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Wir berichten über Hinweise auf eine aktive Hebung des Meeresbodens und Gasemissionen mehrere Kilometer vor der Küste des Hafens von Neapel (Italien). Pockennarben, Hügel und Krater sind Merkmale des Meeresbodens. Diese Formationen stellen die Spitzen flacher Krustenstrukturen dar, einschließlich Pagoden, Verwerfungen und Falten, die sich heute auf den Meeresboden auswirken. Sie zeichneten den Aufstieg, die Druckbeaufschlagung und die Freisetzung von Helium und Kohlendioxid bei Dekarbonisierungsreaktionen von Mantelschmelzen und Krustengesteinen auf. Diese Gase ähneln wahrscheinlich denen, die die Wasserkraft versorgen Thermalsysteme von Ischia, Campi Flegre und Soma-Vesuv, was auf eine mit Krustenflüssigkeiten vermischte Mantelquelle unterhalb des Golfs von Neapel schließen lässt. Die durch den Gaslift- und Druckbeaufschlagungsprozess verursachte Unterwasserausdehnung und -ruptur erfordert einen Überdruck von 2-3 MPa. Hebungen, Verwerfungen und Gasemissionen des Meeresbodens sind Manifestationen nicht vulkanischer Umwälzungen, die Meeresbodenausbrüche und/oder hydrothermale Explosionen ankündigen können.
Hydrothermale (heißes Wasser und Gas) Entladungen aus der Tiefsee sind ein häufiges Merkmal von mittelozeanischen Rücken und konvergenten Plattenrändern (einschließlich untergetauchter Teile von Inselbögen), wohingegen kalte Entladungen von Gashydraten (Chlatraten) häufig für Festlandsockel und passive Ränder charakteristisch sind1, 2,3,4,5. Das Auftreten von hydrothermischen Entladungen am Meeresboden in Küstengebieten deutet auf Wärmequellen (Magmareservoirs) innerhalb der kontinentalen Kruste und/oder des kontinentalen Mantels hin. Diese Entladungen können dem Aufstieg vorausgehen von Magma durch die obersten Schichten der Erdkruste und gipfeln in der Eruption und Entstehung vulkanischer Seeberge Hydratgasemissionen sind aufgrund ihrer geologischen und biologischen Eigenschaften relativ gut bekannt, Ausnahmen sind morphologische Merkmale, die mit flacheren Gewässern verbunden sind, mit Ausnahme derjenigen, die in See 12 auftreten. Es gibt relativ wenige Aufzeichnungen. Hier präsentieren wir neue bathymetrische, seismische, Wassersäulen- und geochemische Daten für eine Unterwasserregion, die morphologisch und strukturell komplex ist und von Gasemissionen im Golf von Neapel (Süditalien) betroffen ist, etwa 5 km vom Hafen von Neapel entfernt. Diese Daten wurden während der SAFE_2014 (A August 2014) Kreuzfahrt an Bord des R/V Urania. Wir beschreiben und interpretieren die Meeresboden- und Untergrundstrukturen, in denen Gasemissionen auftreten, untersuchen die Quellen ausströmender Flüssigkeiten, identifizieren und charakterisieren die Mechanismen, die den Gasanstieg und die damit verbundene Verformung regulieren, und diskutieren vulkanologische Auswirkungen.
Der Golf von Neapel bildet den Plio-Quartär-Westrand, die von Nordwesten nach Südosten verlängerte tektonische Senke Kampaniens13,14,15. OW von Ischia (ca. 150–1302 n. Chr.), Campi Flegre-Krater (ca. 300–1538) und Soma-Vesuv (von <360–1944). Die Anordnung begrenzt die Bucht im Norden n. Chr.)15, während der Süden an Sorrent grenzt Halbinsel (Abb. 1a). Der Golf von Neapel ist von den vorherrschenden NE-SW- und sekundären NW-SO-Verwerfungen betroffen (Abb. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei und Somma-Vesuv sind durch hydrothermale Erscheinungen, Bodenverformung und flache Seismizität gekennzeichnet16,17,18 (z. B. das turbulente Ereignis bei Campi Flegrei in den Jahren 1982-1984 mit einer Hebung von 1,8 m und Tausende von Erdbeben).Neueste Studien19,20 deuten darauf hin, dass es einen Zusammenhang zwischen der Dynamik von Soma-Vesuv und der von Campi Flegre geben könnte, möglicherweise im Zusammenhang mit „tiefen“ einzelnen Magmareservoirs. Vulkanische Aktivität und Meeresspiegelschwankungen in den letzten 36 ka von Campi Flegrei und 18 ka von Somma Vesuv kontrollierten das Sedimentsystem des Golfs von Neapel. Der niedrige Meeresspiegel beim letzten glazialen Maximum (18 ka) führte dazu die Regression des küstennahen, flachen Sedimentsystems, das anschließend durch transgressive Ereignisse während des späten Pleistozän-Holozäns gefüllt wurde. U-Boot-Gasemissionen wurden rund um die Insel Ischia und vor der Küste von Campi Flegre sowie in der Nähe des Soma-Vesuvs festgestellt (Abb.1b).
