Terima kasih telah mengunjungi Nature.com. Versi browser yang Anda gunakan memiliki dukungan terbatas untuk CSS. Untuk pengalaman terbaik, kami sarankan Anda menggunakan browser yang diperbarui (atau matikan mode kompatibilitas di Internet Explorer). Sementara itu, untuk memastikan dukungan berkelanjutan, kami akan menampilkan situs tanpa gaya dan JavaScript.
Kami melaporkan bukti pengangkatan dasar laut yang aktif dan emisi gas beberapa kilometer dari lepas pantai pelabuhan Naples (Italia). Bopeng, gundukan, dan kawah merupakan ciri dasar laut. Formasi ini merupakan puncak dari struktur kerak dangkal, termasuk pagoda, patahan, dan lipatan yang memengaruhi dasar laut saat ini. Formasi ini merekam kenaikan, peningkatan tekanan, dan pelepasan helium dan karbon dioksida dalam reaksi dekarbonisasi lelehan mantel dan batuan kerak. Gas-gas ini kemungkinan serupa dengan gas yang mengisi sistem hidrotermal Ischia, Campi Flegre, dan Soma-Vesuvius, yang menunjukkan sumber mantel bercampur dengan cairan kerak di bawah Teluk Naples. Ekspansi dan pecahnya bawah laut yang disebabkan oleh proses pengangkatan dan peningkatan tekanan gas memerlukan tekanan berlebih sebesar 2-3 MPa. Pengangkatan dasar laut, patahan, dan emisi gas merupakan manifestasi dari pergolakan non-vulkanik yang dapat memicu letusan dasar laut dan/atau ledakan hidrotermal.
Pelepasan hidrotermal (air panas dan gas) laut dalam merupakan ciri umum dari punggungan tengah samudra dan tepi lempeng konvergen (termasuk bagian busur pulau yang terendam), sedangkan pelepasan dingin hidrat gas (klatrat) sering kali menjadi ciri khas paparan benua dan tepi pasif1, 2,3,4,5. Terjadinya pelepasan hidrotermal dasar laut di wilayah pesisir menyiratkan sumber panas (reservoir magma) di dalam kerak dan/atau mantel benua. Pelepasan ini dapat mendahului kenaikan magma melalui lapisan paling atas kerak Bumi dan berpuncak pada letusan dan penempatan gunung laut vulkanik6. Oleh karena itu, identifikasi (a) morfologi yang terkait dengan deformasi dasar laut aktif dan (b) emisi gas yang dekat dengan wilayah pesisir berpenduduk seperti wilayah vulkanik Naples di Italia (~1 juta jiwa) sangat penting untuk menilai kemungkinan gunung berapi. Letusan dangkal. Lebih jauh lagi, sementara ciri morfologi yang terkait dengan emisi gas hidrotermal atau hidrat laut dalam relatif terkenal karena sifat geologis dan biologisnya, Pengecualiannya adalah fitur morfologi yang terkait dengan perairan yang lebih dangkal, kecuali yang terjadi di Di Danau 12, terdapat catatan yang relatif sedikit. Di sini, kami menyajikan data batimetri, seismik, kolom air, dan geokimia baru untuk wilayah bawah air yang kompleks secara morfologi dan struktural yang dipengaruhi oleh emisi gas di Teluk Naples (Italia Selatan), sekitar 5 km dari pelabuhan Naples. Data ini dikumpulkan selama pelayaran SAFE_2014 (Agustus 2014) di atas R/V Urania. Kami mendeskripsikan dan menginterpretasikan dasar laut dan struktur bawah permukaan tempat terjadinya emisi gas, menyelidiki sumber keluarnya cairan, mengidentifikasi dan mengkarakterisasi mekanisme yang mengatur kenaikan gas dan deformasi terkait, serta membahas dampak vulkanologi.
Teluk Naples membentuk batas barat Plio-Kuarter, depresi tektonik Campania memanjang ke arah barat laut-tenggara13,14,15. EW dari Ischia (sekitar 150-1302 M), kawah Campi Flegre (sekitar 300-1538) dan Soma-Vesuvius (dari <360-1944) Susunan tersebut membatasi teluk di utara M)15, sedangkan selatan berbatasan dengan Semenanjung Sorrento (Gbr. 1a). Teluk Naples dipengaruhi oleh patahan signifikan NE-SW dan sekunder NW-SE (Gbr. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius dicirikan oleh manifestasi hidrotermal, deformasi tanah, dan kegempaan dangkal16,17,18 (misalnya, peristiwa turbulen di Campi Flegrei pada tahun 1982-1984, dengan pengangkatan 1,8 m dan ribuan gempa bumi). Penelitian terkini19,20 menunjukkan bahwa mungkin ada hubungan antara dinamika Soma-Vesuvius dan Campi Flegre, mungkin terkait dengan reservoir magma tunggal yang 'dalam'. Aktivitas vulkanik dan osilasi permukaan laut dalam 36 ka terakhir Campi Flegrei dan 18 ka Somma Vesuvius mengendalikan sistem sedimen Teluk Napoli. Rendahnya permukaan laut pada maksimum glasial terakhir (18 ka) menyebabkan regresi sistem sedimen dangkal-lepas pantai, yang kemudian diisi oleh kejadian transgresif selama Pleistosen Akhir-Holosen. Emisi gas bawah laut telah terdeteksi di sekitar pulau Ischia dan di lepas pantai Campi Flegre dan dekat Gunung Soma-Vesuvius (Gbr. 1b).
