Hvala vam što ste posjetili Nature.com. Verzija preglednika koju koristite ima ograničenu podršku za CSS. Za najbolje iskustvo preporučujemo da koristite ažurirani preglednik (ili isključite način kompatibilnosti u Internet Exploreru). U međuvremenu, kako bismo osigurali kontinuiranu podršku, prikazat ćemo stranicu bez stilova i JavaScripta.
Izvještavamo o dokazima aktivnog uzdizanja morskog dna i emisija plina nekoliko kilometara od obale luke Napulj (Italija). Udubljenja, humci i krateri su obilježja morskog dna. Ove formacije predstavljaju vrhove plitkih struktura kore, uključujući pagode, rasjede i nabore koji danas utječu na morsko dno. Zabilježili su uzdizanje, tlak i oslobađanje helija i ugljikovog dioksida u reakcijama dekarbonizacije talina plašta i stijena kore. Ovi plinovi vjerojatno su slični onima koji hrane hidrotermalne sustave Ischije, Campi Flegre i Soma-Vezuva, što sugerira izvor plašta pomiješan s tekućinama kore ispod Napuljskog zaljeva. Podmorsko širenje i ruptura uzrokovani procesom uzdizanja plina i tlaka zahtijevaju nadtlak od 2-3 MPa. Uzdizanje morskog dna, rasjedi i emisije plina manifestacije su nevulkanskih pomaka koji mogu najaviti erupcije morskog dna i/ili hidrotermalne eksplozije.
Dubokomorska hidrotermalna (vruća voda i plin) ispuštanja uobičajena su značajka srednjooceanskih grebena i konvergentnih rubova ploča (uključujući potopljene dijelove otočnih lukova), dok su hladna ispuštanja plinskih hidrata (klatrata) često karakteristična za kontinentalne police i pasivne rubove1, 2,3,4,5. Pojava hidrotermalnih ispuštanja s morskog dna u obalnim područjima podrazumijeva izvore topline (rezervoare magme) unutar kontinentalne kore i/ili plašta. Ova ispuštanja mogu prethoditi usponu magme kroz najgornje slojeve Zemljine kore i kulminirati erupcijom i postavljanjem vulkanskih podmorskih planina6. Stoga je identifikacija (a) morfologija povezanih s aktivnom deformacijom morskog dna i (b) emisija plina u blizini naseljenih obalnih područja poput vulkanske regije Napulj u Italiji (~1 milijun stanovnika) ključna za procjenu mogućih vulkana. Plitka erupcija. Nadalje, dok su morfološke značajke povezane s dubokomorskim hidrotermalnim ili hidratnim emisijama plina relativno dobro poznate zbog svojih geoloških i bioloških svojstava, iznimke su morfološke značajke povezane s plićim vodama, osim onih koje se javljaju u jezeru... 12, postoji relativno malo zapisa. Ovdje predstavljamo nove batimetrijske, seizmičke, podatke o vodenom stupcu i geokemijske podatke za podvodno, morfološki i strukturno složeno područje pogođeno emisijama plinova u Napuljskom zaljevu (južna Italija), otprilike 5 km od luke Napulj. Ovi podaci prikupljeni su tijekom krstarenja SAFE_2014 (kolovoz 2014.) na brodu R/V Urania. Opisujemo i interpretiramo strukture morskog dna i podzemlja gdje dolazi do emisija plinova, istražujemo izvore fluida koji ispuštaju plinove, identificiramo i karakteriziramo mehanizme koji reguliraju porast plina i povezane deformacije te raspravljamo o utjecajima vulkanologije.
Napuljski zaljev tvori pliokvartarni zapadni rub, izduženu tektonsku depresiju Kampanije u smjeru SZ-JI 13,14,15. Istočnoistočni dio Ischije (oko 150.-1302. n.e.), krater Campi Flegre (oko 300.-1538.) i Soma-Vezuv (od <360.-1944.) Raspored ograničava zaljev na sjeveru) 15, dok jug graniči sa Sorrentskim poluotokom (slika 1a). Napuljski zaljev je pod utjecajem prevladavajućih značajnih rasjeda sjeveroistok-jugozapad i sekundarnih značajnih rasjeda sjeverozapad-jugozapad (slika 1) 14,15. Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vezuv karakteriziraju se hidrotermalnim manifestacijama, deformacijom tla i plitkom seizmičnošću 16,17,18 (npr. turbulentni događaj kod Campi Flegreija 1982.-1984., s izdizanjem od 1,8 m i tisućama potresa). Nedavne studije 19,20 sugeriraju da bi moglo biti Veza između dinamike Soma-Vezuva i Campi Flegrea, moguće povezana s 'dubokim' pojedinačnim rezervoarima magme. Vulkanska aktivnost i oscilacije razine mora u posljednjih 36 tisuća godina Campi Flegrea i 18 tisuća godina Somme Vezuva kontrolirale su sedimentni sustav Napuljskog zaljeva. Niska razina mora na posljednjem ledenjačkom maksimumu (18 tisuća godina) dovela je do regresije plitkog sedimentnog sustava na moru, koji je potom ispunjen transgresivnim događajima tijekom kasnog pleistocena-holocena. Podmorske emisije plinova otkrivene su oko otoka Ischia i uz obalu Campi Flegrea te u blizini planine Soma-Vezuv (slika 1b).