(a) Morphologische und strukturelle Anordnungen des Festlandsockels und des Golfs von Neapel 15, 23, 24, 48. Dots sind wichtige U-Boot-Eruptionszentren;Rote Linien stellen große Verwerfungen dar. (b) Bathymetrie der Bucht von Neapel mit erkannten Flüssigkeitsquellen (Punkte) und Spuren seismischer Linien (schwarze Linien). Die gelben Linien sind die Trajektorien der seismischen Linien L1 und L2 in Abbildung 6. Die Grenzen der kuppelartigen Strukturen der Banco della Montagna (BdM) sind in (a, b) durch blaue gestrichelte Linien markiert. Die gelben Quadrate markieren die Positionen der akustischen Wassersäulenprofile und des CTD-EMBlank, CT D-EM50- und ROV-Rahmen sind in Abb. 5 dargestellt. Der gelbe Kreis markiert den Ort der Probengasentladung, und seine Zusammensetzung ist in Tabelle S1 dargestellt. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) verwendet von Surfer® 13 generierte Grafiken.
Basierend auf Daten, die während der Kreuzfahrt SAFE_2014 (August 2014) gewonnen wurden (siehe Methoden), wurde ein neues digitales Geländemodell (DTM) des Golfs von Neapel mit einer Auflösung von 1 m erstellt. Das DTM zeigt, dass der Meeresboden südlich des Hafens von Neapel durch eine sanft nach Süden ausgerichtete Oberfläche (Neigung ≤ 3°) gekennzeichnet ist, die von einer 5,0 × 5,3 km großen kuppelartigen Struktur unterbrochen wird, die vor Ort als Banco della Montagna (BdM) bekannt ist.Abb .1a,b).BdM entwickelt sich in einer Tiefe von etwa 100 bis 170 Metern, 15 bis 20 Meter über dem umgebenden Meeresboden. Die BdM-Kuppel zeigte eine hügelartige Morphologie aufgrund von 280 subkreisförmigen bis ovalen Hügeln (Abb. 2a), 665 Kegeln und 30 Gruben (Abb. 3 und 4). Der Hügel hat eine maximale Höhe und einen maximalen Umfang von 22 m und 1.800 m. Die Zirkularität [C = 4π(Fläche/Umfang2)] der Hügel nahm mit zunehmendem Umfang ab (Abb. 2b). Die Achsenverhältnisse für Hügel lagen zwischen 1 und 6,5, wobei Hügel mit einem Achsenverhältnis >2 einen bevorzugten Streichen von N45°E + 15° und einen stärker verteilten sekundären Streichen von N105°E bis N145°E zeigten (Abb. 2c).Auf der BdM-Ebene und auf der Oberseite des Hügels gibt es einzelne oder ausgerichtete Kegel (Abb. 3a, b). Die kegelförmigen Anordnungen folgen der Anordnung der Hügel, auf denen sie sich befinden. Pockennarben befinden sich häufig auf dem flachen Meeresboden (Abb. 3c) und gelegentlich auf Hügeln. Die räumliche Dichte von Kegeln und Pockennarben zeigt, dass die vorherrschende NE-SW-Ausrichtung die Nordost- und Südwestgrenzen der BdM-Kuppel begrenzt (Abb. 4a, b);Die weniger ausgedehnte NW-SE-Route liegt in der zentralen BdM-Region.
(a) Digitales Geländemodell (1 m Zellengröße) der Kuppel der Banco della Montagna (BdM). (b) Umfang und Rundheit der BdM-Hügel. (c) Achsenverhältnis und Winkel (Ausrichtung) der Hauptachse der am besten passenden Ellipse, die den Hügel umgibt. Der Standardfehler des digitalen Geländemodells beträgt 0,004 m;Die Standardfehler des Umfangs und der Rundheit betragen 4,83 m bzw. 0,01 und die Standardfehler des Achsenverhältnisses und des Winkels betragen 0,04 bzw. 3,34°.
Einzelheiten zu identifizierten Kegeln, Kratern, Hügeln und Gruben in der BdM-Region, extrahiert aus dem DTM in Abbildung 2.
(a) Ausrichtungskegel auf einem flachen Meeresboden;(b) Kegel und Krater auf schlanken NW-SE-Hügeln;(c) Pockennarben auf einer leicht eingetauchten Oberfläche.
(a) Räumliche Verteilung der erkannten Krater, Gruben und aktiven Gasentladungen. (b) Räumliche Dichte der in (a) angegebenen Krater und Gruben (Anzahl/0,2 km2).
