Dankie dat u Nature.com besoek het. Die blaaierweergawe wat u gebruik, het beperkte ondersteuning vir CSS. Vir die beste ervaring beveel ons aan dat u 'n opgedateerde blaaier gebruik (of versoenbaarheidsmodus in Internet Explorer afskakel). Intussen, om voortgesette ondersteuning te verseker, sal ons die webwerf sonder style en JavaScript vertoon.
Ons rapporteer bewyse van aktiewe seebodem-opheffing en gasvrystellings etlike kilometers van die hawe van Napels (Italië) af. Pokmerke, hope en kraters is kenmerke van die seebodem. Hierdie formasies verteenwoordig die bopunte van vlak korsstrukture, insluitend pagodes, verskuiwings en voue wat die seebodem vandag beïnvloed. Hulle het die styging, druk en vrystelling van helium en koolstofdioksied in dekarboniseringsreaksies van mantelsmeltings en korsgesteentes aangeteken. Hierdie gasse is waarskynlik soortgelyk aan dié wat die hidrotermiese stelsels van Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius voed, wat dui op 'n mantelbron gemeng met korsvloeistowwe onder die Golf van Napels. Onderwateruitbreiding en breuk wat veroorsaak word deur die gasheffing en drukproses vereis 'n oordruk van 2-3 MPa. Seebodem-opheffings, verskuiwings en gasvrystellings is manifestasies van nie-vulkaniese omwentelinge wat seebodemuitbarstings en/of hidrotermiese ontploffings kan aankondig.
Diepsee-hidrotermiese (warmwater en gas) ontladings is 'n algemene kenmerk van middel-oseaanrûe en konvergente plaatgrense (insluitend ondergedompelde dele van eilandboë), terwyl koue ontladings van gashidrate (chlatrate) dikwels kenmerkend is van kontinentale rakke en passiewe rande1, 2,3,4,5. Die voorkoms van seebodem-hidrotermiese ontladings in kusgebiede impliseer hittebronne (magma-reservoirs) binne die kontinentale kors en/of mantel. Hierdie ontladings kan die opstyging van magma deur die boonste lae van die aardkors voorafgaan en kulmineer in die uitbarsting en inplasing van vulkaniese seebergte6. Daarom is die identifisering van (a) morfologieë wat verband hou met aktiewe seebodemvervorming en (b) gasvrystellings naby bevolkte kusgebiede soos die vulkaniese streek van Napels in Italië (~1 miljoen inwoners) van kritieke belang vir die beoordeling van moontlike vulkane. Vlak uitbarsting. Verder, terwyl morfologiese kenmerke wat verband hou met diepsee-hidrotermiese of hidraatgasvrystellings relatief bekend is as gevolg van hul geologiese en biologiese eienskappe, is die uitsonderings morfologiese kenmerke wat verband hou met vlakker waters, behalwe dié wat voorkom in Meer 12, is daar relatief min rekords. Hier bied ons nuwe batimetriese, seismiese, waterkolom- en geochemiese data aan vir 'n onderwater-, morfologies en struktureel komplekse streek wat geraak word deur gasvrystellings in die Golf van Napels (Suid-Italië), ongeveer 5 km vanaf die hawe van Napels. Hierdie data is versamel tydens die SAFE_2014 (Augustus 2014) vaart aan boord van die R/V Urania. Ons beskryf en interpreteer die seebodem- en ondergrondse strukture waar gasvrystellings voorkom, ondersoek die bronne van ventilasievloeistowwe, identifiseer en karakteriseer die meganismes wat gasstyging en gepaardgaande vervorming reguleer, en bespreek vulkanologiese impakte.
Die Golf van Napels vorm die Plio-Kwaternêre westelike rand, die NW-SO verlengde Campania tektoniese depressie13,14,15.OOS van Ischia (ongeveer 150-1302 n.C.), Campi Flegre krater (ongeveer 300-1538) en Soma-Vesuvius (van <360-1944). Die rangskikking beperk die baai tot die noorde n.C.)15, terwyl die suide aan die Sorrento-skiereiland grens (Fig. 1a). Die Golf van Napels word beïnvloed deur die heersende NO-SW en sekondêre NW-SO beduidende verskuiwings (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesuvius word gekenmerk deur hidrotermiese manifestasies, grondvervorming en vlak seismisiteit16,17,18 (bv. die turbulente gebeurtenis by Campi Flegrei in 1982-1984, met 'n opheffing van 1.8 m en duisende aardbewings).Onlangse studies19,20 dui daarop dat daar moontlik 'n Skakel tussen die dinamika van Soma-Vesuvius en dié van Campi Flegre, moontlik geassosieer met 'diep' enkelmagma-reservoirs. Vulkaniese aktiwiteit en seevlak-ossillasies in die laaste 36 ka van Campi Flegrei en 18 ka van Somma Vesuvius het die sedimentêre stelsel van die Golf van Napels beheer. Die lae seevlak by die laaste gletsermaksimum (18 ka) het gelei tot die regressie van die aflandige-vlak sedimentêre stelsel, wat vervolgens gevul is deur transgressiewe gebeurtenisse gedurende die Laat Pleistoseen-Holoseen. Onderwatergasvrystellings is waargeneem rondom die eiland Ischia en langs die kus van Campi Flegre en naby die berg Soma-Vesuvius (Fig. 1b).
