Þakka þér fyrir að heimsækja Nature.com. Vafraútgáfan sem þú notar styður CSS takmarkað. Til að fá sem bestu upplifun mælum við með að þú notir uppfærðan vafra (eða slökkvir á samhæfingarstillingu í Internet Explorer). Á meðan, til að tryggja áframhaldandi stuðning, munum við birta síðuna án stíla og JavaScript.
Við greinum frá vísbendingum um virka hækkun sjávarbotns og losun gasa nokkrum kílómetrum undan ströndum Napólí (Ítalíu). Holur, hæðir og gígar eru einkenni sjávarbotnsins. Þessar myndanir tákna toppa grunnra jarðskorpubygginga, þar á meðal pagóða, misgengi og fellinga sem hafa áhrif á hafsbotninn í dag. Þær skráðu hækkun, þrýsting og losun helíums og koltvísýrings í afkolefnismyndunarviðbrögðum möttulsbráðnunar og jarðskorpubergs. Þessar lofttegundir eru líklega svipaðar þeim sem næra vatnshitakerfin Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesúvíusar, sem bendir til möttulsuppsprettu blandaðs jarðskorpuvökva undir Napólíflóa. Þensla og rof neðansjávar af völdum gaslyftingar og þrýstingsmyndunarferlis krefst 2-3 MPa ofþrýstings. Hækkun sjávarbotns, misgengi og losun gasa eru birtingarmyndir umbyltinga sem ekki eru af völdum eldgosa og/eða vatnshitasprenginga.
Útstreymi djúpsjávarvatns (heitt vatn og gas) er algengt einkenni miðhafshryggja og samleitinna flekajaðra (þar á meðal kafi í eyjabogum), en kaldar útstreymi gashýdrata (klötrata) eru oft einkennandi fyrir meginlandshellur og óvirka jaðar1, 2,3,4,5. Tilvist vatnshita á hafsbotni á strandsvæðum gefur til kynna hitagjafa (kvikugeymslur) innan meginlandsskorpunnar og/eða möttulsins. Þessi útstreymi geta komið á undan uppgangi kviku upp í gegnum efstu lög jarðskorpunnar og náð hámarki í gosi og myndun eldfjallafjalla6. Þess vegna er mikilvægt að bera kennsl á (a) formgerð sem tengist virkri aflögun hafsbotnsins og (b) gaslosun nálægt byggðum strandsvæðum eins og eldfjallasvæðinu í Napólí á Ítalíu (um 1 milljón íbúa) til að meta möguleg eldfjöll. Grunngos. Ennfremur, þó að formgerð sem tengist útstreymi vatnshita eða hýdratagass í djúpsjávar séu tiltölulega vel þekkt vegna jarðfræðilegra og líffræðilegra eiginleika þeirra, eru undantekningarnar formgerð sem tengist grunnsævi, nema þau sem... Þar sem mælingar eiga sér stað í vatni 12 eru tiltölulega fáar. Hér kynnum við ný dýptarmælingar, jarðskjálftamælingar, vatnssúlumælingar og jarðefnafræðilegar gögn fyrir neðansjávarsvæði, bæði hvað varðar formgerð og byggingarlega starfsemi, sem hefur orðið fyrir áhrifum af gaslosun í Napólíflóa (Suður-Ítalíu), um það bil 5 km frá höfninni í Napólí. Þessi gögn voru safnað í SAFE_2014 (ágúst 2014) siglingu um borð í R/V Urania. Við lýsum og túlkum sjávarbotninn og neðanjarðarmannvirki þar sem gaslosun á sér stað, rannsökum upptök útblástursvökva, greinum og lýsum þeim ferlum sem stjórna gashækkun og tengdri aflögun og ræðum áhrif eldvirkni.
Napólíflói myndar vesturjaðarinn af Plio-Kvartártímabilinu, norðvestur-suðaustur aflanga jarðskorpuþunglyndi Kampaníu13,14,15.austvestur af Ischia (um 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre gígnum (um 300-1538) og Soma-Vesúvíus (frá <360-1944). Fyrirkomulagið takmarkar flóann að norðri)15 e.Kr., en suður af liggur Sorrento-skaganum (Mynd 1a). Napólíflói er fyrir áhrifum af ríkjandi norðaustur-suðvestur og auka norðvestur-suðaustur misgengum (Mynd 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesúvíus einkennast af vatnshita, jarðmyndun og grunnri jarðskjálftavirkni16,17,18 (t.d. ókyrrðarástandið í Campi Flegrei árin 1982-1984, með 1,8 m hækkun og þúsundum jarðskjálfta). Nýlegar rannsóknir19,20 benda til þess að það geti verið... Tengsl milli virkni Soma-Vesúvíusar og Campi Flegre, hugsanlega tengt „djúpum“ einstökum kvikugeymslum. Eldvirkni og sveiflur í sjávarstöðu á síðustu 36 kafla Campi Flegre og 18 kafla Somma-Vesúvíusar stjórnuðu setlögnum í Napólíflóa. Lágt sjávarmál við síðasta jökulhámark (18 ka) leiddi til afturförar grunns setlögnarinnar undan ströndum sjávar, sem síðar fylltist af jarðvegsbrotum á síðpleistósen-hólósen tímabilinu. Útblástur gass frá neðansjávarsvæði hefur fundist í kringum eyjuna Ischia og undan strönd Campi Flegre og nálægt Soma-Vesúvíusfjalli (Mynd 1b).
