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Wir berichten über Hinweise auf eine aktive Hebung des Meeresbodens und Gasaustritte mehrere Kilometer vor der Küste des Hafens von Neapel (Italien). Pockennarben, Hügel und Krater kennzeichnen den Meeresboden. Diese Formationen stellen die Spitzen flacher Krustenstrukturen dar, darunter Pagoden, Verwerfungen und Falten, die den Meeresboden heute prägen. Sie zeichneten den Aufstieg, die Druckbeaufschlagung und die Freisetzung von Helium und Kohlendioxid bei Dekarbonisierungsreaktionen von Mantelschmelzen und Krustengesteinen auf. Diese Gase ähneln wahrscheinlich jenen, die die hydrothermalen Systeme von Ischia, Campi Flegre und Soma-Vesuv speisen, was auf eine mit Krustenfluiden vermischte Mantelquelle unterhalb des Golfs von Neapel hindeutet. Die durch den Gasauftrieb und die Druckbeaufschlagung verursachte Unterwasserausdehnung und -ruptur erfordert einen Überdruck von 2–3 MPa. Hebungen, Verwerfungen und Gasaustritte des Meeresbodens sind Manifestationen nichtvulkanischer Umwälzungen, die Meeresbodeneruptionen und/oder hydrothermale Explosionen ankündigen können.
Hydrothermale Tiefseeaustritte (Heißwasser und Gase) sind ein häufiges Merkmal von Mittelozeanischen Rücken und konvergenten Plattenrändern (einschließlich untergetauchter Teile von Inselbögen), während kalte Austritte von Gashydraten (Chlatraten) oft charakteristisch für Kontinentalschelfe und passive Ränder sind1, 2, 3, 4, 5. Das Auftreten hydrothermaler Austritte am Meeresboden in Küstengebieten deutet auf Wärmequellen (Magmareservoirs) in der kontinentalen Kruste und/oder im Erdmantel hin. Diese Austritte können dem Aufstieg von Magma durch die obersten Schichten der Erdkruste vorausgehen und in der Eruption und Ablagerung vulkanischer Seeberge kulminieren6. Daher ist die Identifizierung (a) von Morphologien, die mit aktiver Meeresbodendeformation verbunden sind, und (b) von Gasaustritt in der Nähe besiedelter Küstengebiete wie der Vulkanregion von Neapel in Italien (~1 Million Einwohner) entscheidend für die Beurteilung möglicher Vulkane. Hydrothermale oder hydratisierte Gasemissionen sind aufgrund ihrer geologischen und biologischen Eigenschaften relativ gut bekannt, Ausnahmen sind morphologische Merkmale, die mit flacheren Gewässern verbunden sind, mit Ausnahme derer, die in See 12 auftreten. Es gibt relativ wenige Aufzeichnungen. Hier präsentieren wir neue bathymetrische, seismische, Wassersäulen- und geochemische Daten für eine unter Wasser liegende, morphologisch und strukturell komplexe Region, die von Gasemissionen im Golf von Neapel (Süditalien) betroffen ist, etwa 5 km vom Hafen von Neapel entfernt. Diese Daten wurden während der SAFE_2014-Kreuzfahrt (August 2014) an Bord der R/V Urania gesammelt. Wir beschreiben und interpretieren den Meeresboden und die unterirdischen Strukturen, an denen Gasemissionen auftreten, untersuchen die Quellen der austretenden Flüssigkeiten, identifizieren und charakterisieren die Mechanismen, die den Gasaufstieg und die damit verbundene Verformung regulieren, und diskutieren die Auswirkungen auf die Vulkanologie.
Der Golf von Neapel bildet den westlichen Rand des Plio-Quartärs, die von Nordwesten nach Südosten gestreckte tektonische Senke Kampaniens13,14,15. Westlich von Ischia (ca. 150-1302 n. Chr.), dem Krater Campi Flegre (ca. 300-1538) und Soma-Vesuv (von <360-1944). Diese Anordnung begrenzt die Bucht im Norden (n. Chr.)15, während sie im Süden an die Halbinsel von Sorrent grenzt (Abb. 1a). Der Golf von Neapel ist von den vorherrschenden Nordost-Südwest- und sekundären Nordwest-Südost-Verwerfungen geprägt (Abb. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei und Somma-Vesuv sind durch hydrothermale Erscheinungen, Bodendeformationen 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 von Erdbeben). Neuere Studien19,20 legen nahe, dass zwischen der Dynamik von Soma-Vesuv und der von Campi Flegre eine Verbindung bestehen könnte, die möglicherweise mit einzelnen „tiefen“ Magmareservoirs zusammenhängt. Vulkanische Aktivitäten und Meeresspiegelschwankungen in den letzten 36.000 Jahren der Campi Flegrei und 18.000 Jahren des Soma Vesuv kontrollierten das Sedimentsystem des Golfs von Neapel. Der niedrige Meeresspiegel während des letzten glazialen Maximums (18.000 Jahre) führte zur Regression des küstennahen, flachen Sedimentsystems, das anschließend durch transgressive Ereignisse während des späten Pleistozäns/Holozäns aufgefüllt wurde. Unterseeische Gasemissionen wurden rund um die Insel Ischia und vor der Küste der Campi Flegre sowie in der Nähe des Soma-Vesuvs festgestellt (Abb. 1b).