(a) Morfologiese en strukturele rangskikkings van die kontinentale plat en die Golf van Napels 15, 23, 24, 48. Punte is belangrike ondersese uitbarstingsentrums; rooi lyne verteenwoordig belangrike verskuiwings. (b) Batimetrie van die Baai van Napels met opgespoorde vloeistofopeninge (punte) en spore van seismiese lyne (swart lyne). Die geel lyne is die trajekte van seismiese lyne L1 en L2 wat in Figuur 6 gerapporteer word. Die grense van die Banco della Montagna (BdM) koepelagtige strukture word gemerk met blou stippellyne in (a, b). Die geel vierkante dui die liggings van die akoestiese waterkolomprofiele aan, en die CTD-EMBlank, CTD-EM50 en ROV-rame word in Fig. 5 gerapporteer. Die geel sirkel dui die ligging van die monsternemingsgasontlading aan, en die samestelling daarvan word in Tabel S1 getoon. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) gebruik grafika wat deur Surfer® 13 gegenereer is.
Gebaseer op data wat verkry is tydens die SAFE_2014 (Augustus 2014) cruise (sien Metodes), is 'n nuwe Digitale Terreinmodel (DTM) van die Golf van Napels met 'n resolusie van 1 m gekonstrueer. DTM toon dat die seebodem suid van die hawe van Napels gekenmerk word deur 'n liggies hellende suidwaartse (helling ≤3°) oppervlak wat onderbreek word deur 'n koepelagtige struktuur van 5.0 × 5.3 km, plaaslik bekend as Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b).BdM ontwikkel op 'n diepte van ongeveer 100 tot 170 meter, 15 tot 20 meter bo die omliggende seebodem. Die BdM-koepel het 'n heuwelagtige morfologie vertoon as gevolg van 280 subsirkelvormige tot ovaalvormige heuwels (Fig. 2a), 665 keëls en 30 putte (Fig. 3 en 4).Die heuwel het 'n maksimum hoogte en omtrek van onderskeidelik 22 m en 1 800 m. Die sirkelvormigheid [C = 4π(area/omtrek2)] van die heuwels het afgeneem met toenemende omtrek (Fig. 2b).Aksiale verhoudings vir heuwels het gewissel tussen 1 en 6,5, met heuwels met 'n aksiale verhouding >2 wat 'n voorkeur N45°O + 15°-inslag en 'n meer verspreide sekondêre, meer verspreide N105°O tot N145°O-inslag toon (Fig. 2c). Enkele of gerigte keëls bestaan ​​op die BdM-vlak en bo-op die heuwel (Fig. 3a, b). Die koniese rangskikkings volg die rangskikking van die heuwels waarop hulle geleë is. Pokmerke word algemeen op die plat seebodem geleë (Fig. 3c) en soms op heuwels. Die ruimtelike digthede van keëls en pokmerke toon dat die oorheersende NO-SW-belyning die noordoostelike en suidwestelike grense van die BdM-koepel afbaken (Fig. 4a, b); die minder uitgebreide NW-SO-roete is in die sentrale BdM-streek geleë.
(a) Digitale terreinmodel (1 m selgrootte) van die koepel van Banco della Montagna (BdM). (b) Omtrek en rondheid van BdM-heuwels. (c) Aksiale verhouding en hoek (oriëntasie) van die hoofas van die beste-passende ellips wat die heuwel omring. Die standaardfout van die Digitale Terreinmodel is 0.004 m; die standaardfoute van omtrek en rondheid is onderskeidelik 4.83 m en 0.01, en die standaardfoute van aksiale verhouding en hoek is onderskeidelik 0.04 en 3.34°.
Besonderhede van geïdentifiseerde keëls, kraters, hope en putte in die BdM-streek onttrek uit die DTM in Figuur 2.
(a) Belyningskegels op 'n plat seebodem; (b) kegels en kraters op NW-SO slanke hope; (c) pokmerke op 'n liggies gedoopte oppervlak.
(a) Ruimtelike verspreiding van opgespoorde kraters, putte en aktiewe gasontladings. (b) Ruimtelike digtheid van kraters en putte gerapporteer in (a) (aantal/0.2 km2).
Ons het 37 gasvormige uitlatings in die BdM-streek geïdentifiseer uit ROV-waterkolom-eggo-dakbeelde en direkte waarnemings van die seebodem wat tydens die SAFE_2014-vaart in Augustus 2014 verkry is (Figure 4 en 5). Die akoestiese afwykings van hierdie uitlatings toon vertikaal verlengde vorms wat van die seebodem af opstyg, vertikaal tussen 12 en ongeveer 70 m (Fig. 5a). Op sommige plekke het akoestiese afwykings 'n byna deurlopende "trein" gevorm. Die waargenome borrelpluime wissel wyd: van deurlopende, digte borrelvloei tot kortstondige verskynsels (Aanvullende Film 1). ROV-inspeksie maak voorsiening vir visuele verifikasie van die voorkoms van seebodemvloeistofopeninge en beklemtoon klein pokkies op die seebodem, soms omring deur rooi tot oranje sedimente (Fig. 5b). In sommige gevalle heraktiveer ROV-kanale uitlatings. Die openingmorfologie toon 'n sirkelvormige opening bo-aan sonder 'n opvlam in die waterkolom. Die pH in die waterkolom net bokant die ontladingspunt het 'n beduidende daling getoon, wat plaaslik meer suur toestande aandui (Fig. 5c,d). In die besonder, die pH bokant die BdM-gasontlading by Op 'n diepte van 75 m het die diepte afgeneem van 8.4 (op 70 m diepte) tot 7.8 (op 75 m diepte) (Fig. 5c), terwyl ander plekke in die Golf van Napels pH-waardes tussen 0 en 160 m in die diepte-interval tussen 8.3 en 8.5 gehad het (Fig. 5d). Beduidende veranderinge in seewatertemperatuur en soutgehalte het ontbreek by twee plekke binne en buite die BdM-gebied van die Golf van Napels. Op 'n diepte van 70 m is die temperatuur 15 °C en die soutgehalte is ongeveer 38 PSU (Fig. 5c,d). Metings van pH, temperatuur en soutgehalte het aangedui: a) die deelname van suur vloeistowwe wat verband hou met die BdM-ontgassingsproses en b) die afwesigheid of baie stadige afvoer van termiese vloeistowwe en pekelwater.
