Kiitos käynnistäsi Nature.com-sivustolla. Käyttämäsi selainversio tukee CSS:ää rajoitetusti. Parhaan käyttökokemuksen saavuttamiseksi suosittelemme käyttämään päivitettyä selainta (tai poistamaan yhteensopivuustilan käytöstä Internet Explorerissa). Sillä välin näytämme sivuston ilman tyylejä ja JavaScriptiä jatkuvan tuen varmistamiseksi.
Raportoimme todisteita aktiivisesta merenpohjan kohoamisesta ja kaasupäästöistä useiden kilometrien päässä Napolin (Italia) satamasta rannikolla. Kuopat, kummut ja kraatterit ovat merenpohjan piirteitä. Nämä muodostumat edustavat matalien maankuoren rakenteiden, kuten pagodeiden, siirrosten ja poimujen, huipuja, jotka vaikuttavat merenpohjaan nykyään. Ne tallensivat heliumin ja hiilidioksidin nousun, paineistumisen ja vapautumisen vaipan sulamisen ja maankuoren kivien hiilenpoistoreaktioissa. Nämä kaasut ovat todennäköisesti samanlaisia ​​kuin ne, jotka ruokkivat Ischian, Campi Flegren ja Soma-Vesuviuksen hydrotermisiä järjestelmiä, mikä viittaa vaipan lähteeseen, joka on sekoittunut maankuoren nesteisiin Napolinlahden alapuolella. Kaasunnoston ja paineistuksen aiheuttama merenalainen laajeneminen ja repeäminen vaatii 2-3 MPa:n ylipaineen. Merenpohjan kohoaminen, siirrokset ja kaasupäästöt ovat ilmentymiä ei-vulkaanisista mullistuksista, jotka voivat enteillä merenpohjan purkauksia ja/tai hydrotermisiä räjähdyksiä.
Syvänmeren hydrotermiset (kuuman veden ja kaasun) purkaukset ovat yleinen piirre valtameren keskiselänteillä ja konvergenttien laattareunoilla (mukaan lukien saarikaarien vedenalaiset osat), kun taas kylmät kaasuhydraattien (klatraattien) purkaukset ovat usein tyypillisiä mannerjalustoille ja passiivisille reunoille1, 2,3,4,5. Merenpohjan hydrotermisten purkausten esiintyminen rannikkoalueilla viittaa lämmönlähteisiin (magma-altaisiin) mannerjalustan ja/tai vaipan sisällä. Nämä purkaukset voivat edeltää magman nousua maankuoren ylimpien kerrosten läpi ja huipentua tulivuorenpohjan purkaukseen ja muodostumiseen6. Siksi on tärkeää tunnistaa (a) aktiiviseen merenpohjan muodonmuutokseen liittyvät morfologiat ja (b) kaasupäästöt lähellä asuttuja rannikkoalueita, kuten Napolin tulivuorialuetta Italiassa (noin 1 miljoona asukasta), mahdollisten tulivuorten arvioimiseksi.Matala purkaus.Lisäksi, vaikka syvänmeren hydrotermisten tai hydraattikaasupäästöihin liittyvät morfologiset piirteet ovat suhteellisen hyvin tunnettuja geologisten ja biologisten ominaisuuksiensa vuoksi, poikkeuksia ovat matalampiin vesiin liittyvät morfologiset piirteet, lukuun ottamatta In-järvessä esiintyviä piirteitä. 12, tietoja on suhteellisen vähän. Tässä esittelemme uusia batymetrisiä, seismisiä, vesipatsaan ja geokemiallisia tietoja vedenalaisesta, morfologisesti ja rakenteellisesti monimutkaisesta alueesta, johon kaasupäästöt vaikuttavat Napolinlahdella (Etelä-Italia), noin 5 km päässä Napolin satamasta. Nämä tiedot kerättiin SAFE_2014-risteilyllä (elokuu 2014) R/V Uranialla. Kuvailemme ja tulkitsemme merenpohjan ja maanalaisten rakenteiden rakenteita, joissa kaasupäästöjä esiintyy, tutkimme purkausnesteiden lähteitä, tunnistamme ja karakterisoimme mekanismeja, jotka säätelevät kaasun nousua ja siihen liittyvää muodonmuutosta, ja keskustelemme vulkanologisista vaikutuksista.
Napolinlahti muodostaa Plio-kvaternaarisen länsireunan, luoteis-kaakkoissuuntaisen pitkänomaisen Campanian tektonisen painanteen13,14,15. Ischian (n. 150–1302 jKr.) itäpuolella sijaitsevan Campi Flegren kraatterin (n. 300–1538) ja Soma-Vesuviuksen (<360–1944 jKr.) muodostama rakennelma rajoittaa lahtea pohjoiseen15, kun taas etelä rajoittuu Sorrenton niemimaan kanssa (kuva 1a). Napolinlahteen vaikuttavat vallitsevat koillis-lounaissuuntaiset ja toissijaiset luoteis-kaakkoissuuntaiset merkittävät siirrokset (kuva 1)14,15. Ischialle, Campi Flegreille ja Somma-Vesuviukselle ovat ominaisia ​​hydrotermiset ilmentymät, maaperän muodonmuutokset ja matala seismisyys16,17,18 (esim. Campi Flegrein turbulentti tapahtuma vuosina 1982–1984, jonka seurauksena maanpinnan nousu oli 1,8 metriä ja tapahtui tuhansia maanjäristyksiä). Viimeaikaiset tutkimukset19,20 viittaavat siihen, että saattaa olla Yhteys Soma-Vesuviuksen ja Campi Flegren dynamiikan välillä, mahdollisesti yhdistettynä "syviin" yksittäisiin magmaesiintymiin.Vulkaaninen toiminta ja merenpinnan heilahtelut Campi Flegrein viimeisten 36 vuosituhannen ja Somma Vesuviuksen 18 vuosituhannen aikana kontrolloivat Napolinlahden sedimenttijärjestelmää.Alhainen merenpinta viimeisen jäätikön maksimin aikaan (18 vuosituhannen vaihteessa) johti avomerellä sijaitsevan matalan sedimenttijärjestelmän taantumiseen, joka myöhemmin täyttyi transgressiivisten tapahtumien seurauksena myöhäispleistoseeni-holoseenin aikana.Sukellusveneiden kaasupäästöjä on havaittu Ischian saaren ympäristössä ja Campi Flegren rannikolla sekä Soma-Vesuviuksen lähellä (kuva 1b).