(a) Morphologische und strukturelle Anordnung des Kontinentalschelfs und des Golfs von Neapel 15, 23, 24, 48. Punkte stellen große unterseeische Eruptionszentren dar; rote Linien repräsentieren große Verwerfungen. (b) Bathymetrie des Golfs von Neapel mit erkannten Flüssigkeitsaustrittsstellen (Punkte) und Spuren seismischer Linien (schwarze Linien). Die gelben Linien stellen die Trajektorien der seismischen Linien L1 und L2 dar, die in Abbildung 6 dargestellt sind. 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 die CTD-EMBlank-, CTD-EM50- und ROV-Rahmen sind in Abb. 5 dargestellt. Der gelbe Kreis markiert die Position der Gasprobenentladung, und ihre Zusammensetzung ist in Tabelle S1 dargestellt. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) verwendet mit Surfer® 13 generierte Grafiken.
Auf der Grundlage der während der SAFE_2014-Fahrt (August 2014) gewonnenen Daten (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 (Neigung ≤ 3°) Oberfläche gekennzeichnet ist, die von einer kuppelartigen Struktur mit 5,0 × 5,3 km Abmessungen unterbrochen wird, die lokal 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 bzw. 1.800 m. Die Kreisförmigkeit [C = 4π(Fläche/Umfang²)] der Hügel nahm mit zunehmendem Umfang ab (Abb. 2b). Die Achsenverhältnisse der Hügel lagen zwischen 1 und 6,5, wobei Hügel mit einem Achsenverhältnis >2 eine bevorzugte Streichrichtung N45°E + 15° und eine stärker verteilte sekundäre Streichrichtung N105°E bis N145°E aufwiesen (Abb. 2c). Auf der BdM-Ebene und auf der Hügelspitze sind einzelne oder ausgerichtete Kegel vorhanden (Abb. 3a,b). Die Kegelanordnung folgt der Anordnung der Hügel, auf denen sie sich befinden. Pockennarben befinden sich üblicherweise auf dem flachen Meeresboden (Abb. 3c) und gelegentlich auf Hügeln. Die räumliche Dichte der Kegel und Pockennarben zeigt, dass die vorherrschende NO-SW-Ausrichtung die nordöstlichen und südwestlichen Grenzen der BdM-Kuppel abgrenzt (Abb. 4a,b); die weniger ausgedehnte NW-SO-Route befindet sich in der zentralen BdM-Region.
(a) Digitales Geländemodell (Zellengröße 1 m) 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 von Umfang und Rundheit betragen 4,83 m bzw. 0,01 und die Standardfehler von Achsenverhältnis und Winkel betragen 0,04 bzw. 3,34°.
Details der identifizierten Kegel, Krater, Hügel und Gruben in der BdM-Region, extrahiert aus dem DTM in Abbildung 2.
(a) Ausrichtungskegel auf einem flachen Meeresboden; (b) Kegel und Krater auf schmalen, von Nordwesten nach Südosten verlaufenden Hügeln; (c) Pockennarben auf einer leicht geneigten Oberfläche.
