Tankewol foar jo besite oan Nature.com. De browserferzje dy't jo brûke hat beheinde stipe foar CSS. Foar de bêste ûnderfining advisearje wy jo in bywurke browser te brûken (of kompatibiliteitsmodus yn Internet Explorer út te skeakeljen). Yn 'e tuskentiid, om trochgeande stipe te garandearjen, sille wy de side sûnder stilen en JavaScript werjaan.
Wy rapportearje bewiis fan aktive seeboaiemferheging en gasútstjit ferskate kilometers út 'e kust fan 'e haven fan Napels (Itaalje). Pokmarken, terpen en kraters binne skaaimerken fan 'e seeboaiem. Dizze formaasjes fertsjintwurdigje de toppen fan ûndjippe krússtrukturen, ynklusyf pagodes, brekken en plooien dy't de seeboaiem hjoed de dei beynfloedzje. Se registrearren de opkomst, druk en frijlitting fan helium en koalstofdiokside yn dekarbonisaasjereaksjes fan mantelsmelten en krúsrotsen. Dizze gassen binne wierskynlik fergelykber mei dyjingen dy't de hydrothermale systemen fan Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius fiede, wat suggerearret in mantelboarne mingd mei krúsfloeistoffen ûnder de Golf fan Napels. Underseeske útwreiding en brek feroarsake troch it gaslift- en drukproses fereasket in oerdruk fan 2-3 MPa. Seeboaiemferhegingen, brekken en gasútstjit binne manifestaasjes fan net-fulkanyske opskuor dy't seeboaiemútbarstings en/of hydrothermale eksploazjes kinne oankundigje.
Djipsee hydrothermale (waarm wetter en gas) ûntladingen binne in gewoan skaaimerk fan mid-oseaanrêgen en konverginte plaatgrinzen (ynklusyf ûnderdompele dielen fan eilânbôgen), wylst kâlde ûntladingen fan gashydraten (chlatraten) faak karakteristyk binne foar kontinintale planken en passive grinzen1, 2,3,4,5. It foarkommen fan seeboaiem hydrothermale ûntladingen yn kustgebieten ymplisearret waarmteboarnen (magmareservoirs) binnen de kontinentale krust en/of mantel. Dizze ûntladingen kinne foarôfgean oan 'e opkomst fan magma troch de boppeste lagen fan' e ierdkoarste en kulminearje yn 'e útbarsting en it ynpleatsen fan fulkanyske seebergen6. Dêrom is de identifikaasje fan (a) morfologyen dy't ferbûn binne mei aktive seeboaiemdeformaasje en (b) gasútstjit tichtby befolke kustgebieten lykas de fulkanyske regio fan Napels yn Itaalje (~ 1 miljoen ynwenners) kritysk foar it beoardieljen fan mooglike fulkanen.Ûndjippe útbarsting. Fierder, wylst morfologyske skaaimerken dy't ferbûn binne mei djipsee hydrothermale of hydraatgasútstjit relatyf bekend binne fanwegen har geologyske en biologyske eigenskippen, binne de útsûnderingen morfologyske skaaimerken dy't ferbûn binne mei ûndjipper wetter, útsein dy foarkomt yn In Lake 12, binne d'r relatyf pear records. Hjir presintearje wy nije batymetryske, seismyske, wetterkolom- en geochemyske gegevens foar in ûnderwetter-, morfologysk en struktureel komplekse regio beynfloede troch gasútstjit yn 'e Golf fan Napels (Súd-Itaalje), sawat 5 km fan' e haven fan Napels. Dizze gegevens waarden sammele tidens de SAFE_2014 (augustus 2014) cruise oan board fan 'e R/V Urania. Wy beskriuwe en ynterpretearje de seeboaiem- en ûndergrûnske struktueren wêr't gasútstjit foarkomme, ûndersykje de boarnen fan fentilearjende floeistoffen, identifisearje en karakterisearje de meganismen dy't gasopkomst en assosjearre deformaasje regelje, en besprekke de ynfloeden fan fulkanology.
De Golf fan Napels foarmet de Plio-Kwartêre westlike grins, de NW-SE langwerpige Campania tektoanyske depresje13,14,15.EW fan Ischia (sawat 150-1302 n.Kr.), Campi Flegre krater (sawat 300-1538) en Soma-Vesuvius (fan <360-1944). De opset beheint de baai ta it noarden)15, wylst it suden grinzet oan it Sorrento-skiereilân (Fig. 1a). De Golf fan Napels wurdt beynfloede troch de hearskjende NO-SW en sekundêre NW-SE wichtige brekken (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesuvius wurde karakterisearre troch hydrothermale manifestaasjes, grûndeformaasje en ûndjippe seismisiteit16,17,18 (bygelyks de turbulinte barren by Campi Flegrei yn 1982-1984, mei in opheffing fan 1,8 m en tûzenen ierdbevings). Resinte stúdzjes19,20 suggerearje dat der miskien in ferbining tusken de dynamyk fan Soma-Vesuvius en dy fan Campi Flegre, mooglik assosjeare mei 'djippe' ienige magma-reservoirs. Fulkanyske aktiviteit en seespegeloscillaasjes yn 'e lêste 36 ka fan Campi Flegrei en 18 ka fan Somma Vesuvius kontrolearren it sedimintêre systeem fan 'e Golf fan Napels. De lege seespegel by it lêste glaciale maksimum (18 ka) late ta de weromgong fan it offshore-ûndjippe sedimintêre systeem, dat letter fol waard troch transgressive barrens tidens it Let-Pleistoseen-Holoceen. Underseeske gasútstjit is ûntdutsen om it eilân Ischia en foar de kust fan Campi Flegre en by de berch Soma-Vesuvius (Fig. 1b).
