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 in Internet Explorer uit te schakelen). In de tussentijd geven we de site weer zonder stijlen en JavaScript, om ondersteuning te blijven bieden.
We rapporteren bewijs van actieve opheffing van de zeebodem en gasemissies op enkele kilometers uit de kust van de haven van Napels (Italië). Putjes, heuvels en kraters zijn kenmerken van de zeebodem. Deze formaties vertegenwoordigen de toppen van ondiepe korststructuren, waaronder pagodes, breuken en plooien die de zeebodem vandaag de dag beïnvloeden. Ze registreerden de stijging, drukverhoging en vrijgave van helium en koolstofdioxide in decarbonisatiereacties van mantelsmelten en korstgesteenten. Deze gassen zijn waarschijnlijk vergelijkbaar met die welke de hydrothermale systemen van Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius voeden, wat duidt op een mantelbron gemengd met korstvloeistoffen onder de Golf van Napels. Onderzeese expansie en breuk veroorzaakt door het proces van gaslift en drukverhoging vereisen een overdruk van 2-3 MPa. Opheffing van de zeebodem, breuken en gasemissies zijn verschijnselen van niet-vulkanische opheffingen die kunnen leiden tot uitbarstingen van de zeebodem en/of hydrothermale explosies.
Hydrothermale lozingen van diepzeewater (heet water en gas) zijn een veelvoorkomend kenmerk van mid-oceanische ruggen en convergente plaatranden (inclusief ondergedompelde delen van eilandbogen), terwijl koude lozingen van gas-hydraten (chlatraten) vaak kenmerkend zijn voor continentale platen en passieve randen1, 2,3,4,5. Het voorkomen van hydrothermale lozingen op de zeebodem in kustgebieden impliceert warmtebronnen (magmareservoirs) in de continentale korst en/of mantel. Deze lozingen kunnen voorafgaan aan de opstijging van magma door de bovenste lagen van de aardkorst en culmineren in de uitbarsting en plaatsing van vulkanische onderzeese bergen6. Daarom is de identificatie van (a) morfologieën geassocieerd met actieve vervorming van de zeebodem en (b) gasemissies dichtbij bevolkte kustgebieden zoals de vulkanische regio van Napels in Italië (~1 miljoen inwoners) cruciaal voor het beoordelen van mogelijke vulkanen. Ondiepe uitbarsting. Bovendien zijn morfologische kenmerken geassocieerd met hydrothermale of hydraatgasemissies van diepzeewater zijn relatief goed bekend vanwege hun geologische en biologische eigenschappen; een uitzondering hierop zijn morfologische kenmerken die verband houden met ondiepere wateren, met uitzondering van die welke voorkomen in Meer 12. Er zijn relatief weinig gegevens. Hier presenteren we nieuwe bathymetrische, seismische, waterkolom- en geochemische gegevens voor een onderwater-, morfologisch en structureel complex gebied dat is 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 2014) 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 de vulkanologische gevolgen.
De Golf van Napels vormt de westelijke rand van het Plio-Kwartair, de NW-ZO langgerekte tektonische depressie van Campania13,14,15.EW van Ischia (ca. 150-1302 n.Chr.), de krater Campi Flegre (ca. 300-1538) en de Soma-Vesuvius (van <360-1944). De indeling begrenst de baai in het noorden n.Chr.)15, terwijl het zuiden grenst aan het schiereiland Sorrento (Fig. 1a). De Golf van Napels wordt beïnvloed door de heersende NO-ZW en secundaire NW-ZO significante breuken (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei en de Somma-Vesuvius worden gekenmerkt door hydrothermale manifestaties, gronddeformatie en ondiepe seismiciteit16,17,18 (bijvoorbeeld de turbulente gebeurtenis bij Campi Flegrei in 1982-1984, met een opheffing van 1,8 m en duizenden aardbevingen). Recente studies19,20 suggereren dat er mogelijk een verband bestaat tussen de dynamiek van Soma-Vesuvius en die van Campi Flegre, mogelijk in verband met 'diepe' enkele magmareservoirs. Vulkanische activiteit en zeespiegelschommelingen in de laatste 36 ka van Campi Flegrei en 18 ka van Somma Vesuvius beheersten het sedimentaire systeem van de Golf van Napels. De lage zeespiegel tijdens het laatste glaciale maximum (18 ka) leidde tot de regressie van het ondiepe sedimentaire systeem op zee, dat vervolgens werd gevuld door transgressieve gebeurtenissen tijdens het Laat-Pleistoceen-Holoceen. Onderzeese gasemissies zijn gedetecteerd rond het eiland Ischia en voor de kust van Campi Flegre en in de buurt van de berg Soma-Vesuvius (fig. 1b).