(a) Formfræðileg og byggingarleg uppröðun landgrunnsins og Napólíflóa 15, 23, 24, 48. Punktar eru helstu eldstöðvar neðansjávar; rauðu línurnar tákna helstu misgengi. (b) Dýptarmælingar Napólíflóa með greindum vökvaopum (punktum) og ummerkjum um jarðskjálftalínur (svartar línur). Gulu línurnar eru brautir jarðskjálftalínanna L1 og L2 eins og sýnt er á mynd 6. Mörk hvelfingarlaga mannvirkja Banco della Montagna (BdM) eru merkt með bláum strikalínum í (a, b). Gulu ferningarnir marka staðsetningu hljóðsúlunnar í vatnssúlunni og CTD-EMBlank, CTD-EM50 og ROV rammarnir eru sýndir á mynd 5. Guli hringurinn markar staðsetningu sýnatökugassins og samsetning þess er sýnd í töflu S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) notar grafík sem búin var til af Surfer® 13.
Byggt á gögnum sem fengust í SAFE_2014 (ágúst 2014) siglingunni (sjá Aðferðir), hefur nýtt stafrænt landslagslíkan (DTM) af Napólíflóa með 1 m upplausn verið smíðað. DTM sýnir að sjávarbotninn sunnan við Napólíhöfn einkennist af létt hallandi suðurslóðum (halli ≤3°) sem er rofið af 5,0 × 5,3 km hvelfingarlíkani, sem heimamenn þekkja sem Banco della Montagna (BdM). Mynd. 1a,b). BdM myndast á um 100 til 170 metra dýpi, 15 til 20 metra yfir sjávarbotni í kring. BdM hvelfingin sýndi hauglaga formgerð vegna 280 hálfhringlaga til sporöskjulaga hauga (Mynd 2a), 665 keilna og 30 gryfja (Myndir 3 og 4). Hámarkshæð og ummál haugsins er 22 m og 1.800 m, talið í sömu röð. Hringlaga eðli [C = 4π(flatarmál/ummál²)] hauganna minnkaði með aukinni ummál (Mynd 2b). Áshlutföll hauga voru á bilinu 1 til 6,5, þar sem haugar með áshlutfall >2 sýndu ákjósanlega N45°A + 15° árekstra og dreifðari auka, dreifðari N105°A til N145°A árekstra (Mynd 2c). Einfaldar eða samstilltar keilur eru á BdM-fletinum og ofan á haugnum (mynd 3a, b). Keilulaga uppröðunin fylgir uppröðun hauganna sem þær eru staðsettar á. Holur eru almennt staðsettar á sléttum sjávarbotni (mynd 3c) og stundum á haugum. Þéttleiki keilna og hola sýnir að ríkjandi norðaustur-suðvestur línun afmarkar norðaustur- og suðvesturmörk BdM-hvelfingarinnar (mynd 4a, b); styttri norðvestur-suðaustur leiðin er staðsett á miðhluta BdM-svæðisins.
(a) Stafrænt landslagslíkan (1 m reitstærð) af hvelfingu Banco della Montagna (BdM). (b) Ummál og hringlaga lögun BdM-hauga. (c) Áshlutfall og horn (stefna) langásar bestu sporbaugsins sem umlykur hauginn. Staðalfrávik stafræna landslagslíkansins er 0,004 m; staðalfrávik ummáls og hringlaga lögun eru 4,83 m og 0,01, talið í sömu röð, og staðalfrávik áshlutfalls og horns eru 0,04 og 3,34°, talið í sömu röð.
Nánari upplýsingar um greindar keilur, gíga, hóla og gryfjur á BdM svæðinu eins og þær eru fengnar úr DTM á mynd 2.
(a) Keilur á sléttum sjávarbotni; (b) keilur og gígar á mjóum hólum í norðvestur-suðaustur átt; (c) bólur á létt hallandi yfirborði.
(a) Dreifing gíga, gryfja og virkra gasútblásturs í rúmi. (b) Þéttleiki gíga og gryfja sem greint er frá í (a) í rúmi (fjöldi/0,2 km2).
Við greindum 37 lofttegundir í BdM svæðinu úr myndum úr dýptarmælum ROV vatnssúlunnar og beinum athugunum á hafsbotninum sem teknar voru í SAFE_2014 leiðangrinum í ágúst 2014 (Myndir 4 og 5). Hljóðfræðileg frávik í þessum útblæstri sýna lóðrétt aflangar form sem rísa upp frá hafsbotninum, lóðrétt á bilinu 12 til um 70 m (Mynd 5a). Á sumum stöðum mynduðu hljóðfræðileg frávik næstum samfellda „lest“. Loftbólustraumar sem sáust eru mjög mismunandi: frá samfelldum, þéttum loftbólustrauma til skammvinnra fyrirbæra (Viðbótarmynd 1). ROV skoðun gerir kleift að staðfesta sjónrænt tilvist vökvaútblásturs á hafsbotni og varpar ljósi á litlar bólur á hafsbotninum, stundum umkringdar rauðum til appelsínugulum setlögum (Mynd 5b). Í sumum tilfellum endurvirkja ROV rásir útblástur. Útblásturslögunin sýnir hringlaga opnun efst án blossa í vatnssúlunni. Sýrustigið í vatnssúlunni rétt fyrir ofan útblásturspunktinn sýndi verulega lækkun, sem bendir til súrari aðstæðna á staðnum (Mynd 5c, d). Einkum var sýrustigið fyrir ofan BdM gasútblástur kl. Á 75 m dýpi minnkaði dýpið úr 8,4 (á 70 m dýpi) í 7,8 (á 75 m dýpi) (Mynd 5c), en aðrir staðir í Napólíflóa höfðu pH gildi á bilinu 0 til 160 m á dýpisbilinu 8,3 til 8,5 (Mynd 5d). Marktækar breytingar á sjávarhita og seltu voru ekki til staðar á tveimur stöðum innan og utan BdM svæðisins í Napólíflóa. Á 70 m dýpi er hitastigið 15°C og seltan um 38 PSU (Mynd 5c,d). Mælingar á pH, hitastigi og seltu bentu til: a) þátttöku súrra vökva sem tengjast afgasunarferlinu við BdM og b) fjarveru eða mjög hægrar losunar á varma og saltvatni.