(a) Susunan morfologi dan struktur landas kontinen dan Teluk Napoli 15, 23, 24, 48. Titik-titik merupakan pusat letusan bawah laut utama; garis merah mewakili patahan utama. (b) Batimetri Teluk Napoli dengan ventilasi fluida yang terdeteksi (titik-titik) dan jejak garis seismik (garis hitam). Garis kuning merupakan lintasan garis seismik L1 dan L2 yang dilaporkan dalam Gambar 6. Batas-batas struktur seperti kubah Banco della Montagna (BdM) ditandai dengan garis putus-putus biru pada (a,b). Kotak kuning menandai lokasi profil kolom air akustik, dan rangka CTD-EMBlank, CTD-EM50, dan ROV dilaporkan dalam Gambar 5. Lingkaran kuning menandai lokasi pelepasan gas sampel, dan komposisinya ditunjukkan dalam Tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) menggunakan grafik yang dibuat oleh Surfer® 13.
Berdasarkan data yang diperoleh selama pelayaran SAFE_2014 (Agustus 2014) (lihat Metode), Model Medan Digital (DTM) baru Teluk Naples dengan resolusi 1 m telah dibangun. DTM menunjukkan bahwa dasar laut di selatan Pelabuhan Naples dicirikan oleh permukaan yang landai menghadap ke selatan (kemiringan ≤3°) yang disela oleh struktur seperti kubah berukuran 5,0 × 5,3 km, yang secara lokal dikenal sebagai Banco della Montagna (BdM).Gbr. BdM berkembang pada kedalaman sekitar 100 hingga 170 meter, 15 hingga 20 meter di atas dasar laut di sekitarnya. Kubah BdM menampilkan morfologi seperti gundukan karena 280 gundukan sublingkaran hingga oval (Gbr. 2a), 665 kerucut, dan 30 lubang (Gbr. 3 dan 4). Gundukan tersebut memiliki tinggi dan keliling maksimum masing-masing 22 m dan 1.800 m. Kebulatan [C = 4π(luas/keliling2)] gundukan menurun dengan bertambahnya keliling (Gbr. 2b). Rasio aksial untuk gundukan berkisar antara 1 dan 6,5, dengan gundukan dengan rasio aksial >2 menunjukkan jurus N45°E + 15° yang disukai dan jurus sekunder yang lebih tersebar, lebih tersebar N105°E hingga N145°E (Gbr. 2c). Kerucut tunggal atau yang sejajar terdapat pada bidang BdM dan di atas gundukan (Gbr. 3a,b). Susunan kerucut mengikuti susunan gundukan tempat kerucut tersebut berada. Tanda-tanda cekungan umumnya terletak di dasar laut yang datar (Gbr. 3c) dan kadang-kadang pada gundukan. Kepadatan kerucut dan tanda cekungan secara spasial menunjukkan bahwa keselarasan dominan NE-SW membatasi batas timur laut dan barat daya kubah BdM (Gbr. 4a,b); rute NW-SE yang kurang meluas terletak di wilayah BdM tengah.
(a) Model medan digital (ukuran sel 1 m) kubah Banco della Montagna (BdM). (b) Keliling dan kebulatan gundukan BdM. (c) Rasio aksial dan sudut (orientasi) sumbu utama elips paling sesuai yang mengelilingi gundukan. Kesalahan baku model Medan Digital adalah 0,004 m; kesalahan baku keliling dan kebulatan masing-masing adalah 4,83 m dan 0,01, dan kesalahan baku rasio aksial dan sudut masing-masing adalah 0,04 dan 3,34°.
Rincian kerucut, kawah, gundukan dan lubang yang teridentifikasi di wilayah BdM yang diekstraksi dari DTM pada Gambar 2.
(a) Kerucut pelurusan pada dasar laut yang datar; (b) kerucut dan kawah pada gundukan ramping berarah barat laut-tenggara; (c) bekas lubang pada permukaan yang sedikit miring.
(a) Distribusi spasial kawah, lubang, dan pelepasan gas aktif yang terdeteksi. (b) Kepadatan spasial kawah dan lubang yang dilaporkan dalam (a) (angka/0,2 km2).
Kami mengidentifikasi 37 emisi gas di wilayah BdM dari gambar gema sounder kolom air ROV dan pengamatan langsung dasar laut yang diperoleh selama pelayaran SAFE_2014 pada bulan Agustus 2014 (Gambar 4 dan 5). Anomali akustik emisi ini menunjukkan bentuk memanjang vertikal yang menjulang dari dasar laut, berkisar vertikal antara 12 dan sekitar 70 m (Gbr. 5a). Di beberapa tempat, anomali akustik membentuk "kereta" yang hampir berkesinambungan. Gumpalan gelembung yang diamati sangat bervariasi: dari aliran gelembung padat yang berkesinambungan hingga fenomena yang berlangsung singkat (Film Tambahan 1). Inspeksi ROV memungkinkan verifikasi visual dari kemunculan ventilasi cairan dasar laut dan menyoroti bercak kecil di dasar laut, terkadang dikelilingi oleh sedimen merah hingga oranye (Gbr. 5b). Dalam beberapa kasus, saluran ROV mengaktifkan kembali emisi. Morfologi ventilasi menunjukkan bukaan melingkar di bagian atas tanpa suar di kolom air. pH di kolom air tepat di atas titik pembuangan menunjukkan penurunan yang signifikan, yang menunjukkan kondisi yang lebih asam secara lokal (Gbr. Bahasa Indonesia: 5c,d).Secara khusus, pH di atas pelepasan gas BdM pada kedalaman 75 m menurun dari 8,4 (pada kedalaman 70 m) menjadi 7,8 (pada kedalaman 75 m) (Gbr. 5c), sedangkan lokasi lain di Teluk Napoli memiliki nilai pH antara 0 dan 160 m dalam interval kedalaman antara 8,3 dan 8,5 (Gbr. 5d).Perubahan signifikan pada suhu air laut dan salinitas tidak ada di dua lokasi di dalam dan di luar area BdM Teluk Napoli.Pada kedalaman 70 m, suhunya 15 °C dan salinitasnya sekitar 38 PSU (Gbr. 5c,d).Pengukuran pH, suhu, dan salinitas menunjukkan: a) partisipasi cairan asam yang terkait dengan proses degassing BdM dan b) tidak adanya atau pelepasan cairan termal dan air garam yang sangat lambat.