(a) Morfološki i strukturni rasporedi kontinentalnog šelfa i Napuljskog zaljeva 15, 23, 24, 48. Točke označavaju glavna središta podmorskih erupcija; crvene linije predstavljaju glavne rasjede. (b) Batimetrija Napuljskog zaljeva s detektiranim otvorima fluida (točke) i tragovima seizmičkih linija (crne linije). Žute linije označavaju putanje seizmičkih linija L1 i L2 prikazane na slici 6. Granice kupolastih struktura Banco della Montagna (BdM) označene su plavim isprekidanim linijama u (a, b). Žuti kvadrati označavaju lokacije profila akustičnog vodenog stupca, a okviri CTD-EMBlank, CTD-EM50 i ROV prikazani su na slici 5. Žuti krug označava lokaciju ispuštanja uzorkovanja plina, a njegov sastav prikazan je u tablici S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) koristi grafiku generiranu programom Surfer® 13.
Na temelju podataka dobivenih tijekom krstarenja SAFE_2014 (kolovoz 2014.) (vidi Metode), konstruiran je novi digitalni model terena (DTM) Napuljskog zaljeva s rezolucijom od 1 m. DTM pokazuje da je morsko dno južno od luke Napulj karakterizirano blago nagnutom površinom okrenutom prema jugu (nagib ≤3°) koju prekida kupolasta struktura dimenzija 5,0 × 5,3 km, lokalno poznata kao Banco della Montagna (BdM). Slika. 1a,b).BdM se razvija na dubini od oko 100 do 170 metara, 15 do 20 metara iznad okolnog morskog dna. Kupola BdM-a pokazala je morfologiju nalik humku zbog 280 subkružnih do ovalnih humaka (slika 2a), 665 stožaca i 30 jama (slike 3 i 4). Humak ima maksimalnu visinu i opseg od 22 m, odnosno 1800 m. Kružnost [C = 4π(površina/perimetar2)] humaka smanjivala se s povećanjem perimetra (slika 2b). Aksijalni omjeri za humke kretali su se između 1 i 6,5, pri čemu humci s aksijalnim omjerom >2 pokazuju preferirani smjer kretanja N45°E + 15° i raspršeniji sekundarni, raspršeniji smjer kretanja N105°E do N145°E (slika 2c). Pojedinačni ili poravnani stošci postoje na BdM ravnini i na vrhu humka (slika 3a,b). Stožasti rasporedi prate raspored humaka na kojima se nalaze. Udubljenja se obično nalaze na ravnom morskom dnu (slika 3c), a povremeno i na humcima. Prostorne gustoće stožaca i udubljenja pokazuju da pretežno sjeveroistočno-jugozapadno poravnanje ograničava sjeveroistočne i jugozapadne granice BdM kupole (slika 4a,b); manje proširena ruta SZ-JI nalazi se u središnjem području BdM-a.
(a) Digitalni model terena (veličina ćelije 1 m) kupole Banco della Montagna (BdM).(b) Opseg i kružnost BdM humaka.(c) Aksijalni omjer i kut (orijentacija) glavne osi najbolje prilagođene elipse koja okružuje humak. Standardna pogreška digitalnog modela terena iznosi 0,004 m; standardne pogreške opsega i kružnosti iznose 4,83 m odnosno 0,01, a standardne pogreške aksijalnog omjera i kuta iznose 0,04 odnosno 3,34°.
Detalji identificiranih stožaca, kratera, humaka i jama u BdM regiji izvučeni iz DTM-a na slici 2.
(a) Konusi za poravnanje na ravnom morskom dnu; (b) konusi i krateri na vitkim humcima u smjeru SZ-JI; (c) udubljenja na blago uronjenoj površini.
(a) Prostorna raspodjela otkrivenih kratera, jama i aktivnih plinskih ispuštanja. (b) Prostorna gustoća kratera i jama navedena u (a) (broj/0,2 km2).
Identificirali smo 37 plinovitih emisija u području BdM-a pomoću slika ROV dubinomjera u vodenom stupcu i izravnih promatranja morskog dna dobivenih tijekom krstarenja SAFE_2014 u kolovozu 2014. (slike 4 i 5). Akustične anomalije ovih emisija pokazuju vertikalno izdužene oblike koji se uzdižu s morskog dna, u rasponu vertikalno između 12 i oko 70 m (slika 5a). Na nekim mjestima, akustične anomalije formirale su gotovo kontinuirani "vlak". Opaženi oblak mjehurića uvelike varira: od kontinuiranih, gustih tokova mjehurića do kratkotrajnih pojava (Dodatni film 1). ROV pregled omogućuje vizualnu provjeru pojave otvora tekućine s morskog dna i ističe male udubine na morskom dnu, ponekad okružene crvenim do narančastim sedimentima (slika 5b). U nekim slučajevima, ROV kanali reaktiviraju emisije. Morfologija otvora pokazuje kružni otvor na vrhu bez širenja u vodenom stupcu. pH u vodenom stupcu neposredno iznad točke ispuštanja pokazao je značajan pad, što ukazuje na kiselije uvjete lokalno (slika 5c,d). Konkretno, pH iznad ispuštanja plina BdM na Dubina na 75 m smanjila se s 8,4 (na 70 m dubine) na 7,8 (na 75 m dubine) (slika 5c), dok su druga mjesta u Napuljskom zaljevu imala pH vrijednosti između 0 i 160 m u intervalu dubine između 8,3 i 8,5 (slika 5d). Značajne promjene temperature i slanosti morske vode nedostajale su na dva mjesta unutar i izvan područja BdM Napuljskog zaljeva. Na dubini od 70 m temperatura je 15 °C, a slanost oko 38 PSU (slika 5c,d). Mjerenja pH, temperature i slanosti pokazala su: a) sudjelovanje kiselih fluida povezanih s procesom otplinjavanja BdM-a i b) odsutnost ili vrlo sporo ispuštanje termalnih fluida i slane vode.