(a) Mannerjalustan ja Napolinlahden morfologiset ja rakenteelliset järjestelyt 15, 23, 24, 48. Pisteet osoittavat tärkeimmät sukellusveneiden purkauskeskukset; punaiset viivat edustavat suuria siirroksia. (b) Napolinlahden batymetria, jossa on havaittu nesteaukkoja (pisteitä) ja seismisiä viivoja (mustia viivoja). Keltaiset viivat osoittavat seismisten viivojen L1 ja L2 liikeradat, jotka on esitetty kuvassa 6. Banco della Montagnan (BdM) kupumaisten rakenteiden rajat on merkitty sinisillä katkoviivoilla kohdissa (a, b). Keltaiset neliöt osoittavat akustisten vesipatsasprofiilien sijainnit, ja CTD-EMBlank-, CTD-EM50- ja ROV-kehykset on esitetty kuvassa 5. Keltainen ympyrä osoittaa näytteenottokaasun purkauksen sijainnin, ja sen koostumus on esitetty taulukossa S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) käyttää Surfer® 13:n luomia grafiikoita.
SAFE_2014-matkan (elokuu 2014) aikana saatujen tietojen (katso Menetelmät) perusteella on rakennettu uusi Napolinlahden digitaalinen maastomalli (DTM), jonka resoluutio on 1 m. DTM osoittaa, että Napolin sataman eteläpuolella olevalle merenpohjalle on ominaista loivasti viettävä etelään päin oleva (kaltevuus ≤ 3°) pinta, jota katkaisee 5,0 × 5,3 km:n kokoinen kupumaisen rakenteen, joka tunnetaan paikallisesti nimellä Banco della Montagna (BdM). Kuva. 1a,b). BdM kehittyy noin 100–170 metrin syvyydessä, 15–20 metriä ympäröivän merenpohjan yläpuolella. BdM-kupolilla oli kumpumainen morfologia, joka johtui 280:stä ympyränmuotoisesta soikeaan kumpuun (kuva 2a), 665 kartiosta ja 30 kuopasta (kuvat 3 ja 4). Kummun enimmäiskorkeus ja ympärysmitta ovat vastaavasti 22 m ja 1 800 m. Kumpujen pyöreys [C = 4π(pinta-ala/kehä2)] pieneni kehän kasvaessa (kuva 2b). Kumpujen aksiaalisuhteet vaihtelivat 1:n ja 6,5:n välillä, ja kummuilla, joiden aksiaalisuhde oli >2, oli edullinen N45°E + 15° isku ja hajanaisempi toissijainen, hajanaisempi N105°E - N145°E isku (kuva 2c). Yksittäisiä tai linjassa olevia kartioita esiintyy BdM-tasolla ja kummun päällä (kuva 3a, b). Kartiomuodostelmat seuraavat niiden kumpujen järjestystä, joilla ne sijaitsevat. Kuoppakummuja esiintyy yleisesti tasaisella merenpohjalla (kuva 3c) ja toisinaan kummuilla. Kartioiden ja kuoppakumpujen tiheydet osoittavat, että vallitseva koillis-lounaissuuntainen suuntautuminen rajaa BdM-kupolin koillis- ja lounaisrajat (kuva 4a, b); lyhyempi luode-kaakkoissuuntainen reitti sijaitsee BdM:n keskialueella.
(a) Banco della Montagnan (BdM) kupolin digitaalinen maastomalli (solukoko 1 m). (b) BdM-kummien kehä ja pyöreys. (c) Kumpua ympäröivän parhaiten sopivan ellipsin pääakselin aksiaalisuhde ja kulma (suunta). Digitaalisen maastomallin keskivirhe on 0,004 m; kehän ja pyöreyden keskivirheet ovat vastaavasti 4,83 m ja 0,01, ja aksiaalisuhteen ja kulman keskivirheet ovat vastaavasti 0,04 ja 3,34°.
Kuvassa 2 on esitetty DTM:stä poimittujen BdM-alueen tunnistettujen kartioiden, kraatterien, kumpujen ja kuoppien yksityiskohdat.
(a) Kohdistuskartioita tasaisella merenpohjalla; (b) kartioita ja kraattereita luoteis-kaakkoissuuntaisilla kapeilla kummuilla; (c) koloja kevyesti kaltevalla pinnalla.
(a) Havaittujen kraatterien, kuoppien ja aktiivisten kaasupurkausten alueellinen jakauma. (b) Kohdassa (a) raportoitujen kraatterien ja kuoppien alueellinen tiheys (lukumäärä/0,2 km2).
