Bedankt voor uw bezoek aan Nature.com. De browserversie die u gebruikt, biedt beperkte ondersteuning voor CSS. Voor de beste ervaring raden we u aan een bijgewerkte browser te gebruiken (of de compatibiliteitsmodus uit te schakelen in Internet Explorer). In de tussentijd zullen we de site zonder stijlen en JavaScript weergeven om voortdurende ondersteuning te garanderen.
We rapporteren bewijs van actieve opheffing van de zeebodem en gasemissies enkele kilometers uit de kust van de haven van Napels (Italië). Pokvlekken, heuvels en kraters zijn kenmerken van de zeebodem. Deze formaties vertegenwoordigen de toppen van ondiepe aardkorststructuren, waaronder pagodes, breuken en plooien die de zeebodem vandaag beïnvloeden. Ze registreerden de opkomst, drukverhoging en afgifte van helium en koolstofdioxide in decarbonisatiereacties van mantelsmeltingen en aardkorstgesteenten. Deze gassen zijn waarschijnlijk vergelijkbaar met die welke de hydrothermale systemen voeden. van Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius, wat duidt op een mantelbron vermengd met aardkorstvloeistoffen onder de Golf van Napels. Onderzeese expansie en breuk veroorzaakt door het gaslift- en drukverhogingsproces vereist een overdruk van 2-3 MPa. Zeebodemverhogingen, breuken en gasemissies zijn manifestaties van niet-vulkanische omwentelingen die zeebodemuitbarstingen en/of hydrothermische explosies kunnen aankondigen.
Diepzee hydrothermische ontladingen (heet water en gas) zijn een gemeenschappelijk kenmerk van mid-oceanische ruggen en convergente plaatranden (inclusief ondergedompelde delen van eilandbogen), terwijl koude ontladingen van gashydraten (chlatraten) vaak kenmerkend zijn voor continentale platen en passieve marges1, 2,3,4,5. Het optreden van hydrothermische ontladingen op de zeebodem in kustgebieden impliceert warmtebronnen (magmareservoirs) binnen de continentale korst en/of mantel. Deze ontladingen kunnen voorafgaan aan de as cent van magma door de bovenste lagen van de aardkorst en culmineert in de uitbarsting en plaatsing van vulkanische onderzeese bergen6. Daarom is identificatie van (a) morfologieën geassocieerd met actieve zeebodemvervorming en (b) gasemissies dichtbij bevolkte kustgebieden zoals het vulkanische gebied van Napels in Italië (~ 1 miljoen inwoners) van cruciaal belang voor het beoordelen van mogelijke vulkanen. Ondiepe uitbarsting. relatief goed bekend vanwege hun geologische en biologische eigenschappen, de uitzonderingen zijn morfologische kenmerken die verband houden met ondieper water, behalve die in Lake 12, er zijn relatief weinig gegevens. Hier presenteren we nieuwe bathymetrische, seismische, waterkolom en geochemische gegevens voor een onder water, morfologisch en structureel complex gebied dat wordt beïnvloed door gasemissies in de Golf van Napels (Zuid-Italië), ongeveer 5 km van de haven van Napels. Deze gegevens zijn verzameld tijdens de SAFE_2014 (augustus 201 4) cruise aan boord van de R/V Urania. We beschrijven en interpreteren de zeebodem en ondergrondse structuren waar gasemissies plaatsvinden, onderzoeken de bronnen van ontsnappende vloeistoffen, identificeren en karakteriseren de mechanismen die gasstijging en bijbehorende vervorming reguleren, en bespreken vulkanologische effecten.
De Golf van Napels vormt de Plio-Kwartaire westelijke rand, de NW-ZO langgerekte tektonische depressie van Campanië13,14,15.EW van Ischia (ca. 150-1302 n.Chr.), Campi Flegre-krater (ca. 300-1538) en Soma-Vesuvius (van <360-1944). Fig. 1a). De Golf van Napels wordt beïnvloed door de heersende NE-ZW en secundaire NW-ZO significante breuken (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesuvius worden gekenmerkt door hydrothermische manifestaties, grondvervorming en ondiepe seismiciteit16,17,18 (bijv. de turbulente gebeurtenis bij Campi Flegrei in 1982-1984, met een stijging van 1,8 m en duizenden s).Recente studies19,20 suggereren dat er mogelijk een verband bestaat tussen de dynamiek van Soma-Vesuvius en die van Campi Flegre, mogelijk geassocieerd met 'diepe' enkelvoudige magmareservoirs.Vulkanische activiteit en zeespiegelschommelingen in de laatste 36ka van Campi Flegrei en 18ka van Somma Vesuvius controleerden het sedimentaire systeem van de Golf van Napels.Het lage zeeniveau bij het laatste ijstijdmaximum (18ka) leidde tot de regressie van het offshore-ondiepe sedimentaire systeem, dat vervolgens werd gevuld door transgressieve gebeurtenissen tijdens het laat-pleistoceen-holoceen.1b).
