Köszönjük, hogy felkereste a Nature.com weboldalt. Az Ön által használt böngészőverzió korlátozottan támogatja a CSS-t. A legjobb élmény érdekében javasoljuk, hogy használjon egy frissített böngészőt (vagy kapcsolja ki a kompatibilitási módot az Internet Explorerben). Időközben a folyamatos támogatás biztosítása érdekében stílusok és JavaScript nélkül jelenítjük meg az oldalt.
Aktív tengerfenék-emelkedés és gázkibocsátás bizonyítékairól számolunk be Nápoly (Olaszország) kikötőjétől több kilométerre a parttól. A tengerfenék jellegzetességei a gödrök, halmok és kráterek. Ezek a képződmények a sekély kéregszerkezetek tetejét képviselik, beleértve a pagodákat, vetőket és redőket, amelyek ma is hatással vannak a tengerfenékre. A hélium és a szén-dioxid emelkedését, nyomásnövekedését és felszabadulását rögzítették a köpenyolvadékok és a kéregkőzetek dekarbonizációs reakcióiban. Ezek a gázok valószínűleg hasonlóak azokhoz, amelyek az Ischia, a Campi Flegre és a Soma-Vezúv hidrotermális rendszereit táplálják, ami arra utal, hogy a Nápolyi-öböl alatt a köpeny forrása kéregfolyadékokkal keveredett. A gázemelés és a nyomásnövekedési folyamat által okozott tenger alatti tágulás és repedés 2-3 MPa túlnyomást igényel. A tengerfenék-emelkedés, a vetők és a gázkibocsátás a nem vulkáni felfordulások megnyilvánulásai, amelyek tengerfenék-kitöréseket és/vagy hidrotermális robbanásokat jelezhetnek előre.
A mélytengeri hidrotermális (forró víz és gáz) kiáramlások gyakori jellemzői az óceánközépi hátságoknak és a konvergens lemezszegélyeknek (beleértve a szigetívek elárasztott részeit is), míg a hideg gázhidrátok (klatrátok) kiáramlásai gyakran jellemzőek a kontinentális talapzatokra és a passzív szegélyekre1, 2,3,4,5. A tengerfenék hidrotermális kiáramlásainak előfordulása a part menti területeken a kontinentális kéregben és/vagy köpenyben található hőforrásokra (magmatározókra) utal. Ezek a kiáramlások megelőzhetik a magma felemelkedését a földkéreg legfelső rétegein keresztül, és a vulkáni fenékhegyek kitörésében és kialakulásában csúcsosodhatnak ki6. Ezért a lehetséges vulkánkitörések felméréséhez kritikus fontosságú (a) az aktív tengerfenék-deformációval kapcsolatos morfológiák és (b) a lakott part menti területek, például az olaszországi Nápoly vulkanikus régiója (~1 millió lakos) közelében lévő gázkibocsátások azonosítása.Sekély kitörés.Továbbá, míg a mélytengeri hidrotermális vagy hidrátgáz-kibocsátással kapcsolatos morfológiai jellemzők geológiai és biológiai tulajdonságaik miatt viszonylag jól ismertek, a kivételek a sekélyebb vizekhez kapcsolódó morfológiai jellemzők, kivéve az In-tóban előfordulókat. 12, viszonylag kevés feljegyzés áll rendelkezésre. Itt új batimetriai, szeizmikus, vízoszlop- és geokémiai adatokat mutatunk be egy víz alatti, morfológiailag és szerkezetileg összetett régióra vonatkozóan, amelyet a gázkibocsátás érint, a Nápolyi-öbölben (Dél-Olaszország), körülbelül 5 km-re Nápoly kikötőjétől. Ezeket az adatokat a SAFE_2014 (2014. augusztus) hajóúton gyűjtöttük az R/V Urania fedélzetén. Leírjuk és értelmezzük a tengerfenék és a felszín alatti szerkezeteket, ahol a gázkibocsátás történik, megvizsgáljuk a szellőzőfolyadékok forrásait, azonosítjuk és jellemezzük a gázemelkedést és a kapcsolódó deformációt szabályozó mechanizmusokat, és megvitatjuk a vulkanológiai hatásokat.
A Nápolyi-öböl alkotja a Plio-negyedidőszaki nyugati peremét, az ÉNy-DK irányú elnyúló Campania tektonikus süllyedéket13,14,15. Ischia (kb. Kr. u. 150-1302), a Campi Flegrei kráter (kb. 300-1538) és a Soma-Vezúv (<360-1944 között) keletnyugatra helyezkedik el. Az elrendezés az öblöt északra korlátozza15, míg délen a Sorrento-félsziget határolja (1a. ábra). A Nápolyi-öblöt az uralkodó ÉK-DNy és másodlagos ÉNy-DK irányú jelentős vetők befolyásolják (1. ábra)14,15. Ischia, a Campi Flegrei és a Somma-Vezúv hidrotermális jelenségek, talajdeformáció és sekély szeizmicitás jellemzi16,17,18 (pl. a Campi Flegrei-nél 1982-1984-ben bekövetkezett turbulens esemény 1,8 m-es emelkedést és több ezer földrengést eredményezett). A legújabb tanulmányok19,20 arra utalnak, hogy létezhet egy Kapcsolat a Soma-Vezúv és a Campi Flegre dinamikája között, esetleg a „mély” egyetlen magmatárolókkal összefüggésben. A Campi Flegrei utolsó 36 ezer és a Somma Vezúv 18 ezer évében a vulkáni tevékenység és a tengerszint ingadozásai irányították a Nápolyi-öböl üledékes rendszerét. Az utolsó glaciális maximum idején (18 ezer) tapasztalt alacsony tengerszint a tengeri-sekély üledékes rendszer visszafejlődéséhez vezetett, amelyet később a késő pleisztocén-holocén transzgresszív eseményei töltöttek fel. Tengeralattjárók gázkibocsátását észlelték Ischia szigete környékén, Campi Flegre partjainál és a Soma-Vezúv közelében (1b. ábra).
