSF3. Beachten Sie, dass die (unregelmäßige) Grenze zwischen BSF2 und BSF3 (weiße gepunktete Linie) durch eine spätere sekundäre Gleitfläche (rote gepunktete Linie) geschnitten wird. (d) Glimmerschiefer der Liegendeneinheit (Paläozoisches Grundgebirge). (e) BSF4, gekennzeichnet durch Scherbrüche.

Der Verwerfungskern wird oben durch ein diskretes PSS begrenzt, hat eine maximale Mächtigkeit von ~ 1 m, verjüngt sich neigungsaufwärts (Abb. 6a, b) und umfasst (i) eine ca. 1 m dicke Schicht aus bräunlicher Verwerfungsbrekzie mit kantigen und groben Glimmerschieferklasten aus dem paläozoischen metamorphen Grundgebirge und Quarz-Pyrit-Adern (BSF 2; Abb. 6a–c) und (ii) eine schwarze, ca. 50 cm dicke Schicht aus kohäsivem, blättrigem Phyllosilikat-Ziegel, das millimetergroße, halbrunde Glimmerschieferklasten des metamorphen Grundgesteins des Paläozoikums und Quarz-Pyrit-Adern enthält (BSF 3; 37, 38; Abb. 6a–c). Die Grenze zwischen BSF 2 und BSF 3 hat eine unregelmäßige Form und wird von einer sekundären Gleitfläche geschnitten (Abb. 6c und 7c). Paläozoischer Glimmerschiefer im Liegenden zeichnet sich durch ein durchdringendes SL-Gewebe aus, das innerhalb der ersten ca. 10 m von der Verwerfungsoberfläche entfernt von Scherbrüchen überprägt wird, die das Gefüge des ca. 10 m dicken Kataklasits im Liegenden definieren (BSF 4; Abb. 6a und 7d). ;37,38). Der Kataklasit im Liegenden enthält außerdem (i) subhorizontale Quarz-Sulfid-Brekzienadern, die massive Quetsch- und Schwellungskörper bilden, und (ii) nach Nordosten einfallende synthetische normale Verwerfungen (37, 38; Abb. 7e).

Die Ergebnisse der In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessungen von ZF und BF werden zunächst separat beschrieben, dann aber gemeinsam diskutiert, um allgemeine Schlussfolgerungen über die Permeabilitätsarchitektur komplexer Störungszonen zu ziehen.

Das PSS ergab die niedrigste mittlere Durchlässigkeit (~ 3 × 10–15 m2) der gesamten ZF-Architektur, wobei die Werte orthogonal zum PSS zwischen ~ 10–17 und ~ 10–13 m2 lagen (Abb. 8). Die Permeabilitätswerte parallel zu den Schieferungsebenen innerhalb von BSF 1 liegen zwischen 10–12 und 10–11 m2, mit einem Mittelwert von ~ 4 × 10–12 m2 (Abb. 8).

Ergebnisse der Luftdurchlässigkeit von In-situ-Aufschlüssen (m2, D) entlang der Zuccale-Verwerfung und der Boccheggiano-Verwerfung. Die entsprechenden BSF, Strukturelemente und die Ausrichtung der Messungen in Bezug auf die tektonischen Blattschichten werden angegeben. N: Anzahl der Messungen. Jedes Kästchen des Box-and-Whiskers-Diagramms stellt den Bereich zwischen dem 1. und 3. Quartil der Verteilung dar. Der gesamte Datenbereich wird durch die Ausdehnung der Whiskers dargestellt.