(a) Morfologische en structurele arrangementen van het continentaal plat en de Golf van Napels 15, 23, 24, 48. Dots zijn belangrijke onderzeese uitbarstingscentra;rode lijnen vertegenwoordigen grote fouten. (b) Bathymetrie van de baai van Napels met gedetecteerde vloeistofopeningen (stippen) en sporen van seismische lijnen (zwarte lijnen). De gele lijnen zijn de trajecten van seismische lijnen L1 en L2 weergegeven in figuur 6. De grenzen van de Banco della Montagna (BdM) koepelachtige structuren worden gemarkeerd door blauwe stippellijnen in (a, b). De gele vierkanten markeren de locaties van de akoestische waterkolomprofielen en de CTD-EMBlank, CTD -EM50- en ROV-frames worden weergegeven in Fig. 5. De gele cirkel markeert de locatie van de bemonsteringsgasontlading en de samenstelling ervan wordt weergegeven in Tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) gebruikt afbeeldingen gegenereerd door Surfer® 13.
Gebaseerd op gegevens die zijn verkregen tijdens de SAFE_2014 (augustus 2014) Cruise (zie methoden), is een nieuw digitaal terreinmodel (DTM) van de Golf van Napels met 1 m met 1 m gebouw Tagna (BDM) .Fig.1a,b).BdM ontwikkelt zich op een diepte van ongeveer 100 tot 170 meter, 15 tot 20 meter boven de omringende zeebodem. De BdM-koepel vertoonde een heuvelachtige morfologie als gevolg van 280 subcirculaire tot ovale heuvels (Fig. 2a), 665 kegels en 30 putten (Fig. 3 en 4). De heuvel heeft een maximale hoogte en omtrek van 22 m en 1.800 m , respectievelijk. De rondheid [C = 4π(oppervlak/perimeter2)] van de heuvels nam af met toenemende omtrek (figuur 2b). Axiale verhoudingen voor heuvels varieerden tussen 1 en 6,5, met heuvels met een axiale verhouding> 2 die een voorkeurs N45 ° E + 15 ° staking en een meer verspreide secundaire, meer verspreide N105 ° E tot N145 ° E staking vertoonden (Fig. 2c).Er zijn enkele of uitgelijnde kegels op het BdM-vlak en bovenop de heuvel (figuur 3a, b). De conische opstellingen volgen de rangschikking van de heuvels waarop ze zich bevinden. Pockmarks bevinden zich gewoonlijk op de vlakke zeebodem (figuur 3c) en soms op heuvels. De ruimtelijke dichtheden van kegels en pokdalige plekken tonen aan dat de overheersende NE-ZW-uitlijning de noordoost- en zuidwestelijke grenzen van de BdM-koepel begrenst (figuur 4a, b);de minder uitgebreide NW-ZO-route bevindt zich in de centrale BdM-regio.
(a) Digitaal terreinmodel (celgrootte van 1 m) van de koepel van Banco della Montagna (BdM). (b) Omtrek en ronding van BdM-heuvels. (c) Axiale verhouding en hoek (oriëntatie) van de hoofdas van de best passende ellips rond de heuvel. De standaardfout van het Digital Terrain-model is 0,004 m;de standaardfouten van omtrek en rondheid zijn respectievelijk 4,83 m en 0,01, en de standaardfouten van axiale verhouding en hoek zijn respectievelijk 0,04 en 3,34°.
Details van geïdentificeerde kegels, kraters, heuvels en putten in de BdM-regio geëxtraheerd uit de DTM in figuur 2.
a) uitlijnkegels op een vlakke zeebodem;(b) kegels en kraters op NW-ZO slanke heuvels;(c) pokdalige plekken op een licht gedompeld oppervlak.
(a) Ruimtelijke verspreiding van gedetecteerde kraters, putten en ontladingen van actief gas. (b) Ruimtelijke dichtheid van kraters en putten gerapporteerd in (a) (aantal/0,2 km2).
We identificeerden 37 gasvormige emissies in de BdM-regio uit ROV-waterkolom-echoloodbeelden en directe waarnemingen van de zeebodem verkregen tijdens de SAFE_2014-cruise in augustus 2014 (figuren 4 en 5). De akoestische anomalieën van deze emissies tonen verticaal langwerpige vormen die oprijzen uit de zeebodem, verticaal variërend tussen 12 en ongeveer 70 m (Fig. 5a). Op sommige plaatsen vormden akoestische anomalieën een bijna continue "trein". : van continue, dichte bubbelstromen tot kortstondige verschijnselen (aanvullende film 1). ROV-inspectie maakt visuele verificatie mogelijk van het optreden van vloeistofopeningen op de zeebodem en markeert kleine pokdalige plekken op de zeebodem, soms omgeven door rode tot oranje sedimenten (fig. 5b). In sommige gevallen activeren ROV-kanalen de emissies opnieuw.5c,d). Met name de pH boven de BdM-gasafvoer op 75 m diepte daalde van 8,4 (op 70 m diepte) tot 7,8 (op 75 m diepte) (Fig. 5c), terwijl andere locaties in de Golf van Napels pH-waarden hadden tussen 0 en 160 m in het diepte-interval tussen 8,3 en 8,5 (Fig. 5d). Significante veranderingen in zeewatertemperatuur en zoutgehalte ontbraken op twee locaties binnen en buiten het BdM-gebied van de Golf van Napels. Op een diepte van 70 m is de temperatuur 15 ° C en het zoutgehalte ongeveer 38 PSU (Fig. 5c, d). Metingen van pH, temperatuur en zoutgehalte wezen op: a) de deelname van zure vloeistoffen geassocieerd met het BdM-ontgassingsproces en b) de afwezigheid of zeer langzame afvoer van thermische vloeistoffen en pekel.