(a) Mælingargluggi fyrir hljóðfræðilegt vatnssúluprófíl (Simrad EK60 bergmálsmælir). Lóðrétt grænt rönd sem samsvarar gasblossi sem greindist á EM50 vökvarennslinu (um 75 m undir sjávarmáli) staðsett á BdM svæðinu; botn- og sjávarbotnsmerki eru einnig sýnd. (b) safnað með fjarstýrðu ökutæki á BdM svæðinu. Eina myndin sýnir lítinn gíg (svartan hring) umkringdan rauðum til appelsínugulum botnfellingum. (c, d) CTD gögn úr fjölþátta könnun unnin með SBED-Win32 hugbúnaði (Seasave, útgáfa 7.23.2). Mynstur valinna breyta (saltstyrkur, hitastig, pH og súrefni) vatnssúlunnar fyrir ofan vökvarennslið EM50 (spjald c) og utan Bdm rennslissvæðisins (spjald d).
Við söfnuðum þremur gassýnum af rannsóknarsvæðinu á milli 22. og 28. ágúst 2014. Þessi sýni sýndu svipaða samsetningu, aðallega CO2 (934-945 mmól/mól), síðan viðeigandi styrk N2 (37-43 mmól/mól), CH4 (16-24 mmól/mól) og H2S (0,10 mmól/mól) -0,44 mmól/mól), en H2 og He voru sjaldgæfari (<0,052 og <0,016 mmól/mól, talið í sömu röð) (Mynd 1b; Tafla S1, Viðbótarmynd 2). Tiltölulega hár styrkur O2 og Ar mældist einnig (allt að 3,2 og 0,18 mmól/mól, talið í sömu röð). Summa léttra kolvetna er á bilinu 0,24 til 0,30 mmól/mól og samanstendur af C2-C4 alkönum, arómatískum efnum (aðallega bensen), própeni og brennisteinsinnihaldandi efnasamböndum (þíófen). Gildi 40Ar/36Ar er í samræmi við gildi lofts. (295,5), þó að sýni EM35 (BdM hvelfing) hafi gildið 304, sem sýnir lítilsháttar umframmagn af 40Ar. δ15N hlutfallið var hærra en fyrir loft (allt að +1,98% samanborið við loft), en δ13C-CO2 gildin voru á bilinu -0,93 til 0,44% samanborið við V-PDB. R/Ra gildi (eftir að leiðrétt hefur verið fyrir loftmengun með því að nota 4He/20Ne hlutfallið) voru á milli 1,66 og 1,94, sem bendir til nærveru stórs hluta af möttuls-He. Með því að sameina helíum samsætuna við CO2 og stöðuga samsætuna 22 hennar er hægt að skýra frekar upptök losunarinnar í BdM. Á CO2 kortinu fyrir CO2/3He samanborið við δ13C (Mynd 6) er samsetning BdM gassins borin saman við samsetningu Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesúvíus gufuberganna. Mynd 6 sýnir einnig fræðilegar blöndunarlínur milli Þrjár mismunandi kolefnisuppsprettur sem gætu komið við sögu í framleiðslu BdM gass: uppleyst bráðið efni úr möttli, setlög rík af lífrænum efnum og karbónöt. BdM sýnin falla á blöndunarlínuna sem lýst er af þremur eldfjöllunum í Kampaníu, þ.e. blöndun milli möttulgasa (sem talið er að séu lítillega auðgað af koltvísýringi miðað við hefðbundin MORB til að aðlaga gögnin) og viðbragða af völdum afkolefnismyndunar jarðskorpunnar. Gasbergið sem myndast.
Til samanburðar eru birtar blendingslínur milli möttulsamsetningar og endasteina kalksteins og lífrænna setlaga. Kassar tákna fumarólsvæðin í Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM sýnið er í blönduðu þróun eldfjallsins Campania. Endasteinsgas blönduðu línunnar er af möttuluppsprettu, sem er gas sem myndast við afkolefnisviðbrögð karbónatsteinda.