(a) Morfologyske en strukturele ynrjochtingen fan it kontinintaal plat en de Golf fan Napels 15, 23, 24, 48. Stippen binne wichtige ûnderseeske útbarstingssintra; reade linen fertsjintwurdigje grutte brekken. (b) Batymetry fan 'e Baai fan Napels mei ûntdutsen floeistofvents (stippen) en spoaren fan seismyske linen (swarte linen). De giele linen binne de trajekten fan seismyske linen L1 en L2 rapportearre yn figuer 6. De grinzen fan 'e koepelfoarmige struktueren fan' e Banco della Montagna (BdM) binne markearre mei blauwe stippele linen yn (a, b). De giele fjouwerkanten markearje de lokaasjes fan 'e akoestyske wetterkolomprofilen, en de CTD-EMBlank, CTD-EM50 en ROV-frames wurde rapportearre yn figuer 5. De giele sirkel markearret de lokaasje fan 'e samplinggasûntlading, en de gearstalling dêrfan wurdt werjûn yn tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) brûkt grafiken generearre troch Surfer® 13.
Op basis fan gegevens dy't krigen binne tidens de SAFE_2014 (augustus 2014) cruise (sjoch Metoaden), is in nij Digitaal Terreinmodel (DTM) fan 'e Golf fan Napels mei in resolúsje fan 1 m konstruearre. DTM lit sjen dat de seeboaiem súdlik fan 'e haven fan Napels karakterisearre wurdt troch in sêft hellend súdlik rjochte (helling ≤3°) oerflak ûnderbrutsen troch in koepelfoarmige struktuer fan 5,0 × 5,3 km, lokaal bekend as Banco della Montagna (BdM).Fig. 1a,b).BdM ûntjout him op in djipte fan sawat 100 oant 170 meter, 15 oant 20 meter boppe de omlizzende seeboaiem. De BdM-koepel liet in terp-eftige morfology sjen fanwegen 280 subsirkelfoarmige oant ovale terpen (Fig. 2a), 665 kegels en 30 putten (Figs. 3 en 4).De terp hat in maksimale hichte en omtrek fan respektivelik 22 m en 1.800 m. De sirkelfoarmigens [C = 4π(gebiet/perimeter2)] fan 'e terpen naam ôf mei tanimmende perimeter (Fig. 2b).Aksiale ferhâldingen foar terpen fariearden tusken 1 en 6,5, mei terpen mei in aksiale ferhâlding >2 dy't in foarkommende N45°E + 15° oanfal sjen litte en in mear ferspraat sekundêre, mear ferspraat N105°E oant N145°E oanfal (Fig. 2c). Ienkele of rjochte kegels besteane op it BdM-flak en boppe op 'e terp (Fig. 3a, b). De kegelfoarmige arranzjeminten folgje de arranzjemint fan 'e terpen wêrop se lizze. Pollen binne meastentiids te finen op 'e flakke seeboaiem (Fig. 3c) en soms op terpen. De romtlike tichtheden fan kegels en pollen litte sjen dat de oerhearskjende NO-SW-rjochting de noardeastlike en súdwestlike grinzen fan 'e BdM-koepel begrinzget (Fig. 4a, b); de minder útwreide NW-SE-rûte leit yn 'e sintrale BdM-regio.
(a) Digitaal terreinmodel (selgrutte fan 1 m) fan 'e koepel fan Banco della Montagna (BdM). (b) Perimeter en rûnens fan BdM-heuvels. (c) Aksiale ferhâlding en hoeke (oriïntaasje) fan 'e haadas fan 'e bêst passende ellips om 'e heuvel hinne. De standertflater fan it Digitale Terreinmodel is 0,004 m; de standertflaters fan perimeter en rûnens binne respektivelik 4,83 m en 0,01, en de standertflaters fan axiale ferhâlding en hoeke binne respektivelik 0,04 en 3,34°.
Details fan identifisearre kegels, kraters, terpen en putten yn 'e BdM-regio helle út 'e DTM yn figuer 2.
(a) Útrjochtingskegels op in flakke seeboaiem; (b) kegels en kraters op slanke terpen fan NW-SE; (c) pokmerken op in licht ûnderdompele oerflak.
(a) Romtlike ferdieling fan ûntdutsen kraters, putten en aktive gasûntladingen. (b) Romtlike tichtens fan kraters en putten rapportearre yn (a) (oantal/0.2 km2).
Wy identifisearren 37 gasfoarmige útstjit yn 'e BdM-regio út ROV-wetterkolom-echo-djipbylden en direkte observaasjes fan 'e seeboaiem dy't waarden makke tidens de SAFE_2014-krústocht yn augustus 2014 (figueren 4 en 5). De akoestyske anomalieën fan dizze útstjit litte fertikaal langwerpige foarmen sjen dy't fan 'e seeboaiem opsteane, fertikaal fariearjend tusken 12 en sawat 70 m (figuer 5a). Op guon plakken foarmen akoestyske anomalieën in hast trochgeande "trein". De waarnommen bubbelpluimen fariearje sterk: fan trochgeande, tichte bubbelstreamen oant koartlibbene ferskynsels (Oanfoljende film 1). ROV-ynspeksje makket fisuele ferifikaasje mooglik fan it foarkommen fan floeistofventielen op 'e seeboaiem en markearret lytse pokmerken op 'e seeboaiem, soms omjûn troch reade oant oranje sediminten (figuer 5b). Yn guon gefallen reaktivearje ROV-kanalen útstjit. De fentilaasjemorfology lit in sirkelfoarmige iepening oan 'e boppekant sjen sûnder útwreiding yn 'e wetterkolom. De pH yn 'e wetterkolom krekt boppe it ûntladingspunt liet in wichtige daling sjen, wat lokaal op soerdere omstannichheden wiist (figuer 5c, d). Yn it bysûnder de pH boppe de BdM-gasûntlading by Op in djipte fan 75 m naam de ôfname fan 8,4 (op 70 m djipte) nei 7,8 (op 75 m djipte) (Fig. 5c), wylst oare lokaasjes yn 'e Golf fan Napels pH-wearden hiene tusken 0 en 160 m yn it djipte-ynterval tusken 8,3 en 8,5 (Fig. 5d). Signifikante feroaringen yn seewettertemperatuer en sâltgehalte ûntbriekten op twa lokaasjes binnen en bûten it BdM-gebiet fan 'e Golf fan Napels. Op in djipte fan 70 m is de temperatuer 15 °C en it sâltgehalte sawat 38 PSU (Fig. 5c,d). Mjittingen fan pH, temperatuer en sâltgehalte joegen oan: a) de dielname fan soere floeistoffen dy't ferbûn binne mei it BdM-ûntgassingsproses en b) de ôfwêzigens of heul stadich ûntslach fan termyske floeistoffen en sâltwetter.