(a) Verwervingsvenster van het akoestische waterkolomprofiel (echometer Simrad EK60). Verticale groene band die overeenkomt met de gasfakkel die is gedetecteerd op de EM50-vloeistofontlading (ongeveer 75 m onder zeeniveau) in de BdM-regio;de multiplexsignalen van de bodem en de zeebodem worden ook getoond (b) verzameld met een op afstand bestuurbaar voertuig in het BdM-gebied De enkele foto toont een kleine krater (zwarte cirkel) omgeven door rood tot oranje sediment. (c, d) Multiparameter sonde CTD-gegevens verwerkt met behulp van SBED-Win32-software (Seasave, versie 7.23.2). Patronen van geselecteerde parameters (zoutgehalte, temperatuur, pH en zuurstof) van de waterkolom boven de vloeistofafvoer EM50 (paneel c) en buiten de B dm uitblaasgebiedpaneel (d).
We hebben tussen 22 en 28 augustus 2014 drie gasmonsters uit het studiegebied verzameld. Deze monsters vertoonden vergelijkbare samenstellingen, gedomineerd door CO2 (934-945 mmol/mol), gevolgd door relevante concentraties van N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) en H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), terwijl H2 en He minder overvloedig waren (<0,052 en <0,016 mmol / mol, respectievelijk) (figuur 1b; tabel S1, aanvullende film 2). Relatief hoge concentraties van O2 en Ar werden ook gemeten (respectievelijk tot 3,2 en 0,18 mmol / mol). De som van de lichte koolwaterstoffen varieert van 0,24 tot 0,30 mmol / mol en bestaat uit C2-C4-alkanen, aromaten (voornamelijk benzeen), propeen en zwavelhoudende verbindingen (thiofeen). e).De 40Ar/36Ar-waarde komt overeen met lucht (295,5), hoewel monster EM35 (BdM-dome) een waarde heeft van 304, met een lichte overschrijding van 40Ar. De δ15N-verhouding was hoger dan voor lucht (tot +1,98% vs. lucht), terwijl de δ13C-CO2-waarden varieerden van -0,93 tot 0,44% vs. V-PDB.R/Ra-waarden (na correctie voor luchtverontreiniging met behulp van de verhouding 4He/20Ne) lagen tussen 1,66 en 1,94, wat wijst op de aanwezigheid van een groot deel van de mantel He. Door de heliumisotoop te combineren met CO2 en zijn stabiele isotoop 22, kan de bron van de emissies in BdM verder worden verduidelijkt. In de CO2-kaart voor CO2/3He versus δ13C (fig.6), wordt de BdM-gassamenstelling vergeleken met die van de Ischia-, Campi Flegrei- en Somma-Vesuvius-fumarolen. Figuur 6 vermeldt ook theoretische menglijnen tussen drie verschillende koolstofbronnen die mogelijk betrokken zijn bij de BdM-gasproductie: opgeloste uit de mantel afgeleide smeltingen, organisch-rijke sedimenten en carbonaten. naar klassieke MORB's om de gegevens te passen) en reacties veroorzaakt door het ontkolen van de aardkorst. Het resulterende gasgesteente.
Hybride lijnen tussen mantelsamenstelling en eindleden van kalksteen en organische sedimenten worden ter vergelijking gerapporteerd. Kaders vertegenwoordigen de fumarolegebieden van Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesvius 59, 60, 61. Het BdM-monster bevindt zich in de gemengde trend van de vulkaan Campanië. Het eindlidgas van de gemengde lijn is van mantelbron, het gas dat wordt geproduceerd door de ontkolingsreactie van carbonaatmineralen.