(a) Verkrygingsvenster van die akoestiese waterkolomprofiel (egometer Simrad EK60). Vertikale groen band wat ooreenstem met die gasvlam wat waargeneem is op die EM50-vloeistofontlading (ongeveer 75 m onder seespieël) geleë in die BdM-streek; die bodem- en seebodem-multipleksseine word ook getoon (b) versamel met 'n afstandbeheerde voertuig in die BdM-streek. Die enkele foto toon 'n klein krater (swart sirkel) omring deur rooi tot oranje sediment. (c, d) Multiparameter-sonde CTD-data verwerk met behulp van SBED-Win32-sagteware (Seasave, weergawe 7.23.2). Patrone van geselekteerde parameters (soutgehalte, temperatuur, pH en suurstof) van die waterkolom bo die vloeistofontlading EM50 (paneel c) en buite die Bdm-ontladingsareapaneel (d).
Ons het drie gasmonsters uit die studiegebied tussen 22 en 28 Augustus 2014 versamel. Hierdie monsters het soortgelyke samestellings getoon, oorheers deur CO2 (934-945 mmol/mol), gevolg deur relevante konsentrasies van N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) en H2S (0.10 mmol/mol) -0.44 mmol/mol), terwyl H2 en He minder volop was (<0.052 en <0.016 mmol/mol, onderskeidelik) (Fig. 1b; Tabel S1, Aanvullende Film 2). Relatief hoë konsentrasies van O2 en Ar is ook gemeet (tot 3.2 en 0.18 mmol/mol, onderskeidelik). Die som van die ligte koolwaterstowwe wissel van 0.24 tot 0.30 mmol/mol en bestaan ​​uit C2-C4 alkane, aromatiese stowwe (hoofsaaklik benseen), propeen en swaelbevattende verbindings (tiofeen). Die 40Ar/36Ar-waarde stem ooreen met lug. (295.5), alhoewel monster EM35 (BdM-koepel) 'n waarde van 304 het, wat 'n effense oormaat van 40Ar toon. Die δ15N-verhouding was hoër as vir lug (tot +1.98% teenoor lug), terwyl die δ13C-CO2-waardes gewissel het van -0.93 tot 0.44% teenoor V-PDB. R/Ra-waardes (na korreksie vir lugbesoedeling met behulp van die 4He/20Ne-verhouding) was tussen 1.66 en 1.94, wat die teenwoordigheid van 'n groot fraksie mantel He aandui. Deur die heliumisotoop met CO2 en sy stabiele isotoop 22 te kombineer, kan die bron van die emissies in BdM verder verduidelik word. In die CO2-kaart vir CO2/3He teenoor δ13C (Fig. 6) word die BdM-gassamestelling vergelyk met dié van die Ischia-, Campi Flegrei- en Somma-Vesuvius-fumarole. Figuur 6 rapporteer ook teoretiese menglyne tussen drie verskillende koolstofbronne wat moontlik betrokke is by BdM-gasproduksie: opgeloste mantel-afgeleide smeltstowwe, organies-ryke sedimente en karbonate. Die BdM-monsters val op die menglyn wat deur die drie Campania-vulkane uitgebeeld word, dit wil sê vermenging tussen mantelgasse (wat aanvaar word om effens verryk te wees met koolstofdioksied relatief tot klassieke MORB's vir die doel van die passing van die data) en reaksies wat veroorsaak word deur korsdekarbonisering. Die gevolglike gasgesteente.
Hibriede lyne tussen mantelsamestelling en eindlede van kalksteen en organiese sedimente word vir vergelyking gerapporteer. Bokse verteenwoordig die fumaroolgebiede van Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesvius 59, 60, 61. Die BdM-monster is in die gemengde tendens van die Campania-vulkaan. Die eindlidgas van die gemengde lyn is van mantelbron, wat die gas is wat geproduseer word deur die dekarburisasiereaksie van karbonaatminerale.