Tunnistimme 37 kaasumaista päästöä BdM-alueella ROV-laitteen vesipatsaan kaikuluotaimen kuvista ja SAFE_2014-matkan aikana elokuussa 2014 tehdyistä merenpohjan suorista havainnoista (kuvat 4 ja 5). Näiden päästöjen akustiset poikkeamat osoittavat pystysuunnassa pitkänomaisia ​​muotoja, jotka nousevat merenpohjasta ja vaihtelevat pystysuunnassa 12 ja noin 70 metrin välillä (kuva 5a). Joissakin paikoissa akustiset poikkeamat muodostivat lähes jatkuvan "jonon". Havaitut kuplapaisut vaihtelevat suuresti: jatkuvista, tiheistä kuplavirtauksista lyhytaikaisiin ilmiöihin (lisäelokuva 1). ROV-tarkastus mahdollistaa merenpohjan nesteaukkojen esiintymisen visuaalisen varmentamisen ja korostaa pieniä merenpohjan koloja, joita joskus ympäröivät punaiset tai oranssit sedimentit (kuva 5b). Joissakin tapauksissa ROV-kanavat aktivoivat päästöt uudelleen. Aukon morfologia osoittaa pyöreän aukon yläosassa ilman leviämistä vesipatsaassa. Vesipatsaan pH juuri purkauskohdan yläpuolella osoitti merkittävää laskua, mikä viittaa paikallisesti happamampiin olosuhteisiin (kuva 5c, d). Erityisesti pH BdM-kaasupurkauksen yläpuolella kohdassa 75 metrin syvyydessä pH laski arvosta 8,4 (70 metrin syvyydessä) arvoon 7,8 (75 metrin syvyydessä) (kuva 5c), kun taas muissa Napolinlahden kohteissa pH-arvot olivat 0 ja 160 metrin välillä syvyysvälillä 8,3–8,5 (kuva 5d). Merkittäviä muutoksia meriveden lämpötilassa ja suolapitoisuudessa ei havaittu kahdessa paikassa Napolinlahden BdM-alueen sisä- ja ulkopuolella. 70 metrin syvyydessä lämpötila on 15 °C ja suolapitoisuus noin 38 PSU (kuva 5c, d). pH:n, lämpötilan ja suolapitoisuuden mittaukset osoittivat: a) BdM:n kaasunpoistoprosessiin liittyvien happamien nesteiden osallistumisen ja b) lämpönesteiden ja suolaliuoksen puuttumisen tai hyvin hitaan purkautumisen.
(a) Akustisen vesipatsasprofiilin mittausikkuna (Simrad EK60 -ekometri). Pystysuora vihreä nauha, joka vastaa EM50-nestepurkauksessa (noin 75 m merenpinnan alapuolella) havaittua kaasupurkausta BdM-alueella; pohjan ja merenpohjan multipleksisignaalit näkyvät myös (b) kauko-ohjattavalla ajoneuvolla BdM-alueella kerättyinä. Yhdessä valokuvassa näkyy pieni kraatteri (musta ympyrä), jota ympäröi punainen tai oranssi sedimentti. (c, d) Moniparametrianturin CTD-tiedot, jotka on käsitelty SBED-Win32-ohjelmistolla (Seasave, versio 7.23.2). Valittujen parametrien (suolapitoisuus, lämpötila, pH ja happi) kuviot vesipatsaassa EM50-nestepurkauksen yläpuolella (paneeli c) ja Bdm-purkausalueen ulkopuolella (paneeli d).
Keräsimme tutkimusalueelta kolme kaasunäytettä 22.–28. elokuuta 2014. Näytteiden koostumukset olivat samankaltaisia, pääasiassa CO2:ta (934–945 mmol/mol), jota seurasivat merkitykselliset N2:n (37–43 mmol/mol), CH4:n (16–24 mmol/mol) ja H2S:n (0,10 mmol/mol) pitoisuudet –0,44 mmol/mol), kun taas H2:ta ja He:tä oli vähemmän (<0,052 ja <0,016 mmol/mol) (kuva 1b; taulukko S1, lisäelokuva 2). Myös O2:n ja Ar:n pitoisuuksia mitattiin suhteellisen korkeina (jopa 3,2 ja 0,18 mmol/mol). Kevyiden hiilivetyjen summa vaihtelee välillä 0,24–0,30 mmol/mol ja koostuu C2-C4-alkaaneista, aromaateista (pääasiassa bentseenistä), propeenista ja rikkiä sisältävistä yhdisteistä (tiofeeni). 40Ar/36Ar-arvo on yhdenmukainen ilman kanssa. (295,5), vaikka näytteellä EM35 (BdM-kupoli) on arvo 304, jossa on hieman ylimäärää 40Ar:a. δ15N-suhde oli korkeampi kuin ilmassa (jopa +1,98 % ilmaan verrattuna), kun taas δ13C-CO2-arvot vaihtelivat -0,93:sta 0,44 %:iin verrattuna V-PDB:hen. R/Ra-arvot (ilmansaasteiden korjauksen jälkeen käyttämällä 4He/20Ne-suhdetta) olivat 1,66:n ja 1,94:n välillä, mikä osoittaa suuren vaipan heliumin osuuden läsnäolon. Yhdistämällä heliumi-isotooppi CO2:een ja sen stabiiliin isotooppiin 22 BdM:n päästöjen lähde voidaan selventää edelleen. CO2-kartassa CO2/3He vs. δ13C (kuva 6) BdM-kaasun koostumusta verrataan Ischian, Campi Flegrein ja Somma-Vesuviuksen fumaroolien koostumukseen. Kuvassa 6 esitetään myös teoreettiset sekoittumisviivat kolmen eri hiilen välillä. BdM-kaasun tuotantoon mahdollisesti liittyvät lähteet: liuenneet vaipasta peräisin olevat sulat, orgaanisesti rikkaat sedimentit ja karbonaatit. BdM-näytteet osuvat kolmen Campanian tulivuoren kuvaamalle sekoittumisviivalle, eli vaippakaasujen (joiden oletetaan olevan hieman hiilidioksidirikastuneita suhteessa klassisiin MORB-tulivuoriin datan sovittamiseksi) ja kuoren hiilenpoiston aiheuttamien reaktioiden sekoittumiseen. Tuloksena oleva kaasukivi.
Vertailua varten on esitetty hybridiviivat vaipan koostumuksen ja kalkkikiven sekä orgaanisten sedimenttien päätyosien välillä. Laatikot edustavat Ischian, Campi Flegrein ja Somma-Vesviuksen fumarolialueita 59, 60, 61. BdM-näyte on Campanian tulivuoren sekoittuneessa trendissä. Sekoitetun linjan päätyosan kaasu on peräisin vaipasta, joka on karbonaattimineraalien hiilenpoistoreaktiossa syntyvää kaasua.