Seismische secties L1 en L2 (Fig. 1b en 7) tonen de overgang tussen BdM en de distale stratigrafische sequenties van de Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) en Campi Flegrei (L2, Fig. 7b) vulkanische gebieden. BdM wordt gekenmerkt door de aanwezigheid van twee belangrijke seismische formaties (MS en PS in Fig. 7). De bovenste (MS) toont subparallelle reflectoren met een hoge tot matige amplitude en laterale continuïteit ( Fig. 7b, c). Deze laag bevat mariene sedimenten gesleept door het Last Glacial Maximum (LGM) -systeem en bestaat uit zand en klei . De onderliggende PS-laag (Fig. 7b-d) wordt gekenmerkt door een chaotische tot transparante fase in de vorm van kolommen of zandlopers. De bovenkant van de PS-sedimenten vormden zeebodemheuvels (Fig. 7d). Deze diapirachtige geometrieën demonstreren het binnendringen van PS transparant materiaal in de bovenste MS-afzettingen. s en fouten die van invloed zijn op de MS-laag en de bovenliggende huidige sedimenten van de BdM-zeebodem (Fig. 7b-d). Het MS-stratigrafische interval is duidelijk gedelamineerd in het ENE-gedeelte van de L1-sectie, terwijl het wit wordt in de richting van BdM vanwege de aanwezigheid van een met gas verzadigde laag (GSL) bedekt door enkele interne niveaus van de MS-reeks (Fig.7a). Zwaartekrachtkernen verzameld aan de bovenkant van de BdM die overeenkomen met de transparante seismische laag geven aan dat de bovenste 40 cm bestaat uit zand dat recent tot heden is afgezet;)24,25 en puimsteenfragmenten van de explosieve uitbarsting van Campi Flegrei van "Naples Yellow Tuff" (14,8 ka)26. De transparante fase van de PS-laag kan niet alleen worden verklaard door chaotische mengprocessen, omdat de chaotische lagen die verband houden met aardverschuivingen, modderstromen en pyroclastische stromen buiten de BdM in de Golf van Napels akoestisch ondoorzichtig zijn21,23,24. We concluderen dat de waargenomen BdM PS seismische fa Zowel het uiterlijk van de onderzeese ontsluiting PS-laag (Fig. 7d) weerspiegelen de opwaartse kracht van aardgas.
(a) Seismisch profiel L1 met één spoor (navigatiespoor in figuur 1b) dat een zuilvormige (pagode) ruimtelijke opstelling toont. De pagode bestaat uit chaotische afzettingen van puimsteen en zand. De met gas verzadigde laag die onder de pagode bestaat, verwijdert de continuïteit van de diepere formaties. (b) Eenkanaals seismisch profiel L2 (navigatiespoor in figuur 1b), met de nadruk op insnijding en vervorming van zeebodemheuvels, marine (MS) en puimsteen zandafzettingen (PS).(c) De vervormingsdetails in MS en PS worden gerapporteerd in (c,d). Uitgaande van een snelheid van 1580 m/s in het bovenste sediment, vertegenwoordigt 100 ms ongeveer 80 m op de verticale schaal.
De morfologische en structurele kenmerken van BdM zijn vergelijkbaar met andere onderzeese hydrothermische en gashydraatvelden wereldwijd2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 en worden vaak geassocieerd met opheffingen (gewelven en heuvels) en gasafvoer (kegels, putten). BdM-uitgelijnde kegels en putten en langwerpige heuvels duiden op structureel gecontroleerde permeabiliteit (figuren 2 en 3). De ruimtelijke opstelling van m ounds, pits en active vents suggereert dat hun verspreiding gedeeltelijk wordt gecontroleerd door de NW-ZO en NE-SW inslagbreuken (fig. 4b). Dit zijn de geprefereerde aanvallen van breuksystemen die de vulkanische gebieden Campi Flegrei en Somma-Vesuvius en de Golf van Napels beïnvloeden. Met name de structuur van de eerste regelt de locatie van de hydrothermale ontlading van de Campi Flegrei-krater 35. We concluderen daarom dat breuken en breuken in de Golf van Napels de voorkeursroute vormen voor gasmigratie naar de oppervlak, een kenmerk dat wordt gedeeld door andere structureel gecontroleerde hydrothermale systemen 36,37. Met name werden BdM-kegels en putten niet altijd geassocieerd met terpen (Fig.3a,c). Dit suggereert dat deze heuvels niet noodzakelijkerwijs voorlopers zijn van putvorming, zoals andere auteurs hebben gesuggereerd voor gashydraatzones32,33. Onze conclusies ondersteunen de hypothese dat verstoring van koepelsedimenten op de zeebodem niet altijd leidt tot de vorming van putten.
The three collected gaseous emissions show chemical signatures typical of hydrothermal fluids, namely mainly CO2 with significant concentrations of reducing gases (H2S, CH4 and H2) and light hydrocarbons (especially benzene and propylene)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Table S1).The presence of atmospheric gases (such as O2), which are not expected to be present in submarine emissions, may be due to contamination from air dissolved in seawater coming into contact with gases stored in plastic boxes used for sampling, as ROVs are extracted from the ocean floor to the sea to revolt.Conversely, positive δ15N values ​​​​and a high N2/Ar (up to 480) significantly higher than ASW (air-saturated water) suggest that most of the N2 is produced from extra-atmospheric sources, in agreement with the predominant hydrothermal origin of these gases.The hydrothermal-volcanic origin of the BdM gas is confirmed by the CO2 and He contents and their isotopic signatures.Carbon isotopes (δ13C-CO2 from -0.93% to +0.4%) and CO2/3He values ​​​​(from 1.7 × 1010 to 4.1 × 1010) suggest that the BdM samples belong to a mixed trend of fumaroles around the Gulf of Naples' mantle end members and decarbonization The relationship between the gases produced by the reaction (Figure 6).More specifically, the BdM gas samples are located along the mixing trend at approximately the same location as the fluids from the adjacent Campi Flegrei and Somma-Veusivus volcanoes.They are more crustal than the Ischia fumaroles, which are closer to the end of the mantle.Somma-Vesuvius and Campi Flegrei have higher 3He/4He values ​​​​(R/Ra between 2.6 and 2.9) than BdM (R/Ra between 1.66 and 1.96;Tabel S1). Dit suggereert dat de toevoeging en accumulatie van radiogeen He afkomstig is van dezelfde magmabron die de vulkanen Somma-Vesuvius en Campi Flegrei voedde. De afwezigheid van detecteerbare organische koolstoffracties in BdM-emissies suggereert dat organische sedimenten niet betrokken zijn bij het BdM-ontgassingsproces.
