Täname teid Nature.com-i külastamise eest. Teie kasutataval brauseriversioonil on CSS-i jaoks piiratud tugi. Parima kogemuse saamiseks soovitame teil kasutada värskendatud brauserit (või lülitada Internet Exploreris ühilduvusrežiim välja). Seni kuvame saiti jätkuva toe tagamiseks ilma stiilide ja JavaScriptita.
Esitame tõendeid aktiivse merepõhja kerkimise ja gaasiheitmete kohta mitu kilomeetrit Napoli (Itaalia) sadamast avamerele. Merepõhja tunnusjooned on lõhed, künkad ja kraatrid. Need moodustised esindavad madalate maakoore struktuuride, sealhulgas pagoodide, murrangute ja voltide tippe, mis mõjutavad tänapäeval merepõhja. Need registreerisid heeliumi ja süsinikdioksiidi tõusu, rõhu all hoidmist ja vabanemist vahevöö sulamise ja maakoore kivimite dekarboniseerimisreaktsioonides. Need gaasid on tõenäoliselt sarnased nendega, mis toidavad Ischia, Campi Flegre ja Soma-Vesuuvi hüdrotermilisi süsteeme, mis viitab vahevöö allikale, mis on segunenud maakoore vedelikega Napoli lahe all. Gaasitõusu ja rõhu all hoidmise protsessi põhjustatud veealune paisumine ja purunemine nõuab 2-3 MPa ülerõhku. Merepõhja kerkimine, murrangud ja gaasiheitmed on mittevulkaaniliste murrangute ilmingud, mis võivad kuulutada merepõhja purskeid ja/või hüdrotermilisi plahvatusi.
Süvamere hüdrotermilised (kuuma vee ja gaasi) heited on ookeani keskosa seljandike ja koonduvate laamaservade (sealhulgas saarekaarte veealused osad) tavaline tunnus, samas kui gaashüdraatide (klatraatide) külmad heited on sageli iseloomulikud mandrilavale ja passiivsetele servadele1, 2,3,4,5. Merepõhja hüdrotermiliste heitmete esinemine rannikualadel viitab soojusallikatele (magma reservuaarid) mandrilises maakoores ja/või vahevöös. Need heited võivad eelneda magma tõusule läbi maakoore ülemiste kihtide ning kulmineeruda vulkaaniliste veealuste mägede purske ja paigutumisega6. Seetõttu on võimalike vulkaanide hindamiseks kriitilise tähtsusega tuvastada (a) aktiivse merepõhja deformatsiooniga seotud morfoloogiad ja (b) gaasiheitmed asustatud rannikualade, näiteks Itaalia Napoli vulkaanilise piirkonna (~1 miljon elanikku) lähedal.Madal purse.Lisaks, kuigi süvamere hüdrotermiliste või hüdraatgaaside heitmetega seotud morfoloogilised tunnused on oma geoloogiliste ja bioloogiliste omaduste tõttu suhteliselt hästi tuntud, on erandiks madalama veega seotud morfoloogilised tunnused, välja arvatud need, mis esinevad In järves 12, on suhteliselt vähe andmeid. Siin esitleme uusi batümeetrilisi, seismilisi, veesamba ja geokeemilisi andmeid Napoli lahe (Lõuna-Itaalia) veealuse, morfoloogiliselt ja struktuurilt keerulise piirkonna kohta, mida mõjutavad gaasiheitmed, umbes 5 km kaugusel Napoli sadamast. Need andmed koguti SAFE_2014 (august 2014) kruiisi ajal R/V Urania pardal. Kirjeldame ja tõlgendame merepõhja ja pinnasealuseid struktuure, kus gaasiheitmed esinevad, uurime ventilatsioonivedelike allikaid, tuvastame ja iseloomustame mehhanisme, mis reguleerivad gaasi tõusu ja sellega seotud deformatsiooni, ning arutame vulkanoloogilisi mõjusid.
Napoli laht moodustab Plio-Kvaternaari lääneserva, loode-kagu suunas kulgeva pikliku Campania tektoonilise lohu13,14,15. Ischia (umbes 150–1302 pKr) idaosas asuv Campi Flegre kraater (umbes 300–1538) ja Soma-Vesuuv (alates <360–1944 pKr) piirab lahte põhja pool15, samas kui lõunas piirneb Sorrento poolsaarega (joonis 1a). Napoli lahte mõjutavad valdavad kirde-edela suunas ja sekundaarsed loode-kagu suunas asuvad olulised murrangud (joonis 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesuuv iseloomustavad hüdrotermilised ilmingud, maapinna deformatsioon ja madal seismilisus16,17,18 (nt turbulentne sündmus Campi Flegreis aastatel 1982–1984, mille tagajärjel tõusis maakera 1,8 m ja esines tuhandeid maavärinaid). Hiljutised uuringud19,20 viitavad sellele, et võib esineda Seos Soma-Vesuuvi ja Campi Flegre dünaamika vahel, mis on võimalik, et seotud „sügavate” üksikute magma reservuaaridega. Vulkaaniline aktiivsus ja merepinna kõikumised Campi Flegrei viimase 36 000 aasta ja Somma Vesuuvi 18 000 aasta jooksul kontrollisid Napoli lahe settesüsteemi. Madal merepinna tase viimase jääaja maksimumi ajal (18 000 aastat) viis avamere madala settesüsteemi taandarenguni, mis hiljem täitus transgressiivsete sündmustega hilise pleistotseeni-holotseeni ajal. Allveelaevade gaaside heitkoguseid on tuvastatud Ischia saare ümbruses ja Campi Flegre ranniku lähedal ning Soma-Vesuuvi mäe lähedal (joonis 1b).