Wir identifizierten 37 gasförmige Emissionen in der BdM-Region anhand von ROV-Wassersäulen-Echolotbildern und direkten Beobachtungen des Meeresbodens, die während der SAFE_2014-Kreuzfahrt im August 2014 aufgenommen wurden (Abbildungen 4 und 5). Die akustischen Anomalien dieser Emissionen zeigen vertikal längliche Formen, die vom Meeresboden aufsteigen und vertikal zwischen 12 und etwa 70 m liegen (Abb. 5a). An einigen Stellen bildeten akustische Anomalien einen fast kontinuierlichen „Zug“. Die beobachteten Blasenfahnen variieren stark: Von kontinuierlichen, dichten Blasenströmen bis hin zu kurzlebigen Phänomenen (Zusatzfilm 1). Die ROV-Inspektion ermöglicht eine visuelle Überprüfung des Auftretens von Flüssigkeitsaustritten am Meeresboden und macht kleine Pockennarben auf dem Meeresboden sichtbar, die manchmal von roten bis orangefarbenen Sedimenten umgeben sind (Abb. 5b).5c,d).Insbesondere sank der pH-Wert oberhalb des BdM-Gasausstoßes in 75 m Tiefe von 8,4 (in 70 m Tiefe) auf 7,8 (in 75 m Tiefe) (Abb. 5c), während andere Standorte im Golf von Neapel pH-Werte zwischen 0 und 160 m im Tiefenintervall zwischen 8,3 und 8,5 aufwiesen (Abb. 5d).Signifikante Änderungen der Meerwassertemperatur und des Salzgehalts fehlten an zwei Standorten innerhalb und außerhalb des BdM-Gebiets des Golfs von Neapel. In einer Tiefe von 70 m beträgt die Temperatur 15 °C und der Salzgehalt etwa 38 PSU (Abb. 5c,d). Messungen von pH-Wert, Temperatur und Salzgehalt zeigten: a) die Beteiligung saurer Flüssigkeiten im Zusammenhang mit dem BdM-Entgasungsprozess und b) das Fehlen oder die sehr langsame Abgabe von Thermalflüssigkeiten und Sole.
(a) Erfassungsfenster des akustischen Wassersäulenprofils (Echometer Simrad EK60). Vertikales grünes Band, das der Gasfackel entspricht, die am EM50-Flüssigkeitsabfluss (ca. 75 m unter dem Meeresspiegel) in der BdM-Region entdeckt wurde;Die Boden- und Meeresboden-Multiplexsignale sind ebenfalls dargestellt (b), gesammelt mit einem ferngesteuerten Fahrzeug in der BdM-Region. Das einzelne Foto zeigt einen kleinen Krater (schwarzer Kreis), umgeben von rotem bis orangefarbenem Sediment. (c, d) CTD-Daten der Multiparametersonde, verarbeitet mit der SBED-Win32-Software (Seasave, Version 7.23.2). Muster ausgewählter Parameter (Salzgehalt, Temperatur, pH-Wert und Sauerstoff) der Wassersäule über dem Flüssigkeitsabfluss EM50 (Panel c) und außerhalb des Bd m Entladungsbereichsplatte (d).
Wir haben zwischen dem 22. und 28. August 2014 drei Gasproben aus dem Untersuchungsgebiet gesammelt. Diese Proben zeigten ähnliche Zusammensetzungen, dominiert von CO2 (934–945 mmol/mol), gefolgt von relevanten Konzentrationen von N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) und H2S (0,10 mmol/mol – 0,44 mmol/mol), während H2 und He weniger häufig vorkamen (<0,05). 2 bzw. <0,016 mmol/mol) (Abb. 1b; Tabelle S1, Zusatzfilm 2). Es wurden auch relativ hohe Konzentrationen von O2 und Ar gemessen (bis zu 3,2 bzw. 0,18 mmol/mol). Die Summe der leichten Kohlenwasserstoffe reicht von 0,24 bis 0,30 mmol/mol und besteht aus C2-C4-Alkanen, Aromaten (hauptsächlich Benzol), Propen und schwefelhaltigen Verbindungen ( Thiophen).Der 40Ar/36Ar-Wert stimmt mit Luft (295,5) überein, obwohl Probe EM35 (BdM-Kuppel) einen Wert von 304 aufweist, was einen leichten Überschuss an 40Ar zeigt (korrigiert um die Luftverschmutzung unter Verwendung des 4He/20Ne-Verhältnisses) lagen zwischen 1,66 und 1,94, was auf das Vorhandensein eines großen Anteils von Mantel-He hinweist. Durch die Kombination des Heliumisotops mit CO2 und seinem stabilen Isotop 22 kann die Quelle der Emissionen in BdM weiter geklärt werden. In der CO2-Karte für CO2/3He gegenüber δ13C (Abb.6) wird die BdM-Gaszusammensetzung mit der der Fumarolen Ischia, Campi Flegrei und Somma-Vesuv verglichen. Abbildung 6 zeigt auch theoretische Mischungslinien zwischen drei verschiedenen Kohlenstoffquellen, die an der BdM-Gasproduktion beteiligt sein können: gelöste, aus dem Mantel stammende Schmelzen, organisch reiche Sedimente und Karbonate. Die BdM-Proben fallen auf die Mischungslinie, die durch die drei Vulkane in Kampanien dargestellt wird, d zu klassischen MORBs zum Zweck der Anpassung der Daten) und Reaktionen, die durch die Dekarbonisierung der Kruste im resultierenden Gasgestein verursacht werden.
Zum Vergleich werden Hybridlinien zwischen Mantelzusammensetzung und Endgliedern von Kalkstein und organischen Sedimenten angegeben. Die Kästen stellen die Fumarolengebiete von Ischia, Campi Flegrei und Somma-Vesvius 59, 60, 61 dar. Die BdM-Probe befindet sich im gemischten Trend des Vulkans Kampanien. Das Endmitgliedgas der gemischten Linie stammt aus der Mantelquelle, also dem Gas, das durch die Entkohlungsreaktion von Karbonatmineralien entsteht.