(a) Räumliche Verteilung der erkannten Krater, Gruben und aktiven Gasentladungen. (b) Räumliche Dichte der in (a) gemeldeten 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-Fahrt im August 2014 durchgeführt wurden (Abbildungen 4 und 5). Die akustischen Anomalien dieser Emissionen zeigen vertikal längliche Formen, die vom Meeresboden aufsteigen und eine vertikale Höhe zwischen 12 und etwa 70 m erreichen (Abb. 5a). An einigen Stellen bildeten die akustischen Anomalien eine nahezu kontinuierliche „Schleife“. Die beobachteten Blasenfahnen variieren stark: von kontinuierlichen, dichten Blasenströmen bis hin zu kurzlebigen Phänomenen (Zusatzfilm 1). Die ROV-Inspektion ermöglicht die visuelle Überprüfung des Auftretens von Flüssigkeitsaustrittsstellen am Meeresboden und hebt kleine Einbuchtungen auf dem Meeresboden hervor, die manchmal von roten bis orangefarbenen Sedimenten umgeben sind (Abb. 5b). In einigen Fällen reaktivieren ROV-Kanäle die Emissionen. Die Morphologie der Austrittsstellen zeigt oben eine kreisförmige Öffnung ohne Verbreiterung in der Wassersäule. Der pH-Wert in der Wassersäule direkt über dem Austrittspunkt zeigte einen signifikanten Abfall, was auf lokal saurere Bedingungen hindeutet. (Abb. 5c,d). Insbesondere sank der pH-Wert über der BdM-Gasentladung 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 deuteten auf Folgendes hin: a) die Beteiligung saurer Flüssigkeiten im Zusammenhang mit dem BdM-Entgasungsprozess und b) das Fehlen oder eine sehr langsame Entladung von Thermoflüssigkeiten und Salzlake.
(a) Erfassungsfenster des akustischen Wassersäulenprofils (Echometer Simrad EK60). Vertikales grünes Band entspricht der Gasfackel, die am Flüssigkeitsaustritt EM50 (ca. 75 m unter dem Meeresspiegel) in der BdM-Region erkannt wurde; die Multiplexsignale von Boden und Meeresboden werden ebenfalls angezeigt (b). Erfasst mit einem ferngesteuerten Fahrzeug in der BdM-Region. Das einzelne Foto zeigt einen kleinen Krater (schwarzer Kreis), der von rotem bis orangefarbenem Sediment umgeben ist. (c,d) CTD-Daten der Multiparameter-Sonde, verarbeitet mit der Software SBED-Win32 (Seasave, Version 7.23.2). Muster ausgewählter Parameter (Salzgehalt, Temperatur, pH-Wert und Sauerstoff) der Wassersäule über dem Flüssigkeitsaustritt EM50 (Feld c) und außerhalb des BdM-Austrittsbereichs (Feld d).
Zwischen dem 22. und 28. August 2014 sammelten wir drei Gasproben aus dem Untersuchungsgebiet. Diese Proben zeigten eine ähnliche Zusammensetzung, 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 waren (<0,052 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 liegt zwischen 0,24 und 0,30 mmol/mol und besteht aus C2-C4-Alkanen, Aromaten (hauptsächlich Benzol), Propen und schwefelhaltigen Verbindungen (Thiophen). Die Der 40Ar/36Ar-Wert entspricht dem von Luft (295,5), obwohl Probe EM35 (BdM-Kuppel) einen Wert von 304 aufweist, was einen leichten Überschuss von 40Ar zeigt. Das δ15N-Verhältnis war höher als bei Luft (bis zu +1,98 % gegenüber Luft), während die δ13C-CO2-Werte zwischen -0,93 und 0,44 % gegenüber V-PDB lagen. Die R/Ra-Werte (nach Korrektur der Luftverschmutzung mithilfe des 4He/20Ne-Verhältnisses) lagen zwischen 1,66 und 1,94, was auf das Vorhandensein eines großen Anteils von Mantel-He hindeutet. 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 von Ischia, Campi verglichen Flegrei- und Somma-Vesuv-Fumarolen. 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 Campania-Vulkane dargestellt wird, d. h. die Mischung zwischen Mantelgasen (von denen zum Zweck der Datenanpassung angenommen wird, dass sie im Vergleich zu klassischen MORBs leicht mit Kohlendioxid angereichert sind) und Reaktionen, die durch die Dekarbonisierung der Erdkruste verursacht werden. Das resultierende Gasgestein.
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 kampanischen Vulkans. Das Endgliedgas der gemischten Linie stammt aus dem Mantel, d. h. das Gas, das durch die Entkohlungsreaktion von Karbonatmineralien entsteht.