Seismiset osiot L1 ja L2 (kuvat 1b ja 7) osoittavat siirtymän BdM:n ja Somma-Vesuviuksen (L1, kuva 7a) ja Campi Flegrein (L2, kuva 7b) vulkaanisten alueiden distaalisten stratigrafisten sekvenssien välillä. BdM:lle on ominaista kahden suuren seismisen muodostuman (MS ja PS kuvassa 7) läsnäolo. Ylimmässä (MS) on korkean tai kohtalaisen amplitudin ja lateraalisen jatkuvuuden omaavia subparalleelisia heijastimia (kuva 7b, c). Tämä kerros sisältää viimeisen jäätikön maksimijärjestelmän (LGM) kuljettamia merisedimenttejä ja koostuu hiekasta ja savesta23. Alla olevalle PS-kerrokselle (kuva 7b–d) on ominaista kaoottinen tai läpinäkyvä faasi, joka on pylväiden tai tiimalasin muodossa. PS-sedimenttien päälle muodostui merenpohjan kumpuja (kuva 7d). Nämä diapiirimaiset geometriat osoittavat PS-läpinäkyvän materiaalin tunkeutumisen ylimpiin MS-kerrostumiin. Kohoaminen on vastuussa MS-kerrokseen ja sen päällekkäisiin kerrostumiin vaikuttavien poimujen ja siirrosten muodostumisesta. BdM-merenpohjan nykyiset sedimentit (kuva 7b–d). MS-stratigrafinen väli on selvästi delaminoitunut L1-osan itäisessä osassa, kun taas se vaalenee BdM:ää kohti kaasukyllästetyn kerroksen (GSL) läsnäolon vuoksi, jota peittävät jotkut MS-sekvenssin sisäiset tasot (kuva 7a). BdM:n huipulta, joka vastaa läpinäkyvää seismistä kerrosta, kerätyt painovoimanäytteet osoittavat, että ylin 40 cm koostuu äskettäin nykypäivään kerrostuneesta hiekasta; )24,25 ja hohkakivifragmentteja Campi Flegrein räjähdysmäisestä purkauksesta "Napolin keltaisessa tuffissa" (14,8 ka)26. PS-kerroksen läpinäkyvää faasia ei voida selittää pelkästään kaoottisilla sekoittumisprosesseilla, koska Napolinlahdella BdM:n ulkopuolella esiintyvät maanvyörymiin, mutavirtoihin ja pyroklastisiin virtauksiin liittyvät kaoottiset kerrokset ovat akustisesti läpinäkymättömiä21,23,24. Päädymme siihen, että havaitut BdM:n PS-seismiset fasieet sekä merenalaisen paljastuman PS-kerroksen ulkonäkö (kuva 7d) heijastavat maakaasun kohoamista.
(a) Yksikanavainen seisminen profiili L1 (navigointijälki kuvassa 1b), joka esittää pylväsmäistä (pagodimaista) alueellista järjestelyä. Pagodi koostuu kaoottisista hohkakivi- ja hiekkakerrostumista. Pagodin alapuolella oleva kaasukyllästetty kerros poistaa syvempien muodostumien jatkuvuuden. (b) Yksikanavainen seisminen profiili L2 (navigointijälki kuvassa 1b), joka korostaa merenpohjan kumpujen, meri- (MS) ja hohkakivihiekkakerrostumien (PS) viiltoja ja muodonmuutoksia. (c) Deformaatiotiedot MS:ssä ja PS:ssä on esitetty kohdissa (c, d). Olettaen, että ylimmässä sedimentissä nopeus on 1580 m/s, 100 ms edustaa noin 80 m pystysuunnassa.
BdM:n morfologiset ja rakenteelliset ominaisuudet ovat samankaltaisia ​​kuin muilla merenalaisilla hydrotermisillä ja kaasuhydraattikentillä maailmanlaajuisesti2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 ja ne liittyvät usein maankohoamisiin (holvit ja kummut) ja kaasun purkaukseen (kartiot, kuopat). BdM:n kanssa linjatut kartiot ja kuopat sekä pitkänomaiset kummut osoittavat rakenteellisesti kontrolloitua läpäisevyyttä (kuvat 2 ja 3). Kumpujen, kuoppien ja aktiivisten tuuletusaukkojen spatiaalinen järjestely viittaa siihen, että niiden jakautumista osittain kontrolloivat luoteis-kaakkois- ja koillis-lounaissuuntaiset törmäysmurtumat (kuva 4b). Nämä ovat Campi Flegrein ja Somma-Vesuviuksen tulivuorialueisiin sekä Napolinlahteen vaikuttavien siirrosjärjestelmien ensisijaisia ​​osumia. Erityisesti edellisen rakenne kontrolloi Campi Flegrein kraatterin hydrotermisten purkausten sijaintia35. Siksi päädymme siihen, että Napolinlahden siirrokset ja murtumat edustavat ensisijaista reittiä kaasun kulkeutumiselle pintaan, mikä on ominaisuus, joka on yhteinen muille rakenteellisesti kontrolloiduille hydrotermisille kentille. järjestelmät36,37. Huomionarvoista on, että BdM-kartiot ja -kuopat eivät aina liittyneet kumpuihin (kuva 3a, c). Tämä viittaa siihen, että nämä kummut eivät välttämättä edusta kuoppien muodostumisen edeltäjiä, kuten muut kirjoittajat ovat ehdottaneet kaasuhydraattivyöhykkeille32,33. Johtopäätöksemme tukevat hypoteesia, jonka mukaan kupolinpohjan sedimenttien häiriintyminen ei aina johda kuoppien muodostumiseen.