Die seismischen Abschnitte L1 und L2 (Abb. 1b und 7) zeigen den Übergang zwischen BdM und den distalen stratigraphischen Sequenzen der Vulkanregionen Somma-Vesuv (L1, Abb. 7a) und Campi Flegrei (L2, Abb. 7b). BdM ist durch das Vorhandensein von zwei großen seismischen Formationen (MS und PS in Abb. 7) gekennzeichnet. Die obere (MS) zeigt subparallele Reflektoren mit hoher bis mittlerer Verstärkung Höhe und seitliche Kontinuität (Abb. 7b, c). Diese Schicht umfasst Meeressedimente, die vom Last Glacial Maximum (LGM)-System mitgerissen wurden, und besteht aus Sand und Ton23. Die darunter liegende PS-Schicht (Abb. 7b–d) ist durch eine chaotische bis transparente Phase in Form von Säulen oder Sanduhren gekennzeichnet. Die Oberseite der PS-Sedimente bildete Meeresbodenhügel (Abb. 7d). Diese diapirähnlichen Geometrien zeigen das Eindringen von PS-transparentem Material in die obersten MS-Ablagerungen. Hebung ist verantwortlich für die Bildung von Falten und Verwerfungen, die sich auf die MS-Schicht und die darüber liegenden heutigen Sedimente des BdM-Meeresbodens auswirken (Abb. 7b–d). Das stratigraphische MS-Intervall ist im ENE-Teil des L1-Abschnitts deutlich delaminiert, während es in Richtung BdM aufgrund des Vorhandenseins einer gasgesättigten Schicht (GSL), die von einigen internen Ebenen der MS-Sequenz bedeckt ist, heller wird (Abb.7a).Schwerkraftkerne, die an der Spitze des BdM gesammelt wurden und der transparenten seismischen Schicht entsprechen, weisen darauf hin, dass die obersten 40 cm aus Sand bestehen, der sich bis heute vor Kurzem abgelagert hat;)24,25 und Bimssteinfragmente aus der explosiven Eruption der Campi Flegrei des „Naples Yellow Tuff“ (14,8 ka)26. Die transparente Phase der PS-Schicht kann nicht allein durch chaotische Mischprozesse erklärt werden, da die chaotischen Schichten, die mit Erdrutschen, Schlammströmen und pyroklastischen Strömen außerhalb des BdM im Golf von Neapel verbunden sind, akustisch undurchsichtig sind21,23,24. Wir kommen zu dem Schluss, dass die beobachtete seismische Fazie des BdM PS s sowie das Aussehen der unterseeischen PS-Schicht (Abb. 7d) spiegeln den Anstieg von Erdgas wider.
(a) Einspuriges seismisches Profil L1 (Navigationsspur in Abb. 1b), das eine säulenförmige (Pagode) räumliche Anordnung zeigt. Die Pagode besteht aus chaotischen Ablagerungen von Bimsstein und Sand. Die gasgesättigte Schicht, die unter der Pagode vorhanden ist, beseitigt die Kontinuität der tieferen Formationen. (b) Einkanaliges seismisches Profil L2 (Navigationsspur in Abb. 1b), das Einschnitte und Verformungen von Meeresbodenhügeln, Meeresboden (MS) und Bimssand hervorhebt Ablagerungen (PS).(c) Die Verformungsdetails in MS und PS sind in (c,d) angegeben.Unter der Annahme einer Geschwindigkeit von 1580 m/s im obersten Sediment entsprechen 100 ms etwa 80 m auf der vertikalen Skala.
Die morphologischen und strukturellen Eigenschaften von BdM ähneln denen anderer Unterwasser-Hydrothermal- und Gashydratfelder weltweit2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 und sind häufig mit Hebungen (Gewölben und Hügeln) und Gasaustritt (Kegel, Gruben) verbunden. BdM-ausgerichtete Kegel und Gruben sowie längliche Hügel weisen auf eine strukturell kontrollierte Durchlässigkeit hin (Abbildungen 2 und 3). Die räumliche Anordnung von Hügeln, Gruben und aktiven Schloten legt nahe, dass ihre Verteilung teilweise durch die NW-SO- und NE-SW-Impaktbrüche kontrolliert wird (Abb. 4b). Dies sind die bevorzugten Einschläge von Verwerfungssystemen, die die Vulkangebiete Campi Flegrei und Somma-Vesuv sowie den Golf von Neapel betreffen. Insbesondere die Struktur der ersteren bestimmt den Ort der hydrothermalen Entladung aus dem Campi Flegrei-Krater35. Wir kommen daher zu dem Schluss, dass Verwerfungen und Brüche im Golf von Neapel auftreten der bevorzugte Weg für die Gasmigration an die Oberfläche, ein Merkmal, das andere strukturell kontrollierte hydrothermale Systeme gemeinsam haben36,37. Bemerkenswerterweise waren BdM-Kegel und -Gruben nicht immer mit Hügeln verbunden (Abb.3a,c). Dies deutet darauf hin, dass diese Hügel nicht notwendigerweise Vorläufer der Grubenbildung darstellen, wie andere Autoren für Gashydratzonen vorgeschlagen haben32,33. Unsere Schlussfolgerungen stützen die Hypothese, dass eine Störung der Kuppel-Meeresbodensedimente nicht immer zur Bildung von Gruben führt.