Die Seismikabschnitte 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 zweier wichtiger seismischer Formationen (MS und PS in Abb. 7) gekennzeichnet. Die obere (MS) weist subparallele Reflektoren mit hoher bis mittlerer Amplitude und lateraler Kontinuität auf (Abb. 7b,c). Diese Schicht enthält marine Sedimente, die vom Last Glacial Maximum (LGM)-System mitgerissen wurden, und besteht aus Sand und Ton23. Die darunterliegende 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 diapirartigen Geometrien demonstrieren das Eindringen von transparentem PS-Material in die obersten MS-Ablagerungen. Die Hebung ist verantwortlich für die Bildung von Falten und Verwerfungen, die die MS-Schicht und die darüber liegenden heutigen Sedimente des Meeresbodens des BdM beeinflussen (Abb. 7b–d). Das stratigraphische MS-Intervall ist im ENE-Teil des Abschnitts L1 deutlich delaminiert, während es in Richtung BdM aufgrund des Vorhandenseins einer gasgesättigten Schicht (GSL), die von einigen inneren Ebenen der MS-Sequenz bedeckt ist, weiß wird (Abb. 7a). Schwerekerne, die am oberen Rand des BdM gesammelt wurden und der transparenten seismischen Schicht entsprechen, deuten darauf hin, dass die obersten 40 cm aus Sand bestehen, der erst vor kurzem abgelagert wurde; )24,25 und Bimssteinfragmente aus dem explosiven Ausbruch des Campi Flegrei aus „Neapel-Gelbem 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 in Zusammenhang stehen, akustisch undurchsichtig sind21,23,24. Wir schlussfolgern, dass die beobachtete seismische Fazies des BdM-PS sowie das Erscheinungsbild der unterseeischen PS-Schicht am Aufschluss (Abb. 7d) den Aufstieg von Erdgas widerspiegeln.
(a) Einspuriges seismisches Profil L1 (Navigationsspur in Abb. 1b) zeigt eine säulenförmige (pagodenförmige) räumliche Anordnung. Die Pagode besteht aus chaotischen Ablagerungen aus Bimsstein und Sand. Die gasgesättigte Schicht unter der Pagode unterbricht die Kontinuität der tieferen Formationen. (b) Einkanaliges seismisches Profil L2 (Navigationsspur in Abb. 1b) zeigt Einschnitte und Verformungen von Meeresbodenhügeln, marinen (MS) und Bimssteinsandablagerungen (PS). (c) Die Verformungsdetails in MS und PS sind in (c,d) angegeben. Bei einer angenommenen Geschwindigkeit von 1580 m/s im obersten Sediment entsprechen 100 ms etwa 80 m auf der vertikalen Skala.
Die morphologischen und strukturellen Merkmale von BdM ähneln denen anderer unterseeischer hydrothermaler 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 Quellen deutet darauf hin, dass ihre Verteilung teilweise durch die NW-SE- und NE-SW-Impaktbrüche gesteuert wird (Abb. 4b). Dies sind die bevorzugten Streichrichtungen von Verwerfungsystemen, die die Vulkangebiete Campi Flegrei und Somma-Vesuv sowie den Golf von Neapel betreffen. Insbesondere die Struktur der ersteren bestimmt den Ort des hydrothermalen Austritts aus dem Krater Campi Flegrei35. Wir schlussfolgern daher, dass Verwerfungen und Brüche im Golf von Neapel die bevorzugte Route für die Gaswanderung an die Oberfläche, ein Merkmal, das auch andere strukturell kontrollierte hydrothermale Systeme aufweisen36,37. Bemerkenswerterweise waren BdM-Kegel und -Gruben nicht immer mit Hügeln verbunden (Abb. 3a,c). Dies deutet darauf hin, dass diese Hügel nicht unbedingt Vorläufer der Grubenbildung darstellen, wie andere Autoren für Gashydratzonen vorgeschlagen haben32,33. Unsere Schlussfolgerungen stützen die Hypothese, dass die Zerstörung von Kuppel-Meeresbodensedimenten nicht immer zur Bildung von Gruben führt.