Die Permeabilität orthogonal zur Schieferung innerhalb des kreidezeitlichen Flyschs hat einen Mittelwert von ~ 5 × 10–14 m2, liegt zwischen ~ 10–15 und 10–12 m2 und ist bis zu 3 Größenordnungen niedriger als die parallel dazu gemessene Permeabilität Blätterung, die zwischen ~ 5 × 10–12 und 10–11 m2 liegt (Abb. 8). Die Werte parallel zum länglichen sigmoidalen Klasten, der in den Tektoniten eingebettet ist, liegen zwischen ~ 10–12 und 2 × 10–12 m2. Quarzite der Verrucano Fm. ergeben Permeabilitätswerte, die je nach Intensität der Schieferung variieren. Im Detail weist der basale und schwach blättrige Teil minimale und mittlere Werte auf, die bis zu einer Größenordnung größer sind als diejenigen, die entlang des oberen stark blättrigen Teils gemessen wurden (zwischen ~ 8 × 10–15 und 10–12 m2 und einem Mittelwert von ~ 5 × 10). –13 m2 im ersteren und zwischen ~ 5 × 10–16 und 5 × 10–12 m2 und im Mittel von ~ 6 × 10–14 m2 im letzteren; Abb. 8). Die Permeabilität parallel zur mylonitischen Schieferung innerhalb des kalkmylonischen CSZ-Marmors ist bis zu fünf Größenordnungen höher (10–12–10–11 m2) als die orthogonal zur mylonitischen Schieferung gemessene Permeabilität (10–16 ÷ 10–14 m2; Abb. 8).

BSF 3 hat Permeabilitätswerte zwischen 10–13 und ~ 10–11 m2, obwohl für die drei verschiedenen Domänen leicht unterschiedliche Werte erhalten wurden. Im Detail beträgt die Durchlässigkeit der BSF 3a, b und c Mittelwerte von ~ 4 × 10–12, ~ 3 × 10–13 bzw. ~ 7 × 10–13 m2 (Abb. 8).

Die hängende Wandeinheit (marines Siliciumkarbonatgestein der Argille a Palombini Fm.) weist parallel zu S0 gemessene Permeabilitätswerte auf, die um eine bis vier Größenordnungen höher sind als die orthogonal zu S0 gemessenen Werte (zwischen ~ 4 × 10–14 und). 2 × 10–12 m2 für Ersteres und zwischen ~ 4 × 10–16 und ~ 6 × 10–15 m2 für Letzteres; Abb. 8). BSF 1 hat Durchlässigkeitswerte zwischen ~ 3 × 10–16 m2 und 10–12 m2, mit einem Mittelwert von ~ 6 × 10–15 m2 (Abb. 8). BSF 2 hat die höchste gemessene Durchlässigkeit entlang des BF, zwischen 10–12 und 10–11 m2, mit einem Mittelwert von 4 × 10–12 m2 (Abb. 8). Die Permeabilität von BSF 3 nimmt zur sekundären Gleitfläche hin (also von unten nach oben) systematisch um bis zu 4 Größenordnungen ab (von ~ 4 × 10–12 m2 auf ~ 7 × 10–16 m2; Abb. 8). wodurch die BSF 2–BSF 3-Grenze durchtrennt wird (Abb. 8). Die Permeabilität parallel zu Scherbrüchen innerhalb der BSF 4 liegt im Bereich von ~ 5 × 10–12 bis ~ 6 × 10–16 m2 (unterhalb der tatsächlichen Zuverlässigkeitsgrenze des Luft-Minipermeameters) mit einem Mittelwert von ~ 7 × 10–14 m2 ( Abb. 8). Die Permeabilität im Liegenden des paläozoischen Grundgesteins weist sehr unterschiedliche Werte auf, je nachdem, ob sie parallel oder orthogonal zur Schieferung gemessen wird (Abb. 8). Im Detail ist die Permeabilität orthogonal zur Blattbildung die niedrigste, die für das gesamte BF gemessen wurde, da sie bis zu vier Größenordnungen niedriger ist als die parallel zur Blattbildung gemessene und einen Minimal- und Mittelwert von ~ 8 × 10–17 m2 aufweist jeweils ~ 1 × 10–15 m2 (Abb. 8).

