Tak for dit besøg på Nature.com. Den browserversion, du bruger, har begrænset understøttelse af CSS. For at få den bedste oplevelse anbefaler vi, at du bruger en opdateret browser (eller slår kompatibilitetstilstand fra i Internet Explorer). I mellemtiden vil vi for at sikre fortsat understøttelse vise webstedet uden stilarter og JavaScript.
Vi rapporterer beviser for aktiv havbundsløftning og gasudledning flere kilometer ud for havnen i Napoli (Italien). Huler, forkastninger og kratere er kendetegnende for havbunden. Disse formationer repræsenterer toppen af ​​lavvandede skorpestrukturer, herunder pagoder, forkastninger og folder, der påvirker havbunden i dag. De registrerede stigningen, tryksætningen og frigivelsen af ​​helium og kuldioxid i dekarboniseringsreaktioner af kappesmeltninger og skorpebjergarter. Disse gasser ligner sandsynligvis dem, der forsyner de hydrotermiske systemer Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuv, hvilket tyder på en kappekilde blandet med skorpevæsker under Napolibugten. Undervandsudvidelse og brud forårsaget af gasløft og tryksætningsprocessen kræver et overtryk på 2-3 MPa. Havbundsløftninger, forkastninger og gasudledninger er manifestationer af ikke-vulkanske omvæltninger, der kan varsle havbundsudbrud og/eller hydrotermiske eksplosioner.
Dybhavshydrotermiske udledninger (varmt vand og gas) er et almindeligt træk ved midtoceaniske rygter og konvergente plademarginer (inklusive nedsænkede dele af øbuer), hvorimod kolde udledninger af gashydrater (chlatrer) ofte er karakteristiske for kontinentalsokler og passive marginer1, 2,3,4,5. Forekomsten af ​​hydrotermiske udledninger fra havbunden i kystområder indebærer varmekilder (magmareservoirer) i den kontinentale skorpe og/eller kappen. Disse udledninger kan gå forud for magmas opstigning gennem de øverste lag af jordskorpen og kulminere i udbruddet og nedlæggelsen af ​​vulkanske undersøiske bjerge6. Derfor er identifikation af (a) morfologier forbundet med aktiv havbundsdeformation og (b) gasemissioner tæt på befolkede kystområder såsom den vulkanske region Napoli i Italien (~1 million indbyggere) afgørende for at vurdere mulige vulkaner. Lavvandede udbrud. Desuden er morfologiske træk forbundet med dybhavshydrotermiske eller hydratgasemissioner relativt velkendte på grund af deres geologiske og biologiske egenskaber, men undtagelserne er morfologiske træk forbundet med lavere vand, bortset fra dem forekommer i In Lake 12, er der relativt få registreringer. Her præsenterer vi nye batymetriske, seismiske, vandsøjle- og geokemiske data for en undersøisk, morfologisk og strukturelt kompleks region påvirket af gasemissioner i Napolibugten (Syditalien), cirka 5 km fra havnen i Napoli. Disse data blev indsamlet under SAFE_2014 (august 2014) krydstogtet ombord på R/V Urania. Vi beskriver og fortolker havbunden og underjordiske strukturer, hvor gasemissioner forekommer, undersøger kilderne til udluftningsvæsker, identificerer og karakteriserer de mekanismer, der regulerer gasstigning og tilhørende deformation, og diskuterer vulkanologiske påvirkninger.
Napolibugten danner den plio-kvartære vestlige kant, den nordvest-sydøstlige aflange Campania-tektoniske depression13,14,15.ØV for Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-krateret (ca. 300-1538) og Soma-Vesuv (fra <360-1944). Arrangementet begrænser bugten mod nord)15 e.Kr., mens syd grænser op til Sorrento-halvøen (fig. 1a). Napolibugten er påvirket af de fremherskende nordøst-sydvestlige og sekundære nordvest-sydøstlige betydelige forkastninger (fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuv er karakteriseret ved hydrotermiske manifestationer, jorddeformation og lav seismisk aktivitet16,17,18 (f.eks. den turbulente begivenhed ved Campi Flegrei i 1982-1984 med en hævning på 1,8 m og tusindvis af jordskælv). Nyere undersøgelser19,20 antyder, at der kan være en forbindelse mellem dynamikken i Soma-Vesuv og Campi Flegre, muligvis forbundet med 'dybe' enkeltstående magmareservoirer. Vulkanaktivitet og havniveau-oscillationer i de sidste 36 ka af Campi Flegrei og 18 ka af Somma Vesuv kontrollerede sedimentsystemet i Napolibugten. Det lave havniveau ved det sidste glaciale maksimum (18 ka) førte til regressionen af ​​det offshore-lavvandede sedimentsystem, som efterfølgende blev fyldt af transgressive begivenheder i sen Pleistocæn-Holocæn. Undersøiske gasemissioner er blevet observeret omkring øen Ischia og ud for Campi Flegres kyst og nær Soma-Vesuv (fig. 1b).