Die drei gesammelten gasförmigen Emissionen weisen typische chemische Signaturen für hydrothermale Flüssigkeiten auf, nämlich hauptsächlich CO2 mit signifikanten 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 von atmosphärischen Gasen (wie O2), die in U-Boot-Emissionen nicht erwartet werden, kann auf eine Kontamination durch im Meerwasser gelöste Luft zurückzuführen sein, die mit in zur Probenahme verwendeten Plastikboxen gespeicherten Gasen in Kontakt kommt, wenn ROVs vom Meeresboden ins Meer geborgen werden, um dort zu revoltieren. Umgekehrt deuten positive δ15N-Werte und ein hoher N2/Ar-Wert (bis zu 480), der deutlich höher ist als bei ASW (luftgesättigtem Wasser), darauf hin, dass der größte Teil des N2 aus außeratmosphärischen Quellen stammt, was mit dem vorherrschenden hydrothermalen Ursprung dieser Gase übereinstimmt. Der hydrothermal-vulkanische Ursprung des BdM Die Gaskonzentrationen werden durch den CO2- und He-Gehalt und deren Isotopensignaturen bestätigt. Kohlenstoffisotope (δ13C-CO2 von -0,93 % bis +0,4 %) und CO2/3He-Werte (von 1,7 × 1010 bis 4,1 × 1010) deuten darauf hin, dass die BdM-Proben zu einem gemischten Trend von Fumarolen rund um die Mantelendelemente des Golfs von Neapel gehören und die Beziehung zwischen den durch die Dekarbonisierungsreaktion erzeugten Gasen besteht (Abbildung 6). Genauer gesagt befinden sich die BdM-Gasproben entlang des Mischungstrends an ungefähr derselben Stelle wie die Flüssigkeiten der benachbarten Vulkane Campi Flegrei und Somma-Veusivus. Sie sind krustenhaltiger als die Ischia-Fumarolen, die näher am Mantelende liegen. Somma-Veusiv 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 Ansammlung von radiogenem He aus derselben Magmaquelle stammte, die die Vulkane Somma-Vesuv und Campi Flegrei speiste. Das Fehlen nachweisbarer organischer Kohlenstoffanteile in den BdM-Emissionen deutet darauf hin, dass organische Sedimente nicht am BdM-Entgasungsprozess beteiligt sind.
Basierend auf den oben berichteten Daten und den Ergebnissen aus experimentellen Modellen von kuppelartigen Strukturen, die mit unterseeischen gasreichen Regionen verbunden sind, könnte die Druckbeaufschlagung von Tiefengasen für die Bildung von kilometergroßen BdM-Kuppeln verantwortlich sein. Zur Schätzung des Überdrucks Pdef, der zum BdM-Gewölbe führt, haben wir ein Modell der Dünnplattenmechanik33,34 angewendet und dabei auf Grundlage der gesammelten morphologischen und seismischen Daten angenommen, dass das BdM-Gewölbe eine fast kreisförmige Platte mit einem Radius a ist, der größer ist als eine verformte weiche viskose Ablagerung. Die vertikale maximale Verschiebung w und Dicke h (Ergänzende Abb. S1). Pdef ist die Differenz zwischen Gesamtdruck und statischem Gesteinsdruck plus Wassersäulendruck. Bei BdM beträgt der Radius etwa 2.500 m, w 20 m und das aus dem seismischen Profil geschätzte Maximum h beträgt etwa 100 m. Wir berechnen Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 aus der Beziehung, wobei D die Biegesteifigkeit ist; D wird durch (E h3)/[12(1 – ν2)] angegeben, wobei E der Elastizitätsmodul der Ablagerung und ν die Poissonzahl (~0,5) ist33. Da die mechanischen Eigenschaften von BdM-Sedimenten nicht gemessen werden können, setzen wir E = 140 kPa, was ein angemessener Wert für küstennahe sandige Sedimente 47 ähnlich wie BdM ist14,24. Wir berücksichtigen nicht die höheren E-Werte, die in der Literatur für schluffige Tonablagerungen (300 < E < 350.000 kPa)33,34 angegeben werden, da BDM-Ablagerungen hauptsächlich aus Sand und nicht aus Schluff oder schluffigem Ton bestehen24. Wir erhalten Pdef = 0,3 Pa, was mit Schätzungen von Meeresbodenhebeprozessen in Gashydratbeckenumgebungen übereinstimmt, wo Pdef zwischen 10-2 und 103 Pa variiert, wobei niedrigere Werte niedrige w/a und/oder was darstellen. In BdM verringert sich die Steifigkeit aufgrund Eine lokale Gassättigung des Sediments und/oder das Auftreten bereits vorhandener Brüche können ebenfalls zum Versagen und der daraus resultierenden Gasfreisetzung beitragen und so die Bildung der beobachteten Belüftungsstrukturen ermöglichen. Die gesammelten reflektierten seismischen Profile (Abb. 7) zeigten, dass PS-Sedimente aus der GSL emporgehoben wurden und die darüber liegenden MS-Meeresablagerungen nach oben drückten, was