(a) Prozor za akviziciju akustičnog profila vodenog stupca (ehometar Simrad EK60). Vertikalna zelena traka koja odgovara plinskom izljevu detektiranom na ispuštanju fluida EM50 (oko 75 m ispod razine mora) smještenom u području BdM; prikazani su i multipleks signali dna i morskog dna (b) prikupljeni daljinski upravljanim vozilom u području BdM. Jedna fotografija prikazuje mali krater (crni krug) okružen crvenim do narančastim sedimentom. (c,d) Podaci CTD višeparametarske sonde obrađeni pomoću softvera SBED-Win32 (Seasave, verzija 7.23.2). Obrasci odabranih parametara (slanost, temperatura, pH i kisik) vodenog stupca iznad ispuštanja fluida EM50 (ploča c) i izvan područja ispuštanja Bdm (ploča d).
Prikupili smo tri uzorka plina s područja istraživanja između 22. i 28. kolovoza 2014. Ovi uzorci pokazali su sličan sastav, u kojem dominira CO2 (934-945 mmol/mol), nakon čega slijede relevantne koncentracije N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) i H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol, dok su H2 i He bili manje zastupljeni (<0,052 i <0,016 mmol/mol) (slika 1b; tablica S1, dodatni film 2). Izmjerene su i relativno visoke koncentracije O2 i Ar (do 3,2 i 0,18 mmol/mol). Zbroj lakih ugljikovodika kreće se od 0,24 do 0,30 mmol/mol i sastoji se od C2-C4 alkana, aromata (uglavnom benzena), propena i spojeva koji sadrže sumpor (tiofen). Vrijednost 40Ar/36Ar u skladu je s vrijednostima zraka. (295,5), iako uzorak EM35 (BdM kupola) ima vrijednost od 304, što pokazuje blagi višak 40Ar. Omjer δ15N bio je veći nego za zrak (do +1,98% u odnosu na zrak), dok su se vrijednosti δ13C-CO2 kretale od -0,93 do 0,44% u odnosu na V-PDB. Vrijednosti R/Ra (nakon korekcije za onečišćenje zraka korištenjem omjera 4He/20Ne) bile su između 1,66 i 1,94, što ukazuje na prisutnost velikog udjela He u plaštu. Kombiniranjem izotopa helija s CO2 i njegovim stabilnim izotopom 22, izvor emisija u BdM može se dodatno pojasniti. Na karti CO2 za CO2/3He u odnosu na δ13C (slika 6), sastav plina BdM uspoređuje se sa sastavom fumarola Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvius. Slika 6 također prikazuje teorijske linije miješanja između tri različita izvora ugljika. koji mogu biti uključeni u proizvodnju plina BdM: otopljene taline iz plašta, sedimenti bogati organskim tvarima i karbonati. Uzorci BdM-a spadaju na liniju miješanja koju prikazuju tri vulkana Campanije, odnosno miješanje između plinova plašta (za koje se pretpostavlja da su neznatno obogaćeni ugljikovim dioksidom u odnosu na klasične MORB-ove radi prilagođavanja podataka) i reakcija uzrokovanih dekarbonizacijom kore. Rezultirajuća plinska stijena.
Za usporedbu su prikazane hibridne linije između sastava plašta i krajnjih članova vapnenca i organskih sedimenata. Okviri predstavljaju područja fumarola Ischije, Campi Flegrei i Somma-Vesviusa 59, 60, 61. Uzorak BdM nalazi se u miješanom trendu vulkana Campania. Krajnji član miješane linije je iz plašta, a to je plin proizveden reakcijom dekarburizacije karbonatnih minerala.