Seismiese seksies L1 en L2 (Fig. 1b en 7) toon die oorgang tussen BdM en die distale stratigrafiese rye van die Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) en Campi Flegrei (L2, Fig. 7b) vulkaniese streke. BdM word gekenmerk deur die teenwoordigheid van twee hoof seismiese formasies (MS en PS in Fig. 7). Die boonste een (MS) toon subparallelle reflektors van hoë tot matige amplitude en laterale kontinuïteit (Fig. 7b,c). Hierdie laag sluit mariene sedimente in wat deur die Laaste Glaciale Maksimum (LGM) stelsel gesleep word en bestaan ​​uit sand en klei23. Die onderliggende PS-laag (Fig. 7b-d) word gekenmerk deur 'n chaotiese tot deursigtige fase in die vorm van kolomme of uurglase. Die bokant van die PS-sedimente het seebodemhope gevorm (Fig. 7d). Hierdie diapir-agtige geometrieë demonstreer die indringing van PS deursigtige materiaal in die boonste MS-afsettings. Opheffing is verantwoordelik vir die vorming van plooie en verskuiwings wat ... beïnvloed. die MS-laag en oorliggende hedendaagse sedimente van die BdM-seebodem (Fig. 7b–d). Die MS-stratigrafiese interval is duidelik gedelamineer in die ENO-gedeelte van die L1-seksie, terwyl dit witter word na BdM toe as gevolg van die teenwoordigheid van 'n gasversadigde laag (GSL) wat deur sommige interne vlakke van die MS-volgorde bedek word (Fig. 7a). Swaartekragkerne wat bo-aan die BdM versamel is, wat ooreenstem met die deursigtige seismiese laag, dui daarop dat die boonste 40 cm uit sand bestaan ​​wat onlangs tot die hede neergelê is; )24,25 en puimsteenfragmente van die plofbare uitbarsting van Campi Flegrei van "Napels Geel Tuff" (14.8 ka)26. Die deursigtige fase van die PS-laag kan nie alleen deur chaotiese mengprosesse verklaar word nie, omdat die chaotiese lae wat verband hou met grondverskuiwings, moddervloei en piroklastiese vloei wat buite die BdM in die Golf van Napels gevind word, akoesties ondeursigtig is21,23,24. Ons kom tot die gevolgtrekking dat die waargenome BdM PS seismiese fasies sowel as die voorkoms van die ondersese dagsoom PS-laag (Fig. 7d) die opheffing van natuurlike gas weerspieël.
(a) Enkelbaan seismiese profiel L1 (navigasiespoor in Fig. 1b) wat 'n kolomvormige (pagode) ruimtelike rangskikking toon. Die pagode bestaan ​​uit chaotiese afsettings van puimsteen en sand. Die gasversadigde laag wat onder die pagode bestaan, verwyder die kontinuïteit van die dieper formasies. (b) Enkelkanaal seismiese profiel L2 (navigasiespoor in Fig. 1b), wat die insnyding en vervorming van seebodemhope, mariene (MS) en puimsteensandafsettings (PS) uitlig. (c) Die vervormingsbesonderhede in MS en PS word in (c, d) gerapporteer. As 'n snelheid van 1580 m/s in die boonste sediment aanvaar word, verteenwoordig 100 ms ongeveer 80 m op die vertikale skaal.
Die morfologiese en strukturele eienskappe van BdM is soortgelyk aan ander ondersese hidrotermiese en gashidraatvelde wêreldwyd2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 en word dikwels geassosieer met opheffings (kwelwe en hope) en gasontlading (keëls, putte). BdM-gerigte keëls en putte en verlengde hope dui op struktureel beheerde deurlaatbaarheid (Figure 2 en 3). Die ruimtelike rangskikking van hope, putte en aktiewe openinge dui daarop dat hul verspreiding gedeeltelik beheer word deur die NW-SO en NO-SW impakfrakture (Fig. 4b). Dit is die voorkeur-strepe van foutstelsels wat die Campi Flegrei en Somma-Vesuvius vulkaniese gebiede en die Golf van Napels beïnvloed. In die besonder beheer die struktuur van eersgenoemde die ligging van die hidrotermiese ontlading van die Campi Flegrei-krater35. Ons kom dus tot die gevolgtrekking dat foute en frakture in die Golf van Napels die voorkeurroete vir gasmigrasie na die oppervlak verteenwoordig, 'n kenmerk wat gedeel word deur ander struktureel beheerde hidrotermiese. stelsels36,37. Dit is opmerklik dat BdM-keëls en -putte nie altyd met hope geassosieer is nie (Fig. 3a,c). Dit dui daarop dat hierdie hope nie noodwendig voorlopers van putvorming verteenwoordig nie, soos ander outeurs vir gashidraatsones32,33 voorgestel het. Ons gevolgtrekkings ondersteun die hipotese dat ontwrigting van koepelvormige seebodemsedimente nie altyd tot die vorming van putte lei nie.