Unsere Ergebnisse begrenzen die heutige Durchlässigkeit der untersuchten Verwerfungsgesteine ​​am Aufschluss. Bei jeder Extrapolation in die Tiefe (z. B. in seismogener Tiefe) müssten die Auswirkungen zunehmender Eingrenzung und Temperatur sowie das Vorhandensein hydrothermaler Flüssigkeiten (z. B. 37, 38) berücksichtigt werden, die im Allgemeinen zu einer Gesamtabnahme der Permeabilität führen (z. B. 41). Tatsächlich dokumentieren (i) Laborpermeabilitätstests an verschiedenen Lithotypen (z. B. Marmor, Karbonat und Dolomitstein) und (ii) der Vergleich von Bohrloch- und Laborpermeabilitätstests eine allgemeine Abnahme der Permeabilität mit zunehmendem Grenzdruck und/oder zunehmender Tiefe (z. B. 7, 15,42,43,44; Abb. 9). Aus diesem Grund können wir unsere Ergebnisse nur dazu verwenden, die relativen Permeabilitätsunterschiede zwischen BSFs, die die komplexe interne Architektur der untersuchten Verwerfungszonen bilden, einzuschränken. Wie bereits erwähnt, liefert die Luft-Minipermeametrie tendenziell (i) höhere Permeabilitätswerte (um einen Faktor von ca. 1,7) im Vergleich zu Ergebnissen aus Bildanalyse-Quantifizierungen40, aber (ii) niedrigere Werte (− 37 %) als die von kleinen (< 10 cm) Felsstopfen für Labortests39. Darüber hinaus sollte bei jedem Vergleich von Gas- (z. B. Luft) und Wasserpermeabilitätsdaten der Klinkenberg-Effekt45 berücksichtigt werden, der den Gasfluss (relativ zum Wasserfluss) aufgrund des Schlupfes an Porenwänden erhöht, mit dem Nettoergebnis, dass die Gaspermeabilität im Allgemeinen höher ist als die von Wasser Permeabilität. Ungeachtet dessen wurde gezeigt, dass der mit dem Klinkenberg-Effekt verbundene Unterschied zwischen Gas- und Wasserdurchlässigkeit bei Durchlässigkeitswerten < 10–18 m2 zwischen 4 und 16 % liegt, also niedriger ist als die in dieser Arbeit erhaltenen Werte46,47. Daher können unsere Luftdurchlässigkeitswerte auch als repräsentativ für die Wasserdurchlässigkeit verwendet und interpretiert werden.

Durchlässigkeitsbereich für verschiedene Gesteine, Verwerfungsgesteine ​​und Krustenvolumina, wie durch Bohrloch- und Labortests, Seismizitätsmigration und In-situ-Aufschlusspermeametrie eingeschränkt. Permeabilitätswerte, wie sie von Permeabilitätsmodellen der oberen Krustenskala vorhergesagt wurden, sind ebenfalls in den schwarz gepunkteten Kurven dargestellt.

Insgesamt sind die am häufigsten verwendeten Untersuchungsmethoden zur Begrenzung der Durchlässigkeit, einschließlich Bohrloch- und Labortests sowie natürlicher oder induzierter Seismizitätsmigration7,9,15,42,43,44,48,49,50,51,52,53,54,55 , heben hervor, dass die Durchlässigkeit der (verstörten) oberen spröden Kruste mehr als 15 Größenordnungen umfasst und von entwässerten Bedingungen (> 10–17 m2) bis zu bevorzugten Überdruckbedingungen (< 10–17 m2) reicht;56,57,58; Abb . 9). Darüber hinaus zeigen Permeabilitätsmodelle im Krustenmaßstab, dass die Permeabilität in Abhängigkeit von ortsspezifischen, lokalen und regionalen Bedingungen (z. B. Spannung, Lithotyp und Strukturschäden) stark variiert;59; Abb. 9). Im Gegensatz zu anderen gängigen Untersuchungsmethoden (Abb. 9, Tabelle 1) bietet die In-situ-Analyse der Aufschlusspermeabilität entlang kontinuierlich freigelegter Störungszonen den bemerkenswerten Vorteil, die hydraulischen Eigenschaften komplexer Störungen zu untersuchen und zu rekonstruieren, die aus mehreren, Heterogene und diskontinuierliche Strukturelemente (z. B. PSS, BSFs) bildeten sich möglicherweise sogar zu unterschiedlichen Zeiten während der Verwerfung. Wir betonen daher, dass In-situ-Aufschlusspermeabilitätsmessungen von exhumierten fossilen Verwerfungen und Verwerfungszonen nur einen ersten Schritt darstellen, um (i) die Lücke zwischen verschiedenen Untersuchungsmethoden zu schließen und (ii) das Wissen über Beziehungen zwischen komplexen verwerfungsbezogenen Strukturen zu stärken und Permeabilität und (iii) Untersuchung der 3D-Permeabilitätsstruktur von lateral diskontinuierlichen Störungszonen und den damit verbundenen BSFs.