Jarðskjálftasnið L1 og L2 (myndir 1b og 7) sýna umskipti milli BdM og fjær jarðlagaraða eldfjallasvæðanna Somma-Vesúvíusar (L1, mynd 7a) og Campi Flegrei (L2, mynd 7b). BdM einkennist af tveimur helstu jarðskjálftamyndunum (MS og PS á mynd 7). Sá efsti (MS) sýnir undirsamsíða endurskinsmerki með mikilli til miðlungs sveifluvídd og láréttri samfelldni (mynd 7b, c). Þetta lag inniheldur sjávarset sem dregin er með síðasta jökulhring (LGM) og samanstendur af sandi og leir23. Undirliggjandi PS lagið (mynd 7b–d) einkennist af óreiðukenndu til gegnsæju fasa í laginu eins og súlur eða tímaglas. Efsta lag PS setlagsins myndaði hafsbotnshóla (mynd 7d). Þessar diapir-líku rúmfræðir sýna innrás PS gegnsæis efnis í efstu MS setlögin. Upplyfting er ábyrg fyrir myndun fellinga og misgengja sem hafa áhrif á... MS lagið og núverandi setlög BdM sjávarbotnsins sem liggja yfir (Mynd 7b–d). Jarðlagabil MS er greinilega afmörkuð í ENA hluta L1 hlutans, en það hvítnar í átt að BdM vegna nærveru gasmettaðs lags (GSL) sem er þakið af sumum innri lögum MS röðarinnar (Mynd 7a). Þyngdarkjarnamælingar sem safnað var efst í BdM sem samsvara gegnsæja jarðskjálftalaginu benda til þess að efstu 40 cm samanstandi af sandi sem hefur setið nýlega fram að þessu; )24,25 og vikurbrot frá sprengigosinu „Napólygult móberg“ (14,8 ka) í Campi Flegrei26. Gagnsæja fasa PS lagsins er ekki hægt að útskýra eingöngu með óreiðukenndum blöndunarferlum, því óreiðukennd lögin sem tengjast skriðum, leðjuflóðum og gjóskuflóðum sem finnast utan BdM í Napólíflóa eru hljóðfræðilega ógegnsæ21,23,24. Við ályktum að jarðskjálftaáhrif BdM PS sem mælst hafa, sem og útlit PS lagsins í neðansjávarútsýninu (Mynd 7d), endurspegli upplyftingu jarðgass.
(a) Einföld jarðskjálftamæling L1 (leiðsöguslóð á mynd 1b) sem sýnir súlulaga (pagóðu) rúmfræðilega uppröðun. Pagóðan samanstendur af óreiðukenndum vikur- og sandsetlögum. Gasmettað lag sem er fyrir neðan pagóðuna fjarlægir samfellu dýpri myndana. (b) Einföld jarðskjálftamæling L2 (leiðsöguslóð á mynd 1b), sem sýnir skurð og aflögun sjávarbotnshauga, sjávarsetlaga (MS) og vikursandsetlaga (PS). (c) Upplýsingar um aflögun í MS og PS eru birtar í (c,d). Miðað við hraða upp á 1580 m/s í efsta setlaginu, þá tákna 100 ms um 80 m á lóðrétta kvarðanum.
Lögunar- og byggingareiginleikar BdM eru svipaðir og í öðrum neðansjávarvatns- og gasvatnssvæðum um allan heim2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 og tengjast oft upplyftingum (hvelfingum og haugum) og gasútstreymi (keilur, gryfjur). Keilur og gryfjur sem liggja í takt við BdM og aflangar haugar benda til byggingarstýrðrar gegndræpis (myndir 2 og 3). Rýmisfyrirkomulag hauga, gryfja og virkra opna bendir til þess að dreifing þeirra sé að hluta til stjórnað af sprungum í norðvestur-suðaustur og norðaustur-suðvestur (mynd 4b). Þetta eru kjörin misgengiskerfi sem hafa áhrif á eldfjallasvæðin Campi Flegrei og Somma-Vesúvíus og Napólíflóa. Sérstaklega stýrir uppbygging fyrri gígsins staðsetningu vatnshitaútstreymisins frá Campi Flegrei gígnum35. Við ályktum því að misgengi og sprungur í Napólíflóa eru kjörin leið fyrir gasflutning upp á yfirborðið, sem er sameiginlegt öðrum byggingarstýrðum vatnshitasvæðum. kerfi36,37. Athyglisvert er að BdM keilur og gryfjur voru ekki alltaf tengdar hólum (Mynd 3a, c). Þetta bendir til þess að þessir hólar séu ekki endilega undanfari myndunar gryfju, eins og aðrir höfundar hafa bent á fyrir gashýdratsvæði32,33. Niðurstöður okkar styðja þá tilgátu að röskun á botnseti hvelfingarinnar á sjávarbotni leiði ekki alltaf til myndunar gryfja.
Þrjár safnaðar lofttegundir sýna efnafræðileg einkenni sem eru dæmigerð fyrir vatnshitavökva, þ.e. aðallega CO2 með verulegum styrk afoxandi lofttegunda (H2S, CH4 og H2) og léttar kolvetni (sérstaklega bensen og própýlen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tafla S1). Nærvera andrúmsloftslofttegunda (eins og O2), sem ekki er búist við að séu til staðar í neðansjávarlosun, gæti stafað af mengun frá lofti sem leyst er upp í sjó og kemst í snertingu við lofttegundir sem geymdar eru í plastkössum sem notaðar eru til sýnatöku, þar sem ROV-farartæki eru dregin af hafsbotni út í sjóinn til að losna. Aftur á móti benda jákvæð δ15N gildi og hátt N2/Ar (allt að 480) sem er marktækt hærra en ASW (loftmettað vatn) til þess að megnið af N2 sé framleitt utan andrúmslofts, í samræmi við ríkjandi vatnshitauppruna þessara lofttegunda. Vatnshita-eldgosuppruni BdM-gassins er staðfestur af CO2 og He innihaldi og samsætum þeirra. undirskriftir. Kolefnissamsætur (δ13C-CO2 frá -0,93% til +0,4%) og CO2/3He gildi (frá 1,7 × 1010 til 4,1 × 1010) benda til þess að BdM sýnin tilheyri blönduðu þróun gufuþráða í kringum enda möttulsins í Napólíflóa og afkolefnismyndun. Sambandið milli lofttegunda sem myndast við viðbrögðin (Mynd 6). Nánar tiltekið eru BdM lofttegundasýnin staðsett meðfram blöndunarþróuninni á svipuðum stað og vökvarnir frá aðliggjandi eldfjöllum Campi Flegrei og Somma-Veusivus. Þau eru jarðskorpulegri en Ischia gufuþráðarnir, sem eru nær enda möttulsins. Somma-Vesúvíus og Campi Flegrei hafa hærri 3He/4He gildi (R/Ra á milli 2,6 og 2,9) en BdM (R/Ra á milli 1,66 og 1,96; Tafla S1). Þetta bendir til þess að viðbót og uppsöfnun Geislavirkt. Hann á uppruna sinn í sömu kvikuuppsprettu og nærði eldfjöll Somma-Vesúvíus og Campi Flegrei. Fjarvera greinanlegra lífrænna kolefnisþátta í BdM útblæstri bendir til þess að lífræn setlög taki ekki þátt í BdM útblæstri.