(a) Mandrilava ja Napoli lahe morfoloogiline ja struktuuriline paigutus 15, 23, 24, 48. Punktid tähistavad peamisi allveelaevade pursete keskpunkte; punased jooned tähistavad peamisi rikkeid. (b) Napoli lahe batümeetria tuvastatud vedelikuavade (punktid) ja seismiliste joonte jälgedega (mustad jooned). Kollased jooned tähistavad seismiliste joonte L1 ja L2 trajektoore, mis on esitatud joonisel 6. Banco della Montagna (BdM) kuplikujuliste struktuuride piirid on tähistatud siniste katkendjoontega (a, b). Kollased ruudud tähistavad akustiliste veesamba profiilide asukohti ning CTD-EMBlank, CTD-EM50 ja ROV kaadrid on esitatud joonisel 5. Kollane ring tähistab proovivõtugaasi väljalaske asukohta ja selle koostis on näidatud tabelis S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) kasutab Surfer® 13 loodud graafikat.
SAFE_2014 (august 2014) kruiisi ajal saadud andmete põhjal (vt Meetodid) on loodud Napoli lahe uus digitaalne maastikumudel (DTM) 1 m resolutsiooniga. DTM näitab, et Napoli sadamast lõunas asuvat merepõhja iseloomustab õrnalt kaldus lõunasse suunatud pind (kalle ≤3°), mida katkestab 5,0 × 5,3 km suurune kuplikujuline struktuur, mida kohalikud tunnevad kui Banco della Montagna (BdM). Joon. 1a,b). BdM areneb umbes 100–170 meetri sügavusel, 15–20 meetri kõrgusel ümbritsevast merepõhjast. BdM-i kuppel näitas künkataolist morfoloogiat, mis oli tingitud 280 ringikujulisest kuni ovaalsest künkast (joonis 2a), 665 koonusest ja 30 süvendist (joonised 3 ja 4). Künka maksimaalne kõrgus ja ümbermõõt on vastavalt 22 m ja 1800 m. Künkade ringikujulisus [C = 4π(pindala/ümbermõõt2)] vähenes perimeetri suurenemisega (joonis 2b). Künkade telgede suhted olid vahemikus 1 kuni 6,5, kusjuures küngastel, mille telgede suhe oli >2, oli eelistatud N45°E + 15° löök ja hajutatum sekundaarne, hajutatum N105°E kuni N145°E löök (joonis 2c). BdM-i tasapinnal ja küngaste tipus esineb üksikuid või joondatud koonuseid (joonis 3a, b). Koonuste paigutus järgib küngaste paigutust, millel nad asuvad. Argpükste kujulised jäljed asuvad tavaliselt tasasel merepõhjal (joonis 3c) ja aeg-ajalt küngastel. Koonuste ja argpükste ruumiline tihedus näitab, et valdav kirde-edela suunaline paigutus piirab BdM-i kupli kirde- ja edelapiiri (joonis 4a, b); vähem levinud loode-kagu suunaline marsruut asub BdM-i keskosas.
(a) Banco della Montagna (BdM) kupli digitaalne maastikumudel (lahtri suurus 1 m). (b) BdM küngaste ümbermõõt ja ümarus. (c) Künkat ümbritseva parima sobivusega ellipsi peatelje aksiaalsuhe ja nurk (orientatsioon). Digitaalse maastikumudeli standardviga on 0,004 m; perimeetri ja ümaruse standardvead on vastavalt 4,83 m ja 0,01 ning aksiaalsuhte ja nurga standardvead on vastavalt 0,04 ja 3,34°.
Joonisel 2 on DTM-ist eraldatud BdM piirkonnas tuvastatud koonuste, kraatrite, küngaste ja aukude üksikasjad.
(a) Joonduskoonused tasasel merepõhjal; (b) koonused ja kraatrid loode-kagu suunalistel kitsastel küngastel; (c) lõhed kergelt kaldpinnal.
(a) Tuvastatud kraatrite, aukude ja aktiivsete gaasilahenduste ruumiline jaotus. (b) Punktis (a) esitatud kraatrite ja aukude ruumiline tihedus (arv/0,2 km2).
2014. aasta augustis SAFE_2014 kruiisi käigus ROV veesamba kajaloodiga tehtud piltide ja merepõhja otseste vaatluste abil tuvastasime BdM piirkonnas 37 gaasilist heitkogust (joonised 4 ja 5). Nende heitkoguste akustilised anomaaliad näitavad vertikaalselt piklikke kujundeid, mis tõusevad merepõhjast 12–70 m kõrgusele (joonis 5a). Mõnes kohas moodustasid akustilised anomaaliad peaaegu pideva „rongi“. Vaadeldud mullipilved on väga erinevad: pidevatest tihedatest mullivoogudest lühiajaliste nähtusteni (lisafilm 1). ROV-i kontroll võimaldab visuaalselt kontrollida merepõhja vedeliku lõõride esinemist ja toob esile väikesed lohud merepõhjas, mida mõnikord ümbritsevad punased kuni oranžid setted (joonis 5b). Mõnel juhul taasaktiveerivad ROV-i kanalid heitkoguseid. Lõõri morfoloogia näitab ülaosas ümmargust ava, millel pole veesambas laienemist. Veesamba pH vahetult väljalaskepunkti kohal näitas olulist langust, mis viitab lokaalselt happelisematele tingimustele (joonis 5c, d). Eelkõige oli pH BdM gaasi väljalaske kohal 75 m sügavusel vähenes pH 8,4-lt (70 m sügavusel) 7,8-le (75 m sügavusel) (joonis 5c), samas kui Napoli lahe teistes kohtades olid pH väärtused sügavusvahemikus 8,3–8,5 vahemikus 0–160 m (joonis 5d). Napoli lahe BdM-i piirkonnas ja väljaspool seda asuvates kahes kohas puudusid merevee temperatuuri ja soolsuse olulised muutused. 70 m sügavusel on temperatuur 15 °C ja soolsus umbes 38 PSU (joonis 5c, d). pH, temperatuuri ja soolsuse mõõtmised näitasid: a) BdM-i degaseerimisprotsessiga seotud happeliste vedelike osalemist ja b) termiliste vedelike ja soolvee puudumist või väga aeglast eraldumist.