Seizmički presjeci L1 i L2 (sl. 1b i 7) prikazuju prijelaz između BdM-a i distalnih stratigrafskih sekvenci vulkanskih regija Somma-Vezuv (L1, sl. 7a) i Campi Flegrei (L2, sl. 7b). BdM karakterizira prisutnost dvije glavne seizmičke formacije (MS i PS na sl. 7). Gornja (MS) pokazuje subparalelne reflektore visoke do umjerene amplitude i lateralnog kontinuiteta (sl. 7b,c). Ovaj sloj uključuje morske sedimente vučene sustavom posljednjeg ledenog maksimuma (LGM) i sastoji se od pijeska i gline23. Temeljni sloj PS (sl. 7b-d) karakterizira kaotična do prozirna faza u obliku stupova ili pješčanih satova. Vrh sedimenata PS formirao je humke na morskom dnu (sl. 7d). Ove geometrije slične dijapirima pokazuju prodor prozirnog materijala PS-a u najgornje MS naslage. Uzdizanje je odgovorno za stvaranje nabora i rasjeda koji utječu na sloj MS i prekrivajući današnje sedimente morskog dna BdM (slika 7b–d). MS stratigrafski interval je jasno delaminiran u ENE dijelu L1 sekcije, dok se prema BdM-u bjelji zbog prisutnosti sloja zasićenog plinom (GSL) prekrivenog nekim unutarnjim razinama MS sekvence (slika 7a). Gravitacijske jezgre prikupljene na vrhu BdM-a koje odgovaraju prozirnom seizmičkom sloju ukazuju na to da se gornjih 40 cm sastoji od pijeska taloženog nedavno do danas; )24,25 i fragmenti plovućca iz eksplozivne erupcije vulkana Campi Flegrei „Napuljskog žutog tufa“ (14,8 ka)26. Prozirna faza PS sloja ne može se objasniti samo kaotičnim procesima miješanja, jer su kaotični slojevi povezani s klizištima, tokovima blata i piroklastičnim tokovima pronađeni izvan BdM-a u Napuljskom zaljevu akustički neprozirni21,23,24. Zaključujemo da opažene seizmičke facijese BdM PS-a, kao i izgled podmorskog izdanka PS sloja (slika 7d), odražavaju izdizanje prirodnog plina.
(a) Jednokanalni seizmički profil L1 (navigacijski trag na slici 1b) koji prikazuje stupčasti (pagoda) prostorni raspored. Pagoda se sastoji od kaotičnih naslaga plovućca i pijeska. Sloj zasićen plinom koji postoji ispod pagode uklanja kontinuitet dubljih formacija. (b) Jednokanalni seizmički profil L2 (navigacijski trag na slici 1b), koji ističe urezivanje i deformaciju humaka morskog dna, morskih (MS) i naslaga plovućca (PS). (c) Detalji deformacije u MS i PS prikazani su u (c,d). Uz pretpostavku brzine od 1580 m/s u najgornjem sedimentu, 100 ms predstavlja oko 80 m na vertikalnoj skali.
Morfološke i strukturne karakteristike BdM-a slične su drugim podmorskim hidrotermalnim i plinsko-hidratnim poljima diljem svijeta2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 i često su povezane s uzdizanjima (svodovi i humci) i ispuštanjem plina (stošci, jame). Stošci i jame poravnati s BdM-om te izduženi humci ukazuju na strukturno kontroliranu propusnost (slike 2 i 3). Prostorni raspored humaka, jama i aktivnih otvora sugerira da je njihova raspodjela djelomično kontrolirana udarnim pukotinama SZ-JI i SI-JZ (slika 4b). To su preferirani pravci rasjednih sustava koji utječu na vulkanska područja Campi Flegrei i Somma-Vezuv te Napuljski zaljev. Konkretno, struktura prvog kontrolira lokaciju hidrotermalnog ispuštanja iz kratera Campi Flegrei35. Stoga zaključujemo da rasjedi i pukotine u Napuljskom zaljevu predstavljaju preferirani put za migraciju plina na površinu, značajku koju dijele i drugi strukturno kontrolirani hidrotermalni izvori. sustavi36,37. Važno je napomenuti da BdM konusi i jame nisu uvijek bili povezani s humcima (slika 3a,c). To sugerira da ovi humci ne predstavljaju nužno prekursore stvaranja jama, kao što su drugi autori sugerirali za zone plinskih hidrata32,33. Naši zaključci podupiru hipotezu da poremećaj sedimenata morskog dna kupole ne dovodi uvijek do stvaranja jama.
Tri prikupljene plinovite emisije pokazuju kemijske potpise tipične za hidrotermalne fluide, i to uglavnom CO2 sa značajnim koncentracijama reducirajućih plinova (H2S, CH4 i H2) i lakih ugljikovodika (posebno benzena i propilena)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tablica S1). Prisutnost atmosferskih plinova (kao što je O2), za koje se ne očekuje da će biti prisutni u emisijama podmornica, može biti posljedica onečišćenja zrakom otopljenim u morskoj vodi koji dolaze u kontakt s plinovima pohranjenim u plastičnim kutijama koje se koriste za uzorkovanje, dok se ROV-ovi vade s oceanskog dna u more radi pobune. Suprotno tome, pozitivne vrijednosti δ15N ​​i visok omjer N2/Ar (do 480) znatno viši od ASW (voda zasićena zrakom) sugeriraju da se većina N2 proizvodi iz ekstraatmosferskih izvora, što je u skladu s pretežno hidrotermalnim podrijetlom tih plinova. Hidrotermalno-vulkansko podrijetlo plina BdM potvrđeno je sadržajem CO2 i He te njihovim izotopskim potpisima. Izotopi ugljika (δ13C-CO2 od -0,93% do +0,4%) i vrijednosti CO2/3He (od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) sugeriraju da uzorci BdM pripadaju miješanom trendu fumarola oko krajnjih članova plašta Napuljskog zaljeva i dekarbonizacije. Odnos između plinova proizvedenih reakcijom (Slika 6). Točnije, uzorci plina BdM nalaze se duž trenda miješanja na približno istoj lokaciji kao i tekućine iz susjednih vulkana Campi Flegrei i Somma-Veusivus. Oni su više koroviti od fumarola Ischia, koji su bliže kraju plašta. Somma-Vezuv i Campi Flegrei imaju veće vrijednosti 3He/4He (R/Ra između 2,6 i 2,9) od BdM (R/Ra između 1,66 i 1,96; Tablica S1). To sugerira da je dodavanje i akumulacija radiogenog He potekla iz istog izvora magme koji... hranili su vulkane Somma-Vezuv i Campi Flegrei. Odsutnost detektabilnih udjela organskog ugljika u emisijama BdM-a sugerira da organski sedimenti nisu uključeni u proces otplinjavanja BdM-a.