(a) Jendela akuisisi profil kolom air akustik (ekometer Simrad EK60). Pita hijau vertikal yang sesuai dengan semburan gas yang terdeteksi pada pembuangan fluida EM50 (sekitar 75 m di bawah permukaan laut) yang terletak di wilayah BdM; sinyal multipleks dasar laut dan dasar laut juga ditampilkan (b) yang dikumpulkan dengan kendaraan yang dikendalikan dari jarak jauh di wilayah BdM. Foto tunggal menunjukkan kawah kecil (lingkaran hitam) yang dikelilingi oleh sedimen merah hingga jingga. (c, d) Data CTD probe multiparameter diproses menggunakan perangkat lunak SBED-Win32 (Seasave, versi 7.23.2). Pola parameter terpilih (salinitas, suhu, pH, dan oksigen) kolom air di atas pembuangan fluida EM50 (panel c) dan di luar panel area pembuangan Bdm (d).
Kami mengumpulkan tiga sampel gas dari area studi antara 22 dan 28 Agustus 2014. Sampel-sampel ini menunjukkan komposisi yang serupa, didominasi oleh CO2 (934-945 mmol/mol), diikuti oleh konsentrasi relevan N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) dan H2S (0,10 mmol/mol-0,44 mmol/mol), sementara H2 dan He kurang melimpah (masing-masing <0,052 dan <0,016 mmol/mol) (Gbr. 1b; Tabel S1, Film Tambahan 2). Konsentrasi O2 dan Ar yang relatif tinggi juga diukur (masing-masing hingga 3,2 dan 0,18 mmol/mol). Jumlah hidrokarbon ringan berkisar antara 0,24 hingga 0,30 mmol/mol dan terdiri dari alkana C2-C4, aromatik (terutama benzena), propena, dan senyawa yang mengandung sulfur. (tiofena). Nilai 40Ar/36Ar konsisten dengan udara (295,5), meskipun sampel EM35 (kubah BdM) memiliki nilai 304, menunjukkan sedikit kelebihan 40Ar. Rasio δ15N lebih tinggi daripada udara (hingga +1,98% vs. Udara), sedangkan nilai δ13C-CO2 berkisar antara -0,93 hingga 0,44% vs. V-PDB. Nilai R/Ra (setelah mengoreksi polusi udara menggunakan rasio 4He/20Ne) berada di antara 1,66 dan 1,94, yang menunjukkan adanya sebagian besar mantel He. Dengan menggabungkan isotop helium dengan CO2 dan isotop stabilnya 22, sumber emisi dalam BdM dapat lebih diperjelas. Dalam peta CO2 untuk CO2/3He versus δ13C (Gbr. 6), komposisi gas BdM dibandingkan dengan fumarol Ischia, Campi Flegrei, dan Somma-Vesuvius. Gambar 6 juga melaporkan garis pencampuran teoritis antara tiga sumber karbon berbeda yang mungkin terlibat dalam produksi gas BdM: lelehan yang berasal dari mantel terlarut, sedimen kaya organik, dan karbonat. Sampel BdM berada pada garis pencampuran yang digambarkan oleh tiga gunung berapi Campania, yaitu pencampuran antara gas mantel (yang diasumsikan sedikit diperkaya karbon dioksida relatif terhadap MORB klasik untuk tujuan penyesuaian data) dan reaksi yang disebabkan oleh dekarbonisasi kerak batuan gas yang dihasilkan.
Garis hibrida antara komposisi mantel dan anggota ujung batu kapur serta sedimen organik dilaporkan untuk perbandingan. Kotak mewakili area fumarol Ischia, Campi Flegrei, dan Somma-Vesvius 59, 60, 61. Sampel BdM berada dalam tren campuran gunung berapi Campania. Gas anggota ujung dari garis campuran tersebut berasal dari sumber mantel, yaitu gas yang diproduksi oleh reaksi dekarburisasi mineral karbonat.