Op basis van de hierboven gerapporteerde gegevens en de resultaten van experimentele modellen van koepelachtige structuren die verband houden met onderzeese gasrijke gebieden, kan diepe gasdruk verantwoordelijk zijn voor de vorming van BdM-koepels op kilometerschaal. Om de overdruk Pdef te schatten die leidt tot de BdM-gewelf, hebben we een mechanicamodel met dunne platen toegepast, uitgaande van de verzamelde morfologische en seismische gegevens, dat de BdM-gewelf een subcirkelvormige plaat is met een straal die groter is dan een vervormde zachte viskeuze afzetting. De verticale maximale verplaatsing w en dikte h van de (aanvullende afbeelding S1). Pdef is het verschil tussen de totale druk en de statische druk van het gesteente plus de druk in de waterkolom. Bij BdM is de straal ongeveer 2500 m, w is 20 m, en het h-maximum geschat op basis van het seismische profiel is ongeveer 100 m. We berekenen Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 uit de relatie, waarbij D de buigstijfheid is;D wordt gegeven door (E h3)/[12(1 – ν2)], waarbij E de Young-modulus van de afzetting is, ν de Poisson-ratio (~0,5)33. Aangezien de mechanische eigenschappen van BdM-sedimenten niet kunnen worden gemeten, stellen we E = 140 kPa in, wat een redelijke waarde is voor zandige kustsedimenten 47 vergelijkbaar met BdM14,24. We houden geen rekening met de hogere E-waarden die in de literatuur worden vermeld voor slibachtige kleiafzettingen (300 < E < 350.000 kPa)33,34 omdat BDM-afzettingen voornamelijk bestaan ​​uit zand, niet uit slib of slibachtige klei24. We verkrijgen Pdef = 0,3 Pa, wat consistent is met schattingen van zeebodemopheffingsprocessen in gashydraatbekkenomgevingen, waar Pdef varieert van 10-2 tot 103 Pa, waarbij lagere waarden lage w/a en/of wat vertegenwoordigen. In BdM, stijfheid vermindering als gevolg van lokale gasverzadiging van het sediment en/of het verschijnen van reeds bestaande breuken kan ook bijdragen aan falen en daaruit voortvloeiende gasafgifte, waardoor de waargenomen ventilatiestructuren kunnen ontstaan.7b,c). Dit suggereert dat het 14,8 tot 12 ka oude puimsteen de jongere MS-laag is binnengedrongen door een opwaarts gastransportproces. De morfologische kenmerken van de BdM-structuur kunnen worden gezien als het resultaat van de overdruk die wordt gecreëerd door de vloeistofafvoer geproduceerd door de GSL. Aangezien actieve afvoer kan worden waargenomen vanaf de zeebodem tot meer dan 170 m bsl48, gaan we ervan uit dat de vloeistofoverdruk binnen de GSL hoger is dan 1.700 kPa. Opwaartse migratie van gassen in de sedimenten had ook het effect van het wegwassen van materiaal in de MS, wat de aanwezigheid verklaart van chaotische sedimenten in zwaartekrachtkernen bemonsterd op BdM25. Bovendien creëert de overdruk van de GSL een complex breuksysteem (veelhoekige fout in Fig. 7b). Gezamenlijk werden deze morfologie, structuur en stratigrafische nederzetting, aangeduid als "pagodes" 49,50, oorspronkelijk toegeschreven aan secundaire effecten van oude ijsformaties, en worden momenteel geïnterpreteerd als de effecten van stijgend gas31,33 of verdampingen50. Aan de continentale rand van Campanië zijn verdampende sedimenten schaars, althans binnen de bovenste 3 km van de korst. Daarom wordt het groeimechanisme van BdM-pagodes waarschijnlijk beheerst door gasstijging in de sedimenten.7), evenals zwaartekrachtkerngegevens zoals eerder gerapporteerd 24, waar het huidige zand uitbarst met 'Pomici Principali' 25 en 'Naples Yellow Tuff' 26 Campi Flegrei. Bovendien vielen PS-afzettingen de bovenste MS-laag binnen en vervormden deze (Fig. 7d). Deze structurele opstelling suggereert dat de pagode een opstaande structuur vertegenwoordigt en niet alleen een gaspijpleiding. Twee hoofdprocessen bepalen dus de vorming van de pagode: a) de dichtheid van het zachte sediment neemt af als gas van onderaf binnenkomt;b) het gas-sedimentmengsel stijgt, wat de waargenomen vouwing, breuk en breuk veroorzaakt MS-afzettingen (Figuur 7). Een soortgelijk vormingsmechanisme is voorgesteld voor pagodes geassocieerd met gashydraten in de South Scotia Sea (Antarctica). BdM-pagodes verschenen in groepen in heuvelachtige gebieden, en hun verticale omvang was gemiddeld 70-100 m in tweerichtingsreistijd (TWTT) (Fig. 7a). Vanwege de aanwezigheid van MS-golvingen en rekening houdend met de stratigrafie van de BdM-zwaartekrachtkern, concluderen we dat de formatieleeftijd van de pagodestructuren minder is dan ongeveer 14-12 ka. Bovendien is de groei van deze structuren nog steeds actief (Fig. 7d) aangezien sommige pagodes het bovenliggende huidige BdM-zand zijn binnengedrongen en vervormd (Fig. 7d).