Die Durchlässigkeit der komplexen Architektur der untersuchten Verwerfungen liegt zwischen ~ 10–17 und 10–11 m2 (Abb. 8) und dokumentiert damit bemerkenswerte Variationen ihrer hydraulischen Eigenschaften. BSFs, die innerhalb der untersuchten Verwerfungen identifiziert wurden, zeichnen sich durch (i) begrenzte seitliche Kontinuität aufgrund ihrer Keil-/Linsenform, (ii) unterschiedliche Mineralogie und/oder Zementierungsgrad und (iii) unterschiedliche Abstände und Intensität des inneren Gewebes aus Kontrollieren und unterteilen Sie das deformierte Gesteinsvolumen6,34,35,37,38,60. Tatsächlich dokumentieren unsere Beobachtungen, dass:

Die höchsten Permeabilitätswerte stammen von schwach/mäßig verhärteten Kataklasiten und Bruchbrekzien (BSF1 und Kreideflysch von ZF und BSF2 von BF; Abb. 4c, d, 6c und 8), wo eine geringe Zementierung des Bruchgesteins für hohe Porosität und Permeabilität verantwortlich ist ;

Das linsenförmige BSF3 entlang der ZF zeichnet sich durch eine innere Permeabilität aus, die als Funktion der Mineralogie von ~ 4 × 10–12 m2 der Talk-Smektit-Tremolit-reichen Schichten (BSF3a) bis ~ 3 × 10–13 m2 für variiert die phyllosilikatreichen Schichten (BSF3c) und ~ 7 × 10–13 m2 für die calcitreichen Schichten (BSF3b; Abb. 5a und 8);

Je geringer der Abstand der Schieferung ist, desto geringer ist die Durchlässigkeit, wie Quarzite der Verrucano-Formation zeigen. entlang der ZF (Abb. 5b und 8).

Die effizientesten hydraulischen Barrieren für den subvertikalen Flüssigkeitsfluss sind:

primäre Anisotropieebenen (S0, wenn erhalten), wie durch die Argille a Palombini Fm gezeigt. im Hangenden des BF (mittlere Durchlässigkeitswerte in der Größenordnung von 10–15 m2; Abb. 7a und 8);

das PSS, das minimale und mittlere Werte von ~ 10–17 bzw. ~ 10–15 m2 aufweist (Abb. 8), wie entlang der ZF dokumentiert (Abb. 4a,b);

Sekundäre (tektonische) Schieferungsebenen, die systematisch durch orthogonal zur Schieferung gemessene Permeabilitätswerte gekennzeichnet sind, die um drei bis fünf Größenordnungen niedriger sind als die parallel zur Schieferung gemessenen Werte (Abb. 8), wie in (1) des Flyschs (wo orthogonal) dokumentiert (Abb. 4c–e und 5b) und (2) das paläozoische Grundgebirge (mit orthogonalen und parallelen Werten im Bereich von jeweils 10–17 bis 10–13 m2) im Liegenden von BF (Abb. 7d).

Die sehr geringe Durchlässigkeit (bis zu 10–17 m2) orthogonal zum PSS und der primären und sekundären Schieferung (Abb. 8) zeigt, dass diese Strukturelemente wirksame hydraulische Barrieren für erhebliche Flüssigkeitsströme bilden. Abhängig vom Neigungswinkel der Störungszonen und der Schieferung können diese Strukturelemente daher hydraulische Barrieren in subvertikaler oder subhorizontaler Dimension darstellen und eine wirksame Kompartimentierung von Gesteinsvolumina bewirken. Ergebnisse des kreidezeitlichen Flyschs entlang der ZF zeigen auch, dass die Permeabilität parallel zur Schieferung höher ist als die, die in den länglichen zentimetrischen sigmoidalen Lithons gemessen wird, die in die Schieferung eingebettet sind (Abb. 4d und 8). Daher können Gesteinsvolumina, die durch in Schieferungsebenen eingebettete Lithone gekennzeichnet sind, diskontinuierliche hydraulische Eigenschaften entlang der lateralen Dimension erzeugen und so den Flüssigkeitsfluss parallel zur Schieferung fördern, der stattdessen lokal durch schlecht (oder gar nicht) deformierte Lithone behindert wird.