(a) Akustilise veesamba profiili mõõtmise aken (ehhomeeter Simrad EK60). Vertikaalne roheline riba, mis vastab gaasipurskele, mis tuvastati EM50 vedeliku väljalaskel (umbes 75 m allpool merepinda) BdM piirkonnas; näidatud on ka põhja ja merepõhja multiplekssignaalid (b), mis on kogutud kaugjuhtimisega sõidukiga BdM piirkonnas. Ühel fotol on näha väike kraater (must ring), mida ümbritseb punane kuni oranž settega. (c, d) Mitmeparameetrilise sondi CTD andmed, mis on töödeldud SBED-Win32 tarkvara abil (Seasave, versioon 7.23.2). Valitud parameetrite (soolsus, temperatuur, pH ja hapnik) mustrid veesambas vedeliku väljalaske EM50 kohal (paneel c) ja väljaspool Bdm väljalaskeala paneeli (d).
Kogusime uuringupiirkonnast 22.–28. augustini 2014 kolm gaasiproovi. Nende proovide koostis oli sarnane, domineerides CO2 (934–945 mmol/mol), millele järgnesid olulised N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) ja H2S (0,10 mmol/mol) kontsentratsioonid –0,44 mmol/mol, samas kui H2 ja He olid vähem rikkad (vastavalt <0,052 ja <0,016 mmol/mol) (joonis 1b; tabel S1, lisafilm 2). Mõõdeti ka suhteliselt kõrgeid O2 ja Ar kontsentratsioone (vastavalt kuni 3,2 ja 0,18 mmol/mol). Kergete süsivesinike summa jääb vahemikku 0,24–0,30 mmol/mol ja koosneb C2-C4 alkaanidest, aromaatsetest ühenditest (peamiselt benseen), propeenist ja väävlit sisaldavatest ühenditest (tiofeen). 40Ar/36Ar väärtus on kooskõlas õhutemperatuuriga. (295,5), kuigi proovi EM35 (BdM kuppel) väärtus on 304, mis näitab kerget 40Ar ülejääki. δ15N suhe oli kõrgem kui õhus (kuni +1,98% vs. õhk), samas kui δ13C-CO2 väärtused olid vahemikus -0,93 kuni 0,44% vs. V-PDB. R/Ra väärtused (pärast õhusaaste korrigeerimist 4He/20Ne suhtega) olid vahemikus 1,66 kuni 1,94, mis näitab suure osa He vahevöö olemasolu. Heeliumi isotoobi kombineerimisel CO2 ja selle stabiilse isotoobiga 22 saab BdM-i heitkoguste allikat veelgi selgitada. CO2 kaardil CO2/3He ja δ13C kohta (joonis 6) võrreldakse BdM gaasi koostist Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesuuvi fumaroolide koostisega. Joonisel 6 on näidatud ka teoreetilised segunemisjooned kolme erineva süsiniku BdM-gaasi tootmisega seotud võimalikud allikad: lahustunud vahevööst pärinevad sulakivimid, orgaaniliselt rikkad setted ja karbonaadid. BdM-proovid langevad kolme Campania vulkaani kujutatud segunemisjoonele, st vahevöögaaside (mis andmete sobitamise eesmärgil eeldatakse olevat klassikaliste MORB-idega võrreldes süsinikdioksiidi poolest veidi rikastatud) ja maakoore dekarboniseerumisest tingitud reaktsioonide segunemisele. Saadud gaasikivim.
Võrdluseks on esitatud hübriidjooned vahevöö koostise ja lubjakivi ning orgaaniliste setete otsmiste kihtide vahel. Kastid tähistavad Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesviuse 59, 60, 61 fumaroolide alasid. BdM proov asub Campania vulkaani segatrendis. Segatud joone otsmiste kihtide gaas pärineb vahevööst, mis on karbonaatsete mineraalide dekarboniseerimisreaktsiooni käigus tekkiv gaas.