(a) Morfologiske og strukturelle arrangementer af kontinentalsoklen og Napolibugten 15, 23, 24, 48. Prikkerne er større undersøiske udbrudscentre; røde linjer repræsenterer større forkastninger. (b) Batymetri af Napolibugten med detekterede væskeudløb (prikker) og spor af seismiske linjer (sorte linjer). De gule linjer er banerne for de seismiske linjer L1 og L2, som er vist i figur 6. Grænserne for de kuppellignende strukturer i Banco della Montagna (BdM) er markeret med blå stiplede linjer i (a, b). De gule firkanter markerer placeringen af ​​de akustiske vandsøjleprofiler, og CTD-EMBlank-, CTD-EM50- og ROV-rammerne er vist i figur 5. Den gule cirkel markerer placeringen af ​​prøveudtagningsgasudledningen, og dens sammensætning er vist i tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) bruger grafik genereret af Surfer® 13.
Baseret på data indsamlet under SAFE_2014-togtet (august 2014) (se Metoder) er der konstrueret en ny digital terrænmodel (DTM) af Napolibugten med en opløsning på 1 m. DTM viser, at havbunden syd for Napoli Havn er karakteriseret ved en let skrånende sydvendt (hældning ≤3°) overflade afbrudt af en 5,0 × 5,3 km stor kuppellignende struktur, lokalt kendt som Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b). BdM udvikler sig i en dybde på omkring 100 til 170 meter, 15 til 20 meter over den omgivende havbund. BdM-kuplen udviste en højlignende morfologi på grund af 280 subcirkelformede til ovale høje (fig. 2a), 665 kegler og 30 gruber (fig. 3 og 4). Højen har en maksimal højde og omkreds på henholdsvis 22 m og 1.800 m. Højenes cirkularitet [C = 4π(areal/perimeter2)] faldt med stigende perimeter (fig. 2b). Aksiale forhold for høje varierede mellem 1 og 6,5, hvor høje med et aksialt forhold >2 viste et foretrukket N45°Ø + 15° strejk og et mere spredt sekundært, mere spredt N105°Ø til N145°Ø strejk (fig. 2c). Enkeltstående eller justerede kegler findes på BdM-planet og oven på højen (fig. 3a, b). De koniske arrangementer følger arrangementet af de høje, de er placeret på. Hulspor er almindeligvis placeret på den flade havbund (fig. 3c) og lejlighedsvis på høje. De rumlige tætheder af kegler og hulspor viser, at den dominerende nordøst-sydvestlige linjeføring afgrænser de nordøstlige og sydvestlige grænser af BdM-kuplen (fig. 4a, b); den mindre udstrakte nordvest-sydøstlige rute er placeret i den centrale BdM-region.
(a) Digital terrænmodel (1 m cellestørrelse) af kuplen på Banco della Montagna (BdM). (b) Omkreds og rundhed af BdM-høje. (c) Akseforhold og vinkel (orientering) af hovedaksen for den bedst tilpassede ellipse, der omgiver højen. Standardfejlen for den digitale terrænmodel er 0,004 m; standardfejlene for omkreds og rundhed er henholdsvis 4,83 m og 0,01, og standardfejlene for akseforhold og vinkel er henholdsvis 0,04 og 3,34°.
Detaljer om identificerede kegler, kratere, høje og gruber i BdM-regionen uddraget fra DTM'en i figur 2.
(a) Linjekegler på en flad havbund; (b) kegler og kratere på slanke høje i nordvest-sydøstlig retning; (c) hulmærker på en let dyppet overflade.
(a) Rumlig fordeling af detekterede kratere, fordybninger og aktive gasudledninger. (b) Rumlig tæthed af kratere og fordybninger rapporteret i (a) (antal/0,2 km2).
Vi identificerede 37 gasformige emissioner i BdM-regionen fra ROV-vandsøjleekkolodsbilleder og direkte observationer af havbunden erhvervet under SAFE_2014-togtet i august 2014 (figur 4 og 5). De akustiske anomalier af disse emissioner viser vertikalt aflange former, der stiger op fra havbunden og strækker sig lodret mellem 12 og ca. 70 m (fig. 5a). Nogle steder dannede akustiske anomalier et næsten kontinuerligt "tog". De observerede bobleskyer varierer meget: fra kontinuerlige, tætte boblestrømme til kortvarige fænomener (Supplerende film 1). ROV-inspektion muliggør visuel verifikation af forekomsten af ​​havbundsvæskeudluftninger og fremhæver små huler på havbunden, nogle gange omgivet af røde til orange sedimenter (fig. 5b). I nogle tilfælde genaktiverer ROV-kanaler emissioner. Udluftningsmorfologien viser en cirkulær åbning øverst uden udbredelse i vandsøjlen. pH-værdien i vandsøjlen lige over udledningspunktet viste et betydeligt fald, hvilket indikerer mere sure forhold lokalt (fig. 5c, d). Især pH-værdien over BdM-gasudledningen ved 75 m dybde faldt fra 8,4 (ved 70 m dybde) til 7,8 (ved 75 m dybde) (fig. 5c), hvorimod andre steder i Napolibugten havde pH-værdier mellem 0 og 160 m i dybdeintervallet mellem 8,3 og 8,5 (fig. 5d). Signifikante ændringer i havvandstemperatur og saltholdighed manglede på to steder inden for og uden for BdM-området i Napolibugten. Ved en dybde på 70 m er temperaturen 15 °C, og saltholdigheden er omkring 38 PSU (fig. 5c,d). Målinger af pH, temperatur og saltholdighed indikerede: a) deltagelse af sure væsker forbundet med BdM-afgasningsprocessen og b) fravær eller meget langsom udledning af termiske væsker og saltlage.