(a) Akwisysjefinster fan it akoestyske wetterkolomprofyl (echometer Simrad EK60). Fertikale griene bân dy't oerienkomt mei de gasflare dy't detektearre is op 'e EM50 floeistofûntlading (sawat 75 m ûnder seenivo) yn 'e BdM-regio; de multiplexsignalen fan 'e boaiem en seeboaiem wurde ek werjûn (b) sammele mei in op ôfstân bestjoerber auto yn 'e BdM-regio. De ienige foto lit in lytse krater sjen (swarte sirkel) omjûn troch read oant oranje sedimint. (c, d) CTD-gegevens fan multiparametersonde ferwurke mei SBED-Win32-software (Seasave, ferzje 7.23.2). Patroanen fan selektearre parameters (sâltgehalte, temperatuer, pH en soerstof) fan 'e wetterkolom boppe de floeistofûntlading EM50 (paniel c) en bûten it paniel fan it Bdm-ûntladingsgebiet (d).
Wy hawwe tusken 22 en 28 augustus 2014 trije gasmonsters sammele út it stúdzjegebiet. Dizze monsters lieten ferlykbere gearstallingen sjen, dominearre troch CO2 (934-945 mmol/mol), folge troch relevante konsintraasjes fan N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) en H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), wylst H2 en He minder oerfloedich wiene (<0,052 en <0,016 mmol/mol, respektivelik) (Fig. 1b; Tabel S1, Oanfoljende Film 2). Relatyf hege konsintraasjes fan O2 en Ar waarden ek metten (oant 3,2 en 0,18 mmol/mol, respektivelik). De som fan 'e lichte koalwetterstoffen farieart fan 0,24 oant 0,30 mmol/mol en bestiet út C2-C4 alkanen, aromaten (benammen benzeen), propeen en swevelhâldende ferbiningen (thiofeen). De 40Ar/36Ar-wearde komt oerien mei loft. (295.5), hoewol stekproef EM35 (BdM-koepel) in wearde fan 304 hat, wat in lichte oerskot fan 40Ar sjen lit. De δ15N-ferhâlding wie heger as foar loft (oant +1.98% vs. Loft), wylst de δ13C-CO2-wearden fariearden fan -0.93 oant 0.44% vs. V-PDB. R/Ra-wearden (nei korreksje foar loftfersmoarging mei de 4He/20Ne-ferhâlding) wiene tusken 1.66 en 1.94, wat de oanwêzigens fan in grutte fraksje mantel He oanjout. Troch it kombinearjen fan it heliumisotoop mei CO2 en syn stabile isotoop 22 kin de boarne fan 'e útstjit yn BdM fierder ferdúdlike wurde. Yn 'e CO2-kaart foar CO2/3He versus δ13C (Fig. 6) wurdt de BdM-gaskomposysje fergelike mei dy fan 'e Ischia-, Campi Flegrei- en Somma-Vesuvius-fumarolen. Figuer 6 rapportearret ek teoretyske minglinen tusken trije ferskillende koalstofboarnen dy't mooglik belutsen binne by de produksje fan BdM-gas: oploste mantel-ôflaatte smeltstoffen, organysk-rike sediminten en karbonaten. De BdM-samples falle op 'e mingline dy't ôfbylde wurdt troch de trije Kampanje-fulkanen, dat is, mingsel tusken mantelgassen (dy't oannommen wurde dat se wat ferrike binne mei koalstofdiokside yn ferliking mei klassike MORB's foar it doel fan it oanpassen fan 'e gegevens) en reaksjes feroarsake troch dekarbonisaasje fan 'e korst. It resultearjende gasrots.
Hybride linen tusken mantelkomposysje en einleden fan kalkstien en organyske sediminten wurde rapportearre foar ferliking. Fakjes fertsjintwurdigje de fumarolegebieten fan Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesvius 59, 60, 61. It BdM-monster is yn 'e mingde trend fan' e fulkaan Campania. It einlidgas fan 'e mingde line is fan mantelboarne, dat is it gas produsearre troch de dekarbonisaasjereaksje fan karbonaatmineralen.