Bagian seismik L1 dan L2 (Gbr. 1b dan 7) menunjukkan transisi antara BdM dan urutan stratigrafi distal dari daerah vulkanik Somma-Vesuvius (L1, Gbr. 7a) dan Campi Flegrei (L2, Gbr. 7b). BdM dicirikan oleh keberadaan dua formasi seismik utama (MS dan PS pada Gbr. 7). Yang paling atas (MS) menunjukkan reflektor subparalel dengan amplitudo tinggi hingga sedang dan kontinuitas lateral (Gbr. 7b,c). Lapisan ini mencakup sedimen laut yang terseret oleh sistem Last Glacial Maximum (LGM) dan terdiri dari pasir dan lempung23. Lapisan PS yang mendasarinya (Gbr. 7b–d) dicirikan oleh fase yang kacau hingga transparan dalam bentuk kolom atau jam pasir. Bagian atas sedimen PS membentuk gundukan dasar laut (Gbr. 7d). Geometri seperti diapir ini menunjukkan intrusi material transparan PS ke dalam endapan MS paling atas. Pengangkatan bertanggung jawab atas pembentukan lipatan dan patahan yang mempengaruhi lapisan MS dan sedimen dasar laut BdM masa kini yang melapisinya (Gbr. 7b–d). Interval stratigrafi MS terkelupas dengan jelas di bagian ENE dari penampang L1, sementara itu memutih ke arah BdM karena adanya lapisan jenuh gas (GSL) yang ditutupi oleh beberapa tingkat internal dari urutan MS (Gbr. 7a). Inti gravitasi yang dikumpulkan di bagian atas BdM yang sesuai dengan lapisan seismik transparan menunjukkan bahwa 40 cm teratas terdiri dari pasir yang diendapkan baru-baru ini hingga saat ini; )24,25 dan fragmen batu apung dari letusan eksplosif Campi Flegrei dari “Naples Yellow Tuff” (14,8 ka)26.Fase transparan dari lapisan PS tidak dapat dijelaskan oleh proses pencampuran yang kacau saja, karena lapisan kacau yang terkait dengan tanah longsor, aliran lumpur dan aliran piroklastik yang ditemukan di luar BdM di Teluk Naples secara akustik buram21,23,24.Kami menyimpulkan bahwa fasies seismik BdM PS yang diamati serta penampakan lapisan PS singkapan bawah laut (Gbr. 7d) mencerminkan pengangkatan gas alam.
(a) Profil seismik jalur tunggal L1 (jejak navigasi pada Gambar 1b) yang menunjukkan susunan spasial berbentuk kolom (pagoda). Pagoda terdiri dari endapan batu apung dan pasir yang tidak beraturan. Lapisan jenuh gas yang terdapat di bawah pagoda menghilangkan kesinambungan formasi yang lebih dalam. (b) Profil seismik saluran tunggal L2 (jejak navigasi pada Gambar 1b), yang menyorot sayatan dan deformasi gundukan dasar laut, laut (MS), dan endapan pasir apung (PS). (c) Rincian deformasi dalam MS dan PS dilaporkan dalam (c,d). Dengan asumsi kecepatan 1580 m/s di sedimen paling atas, 100 ms mewakili sekitar 80 m pada skala vertikal.
Karakteristik morfologi dan struktur BdM mirip dengan bidang hidrotermal dan gas hidrat bawah laut lainnya secara global2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 dan sering dikaitkan dengan pengangkatan (kubah dan gundukan) dan pelepasan gas (kerucut, lubang). Kerucut dan lubang yang sejajar dengan BdM dan gundukan memanjang menunjukkan permeabilitas yang dikendalikan secara struktural (Gambar 2 dan 3). Susunan spasial gundukan, lubang, dan ventilasi aktif menunjukkan bahwa distribusinya sebagian dikendalikan oleh rekahan impak NW-SE dan NE-SW (Gbr. 4b). Ini adalah jurus yang disukai dari sistem patahan yang mempengaruhi daerah vulkanik Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius dan Teluk Naples. Secara khusus, struktur yang pertama mengendalikan lokasi pelepasan hidrotermal dari kawah Campi Flegrei35. Oleh karena itu, kami menyimpulkan bahwa patahan dan rekahan di Teluk Naples merupakan rute yang disukai untuk migrasi gas ke permukaan, suatu fitur yang dimiliki oleh sistem hidrotermal terkendali struktural lainnya36,37. Khususnya, kerucut dan lubang BdM tidak selalu berasosiasi dengan gundukan (Gbr. 3a,c). Hal ini menunjukkan bahwa gundukan ini tidak selalu mewakili prekursor pembentukan lubang, seperti yang telah disarankan oleh penulis lain untuk zona hidrat gas32,33. Kesimpulan kami mendukung hipotesis bahwa gangguan sedimen dasar laut kubah tidak selalu mengarah pada pembentukan lubang.