Seismilised lõiked L1 ja L2 (joonis 1b ja 7) näitavad üleminekut BdM-i ja Somma-Vesuuvi (L1, joonis 7a) ning Campi Flegrei (L2, joonis 7b) vulkaaniliste piirkondade distaalsete stratigraafiliste järjestuste vahel. BdM-i iseloomustab kahe peamise seismilise formatsiooni (MS ja PS joonisel 7) olemasolu. Ülemisel kihil (MS) on näha suure kuni mõõduka amplituudiga ja külgmise järjepidevusega subparalleelsed reflektorid (joonis 7b, c). See kiht sisaldab viimase jääaja maksimumi (LGM) süsteemi poolt lohistatud mereseteid ning koosneb liivast ja savist23. Alumist PS-kihti (joonis 7b–d) iseloomustab kaootiline kuni läbipaistev faas sammaste või liivakellade kujul. PS-setete pealispinnale moodustasid merepõhja künkad (joonis 7d). Need diapiirilaadsed geomeetriad näitavad PS-läbipaistva materjali sissetungimist ülemistesse MS-kihtidesse. Maapinna tõus vastutab voltide ja murrangute tekke eest, mis mõjutavad MS-kihti ja selle pealmist kihti. BdM merepõhja tänapäeva setted (joonis 7b–d). MS stratigraafiline intervall on L1 lõigu ida-kirdeosas selgelt delamineerunud, samas kui see valgeneb BdM suunas gaasiga küllastunud kihi (GSL) olemasolu tõttu, mida katavad MS järjestuse mõned sisemised tasandid (joonis 7a). Läbipaistvale seismilisele kihile vastava BdM ülaosas kogutud gravitatsioonisüdamikud näitavad, et ülemine 40 cm koosneb hiljuti tänapäevani ladestunud liivast; )24,25 ja pimsskivi fragmendid Campi Flegrei plahvatuslikust purskest „Napoli kollases tuffis” (14,8 ka)26. PS-kihi läbipaistvat faasi ei saa seletada ainult kaootiliste segunemisprotsessidega, kuna Napoli lahes väljaspool BdM-i leitud maalihkete, mudavoogude ja püroklastiliste voogudega seotud kaootilised kihid on akustiliselt läbipaistmatud21,23,24. Järeldame, et vaadeldud BdM PS seismilised faatsiesed ja ka veealuse paljandi PS-kihi (joonis 7d) ilmumine peegeldavad maagaasi tõusu.
(a) Ühekanaliline seismiline profiil L1 (navigatsioonijälg joonisel 1b), mis näitab sammaslikku (pagoodi) ruumilist paigutust. Pagood koosneb pimsskivi ja liiva kaootilistest ladestustest. Pagoodi all olev gaasiga küllastunud kiht eemaldab sügavamate formatsioonide järjepidevuse. (b) Ühekanaliline seismiline profiil L2 (navigatsioonijälg joonisel 1b), mis toob esile merepõhja küngaste, merelise (MS) ja pimsskivi liiva ladestuste (PS) sisselõike ja deformatsiooni. (c) Deformatsiooni üksikasjad MS-s ja PS-s on esitatud punktides (c, d). Eeldades kiirust 1580 m/s ülemises settekihis, vastab 100 ms vertikaalskaalal umbes 80 m.
BdM-i morfoloogilised ja struktuurilised omadused on sarnased teiste veealuste hüdrotermiliste ja gaashüdraatide väljadega kogu maailmas2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 ning on sageli seotud maakerkega (võlvid ja künkad) ja gaasivooluga (koonused, süvendid). BdM-iga joondatud koonused ja süvendid ning piklikud künkad viitavad struktuurilt kontrollitud läbilaskvusele (joonised 2 ja 3). Küngaste, süvendite ja aktiivsete lõõride ruumiline paigutus viitab sellele, et nende jaotust kontrollivad osaliselt loode-kagu ja kirde-edela suunalised löögimurrud (joonis 4b). Need on Campi Flegrei ja Somma-Vesuuvi vulkaanilisi alasid ning Napoli lahte mõjutavate murrangusüsteemide eelistatud löögid. Eelkõige kontrollib esimese struktuur Campi Flegrei kraatrist lähtuva hüdrotermilise väljavoolu asukohta35. Seetõttu järeldame, et Napoli lahe murrangud ja lõhed kujutavad endast eelistatud teed gaasi migratsiooniks pinnale, mis on omadus, mida jagavad ka teised struktuurilt kontrollitud hüdrotermilised allikad. süsteemid36,37. Tähelepanuväärne on, et BdM-koonused ja -augud ei olnud alati seotud küngastega (joonis 3a, c). See viitab sellele, et need künkad ei pruugi tingimata olla aukude moodustumise eelkäijad, nagu teised autorid on gaashüdraatide tsoonide kohta väitnud32,33. Meie järeldused toetavad hüpoteesi, et kupli merepõhja setete häirimine ei vii alati aukude moodustumiseni.
Kolmel kogutud gaasilisel heitkogusel on hüdrotermilistele vedelikele iseloomulikud keemilised tunnused, nimelt peamiselt CO2 koos märkimisväärse redutseerivate gaaside (H2S, CH4 ja H2) ja kergete süsivesinike (eriti benseeni ja propüleeni) kontsentratsiooniga38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabel S1). Atmosfäärigaaside (näiteks O2) olemasolu, mida allveelaevade heitkogustes eeldatavasti ei esine, võib olla tingitud merevees lahustunud õhu saastumisest, mis puutub kokku proovide võtmiseks kasutatavates plastkastides hoitavate gaasidega, kuna ROV-id ekstraheeritakse ookeanipõhjast merre.Seevastu positiivsed δ15N väärtused ja kõrge N2/Ar (kuni 480), mis on oluliselt kõrgem kui õhuga küllastunud vesi (ASW), viitavad sellele, et suurem osa N2-st toodetakse atmosfäärivälistest allikatest, mis on kooskõlas nende gaaside valdava hüdrotermilise päritoluga.BdM-gaasi hüdrotermilis-vulkaanilist päritolu kinnitavad CO2 ja He sisaldus ning nende isotoopsed tunnused.Süsiniku isotoobid (δ13C-CO2 vahemikus -0,93% kuni +0,4%) ja CO2/3He väärtused (vahemikus 1,7 × 1010 kuni 4,1 × 1010) viitavad sellele, et BdM proovid kuuluvad Napoli lahe vahevöö otsmiste ja dekarboniseerumise ümbruse fumaroolide segatrendi. Reaktsiooni käigus tekkivate gaaside vaheline seos (joonis 6). Täpsemalt öeldes asuvad BdM gaasiproovid segunemistrendi suunas ligikaudu samas kohas kui külgnevate Campi Flegrei ja Somma-Veusivuse vulkaanide vedelikud. Need on maakoorelähedasemad kui Ischia fumaroolid, mis asuvad vahevöö otsale lähemal. Somma-Vesuuvil ja Campi Flegreil on kõrgemad 3He/4He väärtused (R/Ra vahemikus 2,6–2,9) kui BdM-il (R/Ra vahemikus 1,66–1,96; tabel S1). See viitab sellele, et radiogeense He lisandumine ja akumuleerumine pärineb samast magmaallikast. mis toitsid Somma-Vesuuvi ja Campi Flegrei vulkaane. Tuvastatavate orgaanilise süsiniku fraktsioonide puudumine BdM-i heitkogustes viitab sellele, et orgaanilised setted ei ole BdM-i degaseerimisprotsessis kaasatud.