(a) Optagelsesvindue for den akustiske vandsøjleprofil (ekkometer Simrad EK60). Lodret grønt bånd svarende til gasflare detekteret på EM50-væskeudledningen (ca. 75 m under havets overflade) placeret i BdM-regionen; bund- og havbundsmultiplekssignalerne vises også (b) indsamlet med et fjernstyret køretøj i BdM-regionen. Det enkelte billede viser et lille krater (sort cirkel) omgivet af rødt til orange sediment. (c, d) Multiparameter-probe CTD-data behandlet ved hjælp af SBED-Win32-software (Seasave, version 7.23.2). Mønstre af udvalgte parametre (saltholdighed, temperatur, pH og ilt) af vandsøjlen over væskeudledningen EM50 (panel c) og uden for Bdm-udledningsområdepanelet (d).
Vi indsamlede tre gasprøver fra undersøgelsesområdet mellem 22. og 28. august 2014. Disse prøver viste lignende sammensætninger, domineret af CO2 (934-945 mmol/mol), efterfulgt af relevante koncentrationer af N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) og H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mens H2 og He var mindre rigelige (<0,052 og <0,016 mmol/mol, henholdsvis) (fig. 1b; tabel S1, supplerende film 2). Relativt høje koncentrationer af O2 og Ar blev også målt (op til henholdsvis 3,2 og 0,18 mmol/mol). Summen af ​​de lette kulbrinter varierer fra 0,24 til 0,30 mmol/mol og består af C2-C4 alkaner, aromater (primært benzen), propen og svovlholdige forbindelser (thiophen). 40Ar/36Ar-værdien er i overensstemmelse med luftens (295,5), selvom prøve EM35 (BdM-domen) har en værdi på 304, hvilket viser et lille overskud af 40Ar. δ15N-forholdet var højere end for luft (op til +1,98% vs. luft), mens δ13C-CO2-værdierne varierede fra -0,93 til 0,44% vs. V-PDB. R/Ra-værdierne (efter korrigering for luftforurening ved hjælp af 4He/20Ne-forholdet) var mellem 1,66 og 1,94, hvilket indikerer tilstedeværelsen af ​​en stor andel af kappe-He. Ved at kombinere heliumisotopen med CO2 og dens stabile isotop 22 kan kilden til emissionerne i BdM yderligere afklares. I CO2-kortet for CO2/3He versus δ13C (fig. 6) sammenlignes BdM-gassammensætningen med Ischia-, Campi Flegrei- og Somma-Vesuvs fumaroler. Figur 6 viser også teoretiske blandingslinjer mellem Tre forskellige kulstofkilder, der kan være involveret i BdM-gasproduktion: opløste smeltede materialer fra kappe, sedimenter rige på organisk materiale og karbonater. BdM-prøverne falder på blandingslinjen afbildet af de tre Campania-vulkaner, dvs. blanding mellem kappegasser (som antages at være let beriget med kuldioxid i forhold til klassiske MORB'er med henblik på at tilpasse dataene) og reaktioner forårsaget af jordskorpens dekarbonisering. Den resulterende gasbjergart.
Hybride linjer mellem mantelsammensætning og endeelementer af kalksten og organiske sedimenter er rapporteret til sammenligning. Bokse repræsenterer fumaroleområderne Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM-prøven er i den blandede trend for Campania-vulkanen. Endeelementgassen i den blandede linje er af mantelkilde, hvilket er den gas, der produceres ved afkulningsreaktionen af ​​karbonatmineraler.