Kolme kerättyä kaasumaista päästöä osoittavat hydrotermisille nesteille tyypillisiä kemiallisia piirteitä, nimittäin pääasiassa CO2:ta, jossa on merkittäviä pitoisuuksia pelkistäviä kaasuja (H2S, CH4 ja H2) ja kevyitä hiilivetyjä (erityisesti bentseeniä ja propyleenia)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (taulukko S1). Ilmakehäkaasujen (kuten O2:n) läsnäolo, joita ei odoteta olevan sukellusveneiden päästöissä, voi johtua meriveteen liuenneen ilman kontaminaatiosta, joka on joutunut kosketuksiin näytteenottoon käytettävien muovilaatikoiden varastoitujen kaasujen kanssa, kun ROV-laitteet imetään merenpohjasta mereen puhdistettavaksi. Sitä vastoin positiiviset δ15N-arvot ja korkea N2/Ar (jopa 480), joka on merkittävästi korkeampi kuin ASW (ilmakyllästetty vesi), viittaavat siihen, että suurin osa N2:sta on peräisin ilmakehän ulkopuolisista lähteistä, mikä on sopusoinnussa näiden kaasujen pääasiallisen hydrotermisen alkuperän kanssa. BdM-kaasun hydrotermis-vulkaaninen alkuperä vahvistetaan CO2- ja He-pitoisuuksilla ja niiden isotooppimerkinnöillä. Hiili-isotoopit (δ13C-CO2 välillä -0,93 % - +0,4 %) ja CO2/3He-arvot (1,7 × 1010 - 4,1 × 1010) viittaavat siihen, että BdM-näytteet kuuluvat Napolinlahden vaipan päätykappaleiden ympärillä olevaan fumaroolien sekoittuneeseen trendiin ja hiilenpoistoon. Reaktiossa syntyvien kaasujen välinen suhde (kuva 6). Tarkemmin sanottuna BdM-kaasunäytteet sijaitsevat sekoittumistrendin varrella suunnilleen samassa paikassa kuin viereisten Campi Flegrei- ja Somma-Veusivus-tulivuorten nesteet. Ne ovat maankuoren lähellä olevia kuin Ischian fumaroolit, jotka ovat lähempänä vaipan päätä. Somma-Vesuviuksella ja Campi Flegreillä on korkeammat 3He/4He-arvot (R/Ra välillä 2,6 ja 2,9) kuin BdM:llä (R/Ra välillä 1,66 ja 1,96; taulukko S1). Tämä viittaa siihen, että radiogeenisen He:n lisäys ja kertyminen on peräisin samasta magmalähteestä. joka ruokki Somma-Vesuvius- ja Campi Flegrei -tulivuoria. Havaittavien orgaanisten hiilifraktioiden puuttuminen BdM-päästöistä viittaa siihen, että orgaaniset sedimentit eivät ole mukana BdM:n kaasunpoistoprosessissa.
Yllä raportoitujen tietojen ja merenalaisten kaasupitoisten alueiden kupumaisten rakenteiden kokeellisten mallien tulosten perusteella syvän kaasun paineistus voi olla vastuussa kilometrien mittakaavan BdM-kupolien muodostumisesta. BdM-holviin johtavan ylipaineen Pdef arvioimiseksi käytimme ohutlevymekaniikkamallia33,34 olettaen kerättyjen morfologisten ja seismisten tietojen perusteella, että BdM-holvi on ympyränmuotoinen levy, jonka säde on suurempi kuin deformoituneen pehmeän viskoosin kerrostuman. BdM:n pystysuora maksimisiirtymä w ja paksuus h ovat (lisäkuva S1). Pdef on kokonaispaineen ja kallion staattisen paineen sekä vesipatsaan paineen välinen erotus. BdM:ssä säde on noin 2 500 m, w on 20 m ja seismisestä profiilista arvioitu h-maksimi on noin 100 m. Laskemme Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 yhtälöstä, jossa D on taivutusjäykkyys; D saadaan kaavasta (E h3)/[12(1 – ν2)], jossa E on kerrostuman Youngin moduuli ja ν on Poissonin luku (~0,5)33. Koska BdM-sedimenttien mekaanisia ominaisuuksia ei voida mitata, asetamme E:n arvoksi 140 kPa, joka on kohtuullinen arvo rannikkohiekkaisille sedimenteille47, samoin kuin BdM14,24. Emme ota huomioon kirjallisuudessa raportoituja korkeampia E-arvoja silttisavikerrostumille (300 < E < 350 000 kPa)33,34, koska BDM-kerrostumat koostuvat pääasiassa hiekasta, eivät siltistä tai silttisestä savesta24. Saavutamme Pdef = 0,3 Pa, mikä on yhdenmukaista merenpohjan kohoamisprosessien arvioiden kanssa kaasuhydraattiallasympäristöissä, joissa Pdef vaihtelee 10⁻⁷:sta 10⁻⁷ Pa:iin, ja pienemmät arvot edustavat alhaista vesipitoisuutta ja/tai mitä. BdM:ssä jäykkyyden väheneminen johtuu sedimentin paikallisesta kaasukyllästymisestä ja/tai Myös olemassa olevien halkeamien esiintyminen voi vaikuttaa murtumiseen ja sitä seuraavaan kaasun vapautumiseen, mikä mahdollistaa havaittujen tuuletusrakenteiden muodostumisen. Kerätyt heijastuneet seismiset profiilit (kuva 7) osoittivat, että PS-sedimentit nousivat GSL:stä työntäen ylös päällä olevia MS-merisedimenttejä, mikä johti kumpuihin, poimuihin, siirroksiin ja sedimenttileikkauksiin (kuva 7b, c). Tämä viittaa siihen, että 14,8–12 tuhatta vuotta vanha hohkakivi on tunkeutunut nuorempaan MS-kerrokseen ylöspäin suuntautuvan kaasunkuljetusprosessin kautta. BdM-rakenteen morfologiset piirteet voidaan nähdä GSL:n tuottaman nestepurkauksen aiheuttaman ylipaineen seurauksena. Koska aktiivista purkausta voidaan nähdä merenpohjasta yli 170 metrin syvyyteen merenpinnasta48 asti, oletamme, että