Wie kürzlich dokumentiert wurde, können sich BSFs hinsichtlich ihres absoluten Entstehungsalters unterscheiden, da sie sich während potenziell langlebiger Verwerfungen schrittweise entwickeln25,35. Somit können die hydraulischen Eigenschaften jeder Verwerfungszone sowohl räumlich (z. B. abhängig von der seitlichen Kontinuität der BSFs und ihrer internen mineralogischen/strukturellen Heterogenitäten) als auch zeitlich (z. B. abhängig von der Verjüngung der Verwerfungen aufgrund der Entwicklung neuerer BSFs) variieren. Wie entlang des BF beobachtet, ist sein BSF3 durch eine Abnahme der Durchlässigkeit in Richtung der gut entwickelten sekundären Gleitfläche (d. h. von unten nach oben; Abb. 8) gekennzeichnet, die die BSF2-3-Grenze durchschneidet (Abb. 6c und 7c). . Daher schlagen wir vor, dass wiederholtes Gleiten entlang sekundärer Gleitflächen eine Porenverdichtung und möglicherweise eine Versiegelung hervorrief, was zu einer Abnahme der Massenpermeabilität innerhalb der angrenzenden Teile des BSF führte. Dies deutet darauf hin, dass die Entwicklung der Permeabilität im Laufe der Zeit stark durch die Entwicklung jüngerer und interdigitierter BSFs (mit unregelmäßigen Formen, unterschiedlichen Strukturmerkmalen und variabler Mineralogie) und durch die anschließende Deformationslokalisation beeinflusst werden kann. Mit anderen Worten: Unsere Daten deuten darauf hin, dass langanhaltende Verwerfungen die hydraulischen Eigenschaften von Verwerfungen kontinuierlich und wiederholt verändern und kompartimentieren, was daher vorübergehend die Entwicklung von Volumina steuert, die dazu neigen, als hydraulische Leitungen und/oder Barrieren in der spröden Oberkruste zu fungieren.

Natürliche und induzierte Seismizität hängen oft mit Flüssigkeitsüberdruck zusammen, der tatsächlich als einer der Hauptmechanismen angesehen wird, die seismischen Schlupf begünstigen (z. B. 4,7,8,11). Gemäß dem bekannten Verhalten von Verwerfungsventilen und den jüngsten geochemischen, hydrogeochemischen und seismologischen Einschränkungen4,6,9,12,31,61 steigt der Flüssigkeitsdruck in Verwerfungszonen während der inter- und präseismischen Phasen häufig an, was zu Instabilität führt brechend. Während wiederholter seismischer Zyklen wird die Lokalisierung seismischer Brüche auch durch lokale Störungen des Spannungsfelds und der Dehnungsrate, des Reibungswiderstands sowie der Menge und Verteilung schwacher Phasen gesteuert (z. B. 60, 62, 63).