Die drei gesammelten gasförmigen Emissionen weisen für hydrothermale Flüssigkeiten typische chemische Signaturen auf, nämlich hauptsächlich CO2 mit erheblichen Konzentrationen an reduzierenden Gasen (H2S, CH4 und H2) und leichten Kohlenwasserstoffen (insbesondere Benzol und Propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabelle S1). Das Vorhandensein atmosphärischer Gase (wie O2), die in U-Boot-Emissionen nicht zu erwarten sind, kann auf eine Verunreinigung durch Luft zurückzuführen sein gelöst im Meerwasser, das mit Gasen in Kontakt kommt, die in Plastikboxen gelagert sind, die für die Probenahme verwendet werden, wenn ROVs vom Meeresboden ins Meer gefördert werden, um dort zu rebellieren. Umgekehrt deuten positive δ15N-Werte und ein hoher N2/Ar-Wert (bis zu 480), der deutlich über dem ASW (luftgesättigtes Wasser) liegt, darauf hin, dass der Großteil des N2 aus außeratmosphärischen Quellen stammt, was mit dem vorherrschenden hydrothermischen Ursprung dieser Gase übereinstimmt. Der hydrothermal-vulkanische Ursprung des BdM Gas wird durch den CO2- und He-Gehalt und ihre Isotopensignaturen bestätigt. Kohlenstoffisotope (δ13C-CO2 von -0,93 % bis +0,4 %) und CO2/3He-Werte (von 1,7 × 1010 bis 4,1 × 1010) legen nahe, dass die BdM-Proben zu einem gemischten Trend aus Fumarolen um die Mantelendelemente des Golfs von Neapel und der Dekarbonisierung gehören. Die Beziehung zwischen den durch die Reaktion erzeugten Gasen (Abbildung 6 Genauer gesagt befinden sich die BdM-Gasproben entlang des Mischungstrends an ungefähr derselben Stelle wie die Flüssigkeiten der angrenzenden Vulkane Campi Flegrei und Somma-Veusivus. Sie sind krustaler als die Ischia-Fumarolen, die näher am Ende des Erdmantels liegen. Somma-Vesuvius und Campi Flegrei haben höhere 3He/4He-Werte (R/Ra zwischen 2,6 und 2,9) als BdM (R/Ra zwischen 1 .66 und 1,96;Tabelle S1. Dies deutet darauf hin, dass die Zugabe und Anreicherung von radiogenem He aus derselben Magmaquelle stammt, die die Vulkane Somma-Vesuvius und Campi Flegrei gespeist hat. Das Fehlen nachweisbarer organischer Kohlenstoffanteile in BdM-Emissionen legt nahe, dass organische Sedimente nicht am BdM-Entgasungsprozess beteiligt sind.
Basierend auf den oben berichteten Daten und Ergebnissen aus experimentellen Modellen kuppelartiger Strukturen, die mit gasreichen Unterwasserregionen in Zusammenhang stehen, kann die Druckbeaufschlagung von tiefem Gas für die Bildung von kilometergroßen BdM-Kuppeln verantwortlich sein. Um den Überdruck Pdef abzuschätzen, der zum BdM-Gewölbe führt, haben wir ein Dünnplattenmechanikmodell angewendet33,34 unter der Annahme, dass es sich bei dem BdM-Gewölbe aufgrund der gesammelten morphologischen und seismischen Daten um eine subkreisförmige Schicht mit einem Radius a handelt, der größer ist als eine deformierte weiche, viskose Ablagerung Die vertikale maximale Verschiebung w und die Dicke h des (ergänzende Abbildung S1). Pdef ist die Differenz zwischen Gesamtdruck und statischem Gesteinsdruck plus Wassersäulendruck. Bei BdM beträgt der Radius etwa 2.500 m, w beträgt 20 m und das aus dem seismischen Profil geschätzte h-Maximum beträgt etwa 100 m. Wir berechnen Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 aus der Beziehung, wobei D die Biegesteifigkeit ist;D ist gegeben durch (E h3)/[12(1 – ν2)], wobei E der Elastizitätsmodul der Lagerstätte und ν das Poisson-Verhältnis (~0,5)33 ist. Da die mechanischen Eigenschaften von BdM-Sedimenten nicht gemessen werden können, setzen wir E = 140 kPa, was ein angemessener Wert für sandige Küstensedimente 47 ist, ähnlich wie BdM14,24. Wir berücksichtigen nicht die in der Literatur angegebenen höheren E-Werte schluffige Tonablagerungen (300 < E < 350.000 kPa)33,34, da BDM-Ablagerungen hauptsächlich aus Sand und nicht aus Schluff oder schluffigem Ton bestehen24. Wir erhalten Pdef = 0,3 Pa, was mit Schätzungen von Meeresbodenanhebungsprozessen in Gashydratbeckenumgebungen übereinstimmt, in denen Pdef zwischen 10-2 und 103 Pa variiert, wobei niedrigere Werte ein niedriges W/A und/oder was bedeuten. In BdM steif Eine Verringerung der Dichte aufgrund der lokalen Gassättigung des Sediments und/oder des Auftretens bereits vorhandener Brüche kann ebenfalls zum Versagen und der daraus resultierenden Gasfreisetzung beitragen und die Bildung der beobachteten Belüftungsstrukturen ermöglichen. Die gesammelten reflektierten seismischen Profile (Abb. 7) zeigten, dass PS-Sedimente aus der GSL angehoben wurden und