Byggt á gögnunum sem greint er frá hér að ofan og niðurstöðum úr tilraunalíkönum af hvelfingarlíkum mannvirkjum sem tengjast neðansjávargasríkum svæðum, gæti djúpur gasþrýstingur verið ábyrgur fyrir myndun kílómetrastærðar BdM hvelfinga. Til að meta ofþrýstinginn Pdef sem leiðir til BdM hvelfingarinnar, notuðum við þunnplötu aflfræðilíkan33,34 og gerðum ráð fyrir, út frá söfnuðum formfræðilegum og jarðskjálftagögnum, að BdM hvelfingin sé hálfhringlaga plata með radíus a sem er stærri en aflöguð mjúk seigfljótandi setlög. Hámarks lóðrétt tilfærsla w og þykkt h (Viðbótarmynd S1).Pdef er mismunurinn á heildarþrýstingi og kyrrstöðuþrýstingi bergsins auk vatnssúluþrýstings. Við BdM er radíusinn um 2.500 m, w er 20 m og hámarkið h sem áætlað er út frá jarðskjálftaprófílnum er um 100 m. Við reiknum Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 út frá sambandinu, þar sem D er beygjustífleiki; D er gefið með (E h3)/[12(1 – ν2)], þar sem E er Youngs stuðull setsins, ν er Poisson hlutfall (~0,5)33. Þar sem ekki er hægt að mæla vélræna eiginleika BdM setlaga, setjum við E = 140 kPa, sem er sanngjarnt gildi fyrir sandkennda setlög við ströndina 47 svipað og BdM14,24. Við tökum ekki tillit til hærri E gildi sem greint er frá í fræðiritum fyrir leirkennda setlög (300 < E < 350.000 kPa)33,34 þar sem BDM setlög samanstanda aðallega af sandi, ekki leir eða leirkenndum leir24. Við fáum Pdef = 0,3 Pa, sem er í samræmi við mat á hækkunarferlum á sjávarbotni í gasvatnsdældum, þar sem Pdef er breytilegt frá 10-2 til 103 Pa, þar sem lægri gildi tákna lágt w/a og/eða hvað. Í BdM minnkar stífleiki vegna staðbundinnar gasmettunar setlagsins. og/eða tilkoma fyrirliggjandi sprungna getur einnig stuðlað að bilun og afleiðandi gaslosun, sem gerir kleift að mynda loftræstikerfin sem sjást. Safnaðar endurspeglun á jarðskjálftamælingum (Mynd 7) bentu til þess að PS setlög hefðu lyftst upp frá GSL, sem ýtti upp yfirliggjandi MS sjávarsetlög, sem leiddi til hóla, fellinga, misgengja og setskurða (Mynd 7b, c). Þetta bendir til þess að 14,8 til 12 ka gamall vikursteinn hafi komist inn í yngra MS lagið í gegnum uppávið gasflutningsferli. Lögunareiginleikar BdM uppbyggingarinnar má sjá sem afleiðingu ofþrýstings sem myndast af vökvaútrennsli sem GSL framleiðir. Þar sem virkt útrennsli má sjá frá sjávarbotni upp í yfir 170 m dýpi yfir sjávarmáli48, gerum við ráð fyrir að vökvaofþrýstingurinn innan GSL fari yfir 1.700 kPa. Uppávið flutningur lofttegunda í setlögunum hafði einnig áhrif á að hreinsa efni sem var í MS, sem skýrir nærveru óreiðukenndra setlaga í þyngdarkraftskjörnum sem teknir voru sýni á BdM25. Ennfremur skapar ofþrýstingur GSL flókið sprungukerfi (marghyrningasprunga á mynd 7b). Samanlagt voru þessi formgerð, uppbygging og jarðlagaleg byggð, sem vísað er til sem „pagóður“49,50, upphaflega rakin til aukaáhrifa gamalla jökulmyndana og eru nú túlkuð sem áhrif uppsveiflu gass31,33 eða uppgufunarsetlaga50. Við meginlandsjaðar Kampaníu eru uppgufunarsetlög af skornum skammti, að minnsta kosti innan efstu 3 km jarðskorpunnar. Þess vegna er líklegt að vaxtarferill BdM pagóða sé stjórnaður af gashækkun í setlögunum. Þessi niðurstaða er studd af gegnsæjum jarðskjálftaáhrifum pagóðunnar (mynd 7), sem og þyngdarkjarnagögnum eins og áður hefur verið greint frá24, þar sem nútíma sandur brýst út með 'Pomici Principali'25 og 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Ennfremur réðust PS-setlög inn í og ​​aflöguðu efsta MS lagið (mynd 1). 7d). Þessi uppbygging gefur til kynna að pagóðan sé uppreisnarbygging en ekki bara gasleiðslur. Þannig stjórna tveir meginferlar myndun pagóðunnar: a) eðlisþyngd mjúka setsins minnkar þegar gas kemur inn að neðan; b) blanda gass og botnfalls rís, sem er sú felling, misgengi og sprunga sem sést hefur og veldur MS-útfellingum (Mynd 7). Svipaður myndunarferill hefur verið lagður til fyrir pagóður tengdar gashýdrötum í Suður-Skotlandihafi (Suðurskautslandinu). BdM-pagóður birtust í hópum á hæðóttum svæðum og lóðrétt útbreiðsla þeirra var að meðaltali 70–100 m á tvíhliða ferðatíma (TWTT) (Mynd 7a). Vegna MS-öldulaga og miðað við jarðlagningu þyngdarkjarna BdM, ályktum við að myndunaraldur pagóðumannvirkjanna sé innan við um 14–12 ka. Ennfremur er vöxtur þessara mannvirkja enn virkur (Mynd 7d) þar sem sumar pagóður hafa ráðist inn og afmyndað núverandi BdM-sand sem liggur yfir þeim (Mynd 7d).