Seismyske seksjes L1 en L2 (Figs. 1b en 7) litte de oergong sjen tusken BdM en de distale stratigrafyske sekwinsjes fan 'e fulkanyske regio's Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) en Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM wurdt karakterisearre troch de oanwêzigens fan twa wichtige seismyske formaasjes (MS en PS yn Fig. 7). De boppeste (MS) toant subparallelle reflektors fan hege oant matige amplitude en laterale kontinuïteit (Fig. 7b,c). Dizze laach omfettet marine sediminten dy't meinommen binne troch it Last Glacial Maximum (LGM) systeem en bestiet út sân en klaai23. De ûnderlizzende PS-laach (Fig. 7b-d) wurdt karakterisearre troch in kaoatyske oant transparante faze yn 'e foarm fan kolommen of sânglêzen. De boppekant fan 'e PS-sediminten foarme seeboaiemheuvels (Fig. 7d). Dizze diapir-achtige geometryen demonstrearje de yntrusje fan PS transparant materiaal yn 'e boppeste MS-ôfsettings. Opheffing is ferantwurdlik foar de foarming fan plooien en breuken dy't ynfloed hawwe op de MS-laach en oerlizzende hjoeddeiske sediminten fan 'e BdM-seeboaiem (Fig. 7b–d). It MS-stratigrafyske ynterval is dúdlik delaminearre yn it ENE-diel fan 'e L1-seksje, wylst it nei BdM ta wyt wurdt fanwegen de oanwêzigens fan in gasferzadigde laach (GSL) bedekt troch guon ynterne nivo's fan 'e MS-sekwinsje (Fig. 7a). Swiertekrêftkearnen sammele oan 'e boppekant fan 'e BdM dy't oerienkomme mei de transparante seismyske laach jouwe oan dat de boppeste 40 sm bestiet út sân dat koartlyn oant hjoed de dei ôfset is; )24,25 en puimstienfragminen fan 'e eksplosive útbarsting fan Campi Flegrei fan "Napels Giele Tuff" (14.8 ka)26. De transparante faze fan 'e PS-laach kin net allinich ferklearre wurde troch kaoatyske mingprosessen, om't de kaoatyske lagen dy't ferbûn binne mei lânferskowings, modderstreamen en pyroklastyske streamingen dy't bûten de BdM yn 'e Golf fan Napels fûn wurde, akoestysk ûntrochsichtich binne21,23,24. Wy konkludearje dat de waarnommen BdM PS seismyske fasies, lykas it ferskinen fan 'e ûnderseeske ûntstekkings PS-laach (Fig. 7d), de opheffing fan ierdgas reflektearje.
(a) Ien-spoar seismysk profyl L1 (navigaasjetrace yn Fig. 1b) dat in kolomfoarmige (pagode) romtlike yndieling sjen lit. De pagode bestiet út kaoatyske ôfsettings fan puimstien en sân. De gasferzadigde laach dy't ûnder de pagode bestiet, ferwideret de kontinuïteit fan 'e djippere formaasjes. (b) Ien-kanaal seismysk profyl L2 (navigaasjetrace yn Fig. 1b), dat de ynsnijing en deformaasje fan seeboaiemheuvels, marine (MS) en puimstiensânôfsettings (PS) markearret. (c) De deformaasjedetails yn MS en PS wurde rapportearre yn (c, d). Utgeande fan in snelheid fan 1580 m/s yn it boppeste sedimint, fertsjintwurdiget 100 ms sawat 80 m op 'e fertikale skaal.
De morfologyske en strukturele skaaimerken fan BdM binne fergelykber mei oare ûnderseeske hydrothermale en gashydraatfjilden wrâldwiid2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 en wurde faak assosjeare mei opheffingen (ferwulften en terpen) en gasûntlading (kegels, putten). BdM-ôfstimde kegels en putten en langwerpige terpen jouwe struktureel kontroleare permeabiliteit oan (figueren 2 en 3). De romtlike yndieling fan terpen, putten en aktive fentilen suggerearret dat har fersprieding foar in part kontroleare wurdt troch de NW-SE en NE-SW ynslachfraktueren (Fig. 4b). Dit binne de foarkommende strikjes fan breuksystemen dy't de fulkanyske gebieten Campi Flegrei en Somma-Vesuvius en de Golf fan Napels beynfloedzje. Yn it bysûnder kontrolearret de struktuer fan 'e earste de lokaasje fan' e hydrothermale ûntlading fan 'e Campi Flegrei-krater35. Wy konkludearje dêrom dat brekken en fraktueren yn 'e Golf fan Napels de foarkommende rûte fertsjintwurdigje foar gasmigraasje nei it oerflak, in skaaimerk dat dield wurdt troch oare struktureel kontroleare hydrothermale systemen36,37. It is opmerklik dat BdM-kegels en putten net altyd assosjeare waarden mei terpen (Fig. 3a, c). Dit suggerearret dat dizze terpen net needsaaklik foarrinners fan putfoarming fertsjintwurdigje, lykas oare auteurs hawwe suggerearre foar gashydraatônes32,33. Us konklúzjes stypje de hypoteze dat fersteuring fan koepelfoarmige seediminten op 'e seeboaiem net altyd liedt ta de foarming fan putten.