(a) A kontinentális talapzat és a Nápolyi-öböl morfológiai és szerkezeti elrendezése 15, 23, 24, 48. A pontok a főbb tengeralattjáró-kitörési központokat jelölik; a piros vonalak a főbb vetőket jelölik. (b) A Nápolyi-öböl batimetriája detektált folyadékkürtökkel (pontok) és szeizmikus vonalak nyomaival (fekete vonalak). A sárga vonalak az L1 és L2 szeizmikus vonalak pályáit mutatják, amelyeket a 6. ábra mutat. A Banco della Montagna (BdM) kupolaszerű képződmények határait kék szaggatott vonalak jelölik az (a, b) ábrákon. A sárga négyzetek az akusztikus vízoszlopprofilok helyeit jelölik, a CTD-EMBlank, CTD-EM50 és ROV kereteket pedig az 5. ábra mutatja. A sárga kör a mintavételi gázkisülés helyét jelöli, összetételét pedig az S1. táblázat mutatja. A Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) Surfer® 13 által generált grafikákat használ.
A SAFE_2014 (2014. augusztus) űrhajózási út során szerzett adatok alapján (lásd Módszerek) elkészítették a Nápolyi-öböl új, 1 méteres felbontású digitális terepmodelljét (DTM). A DTM azt mutatja, hogy a nápolyi kikötőtől délre a tengerfenéket egy enyhén lejtős, déli fekvésű (lejtés ≤3°) felszín jellemzi, amelyet egy 5,0 × 5,3 km-es, kupolaszerű szerkezet szakít meg, amelyet helyi nevén Banco della Montagna (BdM) néven ismernek. 1. ábra. 1a,b). A BdM körülbelül 100-170 méter mélységben fejlődik ki, 15-20 méterrel a környező tengerfenék felett. A BdM kupola halomszerű morfológiát mutatott a 280 szubkör alakú vagy ovális halomnak (2a. ábra), 665 kúpnak és 30 gödörnek (3. és 4. ábra) köszönhetően. A halom maximális magassága és kerülete 22 m, illetve 1800 m. A halmok körkörössége [C = 4π(terület/kerület2)] a kerület növekedésével csökkent (2b. ábra). A halmok tengelyarányai 1 és 6,5 között voltak, a 2-nél nagyobb tengelyarányú halmok előnyösen É45°K + 15°-os csapást, valamint szétszórtabb másodlagos, szétszórtabb É105°K - É145°K csapást mutattak (2c. ábra). Egyedi vagy egy vonalban elhelyezkedő kúpok találhatók a BdM síkján és a halom tetején (3a, b ábra). A kúpos elrendeződés követi a halmok elrendezését, amelyeken helyezkednek el. A himlőhelyek általában a sík tengerfenéken (3c ábra), és alkalmanként halmokon találhatók. A kúpok és himlőhelyek térbeli sűrűsége azt mutatja, hogy az uralkodó ÉK-DNy irányú elrendeződés határolja a BdM kupola északkeleti és délnyugati határait (4a, b ábra); a kevésbé kiterjedt ÉNy-DK irányú útvonal a BdM központi régiójában található.
(a) A Banco della Montagna (BdM) kupolájának digitális terepmodellje (1 m cellaméret). (b) A BdM halmok kerülete és kerekdedsége. (c) A halmot körülvevő legjobban illeszkedő ellipszis főtengelyének tengelyaránya és szöge (orientációja). A digitális terepmodell standard hibája 0,004 m; a kerület és a kerekdedség standard hibája 4,83 m, illetve 0,01, a tengelyarány és a szög standard hibája pedig 0,04, illetve 3,34°.
A BdM régióban azonosított kúpok, kráterek, halmok és gödrök részletei, amelyeket a DTM-ből kinyertünk a 2. ábrán.
(a) Igazítókúpok sík tengerfenéken; (b) kúpok és kráterek ÉNy-DK irányú karcsú halmokon; (c) üregnyomok enyhén lejtős felületen.
(a) Az észlelt kráterek, gödrök és aktív gázkisülések térbeli eloszlása. (b) Az (a) pontban jelentett kráterek és gödrök térbeli sűrűsége (szám/0,2 km2).