Sú staðreynd að pagóðan fer ekki yfir núverandi sjávarbotn bendir til þess að (a) gashækkun og/eða staðbundin stöðvun á blöndun gass og botnfalls, og/eða (b) möguleg hliðarflæði gass og botnfallsblöndu leyfir ekki staðbundið ofþrýstingsferli. Samkvæmt diapir-kenningunni52 sýnir hliðarflæðið neikvætt jafnvægi milli framboðshraða leðju- og gasblöndunnar að neðan og hraðans sem pagóðan færist upp á við. Minnkun framboðshraðans gæti tengst aukningu á eðlisþyngd blöndunnar vegna þess að gasframboðið hverfur. Niðurstöðurnar sem teknar eru saman hér að ofan og uppdriftsstýrð hækkun pagóðunnar leyfa okkur að meta hæð loftsúlunnar hg. Uppdriftin er gefin með ΔP = hgg (ρw – ρg), þar sem g er þyngdarafl (9,8 m/s2) og ρw og ρg eru eðlisþyngd vatns og gass, talið í sömu röð. ΔP er summa af áður útreiknuðu Pdef og jarðþrýstingsþrýstingnum Plith botnfallsplötunnar, þ.e. ρsg h, þar sem ρs er eðlisþyngd botnfallsins. Í þessu tilviki er gildið fyrir hg sem þarf fyrir æskilega uppdrift gefið með hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Í BdM setjum við Pdef = 0,3 Pa og h = 100 m (sjá að ofan), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg er hverfandi vegna þess að ρw ≫ρg. Við fáum hg = 245 m, gildi sem táknar dýpt botns á GSL. ΔP er 2,4 MPa, sem er ofþrýstingurinn sem þarf til að brjóta sjávarbotn BdM og mynda op.
Samsetning BdM gassins er í samræmi við möttulsuppsprettur sem breytast við viðbót vökva sem tengjast afkolefnismyndunarviðbrögðum jarðskorpubergs (Mynd 6). Gróf austuráttar línur BdM hvelfinga og virkra eldfjalla eins og Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesúvíusar, ásamt samsetningu lofttegunda sem losna, benda til þess að lofttegundir sem losna úr möttlinum undir öllu eldfjallasvæðinu í Napólí séu blandaðar saman. Fleiri og fleiri jarðskorpuvökvar færast frá vestri (Ischia) til austurs (Somma-Vesúvíus) (Myndir 1b og 6).
Við höfum komist að þeirri niðurstöðu að í Napólíflóa, nokkrum kílómetrum frá höfninni í Napólí, sé 25 km2 breitt hvelfingarlíkt mannvirki sem er undir áhrifum virks afgasunarferlis og orsakast af staðsetningu pagóða og hauga. Eins og er benda niðurstöður úr BdM til þess að ókyrrð sem ekki stafar af kvikuvirkni53 gæti verið fyrri en eldvirkni, þ.e. snemmbær losun kviku og/eða hitavökva. Eftirlit ætti að fara fram til að greina þróun fyrirbæra og greina jarðefnafræðileg og jarðeðlisfræðileg merki sem benda til hugsanlegra kvikutruflana.
Hljóðmyndir af vatnssúlunni (2D) voru fengnar í SAFE_2014 (ágúst 2014) siglingunni á R/V Urania (CNR) af Rannsóknarstofnun Rannsóknarráðs Bandaríkjanna um strandlíf sjávar (IAMC). Hljóðsýnataka var framkvæmd með vísindalegum geislaskiptandi dýptarmæli af gerðinni Simrad EK60 sem starfar á 38 kHz. Hljóðgögn voru skráð á meðalhraða um 4 km. Safnaðar dýptarmyndir voru notaðar til að bera kennsl á vökvaútstreymi og skilgreina nákvæmlega staðsetningu þeirra á söfnunarsvæðinu (milli 74 og 180 m dýpi við yfirborð sjávar). Mælingar á eðlis- og efnafræðilegum breytum í vatnssúlunni með fjölbreytumælum (leiðni, hitastig og dýpt, CTD). Gögnum var safnað með CTD 911 mælingu (SeaBird, Electronics Inc.) og unnið úr með SBED-Win32 hugbúnaði (Seasave, útgáfa 7.23.2). Sjónræn skoðun á hafsbotninum var framkvæmd með „Pollux III“ (GEItaliana) ROV tæki (fjarstýrt farartæki) með tveimur... (lág- og háskerpu) myndavélar.