Na temelju gore navedenih podataka i rezultata eksperimentalnih modela kupolastih struktura povezanih s podmorskim područjima bogatim plinom, duboko tlačenje plina može biti odgovorno za formiranje BdM kupola kilometarske skale. Za procjenu nadtlaka Pdef koji vodi do BdM svoda, primijenili smo model mehanike tankih ploča33,34 pretpostavljajući, iz prikupljenih morfoloških i seizmičkih podataka, da je BdM svod subkružna ploča radijusa a većeg od deformiranog mekog viskoznog naslaga. Vertikalni maksimalni pomak w i debljina h (Dodatna slika S1). Pdef je razlika između ukupnog tlaka i statičkog tlaka stijene plus tlak vodenog stupca. Kod BdM-a, radijus je oko 2500 m, w je 20 m, a h maksimum procijenjen iz seizmičkog profila je oko 100 m. Izračunavamo Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 iz relacije, gdje je D krutost na savijanje; D je dan s (E h3)/[12(1 – ν2)], gdje je E Youngov modul naslaga, ν je Poissonov omjer (~0,5)33. Budući da se mehanička svojstva BdM sedimenata ne mogu mjeriti, postavljamo E = 140 kPa, što je razumna vrijednost za obalne pjeskovite sedimente47 slične BdM14,24. Ne uzimamo u obzir veće vrijednosti E navedene u literaturi za naslage siltne gline (300 < E < 350 000 kPa)33,34 jer se BDM naslage sastoje uglavnom od pijeska, a ne od silta ili siltne gline24. Dobivamo Pdef = 0,3 Pa, što je u skladu s procjenama procesa izdizanja morskog dna u okruženjima bazena plinskih hidrata, gdje Pdef varira od 10-2 do 103 Pa, pri čemu niže vrijednosti predstavljaju nizak omjer vode i vode i/ili plina. U BdM-u, smanjenje krutosti zbog lokalnog zasićenja sedimenta plinom i/ili pojava već postojećih pukotina također može doprinijeti otkazivanju i posljedičnom oslobađanju plina, omogućujući formiranje uočenih ventilacijskih struktura. Prikupljeni reflektirani seizmički profili (slika 7) pokazali su da su sedimenti PS podignuti iz GSL-a, gurajući prema gore prekrivajuće morske sedimente MS-a, što je rezultiralo humcima, naborima, rasjedima i sedimentnim rezovima (slika 7b,c). To sugerira da je plovućac star 14,8 do 12 tisuća godina prodro u mlađi sloj MS kroz proces uzlaznog transporta plina. Morfološke značajke strukture BdM mogu se vidjeti kao rezultat nadtlaka stvorenog ispuštanjem fluida koje proizvodi GSL. S obzirom na to da se aktivno ispuštanje može vidjeti s morskog dna do preko 170 m dubine48, pretpostavljamo da nadtlak fluida unutar GSL-a prelazi 1700 kPa. Migracija plinova prema gore u sedimentima također je imala učinak ribanja materijala sadržanog u MS-u, što objašnjava prisutnost kaotičnih sedimenata u gravitacijskim jezgrama uzorkovanim na BdM25. Nadalje, Pretlak GSL-a stvara složeni sustav pukotina (poligonalni rasjed na slici 7b). Zajedno, ova morfologija, struktura i stratigrafsko naseljavanje, nazvani "pagode"49,50, izvorno su pripisani sekundarnim učincima starih ledenjačkih formacija, a trenutno se tumače kao učinci uzdizanja plina31,33 ili evaporita50. Na kontinentalnom rubu Kampanije, evaporativni sedimenti su rijetki, barem unutar gornjih 3 km kore. Stoga je mehanizam rasta BdM pagoda vjerojatno kontroliran uzdizanjem plina u sedimentima. Ovaj zaključak podupiru transparentne seizmičke facije pagode (slika 7), kao i podaci gravitacijske jezgre kako je prethodno objavljeno24, gdje današnji pijesak eruptira s 'Pomici Principali'25 i 'Napuljskim žutim tufom'26 Campi Flegrei. Nadalje, PS naslage prodrle su i deformirale najgornji MS sloj (slika 7d). Ovaj strukturni raspored sugerira da pagoda predstavlja uzdizanje struktura, a ne samo plinovod. Dakle, dva glavna procesa upravljaju formiranjem pagode: a) gustoća mekog sedimenta smanjuje se kako plin ulazi odozdo; b) smjesa plina i sedimenta raste, što je uočeno nabiranje, rasjedanje i pukotine uzrokuju MS naslage (slika 7). Sličan mehanizam formiranja predložen je za pagode povezane s plinskim hidratima u Južnom Škotskom moru (Antarktika). BdM pagode pojavile su se u skupinama u brdovitim područjima, a njihov vertikalni opseg u prosjeku je iznosio 70–100 m u dvosmjernom vremenu putovanja (TWTT) (slika 7a). Zbog prisutnosti MS valova i uzimajući u obzir stratigrafiju gravitacijske jezgre BdM-a, zaključujemo da je starost formiranja struktura pagoda manja od oko 14–12 tisuća godina. Nadalje, rast ovih struktura još je uvijek aktivan (slika 7d) jer su neke pagode prodrle i deformirale prekrivajući današnji BdM pijesak (slika 7d).