(a) Morfologische en structurele indelingen van het continentaal plat en de Golf van Napels 15, 23, 24, 48. De stippen geven belangrijke onderzeese uitbarstingen aan; rode lijnen geven belangrijke breuken aan. (b) Dieptemeting van de Baai van Napels met gedetecteerde vloeistofopeningen (stippen) en sporen van seismische lijnen (zwarte lijnen). De gele lijnen zijn de trajecten van de seismische lijnen L1 en L2 zoals weergegeven in Afbeelding 6. De grenzen van de koepelvormige structuren van de Banco della Montagna (BdM) zijn gemarkeerd met 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 Afbeelding 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 die zijn gegenereerd door Surfer® 13.
Op basis van gegevens verkregen tijdens de SAFE_2014 (augustus 2014) cruise (zie Methoden) is een nieuw digitaal terreinmodel (DTM) van de Golf van Napels met een resolutie van 1 m geconstrueerd. DTM laat zien dat de zeebodem ten zuiden van de haven van Napels wordt gekenmerkt door een zacht glooiend, naar het zuiden gericht oppervlak (helling ≤ 3°), onderbroken door een koepelvormige structuur van 5,0 × 5,3 km, plaatselijk bekend als Banco della Montagna (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 vanwege 280 subcirkelvormige tot ovale heuvels (Fig. 2a), 665 kegels en 30 putten (Fig. 3 en 4). De heuvel heeft een maximale hoogte en omtrek van respectievelijk 22 m en 1800 m. De circulariteit [C = 4π(oppervlakte/omtrek2)] van de heuvels nam af bij toenemende omtrek (Fig. 2b). De axiale verhoudingen voor heuvels varieerden tussen 1 en 6,5, waarbij heuvels met een axiale verhouding >2 een voorkeurs-N45°E + 15°-strekking en een meer verspreide secundaire, meer verspreide N105°E tot N145°E-strekking vertoonden (Fig. 2c). Er bestaan ​​enkele of uitgelijnde kegels op het BdM-vlak en op de top van de heuvel (Fig. 3a,b). De conische rangschikkingen volgen de rangschikking van de heuvels waarop ze zich bevinden. De putjes bevinden zich gewoonlijk op de vlakke zeebodem (Fig. 3c) en af ​​en toe op heuvels. De ruimtelijke dichtheden van de kegels en putjes tonen aan dat de overheersende NO-ZW-uitlijning de noordoostelijke en zuidwestelijke grenzen van de BdM-koepel begrenst (Fig. 4a,b); de minder uitgebreide NW-ZO-route bevindt zich in het centrale BdM-gebied.
(a) Digitaal terreinmodel (celgrootte 1 m) van de koepel van Banco della Montagna (BdM).(b) Omtrek en rondheid van de BdM-heuvels.(c) Axiale verhouding en hoek (oriëntatie) van de grootste as van de best passende ellips rond de heuvel. De standaardfout van het digitale terreinmodel 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 het BdM-gebied, ontleend aan het DTM in Figuur 2.
(a) Uitlijningskegels op een vlakke zeebodem; (b) kegels en kraters op slanke heuvels in de richting van het noordwesten en zuidoosten; (c) putjes op een licht hellend oppervlak.