37 gáznemű emissziót azonosítottunk a BdM régióban a ROV vízoszlop-visszhangmérőjének képei és a tengerfenék közvetlen megfigyelései alapján, amelyeket a SAFE_2014 2014 augusztusában végzett hajóút során készítettünk (4. és 5. ábra). Ezen emissziók akusztikus anomáliái függőlegesen megnyúlt alakzatokat mutatnak, amelyek a tengerfenékről emelkednek ki, függőlegesen 12 és körülbelül 70 m közötti magasságban (5a. ábra). Egyes helyeken az akusztikus anomáliák szinte folyamatos „vonatot” alkottak. A megfigyelt buborékcsóvák széles skálán mozognak: a folyamatos, sűrű buborékáramlásoktól a rövid életű jelenségekig (1. kiegészítő film). A ROV-vizsgálat lehetővé teszi a tengerfenéki folyadékkürtők előfordulásának vizuális ellenőrzését, és kiemeli a tengerfenéken található kis lyukakat, amelyeket néha vörös-narancssárga üledékek vesznek körül (5b. ábra). Bizonyos esetekben a ROV-csatornák újraaktiválják az emissziókat. A kürtő morfológiája egy kör alakú nyílást mutat a tetején, a vízoszlopban nincs kitágulás. A vízoszlop pH-értéke közvetlenül a kibocsátási pont felett jelentős csökkenést mutatott, ami lokálisan savasabb körülményekre utal (5c., d. ábra). Különösen a BdM gázkibocsátás feletti pH-érték a következő helyen: 75 m mélységben a pH 8,4-ről (70 m mélységben) 7,8-ra (75 m mélységben) csökkent (5c. ábra), míg a Nápolyi-öböl más helyszínein a pH-érték 0 és 160 m között volt a 8,3 és 8,5 közötti mélységtartományban (5d. ábra). A Nápolyi-öböl BdM területén belül és kívül két helyszínen sem volt megfigyelhető jelentős változás a tengervíz hőmérsékletében és sótartalmában. 70 m mélységben a hőmérséklet 15 °C, a sótartalom pedig körülbelül 38 PSU (5c., d. ábra). A pH, a hőmérséklet és a sótartalom mérése a következőket jelezte: a) a BdM gáztalanítási folyamatával kapcsolatos savas folyadékok részvétele, és b) a termikus folyadékok és a sóoldat hiánya vagy nagyon lassú kibocsátása.
(a) Az akusztikus vízoszlopprofil felvételi ablaka (Simrad EK60 echométer). Függőleges zöld sáv, amely az EM50 folyadékkibocsátáson (kb. 75 méterrel a tengerszint alatt) észlelt gázfáklyának felel meg, a BdM régióban; a fenék- és tengerfenék multiplex jelek is láthatók. (b) távirányítású járművel gyűjtött jelek a BdM régióban. Az egyetlen fotó egy kis krátert (fekete kör) mutat, amelyet vörös-narancssárga üledék vesz körül. (c, d) Többparaméteres szonda CTD adatai, SBED-Win32 szoftverrel (Seasave, 7.23.2 verzió) feldolgozva. A kiválasztott paraméterek (sótartalom, hőmérséklet, pH és oxigén) mintázatai az EM50 folyadékkibocsátás felett (c panel) és a Bdm kibocsátási területén kívül (d panel).
2014. augusztus 22. és 28. között három gázmintát gyűjtöttünk a vizsgálati területről. Ezek a minták hasonló összetételt mutattak, dominánsan a CO2 (934-945 mmol/mol), ezt követte a N2 (37-43 mmol/mol), a CH4 (16-24 mmol/mol) és a H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol koncentrációja, míg a H2 és a He kevésbé volt jelen (<0,052, illetve <0,016 mmol/mol) (1b. ábra; S1. táblázat, 2. kiegészítő film). Viszonylag magas O2 és Ar koncentrációkat is mértünk (akár 3,2, illetve 0,18 mmol/mol értékig). A könnyű szénhidrogének összege 0,24 és 0,30 mmol/mol között mozog, és C2-C4 alkánokból, aromás vegyületekből (főként benzolból), propénből és kéntartalmú vegyületekből (tiofén) áll. A 40Ar/36Ar érték összhangban van a levegővel. (295,5), bár az EM35 minta (BdM dóm) értéke 304, ami enyhe 40Ar többletet mutat. A δ15N arány magasabb volt, mint a levegő esetében (akár +1,98% vs. levegő), míg a δ13C-CO2 értékek -0,93 és 0,44% között mozogtak a V-PDB-hez képest. Az R/Ra értékek (miután a levegőszennyezést a 4He/20Ne arány segítségével korrigálták) 1,66 és 1,94 között voltak, ami a köpenyben található He nagy részének jelenlétét jelzi. A hélium izotóp CO2-vel és annak stabil 22-es izotópjával való kombinálásával a BdM kibocsátásának forrása tovább tisztázható. A CO2/3He és δ13C közötti CO2 térképen (6. ábra) a BdM gázösszetételét az Ischia, a Campi Flegrei és a Somma-Vezúv fumaroláinak összetételével hasonlítják össze. A 6. ábra három különböző szénatom közötti elméleti keveredési vonalakat is bemutat. A BdM gáztermelésben szerepet játszó források: oldott köpenyből származó olvadékok, szerves anyagokban gazdag üledékek és karbonátok. A BdM minták a három campaniai vulkán által ábrázolt keveredési vonalra esnek, azaz a köpenygázok (amelyekről az adatok illesztése érdekében feltételezzük, hogy a klasszikus MORB-okhoz képest kissé dúsabbak szén-dioxidban) és a kéreg dekarbonizációja által okozott reakciók keverednek. A keletkező gázkőzet.
Összehasonlításképpen hibrid vonalakat mutatunk be a köpenyösszetétel, valamint a mészkő és a szerves üledékek végtagjai között. A dobozok Ischia, Campi Flegrei és Somma-Vesvius 59, 60, 61 fumarola területeit jelölik. A BdM minta a Campania vulkán kevert trendjében található. A kevert vonal végtaggáza köpenyforrásból származik, amely a karbonátos ásványok dekarbonizációs reakciója során keletkezik.