Neuspjeh pagode da prijeđe današnje morsko dno ukazuje na to da (a) porast plina i/ili lokalni prestanak miješanja plina i sedimenta, i/ili (b) mogući lateralni tok smjese plina i sedimenta ne dopušta lokalizirani proces nadtlaka. Prema modelu teorije dijapira52, lateralni tok pokazuje negativnu ravnotežu između brzine dotoka smjese blata i plina odozdo i brzine kojom se pagoda kreće prema gore. Smanjenje brzine dotoka može biti povezano s povećanjem gustoće smjese zbog nestanka dotoka plina. Gore sažeti rezultati i uzgon kontroliran uzgon pagode omogućuju nam procjenu visine stupca zraka hg. Uzgon je dan s ΔP = hgg (ρw – ρg), gdje je g gravitacija (9,8 m/s2), a ρw i ρg su gustoće vode i plina. ΔP je zbroj prethodno izračunatog Pdef i litostatskog tlaka Plith sedimentne ploče, tj. ρsg h, gdje je ρs je gustoća sedimenta. U ovom slučaju, vrijednost hg potrebna za željeni uzgon dana je s hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. U BdM-u, postavljamo Pdef = 0,3 Pa i h = 100 m (vidi gore), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg je zanemariv jer je ρw ≫ρg. Dobivamo hg = 245 m, vrijednost koja predstavlja dubinu dna GSL-a. ΔP je 2,4 MPa, što je nadtlak potreban za probijanje morskog dna BdM-a i stvaranje otvora.
Sastav plina BdM u skladu je s izvorima plašta promijenjenima dodavanjem fluida povezanih s reakcijama dekarbonizacije stijena kore (slika 6). Gruba EW poravnanja kupola BdM-a i aktivnih vulkana poput Ischie, Campi Flegre i Soma-Vesuvius, zajedno sa sastavom emitiranih plinova, sugeriraju da su plinovi emitirani iz plašta ispod cijelog vulkanskog područja Napulja miješani. Sve više i više fluida kore kreće se od zapada (Ischia) prema istoku (Somma-Vesuiv) (slike 1b i 6).
Zaključili smo da se u Napuljskom zaljevu, nekoliko kilometara od luke Napulj, nalazi kupolasta struktura širine 25 km2 na koju utječe aktivni proces otplinjavanja, a uzrokuje je postavljanje pagoda i humaka. Trenutno, BdM potpisi sugeriraju da nemagmatska turbulencija53 može prethoditi embrionalnom vulkanizmu, tj. ranom izbijanju magme i/ili termalnih fluida. Trebalo bi provesti aktivnosti praćenja kako bi se analizirala evolucija fenomena i otkrili geokemijski i geofizički signali koji ukazuju na potencijalne magmatske poremećaje.
Akustični profili vodenog stupca (2D) snimljeni su tijekom krstarenja SAFE_2014 (kolovoz 2014.) na R/V Urania (CNR) od strane Nacionalnog istraživačkog vijeća Instituta za obalni morski okoliš (IAMC). Akustično uzorkovanje provedeno je znanstvenim dubinomjerom Simrad EK60 s cijepanjem snopa koji radi na 38 kHz. Akustični podaci snimljeni su prosječnom brzinom od oko 4 km. Prikupljene slike dubinomjera korištene su za identifikaciju ispuštanja tekućine i točno definiranje njihove lokacije u području prikupljanja (između 74 i 180 m nadmorske visine). Mjerenje fizikalnih i kemijskih parametara u vodenom stupcu provedeno je pomoću višeparametarskih sondi (vodljivost, temperatura i dubina, CTD). Podaci su prikupljeni pomoću sonde CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) i obrađeni pomoću softvera SBED-Win32 (Seasave, verzija 7.23.2). Vizualni pregled morskog dna proveden je pomoću ROV uređaja „Pollux III“ (GEItaliana) s dva... (kamere niske i visoke razlučivosti).