(a) Ruimtelijke distributie van gedetecteerde kraters, putten en actieve gasontladingen. (b) Ruimtelijke dichtheid van de in (a) gerapporteerde kraters en putten (aantal/0,2 km2).
We hebben 37 gasvormige emissies in het BdM-gebied geïdentificeerd op basis van ROV-waterkolom-echoloodbeelden en directe observaties van de zeebodem die zijn 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". De waargenomen bellenpluimen variëren sterk: van continue, dichte bellenstromen tot kortdurende verschijnselen (Aanvullende film 1). ROV-inspectie maakt visuele verificatie mogelijk van het voorkomen van vloeistofopeningen in de zeebodem en benadrukt kleine putjes op de zeebodem, soms omgeven door rode tot oranje sedimenten (Fig. 5b). In sommige gevallen reactiveren ROV-kanalen emissies. De morfologie van de opening toont een ronde opening aan de bovenkant zonder flare in de waterkolom. De pH in de waterkolom net boven het lozingspunt vertoonde een aanzienlijke daling, wat duidt op lokaal zure omstandigheden (Fig. 5c,d). In het bijzonder daalde de pH boven de BdM-gasafvoer op 75 m diepte van 8,4 (op 70 m diepte) naar 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). Aanzienlijke veranderingen in de zeewatertemperatuur en het 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 gaven aan: 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) Acquisitievenster van het akoestische waterkolomprofiel (echometer Simrad EK60). Verticale groene band die overeenkomt met de gasfakkel die is gedetecteerd op de EM50-vloeistoflozing (ongeveer 75 m onder zeeniveau) in het BdM-gebied; de multiplexsignalen van de bodem en de zeebodem worden ook weergegeven. (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 probe-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 vloeistoflozing EM50 (paneel c) en buiten het Bdm-lozingsgebiedpaneel (d).
We hebben tussen 22 en 28 augustus 2014 drie gasmonsters verzameld in het onderzoeksgebied. Deze monsters vertoonden een vergelijkbare samenstelling, 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 aanwezig waren (respectievelijk <0,052 en <0,016 mmol/mol) (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). De 40Ar/36Ar-waarde komt overeen met lucht (295,5), hoewel monster EM35 (BdM-koepel) een waarde van 304 heeft, wat wijst op een lichte overmaat aan 40Ar. De δ15N-verhouding was hoger dan voor lucht (tot +1,98% ten opzichte van lucht), terwijl de δ13C-CO2-waarden varieerden van -0,93 tot 0,44% ten opzichte van V-PDB. De R/Ra-waarden (na correctie voor luchtverontreiniging met behulp van de 4He/20Ne-verhouding) lagen tussen 1,66 en 1,94, wat wijst op de aanwezigheid van een groot deel van 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) is de gassamenstelling van BdM vergeleken met die van de fumarolen Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesuvius. Figuur 6 rapporteert ook theoretische menglijnen tussen drie verschillende koolstofbronnen die betrokken kunnen zijn bij BdM-gasproductie: opgeloste smelten afkomstig van de mantel, sedimenten rijk aan organisch materiaal en carbonaten. De BdM-monsters vallen op de menglijn die is afgebeeld door de drie Campania-vulkanen, dat wil zeggen menging tussen mantelgassen (waarvan wordt aangenomen dat ze enigszins verrijkt zijn in koolstofdioxide ten opzichte van klassieke MORB's ten behoeve van het fitten van de gegevens) en reacties veroorzaakt door ontkoling van de korst. Het resulterende gasgesteente.