Seismiske sektioner L1 og L2 (fig. 1b og 7) viser overgangen mellem BdM og de distale stratigrafiske sekvenser af Somma-Vesuv (L1, fig. 7a) og Campi Flegrei (L2, fig. 7b) vulkanske regioner. BdM er karakteriseret ved tilstedeværelsen af ​​to store seismiske formationer (MS og PS i fig. 7). Den øverste (MS) viser subparallelle reflektorer med høj til moderat amplitude og lateral kontinuitet (fig. 7b,c). Dette lag omfatter marine sedimenter, der trækkes med af det sidste glaciale maksimum (LGM)-system, og består af sand og ler23. Det underliggende PS-lag (fig. 7b-d) er karakteriseret ved en kaotisk til transparent fase i form af søjler eller timeglas. Toppen af ​​PS-sedimenterne dannede havbundshøje (fig. 7d). Disse diapirlignende geometrier demonstrerer indtrængen af ​​PS-transparent materiale i de øverste MS-aflejringer. Ophævning er ansvarlig for dannelsen af ​​folder og forkastninger, der påvirker MS-laget og de overliggende, nuværende sedimenter af BdM-havbunden (fig. 7b-d). Det stratigrafiske MS-interval er tydeligt delamineret i den østøstlige del af L1-sektionen, mens det bliver hvidere mod BdM på grund af tilstedeværelsen af ​​et gasmættet lag (GSL) dækket af nogle interne niveauer af MS-sekvensen (fig. 7a). Tyngdekraftskerner indsamlet øverst på BdM svarende til det transparente seismiske lag indikerer, at de øverste 40 cm består af sand, der er aflejret for nylig i dag; )24,25 og pimpstensfragmenter fra det eksplosive udbrud af "Naples Yellow Tuff" (14,8 ka) i Campi Flegrei26. Den transparente fase af PS-laget kan ikke forklares alene ved kaotiske blandingsprocesser, fordi de kaotiske lag forbundet med jordskred, mudderstrømme og pyroklastiske strømme, der findes uden for BdM i Napolibugten, er akustisk uigennemsigtige21,23,24. Vi konkluderer, at de observerede BdM PS seismiske facies såvel som udseendet af det undersøiske PS-lag (fig. 7d) afspejler opløftningen af ​​naturgas.
(a) Enkeltsporet seismisk profil L1 (navigationsspor i figur 1b), der viser en søjleformet (pagode) rumlig arrangement. Pagoden består af kaotiske aflejringer af pimpsten og sand. Det gasmættede lag, der findes under pagoden, fjerner kontinuiteten af ​​de dybere formationer. (b) Enkeltkanals seismisk profil L2 (navigationsspor i figur 1b), der fremhæver indsnit og deformation af havbundshøje, marine (MS) og pimpstensandaflejringer (PS). (c) Deformationsdetaljerne i MS og PS er rapporteret i (c, d). Ved at antage en hastighed på 1580 m/s i det øverste sediment repræsenterer 100 ms omkring 80 m på den vertikale skala.
De morfologiske og strukturelle egenskaber ved BdM ligner andre undersøiske hydrotermiske og gashydratfelter globalt2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 og er ofte forbundet med hævninger (hvælvinger og høje) og gasudledning (kegler, gruber). BdM-justerede kegler og gruber samt aflange høje indikerer strukturelt kontrolleret permeabilitet (figur 2 og 3). Den rumlige placering af høje, gruber og aktive udluftningsåbninger antyder, at deres fordeling delvist kontrolleres af de nordvest-sydøstlige og nordøst-sydvestlige nedslagsfrakturer (fig. 4b). Disse er de foretrukne forkastningssystemer, der påvirker de vulkanske områder Campi Flegrei og Somma-Vesuv samt Napolibugten. Især strukturen af ​​førstnævnte styrer placeringen af ​​den hydrotermiske udledning fra Campi Flegrei-krateret35. Vi konkluderer derfor, at forkastninger og sprækker i Napolibugten repræsenterer den foretrukne rute for gasmigration til overfladen, et træk, der deles af andre strukturelt kontrollerede hydrotermiske områder. systemer36,37. Det er værd at bemærke, at BdM-kegler og -gruber ikke altid var forbundet med høje (fig. 3a, c). Dette tyder på, at disse høje ikke nødvendigvis repræsenterer forløbere for grubedannelse, som andre forfattere har foreslået for gashydratzoner32,33. Vores konklusioner understøtter hypotesen om, at forstyrrelse af kuppelformede havbundssedimenter ikke altid fører til dannelse af gruber.