die darüber liegenden MS-Meeressedimente nach oben drückten, was zu Hügeln, Falten, Verwerfungen und Sedimentschnitten führte (Abb.7b,c).Dies lässt darauf schließen, dass der 14,8 bis 12.000 Jahre alte Bimsstein durch einen aufwärts gerichteten Gastransportprozess in die jüngere MS-Schicht eingedrungen ist. Die morphologischen Merkmale der BdM-Struktur können als Ergebnis des Überdrucks angesehen werden, der durch den durch die GSL erzeugten Flüssigkeitsabfluss erzeugt wird. Da aktive Abflüsse vom Meeresboden bis über 170 m ü. NN zu beobachten sind48, gehen wir davon aus, dass der Flüssigkeitsüberdruck innerhalb der GSL 1.700 kPa übersteigt Die Migration von Gasen in den Sedimenten hatte auch den Effekt, im MS enthaltenes Material auszuwaschen, was das Vorhandensein chaotischer Sedimente in Schwerkraftkernen erklärt, die auf BdM25 beprobt wurden. Darüber hinaus erzeugt der Überdruck der GSL ein komplexes Bruchsystem (polygonale Verwerfung in Abb. 7b). Insgesamt wurden diese Morphologie, Struktur und stratigraphische Besiedlung, die als „Pagoden“49,50 bezeichnet werden, ursprünglich auf Sekundäreffekte alter Gletscherformationen zurückgeführt und werden derzeit interpretiert ed als Auswirkungen von aufsteigendem Gas31,33 oder Evaporiten50. Am Kontinentalrand Kampaniens sind verdunstende Sedimente selten, zumindest innerhalb der obersten 3 km der Kruste. Daher wird der Wachstumsmechanismus von BdM-Pagoden wahrscheinlich durch den Gasanstieg in den Sedimenten gesteuert. Diese Schlussfolgerung wird durch die transparenten seismischen Fazies der Pagode gestützt (Abb.7) sowie Schwerkraftkerndaten, wie zuvor berichtet24, wo heutiger Sand mit „Pomici Principali“25 und „Naples Yellow Tuff“26 Campi Flegrei ausbricht. Darüber hinaus drangen PS-Ablagerungen in die oberste MS-Schicht ein und verformten sie (Abb. 7d). Diese strukturelle Anordnung legt nahe, dass die Pagode eine aufstrebende Struktur und nicht nur eine Gaspipeline darstellt. Somit bestimmen zwei Hauptprozesse die Bildung der Pagode: a) die Dichte des weichen Sediments nimmt ab, wenn Gas von unten eindringt;b) Das Gas-Sediment-Gemisch steigt auf, was zu den beobachteten Faltungen, Verwerfungen und Brüchen von MS-Ablagerungen führt (Abbildung 7). Ein ähnlicher Bildungsmechanismus wurde für Pagoden im Zusammenhang mit Gashydraten im Südschottlandmeer (Antarktis) vorgeschlagen. BdM-Pagoden traten in Gruppen in hügeligen Gebieten auf und ihre vertikale Ausdehnung betrug durchschnittlich 70–100 m in der Hin- und Rückfahrtzeit (TWTT) (Abb. 7a). Aufgrund des Vorhandenseins von MS-Wellen und unter Berücksichtigung des Stratigraphen y des BdM-Schwerkraftkerns schließen wir, dass das Entstehungsalter der Pagodenstrukturen weniger als etwa 14–12 ka beträgt. Darüber hinaus ist das Wachstum dieser Strukturen immer noch aktiv (Abb. 7d), da einige Pagoden in den darüber liegenden heutigen BdM-Sand eingedrungen sind und diesen deformiert haben (Abb. 7d).
Das Versäumnis der Pagode, den heutigen Meeresboden zu durchqueren, weist darauf hin, dass (a) der Gasanstieg und/oder das lokale Aufhören der Gas-Sediment-Mischung und/oder (b) die mögliche seitliche Strömung der Gas-Sediment-Mischung keinen lokalisierten Überdruckprozess zulässt. Gemäß dem Modell der Diapir-Theorie52 zeigt die seitliche Strömung ein negatives Gleichgewicht zwischen der Zufuhrrate des Schlamm-Gas-Gemisches von unten und der Geschwindigkeit, mit der sich die Pagode nach oben bewegt. Die Verringerung der Zufuhrrate kann mit dem Anstieg der verbunden sein Die oben zusammengefassten Ergebnisse und der auftriebskontrollierte Aufstieg der Pagode ermöglichen es uns, die Luftsäulenhöhe hg abzuschätzen. Der Auftrieb ist gegeben durch ΔP = hgg (ρw – ρg), wobei g die Schwerkraft (9,8 m/s2) und ρw und ρg die Dichten von Wasser bzw. Gas sind. ΔP ist die Summe des zuvor berechneten Pdef und des lithostatischen Drucks Plith von die Sedimentplatte, also ρsg h, wobei ρs die Sedimentdichte ist. In diesem Fall ist der für den gewünschten Auftrieb erforderliche Wert von hg gegeben durch hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. In BdM setzen wir Pdef = 0,3 Pa und h = 100 m (siehe oben), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg ist vernachlässigbar, weil ρw ≫ρg. Wir erhalten hg = 245 m, ein Wert, der die Tiefe des Bodens der GSL darstellt. ΔP beträgt 2,4 MPa, was der Überdruck ist, der erforderlich ist, um den BdM-Meeresboden zu durchbrechen und Entlüftungsöffnungen zu bilden.