Ter vergelijking worden hybride lijnen tussen mantelsamenstelling en eindleden van kalksteen en organische sedimenten gerapporteerd. De kaders geven de fumarolegebieden van Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesvius 59, 60, 61 weer. Het BdM-monster bevindt zich in de gemengde trend van de Campania-vulkaan. Het eindlidgas van de gemengde lijn is afkomstig van de 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 vulkanische gebieden Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) en Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). 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 omvat mariene sedimenten die zijn meegesleurd door het systeem van het Laatste Glaciale Maximum (LGM) en bestaat uit zand en klei23. 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 vormde heuvels op de zeebodem (Fig. 7d). Deze diapierachtige geometrieën tonen de intrusie van PS-transparant materiaal in de bovenste MS-afzettingen. Opheffing is verantwoordelijk voor de vorming van plooien en breuken die de MS-laag en de daarboven liggende huidige sedimenten van de BdM-zeebodem beïnvloeden (Fig. 7b–d). Het MS-stratigrafische interval is duidelijk gedelamineerd in het ONO-gedeelte van de L1-sectie, terwijl het wit wordt richting BdM vanwege de aanwezigheid van een gasverzadigde laag (GSL) bedekt door enkele interne niveaus van de MS-sequentie (Fig. 7a). Zwaartekrachtkernen verzameld aan de bovenkant van de BdM overeenkomend 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 "Napels 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 die buiten de BdM in de Golf van Napels worden gevonden akoestisch ondoorzichtig zijn21,23,24.We concluderen dat de waargenomen BdM PS-seismische facies, evenals het uiterlijk van de PS-laag van de onderzeese dagzomende aardlaag (Fig. 7d), de opheffing van aardgas weerspiegelen.
(a) Enkelvoudig seismisch profiel L1 (navigatiespoor in Afb. 1b) dat een zuilvormige (pagode) ruimtelijke indeling laat zien. De pagode bestaat uit chaotische afzettingen van puimsteen en zand. De gasverzadigde laag die zich onder de pagode bevindt, verwijdert de continuïteit van de diepere formaties.(b) Enkelvoudig seismisch profiel L2 (navigatiespoor in Afb. 1b) dat insnijding en vervorming van heuvels op de zeebodem, mariene (MS) en puimsteenzandafzettingen (PS) benadrukt.(c) De deformatiedetails 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 hydrothermale en gas hydraatvelden wereldwijd2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 en worden vaak geassocieerd met opheffingen (kluizen 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 rangschikking van heuvels, putten en actieve openingen suggereert dat hun distributie gedeeltelijk wordt gecontroleerd door de NW-ZO en NE-ZW inslagbreuken (figuur 4b). Dit zijn de voorkeursinslagen van breuksystemen die de vulkanische gebieden Campi Flegrei en Somma-Vesuvius en de Golf van Napels beïnvloeden. In het bijzonder bepaalt de structuur van eerstgenoemde de locatie van de hydrothermale afvoer vanuit de Campi Flegrei-krater35. We concluderen daarom dat breuken en breuken in de Golf van Napels de voorkeursroute voor gas vertegenwoordigen migratie naar het oppervlak, een kenmerk dat gedeeld wordt door andere structureel gecontroleerde hydrothermale systemen36,37.Opvallend is dat de kegels en kuilen van de BdM niet altijd geassocieerd werden met heuvels (Fig. 3a,c).Dit suggereert dat deze heuvels niet noodzakelijkerwijs voorlopers zijn van de vorming van kuilen, zoals andere auteurs hebben gesuggereerd voor gas-hydraatzones32,33.Onze conclusies ondersteunen de hypothese dat verstoring van koepelvormige sedimenten op de zeebodem niet altijd leidt tot de vorming van kuilen.