Az L1 és L2 szeizmikus metszetek (1b. és 7. ábra) a BdM és a Somma-Vezúv (L1, 7a. ábra) és a Campi Flegrei (L2, 7b. ábra) vulkáni régiók disztális rétegtani szekvenciái közötti átmenetet mutatják. A BdM-et két fő szeizmikus képződmény (MS és PS a 7. ábrán) jelenléte jellemzi. A legfelső (MS) nagy vagy közepes amplitúdójú és laterális folytonosságú szubparallel reflektorokat mutat (7b., c. ábra). Ez a réteg az utolsó glaciális maximum (LGM) rendszer által vonszolt tengeri üledékeket tartalmazza, és homokból és agyagból áll. Az alatta lévő PS réteget (7b–d. ábra) oszlopok vagy homokórák formájában lévő kaotikus vagy átlátszó fázis jellemzi. A PS üledékek teteje tengerfenék-halmokat alkotott (7d. ábra). Ezek a diapírszerű geometriák a PS átlátszó anyagának a legfelső MS lerakódásokba való behatolását mutatják. A kiemelkedés felelős a gyűrődések és vetők kialakulásáért, amelyek hatással vannak az MS rétegre és a felette lévőre. a BdM tengerfenék mai üledékei (7b–d. ábra). Az MS rétegtani intervallum az L1 szakasz kelet-keleti részén egyértelműen delaminálódik, míg a BdM felé fehéredik egy gázzal telített réteg (GSL) jelenléte miatt, amelyet az MS szekvencia egyes belső szintjei borítanak (7a. ábra). A BdM tetején, az átlátszó szeizmikus rétegnek megfelelően gyűjtött gravitációs magok azt mutatják, hogy a legfelső 40 cm a közelmúltban és napjainkig lerakódott homokból áll; )24,25 és a „Nápolyi Sárga Tufa” (14,8 ezer évvel ezelőtt) Campi Flegrei robbanásos kitöréséből származó habkőtöredékek26. A PS réteg átlátszó fázisa nem magyarázható pusztán kaotikus keveredési folyamatokkal, mivel a Nápolyi-öbölben a BdM-en kívül található földcsuszamlásokhoz, iszapfolyásokhoz és piroklasztikus áramlásokhoz kapcsolódó kaotikus rétegek akusztikusan átlátszatlanok21,23,24. Arra a következtetésre jutottunk, hogy a megfigyelt BdM PS szeizmikus fáciesek, valamint a tenger alatti kibúvás PS rétegének megjelenése (7d. ábra) a földgáz felemelkedését tükrözi.
(a) Egysávos L1 szeizmikus profil (navigációs nyomvonal az 1b ábrán), amely oszlopos (pagoda) térbeli elrendeződést mutat. A pagoda kaotikus horzsakő- és homoklerakódásokból áll. A pagoda alatt található gázzal telített réteg megszünteti a mélyebb képződmények folytonosságát. (b) Egysávos L2 szeizmikus profil (navigációs nyomvonal az 1b ábrán), amely kiemeli a tengerfenék-halmok, a tengeri (MS) és a horzsakőhomok-lerakódások (PS) bemetszését és deformációját. (c) Az MS és PS deformációs részleteit a (c, d) ábrákon közöljük. Feltételezve, hogy a legfelső üledékben 1580 m/s sebesség van, 100 ms körülbelül 80 m-t jelent függőleges skálán.
A BdM morfológiai és szerkezeti jellemzői hasonlóak más tenger alatti hidrotermális és gázhidrát mezőkhöz világszerte2,12,27,28,29,30,31,32,33,34, és gyakran kapcsolódnak kiemelkedésekhez (boltozatok és halmok) és gázkiáramláshoz (kúpok, gödrök). A BdM-hez igazodó kúpok és gödrök, valamint a megnyúlt halmok szerkezetileg szabályozott permeabilitást jeleznek (2. és 3. ábra). A halmok, gödrök és aktív kürtők térbeli elrendezése arra utal, hogy eloszlásukat részben az ÉNy-DK és ÉK-DNy irányú becsapódási repedések szabályozzák (4b. ábra). Ezek a Campi Flegrei és Somma-Vezúv vulkáni területeket, valamint a Nápolyi-öblöt érintő törésrendszerek előnyös becsapódási pontjai. Különösen az előbbi szerkezete szabályozza a Campi Flegrei kráter hidrotermális kiáramlásának helyét35. Ezért arra a következtetésre jutottunk, hogy a Nápolyi-öbölben található vetők és repedések jelentik a gáz felszínre jutásának előnyben részesített útvonalát, ami más szerkezetileg szabályozott hidrotermális források esetében is megfigyelhető. rendszerek36,37. Figyelemre méltó, hogy a BdM kúpok és gödrök nem mindig kapcsolódtak halmokhoz (3a, c ábra). Ez arra utal, hogy ezek a halmok nem feltétlenül jelentik a gödrök kialakulásának előfutárait, ahogyan azt más szerzők a gázhidrát zónák esetében feltételezték32,33. Következtetéseink alátámasztják azt a hipotézist, hogy a dóm tengerfenék üledékeinek felbomlása nem mindig vezet gödrök kialakulásához.