zu Hügeln, Falten, Verwerfungen und Sedimentschnitten führte (Abb. 7b,c). Dies deutet darauf hin, 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 von der GSL erzeugten Flüssigkeitsaustritt erzeugt wurde. Da ein aktiver Austritt vom Meeresboden bis in über 170 m ü. NN sichtbar ist48, gehen wir davon aus, dass der Flüssigkeitsüberdruck innerhalb der GSL 1.700 kPa übersteigt. Die Aufwärtswanderung von Gasen in den Sedimenten hatte auch den Effekt, im MS enthaltenes Material auszuwaschen, was erklärt Das Vorhandensein chaotischer Sedimente in Schwerelotkernen, die auf BdM25 entnommen wurden. Darüber hinaus erzeugt der Überdruck der GSL ein komplexes Bruchsystem (polygonale Verwerfung in Abb. 7b). Zusammengefasst wurden diese Morphologie, Struktur und stratigraphische Setzung, die als „Pagoden“49,50 bezeichnet werden, ursprünglich Sekundäreffekten alter Gletscherformationen zugeschrieben und werden heute als Auswirkungen aufsteigender Gase31,33 oder Evaporite50 interpretiert. Am Kontinentalrand von Kampanien sind Evaporationssedimente selten, zumindest in den obersten 3 km der Kruste. Daher ist es wahrscheinlich, dass der Wachstumsmechanismus der BdM-Pagoden durch aufsteigende Gase in den Sedimenten gesteuert wird. Diese Schlussfolgerung wird durch die transparente seismische Fazies der Pagode (Abb. 7) sowie durch bereits berichtete Daten aus Schwerelotkernen24 gestützt, wo heutiger Sand mit „Pomici Principali“25 und „Neapel Yellow Tuff“26 ausbricht. Campi Flegrei. Darüber hinaus drangen PS-Ablagerungen in die oberste MS-Schicht ein und verformten sie (Abb. 7d). Diese strukturelle Anordnung lässt darauf schließen, dass es sich bei der Pagode um eine aufragende Struktur und nicht nur um eine Gaspipeline handelt. Somit sind zwei Hauptprozesse für die Entstehung der Pagode verantwortlich: a) Die Dichte des weichen Sediments nimmt ab, wenn Gas von unten eindringt; b) Das Gas-Sediment-Gemisch steigt auf, was die beobachteten Faltungen, Verwerfungen und Brüche verursacht, die MS-Ablagerungen verursachen (Abbildung 7). Ein ähnlicher Entstehungsmechanismus wurde für Pagoden vorgeschlagen, die mit Gashydraten in der Südschottischen See (Antarktis) in Zusammenhang stehen. BdM-Pagoden traten in Gruppen in hügeligen Gebieten auf und ihre durchschnittliche vertikale Ausdehnung betrug 70–100 m in der Hin- und Rückreisezeit (TWTT) (Abb. 7a). Aufgrund des Vorhandenseins von MS-Wellen und unter Berücksichtigung der Stratigraphie des BdM-Schwerekerns schließen wir, dass das Entstehungsalter der Pagodenstrukturen weniger als etwa 14–12.000 Jahre beträgt. Darüber hinaus ist das Wachstum dieser Strukturen noch immer aktiv (Abb. 7d), da einige Pagoden in den darüber liegenden heutigen BdM-Sand eingedrungen sind und diesen verformt haben (Abb. 7d).
Das Versäumnis der Pagode, den heutigen Meeresboden zu überqueren, deutet darauf hin, dass (a) ein Gasaufstieg und/oder ein lokaler Stopp der Gas-Sediment-Vermischung und/oder (b) ein möglicher seitlicher Fluss des Gas-Sediment-Gemisches keinen lokalen Überdruckprozess zulassen. Gemäß dem Diapir-Theorie-Modell52 weist der seitliche Fluss ein negatives Gleichgewicht zwischen der Zufuhrrate des Schlamm-Gas-Gemisches von unten und der Geschwindigkeit auf, mit der sich die Pagode nach oben bewegt. Die Verringerung der Zufuhrrate könnte mit der Zunahme der Dichte des Gemisches aufgrund des Verschwindens der Gaszufuhr zusammenhängen. Die oben zusammengefassten Ergebnisse und der auftriebsgesteuerte Aufstieg der Pagode ermöglichen es uns, die Höhe der Luftsäule hg abzuschätzen. Der Auftrieb wird durch ΔP = hgg (ρw – ρg) angegeben, wobei g die Schwerkraft (9,8 m/s²) und ρw und ρg die Dichten von Wasser bzw. Gas sind. ΔP ist die Summe aus dem zuvor berechneten Pdef und dem lithostatischer Druck Plith der Sedimentplatte, d. h. ρsg h, wobei ρs die Sedimentdichte ist. In diesem Fall wird der für den gewünschten Auftrieb erforderliche hg-Wert durch hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] angegeben. 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, da ρw ≫ρg. Wir erhalten hg = 245 m, ein Wert, der die Tiefe des Bodens der GSL darstellt. ΔP beträgt 2,4 MPa, was dem Überdruck entspricht, der erforderlich ist, um den Meeresboden von BdM aufzubrechen und Öffnungen zu bilden.