De drie verzamelde gasvormige emissies vertonen chemische kenmerken die kenmerkend zijn voor hydrothermale vloeistoffen, namelijk voornamelijk CO2 met aanzienlijke concentraties reducerende gassen (H2S, CH4 en H2) en lichte koolwaterstoffen (vooral benzeen en propyleen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1).De aanwezigheid van atmosferische gassen (zoals O2), waarvan niet wordt verwacht dat ze aanwezig zijn in onderzeese emissies, kan te wijten zijn aan verontreiniging door in zeewater opgeloste lucht die in contact komt met gassen die zijn opgeslagen in plastic dozen die worden gebruikt voor bemonstering, wanneer ROV's van de oceaanbodem naar de zee worden gehaald om in opstand te komen.Omgekeerd suggereren positieve δ15N-waarden en een hoge N2/Ar (tot 480) die aanzienlijk hoger is dan ASW (luchtverzadigd water) dat het grootste deel van de N2 wordt geproduceerd uit extra-atmosferische bronnen, in overeenstemming met de overheersende hydrothermale oorsprong van deze gassen.De hydrothermisch-vulkanische oorsprong van het BdM-gas wordt bevestigd door het CO2- en He-gehalte en hun isotopische handtekeningen. Koolstofisotopen (δ13C-CO2 van -0,93% tot +0,4%) en CO2/3He-waarden (van 1,7 × 1010 tot 4,1 × 1010) suggereren dat de BdM-monsters behoren tot een gemengde trend van fumarolen rond de mantel-eindleden van de Golf van Napels en decarbonisatie. De relatie tussen de gassen die door de reactie worden geproduceerd (Figuur 6). Meer specifiek bevinden de BdM-gasmonsters zich langs de mengtrend op ongeveer dezelfde locatie als de vloeistoffen van de aangrenzende vulkanen Campi Flegrei en Somma-Veusivus. Ze zijn meer korstvormig dan de Ischia-fumarolen, die dichter bij het einde van de mantel liggen. Somma-Vesuvius en Campi Flegrei hebben hogere 3He/4He-waarden (R/Ra tussen 2,6 en 2,9) dan BdM (R/Ra tussen 1,66 en 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 voedt. 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 resultaten van experimentele modellen van koepelachtige structuren die verband houden met onderzeese gasrijke gebieden, kan diepe gasdruk verantwoordelijk zijn voor de vorming van kilometergrote BdM-koepels. Om de overdruk Pdef te schatten die leidt tot de BdM-kluis, hebben we een dunplaatmechanica-model33,34 toegepast, ervan uitgaande, op basis van de verzamelde morfologische en seismische gegevens, dat de BdM-kluis een subcirkelvormige plaat is met een straal a die groter is dan een vervormde zachte viskeuze afzetting De verticale maximale verplaatsing w en dikte h van de (Aanvullende figuur 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 maximum h dat wordt 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-verhouding (~0,5)33. Omdat de mechanische eigenschappen van BdM-sedimenten niet kunnen worden gemeten, stellen we E = 140 kPa in, wat een redelijke waarde is voor kustzandige sedimenten 47 die vergelijkbaar zijn met BdM14,24. We houden geen rekening met de hogere E-waarden die in de literatuur worden gerapporteerd voor siltige kleiafzettingen (300 < E < 350.000 kPa)33,34 omdat BDM-afzettingen voornamelijk uit zand bestaan, niet uit silt of siltige klei24. We verkrijgen Pdef = 0,3 Pa, wat consistent is met schattingen van opheffingsprocessen op de zeebodem in gas-hydraatbekkenomgevingen, waar Pdef varieert van 10-2 tot 103 Pa, waarbij lagere waarden een lage w/a en/of wat vertegenwoordigen.In BdM, stijfheidsvermindering als gevolg van lokale gasverzadiging van het sediment en/of het verschijnen van reeds bestaande breuken kan ook bijdragen aan het falen en de daaropvolgende gasafgifte, waardoor de vorming van de waargenomen ventilatiestructuren mogelijk wordt. De verzamelde gereflecteerde seismische profielen (Fig. 7) gaven aan dat PS-sedimenten werden opgetild van de GSL, waardoor de bovenliggende MS-mariene sedimenten werden opgeduwd, wat resulteerde in heuvels, plooien, breuken en sedimentaire sneden (Fig. 