Ketiga emisi gas yang dikumpulkan menunjukkan tanda-tanda kimia yang khas dari cairan hidrotermal, yaitu terutama CO2 dengan konsentrasi signifikan gas pereduksi (H2S, CH4 dan H2) dan hidrokarbon ringan (terutama benzena dan propilena)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1). Kehadiran gas atmosfer (seperti O2), yang tidak diharapkan hadir dalam emisi kapal selam, mungkin karena kontaminasi dari udara yang terlarut dalam air laut yang bersentuhan dengan gas yang disimpan dalam kotak plastik yang digunakan untuk pengambilan sampel, karena ROV diekstraksi dari dasar laut ke laut untuk memberontak. Sebaliknya, nilai δ15N positif dan N2/Ar yang tinggi (hingga 480) secara signifikan lebih tinggi daripada ASW (air jenuh udara) menunjukkan bahwa sebagian besar N2 dihasilkan dari sumber ekstra-atmosfer, sesuai dengan asal hidrotermal yang dominan dari gas-gas ini. Asal hidrotermal-vulkanik dari gas BdM adalah dikonfirmasi oleh kandungan CO2 dan He dan tanda tangan isotopnya. Isotop karbon (δ13C-CO2 dari -0,93% hingga +0,4%) dan nilai CO2/3He (dari 1,7 × 1010 hingga 4,1 × 1010) menunjukkan bahwa sampel BdM termasuk dalam tren campuran fumarol di sekitar anggota ujung mantel Teluk Napoli dan dekarbonisasi Hubungan antara gas yang dihasilkan oleh reaksi (Gambar 6). Lebih khusus lagi, sampel gas BdM terletak di sepanjang tren pencampuran di lokasi yang kira-kira sama dengan cairan dari gunung berapi Campi Flegrei dan Somma-Veusivus yang berdekatan. Mereka lebih kerak daripada fumarol Ischia, yang lebih dekat ke ujung mantel. Somma-Vesuvius dan Campi Flegrei memiliki nilai 3He/4He yang lebih tinggi (R/Ra antara 2,6 dan 2,9) daripada BdM (R/Ra antara 1,66 dan 1,96; Tabel S1). Hal ini menunjukkan bahwa penambahan dan akumulasi He radiogenik berasal dari sumber magma yang sama yang mengalirkan gas ke gunung berapi Somma-Vesuvius dan Campi Flegrei. Tidak adanya fraksi karbon organik yang terdeteksi dalam emisi BdM menunjukkan bahwa sedimen organik tidak terlibat dalam proses degassing BdM.
Berdasarkan data yang dilaporkan di atas dan hasil dari model eksperimen struktur seperti kubah yang terkait dengan wilayah bawah laut yang kaya gas, tekanan gas dalam mungkin bertanggung jawab atas pembentukan kubah BdM berskala kilometer. Untuk memperkirakan tekanan berlebih Pdef yang mengarah ke kubah BdM, kami menerapkan model mekanika pelat tipis33,34 dengan asumsi, dari data morfologi dan seismik yang dikumpulkan, bahwa kubah BdM adalah lembaran sublingkaran dengan radius a lebih besar dari endapan kental lunak yang mengalami deformasi. Perpindahan vertikal maksimum w dan ketebalan h dari (Gambar Tambahan S1). Pdef adalah perbedaan antara tekanan total dan tekanan statis batuan ditambah tekanan kolom air. Di BdM, radiusnya sekitar 2.500 m, w adalah 20 m, dan h maksimum yang diperkirakan dari profil seismik adalah sekitar 100 m. Kami menghitung Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 dari hubungan, di mana D adalah kekakuan lentur; D diberikan oleh (E h3)/[12(1 – ν2)], di mana E adalah modulus Young dari endapan, ν adalah rasio Poisson (~0,5)33.Karena sifat mekanis sedimen BdM tidak dapat diukur, kami menetapkan E = 140 kPa, yang merupakan nilai wajar untuk sedimen berpasir pantai 47 yang mirip dengan BdM14,24.Kami tidak mempertimbangkan nilai E yang lebih tinggi yang dilaporkan dalam literatur untuk endapan lempung berlumpur (300 < E < 350.000 kPa)33,34 karena endapan BDM sebagian besar terdiri dari pasir, bukan lanau atau lempung berlumpur24.Kami memperoleh Pdef = 0,3 Pa, yang konsisten dengan perkiraan proses pengangkatan dasar laut di lingkungan cekungan hidrat gas, di mana Pdef bervariasi dari 10-2 hingga 103 Pa, dengan nilai yang lebih rendah mewakili w/a rendah dan/atau apa.Pada BdM, pengurangan kekakuan akibat saturasi gas lokal pada sedimen dan/atau munculnya rekahan yang sudah ada sebelumnya juga dapat berkontribusi terhadap kegagalan dan pelepasan gas berikutnya, yang memungkinkan terbentuknya struktur ventilasi yang diamati.Profil seismik pantulan yang dikumpulkan (Gbr. 7) menunjukkan bahwa sedimen PS terangkat dari GSL, mendorong sedimen laut MS di atasnya, sehingga menghasilkan gundukan, lipatan, patahan, dan potongan sedimen (Gbr. 7b,c).Hal ini menunjukkan bahwa batu apung berusia 14,8 hingga 12 ka telah menyusup ke lapisan MS yang lebih muda melalui proses pengangkutan gas ke atas.Ciri morfologi struktur BdM dapat dilihat sebagai hasil dari tekanan berlebih yang diciptakan oleh pelepasan fluida yang dihasilkan oleh GSL.Mengingat pelepasan aktif dapat dilihat dari dasar laut hingga lebih dari 170 m bsl48, kami berasumsi bahwa tekanan