Abstract
Mehrkanalige seismische Reflexionsdaten, die zwischen Itata () und Coyhaique Offshores () aufgezeichnet wurden, wurden verarbeitet, um seismische Bilder zu erhalten. Die Analyse der seismischen Profile ergab, dass schwache und diskontinuierliche bodensimulierende Reflektoren mit basalen Akkretionsprozessen in Verbindung gebracht wurden, während starke und kontinuierliche bodensimulierende Reflektoren mit frontalen Akkretionsprozessen in Verbindung gebracht wurden. Dies lässt sich dadurch erklären, dass bei basalen Akkretionsprozessen tektonische Dehnungsbewegungen aufgrund von Hebungen das Entweichen von Flüssigkeit begünstigen können, was zu schwächeren und diskontinuierlichen bodensimulierenden Reflektoren führt. Während frontaler Akkretionsprozesse (Faltung und Überschiebung) können dagegen eine hohe Fluidzirkulation und stabile tektonische Bedingungen für stärkere und kontinuierliche bodensimulierende Reflektoren verantwortlich sein. Entlang der Arauco-Valdivia-Ausläufer wurden steile Akkretionsprismen, normale Verwerfungen, Hangbecken und ein dickeres unterlagertes Sedimentbett mit der basalen Akkretion in Verbindung gebracht, während entlang der Itata-, Chiloe- und Coyhaique-Ausläufer kleine Akkretionsprismen, Faltungen und ein dünneres unterlagertes Sedimentbett mit der frontalen Akkretion in Verbindung gebracht wurden.
1. Einleitung
In marinen seismischen Aufzeichnungen ist der Bottom Simulating Reflector (BSR) ein guter Indikator für das Vorhandensein von Gashydraten. Der BSR hat es ermöglicht, die Verteilung von Gashydrat entlang mehrerer Kontinentalränder zu bestimmen. Der BSR steht im Zusammenhang mit der akustischen Schnittstelle zwischen dem überlagernden Gashydrat enthaltenden Sediment, das die seismische Kompressionsgeschwindigkeit erhöht, und dem darunter liegenden Sediment, das freies Gas enthält, das die seismische Kompressionsgeschwindigkeit verringert. Der BSR wurde in seismischen Schnitten in Akkretionskomplexen sowohl an konvergenten als auch an passiven Rändern identifiziert. Entlang des chilenischen Kontinentalrandes ist der BSR durch mehrere geophysikalische Kreuzfahrten gut bekannt. Insbesondere wird die BSR entlang des Akkretionsprismas erkannt.
Am chilenischen Kontinentalrand werden zwei tektonische Hauptprozesse erkannt. Der erste ist mit frontaler Akkretion und der zweite mit basaler Akkretion verbunden .
Diese Studie zielt darauf ab, die wichtigsten Morphostrukturen am Kontinentalrand zu identifizieren, insbesondere am ozeanischen Graben und am Kontinentalhang. Auf diese Weise können durch die Interpretation von sechs gestapelten und nachgestapelten zeitmigrierten Schnitten Beziehungen zwischen BSR-Merkmalen und tektonischen Prozessen identifiziert werden (Abbildung 1).
Karte des Untersuchungsgebiets.
2. Tektonisches und geologisches Umfeld
Das Untersuchungsgebiet liegt in Zentralchile zwischen 35° und 45°S, einschließlich der Ausläufer von Itata, Arauco, Toltén und Valdivia (von 36° bis 40°S) und der Ausläufer von Chiloé und Coyhaique (von 43° bis 45°S) (Abbildung 1).
Das zentrale und südliche Chile (34°-46°S) wird im Norden durch den Juan-Fernandez-Rücken und im Süden durch den Chile-Rücken begrenzt. Der Juan-Fernandez-Rücken ist durch den pampeanischen Flachlandabschnitt gekennzeichnet, der ohne Vulkanismus und Vorlandhebungen (Sierras Pampeanas) die höchsten Berge der Anden, wie das Aconcagua-Massiv (6989 m), aufweist. Südlich des pampeanischen Flachplattensegments ist der Andenrand durch normale Subduktion (30° Neigung) gekennzeichnet, die sich von 34° bis 46°S bis zum chilenischen Dreifachknotenpunkt erstreckt. Die Konvergenz zwischen der Nasca- und der südamerikanischen Platte erfolgt mit einer durchschnittlichen Geschwindigkeit von 6,4 cm/Jahr. In diesem Bereich (von 34° bis 45°S) ist der gesamte Rand durch einen schrägen Konvergenzvektor (N78°E) gekennzeichnet und erreicht im australischen Segment eine orthogonale Richtung.