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 is ontstaan ​​door de vloeistofafvoer die wordt geproduceerd door de GSL. Aangezien actieve afvoer kan worden waargenomen vanaf de zeebodem tot meer dan 170 m bsl48, nemen we aan dat de vloeistofoverdruk binnen de GSL 1.700 kPa overschrijdt. Opwaartse migratie van gassen in de sedimenten had ook een scrubbing-effect materiaal in de MS, wat de aanwezigheid van chaotische sedimenten in zwaartekrachtkernen bemonsterd op BdM25 verklaart. Bovendien creëert de overdruk van de GSL een complex breuksysteem (polygonale breuk in Afb. 7b). Gezamenlijk werden deze morfologie, structuur en stratigrafische nederzetting, aangeduid als "pagodes"49,50, oorspronkelijk toegeschreven aan secundaire effecten van oude glaciale formaties, en worden ze momenteel geïnterpreteerd als de effecten van opstijgend gas31,33 of evaporieten50. Aan de continentale rand van Campanië zijn evaporatieve sedimenten schaars, tenminste binnen de bovenste 3 km van de korst. Daarom wordt het groeimechanisme van BdM-pagodes waarschijnlijk gecontroleerd door gasstijging in de sedimenten. Deze conclusie wordt ondersteund door de transparante seismische facies van de pagode (Afb. 7), evenals zwaartekrachtkerngegevens zoals eerder gerapporteerd24, waar hedendaags zand uitbarst met 'Pomici Principali'25 en 'Napels Geel Tuff'26 Campi Flegrei. Bovendien zijn PS-afzettingen de bovenste MS-laag binnengedrongen en hebben deze vervormd (Fig. 7d). Deze structurele opstelling suggereert dat de pagode een oprijzende structuur vertegenwoordigt en niet slechts een gasleiding. De vorming van de pagode wordt dus door twee hoofdprocessen gestuurd: a) de dichtheid van het zachte sediment neemt af naarmate er gas van onderaf binnenkomt; b) het gas-sedimentmengsel stijgt, wat de waargenomen plooiing, breuk en breuk is die MS-afzettingen veroorzaken (Figuur 7). Een soortgelijk vormingsmechanisme is voorgesteld voor pagodes die geassocieerd worden met gas hydraten in de South Scotia Sea (Antarctica). BdM-pagodes verschenen in groepen in heuvelachtige gebieden en hun verticale omvang bedroeg gemiddeld 70–100 m in heen-en-weer reistijd (TWTT) (Figuur 7a). Vanwege de aanwezigheid van MS-golvingen en rekening houdend met de stratigrafie van de BdM-zwaartekrachtkern, leiden we af dat de formatieleeftijd van de pagodestructuren minder is dan ongeveer 14–12 ka. Bovendien is de groei van deze structuren nog steeds actief (Figuur 7d) aangezien sommige pagodes het bovenliggende huidige BdM-zand zijn binnengedrongen en hebben vervormd (Figuur 7d).
Het feit dat de pagode de huidige zeebodem niet heeft gekruist, geeft aan dat (a) gasstijging en/of lokale stopzetting van de gas-sedimentmenging, en/of (b) mogelijke laterale stroming van het gas-sedimentmengsel geen plaatselijk overdrukproces toelaat. Volgens het diapiertheoriemodel52 vertoont de laterale stroming een negatief evenwicht tussen de toevoersnelheid van het moddergasmengsel van onderaf en de snelheid waarmee de pagode omhoog beweegt. De vermindering van de toevoersnelheid kan verband houden met de toename van de dichtheid van het mengsel als gevolg van het verdwijnen 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 de dichtheden van respectievelijk water en gas zijn. ΔP is de som van de eerder berekende Pdef en de lithostatische druk Plith van de sedimentplaat, d.w.z. 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 in (zie hierboven), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 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 zeebodem van BdM 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 ontkolingsreacties van korstgesteenten (fig. 6). Ruwe oostwaartse uitlijningen van BdM-koepels en actieve vulkanen zoals Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius, tezamen met de samenstelling van de uitgestoten gassen, suggereren dat gassen die worden uitgestoten door de mantel onder het gehele vulkaangebied van Napels gemengd zijn. Steeds meer korstvloeistoffen bewegen van west (Ischia) naar oost (Somma-Vesuvus) (fig. 1b en 6).