berlebih fluida di dalam GSL melebihi 1.700 kPa.Migrasi gas ke atas dalam sedimen juga memiliki efek dari material penggosok yang terkandung dalam MS, menjelaskan keberadaan sedimen kacau di inti gravitasi yang diambil sampelnya di BdM25. Lebih jauh lagi, tekanan berlebih dari GSL menciptakan sistem rekahan yang kompleks (patahan poligonal pada Gambar 7b). Secara kolektif, morfologi, struktur, dan penyelesaian stratigrafi ini, disebut sebagai "pagoda"49,50, awalnya dikaitkan dengan efek sekunder dari formasi glasial tua, dan saat ini ditafsirkan sebagai efek dari naiknya gas31,33 atau evaporit50. Di tepi benua Campania, sedimen evaporatif langka, setidaknya dalam 3 km teratas kerak. Oleh karena itu, mekanisme pertumbuhan pagoda BdM kemungkinan besar dikendalikan oleh kenaikan gas di sedimen. Kesimpulan ini didukung oleh fasies seismik pagoda yang transparan (Gambar 7), serta data inti gravitasi seperti yang dilaporkan sebelumnya24, di mana pasir saat ini meletus dengan 'Pomici Principali'25 dan 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Lebih jauh lagi, endapan PS menyerbu dan merusak lapisan MS paling atas (Gbr. 7d). Susunan struktural ini menunjukkan bahwa pagoda tersebut merupakan struktur pemberontakan dan bukan sekadar jaringan pipa gas. Dengan demikian, dua proses utama mengatur pembentukan pagoda: a) kepadatan sedimen lunak berkurang saat gas masuk dari bawah; b) campuran gas-sedimen naik, yang merupakan lipatan, patahan, dan rekahan yang diamati yang menyebabkan endapan MS (Gambar 7). Mekanisme pembentukan serupa telah diusulkan untuk pagoda yang terkait dengan hidrat gas di Laut Scotia Selatan (Antartika). Pagoda BdM muncul dalam kelompok di daerah perbukitan, dan luas vertikal mereka rata-rata 70–100 m dalam waktu tempuh dua arah (TWTT) (Gbr. 7a). Karena adanya undulasi MS dan mempertimbangkan stratigrafi inti gravitasi BdM, kami menyimpulkan usia pembentukan struktur pagoda kurang dari sekitar 14–12 ka. Lebih jauh lagi, pertumbuhan struktur ini masih aktif (Gbr. 7d) karena beberapa pagoda telah menyerbu dan merusak pasir BdM masa kini di atasnya (Gbr. 7d).
Kegagalan pagoda untuk melintasi dasar laut saat ini menunjukkan bahwa (a) kenaikan gas dan/atau penghentian lokal pencampuran gas-sedimen, dan/atau (b) kemungkinan aliran lateral campuran gas-sedimen tidak memungkinkan proses tekanan berlebih yang terlokalisasi. Menurut model teori diapir52, aliran lateral menunjukkan keseimbangan negatif antara laju pasokan campuran lumpur-gas dari bawah dan laju pagoda bergerak ke atas. Pengurangan laju pasokan mungkin terkait dengan peningkatan kepadatan campuran karena hilangnya pasokan gas. Hasil yang dirangkum di atas dan kenaikan pagoda yang dikendalikan oleh daya apung memungkinkan kita untuk memperkirakan tinggi kolom udara hg. Daya apung diberikan oleh ΔP = hgg (ρw – ρg), di mana g adalah gravitasi (9,8 m/s2) dan ρw dan ρg adalah massa jenis air dan gas, masing-masing. ΔP adalah jumlah dari Pdef yang dihitung sebelumnya dan tekanan litostatik Plith sedimen. pelat, yaitu ρsg h, di mana ρs adalah kerapatan sedimen. Dalam kasus ini, nilai hg yang diperlukan untuk daya apung yang diinginkan diberikan oleh hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Dalam BdM, kita tetapkan Pdef = 0,3 Pa dan h = 100 m (lihat di atas), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg dapat diabaikan karena ρw ≫ρg. Kita memperoleh hg = 245 m, nilai yang mewakili kedalaman dasar GSL. ΔP adalah 2,4 MPa, yang merupakan tekanan berlebih yang diperlukan untuk memecah dasar laut BdM dan membentuk ventilasi.
Komposisi gas BdM konsisten dengan sumber mantel yang diubah oleh penambahan cairan yang terkait dengan reaksi dekarbonisasi batuan kerak (Gbr. 6). Penjajaran EW kasar kubah BdM dan gunung berapi aktif seperti Ischia, Campi Flegre, dan Soma-Vesuvius, bersama dengan komposisi gas yang dipancarkan, menunjukkan bahwa gas yang dipancarkan dari mantel di bawah seluruh wilayah vulkanik Naples tercampur. Semakin banyak cairan kerak bergerak dari barat (Ischia) ke timur (Somma-Vesuivus) (Gbr. 1b dan 6).
Kami telah menyimpulkan bahwa di Teluk Naples, beberapa kilometer dari pelabuhan Naples, terdapat struktur seperti kubah selebar 25 km2 yang dipengaruhi oleh proses degassing aktif dan disebabkan oleh penempatan pagoda dan gundukan. Saat ini, tanda-tanda BdM menunjukkan bahwa turbulensi non-magmatik53 mungkin mendahului vulkanisme embrionik, yaitu keluarnya magma dan/atau cairan termal lebih awal. Kegiatan pemantauan harus dilaksanakan untuk menganalisis evolusi fenomena dan mendeteksi sinyal geokimia dan geofisika yang menunjukkan gangguan magmatik potensial.