Die drie versamelde gasuitlatings toon chemiese kenmerke tipies van hidrotermiese vloeistowwe, naamlik hoofsaaklik CO2 met beduidende konsentrasies van reduseergasse (H2S, CH4 en H2) en ligte koolwaterstowwe (veral benseen en propileen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1). Die teenwoordigheid van atmosferiese gasse (soos O2), wat nie na verwagting in ondersese uitlatings teenwoordig sal wees nie, kan wees as gevolg van kontaminasie van lug wat in seewater opgelos is en in kontak kom met gasse wat in plastiekbokse gestoor word wat vir monsterneming gebruik word, aangesien ROV's van die seebodem na die see onttrek word om te revolveer. Omgekeerd dui positiewe δ15N-waardes en 'n hoë N2/Ar (tot 480) aansienlik hoër as ASW (lugversadigde water) daarop dat die meeste van die N2 uit ekstra-atmosferiese bronne geproduseer word, in ooreenstemming met die oorheersende hidrotermiese oorsprong van hierdie gasse. Die hidrotermies-vulkaniese oorsprong van die BdM-gas word bevestig deur die CO2- en He-inhoud en hul isotopiese vloeistowwe. handtekeninge. Koolstofisotope (δ13C-CO2 van -0.93% tot +0.4%) en CO2/3He-waardes (van 1.7 × 1010 tot 4.1 × 1010) dui daarop dat die BdM-monsters behoort aan 'n gemengde tendens van fumarole rondom die Golf van Napels se mantel-eindlede en dekarbonisering. Die verband tussen die gasse wat deur die reaksie geproduseer word (Figuur 6). Meer spesifiek, die BdM-gasmonsters is langs die mengtendens geleë op ongeveer dieselfde plek as die vloeistowwe van die aangrensende Campi Flegrei- en Somma-Veusivus-vulkane. Hulle is meer korsagtig as die Ischia-fumarole, wat nader aan die einde van die mantel is. Somma-Vesuvius en Campi Flegrei het hoër 3He/4He-waardes (R/Ra tussen 2.6 en 2.9) as BdM (R/Ra tussen 1.66 en 1.96; Tabel S1). Dit dui daarop dat die byvoeging en ophoping van radiogeniese Hy het ontstaan ​​uit dieselfde magmabron wat die Somma-Vesuvius en Campi Flegrei vulkane gevoed het. Die afwesigheid van waarneembare organiese koolstoffraksies in BdM-emissies dui daarop dat organiese sedimente nie betrokke is by die BdM-ontgassingsproses nie.
Gebaseer op die data wat hierbo gerapporteer is en resultate van eksperimentele modelle van koepelagtige strukture wat verband hou met ondersese gasryke streke, kan diep gasdruk verantwoordelik wees vir die vorming van kilometer-skaal BdM-koepels. Om die oordruk Pdef wat na die BdM-kluis lei, te skat, het ons 'n dunplaatmeganikamodel33,34 toegepas, met die aanname dat die BdM-kluis uit die versamelde morfologiese en seismiese data 'n subsirkelvormige plaat met 'n radius a groter as 'n vervormde sagte viskose afsetting is. Die vertikale maksimum verplasing w en dikte h van die (Aanvullende Fig. S1).Pdef is die verskil tussen totale druk en rotsstatiese druk plus waterkolomdruk.By BdM is die radius ongeveer 2 500 m, w is 20 m, en die h-maksimum wat uit die seismiese profiel beraam word, is ongeveer 100 m.Ons bereken Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 uit die verhouding, waar D die buigstyfheid is; D word gegee deur (E h3)/[12(1 – ν2)], waar E die Young se modulus van die afsetting is, ν die Poisson se verhouding (~0.5)33. Aangesien die meganiese eienskappe van BdM-sedimente nie gemeet kan word nie, stel ons E = 140 kPa, wat 'n redelike waarde is vir kus-sandagtige sedimente 47 soortgelyk aan BdM14,24. Ons neem nie die hoër E-waardes wat in die literatuur vir slikagtige klei-afsettings gerapporteer word nie (300 < E < 350 000 kPa)33,34 omdat BDM-afsettings hoofsaaklik uit sand bestaan, nie slik of slikagtige klei24 nie. Ons verkry Pdef = 0.3 Pa, wat ooreenstem met ramings van seebodem-opheffingsprosesse in gashidraatbekken-omgewings, waar Pdef wissel van 10-2 tot 103 Pa, met laer waardes wat lae w/a en/of wat verteenwoordig. In BdM word styfheidsvermindering as gevolg van plaaslike gasversadiging van die sediment verminder. en/of die voorkoms van voorafbestaande frakture kan ook bydra tot mislukking en gevolglike gasvrystelling, wat die vorming van die waargenome ventilasiestrukture moontlik maak. Die versamelde gereflekteerde seismiese profiele (Fig. 7) het aangedui dat PS-sedimente uit die GSL opgelig is, wat die oorliggende MS-mariene sedimente opgestoot het, wat gelei het tot hope, voue, verskuiwings en sedimentêre snye (Fig. 7b,c). Dit dui daarop dat die 14.8 tot 12 ka oue puimsteen deur 'n opwaartse gasvervoerproses in die jonger MS-laag ingedring het. Die morfologiese kenmerke van die BdM-struktuur kan gesien word as die gevolg van die oordruk wat geskep word deur die vloeistofontlading wat deur die GSL geproduseer word. Aangesien aktiewe ontlading vanaf die seebodem tot meer as 170 m bsl48 gesien kan word, neem ons aan dat die vloeistofoordruk binne die GSL 1 700 kPa oorskry. Opwaartse migrasie van gasse in die sedimente het ook die effek gehad om materiaal in die MS te skrop, wat die teenwoordigheid van chaotiese sedimente in swaartekragkerne wat op ... gemonster is, verklaar. BdM25. Verder skep die oordruk van die GSL 'n komplekse breukstelsel (veelhoekige verskuiwing in Fig. 7b). Gesamentlik is hierdie morfologie, struktuur en stratigrafiese nedersetting, waarna verwys word as "pagodes"49,50, oorspronklik toegeskryf aan sekondêre effekte van ou gletserformasies, en word tans geïnterpreteer as die effekte van stygende gas31,33 of evaporiete50. Aan die kontinentale rand van Campania is verdampingssedimente skaars, ten minste binne die boonste 3 km van die kors. Daarom word die groeimeganisme van BdM-pagodes waarskynlik beheer deur gasstyging in die sedimente. Hierdie gevolgtrekking word ondersteun deur die deursigtige seismiese fasies van die pagode (Fig. 7), sowel as swaartekragkerndata soos voorheen gerapporteer24, waar hedendaagse sand uitbars met 'Pomici Principali'25 en 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Verder het PS-afsettings die boonste MS-laag binnegedring en vervorm (Fig. 7d).Hierdie strukturele rangskikking dui daarop dat die pagode 'n opstandige struktuur verteenwoordig en nie net 'n gaspyplyn nie. Dus beheer twee hoofprosesse die vorming van die pagode: a) die digtheid van die sagte sediment neem af namate gas van onder af inkom; b) die gas-sedimentmengsel styg, wat die waargenome vouing, verskuiwing en breuk veroorsaak wat MS-afsettings veroorsaak (Figuur 7). 'n Soortgelyke vormingsmeganisme is voorgestel vir pagodes wat met gashidrate in die Suid-Scotia See (Antarktika) geassosieer word. BdM-pagodes het in groepe in heuwelagtige gebiede verskyn, en hul vertikale omvang was gemiddeld 70-100 m in tweerigting-reistyd (TWTT) (Fig. 7a). As gevolg van die teenwoordigheid van MS-golwings en met inagneming van die stratigrafie van die BdM-swaartekragkern, lei ons af dat die vormingsouderdom van die pagodestrukture minder as ongeveer 14-12 ka is. Verder is die groei van hierdie strukture steeds aktief (Fig. 7d) aangesien sommige pagodes die oorliggende hedendaagse BdM-sand binnegedring en vervorm het (Fig. 7d).