De trije sammele gasfoarmige útstjit litte gemyske hantekeningen sjen dy't typysk binne foar hydrothermale floeistoffen, nammentlik benammen CO2 mei wichtige konsintraasjes fan redusearjende gassen (H2S, CH4 en H2) en lichte koalwetterstoffen (benammen benzeen en propyleen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1). De oanwêzigens fan atmosfearyske gassen (lykas O2), dy't nei alle gedachten net oanwêzich binne yn ûnderseeboatútstjit, kin te tankjen wêze oan fersmoarging fan loft oplost yn seewetter dy't yn kontakt komt mei gassen opslein yn plestik doazen dy't brûkt wurde foar sampling, om't ROV's fan 'e oseaanboaiem nei de see helle wurde om te revolvearjen. Omkeard suggerearje positive δ15N-wearden en in hege N2/Ar (oant 480) signifikant heger as ASW (loft-ferzadigd wetter) dat it measte fan 'e N2 produsearre wurdt út ekstra-atmosfearyske boarnen, yn oerienstimming mei de oerhearskjende hydrothermale oarsprong fan dizze gassen. De hydrothermaal-fulkanyske oarsprong fan it BdM-gas wurdt befêstige troch de CO2- en He-ynhâld en har isotopen. hantekeningen. Koalstofisotopen (δ13C-CO2 fan -0,93% oant +0,4%) en CO2/3He-wearden (fan 1,7 × 1010 oant 4,1 × 1010) suggerearje dat de BdM-monsters hearre ta in mingde trend fan fumarolen om 'e mantel-eindleden fan' e Golf fan Napels en dekarbonisaasje. De relaasje tusken de gassen produsearre troch de reaksje (figuer 6). Mear spesifyk binne de BdM-gasmonsters lâns de mingtrend op sawat deselde lokaasje as de floeistoffen fan 'e oanbuorjende fulkanen Campi Flegrei en Somma-Veusivus. Se binne mear korstfoarmich as de Ischia-fumarolen, dy't tichter by it ein fan 'e mantel lizze. Somma-Vesuvius en Campi Flegrei hawwe hegere 3He/4He-wearden (R/Ra tusken 2,6 en 2,9) dan BdM (R/Ra tusken 1,66 en 1,96; tabel S1). Dit suggerearret dat de tafoeging en opgarjen fan radiogeen Hy ûntstie út deselde magmaboarne dy't de fulkanen Somma-Vesuvius en Campi Flegrei fiede. De ôfwêzigens fan detektearbere organyske koalstoffraksjes yn BdM-útstjit suggerearret dat organyske sediminten net belutsen binne by it BdM-ûntgassingsproses.
Op basis fan 'e hjirboppe rapportearre gegevens en resultaten fan eksperimintele modellen fan koepelfoarmige struktueren dy't ferbûn binne mei ûnderseeske gasrike regio's, kin djippe gasdruk ferantwurdlik wêze foar de foarming fan BdM-koepels op kilometerskaal. Om de oerdruk Pdef te skatten dy't liedt ta it BdM-ferwulft, hawwe wy in tinne-plaatmeganikamodel tapast33,34, oannimmend, út 'e sammele morfologyske en seismyske gegevens, dat it BdM-ferwulft in subrûne plaat is mei in radius a dy't grutter is as in misfoarme sêfte viskeuze ôfsetting. De fertikale maksimale ferpleatsing w en dikte h fan 'e (Oanfoljende Fig. S1).Pdef is it ferskil tusken totale druk en statyske rotsdruk plus wetterkolomdruk.By BdM is de radius sawat 2.500 m, w is 20 m, en it maksimum h rûsd út it seismyske profyl is sawat 100 m.Wy berekkenje Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 út 'e relaasje, wêrby't D de bûgingsstyfheid is; D wurdt jûn troch (E h3)/[12(1 – ν2)], wêrby't E de Young's modulus fan 'e ôfsetting is, ν de Poisson's ratio (~0.5)33. Om't de meganyske eigenskippen fan BdM-sediminten net metten wurde kinne, stelle wy E = 140 kPa yn, wat in ridlike wearde is foar kustsânige sediminten 47 fergelykber mei BdM14,24. Wy beskôgje de hegere E-wearden dy't rapportearre binne yn 'e literatuer foar slykige klaaiôfsettings (300 < E < 350.000 kPa)33,34 net, om't BDM-ôfsettings benammen besteane út sân, net slyk of slykige klaai24. Wy krije Pdef = 0.3 Pa, wat oerienkomt mei skattings fan seeboaiemferhegingsprosessen yn gashydraatbekkenomjouwings, wêrby't Pdef farieart fan 10-2 oant 103 Pa, mei legere wearden dy't lege w/a en/of wat fertsjintwurdigje. Yn BdM is styfheidsreduksje troch lokale gassaturaasje fan it sedimint en/of it ferskinen fan besteande fraktueren kin ek bydrage oan it falen en de dêropfolgjende gasfrijlitting, wêrtroch't de waarnommen fentilaasjestrukturen foarme wurde kinne. De sammele reflektearre seismyske profilen (Fig. 7) joegen oan dat PS-sediminten omheech brocht waarden út 'e GSL, wêrtroch't de oerlizzende MS-marine sediminten omheech drukten, wat resultearre yn heupen, plooien, breuken en sedimintêre snijwûnen (Fig. 7b,c). Dit suggerearret dat de 14,8 oant 12 ka âlde puimstien yn 'e jongere MS-laach yndrongen is fia in opwaarts gastransportproses. De morfologyske skaaimerken fan 'e BdM-struktuer kinne sjoen wurde as it resultaat fan 'e oerdruk dy't ûntstiet troch de floeistofûntlading produsearre troch de GSL. Mei it each op it feit dat aktive ûntlading te sjen is fan 'e seeboaiem oant mear as 170 m bsl48, nimme wy oan dat de floeistofoerdruk binnen de GSL mear as 1.700 kPa is. Opwaartse migraasje fan gassen yn 'e sediminten hie ek it effekt fan it skrobjen fan materiaal