Het feit dat de pagode de huidige zeebodem niet oversteekt, geeft aan dat (a) gasstijging en/of lokale stopzetting van gas-sedimentmenging, en/of (b) mogelijke zijdelingse stroming van gas-sedimentmengsel geen plaatselijk overdrukproces mogelijk maakt. Volgens het diapir-theoriemodel52 vertoont de laterale stroming een negatief evenwicht tussen de toevoersnelheid van het modder-gasmengsel van onderaf en de snelheid waarmee de pagode omhoog beweegt. De afname van de toevoersnelheid kan verband houden met de toename in de dichtheid van het mengsel als gevolg van het wegvallen van de gastoevoer. De hierboven samengevatte resultaten en de door het drijfvermogen gecontroleerde stijging van de pagode stellen ons in staat de hoogte van de luchtkolom hg te schatten. Het drijfvermogen wordt gegeven door ΔP = hgg (ρw – ρg), waarbij g de zwaartekracht is (9,8 m/s2) en ρw en ρg respectievelijk de dichtheid van water en gas zijn.ΔP is de som van de eerder berekende Pdef en de lithostatische druk Plith van de sedimentplaat, dwz ρsg h, waarbij ρs de sedimentdichtheid is. In dit geval wordt de waarde van hg die nodig is voor het gewenste drijfvermogen gegeven door hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. In BdM stellen we Pdef = 0,3 Pa en h = 100 m (zie hierboven), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2,50 0 kg/m3, ρg is verwaarloosbaar omdat ρw ≫ρg. We krijgen hg = 245 m, een waarde die de diepte van de bodem van de GSL vertegenwoordigt.ΔP is 2,4 MPa, wat de overdruk is die nodig is om de BdM-zeebodem te breken en openingen te vormen.
De samenstelling van het BdM-gas komt overeen met mantelbronnen die zijn veranderd door de toevoeging van vloeistoffen die verband houden met decarbonisatiereacties van aardkorstgesteenten (Fig. 6). Ruwe EW-uitlijningen van BdM-koepels en actieve vulkanen zoals Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius, samen met de samenstelling van de uitgestoten gassen, suggereren dat gassen die worden uitgestoten door de mantel onder het hele vulkanische gebied van Napels worden gemengd. Steeds meer aardkorstvloeistoffen verplaatsen zich van het westen (Ischia) naar het oosten (Somma-Ves uivus) (Fig. 1b en 6).
We hebben geconcludeerd dat er in de baai van Napels, op enkele kilometers van de haven van Napels, een 25 km2 brede koepelachtige structuur is die wordt beïnvloed door een actief ontgassingsproces en wordt veroorzaakt door de plaatsing van pagodes en terpen. geofysische signalen die wijzen op mogelijke magmatische verstoringen.
Akoestische waterkolomprofielen (2D) werden verkregen tijdens de SAFE_2014 (augustus 2014) cruise op de R/V Urania (CNR) door het National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akoestische bemonstering werd uitgevoerd door een wetenschappelijke beam-splitting echolood Simrad EK60 werkend op 38 kHz. Akoestische gegevens werden opgenomen met een gemiddelde snelheid van ongeveer 4 km. het verzamelgebied (tussen 74 en 180 m bsl). Meet fysische en chemische parameters in de waterkolom met behulp van multiparametersondes (geleidbaarheid, temperatuur en diepte, CTD). Gegevens werden verzameld met behulp van een CTD 911-sonde (SeaBird, Electronics Inc.) en verwerkt met behulp van SBED-Win32-software (Seasave, versie 7.23.2). Een visuele inspectie van de zeebodem werd uitgevoerd met behulp van een "Pollux III" (GEItaliana) ROV-apparaat (op afstand bestuurbaar voertuig) met twee (low en high definition) camera's.