A három összegyűjtött gáznemű emisszió a hidrotermális folyadékokra jellemző kémiai jellemzőket mutatja, nevezetesen főként CO2-t, jelentős redukáló gázok (H2S, CH4 és H2) és könnyű szénhidrogének (különösen benzol és propilén) koncentrációjával38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (S1. táblázat). A légköri gázok (például O2) jelenléte, amelyek várhatóan nem jelen vannak a tengeralattjárók emisszióiban, a tengervízben oldott levegő szennyeződésének tudható be, amely érintkezésbe kerül a mintavételhez használt műanyag dobozokban tárolt gázokkal, mivel a ROV-okat az óceán fenekéről a tengerbe emelik, hogy felmelegedjenek. Ezzel szemben a pozitív δ15N értékek és a magas N2/Ar (akár 480), amely jelentősen magasabb, mint az ASW (levegővel telített víz) értéke, arra utal, hogy az N2 nagy része extraatmoszférikus forrásokból származik, ami összhangban van ezen gázok túlnyomórészt hidrotermális eredetével. A BdM gáz hidrotermális-vulkáni eredetét a CO2 és He tartalma, valamint azok izotópos jellemzői megerősítik. Szénizotópok A δ13C-CO2 (-0,93%-tól +0,4%-ig) és a CO2/3He értékek (1,7 × 1010-től 4,1 × 1010-ig) arra utalnak, hogy a BdM minták a Nápolyi-öböl köpenyének végtagjai körüli vegyes fumarolákból álló trendhez tartoznak, és a dekarbonizáció is összefüggésben áll a reakció során keletkező gázokkal (6. ábra). Pontosabban, a BdM gázminták a keveredési trend mentén helyezkednek el, körülbelül ugyanazon a helyen, mint a szomszédos Campi Flegrei és Somma-Veusivus vulkánok folyadékai. Ezek kéregesebbek, mint az Ischia fumarolák, amelyek közelebb vannak a köpeny végéhez. A Somma-Vezúv és a Campi Flegrei magasabb 3He/4He értékekkel rendelkezik (R/Ra 2,6 és 2,9 között), mint a BdM (R/Ra 1,66 és 1,96 között; S1. táblázat). Ez arra utal, hogy a radiogén He hozzáadása és felhalmozódása ugyanabból a magmaforrásból származik. amely a Somma-Vezúv és a Campi Flegrei vulkánokat táplálta. A BdM-kibocsátásban kimutatható szerves szénfrakciók hiánya arra utal, hogy a szerves üledékek nem vesznek részt a BdM gáztalanítási folyamatában.
A fent közölt adatok és a tenger alatti gázban gazdag régiókhoz kapcsolódó kupolaszerű szerkezetek kísérleti modelljeinek eredményei alapján a mély gáznyomás felelős lehet a kilométeres léptékű BdM-kupolák kialakulásáért. A BdM-boltozathoz vezető Pdef túlnyomás becsléséhez vékonylemezes mechanikai modellt alkalmaztunk,33,34 feltételezve az összegyűjtött morfológiai és szeizmikus adatok alapján, hogy a BdM-boltozat egy szubkör alakú lemez, amelynek sugarú része nagyobb, mint egy deformált, puha, viszkózus lerakódás. A függőleges maximális elmozdulás (w) és a vastagsága (h) (S1. kiegészítő ábra). A Pdef a teljes nyomás és a kőzet statikus nyomása, valamint a vízoszlopnyomás közötti különbség. BdM-nél a sugár körülbelül 2500 m, w 20 m, a szeizmikus profilból becsült h maximum pedig körülbelül 100 m. A Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 értéket a következő összefüggésből számítottuk ki, ahol D a hajlítási merevség; A D értéke (E h3)/[12(1 – ν2)] képlettel adható meg, ahol E a lerakódás Young-modulusa, ν a Poisson-tényező (~0,5)33. Mivel a BdM üledékek mechanikai tulajdonságai nem mérhetők, E = 140 kPa értéket vettünk figyelembe, ami a part menti homokos üledékek esetében 47 és a BdM-hez hasonlóan elfogadható érték14,24. Nem vesszük figyelembe az iszapos agyaglerakódásokra vonatkozóan az irodalomban közölt magasabb E-értékeket (300 < E < 350 000 kPa)33,34, mivel a BDM lerakódások főként homokból, nem iszapból vagy iszapos agyagból állnak24. Pdef = 0,3 Pa értéket kapunk, ami összhangban van a gázhidrát-medencékben zajló tengerfenék-emelkedési folyamatok becsléseivel, ahol a Pdef 10⁻⁶ és 10⁶ Pa között változik, az alacsonyabb értékek alacsony víz-adalékot és/vagy -mennyiséget jelentenek. A BdM esetében a merevségcsökkenés az üledék lokális gáztelítettsége és/vagy A már meglévő törések megjelenése szintén hozzájárulhat a meghibásodáshoz és az azt követő gázfelszabaduláshoz, lehetővé téve a megfigyelt szellőzőszerkezetek kialakulását. Az összegyűjtött visszavert szeizmikus profilok (7. ábra) azt mutatták, hogy a PS üledékek felemelkedtek a GSL-ből, felnyomva a felette lévő MS tengeri üledékeket, ami buckákat, gyűrődéseket, vetőket és üledékes bevágásokat eredményezett (7b, c ábra). Ez arra utal, hogy a 14,8-12 ezer éves habkő felfelé irányuló gázszállítási folyamaton keresztül behatolt a fiatalabb MS rétegbe. A BdM szerkezet morfológiai jellemzői a GSL által előidézett folyadékkisülés által létrehozott túlnyomás eredményének tekinthetők. Tekintettel arra, hogy az aktív kisülés a tengerfenékről több mint 170 m tengerszint feletti magasságig48 látható, feltételezzük, hogy a GSL-en