Die Zusammensetzung des BdM-Gases stimmt mit Mantelquellen überein, die durch die Zugabe von Flüssigkeiten im Zusammenhang mit Dekarbonisierungsreaktionen von Krustengesteinen verändert wurden (Abb. 6). Grobe EW-Ausrichtungen von BdM-Kuppeln und aktiven Vulkanen wie Ischia, Campi Flegre und Soma-Vesuv sowie die Zusammensetzung der emittierten Gase lassen darauf schließen, dass Gase, die aus dem Mantel unterhalb der gesamten Vulkanregion Neapel emittiert werden, gemischt sind. Immer mehr Krustenflüssigkeiten bewegen sich von Westen (Ischia) nach Osten (Somma-Vesuivus) (Abb. 1b und 6).
Wir sind zu dem Schluss gekommen, dass es in der Bucht von Neapel, wenige Kilometer vom Hafen von Neapel entfernt, eine 25 km2 große kuppelartige Struktur gibt, die von einem aktiven Entgasungsprozess betroffen ist und durch die Platzierung von Pagoden und Hügeln verursacht wird. Derzeit deuten BdM-Signaturen darauf hin, dass nichtmagmatische Turbulenzen53 vor dem embryonalen Vulkanismus, d physikalische Signale, die auf mögliche magmatische Störungen hinweisen.
Akustische Wassersäulenprofile (2D) wurden während der Fahrt SAFE_2014 (August 2014) auf dem R/V Urania (CNR) vom National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC) erfasst. Die akustische Probenahme wurde mit einem wissenschaftlichen Strahlteilungs-Echolot Simrad EK60 durchgeführt, das bei 38 kHz arbeitete. Akustische Daten wurden bei einer Durchschnittsgeschwindigkeit von etwa 4 km aufgezeichnet. Die gesammelten Echolotbilder wurden verwendet, um Flüssigkeitsentladungen zu identifizieren und ihren Standort genau zu definieren im Sammelgebiet (zwischen 74 und 180 m ü. NN). Messen Sie physikalische und chemische Parameter in der Wassersäule mit Multiparametersonden (Leitfähigkeit, Temperatur und Tiefe, CTD). Die Daten wurden mit einer CTD 911-Sonde (SeaBird, Electronics Inc.) gesammelt und mit der SBED-Win32-Software (Seasave, Version 7.23.2) verarbeitet. Eine visuelle Inspektion des Meeresbodens wurde mit einem ROV-Gerät „Pollux III“ (GEItaliana) durchgeführt (rem otgesteuertes Fahrzeug) mit zwei (Low- und High-Definition-)Kameras.
Die Multibeam-Datenerfassung wurde mit einem 100-kHz-Multibeam-Sonarsystem Simrad EM710 (Kongsberg) durchgeführt. Das System ist mit einem differenziellen globalen Positionierungssystem verbunden, um submetrische Fehler bei der Strahlpositionierung sicherzustellen. Der akustische Impuls hat eine Frequenz von 100 kHz, einen Zündimpuls von 150° Grad und eine Gesamtöffnung von 400 Strahlen. Messen und wenden Sie Schallgeschwindigkeitsprofile in Echtzeit während der Erfassung an. Die Daten wurden mit der PDS2000-Software (Reson-Thales) verarbeitet. gemäß dem Standard der International Hydrographic Organization (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) für Navigation und Gezeitenkorrektur. Die Lärmreduzierung aufgrund versehentlicher Instrumentenspitzen und Strahlausschluss schlechter Qualität wurde mit Werkzeugen zur Bandbearbeitung und Entfernung von Spitzen durchgeführt. Die kontinuierliche Schallgeschwindigkeitserkennung wird von einer Kielstation in der Nähe des Mehrstrahlwandlers durchgeführt und erfasst alle 6–8 Stunden Echtzeit-Schallgeschwindigkeitsprofile in der Wassersäule und wendet diese an, um Echtzeit-Schallgeschwindigkeit für den richtigen Strahl bereitzustellen Lenkung. Der gesamte Datensatz besteht aus etwa 440 km2 (0-1200 m Tiefe). Die Daten wurden verwendet, um ein hochauflösendes digitales Geländemodell (DTM) bereitzustellen, das durch eine Gitterzellengröße von 1 m gekennzeichnet ist. Das endgültige DTM (Abb.1a) wurde mit Geländedaten (>0 m über dem Meeresspiegel) durchgeführt, die vom italienischen Geo-Militär-Institut mit einer Rasterzellengröße von 20 m erfasst wurden.