Multibeam data-acquisitie werd uitgevoerd met behulp van een 100 KHz Simrad EM710 multibeam sonarsysteem (Kongsberg). Het systeem is gekoppeld aan een differentieel wereldwijd positioneringssysteem om submetrische fouten in de bundelpositionering te garanderen. De akoestische puls heeft een frequentie van 100 KHz, een afvuurpuls van 150 ° graden en een volledige opening van 400 stralen. Meet en pas geluidssnelheidsprofielen toe in realtime tijdens acquisitie. Gegevens werden verwerkt met behulp van PDS2000-software (Reson- Thales) volgens de norm van de Internationale Hydrografische Organisatie (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) voor navigatie en getijcorrectie. Ruisonderdrukking als gevolg van onbedoelde instrumentpieken en bundeluitsluiting van slechte kwaliteit werd uitgevoerd met bandbewerkings- en de-spiking-tools. Continue geluidssnelheidsdetectie wordt uitgevoerd door een kielstation in de buurt van de multi-beam transducer en verwerft en past real-time geluidssnelheidsprofielen toe in de waterkolom om de 6-8 uur om real-time geluidssnelheid te bieden voor een juiste bundelsturing. De volledige dataset bestaat uit ongeveer 440 km2 (0-1200 m diepte). De gegevens werden gebruikt om een ​​digitaal terreinmodel (DTM) met hoge resolutie te verkrijgen, gekenmerkt door een rastercelgrootte van 1 m. De uiteindelijke DTM (Fig.1a) werd gedaan met terreingegevens (> 0 m boven zeeniveau) verkregen bij de 20 m rastercelgrootte door het Italiaanse Geo-Military Institute.
Een 55 kilometer lang seismisch gegevensprofiel met één kanaal met hoge resolutie, verzameld tijdens veilige oceaancruises in 2007 en 2014, besloeg een gebied van ongeveer 113 vierkante kilometer, beide op de R/V Urania. Mariksprofielen (bijv. L1 seismisch profiel, Fig. 1b) werden verkregen met behulp van het IKB-Seistec boomer-systeem. De acquisitie-eenheid bestaat uit een catamaran van 2,5 m waarin de bron en ontvanger zijn geplaatst. signatuur bestaat uit een enkele positieve piek die wordt gekarakteriseerd in het frequentiebereik van 1-10 kHz en waarmee reflectoren kunnen worden gescheiden door 25 cm. Veilige seismische profielen werden verkregen met behulp van een 1,4 Kj multi-tip Geospark seismische bron gekoppeld aan Geotrace-software (Geo Marine Survey System). Het systeem bestaat uit een catamaran met een bron van 1-6,02 KHz die tot 400 milliseconden doordringt in zacht sediment onder de zeebodem, met een theoretische verticale resolutie van 30 cm. Zowel Safe- als Marsik-apparaten werden verkregen met een snelheid van 0,33 schoten/sec met een vatsnelheid <3 Kn. Gegevens werden verwerkt en gepresenteerd met behulp van Geosuite Allworks-software met de volgende workflow: dilatatiecorrectie, waterkolomdemping, 2-6 KHz bandpass IIR-filtering en AGC.
Het gas uit de onderwaterfumarole werd op de zeebodem opgevangen met behulp van een plastic doos uitgerust met een rubberen diafragma aan de bovenzijde, ondersteboven geplaatst door de ROV over de ventilatieopening. Zodra de luchtbellen die de doos binnenkomen het zeewater volledig hebben vervangen, is de ROV terug naar een diepte van 1 m, en de duiker brengt het verzamelde gas door een rubberen septum over in twee vooraf geëvacueerde glazen kolven van 60 ml uitgerust met Teflon-afsluitkranen waarin één was gevuld met 20 ml 5N NaOH-oplossing (kolf van het type Gegenbach). De belangrijkste zure gassoorten (CO2 en H2S) worden opgelost in de alkalische oplossing, terwijl de gassoorten met een lage oplosbaarheid (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 en lichte koolwaterstoffen) worden opgeslagen in de bovenruimte van de bemonsteringsfles. Anorganische gassen met een lage oplosbaarheid werden geanalyseerd met gaschromatografie (GC) met behulp van een Shimadzu 15A uitgerust met een 10 m lange 5A moleculaire zeefkolom en een thermische geleidbaarheid detector (TCD) 54. Argon en O2 werden geanalyseerd met behulp van een Thermo Focus gaschromatograaf uitgerust met een 30 m lange kolom met capillaire moleculaire zeef en TCD. Methaan en lichte koolwaterstoffen werden geanalyseerd met behulp van een Shimadzu 14A gaschromatograaf uitgerust met een 10 m lange roestvrijstalen kolom gevuld met Chromosorb PAW 80/100 mesh, gecoat met 23% SP 1700 en een vlamionisatiedetector (FID). De vloeibare fase werd gebruikt voor de analyse van 1) CO2, as, getitreerd met 0,5 N HCl-oplossing (Metrohm Basic Titrino) en 2) H2S, as, na oxidatie met 5 mL H2O2 (33%), door middel van ionenchromatografie (IC) (IC) (Wantong 761). De analytische fout van titratie, GC- en IC-analyse is minder dan 5%. Na standaard extractie- en zuiveringsprocedures voor gasmengsels, 13C/12C CO2 (uitgedrukt als δ13C-CO2% en V-PDB) werd geanalyseerd met behulp van een Finningan Delta S-massaspectrometer55,56. De standaarden die werden gebruikt om de externe precisie te schatten waren Carrara- en San Vincenzo-marmer (intern), NBS18 en NBS19 (internationaal), terwijl de analytische fout en reproduceerbaarheid respectievelijk ±0,05% en ±0,1% waren.