Die pagode se onvermoë om die huidige seebodem oor te steek, dui daarop dat (a) gasstyging en/of plaaslike staking van gas-sedimentvermenging, en/of (b) moontlike laterale vloei van gas-sedimentmengsel nie 'n gelokaliseerde oordrukproses toelaat nie. Volgens die diapir-teoriemodel52 toon die laterale vloei 'n negatiewe balans tussen die tempo van toevoer van die moddergasmengsel van onder af en die tempo waarteen die pagode opwaarts beweeg. Die vermindering in die toevoertempo kan verband hou met die toename in die digtheid van die mengsel as gevolg van die verdwyning van die gastoevoer. Die resultate wat hierbo opgesom is en die dryfvermoë-beheerde styging van die pagode laat ons toe om die lugkolomhoogte hg te skat. Die dryfvermoë word gegee deur ΔP = hgg (ρw – ρg), waar g swaartekrag is (9.8 m/s2) en ρw en ρg die digthede van water en gas is, onderskeidelik. ΔP is die som van die voorheen berekende Pdef en die litostatiese druk Plith van die sedimentplaat, d.w.s. ρsg h, waar ρs die sedimentdigtheid is. In hierdie geval word die waarde van hg wat benodig word vir die verlangde dryfvermoë gegee deur hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. In BdM stel ons Pdef = 0.3 Pa en h = 100 m (sien hierbo), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg is weglaatbaar omdat ρw ≫ρg. Ons kry hg = 245 m, 'n waarde wat die diepte van die bodem van die GSL verteenwoordig. ΔP is 2.4 MPa, wat die oordruk is wat benodig word om die BdM-seebodem te breek en openinge te vorm.
Die samestelling van die BdM-gas stem ooreen met mantelbronne wat verander word deur die byvoeging van vloeistowwe wat verband hou met dekarbonisasiereaksies van korsgesteentes (Fig. 6). Ruwe oos-oos-belynings van BdM-koepels en aktiewe vulkane soos Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius, tesame met die samestelling van die vrygestelde gasse, dui daarop dat gasse wat uit die mantel onder die hele vulkaniese gebied van Napels vrygestel word, gemeng is. Al hoe meer korsvloeistowwe beweeg van wes (Ischia) na oos (Somma-Vesuivus) (Fig. 1b en 6).
Ons het tot die gevolgtrekking gekom dat daar in die Baai van Napels, 'n paar kilometer van die hawe van Napels, 'n 25 km2 wye koepelagtige struktuur is wat beïnvloed word deur 'n aktiewe ontgassingsproses en veroorsaak word deur die plasing van pagodes en hope. Tans dui BdM-handtekeninge daarop dat nie-magmatiese turbulensie53 moontlik embrioniese vulkanisme voorafgaan, d.w.s. die vroeë ontlading van magma en/of termiese vloeistowwe. Moniteringsaktiwiteite moet geïmplementeer word om die evolusie van verskynsels te analiseer en geochemiese en geofisiese seine op te spoor wat dui op potensiële magmatiese steurnisse.
Akoestiese waterkolomprofiele (2D) is verkry tydens die SAFE_2014 (Augustus 2014) vaart op die R/V Urania (CNR) deur die Nasionale Navorsingsraad se Instituut vir Kus Mariene Omgewing (IAMC). Akoestiese monsterneming is uitgevoer deur 'n wetenskaplike straalverdeelende eggo-djipte Simrad EK60 wat teen 38 kHz werk. Akoestiese data is teen 'n gemiddelde spoed van ongeveer 4 km aangeteken. Die versamelde eggo-djipte beelde is gebruik om vloeistofontladings te identifiseer en hul ligging in die versamelarea (tussen 74 en 180 m bsl) akkuraat te definieer. Meet fisiese en chemiese parameters in die waterkolom met behulp van multiparameter-sondes (geleidingsvermoë, temperatuur en diepte, CTD). Data is versamel met behulp van 'n CTD 911-sonde (SeaBird, Electronics Inc.) en verwerk met behulp van SBED-Win32 sagteware (Seasave, weergawe 7.23.2). 'n Visuele inspeksie van die seebodem is uitgevoer met behulp van 'n "Pollux III" (GEItaliana) ROV-toestel (afstandbeheerde voertuig) met twee (lae- en hoëdefinisie) kameras.