Ülaltoodud andmete ja merealuste gaasirikaste piirkondadega seotud kuplikujuliste struktuuride eksperimentaalsete mudelite tulemuste põhjal võib sügav gaasirõhk olla vastutav kilomeetrite suuruste BdM-kuplite moodustumise eest. BdM-võlvkestani viiva ülerõhu Pdef hindamiseks rakendasime õhukese plaadi mehaanika mudelit,33,34 eeldades kogutud morfoloogiliste ja seismiliste andmete põhjal, et BdM-võlvkest on ringikujuline leht raadiusega a, mis on suurem kui deformeerunud pehme viskoosne ladestus. Vertikaalne maksimaalne nihe w ja paksus h (lisajoonis S1). Pdef on kogurõhu ja kivimi staatilise rõhu pluss veesamba rõhu vahe. BdM-i juures on raadius umbes 2500 m, w on 20 m ja seismilise profiili põhjal hinnatud h maksimum on umbes 100 m. Arvutame Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 seostest, kus D on paindejäikus; D on antud valemiga (E h3)/[12(1 – ν2)], kus E on sette Youngi moodul ja ν on Poissoni tegur (~0,5)33. Kuna BdM-setete mehaanilisi omadusi ei saa mõõta, määrasime E väärtuseks 140 kPa, mis on rannikul asuvate liivaste setete jaoks mõistlik väärtus47, mis sarnaneb BdM-iga14,24. Me ei arvesta kirjanduses aleuriitse savi ladestuste kohta teatatud kõrgemaid E väärtusi (300 < E < 350 000 kPa)33,34, kuna BDM-i ladestused koosnevad peamiselt liivast, mitte aleuriitsest savist ega aleuriitsest savist24. Saame Pdef = 0,3 Pa, mis on kooskõlas merepõhja kerkimisprotsesside hinnangutega gaashüdraatide basseini keskkondades, kus Pdef varieerub vahemikus 10-2 kuni 103 Pa, kusjuures madalamad väärtused esindavad madalat vee-a ja/või ... Eelnevate pragude ilmnemine võib samuti kaasa aidata purunemisele ja sellest tulenevale gaasi vabanemisele, võimaldades vaadeldavate ventilatsioonistruktuuride teket. Kogutud peegeldunud seismilised profiilid (joonis 7) näitasid, et PS-setted kerkisid GSL-ist üles, lükates ülespoole asetsevaid MS-merelisi setteid, mille tulemuseks olid künkad, voldid, murrangud ja settelised lõhed (joonis 7b, c). See viitab sellele, et 14,8–12 tuhat aastat vana pimsskivi on tunginud nooremasse MS-kihti ülespoole suunatud gaasitranspordi protsessi kaudu. BdM-i struktuuri morfoloogilisi tunnuseid võib vaadelda GSL-i tekitatud vedeliku väljavoolu tekitatud ülerõhu tulemusena. Arvestades, et aktiivset väljavoolu on näha merepõhjast kuni 170 m kõrgusele merepinnast48, eeldame, et vedeliku ülerõhk GSL-is ületab 1700 kPa. Gaaside ülespoole liikumine setetes avaldas ka MS-is sisalduva materjali puhastamise mõju, mis selgitas kaootiliste setete olemasolu BdM25-l võetud gravitatsiooniproovides. Lisaks on GSL-i ülerõhk loob keeruka murdesüsteemi (polügonaalne murrang joonisel 7b). Kokkuvõttes omistati see morfoloogia, struktuur ja stratigraafiline asustus, mida nimetatakse "pagoodideks"49,50, algselt vanade liustikumoodustiste sekundaarsetele mõjudele ja praegu tõlgendatakse neid tõusva gaasi31,33 või evaporiitide50 mõjudena. Campania mandri serval on aurustavaid setteid vähe, vähemalt maakoore ülemise 3 km ulatuses. Seetõttu on tõenäoline, et BdM-pagoodide kasvumehhanismi kontrollib gaasi tõus setetes. Seda järeldust toetavad pagoodi läbipaistvad seismilised faatsiesed (joonis 7), samuti varem teatatud gravitatsioonisüdamike andmed,24 kus tänapäeva liiv purskab 'Pomici Principali'25 ja 'Napoli kollase tuffi'26 Campi Flegrei abil. Lisaks tungisid PS-setted ülemisse MS-kihti ja deformeerisid seda (joonis 7d). See struktuuriline paigutus viitab sellele, et pagood kujutab endast tõusvat struktuuri, mitte ainult gaasi torujuhe. Seega reguleerivad pagoodi moodustumist kaks peamist protsessi: a) pehme sette tihedus väheneb gaasi altpoolt sisenemisel; b) gaasi-sette segu tõuseb, mis põhjustab MS-i ladestumist, mis põhjustab voldimist, murranguid ja purunemist (joonis 7). Sarnast moodustumismehhanismi on pakutud ka Lõuna-Scotia mere (Antarktika) gaashüdraatidega seotud pagoodide jaoks. BdM-pagoodid ilmusid rühmadena mägistes piirkondades ja nende vertikaalne ulatus oli keskmiselt 70–100 m kahesuunalise läbimise aja (TWTT) jooksul (joonis 7a). MS-lainetiste olemasolu ja BdM-i gravitatsioonisüdamiku stratigraafia põhjal järeldame, et pagoodistruktuuride tekkeaeg on alla umbes 14–12 tuhat aastat tagasi. Lisaks on nende struktuuride kasv endiselt aktiivne (joonis 7d), kuna mõned pagoodid on tunginud tänapäeva BdM-liiva ja seda deformeerinud (joonis 7d).