δ15N (uitgedrukt als % vs. lucht) waarden en 40Ar/36Ar werden bepaald met behulp van een Agilent 6890 N gaschromatograaf (GC) gekoppeld aan een Finnigan Delta plusXP continuous flow massaspectrometer. De analysefout is: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. De He isotopenverhouding (uitgedrukt als R/Ra, waarbij R 3He/4He is gemeten in het monster en Ra is dezelfde verhouding in de atmosfeer: 1,39 × 10−6)57 werd bepaald in het laboratorium van INGV-Palermo (Italië) 3He, 4He en 20Ne werden bepaald met behulp van een massaspectrometer met dubbele collector (Helix SFT-GVI)58 na scheiding van He en Ne. Analysefout ≤ 0,3%. Typische blanco's voor He en Ne zijn <10-14 en <10-16 mol , respectievelijk.
Citatie voor dit artikel: Passaro, S. et al. Zeebodemopheffing aangedreven door een ontgassingsproces onthult ontluikende vulkanische activiteit langs de kust.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. De geologie en biologie van moderne en oude koolwaterstofsijpelingen en ventilatieopeningen op de zeebodem: een inleiding. Geographic Ocean Wright.14, 69-73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Het wereldwijde voorkomen van gashydraten. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Aardgashydraten: optreden, distributie en detectie. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofysische beperkingen op hydrothermische circulatie. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29-52 (Report of the Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlijn (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Structuur en dynamiek van hydrothermale systemen in de mid-oceanische ruggen. Science 321, 1825-1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Actuele opvattingen over gashydraat resources.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Interne structuur en uitbarstingsgeschiedenis van een moddervulkaansysteem op kilometerschaal in de zuidelijke Kaspische Zee. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Kenmerken van de zeebodem die verband houden met het sijpelen van koolwaterstoffen uit diepwater carbonaatmodderheuvels in de Golf van Cadiz: van modderstroom tot carbonaatsedimenten.Geography March.Wright.27, 237-247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismische weergave van vloeistofontsnappingspijpleidingen op kilometerschaal voor de kust van Namibië.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vloeistofstroomkarakteristieken in olie- en gaspijpleidingsystemen: wat vertellen ze ons over de evolutie van het bekken? March Geology.332, 89-108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Verticale evolutie van de Neogene Quaternaire vloeistofafvoerstructuur in relatie tot gasfluxen in het Beneden-Congobekken, voor de kust van Angola.March Geology.332-334, 40-55 (2012).
Johnson, SY et al.Hydrothermische en tektonische activiteit in het noorden van Yellowstone Lake, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954-971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Het Tyrrheense bekken en de Apennijnenboog: kinematische relaties sinds het late Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425-451 (1990).
Milia et al. Tectonische en aardkorststructuur aan de continentale rand van Campania: relatie met vulkanische activiteit.mineral.gasoline.79, 33-47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. De relatieve rol van klooftektoniek en magmatische opheffingsprocessen: gevolgtrekking uit geofysische, structurele en geochemische gegevens in het vulkanische gebied van Napels (Zuid-Italië). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismen van recente verticale beweging van de aardkorst in de Campi Flegrei-krater in Zuid-Italië.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Grondvervorming en seismiciteit op korte termijn in de geneste Campi Flegrei-krater (Italië): een voorbeeld van actief massaherstel in een dichtbevolkt gebied.J.Vulkaan.geothermisch.reservoir.91, 415-451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., en Saccorotti, G. Hydrothermale oorsprong van aanhoudende langdurige 4D-activiteit in het vulkanische complex Campi Flegrei in Italië.J.Vulkaan.geothermisch.reservoir.177, 1035-1044 (2008).
Pappalardo, L. en Mastrolorenzo, G. Snelle differentiatie in dorpelachtige magmatische reservoirs: een casestudy van de Campi Flegrei-krater.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR-tijdreeksen, correlatieanalyse en tijdcorrelatiemodellering onthullen een mogelijke koppeling van Campi Flegrei en Vesuvius.J.Vulkaan.geothermisch.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Structurele en stratigrafische structuur van de eerste helft van de Tyrrheense graben (Golf van Napels, Italië). Constructive Physics 315, 297-314.
Sano, Y. & Marty, B. Bronnen van koolstof in vulkanisch asgas van Island Arcs.Chemical Geology.119, 265-274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon-stratigrafie: reacties op zeespiegeldaling en tektonische stijging op het buitenste continentale plat (Oost-Tyrreense rand, Italië). Geo-Marine Letters 20/2, 101-108 (2000).