Der Kontinentalhang besteht aus einem unteren und einem oberen Hang. Der untere Hang ist mit dem Akkretionsprisma verbunden, das von Turbiditen gebildet wird, die als akkretierte Sedimente aus der Grabenfüllung in den unteren Hang eingearbeitet werden, während der obere Hang mit einem bedeutenden Volumen terrigener Sedimente aus dem Vulkangestein des Andenbogens verbunden ist, die auf einem kontinentalen metamorphen Grundgebirge abgelagert wurden.
Der ozeanische Graben ist mit Sedimenten von teilweise mehr als 2 km Mächtigkeit gefüllt, die lokal eher als flache Ebene denn als bathymetrische Vertiefung erscheinen . Die Grabenfüllung besteht aus eingelagerten turbiditischen und hemipelagischen Schichten, die in ihrem seismischen Reflexionsmuster eine gewisse Zyklizität aufweisen, die als Einfluss globaler Klimazyklen auf die Sedimentation gedeutet wird. Das ozeanische Grundgebirge stellt die Nazca-Platte dar, die unter der Südamerikanischen Platte subduziert und aus pelagischen Sedimenten und ozeanischen Basalten besteht.
3. Daten und seismische Verarbeitung
In dieser Studie werden sechs seismische Linien analysiert. Vier davon (SO161-44, SO161-35, SO161-29 und SO161-40; siehe Abbildung 1) wurden während der Fahrt von RV SONNE (Januar-Februar 2001) im Rahmen des Projekts „Subduction Processes Off Chile (SPOC)“ aufgenommen, die beiden anderen (RC2901-728 und RC2901-734; siehe Abbildung 1) wurden auf der Fahrt von RV CONRAD (Januar-Februar 1988) im Rahmen des Projekts „Mid-Ocean Spreading Ridge (Chile Ridge)“ des Ocean Drilling Program (ODP) aufgenommen. Es wurden seismische Prestack-Daten von vier seismischen Linien (RC2901-728, SO161-44, SO161-29 und RC2901-734) verwendet, während für die beiden anderen Linien (SO161-35 und SO161-40) nur die gestapelten seismischen Daten verfügbar sind. Die seismischen Daten wurden während der Fahrt von RV SONNE mit einem 3000 m langen digitalen Streamer mit 132 Kanälen erfasst, wobei der Abstand zwischen den ersten 24 Kanälen 12,5 m und zwischen den anderen Kanälen 25 m betrug. Die seismische Quelle war ein abgestimmtes Array von 20 Luftkanonen mit einem Gesamtvolumen von 54,1 l und einem Schussabstand von 50 m. Für die seismischen Daten, die während der Fahrt von RV CONRAD gewonnen wurden, wurde ein 3000 m langer digitaler Streamer mit 240 Kanälen und einem Abstand von 12 m verwendet.5 m. Die seismische Quelle war ein abgestimmtes Array von 10 Luftkanonen mit einem Gesamtvolumen von 61,3 1 und einem Schussabstand von 50 m.
Die seismische Verarbeitung wurde mit der Open-Source-Software Seismic Unix (SU) durchgeführt. Um ein genaues seismisches Bild zu erhalten, wurde eine Standardverarbeitung der seismischen Prestack-Daten durchgeführt, gefolgt von der Poststack-Zeitmigration (Phasenverschiebung und Stolt-Methoden). Um die seismischen Eigenschaften des gestapelten Abschnitts zu bewerten, wurde eine amplitudengetreue Verarbeitung durchgeführt. In jedem Verarbeitungsschritt wurde die Erhaltung des Amplitudenspektrums überprüft. Im Falle der seismischen Linien SO161-35 und SO161-40, für die nur gestapelte seismische Daten verfügbar waren, wurde eine Phasenverschiebung unter Verwendung der seismischen Wassergeschwindigkeit (1480 m/s) durchgeführt.
Der erste Schritt der Standardverarbeitung war die Konvertierung der Daten vom SEGY- in das SU-Format. Nach der Konvertierung in das SU-Format wurde eine Überprüfung des minimalen Offsets anhand der ersten Ankunft (direkte Welle) durchgeführt. Unter der Annahme, dass die seismische Wassergeschwindigkeit 1480 m/s beträgt (aus der direkten Wellenanalyse), wurde in der seismischen Linie SO161-44 eine Zeitverschiebung von 0,12 s festgestellt. Es wurde korrigiert Verschiebung in 0,12 s alle seismischen Daten.