Die Zusammensetzung des BdM-Gases steht im Einklang mit Mantelquellen, die durch die Zugabe von Flüssigkeiten verändert wurden, die mit Dekarbonisierungsreaktionen von Krustengesteinen in Zusammenhang stehen (Abb. 6). Die grobe EW-Ausrichtung von BdM-Kuppeln und aktiven Vulkanen wie Ischia, Campi Flegre und Soma-Vesuv sowie die Zusammensetzung der ausgestoßenen Gase lassen darauf schließen, dass die aus dem Mantel unter der gesamten Vulkanregion von Neapel ausgestoßenen Gase vermischt sind. Immer mehr Krustenflüssigkeiten bewegen sich von Westen (Ischia) nach Osten (Somma-Vesuv) (Abb. 1b und 6).
Wir sind zu dem Schluss gekommen, dass es in der Bucht von Neapel, wenige Kilometer vom Hafen Neapels entfernt, eine kuppelartige Struktur mit einem Durchmesser von 25 km2 gibt, die von einem aktiven Entgasungsprozess betroffen ist und durch die Platzierung von Pagoden und Hügeln verursacht wurde. Derzeit deuten BdM-Signaturen darauf hin, dass nicht-magmatische Turbulenzen53 dem embryonalen Vulkanismus vorausgehen könnten, d. h. der frühen Entladung von Magma und/oder thermischen Flüssigkeiten. Es sollten Überwachungsaktivitäten durchgeführt werden, um die Entwicklung von Phänomenen zu analysieren und geochemische und geophysikalische Signale zu erkennen, die auf potenzielle magmatische Störungen hinweisen.
Akustische Wassersäulenprofile (2D) wurden während der SAFE_2014-Ausfahrt (August 2014) auf der R/V Urania (CNR) vom National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC) erfasst. Die akustische Probenahme erfolgte mit einem wissenschaftlichen Strahlteiler-Echolot Simrad EK60 mit 38 kHz. Die akustischen Daten wurden bei einer Durchschnittsgeschwindigkeit von ca. 4 km aufgezeichnet. Die gesammelten Echolotbilder wurden verwendet, um Flüssigkeitsaustritte zu identifizieren und ihre Position im Sammelgebiet (zwischen 74 und 180 m ü. NN) genau zu bestimmen. Messung physikalischer und chemischer 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 Software SBED-Win32 (Seasave, Version 7.23.2) verarbeitet. Eine visuelle Inspektion des Meeresbodens wurde mit einem ferngesteuerten ROV-Gerät „Pollux III“ (GEItaliana) durchgeführt Fahrzeug) mit zwei (niedrig und hochauflösenden) Kameras.
Die Multibeam-Datenerfassung erfolgte mit einem 100-kHz-Simrad-EM710-Multibeam-Sonarsystem (Kongsberg). Das System ist mit einem differenziellen GPS-System verbunden, um submetrische Fehler bei der Strahlpositionierung zu vermeiden. Der akustische Impuls hat eine Frequenz von 100 kHz, einen Zündimpuls von 150° und eine Gesamtöffnung von 400 Strahlen. Während der Erfassung wurden Schallgeschwindigkeitsprofile in Echtzeit gemessen und angewendet. Die Daten wurden mit der Software PDS2000 (Reson-Thales) gemäß dem Standard der Internationalen Hydrographischen Organisation (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) für Navigation und Gezeitenkorrektur verarbeitet. Die Rauschunterdrückung aufgrund von versehentlichen Instrumentenspitzen und der Ausgrenzung minderwertiger Strahlen erfolgte mithilfe von Bandbearbeitungs- und De-Spiking-Tools. Die kontinuierliche Schallgeschwindigkeitsmessung erfolgt durch eine Kielstation in der Nähe des Multibeam-Wandlers. Diese erfasst und wendet alle 6–8 Stunden Echtzeit-Schallgeschwindigkeitsprofile in der Wassersäule an, um die Echtzeit-Schallgeschwindigkeit für die korrekte Strahlführung zu gewährleisten. Lenkung. Der gesamte Datensatz umfasst ungefähr 440 km2 (0–1200 m Tiefe). Die Daten wurden verwendet, um ein hochauflösendes digitales Geländemodell (DTM) mit einer Rasterzellengröße von 1 m bereitzustellen. Das endgültige DTM (Abb. 1a) wurde mit Geländedaten (> 0 m über dem Meeresspiegel) erstellt, die vom italienischen Geomilitärischen Institut mit einer Rasterzellengröße von 20 m erfasst wurden.