dat befette wie yn 'e MS, wat de oanwêzigens fan kaoatyske sediminten yn swiertekrêftkernen ferklearret dy't sampled binne op BdM25. Fierder makket de oerdruk fan 'e GSL in kompleks breuksysteem (polygonale breuk yn Fig. 7b). Kollektyf waarden dizze morfology, struktuer en stratigrafyske delsetting, oantsjutten as "pagoden"49,50, oarspronklik taskreaun oan sekundêre effekten fan âlde gletsjerformaasjes, en wurde op it stuit ynterpretearre as de effekten fan opsteand gas31,33 of evaporiten50. Oan 'e kontinentale râne fan Kampanje binne ferdampingssediminten krap, teminsten binnen de boppeste 3 km fan 'e korst. Dêrom wurdt it groeimeganisme fan BdM-pagoden wierskynlik kontroleare troch gasopkomst yn 'e sediminten. Dizze konklúzje wurdt stipe troch de transparante seismyske facies fan 'e pagode (Fig. 7), lykas gegevens fan 'e swiertekrêftkearn lykas earder rapportearre24, wêr't hjoeddeistich sân útbarst mei 'Pomici Principali'25 en 'Napels Giele Tuff'26 Campi Flegrei. Fierder binne PS-ôfsettings de boppeste MS-laach binnenfallen en misfoarme (Fig. 7d). Dizze strukturele yndieling suggerearret dat de pagode in opkommende struktuer fertsjintwurdiget en net allinich in gaslieding. Sa regelje twa haadprosessen de foarming fan 'e pagode: a) de tichtheid fan it sêfte sedimint nimt ôf as gas fan ûnderen ynkomt; b) it gas-sedimintmingsel nimt ta, wat de waarnommen folding, breuk en brek feroarsaket dy't MS-ôfsettings feroarsaakje (figuer 7). In ferlykber formaasjemeganisme is foarsteld foar pagodes dy't ferbûn binne mei gashydraten yn 'e Súd-Skotia See (Antarktika). BdM-pagodes ferskynden yn groepen yn heuveleftige gebieten, en har fertikale útwreiding wie gemiddeld 70-100 m yn twarichtingsreistiid (TWTT) (figuer 7a). Fanwegen de oanwêzigens fan MS-golvingen en mei it each op 'e stratigrafy fan' e BdM-swiertekrêftkearn, konkludearje wy dat de formaasjeleeftyd fan 'e pagodestrukturen minder is as sawat 14-12 ka. Fierder is de groei fan dizze strukturen noch aktyf (figuer 7d), om't guon pagodes it oerlizzende hjoeddeiske BdM-sân binnenfallen en misfoarme hawwe (figuer 7d).
It net oerstekken fan 'e pagode fan 'e hjoeddeiske seeboaiem jout oan dat (a) gasopkomst en/of lokale stopsetting fan gas-sedimintminging, en/of (b) mooglike laterale stream fan gas-sedimintmingsel gjin lokalisearre oerdrukproses mooglik makket. Neffens it diapirteorymodel52 lit de laterale stream in negative lykwicht sjen tusken de oanfiersnelheid fan it modder-gasmingsel fan ûnderen en de snelheid wêrmei't de pagode omheech beweecht. De fermindering fan 'e oanfiersnelheid kin relatearre wêze oan 'e tanimming fan 'e tichtheid fan it mingsel troch it ferdwinen fan 'e gasfoarsjenning. De hjirboppe gearfette resultaten en de troch driuwfermogen kontroleare opkomst fan 'e pagode litte ús de hichte fan 'e loftkolom hg skatte. De driuwfermogen wurdt jûn troch ΔP = hgg (ρw – ρg), wêrby't g de swiertekrêft is (9,8 m/s2) en ρw en ρg de tichtheden binne fan wetter en gas, respektivelik. ΔP is de som fan 'e earder berekkene Pdef en de litostatyske druk Plith fan 'e sedimintplaat, d.w.s. ρsg h, wêrby't ρs de sediminttichtens is. Yn dit gefal wurdt de wearde fan hg dy't nedich is foar de winske driuwfermogen jûn troch hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Yn BdM stelle wy Pdef = 0,3 Pa yn en h = 100 m (sjoch hjirboppe), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg is ferwaarloosber om't ρw ≫ρg is. Wy krije hg = 245 m, in wearde dy't de djipte fan 'e boaiem fan 'e GSL fertsjintwurdiget. ΔP is 2,4 MPa, wat de oerdruk is dy't nedich is om de BdM-seeboaiem te brekken en fentilen te foarmjen.
De gearstalling fan it BdM-gas komt oerien mei mantelboarnen dy't feroare binne troch de tafoeging fan floeistoffen dy't ferbûn binne mei dekarbonisaasjereaksjes fan krústale rotsen (Fig. 6). Rûge EW-ôfstimmingen fan BdM-koepels en aktive fulkanen lykas Ischia, Campi Flegre, en Soma-Vesuvius, tegearre mei de gearstalling fan 'e útstjitten gassen, suggerearje dat gassen dy't útstjitten wurde út 'e mantel ûnder de heule fulkanyske regio fan Napels mingd binne. Mear en mear krústale floeistoffen bewege fan west (Ischia) nei east (Somma-Vesuivus) (Figs. 1b en 6).
Wy hawwe konkludearre dat yn 'e Baai fan Napels, in pear kilometer fan 'e haven fan Napels, in 25 km2 brede koepelfoarmige struktuer is dy't beynfloede wurdt troch in aktyf ûntgassingsproses en feroarsake wurdt troch it pleatsen fan pagodes en heuvels. Op it stuit suggerearje BdM-hantekeningen dat net-magmatyske turbulinsje53 mooglik foarôfgiet oan embryonaal fulkanisme, dus de iere ûntlading fan magma en/of termyske floeistoffen. Monitoaringsaktiviteiten moatte wurde útfierd om de evolúsje fan ferskynsels te analysearjen en geochemyske en geofysyske sinjalen te detektearjen dy't oanjaan fan potinsjele magmatyske steuringen.