Fjölgeislagagnaöflun var framkvæmd með 100 KHz Simrad EM710 fjölgeisla sónarkerfi (Kongsberg). Kerfið er tengt við mismunadreifingar-Global Positioning System (GPS) til að tryggja skekkjur í geislastaðsetningu. Hljóðpúlsinn hefur tíðni upp á 100 KHz, skotpúls upp á 150° gráður og heildaropnun upp á 400 geisla. Mæla og beita hljóðhraðasniðum í rauntíma við öflun. Gögnin voru unnin með PDS2000 hugbúnaði (Reson-Thales) samkvæmt staðli Alþjóða vatnsmælingastofnunarinnar (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) fyrir siglingar og leiðréttingu sjávarfalla. Hávaðaminnkun vegna óviljandi mælitáka og lélegrar geislaútilokunar var framkvæmd með bandbreytingar- og afgreiðartólum. Stöðug hljóðhraðagreining er framkvæmd af kjölstöð staðsett nálægt fjölgeislaskynjaranum og aflar og beitir hljóðhraðasniðum í rauntíma í vatnsdálknum á 6-8 klukkustunda fresti til að veita rauntíma hljóðhraða fyrir rétta geislastýringu. Allt gagnasafnið samanstendur af... um það bil 440 km2 (0-1200 m dýpi). Gögnin voru notuð til að búa til stafrænt landslagslíkan (DTM) með mikilli upplausn sem einkennist af 1 m hnitareit. Loka-DTM-líkanið (mynd 1a) var gert með landslagsgögnum (>0 m yfir sjávarmáli) sem ítalska land- og hernaðarstofnunin aflað hafði með 20 m hnitareitastærð.
55 kílómetra háskerpu jarðskjálftagagnasnið á einni rás, sem safnað var í öruggum siglingum á hafsbotni árin 2007 og 2014, náði yfir um það bil 113 ferkílómetra svæði, bæði á R/V Urania. Marisk snið (t.d. L1 jarðskjálfta snið, mynd 1b) voru fengin með því að nota IKB-Seistec boomer kerfið. Mælingareiningin samanstendur af 2,5 metra katamaran þar sem uppspretta og móttakari eru staðsettir. Uppsprettuundirskriftin samanstendur af einum jákvæðum toppi sem einkennist af tíðnibilinu 1-10 kHz og gerir kleift að greina endurskinsmerki sem eru 25 cm aðskilin. Öruggar jarðskjálftagagnasnið voru fengin með því að nota 1,4 Kj fjölodda Geospark jarðskjálftagjafa sem er tengdur við Geotrace hugbúnað (Geo Marine Survey System). Kerfið samanstendur af katamaran sem inniheldur 1–6,02 KHz uppsprettu sem smýgur allt að 400 millisekúndur í mjúkt set undir sjávarbotni, með fræðilegri lóðréttri upplausn upp á 30 cm. Bæði Safe og Marsik tæki voru fengin. með hraðanum 0,33 skot/sekúndu og æðarhraða <3 kn. Gögnum var unnið og kynnt með Geosuite Allworks hugbúnaði með eftirfarandi vinnuflæði: útvíkkunarleiðrétting, vatnssúluþöggun, 2-6 KHz bandpass IIR síun og AGC.
Gasið úr neðansjávarfumarólunni var safnað á sjávarbotni með plastkassa með gúmmíþind á efri hliðinni, sem ROV-geimfarið setti á hvolf yfir loftræstingaropið. Þegar loftbólur sem komu inn í kassann hafa alveg komið í stað sjávarvatnsins er ROV-geimfarið komið aftur niður á 1 m dýpi og kafarinn flytur safnaða gasið í gegnum gúmmíþekju í tvær fortæmdar 60 ml glerflöskur með Teflon-kranum. Önnur þeirra var fyllt með 20 ml af 5N NaOH-lausn (Gegenbach-kolbu). Helstu sýrugastegundir (CO2 og H2S) eru leystar upp í basísku lausninni, en lágleysanlegu gastegundir (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 og létt kolvetni) eru geymdar í loftrými sýnatökuflöskunnar. Ólífræn lágleysanlegu gas voru greind með gasskiljun (GC) með Shimadzu 15A útbúinni 10 m langri 5A sameindasigtisúlu og varmaleiðnimæli (TCD) 54. Argon og O2 voru greind með Thermo Focus. Gasgreinir búinn 30 m langri kapillar sameindasigtisúlu og TCD. Metan og létt kolvetni voru greind með Shimadzu 14A gasgreinir búinn 10 m langri ryðfríu stálsúlu pakkaðri með Chromosorb PAW 80/100 möskva, húðaðri með 23% SP 1700 og logajónunarnema (FID). Vökvafasinn var notaður til að greina 1) CO2, sem, títrað með 0,5 N HCl lausn (Metrohm Basic Titrino) og 2) H2S, sem, eftir oxun með 5 ml H2O2 (33%), með jónaskiljun (IC) (IC) (Wantong 761). Greiningarvillan við títrun, GC og IC greiningu er minni en 5%. Eftir staðlaðar útdráttar- og hreinsunaraðferðir fyrir gasblöndur var 13C/12C CO2 (tjáð sem δ13C-CO2% og V-PDB) greint með Finningan Delta S massagreiningu. litrófsmælir55,56. Staðlarnir sem notaðir voru til að meta ytri nákvæmni voru Carrara og San Vincenzo marmari (innri), NBS18 og NBS19 (alþjóðlegur), en greiningarvilla og endurtekningarnákvæmni voru ±0,05% og ±0,1%, talið í sömu röð.