Pagoodi suutmatus läbida tänapäevast merepõhja viitab sellele, et (a) gaasi tõus ja/või gaasi ja sette segu lokaalne lakkamine ja/või (b) gaasi ja sette segu võimalik külgvool ei võimalda lokaliseeritud ülerõhuprotsessi. Diapiiri teooria mudeli52 kohaselt näitab külgvool negatiivset tasakaalu muda-gaasi segu altpoolt tuleva juurdevoolu kiiruse ja pagoodi ülespoole liikumise kiiruse vahel. Lisavoolu kiiruse vähenemine võib olla seotud segu tiheduse suurenemisega gaasi juurdevoolu kadumise tõttu. Ülaltoodud tulemused ja pagoodi ujuvusega kontrollitud tõus võimaldavad meil hinnata õhusamba kõrgust hg. Ujuvus on antud valemiga ΔP = hgg (ρw – ρg), kus g on gravitatsioon (9,8 m/s2) ja ρw ja ρg on vastavalt vee ja gaasi tihedused. ΔP on eelnevalt arvutatud Pdef ja setteplaadi litostaatilise rõhu Plith summa, st ρsg h, kus ρs on sette tihedus. Sel juhul on soovitud ujuvuse saavutamiseks vajalik hg väärtus antud järgmiselt: hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. BdM-is määrame Pdef = 0,3 Pa ja h = 100 m (vt eespool), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg on tühine, kuna ρw ≫ρg. Saame hg = 245 m, mis näitab GSL-i põhja sügavust. ΔP on 2,4 MPa, mis on BdM-i merepõhja purustamiseks ja lõõride moodustamiseks vajalik ülerõhk.
BdM-gaasi koostis on kooskõlas vahevöö allikatega, mida on muutnud maakoore kivimite dekarboniseerumisreaktsioonidega seotud vedelike lisamine (joonis 6). BdM-kuplite ja aktiivsete vulkaanide, näiteks Ischia, Campi Flegre ja Soma-Vesuuvi, ligikaudsed ida-lääne suunalised jooned koos eralduvate gaaside koostisega viitavad sellele, et kogu Napoli vulkaanilise piirkonna all olevast vahevööst eralduvad gaasid on segunenud. Üha rohkem maakoore vedelikke liigub läänest (Ischia) itta (Somma-Vesuivus) (joonis 1b ja 6).
Oleme jõudnud järeldusele, et Napoli lahes, mõne kilomeetri kaugusel Napoli sadamast, asub 25 km2 laiune kuplilaadne struktuur, mida mõjutab aktiivne degaseerimisprotsess ning mille on põhjustanud pagoodide ja küngaste paigutus. Praegu viitavad BdM-i signatuurid sellele, et mittemagmaatiline turbulents53 võib eelneda embrüonaalsele vulkanismile, st magma ja/või termiliste vedelike varajasele väljavoolule. Tuleks rakendada seiretegevusi, et analüüsida nähtuste arengut ja tuvastada geokeemilisi ja geofüüsikalisi signaale, mis viitavad potentsiaalsetele magmaatilistele häiringutele.
Akustilised veesamba profiilid (2D) saadi SAFE_2014 (august 2014) kruiisi ajal R/V Urania (CNR) poolt Riikliku Rannikumere Keskkonna Instituudi (IAMC) poolt. Akustilist proovivõttu teostas teaduslik kiirejagava kajaloodiga Simrad EK60, mis töötas sagedusel 38 kHz. Akustilisi andmeid registreeriti keskmise kiirusega umbes 4 km. Kogutud kajaloodi pilte kasutati vedelike heidete tuvastamiseks ja nende asukoha täpseks määramiseks kogumisalal (74–180 m merepinnast). Veesamba füüsikalisi ja keemilisi parameetreid mõõdeti mitmeparameetriliste sondide abil (juhtivus, temperatuur ja sügavus, CTD). Andmeid koguti CTD 911 sondiga (SeaBird, Electronics Inc.) ja töödeldi SBED-Win32 tarkvaraga (Seasave, versioon 7.23.2). Merepõhja visuaalne kontroll viidi läbi kahe kaugjuhitava „Pollux III” (GEItaliana) ROV-seadmega (kaugjuhitav sõiduk). (madala ja kõrglahutusega) kaamerad.