Der nächste Schritt bestand darin, die geometrische Anordnung der Prestack-Daten zu definieren. In dieser Studie wurden die Quelle-Empfänger-Koordinaten willkürlich ohne Berücksichtigung der geografischen Koordinaten definiert, und der Offset und der gemeinsame Mittelpunkt (CMP) wurden unter Verwendung der zuvor berechneten Quelle-Empfänger-Koordinaten berechnet. Im Fall der seismischen Linien SO161-44 und SO161-29 wurden zwei verschiedene Streamer betrachtet: der erste mit 24 Kanälen im Abstand von 12,5 m und der zweite mit 108 Kanälen im Abstand von 25 m. Die Einstellungsgeometrie wurde separat zugewiesen und dann als ein einzelner Streamer integriert. Es wurden CMP-Abstände von 6,25 m (für die seismischen Linien RC2901-728 und RC2901-734) und 12,5 m (für die seismischen Linien SO161-44 und SO161-29) definiert.
Um das Rauschen zu dämpfen und die Auswirkungen der sphärischen Divergenz der Wellenfront auf die Amplitude zu korrigieren, wurde ein Bandpassfilter (15-70 Hz) bzw. eine Verstärkung angewendet.
In der seismischen Linie SO161-44 wurde starkes Rauschen in Verbindung mit Reflexionen außerhalb der Ebene (Sideswipe) festgestellt, das wahrscheinlich auf die unregelmäßige Morphologie zurückzuführen ist. Um dieses Rauschen zu dämpfen, wurde ein Dip-Filter (Steigung im Bereich von 8-5,5 10-4) im F-K-Bereich angewandt.
Eine Stapelgeschwindigkeitsanalyse wurde alle 100 CMP (d. h. alle 1250 m für die seismischen Linien SO161-44 und SO161-29 und alle 625 m für die seismischen Linien RC2901-728 und RC2901-734) durchgeführt. Folglich wurden Stapelgeschwindigkeitsmodelle für die Stapelung verwendet. Um ein genaues seismisches Bild zu erhalten, wurde eine Zeitmigration nach der Stapelung durchgeführt; dabei wurden die Stapelgeschwindigkeitsmodelle in Intervallgeschwindigkeitsmodelle umgewandelt. Außerdem wurden verschiedene Tests der Poststack-Zeitmigration (Stolt- und Phasenverschiebungsmethoden) durchgeführt. Die besten Ergebnisse wurden mit der Phasenverschiebungsmethode erzielt. Um schließlich die endgültigen poststack-migrierten Abschnitte zu erhalten, wurden ein Bandpassfilter (15-70 Hz), Mischspuren, AGC-Verstärkung (800 ms-Fenster) und Stummschaltung angewendet.
4. Ergebnisse
4.1. RC2901-728
Der zeitmigrierte Abschnitt RC2901-728 befindet sich vor der Küste von Itata (36°S) und ist durch ein regelmäßiges ozeanisches Grundgebirge mit einer kleinen Anzahl von Strukturen im westlichsten Teil gekennzeichnet, während in der Tiefe Unterschiebungsstrukturen zu erkennen sind.
An der Basis des unteren Hanges wurde eine Antiklinalrampe erkannt. Hangaufwärts definieren mehrere Überschiebungen einen schuppenartigen Komplex (ca. 15 km Breite). Bei etwa 8 s werden Reflexionen mit hoher Amplitude als Dekolmentfläche interpretiert (Abbildung 2). Unterhalb dieses Niveaus kann ein weiterer Reflektor mit hoher Amplitude mit dem ozeanischen Grundgebirge in Verbindung gebracht werden. Ein angehobenes Hangbecken hinter einer Subvertikale ist durch divergente und kontinuierliche Reflektoren gekennzeichnet (Abbildung 2). Abwärts und aufwärts des Hangbeckens können chaotische Reflexionen mit geringer momentaner Amplitude (siehe Einfügung in Abbildung 2) mit Slump-Ablagerungen in Verbindung gebracht werden (CDPs 8000 bzw. 9500). Von den CDPs 8000 bis 13000 wurde eine starke und kontinuierliche BSR identifiziert, die mit dem Vorhandensein von Gashydraten in Verbindung gebracht werden kann. Von den CDPs 10500 bis 11500 wurde eine negative Blumenstruktur erkannt (Abbildung 2). In der Tiefe wurden Reflexionen mit hoher Amplitude mit dem kontinentalen Grundgebirge in Verbindung gebracht.