De tre indsamlede gasformige emissioner viser kemiske signaturer, der er typiske for hydrotermiske væsker, nemlig primært CO2 med betydelige koncentrationer af reducerende gasser (H2S, CH4 og H2) og lette kulbrinter (især benzen og propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1). Tilstedeværelsen af ​​atmosfæriske gasser (såsom O2), som ikke forventes at være til stede i undersøiske emissioner, kan skyldes forurening fra luft opløst i havvand, der kommer i kontakt med gasser opbevaret i plastikbokse, der bruges til prøveudtagning, da ROV'er udvindes fra havbunden til havet for at revolvere. Omvendt tyder positive δ15N-værdier og en høj N2/Ar (op til 480), der er betydeligt højere end ASW (luftmættet vand), på, at det meste af N2 produceres fra ekstraatmosfæriske kilder, hvilket stemmer overens med den overvejende hydrotermiske oprindelse af disse gasser. Den hydrotermisk-vulkanske oprindelse af BdM-gassen bekræftes af CO2- og He-indholdet og deres isotopiske indhold. signaturer. Kulstofisotoper (δ13C-CO2 fra -0,93% til +0,4%) og CO2/3He-værdier (fra 1,7 × 1010 til 4,1 × 1010) antyder, at BdM-prøverne tilhører en blandet tendens af fumaroler omkring Napolibugtens kappe-endeelementer og dekarbonisering. Forholdet mellem de gasser, der produceres ved reaktionen (Figur 6). Mere specifikt er BdM-gasprøverne placeret langs blandingstendensen på omtrent samme sted som væskerne fra de tilstødende vulkaner Campi Flegrei og Somma-Veusivus. De er mere skorpeformede end Ischia-fumarolerne, som er tættere på enden af ​​kappen. Somma-Vesuv og Campi Flegrei har højere 3He/4He-værdier (R/Ra mellem 2,6 og 2,9) end BdM (R/Ra mellem 1,66 og 1,96; Tabel S1). Dette antyder, at tilsætningen og akkumuleringen af radiogenisk Han stammer fra den samme magmakilde, der forsynede vulkanerne Somma-Vesuv og Campi Flegrei. Fraværet af detekterbare organiske kulstoffraktioner i BdM-emissioner tyder på, at organiske sedimenter ikke er involveret i BdM-afgasningsprocessen.
Baseret på de ovenfor rapporterede data og resultater fra eksperimentelle modeller af kuppellignende strukturer forbundet med undersøiske gasrige områder, kan dyb gastrykdannelse være ansvarlig for dannelsen af ​​kilometerstore BdM-kupler. For at estimere overtrykket Pdef, der fører til BdM-hvælvet, anvendte vi en tyndplademekanikmodel33,34, idet vi ud fra de indsamlede morfologiske og seismiske data antog, at BdM-hvælvet er en subcirkelformet plade med en radius a, der er større end en deformeret blød viskøs aflejring. Den vertikale maksimale forskydning w og tykkelse h af (Supplerende Fig. S1).Pdef er forskellen mellem det samlede tryk og det statiske bjergartstryk plus vandsøjletrykket.Ved BdM er radiusen omkring 2.500 m, w er 20 m, og det maksimale h estimeret ud fra den seismiske profil er omkring 100 m.Vi beregner Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 ud fra relationen, hvor D er bøjningsstivheden; D er givet ved (E h3)/[12(1 – ν2)], hvor E er aflejringens Youngs modul, ν er Poissons forhold (~0,5)33. Da de mekaniske egenskaber af BdM-sedimenter ikke kan måles, sætter vi E = 140 kPa, hvilket er en rimelig værdi for kystnære sandsedimenter47 svarende til BdM14,24. Vi tager ikke højde for de højere E-værdier, der er rapporteret i litteraturen for siltholdige leraflejringer (300 < E < 350.000 kPa)33,34, fordi BDM-aflejringer hovedsageligt består af sand, ikke silt eller siltet ler24. Vi opnår Pdef = 0,3 Pa, hvilket er i overensstemmelse med estimater af havbundsløftningsprocesser i gashydratbassinmiljøer, hvor Pdef varierer fra 10-2 til 103 Pa, hvor lavere værdier repræsenterer lav w/a og/eller hvad det nu er. I BdM reduceres stivhed på grund af lokal gasmætning af sedimentet. og/eller forekomsten af ​​præeksisterende sprækker kan også bidrage til brud og deraf følgende gasfrigivelse, hvilket muliggør dannelsen af ​​de observerede ventilationsstrukturer. De indsamlede reflekterede seismiske profiler (fig. 7) indikerede, at PS-sedimenter blev løftet op fra GSL, hvilket skubbet de overliggende MS-marine sedimenter op, hvilket resulterede i høje, folder, forkastninger og sedimentære snit (fig. 7b, c). Dette antyder, at den 14,8 til 12 ka gamle pimpsten er trængt ind i det yngre MS-lag gennem en opadgående gastransportproces. De morfologiske træk ved BdM-strukturen kan ses som et resultat af overtrykket skabt af væskeudledningen produceret af GSL. I betragtning af at aktiv udledning kan ses fra havbunden op til over 170 m bsl48, antager vi, at væskeovertrykket i GSL overstiger 1.700 kPa. Opadgående migration af gasser i sedimenterne havde også den