Gildi δ15N (tjáð sem % á móti lofti) og 40Ar/36Ar voru ákvörðuð með Agilent 6890 N gasgreini (GC) tengdum Finnigan Delta plusXP samfelldum flæðismassagreini. Greiningarvillan er: δ15N ± 0,1%, 36Ar <1%, 40Ar <3%. Hlutfall He samsætunnar (tjáð sem R/Ra, þar sem R er 3He/4He mælt í sýninu og Ra er sama hlutfall í andrúmsloftinu: 1,39 × 10−6)57 var ákvarðað á rannsóknarstofu INGV-Palermo (Ítalíu). 3He, 4He og 20Ne voru ákvörðuð með tvöföldum safnara massagreini (Helix SFT-GVI)58 eftir aðskilnað He og Ne. Greiningarvillan ≤ 0,3%. Dæmigert eyður fyrir He og Ne eru <10⁻¹4 og <10⁻¹6 mól, talið í sömu röð.
Hvernig á að vitna í þessa grein: Passaro, S. o.fl. Hækkun sjávarbotns, knúin áfram af afgasunarferli, sýnir vaxandi eldvirkni meðfram ströndinni. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Jarðfræði og líffræði nútíma og fornra kolvetnissíta og -opnana á hafsbotni: kynning. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Alþjóðleg tilvist gashýdrata. Í Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (ritstj.) 3–18 (Jarðgashýdrat: Tilvist, dreifing og uppgötvun. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Jarðeðlisfræðilegar takmarkanir á vatnshitahringrás. Í: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (ritstj.) 29–52 (Skýrsla frá Durham vinnustofunni, Orka og massaflutningur í sjávarvatnskerfum, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Uppbygging og gangvirkni vatnshitakerfa á miðhafshryggjum. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Núverandi skoðanir á gas- og vatnsauðlindum. Orka. og umhverfisvísindi. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Innri uppbygging og gossaga kílómetrastærðar leireldfjallakerfis í Suður-Kaspíahafi. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. o.fl. Einkenni sjávarbotns sem tengjast leka kolvetna úr djúpsjávarkarbónatleðjuhaugum í Cadizflóa: frá leðjuflæði til karbónatsetlaga. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Þrívíddar jarðskjálftamyndun af kílómetrastærðar vökvaleiðslulögnum undan ströndum Namibíu. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Einkenni vökvaflæðis í olíu- og gasleiðslukerfum: Hvað segja þau okkur um þróun vatnasviða? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Lóðrétt þróun vökvaútstreymis frá nýgeni fjórfeldistímabilsins í tengslum við gasflæði í neðri Kongó-dalnum, undan ströndum Angóla. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY o.fl. Vatnshita- og jarðskorpuvirkni í norðurhluta Yellowstone-vatns, Wyoming. Jarðfræði. Sósíalistaflokkurinn. Já. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tyrrenafjallasvæði og Appennínafjallaboginn: Hreyfifræðileg tengsl frá síðla Totoníutímabilsins. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia o.fl. Jarðvegs- og jarðskorpubygging við meginlandsjaðar Kampaníu: tengsl við eldvirkni. mineral.gasoline.79, 33–47 (2003).
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Hlutverk jarðskorpuhreyfinga og kvikuhreyfinga: ályktanir út frá jarðeðlisfræðilegum, byggingarlegum og jarðefnafræðilegum gögnum í eldfjallasvæðinu í Napólí (Suður-Ítalíu). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Verkunarháttur nýlegra lóðréttra jarðskorpuhreyfinga í Campi Flegrei gígnum á Suður-Ítalíu. Jarðfræði. Sósíalistaflokkurinn. Já. Forskrift. 263, bls. 1-47 (1991).
Orsi, G. o.fl. Skammtíma jarðaflögun og jarðskjálftavirkni í Campi Flegrei gígnum (Ítalíu): dæmi um virka massaendurheimt á þéttbýlu svæði. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999).
Cusano, P., Petrosino, S., og Saccorotti, G. Uppruni vatnshita viðvarandi langtíma 4D virkni í eldfjallaflókinu Campi Flegrei á Ítalíu. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. og Mastrolorenzo, G. Hraðvirk þróun í kvikugeymslum sem líkjast syllulaga jarðskorpum: rannsókn á Campi Flegrei gígnum. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR o.fl. Tímaröð InSAR, fylgnigreining og tímafylgnilíkön sýna mögulega tengingu Campi Flegrei og Vesúvíusar. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Byggingar- og jarðlagagerð fyrri hluta Tyrrenafjalla (Napólíflói, Ítalía). Byggingarfræði 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Kolefnisuppsprettur í eldfjallaösku frá eyjabogum. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Jarðlagsfræði Dohrn-gljúfursins: Viðbrögð við lækkun sjávarstöðu og jarðfræðilegri hækkun á ytra meginlandsgrunninum (austur-Tyrrenahafsjaðarinn, Ítalía). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).