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RC2901-728 seismisches Profil. Poststack-zeitmigrierte (a) und poststack-zeitmigrierte (b) Schnitte mit überlagerndem Linienzeichnungsschnitt. Das Kästchen zeigt die Lage des in der Beilage angegebenen Momentanschnitts an.
4.2. SO161-44
Der zeitmigrierte Abschnitt SO161-44 (Abbildung 3) vor der Küste von Arauco (in der Nähe von 38°S) zeigt andere Merkmale als der vorherige Abschnitt. Es wurden mehrere Verwerfungen an der Spitze des ozeanischen Grundgebirges erkannt.
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SO161-44 seismisches Profil. Poststack-zeitmigrierte (a) und poststack-zeitmigrierte (b) Schnitte mit überlagertem Linienzeichnungsschnitt.
An der Basis des Hanges beeinflussen leicht deformierte Reflektoren, Über- und Unterschiebungen die Grabenfüllung. Das obere Ende eines akustisch halbtransparenten Niveaus (ca. 7 s) kann mit einer Dekolmentfläche in Verbindung gebracht werden.
Der untere Hang ist etwa 15 km breit und steiler als der Abschnitt SO161-44. An der Basis des unteren Hangs sind leicht deformierte Sedimente zu erkennen, die nur das flachste Bett der sedimentären Grabenfüllung (etwa 0,8 s Mächtigkeit; Abbildung 3) umfassen. Die Dekollmentfläche und das ozeanische Grundgebirge (ca. 6 s und 7,5 s) weisen Pull-up-Eigenschaften auf (Abbildung 3). Von CDP 5700 bis 6600 formt eine Überschiebungssequenz einen steil abfallenden unteren Hang. Östlich davon wurde eine normale Verwerfungskante mit einem Versatz von etwa 1 s (nahe CDP 7000) erkannt. Hier wurden chaotische Reflektionen beobachtet. Man beachte, dass die Verwerfungskante die Grenze zwischen dem unteren und dem oberen Hang markiert.
Der obere Hang weist eine unregelmäßige Topographie auf, die durch zwei Hauptüberschiebungen (bei CDP 7000 und 8000) unterbrochen wird. Chaotische Reflexionen, die im flachen und tiefen Teil beobachtet werden, sind offensichtlich (Abbildung 3). Von den CDPs 7200 bis 7600 (5 km Breite) wurde eine depressive Zone mit morphologischen Erhebungen und einer Grabenstruktur abgebildet. Es wurden einige Hangbecken auf der Spitze der seewärts verlaufenden Überschiebungen erkannt. Bei etwa 3,2 s wurde eine diskontinuierliche und starke BSR identifiziert. Reflexionen mit hoher Amplitude bei etwa 4 s können als kontinentales Grundgebirge interpretiert werden.
4.3. SO161-35
SO161-35 poststack time-migrated section, südlich von Mocha Island in der Nähe von 38,5°S gelegen, zeigt ein unregelmäßiges ozeanisches Grundgebirge.
Der untere Hang ist durch eine unregelmäßige Topographie gekennzeichnet, die durch ein morphologisches Hoch (etwa CDP 9000) unterbrochen wird. Hangabwärts wurde ein eng beieinander liegender Überschiebungsabschnitt erkannt, während hangaufwärts zwei weit auseinander liegende Hauptüberschiebungen das Akkretionsprisma bilden (Abbildung 4). Bei etwa 7 s und 8 s wurden Reflexionen mit hoher Amplitude und Pull-up-Merkmale mit dem oberen Teil des unterplattierten Sedimentbettes und dem ozeanischen Grundgebirge in Verbindung gebracht. Von den CDPs 9200 bis 10000 wurde eine schwache und diskontinuierliche BSR erkannt (Abbildung 4). Der Meeresboden ist durch anomale morphologische Erhebungen gekennzeichnet, die mit möglichen Schlammvulkanen in Verbindung gebracht werden können. Von CDP 10200 bis 11500 wurden zwei Hauptbecken am Hang erkannt. Man beachte, dass diese Becken hauptsächlich durch die Verschiebung normaler und inverser Verwerfungen beeinflusst werden (siehe Abbildung 4). Auf der rechten Seite der Becken wurden normale Verwerfungen erkannt, die „Halbgraben“-Strukturen bilden (Abbildung 4). Bei etwa 5 s wurden Reflexionen mit hoher Amplitude erkannt, die mit dem kontinentalen Grundgebirge in Verbindung stehen.