effekt, at materiale indeholdt i MS skrubbede, hvilket forklarer tilstedeværelsen af ​​kaotiske sedimenter i tyngdekraftskerner, der blev samplet på BdM25. Desuden skaber overtrykket fra GSL et komplekst sprækkesystem (polygonal forkastning i figur 7b). Samlet set blev denne morfologi, struktur og stratigrafiske bosættelse, kaldet "pagoder"49,50, oprindeligt tilskrevet sekundære effekter af gamle glacialformationer og fortolkes i øjeblikket som effekterne af stigende gas31,33 eller evaporitter50. Ved den kontinentale rand af Campania er fordampningssedimenter sjældne, i det mindste inden for de øverste 3 km af skorpen. Derfor er vækstmekanismen for BdM-pagoder sandsynligvis styret af gasstigning i sedimenterne. Denne konklusion understøttes af pagodens transparente seismiske facies (figur 7) samt tyngdekraftskernedata som tidligere rapporteret24, hvor nutidens sand bryder ud med 'Pomici Principali'25 og 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Desuden invaderede og deformerede PS-aflejringer det øverste MS-lag (figur 7d). Denne strukturelle anordning antyder, at pagoden repræsenterer en opstigende struktur og ikke blot en gasrørledning. Således styrer to hovedprocesser dannelsen af ​​pagoden: a) densiteten af ​​det bløde sediment falder, når gas trænger ind nedefra; b) gas-sedimentblandingen stiger, hvilket er den observerede foldning, forkastning og brud, der forårsager MS-aflejringer (Figur 7). En lignende dannelsesmekanisme er blevet foreslået for pagoder forbundet med gashydrater i South Scotia Sea (Antarktis). BdM-pagoder optrådte i grupper i bakkede områder, og deres vertikale udstrækning var i gennemsnit 70-100 m i tovejs rejsetid (TWTT) (Fig. 7a). På grund af tilstedeværelsen af ​​MS-bølger og i betragtning af stratigrafien af ​​BdM-tyngdekraftskernen udleder vi, at dannelsesalderen for pagodestrukturerne er mindre end ca. 14-12 ka. Desuden er væksten af ​​disse strukturer stadig aktiv (Fig. 7d), da nogle pagoder har invaderet og deformeret det overliggende, nuværende BdM-sand (Fig. 7d).
At pagoden ikke krydser den nuværende havbund, indikerer, at (a) gasstigning og/eller lokal ophør af gas-sedimentblanding, og/eller (b) mulig lateral strømning af gas-sedimentblandingen ikke tillader en lokaliseret overtryksproces. Ifølge diapir-teorimodellen52 viser den laterale strømning en negativ balance mellem tilførselshastigheden af ​​mudder-gasblandingen nedefra og den hastighed, hvormed pagoden bevæger sig opad. Reduktionen i tilførselshastigheden kan være relateret til stigningen i blandingens densitet på grund af forsvinden af ​​gasforsyningen. Resultaterne opsummeret ovenfor og den opdriftskontrollerede stigning af pagoden giver os mulighed for at estimere luftsøjlehøjden hg. Opdriften er givet ved ΔP = hgg (ρw – ρg), hvor g er tyngdekraften (9,8 m/s2), og ρw og ρg er henholdsvis vand- og gasdensiteterne. ΔP er summen af ​​den tidligere beregnede Pdef og det litostatiske tryk Plith for sedimentpladen, dvs. ρsg h, hvor ρs er sedimentdensiteten. I dette tilfælde er værdien af ​​hg, der kræves for den ønskede opdrift, givet ved hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. I BdM sætter vi Pdef = 0,3 Pa og h = 100 m (se ovenfor), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg er ubetydelig, fordi ρw ≫ρg. Vi får hg = 245 m, en værdi der repræsenterer dybden af ​​bunden af ​​GSL. ΔP er 2,4 MPa, hvilket er det overtryk, der kræves for at bryde BdM-havbunden og danne udluftningsåbninger.
Sammensætningen af ​​BdM-gassen er i overensstemmelse med mantelkilder, der ændres ved tilsætning af væsker forbundet med dekarboniseringsreaktioner af jordskorpen (fig. 6). Grove østlige linjeføringer af BdM-kupler og aktive vulkaner som Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuv, sammen med sammensætningen af ​​de udledte gasser, antyder, at gasser, der udsendes fra kappen under hele Napoli-vulkanregionen, er blandede. Flere og flere jordskorpevæsker bevæger sig fra vest (Ischia) mod øst (Somma-Vesuv) (fig. 1b og 6).
Vi har konkluderet, at der i Napolibugten, et par kilometer fra Napoli havn, findes en 25 km2 bred kuppellignende struktur, der er påvirket af en aktiv afgasningsproces og forårsaget af placeringen af ​​pagoder og gravhøje. I øjeblikket tyder BdM-signaturer på, at ikke-magmatisk turbulens53 kan være ældre end embryonal vulkanisme, dvs. den tidlige udledning af magma og/eller termiske væsker. Overvågningsaktiviteter bør implementeres for at analysere udviklingen af ​​fænomener og for at detektere geokemiske og geofysiske signaler, der indikerer potentielle magmatiske forstyrrelser.