Akoestyske wetterkolomprofilen (2D) waarden sammele tidens de SAFE_2014 (augustus 2014) cruise op 'e R/V Urania (CNR) troch it National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akoestyske sampling waard útfierd troch in wittenskiplike beam-splitting echo-sounder Simrad EK60 dy't wurke op 38 kHz. Akoestyske gegevens waarden opnommen mei in gemiddelde snelheid fan sawat 4 km. De sammele echo-sounderôfbyldings waarden brûkt om floeistofûntladingen te identifisearjen en har lokaasje yn it sammelgebiet (tusken 74 en 180 m bsl) sekuer te definiearjen. Mjit fysike en gemyske parameters yn 'e wetterkolom mei multiparametersondes (gelieding, temperatuer en djipte, CTD). Gegevens waarden sammele mei in CTD 911-sonde (SeaBird, Electronics Inc.) en ferwurke mei SBED-Win32-software (Seasave, ferzje 7.23.2). In fisuele ynspeksje fan 'e seeboaiem waard útfierd mei in "Pollux III" (GEItaliana) ROV-apparaat (op ôfstân bestjoerd auto) mei twa (lege en hege definysje) kamera's.
Multibeam-gegevensakwisysje waard útfierd mei in 100 KHz Simrad EM710 multibeam-sonarsysteem (Kongsberg). It systeem is keppele oan in differinsjaal globaal posysjonearringssysteem om submetryske flaters yn 'e beamposysje te garandearjen. De akoestyske puls hat in frekwinsje fan 100 KHz, in sjitpuls fan 150° graden en in folsleine iepening fan 400 stralen. Mjit en tapasse lûdssnelheidsprofilen yn realtime tidens akwisysje. Gegevens waarden ferwurke mei PDS2000-software (Reson-Thales) neffens de standert fan 'e International Hydrographic Organization (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) foar navigaasje en tijkorreksje. Lûdsreduksje fanwegen tafallige ynstrumintspikes en beamútsluting fan minne kwaliteit waard útfierd mei ark foar bandbewurking en ûntspitsing. Kontinue lûdssnelheidsdeteksje wurdt útfierd troch in kielstasjon tichtby de multibeam-transducer en sammelt en tapasse realtime lûdssnelheidsprofilen yn 'e wetterkolom elke 6-8 oeren om realtime lûdssnelheid te leverjen foar juste beamstjoering. De folsleine dataset bestiet út fan sawat 440 km2 (0-1200 m djipte). De gegevens waarden brûkt om in digitaal terreinmodel (DTM) mei hege resolúsje te leverjen, karakterisearre troch in rasterselgrutte fan 1 m. De definitive DTM (Fig. 1a) waard dien mei terreingegevens (>0 m boppe seenivo) dy't waarden krigen mei de rasterselgrutte fan 20 m troch it Italiaanske Geo-Militêr Ynstitút.
In 55 kilometer hege-resolúsje ienkanaals seismysk gegevensprofyl, sammele tidens feilige oseaankrústochten yn 2007 en 2014, besloech in gebiet fan sawat 113 fjouwerkante kilometer, beide op 'e R/V Urania. Marisk-profilen (bygelyks, L1 seismysk profyl, Fig. 1b) waarden krigen mei it IKB-Seistec boomersysteem. De akwisysje-ienheid bestiet út in 2,5 m katamaran wêryn't de boarne en ûntfanger pleatst binne. De boarnehântekening bestiet út in inkele positive pyk dy't karakterisearre wurdt yn it frekwinsjeberik 1-10 kHz en it mooglik makket om reflektors op te lossen dy't 25 sm útinoar lizze. Feilige seismyske profilen waarden krigen mei in 1,4 Kj multi-tip Geospark seismyske boarne ynterface mei Geotrace-software (Geo Marine Survey System). It systeem bestiet út in katamaran mei in 1-6,02 KHz boarne dy't oant 400 millisekonden yn sêft sedimint ûnder de seeboaiem penetrearret, mei in teoretyske fertikale resolúsje fan 30 sm. Sawol Safe as Marsik-apparaten waarden krigen. mei in snelheid fan 0,33 skotten/sek mei in skipsnelheid <3 Kn. Gegevens waarden ferwurke en presintearre mei Geosuite Allworks-software mei de folgjende workflow: dilataasjekorreksje, wetterkolommuting, 2-6 KHz bandpass IIR-filtering, en AGC.
It gas fan 'e ûnderwetterfumarole waard op 'e seeboaiem sammele mei in plestik doaze foarsjoen fan in rubberen diafragma oan 'e boppekant, dy't troch de ROV op 'e kop oer de fentilaasje pleatst waard. Sadree't de loftbellen dy't de doaze yngeane it seewetter folslein ferfongen hawwe, is de ROV werom nei in djipte fan 1 m, en de dûker bringt it sammele gas oer fia in rubberen septum yn twa foarôf fakuümearre glêzen flessen fan 60 mL foarsjoen fan Teflon-kranen, wêrfan ien fol wie mei 20 mL 5N NaOH-oplossing (Gegenbach-type flesse). De wichtichste soere gassoarten (CO2 en H2S) wurde oplost yn 'e alkaline oplossing, wylst de gassoarten mei lege oplosberens (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 en lichte koalwetterstoffen) opslein wurde yn 'e kopromte fan' e samplingflesse. Anorganyske gassen mei lege oplosberens waarden analysearre troch gaschromatografy (GC) mei in Shimadzu 15A foarsjoen fan in 10 m lange 5A molekulêre sievekolom en in termyske konduktiviteitsdetektor (TCD) 54. Argon en O2 waarden analysearre mei in Thermo Focus. gaschromatograaf foarsjoen fan in 30 m lange kapillêre molekulêre sievekolom en TCD. Metaan en lichte koalwetterstoffen waarden analysearre mei in Shimadzu 14A gaschromatograaf foarsjoen fan in 10 m lange roestfrij stielen kolom ynpakt mei Chromosorb PAW 80/100 mesh, bedekt mei 23% SP 1700 en in flamionisaasjedetektor (FID). De floeibere faze waard brûkt foar de analyze fan 1) CO2, as, titrearre mei 0.5 N HCl-oplossing (Metrohm Basic Titrino) en 2) H2S, as, nei oksidaasje mei 5 mL H2O2 (33%), troch ionchromatografy (IC) (IC) (Wantong 761). De analytyske flater fan titraasje, GC- en IC-analyze is minder as 5%. Nei standert ekstraksje- en suveringsprosedueres foar gasmingsels waard 13C/12C CO2 (útdrukt as δ13C-CO2% en V-PDB) analysearre mei in Finningan Delta S-massa. spektrometer55,56. De noarmen dy't brûkt waarden om eksterne presyzje te skatten wiene Carrara- en San Vincenzo-moarmer (yntern), NBS18 en NBS19 (ynternasjonaal), wylst de analytyske flater en reprodusearberens respektivelik ±0,05% en ±0,1% wiene.