nesteen ylipaine GSL:ssä ylittää 1 700 kPa. Kaasujen ylöspäin suuntautuva liikkuminen sedimenteissä vaikutti myös MS:ssä olevan materiaalin hankautumiseen, mikä selitti kaoottisten sedimenttien esiintymisen BdM25:ltä otetuissa painovoimanäytteissä. Lisäksi GSL:n ylipaine luo monimutkaisen rakojärjestelmän (monikulmainen siirros kuvassa 7b). Yhdessä tämä morfologia, rakenne ja stratigrafinen asuinalue, joita kutsutaan "pagodeiksi"49,50, katsottiin alun perin johtuvan vanhojen jäätikkömuodostelmien toissijaisista vaikutuksista, ja ne tulkitaan nykyään nousevan kaasun31,33 tai evaporiittien50 vaikutuksiksi. Campanian mannerreunalla haihtuvat sedimentit ovat niukkoja, ainakin kuoren ylimmässä 3 km:n kerroksessa. Siksi BdM-pagodien kasvumekanismia todennäköisesti ohjaa kaasun nousu sedimenteissä. Tätä johtopäätöstä tukevat pagodin läpinäkyvät seismiset fasieet (kuva 7) sekä aiemmin raportoidut painovoimaydintiedot24, joissa nykyinen hiekka purkautuu 'Pomici Principali'25 ja 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei -muodostelmina. Lisäksi PS-kerrostumat tunkeutuivat ja muuttivat ylintä MS-kerrosta (kuva 7d). Tämä rakenteellinen järjestely viittaa siihen, että pagodi edustaa nousevaa rakennetta eikä vain kaasua putkilinja. Näin ollen pagodin muodostumista ohjaavat kaksi pääprosessia: a) pehmeän sedimentin tiheys pienenee kaasun saapuessa alhaalta; b) kaasu-sedimenttiseos nousee, mikä on havaittu poimuttumisen, siirroksen ja murtuman aiheuttava MS-kerrostumien muodostuma (kuva 7). Samanlaista muodostumismekanismia on ehdotettu Etelä-Skotlannin meren (Etelämanner) kaasuhydraatteihin liittyville pagodeille. BdM-pagodeja esiintyi ryhmissä mäkisillä alueilla, ja niiden pystysuora laajuus oli keskimäärin 70–100 m kaksisuuntaisessa matka-ajassa (TWTT) (kuva 7a). MS-aaltoilujen läsnäolon ja BdM-painovoimaytimen stratigrafian vuoksi päättelemme pagodirakenteiden muodostumisiäksi alle noin 14–12 tuhatta vuotta. Lisäksi näiden rakenteiden kasvu on edelleen aktiivista (kuva 7d), koska jotkut pagodit ovat tunkeutuneet ja muuttaneet muodonmuutosta nykyisen BdM-hiekan päällä olevaan kerrostumaan (kuva 7d).
Pagodin kyvyttömyys ylittää nykyistä merenpohjaa osoittaa, että (a) kaasun nousu ja/tai kaasun ja sedimentin sekoittumisen paikallinen loppuminen ja/tai (b) kaasun ja sedimentin seoksen mahdollinen sivuttaisvirtaus ei mahdollista paikallista ylipaineprosessia. Diapiiriteorian mallin52 mukaan sivuttaisvirtaus osoittaa negatiivista tasapainoa alhaalta tulevan muta-kaasuseoksen syöttönopeuden ja pagodin ylöspäin suuntautuvan liikkumisnopeuden välillä. Syöttönopeuden väheneminen voi liittyä seoksen tiheyden kasvuun kaasun syötön katoamisen vuoksi. Yllä esitetyt tulokset ja pagodin kelluvuuden ohjaama nousu mahdollistavat ilmapatsaan korkeuden hg arvioinnin. Kelluvuus saadaan kaavasta ΔP = hgg (ρw – ρg), jossa g on painovoima (9,8 m/s2) ja ρw ja ρg ovat veden ja kaasun tiheydet. ΔP on aiemmin lasketun Pdef:n ja sedimenttilaatan litostaattisen paineen Plith summa eli ρsg h, jossa ρs on sedimentin tiheys. Tässä tapauksessa halutun kelluvuuden edellyttämä hg-arvo saadaan kaavasta hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. BdM:ssä asetamme Pdef = 0,3 Pa ja h = 100 m (katso yllä), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg on merkityksetön, koska ρw ≫ ρg. Saadaan hg = 245 m, arvo, joka edustaa GSL:n pohjan syvyyttä. ΔP on 2,4 MPa, joka on ylipaine, joka tarvitaan BdM-merenpohjan rikkoutumiseen ja tuuletusaukkojen muodostumiseen.
BdM-kaasun koostumus on yhdenmukainen vaipan lähteiden kanssa, joita maankuoren kivien hiilenpoistoreaktioihin liittyvien nesteiden lisääminen on muuttanut (kuva 6). BdM-kupolien ja aktiivisten tulivuorten, kuten Ischian, Campi Flegren ja Soma-Vesuviuksen, karkeat itälänsisuuntaiset asettelut sekä vapautuvien kaasujen koostumus viittaavat siihen, että koko Napolin tulivuorialueen alapuolelta vaipasta vapautuvat kaasut ovat sekoittuneita. Yhä enemmän maankuoren nesteitä liikkuu lännestä (Ischia) itään (Somma-Vesuivus) (kuvat 1b ja 6).
Olemme tulleet siihen tulokseen, että Napolinlahdella, muutaman kilometrin päässä Napolin satamasta, on 25 km2 leveä kupolin kaltainen rakennelma, johon vaikuttaa aktiivinen kaasunpoistoprosessi, jonka aiheuttavat pagodit ja kummut. Tällä hetkellä BdM-jäljet ​​viittaavat siihen, että ei-magmaattinen turbulenssi53 saattaa edeltää alkiovulkanismia eli magman ja/tai termisten nesteiden varhaista purkautumista. Seurantatoimia tulisi toteuttaa ilmiöiden kehityksen analysoimiseksi ja mahdollisiin magmaattisiin häiriöihin viittaavien geokemiallisten ja geofysikaalisten signaalien havaitsemiseksi.