Wir schlagen ein Modell vor, bei dem die räumlichen und zeitlichen Variationen der hydraulischen Eigenschaften, die mit der Entwicklung komplexer Verwerfungsarchitekturen verbunden sind, auch eine Rolle bei der Lokalisierung seismischer Brüche spielen (Abb. 10). Im Detail kann die vorübergehend niedrige Permeabilität bestimmter BSFs eine vorübergehende Flüssigkeitsansammlung, Stauung und Überdruck in verschiedenen Volumina der Verwerfungsarchitektur fördern, was schließlich zu Hydrofrakturierung, mechanischer Instabilität und Erdbebenkeimbildung führt (Abb. 10). Wie aus dem Apennin und anderswo (z. B. Kalifornien, Taiwan und Japan; z. B. 9,30,64,65,66) dokumentiert, finden während co-seismischer Risse dilatante Prozesse statt und der Flüssigkeitsdruck fällt schnell ab. Gleichzeitig kann eine fortschreitende Verwerfung jedoch eine sich kontinuierlich weiterentwickelnde Permeabilitätsstruktur fördern, die durch geringe Permeabilitätsvolumina gekennzeichnet ist (Abb. 10; 67, 68). Daher können neue (i) Wege für das Eindringen und Fließen von Flüssigkeiten und (ii) Volumina mit geringer Permeabilität die Ansammlung von Flüssigkeiten und Überdruck (inter- und präseismische Phase) begünstigen und so seismische Brüche (ko-seismische Phase) in verschiedenen Volumina begünstigen Gleicher Fehler (Abb. 10). Indem wir das vorgeschlagene Modell auf die spröde Oberkruste hochskalieren und es über die Zeit integrieren (unter Berücksichtigung wiederholter seismischer Zyklen), stellen wir uns eine dynamische, transiente und oszillierende Permeabilitätsstruktur vor, die durch zyklische und kurzlebige Änderungen der hydraulischen Eigenschaften als Reaktion auf die Verformung gekennzeichnet ist -bedingte Entwicklung von BSFs (Abb. 10).

Während der fortschreitenden Verformung können sich BSFs (und möglicherweise sekundäre Gleitflächen) allmählich entwickeln, was zu einer sich kontinuierlich weiterentwickelnden Permeabilitätsarchitektur in einer Störungszone mit lokalisierten Permeabilitätskontrasten führt, die den Flüssigkeitseintritt und -fluss verstärken. Im Falle der Entstehung von Überdruckvolumina kann seismischer Schlupf begünstigt werden. Dieser Vorgang kann sich während der gesamten Lebensdauer von Fehlern wiederholen. Der Bereich der Massenpermeabilität und die vorübergehende Variation der BSF-gesteuerten Permeabilität während seismischer Zyklen (dh im Laufe der Zeit) werden ebenfalls angezeigt. Diese Abbildung wurde mit Adobe Illustrator 2022 (https://www.adobe.com/products/illustrator.html) erstellt.

Viele Studien haben Schätzungen der Untergrundpermeabilität durch direkte und (insbesondere) indirekte Analysen geliefert, darunter (i) Bohrlochmessungen, (ii) Migrationsmuster induzierter und/oder natürlicher Seismizität, (iii) Grundwassertemperaturmessungen tektonisch aktiver Gebiete und (iv) CO2-Leckage entlang von Verwerfungen9,13,24,51,69,70 (Abb. 9). Einige davon haben auch gezeigt, dass die Permeabilität entlang vergrabener Verwerfungszonen vorübergehend ist und sich im Raum als Reaktion auf die Entwicklung von Bruchkorridoren innerhalb der Schadenszonen ändert, was wahrscheinlich mit co-seismischen Brüchen verbunden ist23,70,71,72. Im Einzelnen wurde vorgeschlagen, dass der vorübergehende Charakter der Verwerfungspermeabilität streng durch den seismischen Zyklus kontrolliert wird, wobei die Massenpermeabilität bis zu 14-fach abnimmt (bis zu hohen Krustenpermeabilitätswerten von > 10–10 m2;9,54). ) während der prä- bis co-seismischen Dilatanz und der Bruchkorridore sowie der post- bis interseismischen Erholung der Verwerfungspermeabilität aufgrund der Bruchversiegelung und der Entwicklung tonreicher Furchen13,67,73. Vor diesem Hintergrund tragen die in dieser Arbeit präsentierten Daten (i) dazu bei, direkte In-situ-Aufschlusspermeabilitätsbeschränkungen für komplexe Verwerfungsarchitekturen bereitzustellen und (ii) verdeutlichen, dass die verwerfungsbedingte Permeabilitätswiederherstellung und Variation in Raum und Zeit genetisch mit Verwerfungs-BSFs verbunden sind PSSs. In diesem Zusammenhang bieten unsere Daten einen Schritt in Richtung 4D-Modelle deformierter Krustenzonen, die üblicherweise (i) die statische Massenpermeabilitätsstruktur deformierter Zonen liefern und (ii) die räumliche Variation der Permeabilität innerhalb exhumierter deformierter Gesteinsvolumina hervorheben (z. B. 74). ,75,76). Trotz der hohen Genauigkeit solcher Modelle wird eine dynamische Konzeptualisierung der Permeabilitätsstruktur, die mit langfristigen störungsbedingten Verformungen (dh vorübergehenden Variationen der Permeabilität im Raum und in der Zeit) verbunden ist, häufig vernachlässigt. Mit anderen Worten, unser Ansatz kann übernommen werden, um (i) weitere Einschränkungen für dynamische Modelle der Krustenpermeabilität bereitzustellen, die die vorübergehende Natur der störungsbedingten Permeabilität hervorheben, (ii) das Wissen über die störungsbedingte Krustenpermeabilität zu verbessern und daher (iii) ermöglichen eine noch detailliertere Rekonstruktion der Flüssigkeitswege und des Überdrucks entlang deformierter (möglicherweise tektonisch aktiver) Krustenzonen. In diesem Zusammenhang kann die seismische Überwachung anhand hochauflösender Daten wie Vp/Vs-Anomalien, elektrischer Leitfähigkeit und hydraulischem Druck in der Tiefe (wie im Apennin; z. B. 9,30,31,77) zu einem besseren Verständnis komplexer Verwerfungen führen mit erheblicher Bedeutung für die Eindämmung seismischer Risiken.