Ein 55 Kilometer langes hochauflösendes einkanaliges seismisches Datenprofil, das während sicherer Ozeankreuzfahrten in den Jahren 2007 und 2014 gesammelt wurde, deckte eine Fläche von etwa 113 Quadratkilometern ab, beide auf der R/V Urania.Marisk-Profile (z. B. L1-Seismikprofil, Abb. 1b) wurden mithilfe des IKB-Seistec-Boomer-Systems 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 bis 10 kHz charakterisiert ist und die Auflösung von Reflektoren im Abstand von 25 cm ermöglicht.Sichere seismische Profile wurden mithilfe einer 1,4-kJ-Mehrspitzen-Seismikquelle von Geospark erfasst, die mit der Software Geotrace (Geo Marine Survey System) verbunden ist.Das System besteht aus einem Katamaran mit einer 1–6,02-kHz-Quelle, die bis zu 400 Millisekunden in weiches Sediment unter dem Meeresboden eindringt, mit einer theoretischen vertikalen Auflösung von 30 cm.Sowohl Safe- als auch Marsik-Geräte wurden mit einer Rate von 0,33 Schüssen/Sekunde bei einer Schiffsgeschwindigkeit von <3 Kn erhalten.Die Daten wurden mit der Software Geosuite Allworks mit dem folgenden Arbeitsablauf verarbeitet und präsentiert: Dilatationskorrektur, Stummschaltung der Wassersäule, 2–6-kHz-Bandpass-IIR-Filterung und AGC.
Das Gas aus der Unterwasserfumarole wurde auf dem Meeresboden mithilfe einer Plastikbox mit einer Gummimembran auf der Oberseite gesammelt, die vom ROV kopfüber über die Entlüftung gestellt wurde. Sobald die in die Box eintretenden 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 Teflonhähnen, von denen einer mit 20 ml 5N NaOH-Lösung (Gegenbach-Kolben) gefüllt war. Die wichtigsten sauren Gasarten (CO2 und H2S) sind in der alkalischen Lösung gelöst, während die schwerlöslichen Gasarten (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 und leichte Kohlenwasserstoffe) im Kopfraum der Probenflasche gespeichert sind. Anorganische, schwerlösliche Gase wurden mittels Gaschromatographie (GC) mit einem Shimadzu 15A analysiert, der mit einer 10 m langen 5A-Molekularsiebsäule und einem Wärmeleitfähigkeitsdetektor (WLD) 54. Argon und O₂ wurden mit einem Thermo Focus-Gaschromatographen analysiert, der mit einer 30 m langen Kapillar-Molekularsiebsäule und WLD ausgestattet war. Methan und leichte Kohlenwasserstoffe wurden mit einem Shimadzu 14A-Gaschromatographen analysiert, der mit einer 10 m langen Edelstahlsäule, gefüllt mit Chromosorb PAW 80/100 Mesh, beschichtet mit 23 % SP 1700 und einem Flammenionisationsdetektor (FID) ausgestattet war. Die flüssige Phase wurde für die Analyse von 1) CO₂, as, titriert mit 0,5 N HCl-Lösung (Metrohm Basic Titrino) und 2) H₂S, as, nach Oxidation mit 5 ml H₂O₂ (33 %), mittels Ionenchromatographie (IC) (Wantong 761) verwendet. Der analytische Fehler bei Titration, GC- und IC-Analyse beträgt weniger als 5 %. Nach Standardextraktions- und Reinigungsverfahren für Gasgemische wurde 13C/12C CO₂ (ausgedrückt als δ13C-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 analytische Fehler und die Reproduzierbarkeit ±0,05 % bzw. ±0,1 % betrugen.
Die δ15N-Werte (ausgedrückt als % vs. Luft) und 40Ar/36Ar wurden mit einem Agilent 6890 N-Gaschromatographen (GC) in Verbindung mit einem Finnigan Delta plusXP-Durchfluss-Massenspektrometer bestimmt. Der Analysefehler beträgt: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. Das He-Isotopenverhältnis (ausgedrückt als R/Ra, wobei R das in der Probe gemessene 3He/4He ist und Ra das gleiche Verhältnis in der Atmosphäre darstellt: 1,39 × 10−6)57 wurde im Labor des INGV-Palermo (Italien) bestimmt. 3He, 4He und 20Ne wurden mit einem Doppelkollektor-Massenspektrometer (Helix SFT-GVI)58 nach Trennung von He und Ne bestimmt. Der Analysefehler beträgt ≤ 0,3 %. Typische Blindwerte für He und Ne sind <10-14 und <10-16 mol.
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