belüli folyadéktúlnyomás meghaladja az 1700 kPa-t. A gázok felfelé irányuló migrációja az üledékekben szintén hatással volt az MS-ben található anyag súrlására, ami magyarázza a kaotikus üledékek jelenlétét a BdM25-ön vett gravitációs magokban. Továbbá a GSL túlnyomása egy összetett törésrendszert hoz létre (a 7b. ábrán poligonális törésvonal). Összességében ezt a morfológiát, szerkezetet és rétegtani települést, amelyeket „pagodáknak”49,50 neveznek, eredetileg a régi jégképződmények másodlagos hatásainak tulajdonították, és jelenleg a felemelkedő gáz31,33 vagy evaporitok50 hatásainak értelmezik. Campania kontinentális peremén az evaporatív üledékek ritkák, legalábbis a kéreg legfelső 3 km-es rétegében. Ezért a BdM pagodák növekedési mechanizmusát valószínűleg az üledékekben lévő gázok emelkedése szabályozza. Ezt a következtetést alátámasztják a pagoda átlátszó szeizmikus fáciesei (7. ábra), valamint a korábban közölt gravitációs magadatok24, ahol a mai homok a „Pomici Principali”25 és a „Naples Yellow Tuff”26 Campi Flegrei formájában tör fel. Továbbá a PS lerakódások behatoltak és deformálták a legfelső MS réteget (7d. ábra). Ez a szerkezeti elrendezés arra utal, hogy a pagoda egy felemelkedő szerkezetet képvisel, és nem csak egy gázt. csővezeték. Így két fő folyamat szabályozza a pagoda kialakulását: a) a lágy üledék sűrűsége csökken, ahogy a gáz alulról belép; b) a gáz-üledék keverék emelkedik, ami a megfigyelt gyűrődési, vetődési és repedési ok MS lerakódások (7. ábra). Hasonló képződési mechanizmust javasoltak a Déli-Skócia-tengeren (Antarktiszon) található gázhidrátokkal kapcsolatos pagodák esetében. A BdM pagodák csoportokban jelentek meg dombos területeken, és függőleges kiterjedésük átlagosan 70-100 m volt kétirányú utazási idő (TWTT) alatt (7a. ábra). Az MS hullámzás jelenléte és a BdM gravitációs mag rétegtanának figyelembevételével a pagoda szerkezetek kialakulásának korát kevesebbnek feltételezzük, mint körülbelül 14-12 ezer évvel ezelőtt. Továbbá ezen szerkezetek növekedése továbbra is aktív (7d. ábra), mivel néhány pagoda behatolt és deformálta a felettük lévő mai BdM homokot (7d. ábra).
A pagoda azon hiánya, hogy áthaladt a mai tengerfenéken, arra utal, hogy (a) a gázemelkedés és/vagy a gáz-üledék keveredésének lokális megszűnése, és/vagy (b) a gáz-üledék keverék esetleges oldalirányú áramlása nem teszi lehetővé a lokalizált túlnyomásos folyamatot. A diapírelméleti modell52 szerint az oldalirányú áramlás negatív egyensúlyt mutat az alulról érkező iszap-gáz keverék beáramlási sebessége és a pagoda felfelé mozgásának sebessége között. A beáramlási sebesség csökkenése összefüggésben állhat a keverék sűrűségének növekedésével a gázellátás megszűnése miatt. A fent összefoglalt eredmények és a pagoda felhajtóerővel szabályozott emelkedése lehetővé teszi számunkra a légoszlop magasságának becslését hg. A felhajtóerőt a ΔP = hgg (ρw – ρg) adja meg, ahol g a gravitáció (9,8 m/s2), ρw és ρg pedig a víz és a gáz sűrűsége. A ΔP a korábban kiszámított Pdef és az üledéklemez litosztatikus nyomásának Plith összege, azaz ρsg h, ahol ρs az üledék sűrűsége. Ebben az esetben a kívánt felhajtóerőhöz szükséges hg értéke a hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] képlettel adható meg. A BdM esetében Pdef = 0,3 Pa és h = 100 m értéket vettünk figyelembe (lásd fent), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg elhanyagolható, mivel ρw ≫ρg. Hg = 245 m értéket kapunk, ami a GSL aljának mélységét jelenti. A ΔP 2,4 MPa, ami a BdM tengerfenék áttöréséhez és a kürtők kialakulásához szükséges túlnyomás.
A BdM gáz összetétele összhangban van a köpeny forrásaival, amelyeket a kéregkőzetek dekarbonizációs reakcióival kapcsolatos folyadékok hozzáadása módosított (6. ábra). A BdM kupolák és az olyan aktív vulkánok, mint az Ischia, a Campi Flegre és a Soma-Vezúv, durva kelet-nyugati irányú elhelyezkedése, valamint a kibocsátott gázok összetétele arra utal, hogy a teljes Nápolyi vulkáni régió alatti köpenyből kibocsátott gázok keverednek. Egyre több kéregfolyadék mozog nyugatról (Ischia) keletre (Somma-Vezúv) (1b. és 6. ábra).
Arra a következtetésre jutottunk, hogy a Nápolyi-öbölben, néhány kilométerre Nápoly kikötőjétől, egy 25 km2 széles, kupolaszerű képződmény található, amelyet aktív gáztalanítási folyamat befolyásol, és amelyet pagodák és halmok elhelyezése okoz. Jelenleg a BdM-aláírások arra utalnak, hogy a nem magmás turbulencia53 megelőzheti az embrionális vulkanizmust, azaz a magma és/vagy termikus folyadékok korai kiáramlását. Monitoring tevékenységeket kell végrehajtani a jelenségek fejlődésének elemzésére, valamint a potenciális magmás zavarokra utaló geokémiai és geofizikai jelek észlelésére.