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SO161-35 seismisches Profil. Poststack-zeitmigrierte (a) und poststack-zeitmigrierte (b) Schnitte mit überlagerndem Linienzeichnungsschnitt.
4.4. SO161-40
SO161-40 poststack time-migrated section (Abbildung 5), südlich der Insel Chiloe (43,5°S) gelegen, ist durch ein regelmäßiges ozeanisches Grundgebirge gekennzeichnet. Die Grabensedimente sind von Überschiebungen und normalen Verwerfungen betroffen.
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SO161-40 seismisches Profil. Poststack-zeitmigrierte (a) und poststack-zeitmigrierte (b) Schnitte mit überlagerndem Linienzeichnungsschnitt.
Am Fuß des unteren Hangs bildet eine Überschiebungsstruktur eine Antiklinalrampe. In der Tiefe wirken sich chaotische Reflexionen und inaktive Verwerfungen auf die Sedimentabfolge aus; hier sind der unterplattierte Boden und die ozeanischen Grundgebirgsschichten weniger deutlich, aber einige Reflexionen mit hoher Amplitude sind bei 6 s bzw. 7 s zu erkennen (Abbildung 5). Von CDPs 7800 bis 10000 sind Narben zu erkennen, die mit normalen Verwerfungen in Verbindung gebracht werden können. In der Tiefe, von CDPs 8000 bis 9000, wurde eine starke und kontinuierliche BSR erkannt. Man beachte, dass die BSR hangaufwärts durch aktive Störungen unterbrochen wird, die eine mögliche Blumenstruktur bilden (Abbildung 5). Bei etwa 3 s wurden Reflexionen mit hoher Amplitude, die von Verwerfungen beeinflusst wurden, mit dem kontinentalen Grundgebirge in Verbindung gebracht. Bergauf von den CDPs 9000 bis 10000 wurde ein morphologischer Höhepunkt und ein submariner Kanal (3 km Breite) erkannt, der durch normale Verwerfungen kontrolliert wird (Abbildung 5).
5. Diskussionen und Schlußfolgerungen
Es können zwei Hauptakkretionsprozesse entlang des chilenischen Randes erkannt werden: der erste ist mit frontaler Akkretion und der zweite mit basaler Akkretion verbunden. Beide Prozesse, frontale und basale Akkretion, wurden in allen seismischen Abschnitten erkannt. Insbesondere Gebiete, die durch ein regelmäßiges ozeanisches Grundgebirge, morphologische Erhebungen und eine Überschiebung des Kontinentalhangs gekennzeichnet sind (RC2901-728, SO161-40 und RC2901-734; Abbildung 6), können mit frontaler Akkretion in Verbindung gebracht werden, während Gebiete, die durch ein unregelmäßiges ozeanisches Grundgebirge, das Fehlen morphologischer Erhebungen und breitere und steile Kontinentalhänge gekennzeichnet sind, mit basaler Akkretion in Verbindung gebracht werden können. Darüber hinaus lassen sich Zusammenhänge zwischen der Mächtigkeit des unterlagernden Sedimentbettes und der Morphologie des unteren Abhangs beschreiben. So trägt ein dickeres unterlagertes Sedimentbett zur Bildung von steileren Hängen bei, während ein dünneres unterlagertes Sedimentbett zur Bildung von raueren Hängen beiträgt. In den Abschnitten RC2901-728 und SO161-40 stimmt ein dünnes unterlagertes Sedimentbett (0,5 s) mit einer raueren Böschung überein, während in den Abschnitten SO161-44 und SO161-35 (Abbildung 6(b)) ein dickeres unterlagertes Sedimentbett (1,2 s) auf eine steilere und glattere Böschung hinweist. Auf diese Weise kann eine größere Menge an unterplattierten Sedimenten für die Bildung von Duplexen unterhalb des Akkretionsprismas verantwortlich sein, die sich auf die akkretierten Sedimente auswirken und das interne Prisma anheben, wie in den Schnitten SO161-44, SO161-35 und SO161-29 zu sehen ist. Es hat den Anschein, dass das abgetragene Material während der Hebung die Bewegung entlang der Überschiebungen aufnimmt und subhorizontale Überschiebungen erzeugt. Seitliches und vertikales Wachstum von Akkretionsprismen in Verbindung mit basaler Akkretion wurde von mehreren Autoren an verschiedenen Kontinentalrändern beschrieben (z. B. 8, 22, 23, 24 und 25). Im Gegensatz dazu weist das Akkretionsprisma in Gebieten, in denen ein dünneres unterlagertes Sedimentbett erkannt wird, Überschiebungen mit großem Versatz auf, die mit einer episodischen frontalen Akkretion in Verbindung stehen. In diesem Fall spielt das unterplattierte Material eine untergeordnete Rolle. Auf diese Weise wird die Entwicklung für diese Prismen ähnlich wie die Prismen in den vorherigen analysierten Abschnitten gezeigt.