Mitmekiireliste andmete kogumine viidi läbi 100 kHz Simrad EM710 mitmekiirelise sonarisüsteemi (Kongsberg) abil. Süsteem on ühendatud diferentsiaalse globaalse positsioneerimissüsteemiga, et tagada kiire positsioneerimisel submeetrilised vead. Akustilise impulsi sagedus on 100 kHz, käivitusnurk 150° ja kogu ava 400 kiirt. Mõõtke ja rakendage helikiiruse profiile reaalajas omandamise ajal. Andmeid töödeldi PDS2000 tarkvara (Reson-Thales) abil vastavalt Rahvusvahelise Hüdrograafiaorganisatsiooni standardile (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) navigeerimiseks ja loodete korrigeerimiseks. Juhuslike instrumentide piikidest ja halva kvaliteediga kiire välistamisest tingitud müra vähendamine viidi läbi sagedusriba redigeerimise ja piikide eemaldamise tööriistade abil. Pidevat helikiiruse tuvastamist teostab mitmekiirelise anduri lähedal asuv kiilujaam ning see kogub ja rakendab reaalajas helikiiruse profiile veesambas iga 6-8 tunni järel, et pakkuda reaalajas helikiirust kiire õigeks juhtimiseks. Kogu andmestik koosneb ligikaudu 440 km2 (sügavus 0–1200 m). Andmeid kasutati kõrgresolutsiooniga digitaalse maastikumudeli (DTM) loomiseks, mida iseloomustab 1 m ruudustiku suurus. Lõplik DTM (joonis 1a) loodi Itaalia Geosõjainstituudi poolt 20 m ruudustiku suurusega saadud maastikuandmetega (>0 m merepinnast).
55-kilomeetrine kõrgresolutsiooniga ühekanaliline seismiline andmeprofiil, mis koguti ohutute ookeanikruiiside ajal aastatel 2007 ja 2014, hõlmas ligikaudu 113 ruutkilomeetri suurust ala, mõlemad pardal Urania. Marisk profiilid (nt L1 seismiline profiil, joonis 1b) saadi IKB-Seistec bumeersüsteemi abil. Kogumisüksus koosneb 2,5 m pikkusest katamaraanist, kuhu paigutatakse allikas ja vastuvõtja. Allika signatuur koosneb ühest positiivsest tipust, mida iseloomustab sagedusvahemik 1–10 kHz ja mis võimaldab eraldada 25 cm kauguselt eraldatud reflektoreid. Ohutuid seismilisi profiile saadi 1,4 Kj mitme otsaga Geosparki seismilise allika abil, mis oli ühendatud Geotrace tarkvaraga (Geo Marine Survey System). Süsteem koosneb katamaraanist, mis sisaldab 1–6,02 kHz allikat, mis tungib kuni 400 millisekundi jooksul merepõhja all olevasse pehmesse settesse teoreetilise vertikaalse resolutsiooniga 30 cm. Nii Safe kui ka Marsik seadmed saadi hinnaga kiirus 0,33 lasku sekundis laeva kiirusega <3 Kn. Andmeid töödeldi ja esitati Geosuite Allworks tarkvara abil, kasutades järgmist töövoogu: dilatatsiooni korrigeerimine, veesamba summutamine, 2–6 kHz ribalaiusega IIR-filtreerimine ja AGC.
Veealusest fumaroolist pärinev gaas koguti merepõhja plastkasti abil, mille ülaosas oli kummist diafragma. ROV asetas selle tagurpidi ventilatsiooniava kohale. Kui kasti sisenevad õhumullid on merevee täielikult asendanud, liigub ROV tagasi 1 m sügavusele ja sukelduja juhib kogutud gaasi läbi kummist vaheseina kahte eelnevalt vaakumiga täidetud 60 ml klaaskolbi, mis on varustatud teflonkorkidega, millest üks täideti 20 ml 5N NaOH lahusega (Gegenbachi tüüpi kolb). Peamised happelised gaasiliigid (CO2 ja H2S) lahustatakse aluselises lahuses, samas kui madala lahustuvusega gaasiliigid (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ja kerged süsivesinikud) hoitakse proovipudeli ülaosas. Anorgaanilisi madala lahustuvusega gaase analüüsiti gaasikromatograafia (GC) abil, kasutades Shimadzu 15A, mis oli varustatud 10 m pikkuse 5A molekulaarsõela kolonni ja soojusjuhtivuse detektoriga (TCD) 54. Argooni ja O2 analüüsiti Thermo Focus gaasifiltriga. kromatograaf, mis oli varustatud 30 m pikkuse kapillaarmolekulaarsõela kolonni ja TCD-ga. Metaani ja kergeid süsivesinikke analüüsiti Shimadzu 14A gaasikromatograafiga, mis oli varustatud 10 m pikkuse roostevabast terasest kolonniga, mis oli täidetud Chromosorb PAW 80/100 mesh'iga, kaetud 23% SP 1700-ga ja leekionisatsioonidetektoriga (FID). Vedelfaasi kasutati 1) CO2, as, tiitrituna 0,5 N HCl lahusega (Metrohm Basic Titrino) ja 2) H2S, as, pärast oksüdeerimist 5 ml H2O2-ga (33%), analüüsimiseks ioonkromatograafia (IC) (IC) abil (Wantong 761). Tiitrimise, GC ja IC analüüsi analüütiline viga on alla 5%. Pärast gaasisegude standardseid ekstraheerimis- ja puhastamisprotseduure analüüsiti 13C/12C CO2 (väljendatud δ13C-CO2% ja V-PDB-na), kasutades Finningan Delta S massispektromeetrit55,56. Välise kiirguse hindamiseks kasutatud standardid Täpsusnäitajad olid Carrara ja San Vincenzo marmor (sisemine), NBS18 ja NBS19 (rahvusvaheline), samas kui analüütiline viga ja reprodutseeritavus olid vastavalt ±0,05% ja ±0,1%.