Akustiske vandsøjleprofiler (2D) blev indsamlet under SAFE_2014-togtet (august 2014) på ​​R/V Urania (CNR) af National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akustisk prøveudtagning blev udført af et videnskabeligt stråledelt ekkolod Simrad EK60, der opererede ved 38 kHz. Akustiske data blev optaget med en gennemsnitshastighed på ca. 4 km. De indsamlede ekkolodsbilleder blev brugt til at identificere væskeudledninger og præcist definere deres placering i opsamlingsområdet (mellem 74 og 180 m over havets overflade). Måling af fysiske og kemiske parametre i vandsøjlen ved hjælp af multiparametersonder (ledningsevne, temperatur og dybde, CTD). Data blev indsamlet ved hjælp af en CTD 911-sonde (SeaBird, Electronics Inc.) og behandlet ved hjælp af SBED-Win32-software (Seasave, version 7.23.2). En visuel inspektion af havbunden blev udført ved hjælp af en "Pollux III" (GEItaliana) ROV-enhed (fjernbetjent fartøj) med to (lav- og højopløsnings) kameraer.
Multibeam-dataopsamling blev udført ved hjælp af et 100 KHz Simrad EM710 multibeam-sonarsystem (Kongsberg). Systemet er forbundet med et differentielt globalt positioneringssystem (GPS) for at sikre submetriske fejl i strålepositioneringen. Den akustiske puls har en frekvens på 100 KHz, en affyringspuls på 150° grader og en hel åbning på 400 stråler. Mål og anvend lydhastighedsprofiler i realtid under opsamlingen. Data blev behandlet ved hjælp af PDS2000-software (Reson-Thales) i henhold til International Hydrographic Organization-standarden (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) til navigation og tidevandskorrektion. Støjreduktion på grund af utilsigtede instrumentspidser og stråleekskludering af dårlig kvalitet blev udført med båndredigerings- og de-spidsningsværktøjer. Kontinuerlig lydhastighedsdetektion udføres af en kølstation placeret i nærheden af ​​multibeam-transduceren og opsamler og anvender lydhastighedsprofiler i realtid i vandsøjlen hver 6.-8. time for at give lydhastighed i realtid til korrekt strålestyring. Hele datasættet består af på cirka 440 km2 (0-1200 m dybde). Dataene blev brugt til at udarbejde en digital terrænmodel (DTM) med høj opløsning, der er karakteriseret ved en gittercellestørrelse på 1 m. Den endelige DTM (fig. 1a) blev udført med terrændata (>0 m over havets overflade) erhvervet med en gittercellestørrelse på 20 m af det italienske geomilitære institut.
En 55 kilometer lang højopløselig enkeltkanals seismisk dataprofil, indsamlet under sikre havkrydstogter i 2007 og 2014, dækkede et område på cirka 113 kvadratkilometer, begge på R/V Urania. Marisk-profiler (f.eks. L1 seismisk profil, fig. 1b) blev opnået ved hjælp af IKB-Seistec boomer-systemet. Opsamlingsenheden består af en 2,5 m katamaran, hvor kilden og modtageren er placeret. Kildens signatur består af en enkelt positiv top, der er karakteriseret i frekvensområdet 1-10 kHz og tillader at opløse reflektorer adskilt med 25 cm. Sikre seismiske profiler blev erhvervet ved hjælp af en 1,4 kJ multi-tip Geospark seismisk kilde forbundet med Geotrace-software (Geo Marine Survey System). Systemet består af en katamaran, der indeholder en 1-6,02 kHz kilde, der trænger op til 400 millisekunder ind i blødt sediment under havbunden med en teoretisk vertikal opløsning på 30 cm. Både Safe- og Marsik-enheder blev opnået. med en hastighed på 0,33 skud/sekund med en karhastighed <3 kn. Data blev behandlet og præsenteret ved hjælp af Geosuite Allworks-software med følgende arbejdsgang: dilatationskorrektion, vandsøjlemuting, 2-6 KHz båndpas IIR-filtrering og AGC.
Gassen fra den undervandsbaserede fumarole blev opsamlet på havbunden ved hjælp af en plastikboks udstyret med en gummimembran på oversiden, placeret på hovedet af ROV'en over udluftningsåbningen. Når luftboblerne, der kommer ind i boksen, har erstattet havvandet fuldstændigt, er ROV'en tilbage til en dybde på 1 m, og dykkeren overfører den opsamlede gas gennem en gummimembran til to præ-evakuerede 60 ml glaskolber udstyret med teflon-stophaner, hvoraf den ene var fyldt med 20 ml 5N NaOH-opløsning (Gegenbach-type kolbe). De primære sure gasarter (CO2 og H2S) opløses i den alkaliske opløsning, mens de lavopløselige gasarter (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 og lette kulbrinter) opbevares i prøveudtagningsflaskens toprum. Uorganiske lavopløselige gasser blev analyseret ved gaskromatografi (GC) ved hjælp af en Shimadzu 15A udstyret med en 10 m lang 5A molekylsigtesøjle og en termisk ledningsevnedetektor (TCD) 54. Argon og O2 blev analyseret ved hjælp af en Thermo Focus. Gaskromatograf udstyret med en 30 m lang kapillær molekylsigtesøjle og TCD. Metan og lette kulbrinter blev analyseret ved hjælp af en Shimadzu 14A gaskromatograf udstyret med en 10 m lang rustfri stålsøjle pakket med Chromosorb PAW 80/100 mesh, belagt med 23% SP 1700 og en flammeioniseringsdetektor (FID). Væskefasen blev anvendt til analyse af 1) CO2, som, titreret med 0,5 N HCl-opløsning (Metrohm Basic Titrino) og 2) H2S, som, efter oxidation med 5 ml H2O2 (33%), ved ionkromatografi (IC) (IC) (Wantong 761). Den analytiske fejl ved titrering, GC og IC-analyse er mindre end 5%. Efter standard ekstraktions- og rensningsprocedurer for gasblandinger blev 13C/12C CO2 (udtrykt som δ13C-CO2% og V-PDB) analyseret ved hjælp af en Finningan Delta S masseanalyse. spektrometer55,56. Standarderne, der blev brugt til at estimere ekstern præcision, var Carrara- og San Vincenzo-marmor (intern), NBS18 og NBS19 (international), mens den analytiske fejl og reproducerbarhed var henholdsvis ±0,05 % og ±0,1 %.