Multistraal-data-verkryging is uitgevoer met behulp van 'n 100 KHz Simrad EM710 multistraal-sonarstelsel (Kongsberg). Die stelsel is gekoppel aan 'n differensiële globale posisioneringstelsel om submetriese foute in straalposisionering te verseker. Die akoestiese puls het 'n frekwensie van 100 KHz, 'n vuurpuls van 150° grade en 'n volledige opening van 400 strale. Meet en pas klanksnelheidsprofiele intyds toe tydens verkryging. Data is verwerk met behulp van PDS2000-sagteware (Reson-Thales) volgens die Internasionale Hidrografiese Organisasie-standaard (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) vir navigasie en getykorreksie. Geraasvermindering as gevolg van toevallige instrumentspykers en swak kwaliteit straaluitsluiting is uitgevoer met bandredigering- en ontspykeringsinstrumente. Deurlopende klanksnelheidsopsporing word uitgevoer deur 'n kielstasie naby die multistraal-transducer en verkry en pas elke 6-8 uur klanksnelheidsprofiele in die waterkolom toe om intydse klanksnelheid vir behoorlike straalstuur te verskaf. Die hele datastel bestaan ​​uit van ongeveer 440 km2 (0-1200 m diepte). Die data is gebruik om 'n hoë-resolusie digitale terreinmodel (DTM) te verskaf wat gekenmerk word deur 'n roosterselgrootte van 1 m. Die finale DTM (Fig. 1a) is gedoen met terreindata (>0 m bo seespieël) wat verkry is teen die roosterselgrootte van 20 m deur die Italiaanse Geo-Militêre Instituut.
'n 55-kilometer hoë-resolusie enkelkanaal seismiese dataprofiel, versamel tydens veilige oseaanvaarte in 2007 en 2014, het 'n gebied van ongeveer 113 vierkante kilometer gedek, beide op die R/V Urania. Marisk-profiele (bv. L1 seismiese profiel, Fig. 1b) is verkry deur die IKB-Seistec-boomerstelsel te gebruik. Die verkrygingseenheid bestaan ​​uit 'n 2.5 m katamaran waarin die bron en ontvanger geplaas is. Die bronhandtekening bestaan ​​uit 'n enkele positiewe piek wat gekenmerk word in die frekwensiebereik 1-10 kHz en dit moontlik maak om reflektors wat 25 cm geskei is, op te los. Veilige seismiese profiele is verkry deur 'n 1.4 Kj multi-punt Geospark seismiese bron te gebruik wat gekoppel is aan Geotrace-sagteware (Geo Marine Survey System). Die stelsel bestaan ​​uit 'n katamaran wat 'n 1-6.02 KHz bron bevat wat tot 400 millisekondes in sagte sediment onder die seebodem penetreer, met 'n teoretiese vertikale resolusie van 30 cm. Beide Safe- en Marsik-toestelle is verkry. teen 'n tempo van 0.33 skote/sek met 'n vaartuigsnelheid <3 Kn. Data is verwerk en aangebied met behulp van Geosuite Allworks sagteware met die volgende werkvloei: dilatasiekorreksie, waterkolomdemping, 2-6 KHz banddeurlaat IIR-filtering en AGC.
Die gas van die onderwaterfumarool is op die seebodem versamel met behulp van 'n plastiekboks toegerus met 'n rubberdiafragma aan die bokant, onderstebo geplaas deur die ROV oor die opening. Sodra die lugborrels wat die boks binnedring die seewater heeltemal vervang het, is die ROV terug na 'n diepte van 1 m, en die duiker dra die versamelde gas deur 'n rubberseptum oor na twee vooraf-gevakueerde 60 mL-glasflesse toegerus met Teflon-stopkrane waarin een gevul is met 20 mL 5N NaOH-oplossing (Gegenbach-tipe fles). Die hoof suurgasspesies (CO2 en H2S) word in die alkaliese oplossing opgelos, terwyl die lae oplosbaarheidsgasspesies (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 en ligte koolwaterstowwe) in die kopruimte van die monsternemingsbottel gestoor word. Anorganiese lae oplosbaarheidsgasse is geanaliseer deur gaschromatografie (GC) met behulp van 'n Shimadzu 15A toegerus met 'n 10 m lange 5A molekulêre sifkolom en 'n termiese geleidingsdetektor (TCD) 54. Argon en O2 is geanaliseer met behulp van 'n Thermo Focus. Gaschromatograaf toegerus met 'n 30 m lange kapillêre molekulêre sifkolom en TCD. Metaan en ligte koolwaterstowwe is geanaliseer met behulp van 'n Shimadzu 14A gaschromatograaf toegerus met 'n 10 m lange vlekvrye staalkolom gepak met Chromosorb PAW 80/100 maas, bedek met 23% SP 1700 en 'n vlamionisasiedetektor (FID). Die vloeibare fase is gebruik vir die analise van 1) CO2, as, getitreer met 0.5 N HCl-oplossing (Metrohm Basic Titrino) en 2) H2S, as, na oksidasie met 5 mL H2O2 (33%), deur ioonchromatografie (IC) (IC) (Wantong 761). Die analitiese fout van titrasie, GC en IC analise is minder as 5%. Na standaard ekstraksie- en suiweringsprosedures vir gasmengsels, is 13C/12C CO2 (uitgedruk as δ13C-CO2% en V-PDB) geanaliseer met behulp van 'n Finningan Delta S massa. spektrometer55,56. Die standaarde wat gebruik is om eksterne presisie te skat, was Carrara- en San Vincenzo-marmer (intern), NBS18 en NBS19 (internasionaal), terwyl analitiese fout en reproduceerbaarheid onderskeidelik ±0,05% en ±0,1% was.