δ15N (útdrukt as % vs. Loft) wearden en 40Ar/36Ar waarden bepaald mei in Agilent 6890 N gaschromatograaf (GC) keppele oan in Finnigan Delta plusXP trochgeande stream massaspektrometer. De analyseflater is: δ15N±0.1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. De He-isotoopferhâlding (útdrukt as R/Ra, wêrby't R 3He/4He is metten yn it stekproef en Ra deselde ferhâlding is yn 'e atmosfear: 1.39 × 10−6)57 waard bepaald yn it laboratoarium fan INGV-Palermo (Itaalje). 3He, 4He en 20Ne waarden bepaald mei in dûbele kollektor massaspektrometer (Helix SFT-GVI)58 nei skieding fan He en Ne. Analyseflater ≤ 0.3%. Typyske blanco's foar He en Ne binne <10-14 en <10-16 mol, respektivelik.
Hoe dit artikel te sitearjen: Passaro, S. et al. Seeboaiemferheging oandreaun troch in ûntgassingsproses lit ûntsteanende fulkanyske aktiviteit lâns de kust sjen. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. De geology en biology fan moderne en âlde seeboaiem koalwetterstofsipkes en fentilen: in ynlieding. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP It wrâldwide foarkommen fan gashydraten. Yn Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Ierdgashydraten: Foarkommen, fersprieding en deteksje. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofysyske beheiningen op hydrothermale sirkulaasje. Yn: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Rapport fan 'e Durham Workshop, Enerzjy- en massa-oerdracht yn marine hydrothermale systemen, Durham University Press, Berlyn (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktuer en dynamyk fan hydrothermale systemen fan 'e midden-oseanyske rêch. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Hjoeddeiske opfettings oer gashydraatboarnen.enerzjy.en miljeu.wittenskip.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Ynterne struktuer en útbarstingsskiednis fan in kilometerskaal modderfulkaansysteem yn 'e Súd-Kaspyske See. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Seeboaiemfunksjes ferbûn mei útsivering fan koalwetterstoffen út djipwetterkarbonaatmodderheuvels yn 'e Golf fan Cadiz: fan modderstream oant karbonaatsediminten. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismyske werjefte fan kilometerskalige floeistofûntsnappingspipelines foar de kust fan Namybje. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Karakteristiken fan floeistofstream yn oalje- en gaspipelinesystemen: Wat fertelle se ús oer de evolúsje fan it bekken? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Fertikale evolúsje fan 'e Neogeen Kwartêre floeistofûntladingsstruktuer yn relaasje ta gasfluxen yn it Legere Kongobekken, foar de kust fan Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrothermale en tektonyske aktiviteit yn it noarden fan Yellowstone Lake, Wyoming. geology. Socialist Party. Yes. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. It Tyrreenske Bekken en de Apennijnske Bôge: Kinematyske Relaasjes Sûnt it Lette Totonium. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonyske en krústale struktuer oan 'e kontinentale râne fan Kampanje: relaasje mei fulkanyske aktiviteit. mineral. gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. De relative rol fan rifttektonyk en magmatyske opheffingsprosessen: ynferinsje út geofysyske, strukturele en geochemyske gegevens yn 'e fulkanyske regio fan Napels (Súd-Itaalje). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismen fan resinte fertikale krustale beweging yn 'e Campi Flegrei-krater yn Súd-Itaalje. geology. Sosjalistyske Partij. Ja. Spesifikaasje. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Koarte termyn grûndeformaasje en seismisiteit yn 'e nestele Campi Flegrei-krater (Itaalje): in foarbyld fan aktyf massaherstel yn in tichtbefolke gebiet. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., en Saccorotti, G. Hydrothermale oarsprong fan oanhâldende lange-termyn 4D-aktiviteit yn it fulkanyske kompleks Campi Flegrei yn Itaalje. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. en Mastrolorenzo, G. Fluchge differinsjaasje yn sill-like magmatyske reservoirs: in gefalstúdzje fan 'e Campi Flegrei-krater. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. YnSAR-tiidsearjes, korrelaasje-analyze en tiid-korrelaasjemodellering litte in mooglike koppeling sjen tusken Campi Flegrei en de Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturele en stratigrafyske struktuer fan 'e earste helte fan 'e Tyrreenske graben (Golf fan Napels, Itaalje). Konstruktive Natuerkunde 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Boarnen fan koalstof yn fulkanysk jiskegas fan eilânbôgen. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafy fan 'e Dohrn Canyon: Reaksjes op seespegelferleging en tektonyske opheffing op it bûtenste kontinintale plat (Eastlike Tyrreenske grins, Itaalje). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).