Akusztikus vízoszlopprofilokat (2D) rögzítettek a SAFE_2014 (2014. augusztus) során az R/V Urania (CNR) fedélzetén a Nemzeti Kutatási Tanács Parti Tengeri Környezetvédelmi Intézete (IAMC). Az akusztikus mintavételt egy 38 kHz-es Simrad EK60 tudományos nyalábosztós visszhangmérővel végezték. Az akusztikus adatokat körülbelül 4 km-es átlagsebességgel rögzítették. A gyűjtött visszhangmérő képeket a folyadékkibocsátások azonosítására és a gyűjtési területen (74 és 180 m tengerszint feletti magasság között) való helyük pontos meghatározására használták. A vízoszlop fizikai és kémiai paramétereit többparaméteres szondákkal (vezetőképesség, hőmérséklet és mélység, CTD) mérték. Az adatokat CTD 911 szondával (SeaBird, Electronics Inc.) gyűjtötték, és SBED-Win32 szoftverrel (Seasave, 7.23.2 verzió) dolgozták fel. A tengerfenék vizuális vizsgálatát egy „Pollux III” (GEItaliana) ROV eszközzel (távirányítású jármű) végezték, amely két... (alacsony és nagy felbontású) kamerák.
A többnyalábos adatgyűjtést egy 100 kHz-es Simrad EM710 többnyalábos szonárrendszerrel (Kongsberg) végezték. A rendszer egy differenciális globális helymeghatározó rendszerhez van csatlakoztatva, hogy biztosítsa a szubmetrikus hibákat a nyalábpozicionálásában. Az akusztikus impulzus frekvenciája 100 kHz, a tüzelési impulzus szöge 150°, és a teljes nyílása 400 nyalábból áll. A hangsebesség-profilokat valós időben méri és alkalmazza a felvétel során. Az adatokat a PDS2000 szoftverrel (Reson-Thales) dolgozták fel a Nemzetközi Hidrográfiai Szervezet szabványa (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) szerint a navigáció és az árapály korrekciója érdekében. A véletlen műszertüskék és a rossz minőségű nyalábkizárás okozta zajcsökkentést sávszerkesztő és tüskésedés-eltávolító eszközökkel végezték. A folyamatos hangsebesség-érzékelést a többnyalábos átalakító közelében található gerincállomás végzi, és 6-8 óránként valós idejű hangsebesség-profilokat gyűjt és alkalmaz a vízoszlopban, hogy valós idejű hangsebességet biztosítson a megfelelő nyalábirányításhoz. A teljes adatkészlet a következőkből áll: körülbelül 440 km2 (0-1200 m mélység). Az adatokat egy nagy felbontású digitális terepmodell (DTM) előállítására használták, amelyet 1 méteres rácscella-méret jellemez. A végső DTM-et (1a. ábra) az Olasz Geo-Militáris Intézet által 20 méteres rácscella-méretben gyűjtött terepadatokkal (>0 m tengerszint felett) készítették.
Egy 55 kilométeres, nagy felbontású, egycsatornás szeizmikus adatprofil, amelyet 2007-ben és 2014-ben biztonságos óceáni utazások során gyűjtöttek, körülbelül 113 négyzetkilométernyi területet fedett le, mindkettőt az Urania R/V fedélzetén. A Marisk profilokat (pl. L1 szeizmikus profil, 1b. ábra) az IKB-Seistec boomer rendszerrel kapták. A rögzítőegység egy 2,5 méteres katamaránból áll, amelyben a forrás és a vevő található. A forrásjel egyetlen pozitív csúcsból áll, amely az 1-10 kHz frekvenciatartományban jellemezhető, és lehetővé teszi a 25 cm-re elválasztott reflektorok felbontását. A biztonságos szeizmikus profilokat egy 1,4 KJ-es többcsúcsú Geospark szeizmikus forrással rögzítették, amely Geotrace szoftverrel (Geo Marine Survey System) volt összekapcsolva. A rendszer egy katamaránból áll, amely egy 1–6,02 kHz-es forrást tartalmaz, amely akár 400 milliszekundum alatt is behatol a tengerfenék alatti lágy üledékbe, 30 cm-es elméleti függőleges felbontással. Mind a Safe, mind a Marsik eszközöket egy... 0,33 lövés/másodperc sebességgel, <3 Kn hajósebességgel. Az adatokat a Geosuite Allworks szoftverrel dolgoztuk fel és mutattuk be a következő munkafolyamattal: dilatációkorrekció, vízoszlop-némítás, 2-6 KHz sáváteresztő IIR-szűrés és AGC.
A víz alatti fumarolból származó gázt a tengerfenéken gyűjtötték össze egy műanyag doboz segítségével, amelynek felső oldalán gumimembrán volt, és amelyet a ROV fejjel lefelé helyezett a szellőzőnyílás fölé. Miután a dobozba jutó légbuborékok teljesen felváltották a tengervizet, a ROV visszatér 1 m mélységbe, és a búvár a begyűjtött gázt egy gumiszűrőn keresztül két előre kiürített, 60 ml-es, teflon zárócsappal ellátott üveglombikba juttatja, amelyek közül az egyikbe 20 ml 5N NaOH oldatot töltöttek (Gegenbach-típusú lombik). A fő savas gázfajok (CO2 és H2S) lúgos oldatban oldódnak, míg a kis oldhatóságú gázfajok (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 és könnyű szénhidrogének) a mintavevő palack fejrészében tárolódnak. A szervetlen, kis oldhatóságú gázokat gázkromatográfiával (GC) elemezték egy 10 m hosszú 5A molekulaszita oszloppal és egy 54 hővezetőképességi detektorral (TCD) felszerelt Shimadzu 15A készülékkel. Az argont és az O2-t Thermo Focus gázkromatográfiával elemezték. 30 m hosszú kapilláris molekulaszita oszloppal és TCD-vel felszerelt kromatográf. A metánt és a könnyű szénhidrogéneket Shimadzu 14A gázkromatográffal analizáltuk, amely 10 m hosszú, Chromosorb PAW 80/100 mesh töltetű, 23% SP 1700 bevonattal ellátott rozsdamentes acél oszloppal és lángionizációs detektorral (FID) volt felszerelve. A folyékony fázist 1) 0,5 N HCl-oldattal titrált CO2, mint anyag (minta), és 2) 5 ml H2O2-vel (33%) oxidált H2S, mint anyag (minta) ionkromatográfiás (IC) (IC) (Wantong 761) elemzésére használtuk. A titrálás, a GC és az IC analízis analitikai hibája kevesebb, mint 5%. A gázelegyek standard extrakciós és tisztítási eljárásai után a 13C/12C CO2-t (δ13C-CO2% és V-PDB-ként kifejezve) Finningan Delta S tömegspektrométerrel analizáltuk55,56. A külső A pontosság a Carrara és San Vincenzo márvány (belső), az NBS18 és az NBS19 (nemzetközi) volt, míg az analitikai hiba és reprodukálhatóság ±0,05%, illetve ±0,1% volt.