δ15N (uitgedruk as % teenoor lug) waardes en 40Ar/36Ar is bepaal met behulp van 'n Agilent 6890 N gaschromatograaf (GC) gekoppel aan 'n Finnigan Delta plusXP kontinue vloei massaspektrometer. Die analisefout is: δ15N±0.1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Die He-isotoopverhouding (uitgedruk as R/Ra, waar R 3He/4He gemeet in die monster is en Ra dieselfde verhouding in die atmosfeer is: 1.39 × 10−6)57 is bepaal by die laboratorium van INGV-Palermo (Italië). 3He, 4He en 20Ne is bepaal met behulp van 'n dubbele kollektor massaspektrometer (Helix SFT-GVI)58 na skeiding van He en Ne. Analisefout ≤ 0.3%. Tipiese blanko vir He en Ne is <10-14 en <10-16 mol, onderskeidelik.
Hoe om hierdie artikel aan te haal: Passaro, S. et al. Seebodemverhoging aangedryf deur 'n ontgassingsproses onthul ontluikende vulkaniese aktiwiteit langs die kus. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Die geologie en biologie van moderne en antieke seebodem-koolwaterstofsypelings en -openinge: 'n inleiding. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Die globale voorkoms van gashidrate. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (reds.) 3–18 (Aardgashidrate: Voorkoms, verspreiding en opsporing. Amerikaanse Geofisiese Unie Geofisiese Monografie 124, 2001).
Fisher, AT Geofisiese beperkings op hidrotermiese sirkulasie. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (reds) 29–52 (Verslag van die Durham Werkswinkel, Energie en Massa-oordrag in Mariene Hidrotermiese Stelsels, Durham Universiteitspers, Berlyn (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktuur en dinamika van hidrotermiese stelsels in die middel-oseaanrif. Wetenskap 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Huidige sienings oor gashidraatbronne.energie.en omgewing.wetenskap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Interne struktuur en uitbarstingsgeskiedenis van 'n kilometer-skaalse moddervulkaanstelsel in die Suid-Kaspiese See. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Seebodemkenmerke wat verband hou met die deursypeling van koolwaterstowwe uit diepwaterkarbonaatmodderhope in die Golf van Cadiz: van moddervloei tot karbonaatsedimente. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismiese voorstelling van kilometer-skaal vloeistofontsnappingspyplyne vir die kus van Namibië. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vloeistofvloei-eienskappe in olie- en gaspyplynstelsels: Wat vertel hulle ons oor die evolusie van die bekken? Maart Geologie. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikale evolusie van die Neogeen Kwaternêre vloeistofontladingsstruktuur in verhouding tot gasvloei in die Onder-Kongo-bekken, voor die kus van Angola. Maart Geologie. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hidrotermiese en tektoniese aktiwiteit in die noordelike Yellowstone-meer, Wyoming. geologie. Sosialistiese Party. Ja. bul. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Die Tirreense Bekken en die Apennynse Boog: Kinematiese Verwantskappe Sedert die Laat Totoniese Tydperk. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektoniese en korsstruktuur aan die kontinentale rand van Kampanië: verband met vulkaniese aktiwiteit. mineral. gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Die relatiewe rol van skeurtektoniek en magmatiese opheffingsprosesse: afleiding uit geofisiese, strukturele en geochemiese data in die vulkaniese streek van Napels (Suid-Italië). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Meganismes van onlangse vertikale korsbeweging in die Campi Flegrei-krater in Suid-Italië. geologie. Sosialistiese Party. Ja. Spesifikasie. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Korttermyn grondvervorming en seismisiteit in die geneste Campi Flegrei-krater (Italië): 'n voorbeeld van aktiewe massaherwinning in 'n digbevolkte gebied. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., en Saccorotti, G. Hidrotermiese oorsprong van volgehoue ​​langtermyn 4D-aktiwiteit in die Campi Flegrei-vulkaniese kompleks in Italië. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. en Mastrolorenzo, G. Vinnige differensiasie in drumpelagtige magmatiese reservoirs: 'n gevallestudie van die Campi Flegrei-krater. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR-tydreekse, korrelasie-analise en tydkorrelasiemodellering toon 'n moontlike koppeling van Campi Flegrei en Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturele en stratigrafiese struktuur van die eerste helfte van die Tirreense graben (Golf van Napels, Italië). Konstruktiewe Fisika 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Bronne van koolstof in vulkaniese asgas van Eilandboë. Chemiese Geologie. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafie: Reaksies op seevlakdaling en tektoniese opheffing op die buitenste kontinentale plat (Oostelike Tirreense rand, Italië). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).