Prikupljanje podataka s više snopa provedeno je pomoću višesnopnog sonarnog sustava Simrad EM710 od 100 KHz (Kongsberg). Sustav je povezan s diferencijalnim globalnim pozicijskim sustavom kako bi se osigurale submetričke pogreške u pozicioniranju snopa. Akustični impuls ima frekvenciju od 100 KHz, impuls paljenja od 150° stupnjeva i cijeli otvor od 400 snopa. Mjerenje i primjena profila brzine zvuka u stvarnom vremenu tijekom akvizicije. Podaci su obrađeni pomoću softvera PDS2000 (Reson-Thales) prema standardu Međunarodne hidrografske organizacije (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) za navigaciju i korekciju plime i oseke. Smanjenje šuma zbog slučajnih skokova instrumenata i isključenja snopa loše kvalitete provedeno je alatima za uređivanje pojaseva i uklanjanje skokova. Kontinuirano detektiranje brzine zvuka provodi se kobiličnom stanicom smještenom u blizini višesnopnog pretvornika i prikuplja i primjenjuje profile brzine zvuka u stvarnom vremenu u vodenom stupcu svakih 6-8 sati kako bi se osigurala brzina zvuka u stvarnom vremenu za pravilno upravljanje snopom. Cijeli Skup podataka sastoji se od približno 440 km2 (dubina od 0 do 1200 m). Podaci su korišteni za izradu digitalnog modela terena (DTM) visoke rezolucije karakteriziranog veličinom mrežne ćelije od 1 m. Konačni DTM (slika 1a) izrađen je s podacima o terenu (>0 m nadmorske visine) prikupljenim na veličini mrežne ćelije od 20 m od strane Talijanskog geo-vojnog instituta.
Seizmički profil visoke rezolucije s jednog kanala, prikupljen tijekom sigurnih oceanskih krstarenja 2007. i 2014. godine, pokrivao je područje od približno 113 četvornih kilometara, oba na R/V Urania. Marisk profili (npr. seizmički profil L1, slika 1b) dobiveni su korištenjem IKB-Seistec boomer sustava. Jedinica za akviziciju sastoji se od katamarana od 2,5 m u kojem su smješteni izvor i prijemnik. Potpis izvora sastoji se od jednog pozitivnog vrha koji je karakteriziran u frekvencijskom rasponu 1-10 kHz i omogućuje razlučivanje reflektora razdvojenih 25 cm. Sigurni seizmički profili dobiveni su korištenjem 1,4 Kj višestrukog Geospark seizmičkog izvora povezanog s Geotrace softverom (Geo Marine Survey System). Sustav se sastoji od katamarana koji sadrži izvor od 1–6,02 KHz koji prodire do 400 milisekundi u meki sediment ispod morskog dna, s teoretskom vertikalnom rezolucijom od 30 cm. Oba Safe i Marsik uređaja dobiveni su na... brzinom od 0,33 udara/sek s brzinom plovila <3 Kn. Podaci su obrađeni i prikazani korištenjem Geosuite Allworks softvera sa sljedećim tijekom rada: korekcija dilatacije, prigušivanje vodenog stupca, 2-6 KHz propusno IIR filtriranje i AGC.
Plin iz podvodne fumarole sakupljen je na morskom dnu pomoću plastične kutije opremljene gumenom dijafragmom na gornjoj strani, koju je ROV postavio naopako preko otvora. Nakon što mjehurići zraka koji ulaze u kutiju potpuno zamijene morsku vodu, ROV se vraća na dubinu od 1 m, a ronilac prenosi sakupljeni plin kroz gumenu pregradu u dvije prethodno evakuirane staklene tikvice od 60 mL opremljene teflonskim zapornim slavinama, od kojih je jedna napunjena s 20 mL 5N otopine NaOH (tikvica tipa Gegenbach). Glavne vrste kiselih plinova (CO2 i H2S) otopljene su u alkalnoj otopini, dok se vrste plinova niske topljivosti (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 i laki ugljikovodici) pohranjuju u prostoru iznad boce za uzorkovanje. Anorganski plinovi niske topljivosti analizirani su plinskom kromatografijom (GC) pomoću Shimadzu 15A opremljenog 10 m dugom 5A molekularnom sitastom kolonom i detektorom toplinske vodljivosti (TCD) 54. Argon i O2 analizirani su pomoću Thermo Focusa. plinski kromatograf opremljen kapilarnom molekularno-sitastom kolonom duljine 30 m i TCD-om. Metan i laki ugljikovodici analizirani su pomoću Shimadzu 14A plinskog kromatografa opremljenog kolonom od nehrđajućeg čelika duljine 10 m punjenom Chromosorb PAW 80/100 mesh, obloženom s 23% SP 1700 i detektorom ionizacije plamena (FID). Tekuća faza korištena je za analizu 1) CO2, kao, titriranog s 0,5 N otopinom HCl (Metrohm Basic Titrino) i 2) H2S, kao, nakon oksidacije s 5 mL H2O2 (33%), ionskom kromatografijom (IC) (IC) (Wantong 761). Analitička pogreška titracije, GC i IC analize je manja od 5%. Nakon standardnih postupaka ekstrakcije i pročišćavanja za plinske smjese, 13C/12C CO2 (izražen kao δ13C-CO2% i V-PDB) analiziran je pomoću Finningan Delta S masenog spektrometra55,56. Standardi korišteni za procjenu vanjske preciznosti bili su mramor Carrara i San Vincenzo (interni), NBS18 i NBS19 (međunarodni), dok su analitička pogreška i ponovljivost bile ±0,05% odnosno ±0,1%.