Verwerfungszonen zeichnen sich im Allgemeinen durch komplexe Architekturen aus, die durch das Nebeneinander verschiedener BSFs beschrieben werden können. Hier zeigen wir, dass BSFs durch sehr unterschiedliche hydraulische Eigenschaften gekennzeichnet sein können, die (i) sich im Raum und in der Zeit ändern und (ii) Gesteinsvolumina definieren, die anfälliger für seismischen Schlupf und/oder Flüssigkeitsfluss sind. Unsere Ergebnisse werfen weiteres Licht auf das komplexe, vorübergehende und dynamische Verhalten von Störungen in der spröden Oberkruste. Wir glauben, dass eine noch detailliertere Charakterisierung der mechanischen, petrophysikalischen und geochemischen Eigenschaften von BSFs wichtige Erkenntnisse zur Minderung des geologischen Risikos im Zusammenhang mit natürlichen und induzierten Erdbeben liefern könnte.

Analytische Daten sind in den Hintergrundinformationen S1 verfügbar.

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Diese Forschung stammt aus dem FAST-Projekt (Fault Architecture in Space and Time; PI: Giulio Viola), einem Forschungsprojekt, das vom italienischen Ministerium für Universität und Forschung (MUR) mit der Fördermaßnahme PRIN 2020 (CUP J33C22000170001) finanziert wird. Wir danken F. Stendardi und C. Zuccari herzlich für ihre freundliche Hilfe bei den In-situ-Durchlässigkeitsmessungen der Aufschlüsse entlang der Zuccale-Verwerfung. Dem Herausgeber, einem anonymen Gutachter und B. Brixel wird für ihre konstruktiven Kommentare und Beiträge gedankt. Jede Figur wurde mit Adobe Illustrator 2022 (https://www.adobe.com/products/illustrator.html) erstellt und/oder bearbeitet.

Abteilung für Biologie, Geologie und Umweltwissenschaften – BiGeA, Universität Bologna, Via Zamboni 67, 40126, Bologna, Italien

M. Curzi, F. Giuntoli, G. Vignaroli und G. Viola

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GV hat die Studie konzipiert und die Finanzierung dafür eingeworben. MC, FG, GV und GV setzten die Idee um, indem sie gleichermaßen zur Feldforschung, Datenerfassung, Ausarbeitung, Ergebnisdiskussion und endgültigen Interpretation beitrugen. Alle Autoren haben das Manuskript geschrieben.

Korrespondenz mit M. Curzi.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

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Nachdrucke und Genehmigungen

Curzi, M., Giuntoli, F., Vignaroli, G. et al. Einschränkungen der Flüssigkeitszirkulation in der oberen Kruste und der Seismogenese durch In-situ-Aufschlussquantifizierung der Durchlässigkeit komplexer Verwerfungszonen. Sci Rep 13, 5548 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-32749-4

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Eingegangen: 08. November 2022

Angenommen: 31. März 2023

Veröffentlicht: 05. April 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-32749-4

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