δ15N (väljendatud % õhu suhtes) ja 40Ar/36Ar väärtused määrati Agilent 6890 N gaasikromatograafi (GC) abil, mis oli ühendatud Finnigan Delta plusXP pidevvoolu massispektromeetriga. Analüüsiviga on: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. He isotoopide suhe (väljendatud R/Ra-na, kus R on proovis mõõdetud 3He/4He ja Ra on sama suhe atmosfääris: 1,39 × 10−6)57 määrati INGV-Palermo (Itaalia) laboris. 3He, 4He ja 20Ne määrati kahe kollektoriga massispektromeetriga (Helix SFT-GVI)58 pärast He ja Ne eraldamist. Analüüsiviga ≤ 0,3%. Tüüpilised He ja Ne tühiproovid on vastavalt <10-14 ja <10-16 mol.
Kuidas seda artiklit tsiteerida: Passaro, S. jt. Degaseerimisprotsessist tingitud merepõhja kerkimine paljastab rannikul tärkava vulkaanilise aktiivsuse. Science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Tänapäevaste ja iidsete merepõhja süsivesinike imbumisavade ja avade geoloogia ja bioloogia: sissejuhatus. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK ja Dillon, WP. Gaashüdraatide globaalne esinemine. Kvenvolden, KA ja Lorenson, TD (toim.) 3–18 (Maagaasi hüdraadid: esinemine, levik ja tuvastamine. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT. Geofüüsikalised piirangud hüdrotermilisele tsirkulatsioonile. Teoses: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (toim.) 29–52 (Durhami töötoa aruanne, energia ja massiülekanne mere hüdrotermilistes süsteemides, Durhami Ülikooli Kirjastus, Berliin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. ja Heinrich, C. Kesk-ookeani seljandike hüdrotermiliste süsteemide struktuur ja dünaamika. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. ja Collett, TS. Praegused seisukohad gaashüdraatide ressursside kohta. Energia ja keskkond. Teadus. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA. Lõuna-Kaspia mere kilomeetrise mudavulkaanisüsteemi sisemine struktuur ja purskete ajalugu. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. jt. Süvavee karbonaatsete mudavallide süsivesinike imbumisega seotud merepõhja tunnused Cádizi lahes: mudavoolust karbonaatsete seteteni. Geograafia, märts. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL ja Cartwright, J. Namiibia avamere lähedal asuvate kilomeetrite mõõtkavas asuvate vedelike väljavoolutorustike 3D-seismiline esitus. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ. ​​Vedelikuvoolu omadused nafta- ja gaasijuhtmesüsteemides: mida need meile vesikonna evolutsiooni kohta räägivad? Märts Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA ja Imbert, P. Neogeeni kvaternaari fluidumi väljavoolustruktuuri vertikaalne evolutsioon seoses gaasivoogudega Alam-Kongo basseinis, Angola rannikul. Märts Geoloogia. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY jt. Hüdrotermiline ja tektooniline aktiivsus Yellowstone'i järve põhjaosas, Wyoming. geoloogia. Sotsialistlik Partei. Jah. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. ja Scandone, P. Türreeni bassein ja Apenniini kaar: kinemaatilised seosed alates hilisest Totoni ajastust. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia jt. Tektooniline ja maakoore struktuur Campania mandri serval: seos vulkaanilise aktiivsusega.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Riftitektoonika ja magmalise kerkeprotsesside suhteline roll: järeldused geofüüsikalistest, struktuurilistest ja geokeemilistest andmetest Napoli vulkaanilises piirkonnas (Lõuna-Itaalia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Hiljutise vertikaalse maakoore liikumise mehhanismid Campi Flegrei kraatris Lõuna-Itaalias. Geoloogia. Sotsialistlik Partei. Jah. Spetsifikatsioon. 263, lk 1-47 (1991).
Orsi, G. jt. Lühiajaline maapinna deformatsioon ja seismilisus Campi Flegrei kraatris (Itaalia): näide aktiivsest massi taastumisest tihedalt asustatud piirkonnas. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999).
Cusano, P., Petrosino, S. ja Saccorotti, G. Itaalia Campi Flegrei vulkaanikompleksi püsiva pikaajalise 4D aktiivsuse hüdrotermilised alged. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ja Mastrolorenzo, G. Kiire diferentseerumine lävelaadsetes magmareservuaarides: juhtumiuuring Campi Flegrei kraatrist. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR jt. InSAR-i aegridad, korrelatsioonianalüüs ja ajakorrelatsiooni modelleerimine näitavad Campi Flegrei ja Vesuuvi võimalikku seost. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. ja Torrente, M. Türreeni grabeni (Napoli laht, Itaalia) esimese poole struktuuriline ja stratigraafiline struktuur. Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. ja Marty, B. Süsinikuallikad Island Arcsi vulkaanilise tuha gaasis. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrni kanjoni stratigraafia: merepinna languse ja tektoonilise kerke mõju mandrilava välimisele osale (Ida-Türreeni mere serv, Itaalia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).