A δ15N (% levegő arányban kifejezve) és a 40Ar/36Ar értékeket Agilent 6890 N gázkromatográffal (GC) határoztuk meg, amelyhez Finnigan Delta plusXP folyamatos áramlású tömegspektrométert csatlakoztattunk. Az analízis hibája: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. A He izotóparányt (R/Ra-ként kifejezve, ahol R a mintában mért 3He/4He, Ra pedig a légkörben mért arány: 1,39 × 10−6)57 az INGV-Palermo (Olaszország) laboratóriumában határoztuk meg. A 3He, 4He és 20Ne izotópokat kettős kollektoros tömegspektrométerrel (Helix SFT-GVI)58 határoztuk meg a He és a Ne szétválasztása után. Az analízis hibája ≤ 0,3%. A He és Ne tipikus vakpróba értékei <10-14, illetve <10-16 mol.
Hogyan idézzük ezt a cikket: Passaro, S. et al. A gáztalanítási folyamat által kiváltott tengerfenék-emelkedés a part mentén sarjadó vulkáni aktivitást mutat. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. A modern és ősi tengerfenék szénhidrogén-szivárgások és kürtők geológiája és biológiája: bevezetés. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK és Dillon, WP A gázhidrátok globális előfordulása. In Kvenvolden, KA és Lorenson, TD (szerk.) 3–18 (Földgázhidrátok: Előfordulás, elterjedés és kimutatás. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofizikai korlátok a hidrotermális cirkulációban. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. és Hein, JR (szerk.) 29–52 (A Durham Workshop jelentése, Energia- és tömegátadás tengeri hidrotermális rendszerekben, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. és Heinrich, C. A közép-óceáni hátságok hidrotermális rendszereinek szerkezete és dinamikája. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. és Collett, TS. Jelenlegi nézetek a gázhidrát-forrásokról. Energia és környezet. Tudomány. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ és Stewart, SA Egy kilométeres léptékű iszapvulkán-rendszer belső szerkezete és kitörési története a Dél-Kaszpi-tengeren. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. A Cádizi-öböl mélytengeri karbonátos iszaphalmaiból származó szénhidrogének szivárgásával kapcsolatos tengerfenék-jellemzők: az iszapfolyástól a karbonátos üledékekig. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL és Cartwright, J. Kilométeres léptékű folyadékkivezető csővezetékek 3D szeizmikus ábrázolása Namíbia partjainál. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Folyadékáramlási jellemzők olaj- és gázvezeték-rendszerekben: Mit árulnak el a medencefejlődésről? Március Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA és Imbert, P. A neogén kvaterner fluidumkiáramlási szerkezet vertikális evolúciója a gázáramokhoz viszonyítva az Alsó-Kongó-medencében, Angola partjainál. Március Geológia. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hidrotermikus és tektonikus aktivitás a Yellowstone-tó északi részén, Wyoming. geology. Socialist Party. Yes.bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. és Scandone, P. A Tirrén-medence és az Appenninek íve: Kinematikai kapcsolatok a késő totoniai korszak óta. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonikus és kéregszerkezet Campania kontinentális peremén: kapcsolat a vulkáni tevékenységgel. mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP és De Astis G. A hasadéktektonika és a magmás kiemelkedési folyamatok relatív szerepe: következtetések geofizikai, szerkezeti és geokémiai adatokból a nápolyi vulkanikus régióban (Dél-Olaszország). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ és Mastrolorenzo, G. A közelmúltbeli vertikális kéregmozgások mechanizmusai a dél-olaszországi Campi Flegrei kráterben. Geológia. Szocialista Párt. Igen. Specifikáció. 263, 1–47. o. (1991).
Orsi, G. et al. Rövid távú talajdeformáció és szeizmicitás a beágyazott Campi Flegrei kráterben (Olaszország): példa az aktív tömeg-helyreállításra egy sűrűn lakott területen. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. és Saccorotti, G. A tartós, hosszú távú 4D aktivitás hidrotermális eredete a Campi Flegrei vulkáni komplexumban Olaszországban. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. és Mastrolorenzo, G. Gyors differenciálódás a küszöbszerű magmás rezervoárokban: esettanulmány a Campi Flegrei kráterből. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Az InSAR idősorok, a korrelációanalízis és az időkorrelációs modellezés a Campi Flegrei és a Vezúv lehetséges összekapcsolódását tárta fel. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. és Torrente, M. A tirrén-kori árok (Nápolyi-öböl, Olaszország) első felének szerkezeti és rétegtani szerkezete. Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. és Marty, B. Szénforrások a Island Arcs vulkáni hamugázában. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn-kanyon rétegtani vizsgálata: A tengerszint csökkenésére és a tektonikus emelkedésre adott válaszok a külső kontinentális talapzaton (Keleti Tirrén-tenger peremvidéke, Olaszország). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).