Vrijednosti δ15N (izraženo kao % u odnosu na zrak) i 40Ar/36Ar određene su pomoću plinskog kromatografa (GC) Agilent 6890 N spojenog na protočni maseni spektrometr Finnigan Delta plusXP. Pogreška analize je: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Omjer izotopa He (izražen kao R/Ra, gdje je R 3He/4He izmjeren u uzorku, a Ra je isti omjer u atmosferi: 1,39 × 10−6)57 određen je u laboratoriju INGV-Palermo (Italija). 3He, 4He i 20Ne određeni su pomoću masenog spektrometra s dvostrukim kolektorom (Helix SFT-GVI)58 nakon odvajanja He i Ne. Pogreška analize ≤ 0,3%. Tipične slijepe probe za He i Ne su <10-14 i <10-16 mol.
Kako citirati ovaj članak: Passaro, S. i dr. Izdizanje morskog dna potaknuto procesom otplinjavanja otkriva pupoljajuću vulkansku aktivnost duž obale. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologija i biologija modernih i drevnih procjeda i otvora ugljikovodika s morskog dna: uvod. Geografski ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK i Dillon, WP Globalna pojava plinskih hidrata. U Kvenvolden, KA i Lorenson, TD (ur.) 3–18 (Hidari prirodnog plina: Pojava, distribucija i otkrivanje. Geofizička monografija Američke geofizičke unije 124, 2001.).
Fisher, AT Geofizička ograničenja hidrotermalne cirkulacije. U: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. i Hein, JR (ur.) 29–52 (Izvješće s radionice u Durhamu, Prijenos energije i mase u morskim hidrotermalnim sustavima, Durham University Press, Berlin (2003.)).
Coumou, D., Driesner, T. i Heinrich, C. Struktura i dinamika hidrotermalnih sustava srednjooceanskih grebena. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. i Collett, TS Trenutni pogledi na resurse plinskih hidrata. Energija.i.okoliš.znanost.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ i Stewart, SA Unutarnja struktura i povijest erupcija blatnog vulkanskog sustava kilometarske skale u južnom Kaspijskom moru. Rezervoar bazena 19, 153–163 (2007).
Leon, R. i dr. Značajke morskog dna povezane s procjeđivanjem ugljikovodika iz dubokomorskih karbonatnih muljevitih humaka u zaljevu Cadiz: od mulja do karbonatnih sedimenata. Geografija, ožujak. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL i Cartwright, J. 3D seizmički prikaz kilometarskih cjevovoda za isticanje fluida na moru Namibije. Rezervoar bazena 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Karakteristike toka fluida u naftovodnim i plinovodnim sustavima: Što nam govore o evoluciji bazena? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA i Imbert, P. Vertikalna evolucija neogenske kvartarne strukture ispuštanja fluida u odnosu na protoke plina u Donjem bazenu Kongo, na obali Angole. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY i dr. Hidrotermalna i tektonska aktivnost u sjevernom dijelu jezera Yellowstone, Wyoming. Geologija. Socijalistička stranka. Yes. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. i Scandone, P. Tirenski bazen i Apeninski luk: Kinematički odnosi od kasnog totona. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia i dr. Tektonska i korasta struktura na kontinentalnom rubu Kampanije: odnos prema vulkanskoj aktivnosti. mineral. benzin. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP i De Astis G. Relativna uloga riftne tektonike i procesa magmatskog izdizanja: zaključci iz geofizičkih, strukturnih i geokemijskih podataka u vulkanskoj regiji Napulja (južna Italija). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ i Mastrolorenzo, G. Mehanizmi nedavnog vertikalnog kretanja kore u krateru Campi Flegrei u južnoj Italiji. geologija. Socijalistička stranka. Da. Specifikacija. 263, str. 1-47 (1991).
Orsi, G. i dr. Kratkotrajna deformacija tla i seizmičnost u ugniježđenom krateru Campi Flegrei (Italija): primjer oporavka aktivne mase u gusto naseljenom području. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. i Saccorotti, G. Hidrotermalno podrijetlo dugotrajne 4D aktivnosti u vulkanskom kompleksu Campi Flegrei u Italiji. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. i Mastrolorenzo, G. Brza diferencijacija u magmatskim rezervoarima nalik pragu: studija slučaja iz kratera Campi Flegrei. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR i dr. Vremenske serije InSAR-a, korelacijska analiza i modeliranje vremenske korelacije otkrivaju moguće povezivanje Campi Flegrei i Vezuva. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. i Torrente, M. Strukturna i stratigrafska struktura prve polovice Tirenskog grabena (Napuljski zaljev, Italija). Konstruktivna fizika 315, 297–314.
Sano, Y. i Marty, B. Izvori ugljika u vulkanskom pepelu s otočnih lukova. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafija kanjona Dohrn: Reakcije na pad razine mora i tektonsko izdizanje na vanjskom kontinentalnom šelfu (istočni tirenski rub, Italija). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).