Akustisia vesipatsasprofiileja (2D) hankittiin SAFE_2014 (elokuu 2014) -matkan aikana R/V Uranialla (CNR) National Research Council Institute of Coastal Marine Environmentin (IAMC) toimesta. Akustinen näytteenotto suoritettiin tieteellisellä Simrad EK60 -kaikuluotaimella, joka toimi 38 kHz:n taajuudella. Akustista dataa tallennettiin noin 4 km:n keskinopeudella. Kerättyjen kaikuluotainkuvien avulla tunnistettiin nestemäisiä päästöjä ja määritettiin tarkasti niiden sijainti keräysalueella (74–180 m merenpinnan yläpuolella). Mitattiin vesipatsaan fysikaalisia ja kemiallisia parametreja moniparametri-antureilla (johtavuus, lämpötila ja syvyys, CTD). Data kerättiin CTD 911 -luotaimella (SeaBird, Electronics Inc.) ja käsiteltiin SBED-Win32-ohjelmistolla (Seasave, versio 7.23.2). Merenpohjan visuaalinen tarkastus suoritettiin kahdella "Pollux III" (GEItaliana) ROV-laitteella (kauko-ohjattava ajoneuvo). (matala- ja teräväpiirto)kamerat.
Monikeilatiedon hankinta suoritettiin käyttämällä 100 kHz:n Simrad EM710 -monikeilaluotainjärjestelmää (Kongsberg). Järjestelmä on kytketty differentiaaliseen globaaliin paikannusjärjestelmään, jotta varmistetaan submetriset virheet keilan paikannuksessa. Akustisen pulssin taajuus on 100 kHz, laukaisupulssi 150° astetta ja koko aukko 400 keilaa. Mittaa ja käytä äänen nopeusprofiileja reaaliajassa tiedonkeruun aikana. Tiedot käsiteltiin PDS2000-ohjelmistolla (Reson-Thales) Kansainvälisen hydrografisen järjestön standardin (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) mukaisesti navigointia ja vuorovesikorjausta varten. Vahingossa olevien instrumenttipiikkien ja huonolaatuisen keilan poissulkemisen aiheuttamaa kohinaa vähennettiin kaistanmuokkaus- ja piikkien poistotyökaluilla. Jatkuvaa äänen nopeuden havaitsemista suorittaa monikeila-anturin lähellä sijaitseva köliasema, joka hankkii ja käyttää reaaliaikaisia ​​äänen nopeusprofiileja vesipatsaassa 6–8 tunnin välein reaaliaikaisen äänen nopeuden tarjoamiseksi keilan oikeaa ohjausta varten. Koko aineisto koostuu noin 440 km2 (0–1200 m syvyys). Dataa käytettiin korkean resoluution digitaalisen maastomallin (DTM) luomiseen, jolle on ominaista 1 metrin ruudukkokoko. Lopullinen DTM (kuva 1a) tehtiin Italian geo-sotilaallisen instituutin 20 metrin ruudukkokoon avulla hankkimilla maastotiedoilla (>0 m merenpinnan yläpuolella).
55 kilometrin pituinen, korkearesoluutioinen yksikanavainen seisminen dataprofiili, joka kerättiin turvallisilla valtamerimatkoilla vuosina 2007 ja 2014, kattoi noin 113 neliökilometrin alueen R/V Uranialla. Marisk-profiilit (esim. L1-seisminen profiili, kuva 1b) saatiin käyttämällä IKB-Seistec-boomer-järjestelmää. Hankintayksikkö koostuu 2,5 metrin katamaraanista, johon lähde ja vastaanotin on sijoitettu. Lähteen tunnus koostuu yhdestä positiivisesta piikistä, joka karakterisoidaan taajuusalueella 1–10 kHz ja jonka avulla voidaan erottaa 25 cm:n välein olevat heijastimet. Turvalliset seismiset profiilit hankittiin käyttämällä 1,4 KJ:n monikärkistä Geospark-seismistä lähdettä, joka oli liitetty Geotrace-ohjelmistoon (Geo Marine Survey System). Järjestelmä koostuu katamaraanista, joka sisältää 1–6,02 kHz:n lähteen, joka tunkeutuu jopa 400 millisekunnin ajan pehmeään sedimenttiin merenpohjan alapuolella ja jonka teoreettinen pystysuora resoluutio on 30 cm. Sekä Safe- että Marsik-laitteet saatiin... 0,33 laukausta/s nopeudella aluksen nopeudella <3 kn. Tiedot käsiteltiin ja esitettiin Geosuite Allworks -ohjelmistolla seuraavaa työnkulkua käyttäen: laajentumakorjaus, vesipatsaan vaimennus, 2–6 kHz:n kaistanpäästösuodatus IIR-suodatuksella ja AGC:llä.
Vedenalaisen fumarolin kaasu kerättiin merenpohjaan muoviseen laatikkoon, jonka yläosassa oli kumikalvo. ROV-laite asetti laatikon ylösalaisin tuuletusaukon päälle. Kun laatikkoon tulevat ilmakuplat ovat korvanneet meriveden kokonaan, ROV palaa 1 metrin syvyyteen, ja sukeltaja siirtää kerätyn kaasun kumivälikalvon läpi kahteen esityhjiöityyn 60 ml:n lasipulloon, joissa on teflonhanat. Toinen pullo täytettiin 20 ml:lla 5N NaOH-liuosta (Gegenbach-tyyppinen pullo). Tärkeimmät happamat kaasulajit (CO2 ja H2S) liuotetaan emäksiseen liuokseen, kun taas niukkaliukoiset kaasulajit (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ja kevyet hiilivedyt) säilytetään näytteenottopullon yläosassa. Epäorgaaniset niukkaliukoiset kaasut analysoitiin kaasukromatografialla (GC) käyttäen Shimadzu 15A -laitetta, joka oli varustettu 10 m pitkällä 5A:n molekyyliseulakolonnilla ja lämmönjohtavuusdetektorilla (TCD) 54. Argon ja O2 analysoitiin Thermo Focus -kaasumittarilla. kromatografi, jossa oli 30 m pitkä kapillaarimolekyyliseulakolonni ja TCD. Metaania ja kevyitä hiilivetyjä analysoitiin Shimadzu 14A -kaasukromatografilla, joka oli varustettu 10 m pitkällä ruostumattomasta teräksestä valmistetulla kolonnilla, joka oli täytetty Chromosorb PAW 80/100 mesh -kalvolla, päällystetty 23 % SP 1700 -pinnoitteella ja liekki-ionisaatiodetektorilla (FID). Nestefaasia käytettiin 1) CO2:n, as:n, titraamiseen 0,5 N HCl-liuoksella (Metrohm Basic Titrino), ja 2) H2S:n, as:n, hapettamisen jälkeen 5 ml:lla H2O2:ta (33 %), analysointiin ionikromatografialla (IC) (IC) (Wantong 761). Titrauksen, GC:n ja IC-analyysin analyyttinen virhe on alle 5 %. Kaasuseosten standardiuutto- ja puhdistusmenetelmien jälkeen 13C/12C CO2 (ilmaistuna δ13C-CO2%:na ja V-PDB:nä) analysoitiin Finningan Delta S -massaspektrometrillä55,56. Ulkoisen Tarkkuudet olivat Carraran ja San Vincenzon marmori (sisäinen), NBS18 ja NBS19 (kansainvälinen), kun taas analyyttinen virhe ja toistettavuus olivat vastaavasti ±0,05 % ja ±0,1 %.