Wij zijn tot de conclusie gekomen dat er in de baai van Napels, op enkele kilometers van de haven van Napels, een koepelvormige structuur van 25 km2 breed ligt die is aangetast door een actief ontgassingsproces en is ontstaan ​​door de plaatsing van pagodes en heuvels. Momenteel suggereren de BdM-handtekeningen dat niet-magmatische turbulentie53 mogelijk voorafgaat aan embryonaal vulkanisme, d.w.z. de vroege afvoer van magma en/of thermische vloeistoffen. Er moeten monitoringactiviteiten worden uitgevoerd om de evolutie van verschijnselen te analyseren en geochemische en geofysische signalen te detecteren 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 bundelsplitsende echolood Simrad EK60 die werkte op 38 kHz. Akoestische gegevens werden opgenomen met een gemiddelde snelheid van ongeveer 4 km. De verzamelde echoloodbeelden werden gebruikt om vloeistoflozingen te identificeren en hun locatie in het verzamelgebied (tussen 74 en 180 m bsl) nauwkeurig te bepalen. Meet fysieke en chemische parameters in de waterkolom met behulp van multiparameter probes (geleidbaarheid, temperatuur en diepte, CTD). Gegevens werden verzameld met behulp van een CTD 911 probe (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 (lage en hoge definitie) camera's.
Multibeam-dataverwerving werd uitgevoerd met behulp van een 100 kHz Simrad EM710 multibeam-sonarsysteem (Kongsberg). Het systeem is gekoppeld aan een differentieel GPS-systeem om submetrische fouten in de beampositionering te garanderen. De akoestische puls heeft een frequentie van 100 kHz, een ontstekingspuls van 150° en een volledige opening van 400 beams. Meet en pas geluidssnelheidsprofielen in realtime toe tijdens de verwerving. Gegevens werden verwerkt met behulp van PDS2000-software (Reson-Thales) volgens de standaard van de International Hydrographic Organization (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) voor navigatie en getijdencorrectie. Ruisonderdrukking als gevolg van onbedoelde instrumentpieken en uitsluiting van slechte kwaliteit van de beam werd uitgevoerd met bandbewerkings- en de-spiking-tools. Continue geluidssnelheidsdetectie wordt uitgevoerd door een kielstation dat zich in de buurt van de multibeam-transducer bevindt en elke 6-8 uur realtime geluidssnelheidsprofielen in de waterkolom verwerft en toepast om realtime geluidssnelheidsprofielen te verkrijgen. snelheid voor een goede straalsturing. 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 leveren, dat wordt gekenmerkt door een rastercelgrootte van 1 m. Het uiteindelijke DTM (Fig. 1a) werd gedaan met terreingegevens (> 0 m boven zeeniveau) die door het Italiaanse Geo-Militaire Instituut werden verkregen bij een rastercelgrootte van 20 m.
Een 55 kilometer lang hoog-resolutie enkelkanaals seismisch dataprofiel, verzameld tijdens veilige oceaancruises in 2007 en 2014, besloeg een gebied van ongeveer 113 vierkante kilometer, beide op de R/V Urania.Marisk-profielen (bijv. L1 seismisch profiel, Afb. 1b) werden verkregen met behulp van het IKB-Seistec-boomersysteem. De acquisitie-eenheid bestaat uit een catamaran van 2,5 m waarin de bron en de ontvanger zijn geplaatst. De bronsignatuur bestaat uit een enkele positieve piek die wordt gekenmerkt in het frequentiebereik van 1-10 kHz en het mogelijk maakt om reflectoren te onderscheiden die 25 cm van elkaar zijn gescheiden. 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 vaatsnelheid < 3 kN. Gegevens werden verwerkt en gepresenteerd met behulp van Geosuite Allworks-software met de volgende workflow: dilatatiecorrectie, demping van de waterkolom, 2-6 KHz bandpass IIR-filtering en AGC.