Ein 55 Kilometer langes, hochauflösendes, einkanaliges seismisches Datenprofil, das während sicherer Hochseekreuzfahrten in den Jahren 2007 und 2014 gesammelt wurde, deckte eine Fläche von etwa 113 Quadratkilometern ab, beide auf dem R/V Urania. Marisk-Profile (z. B. L1-Seismikprofil, Abb. 1b) wurden mit dem IKB-Seistec-Boomersystem erhalten. Die Erfassungseinheit besteht aus einem 2,5 m langen Katamaran, in dem Quelle und Empfänger platziert sind Die Quellensignatur besteht aus einem einzelnen positiven Peak, der im Frequenzbereich von 1–10 kHz charakterisiert ist und die Auflösung von Reflektoren mit einem Abstand von 25 cm ermöglicht. Sichere seismische Profile wurden mit einer seismischen 1,4-kJ-Mehrspitzen-Geospark-Quelle mit Schnittstelle zur Geotrace-Software (Geo Marine Survey System) erfasst. Das System besteht aus einem Katamaran mit einer 1–6,02-kHz-Quelle, die bis zu 400 Millisekunden in weiche Sedimente unter dem Meeresboden eindringt, mit einer theoretischen vertikalen Auflösung von 30 cm Sowohl Safe- als auch Marsik-Geräte wurden mit einer Geschwindigkeit von 0,33 Schüssen/Sek. und einer Schiffsgeschwindigkeit von <3 Kn erhalten. Die Daten wurden mit der Geosuite Allworks-Software mit dem folgenden Arbeitsablauf verarbeitet und präsentiert: Dilatationskorrektur, Wassersäulen-Stummschaltung, 2-6 KHz Bandpass-IIR-Filterung und AGC.
Das Gas aus der Unterwasserfumarole wurde auf dem Meeresboden mithilfe einer Plastikbox gesammelt, die mit einer Gummimembran an der Oberseite ausgestattet war und vom ROV kopfüber über die Entlüftungsöffnung gestellt wurde. Sobald die in die Box eindringenden Luftblasen das Meerwasser vollständig ersetzt haben, befindet sich das ROV wieder in einer Tiefe von 1 m und der Taucher überführt das gesammelte Gas durch ein Gummiseptum in zwei vorevakuierte 60-ml-Glaskolben mit Teflon-Absperrhähnen, von denen einer mit 20 ml 5N Na gefüllt war OH-Lösung (Gegenbach-Kolben). Die wichtigsten sauren Gasarten (CO2 und H2S) werden in der alkalischen Lösung gelöst, während die schwer löslichen Gasarten (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 und leichte Kohlenwasserstoffe) im Kopfraum der Probenflasche gespeichert werden. Anorganische Gase mit geringer Löslichkeit wurden durch Gaschromatographie (GC) unter Verwendung eines Shimadzu 15A analysiert, das mit einer 10 m langen 5A-Molekularsiebsäule und einem Wärmeleitfähigkeitsdetektor ausgestattet ist ( TCD) 54.Argon und O2 wurden mit einem Thermo Focus-Gaschromatographen analysiert, der mit einer 30 m langen Kapillarmolekularsiebsäule und TCD ausgestattet war. Methan und leichte Kohlenwasserstoffe wurden mit einem Shimadzu 14A-Gaschromatographen analysiert, der mit einer 10 m langen Edelstahlsäule ausgestattet war, die mit Chromosorb PAW 80/100 Mesh gefüllt war, mit 23 % SP 1700 beschichtet war, und einem Flammenionisationsdetektor (FID). Die flüssige Phase wurde für die Analyse von 1 verwendet ) CO2, as, titriert mit 0,5 N HCl-Lösung (Metrohm Basic Titrino) und 2) H2S, as, nach Oxidation mit 5 mL H2O2 (33 %), durch Ionenchromatographie (IC) (IC) (Wantong 761). Der analytische Fehler der Titration, GC und IC-Analyse beträgt weniger als 5 %. Nach standardmäßigen Extraktions- und Reinigungsverfahren für Gasgemische beträgt 13C/12C CO2 (ausgedrückt als δ13 C-CO2 % und V-PDB) wurden mit einem Finningan Delta S-Massenspektrometer analysiert55,56. Die zur Schätzung der externen Präzision verwendeten Standards waren Carrara- und San Vincenzo-Marmor (intern), NBS18 und NBS19 (international), während der Analysefehler und die Reproduzierbarkeit ± 0,05 % bzw. ± 0,1 % betrugen.
δ15N-Werte (ausgedrückt als % vs. Luft) und 40Ar/36Ar wurden mit einem Agilent 6890 N-Gaschromatographen (GC) bestimmt, der an ein Finnigan Delta plusXP-Massenspektrometer mit kontinuierlichem Durchfluss gekoppelt war. Der Analysefehler beträgt: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 % Probe und Ra haben in der Atmosphäre das gleiche Verhältnis: 1,39 × 10−6)57 wurde im Labor von INGV-Palermo (Italien) bestimmt. 3He, 4He und 20Ne wurden mit einem Doppelkollektor-Massenspektrometer (Helix SFT-GVI)58 nach der Trennung von He und Ne bestimmt. Analysefehler ≤ 0,3 %. Typische Blindwerte für He und Ne sind <10-14 bzw. <10-16 Mol.
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