δ15N-arvot (ilmaistuna % ilmaan verrattuna) ja 40Ar/36Ar määritettiin Agilent 6890 N -kaasukromatografilla (GC), joka oli kytketty Finnigan Delta plusXP -jatkuvatoimiseen massaspektrometriin. Analyysivirhe on: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. He-isotooppisuhde (ilmaistuna R/Ra:na, jossa R on näytteestä mitattu 3He/4He ja Ra on sama suhde ilmakehässä: 1,39 × 10−6)57 määritettiin INGV-Palermon (Italia) laboratoriossa. 3He, 4He ja 20Ne määritettiin kaksoiskeräinmassaspektrometrillä (Helix SFT-GVI)58 He:n ja Ne:n erotuksen jälkeen. Analyysivirhe ≤ 0,3 %. Tyypilliset He:n ja Ne:n nollakokeet ovat vastaavasti <10-14 ja <10-16 mol.
Kuinka viitata tähän artikkeliin: Passaro, S. et al. Merenpohjan kohoaminen kaasunpoistoprosessin seurauksena paljastaa orastavan vulkaanisen toiminnan rannikolla. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Nykyaikaisten ja muinaisten merenpohjan hiilivetyvuotojen ja -aukkojen geologia ja biologia: johdanto. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Kaasuhydraattien maailmanlaajuinen esiintyminen. Teoksessa Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (toim.) 3–18 (Maakaasuhydraatit: esiintyminen, jakautuminen ja havaitseminen. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT. Geofysikaaliset rajoitukset hydrotermiselle kierrolle. Teoksessa: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (toim.) 29–52 (Durhamin työpajan raportti, Energian ja massan siirto meren hydrotermisissä järjestelmissä, Durham University Press, Berliini (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Keskimeren harjanteiden hydrotermisten järjestelmien rakenne ja dynamiikka. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS. Nykyisiä näkemyksiä kaasuhydraattiresursseista. Energia ja ympäristö. Tiede. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA. Kilometrin mittakaavan mutavuorijärjestelmän sisäinen rakenne ja purkaushistoria Etelä-Kaspianmerellä. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. ym. Merenpohjan piirteet, jotka liittyvät hiilivetyjen tihkumiseen syvänmeren karbonaattimutakummuista Cádizinlahdella: mudan virtauksesta karbonaattisedimentteihin. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Kilometrin mittakaavan nestevuotojen putkistojen 3D-seisminen esitys Namibian avomerellä. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Öljy- ja kaasuputkijärjestelmien nestevirtausominaisuudet: Mitä ne kertovat meille altaan kehityksestä? Maaliskuu Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Neogeenikauden kvartäärikauden fluidien purkausrakenteen vertikaalinen kehitys suhteessa kaasuvirtauksiin Ala-Kongon altaassa, Angolan rannikolla. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY ym. Hydroterminen ja tektoninen aktiivisuus pohjoisessa Yellowstone-järvessä, Wyomingissa. geology. Socialist Party. Yes.bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tyrrhenanmeren allas ja Apenniinien kaari: kinemaattiset suhteet myöhäistotonialaisesta lähtien. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia ym. Campanian mannerreunalla sijaitsevan tektonisen ja maankuoren rakenteen suhde vulkaaniseen toimintaan.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Hautavajoamatektoniikan ja magmaattisten kohoamisprosessien suhteellinen rooli: päätelmiä geofysikaalisista, rakenteellisista ja geokemiallisista tiedoista Napolin tulivuorialueella (Etelä-Italia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Viimeaikaisten vertikaalisen maankuoren liikkeiden mekanismit Campi Flegrein kraatterissa Etelä-Italiassa. geologia. Sosialistinen puolue. Kyllä. Spesifikaatio. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. ym. Lyhytaikainen maaperän muodonmuutos ja seismisyys sisäkkäisessä Campi Flegrein kraatterissa (Italia): esimerkki aktiivisesta massan palautumisesta tiheästi asutulla alueella. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., ja Saccorotti, G. Pitkäaikaisen 4D-aktiivisuuden hydrotermiset alkuperät Campi Flegrein tulivuorikompleksissa Italiassa. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ja Mastrolorenzo, G. Nopea erilaistuminen suolaisen kiven kaltaisissa magmaattisissa säiliöissä: tapaustutkimus Campi Flegrein kraatterista. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR ym. InSAR-aikasarjat, korrelaatioanalyysi ja aikakorrelaatiomallinnus paljastavat Campi Flegrein ja Vesuviuksen mahdollisen kytkeytymisen. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Tyrrhenan kauden grabenin (Napolinlahti, Italia) alkupuoliskon rakenteellinen ja stratigrafinen rakenne. Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Hiilen lähteet tulivuoren tuhkakaasussa Island Arcsilta. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrnin kanjonin stratigrafia: Vastauksia merenpinnan laskuun ja tektoniseen kohoamiseen ulommalla mannerjalustalla (itäinen Tyrrhenanmeren reuna, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).