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(a) Links: RC2901-728 Linienzeichnungsprofil. Rechts: Frontales Akkretionsdiagramm. (b) Links: SO161-44, SO161-35, und SO161-29 Linienprofil. Rechts: Basales Akkretionsdiagramm. (c) Links: Profile der Linienzeichnungen SO161-40 und RC2901-734. Rechts: Frontales Akkretionsdiagramm.
BSRs, die auf seismischen Schnitten beobachtet werden, gelten häufig als Indikatoren für das Vorhandensein von freiem Gas und grenzen die Basis der Gashydrat-Stabilitätszone ab. Südlich des Juan-Fernandez-Rückens wurde die BSR auf dem internen Prisma in allen Abschnitten erkannt. Im nördlichsten Teil (RC2901-728, SO161-40) und im südlichsten Teil (SO161-40 und RC2901-734) ist die BSR stark und kontinuierlich (Abbildungen 6(a) und 6(b)), während im zentralen Teil (SO161-44, SO161-35 und SO161-29) eine schwache und diskontinuierliche BSR erkannt wurde (Abbildung 6(b)). Es lassen sich also Beziehungen zwischen den BSR-Merkmalen und den Akkretionsprozessen beobachten; insbesondere ist die BSR bei frontalen Akkretionsprozessen stark und kontinuierlich, während sie bei basalen Akkretionsprozessen schwach und unstetig ist. Während der frontalen Akkretion scheinen sich tektonische Bewegungen auf das frontale Prisma auszuwirken, nicht aber auf das interne Prisma, was die Bedingungen für die Flüssigkeitsakkumulation und folglich die Bildung starker und kontinuierlicher BSR begünstigt (siehe Abbildungen 6(a) und 6(c) rechts). Die Hebung durch basale Akkretion führt zu tektonischen Dehnungsbewegungen am inneren Prisma, die das Entweichen von Flüssigkeit (siehe rechts in Abbildung 6(b)) und folglich die Änderung der Temperatur begünstigen können. Daher ist die Tiefe der Gashydrat-Stabilitätszone entlang der seismischen Linie stark variabel, und infolgedessen verschwindet der BSR oder wird schwächer. Darüber hinaus steht ein geringerer geothermischer Gradient (30°C/km) im nördlichen Sektor (Abschnitt SO161-44) im Einklang mit einer älteren ozeanischen Kruste (35 Ma), wo eine geringere Fluidzirkulation zu erwarten ist. Im südlichen Sektor (Abschnitt RC2901-734) hingegen steht ein höherer und variabler geothermischer Gradient (50-95°C/km) im Einklang mit einer jüngeren ozeanischen Kruste (15 Ma), wo eine verstärkte Fluidzirkulation zu erwarten ist. Es ist zu beachten, dass die BSR-Merkmale durch mehrere Faktoren erklärt werden können. So ist es möglich, eine schwache und diskontinuierliche BSR hauptsächlich mit einer reduzierten Zirkulation und einer aktiven Tektonik in Verbindung zu bringen. Im nördlichsten Teil (Itata offshore) steht eine starke und kontinuierliche BSR jedoch im Widerspruch zu einer älteren ozeanischen Kruste. Auch wenn eine geringere Zirkulation durch ozeanische Kruste zu erwarten ist, können stabile tektonische Bedingungen und biogene Methanquellen eine starke und kontinuierliche BSR in diesem Gebiet erklären. Tatsächlich lässt sich in Itata vor der Küste anhand der bathymetrischen Daten ein glatterer Kontinentalhang erkennen, der mit einem stabilen tektonischen Regime in Verbindung gebracht werden kann, während im Süden (Arauco und Valdivia vor der Küste) ein unregelmäßiger Kontinentalhang, der durch submarine Canyons, erosive Gebiete und strukturelle Lineamente gekennzeichnet ist, mit einem instabilen tektonischen Regime in Verbindung gebracht werden kann.