Profil kolom air akustik (2D) diperoleh selama pelayaran SAFE_2014 (Agustus 2014) di R/V Urania (CNR) oleh Institut Lingkungan Laut Pesisir (IAMC) Dewan Riset Nasional. Pengambilan sampel akustik dilakukan oleh pemantau gema pemecah berkas ilmiah Simrad EK60 yang beroperasi pada 38 kHz. Data akustik direkam pada kecepatan rata-rata sekitar 4 km. Gambar pemantau gema yang dikumpulkan digunakan untuk mengidentifikasi pelepasan fluida dan secara akurat menentukan lokasinya di area pengumpulan (antara 74 dan 180 m bsl). Mengukur parameter fisik dan kimia di kolom air menggunakan probe multiparameter (konduktivitas, suhu dan kedalaman, CTD). Data dikumpulkan menggunakan probe CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) dan diproses menggunakan perangkat lunak SBED-Win32 (Seasave, versi 7.23.2). Inspeksi visual dasar laut dilakukan menggunakan “Pollux III” (GEItaliana) Perangkat ROV (kendaraan yang dioperasikan dari jarak jauh) dengan dua kamera (definisi rendah dan tinggi).
Akuisisi data multibeam dilakukan menggunakan sistem sonar multibeam Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Sistem ini dihubungkan ke sistem penentuan posisi global diferensial untuk memastikan kesalahan submetrik dalam penentuan posisi beam. Pulsa akustik memiliki frekuensi 100 KHz, pulsa penembakan 150° derajat dan seluruh bukaan 400 beam. Ukur dan terapkan profil kecepatan suara secara real time selama akuisisi. Data diproses menggunakan perangkat lunak PDS2000 (Reson-Thales) menurut standar Organisasi Hidrografi Internasional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) untuk navigasi dan koreksi pasang surut. Pengurangan kebisingan karena lonjakan instrumen yang tidak disengaja dan pengecualian beam berkualitas buruk dilakukan dengan alat penyuntingan pita dan penghilang spike. Deteksi kecepatan suara berkelanjutan dilakukan oleh stasiun lunas yang terletak di dekat transduser multibeam dan memperoleh serta menerapkan profil kecepatan suara real-time di kolom air setiap 6-8 jam. untuk menyediakan kecepatan suara waktu nyata demi pengarahan sinar yang tepat. Seluruh himpunan data terdiri dari sekitar 440 km2 (kedalaman 0-1200 m). Data tersebut digunakan untuk menyediakan model medan digital (DTM) resolusi tinggi yang dikarakterisasi dengan ukuran sel grid 1 m. DTM akhir (Gbr. 1a) dilakukan dengan data medan (>0 m di atas permukaan laut) yang diperoleh pada ukuran sel grid 20 m oleh Institut Geo-Militer Italia.
Profil data seismik saluran tunggal beresolusi tinggi sepanjang 55 kilometer, yang dikumpulkan selama pelayaran laut yang aman pada tahun 2007 dan 2014, mencakup area seluas sekitar 113 kilometer persegi, keduanya di R/V Urania. Profil Marisk (misalnya, profil seismik L1, Gambar 1b) diperoleh dengan menggunakan sistem boomer IKB-Seistec. Unit akuisisi terdiri dari katamaran 2,5 m tempat sumber dan penerima ditempatkan. Tanda tangan sumber terdiri dari puncak positif tunggal yang dicirikan dalam rentang frekuensi 1-10 kHz dan memungkinkan untuk menyelesaikan reflektor yang dipisahkan oleh 25 cm. Profil seismik yang aman diperoleh menggunakan sumber seismik Geospark multi-tip 1,4 Kj yang dihubungkan dengan perangkat lunak Geotrace (Sistem Survei Geo Kelautan). Sistem ini terdiri dari katamaran yang berisi sumber 1–6,02 KHz yang menembus hingga 400 milidetik dalam sedimen lunak di bawah dasar laut, dengan resolusi vertikal teoritis 30 cm. Perangkat Safe dan Marsik diperoleh pada kecepatan 0,33 bidikan/detik dengan kecepatan kapal <3 Kn. Data diproses dan disajikan menggunakan perangkat lunak Geosuite Allworks dengan alur kerja berikut: koreksi dilatasi, peredaman kolom air, penyaringan IIR bandpass 2-6 KHz, dan AGC.
Gas dari fumarol bawah air dikumpulkan di dasar laut menggunakan kotak plastik yang dilengkapi diafragma karet di sisi atasnya, diletakkan terbalik oleh ROV di atas ventilasi. Setelah gelembung udara yang masuk ke dalam kotak telah sepenuhnya menggantikan air laut, ROV kembali ke kedalaman 1 m, dan penyelam memindahkan gas yang terkumpul melalui septum karet ke dalam dua labu kaca 60 mL yang telah dievakuasi sebelumnya yang dilengkapi dengan keran Teflon di mana satu diisi dengan 20 mL larutan NaOH 5N (labu tipe Gegenbach). Spesies gas asam utama (CO2 dan H2S) dilarutkan dalam larutan alkali, sedangkan spesies gas kelarutan rendah (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 dan hidrokarbon ringan) disimpan di ruang kepala botol sampel. Gas anorganik kelarutan rendah dianalisis dengan kromatografi gas (GC) menggunakan Shimadzu 15A yang dilengkapi dengan kolom saringan molekuler 5A sepanjang 10 m dan konduktivitas termal detektor (TCD) 54. Argon dan O2 dianalisis menggunakan kromatografi gas Thermo Focus yang dilengkapi dengan kolom saringan molekuler kapiler sepanjang 30 m dan TCD. Metana dan hidrokarbon ringan dianalisis menggunakan kromatografi gas Shimadzu 14A yang dilengkapi dengan kolom baja tahan karat sepanjang 10 m yang diisi dengan Chromosorb PAW 80/100 mesh, dilapisi dengan 23% SP 1700 dan detektor ionisasi nyala (FID). Fase cair digunakan untuk analisis 1) CO2, as, dititrasi dengan larutan HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) dan 2) H2S, as, setelah oksidasi dengan 5 mL H2O2 (33%), dengan kromatografi ion (IC) (IC) (Wantong 761). Kesalahan analitis titrasi, GC dan analisis IC kurang dari 5%. Setelah prosedur ekstraksi dan pemurnian standar untuk campuran gas, 13C/12C CO2 (dinyatakan sebagai δ13C-CO2% dan V-PDB) dianalisis menggunakan spektrometer massa Finningan Delta S55,56. Standar yang digunakan untuk memperkirakan presisi eksternal adalah marmer Carrara dan San Vincenzo (internal), NBS18 dan NBS19 (internasional), sedangkan kesalahan analitis dan reproduktifitas masing-masing adalah ±0,05% dan ±0,1%.