Het gas uit de onderwaterfumarole werd verzameld op de zeebodem met behulp van een plastic doos met een rubberen membraan aan de bovenkant, ondersteboven geplaatst door de ROV over de ontluchting. Zodra de luchtbellen die de doos binnenkomen het zeewater volledig hebben vervangen, keert de ROV terug naar een diepte van 1 m en brengt de duiker het verzamelde gas via een rubberen septum over in twee voorgeëvacueerde glazen kolven van 60 ml die zijn uitgerust met teflon-afsluitkranen, waarvan er één is gevuld met 20 ml 5N NaOH-oplossing (Gegenbach-type kolf). De belangrijkste zure gassoorten (CO2 en H2S) zijn opgelost in de alkalische oplossing, terwijl de gassoorten met een lage oplosbaarheid (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 en lichte koolwaterstoffen) zijn opgeslagen in de headspace van de monsterfles. Anorganische gassen met een lage oplosbaarheid werden geanalyseerd door middel van gaschromatografie (GC) met behulp van een Shimadzu 15A uitgerust met een 10 m lange 5A moleculaire zeefkolom en een thermische geleidbaarheidsdetector (TCD) 54.Argon en O2 werden geanalyseerd met een Thermo Focus-gaschromatograaf uitgerust met een 30 m lange capillaire moleculaire zeefkolom en TCD.Methaan en lichte koolwaterstoffen werden geanalyseerd met 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 continue 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 dezelfde verhouding is 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 dual collector massaspectrometer (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.
Hoe dit artikel te citeren: Passaro, S. et al. Opheffing van de zeebodem 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 koolwaterstoflekken en -openingen op de zeebodem: een inleiding. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Het wereldwijde voorkomen van gas hydraten. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Natuurlijke gas hydraten: Voorkomen, distributie en detectie. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofysische beperkingen op hydrothermale circulatie. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Rapport van de 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 van mid-oceanische ruggen. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Huidige inzichten over gas-hydraatbronnen.energie.en.milieu.wetenschap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Interne structuur en uitbarstingsgeschiedenis van een kilometergroot moddervulkaansysteem in de zuidelijke Kaspische Zee. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Zeebodemkenmerken in verband met het wegsijpelen van koolwaterstoffen uit diepwater carbonaatmodderheuvels in de Golf van Cádiz: van modderstroom naar carbonaatsedimenten. Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL en Cartwright, J. 3D seismische weergave van kilometerslange vloeistofontsnappingsleidingen voor de kust van Namibië. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Stromingseigenschappen van vloeistoffen in olie- en gasleidingsystemen: wat vertellen ze ons over de evolutie van bekkens? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Verticale evolutie van de quaternaire vloeistofontladingsstructuur van het Neogeen in relatie tot gasstromen in het Beneden-Congobekken, voor de kust van Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrothermale en tektonische activiteit in het noordelijke Yellowstonemeer, Wyoming. Geologie. Socialist Party. Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Het Tyrreense bekken en de Apennijnse boog: kinematische relaties sinds het Laat-Totonien. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonische en korststructuur aan de continentale rand van Campanië: relatie met vulkanische activiteit.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. De relatieve rol van rifttektoniek en magmatische opheffingsprocessen: gevolgtrekking uit geofysische, structurele en geochemische gegevens in de vulkanische regio van Napels (Zuid-Italië). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismen van recente verticale korstbeweging in de Campi Flegrei-krater in Zuid-Italië.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortetermijngrondvervorming en seismiciteit in de geneste Campi Flegrei-krater (Italië): een voorbeeld van actief massaherstel in een dichtbevolkt gebied. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., en Saccorotti, G. Hydrothermale oorsprong van aanhoudende langdurige 4D-activiteit in het Campi Flegrei-vulkaancomplex in Italië. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. en Mastrolorenzo, G. Snelle differentiatie in drempelachtige magmatische reservoirs: een case study uit de Campi Flegrei krater.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR-tijdreeksen, correlatieanalyse en tijd-correlatiemodellering onthullen een mogelijke koppeling tussen Campi Flegrei en Vesuvius.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Structurele en stratigrafische structuur van de eerste helft van de Tyrreense slenk (Golf van Napels, Italië). Constructieve Fysica 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 Canyonstratigrafie: reacties op zeespiegeldaling en tektonische opheffing op het buitenste continentale plat (oostelijke Tyrreense marge, Italië). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).