δ15N (udtrykt som % vs. luft) værdier og 40Ar/36Ar blev bestemt ved hjælp af en Agilent 6890 N gaskromatograf (GC) koblet til et Finnigan Delta plusXP kontinuerligt flow massespektrometer. Analysefejlen er: δ15N ± 0,1%, 36Ar <1%, 40Ar <3%. He-isotopforholdet (udtrykt som R/Ra, hvor R er 3He/4He målt i prøven, og Ra er det samme forhold i atmosfæren: 1,39 × 10−6)57 blev bestemt på laboratoriet hos INGV-Palermo (Italien). 3He, 4He og 20Ne blev bestemt ved hjælp af et dobbeltkollektormassespektrometer (Helix SFT-GVI)58 efter separation af He og Ne. Analysefejl ≤ 0,3%. Typiske blindprøver for He og Ne er henholdsvis <10⁻¹⁴ og <10⁻¹⁴ mol.
Sådan citerer du denne artikel: Passaro, S. et al. Havbundsløft drevet af en afgasningsproces afslører spirende vulkansk aktivitet langs kysten. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologi og biologi af moderne og gamle kulbrinteudsivninger og -udløb på havbunden: en introduktion. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Den globale forekomst af gashydrater. I Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Naturgashydrater: Forekomst, distribution og detektion. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT. Geofysiske begrænsninger i hydrotermisk cirkulation. I: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Rapport fra Durham Workshop, Energi- og masseoverførsel i marine hydrotermiske systemer, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktur og dynamik i hydrotermiske systemer i midtoceanrygge. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuelle synspunkter på gashydratressourcer.energi.og.miljø.videnskab.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Intern struktur og udbrudshistorie af et kilometerstort muddervulkansystem i det sydlige Kaspiske Hav. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Havbundstræk forbundet med udsivning af kulbrinter fra dybvandskarbonat-mudderbunker i Cadizbugten: fra mudderstrøm til karbonatsedimenter. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismisk repræsentation af kilometerstore væskeudslipsrørledninger ud for kysten af ​​Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ. ​​Væskestrømningsegenskaber i olie- og gasrørledningssystemer: Hvad fortæller de os om bassinudviklingen? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikal udvikling af den neogene kvaternære væskeudledningsstruktur i relation til gasstrømme i det nedre Congo-bassin, ud for kysten af ​​Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrotermisk og tektonisk aktivitet i det nordlige Yellowstone Lake, Wyoming. Geologi. Socialist Party. Ja. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Det Tyrrhenske Bassin og Appenninernes Bue: Kinematiske Forhold Siden Sen Totonien. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonisk og jordskorpestruktur ved den kontinentale rand af Campania: forhold til vulkansk aktivitet. mineral.gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Den relative rolle af rifttektonik og magmatiske opløftningsprocesser: inferens fra geofysiske, strukturelle og geokemiske data i Napoli-vulkanregionen (Syditalien). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanismer for nylig vertikal jordskorpebevægelse i Campi Flegrei-krateret i Syditalien. Geologi. Socialistpartiet. Ja. Specifikation. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortvarig jorddeformation og seismisk aktivitet i det indlejrede Campi Flegrei-krater (Italien): et eksempel på aktiv massegenopretning i et tætbefolket område. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., og Saccorotti, G. Hydrotermiske oprindelser af vedvarende langvarig 4D-aktivitet i Campi Flegrei-vulkankomplekset i Italien. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. og Mastrolorenzo, G. Hurtig differentiering i karmelignende magmatiske reservoirer: en casestudie fra Campi Flegrei-krateret. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR-tidsserier, korrelationsanalyse og tidskorrelationsmodellering afslører en mulig kobling mellem Campi Flegrei og Vesuv. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturel og stratigrafisk struktur af den første halvdel af den tyrrhenske graben (Napoli-bugten, Italien). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Kilder til kulstof i vulkansk askegas fra øbuer. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafi: Reaktioner på havniveaufald og tektonisk hævning på den ydre kontinentalsokkel (østlige tyrrhenske grænse, Italien). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).