Nilai δ15N (dinyatakan sebagai % vs. Udara) dan 40Ar/36Ar ditentukan menggunakan kromatografi gas (GC) Agilent 6890 N yang digabungkan dengan spektrometer massa aliran kontinu Finnigan Delta plusXP. Kesalahan analisis adalah: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Rasio isotop He (dinyatakan sebagai R/Ra, di mana R adalah 3He/4He yang diukur dalam sampel dan Ra adalah rasio yang sama di atmosfer: 1,39 × 10−6)57 ditentukan di laboratorium INGV-Palermo (Italia) 3He, 4He dan 20Ne ditentukan menggunakan spektrometer massa kolektor ganda (Helix SFT-GVI)58 setelah pemisahan He dan Ne. Kesalahan analisis ≤ 0,3%. Blanko khas untuk He dan Ne adalah <10-14 dan <10-16 mol, masing-masing.
Cara mengutip artikel ini: Passaro, S. et al. Pengangkatan dasar laut yang didorong oleh proses degassing mengungkap aktivitas vulkanik yang sedang berkembang di sepanjang pantai.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologi dan biologi rembesan dan ventilasi hidrokarbon dasar laut modern dan kuno: pengantar. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Kemunculan hidrat gas secara global. Dalam Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidrat gas alam: Kemunculan, distribusi dan deteksi. Monograf Geofisika American Geophysical Union 124, 2001).
Fisher, AT Batasan geofisika pada sirkulasi hidrotermal. Dalam: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Laporan Lokakarya Durham, Energi dan Perpindahan Massa dalam Sistem Hidrotermal Laut, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktur dan dinamika sistem hidrotermal pegunungan tengah samudra.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Pandangan terkini tentang sumber daya gas hidrat.energi.dan lingkungan.sains.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Struktur internal dan sejarah letusan sistem gunung lumpur skala kilometer di Laut Kaspia Selatan.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Fitur dasar laut terkait dengan rembesan hidrokarbon dari gundukan lumpur karbonat air dalam di Teluk Cadiz: dari aliran lumpur ke sedimen karbonat. Geografi Maret. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Representasi seismik 3D dari pipa pelepasan fluida skala kilometer di lepas pantai Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Karakteristik aliran fluida dalam sistem pipa minyak dan gas: Apa yang mereka ceritakan kepada kita tentang evolusi cekungan?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evolusi vertikal struktur pelepasan fluida Kuarter Neogen dalam kaitannya dengan fluks gas di Cekungan Kongo Bawah, lepas pantai Angola. Geologi Maret. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Aktivitas hidrotermal dan tektonik di utara Danau Yellowstone, Wyoming. Geologi. Partai Sosialis. Ya. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Cekungan Tyrrhenian dan Busur Apennini: Hubungan Kinematik Sejak Totonian Akhir.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Struktur tektonik dan kerak di tepi benua Campania: hubungannya dengan aktivitas vulkanik.mineral.bensin.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Peran relatif tektonik retakan dan proses pengangkatan magmatik: inferensi dari data geofisika, struktural, dan geokimia di wilayah vulkanik Naples (Italia selatan). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanisme pergerakan kerak vertikal terkini di kawah Campi Flegrei di Italia selatan.geologi.Partai Sosialis.Ya.Spesifikasi.263, hlm. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformasi tanah jangka pendek dan kegempaan di kawah Campi Flegrei (Italia): contoh pemulihan massa aktif di daerah berpenduduk padat. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., dan Saccorotti, G. Asal usul hidrotermal dari aktivitas 4D jangka panjang yang berkelanjutan di kompleks vulkanik Campi Flegrei di Italia.J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. dan Mastrolorenzo, G. Diferensiasi cepat dalam reservoir magmatik seperti ambang: studi kasus dari kawah Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Deret waktu InSAR, analisis korelasi, dan pemodelan korelasi waktu mengungkapkan kemungkinan adanya hubungan antara Campi Flegrei dan Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struktur struktural dan stratigrafi dari paruh pertama graben Tyrrhenian (Teluk Naples, Italia). Fisika Konstruktif 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Sumber karbon dalam gas abu vulkanik dari Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafi Ngarai Dohrn: Respons terhadap penurunan muka air laut dan pengangkatan tektonik di paparan benua terluar (tepi Tyrrhenian Timur, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).