Dziękujemy za odwiedzenie witryny Nature.com. Wersja przeglądarki, której używasz, obsługuje CSS w ograniczonym zakresie. Aby uzyskać najlepsze efekty, zalecamy korzystanie z nowszej wersji przeglądarki (lub wyłączenie trybu zgodności w przeglądarce Internet Explorer). Tymczasem, aby zapewnić ciągłą obsługę, będziemy wyświetlać witrynę bez stylów i JavaScript.
Przedstawiamy dowody aktywnego podnoszenia się dna morskiego i emisji gazów kilka kilometrów od portu w Neapolu (Włochy). Charakterystycznymi cechami dna morskiego są wgłębienia, pagórki i kratery. Formacje te reprezentują szczyty płytkich struktur skorupy ziemskiej, w tym pagód, uskoków i fałd, które obecnie wpływają na dno morskie. Rejestrują one wzrost, ciśnienie i uwalnianie helu i dwutlenku węgla w reakcjach dekarbonizacji stopionych materiałów płaszcza i skał skorupy. Gazy te są prawdopodobnie podobne do tych, które zasilają systemy hydrotermalne Ischii, Campi Flegre i Soma-Wezuwiusza, co sugeruje, że źródło płaszcza zmieszane jest z płynami skorupy ziemskiej pod Zatoką Neapolitańską. Podwodna ekspansja i pęknięcia spowodowane unoszeniem gazu i procesem zwiększania ciśnienia wymagają nadciśnienia wynoszącego 2-3 MPa. Podnoszenie się dna morskiego, uskoki i emisje gazów są przejawami niewulkanicznych wypiętrzeń, które mogą zwiastować erupcje dna morskiego i/lub eksplozje hydrotermalne.
Głębinowe wyładowania hydrotermalne (gorącej wody i gazu) są wspólną cechą grzbietów śródoceanicznych i zbieżnych marginesów płyt (w tym zanurzonych części łuków wyspowych), podczas gdy zimne wyładowania hydratów gazowych (chlatratów) są często charakterystyczne dla szelfów kontynentalnych i pasywnych marginesów1, 2,3,4,5. Występowanie wyładowań hydrotermalnych na dnie morskim w obszarach przybrzeżnych oznacza źródła ciepła (zbiorniki magmy) w skorupie kontynentalnej i/lub płaszczu. Wyładowania te mogą poprzedzać wznoszenie się magmy przez najwyższe warstwy skorupy ziemskiej i kulminować w erupcji i umiejscowieniu podmorskich gór wulkanicznych6. Dlatego identyfikacja (a) morfologii związanych z aktywną deformacją dna morskiego i (b) emisji gazów w pobliżu zaludnionych obszarów przybrzeżnych, takich jak region wulkaniczny Neapolu we Włoszech (~1 milion mieszkańców), ma kluczowe znaczenie dla oceny możliwych wulkanów. Płytka erupcja. Ponadto, podczas gdy cechy morfologiczne związane z emisjami głębinowych gazów hydrotermalnych lub hydratowych są stosunkowo dobrze znane ze względu na ich właściwości geologiczne i biologiczne, wyjątkami są cechy morfologiczne związane z płytszymi wodami, z wyjątkiem tych występujących w Jeziorze 12, gdzie istnieje stosunkowo niewiele zapisów. Tutaj przedstawiamy nowe dane batymetryczne, sejsmiczne, dane dotyczące kolumny wody i dane geochemiczne dla podwodnego, morfologicznie i strukturalnie złożonego regionu dotkniętego emisjami gazów w Zatoce Neapolitańskiej (południowe Włochy), około 5 km od portu w Neapolu. Dane te zostały zebrane podczas rejsu SAFE_2014 (sierpień 2014) na pokładzie statku badawczego R/V Urania. Opisujemy i interpretujemy struktury dna morskiego i podpowierzchniowe, gdzie dochodzi do emisji gazów, badamy źródła uwalnianych płynów, identyfikujemy i charakteryzujemy mechanizmy regulujące podnoszenie się gazu i towarzyszące mu deformacje oraz omawiamy wpływ wulkanologii.
Zatoka Neapolitańska tworzy zachodnią krawędź plio-czwartorzędu, wydłużoną depresję tektoniczną Kampanii NW-SE13,14,15.EW od Ischii (ok. 150-1302 n.e.), krateru Campi Flegre (ok. 300-1538) i Soma-Wezuwiusza (od <360-1944). Układ ten ogranicza zatokę do północy n.e.15, podczas gdy południe graniczy z Półwyspem Sorrento (rys. 1a). Na Zatokę Neapolitańską wpływają przeważające NE-SW i drugorzędne znaczne uskoki NW-SE (rys. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei i Somma-Wezuwiusz charakteryzują się przejawami hydrotermalnymi, deformacją podłoża i płytką sejsmicznością16,17,18 (np. turbulentne wydarzenie w Campi Flegrei w latach 1982-1984, z podniesieniem o 1,8 m i tysiącami trzęsień ziemi). Najnowsze badania19,20 sugerują, że może istnieć związek między dynamiką Soma-Wezuwiusza a Campi Flegre, prawdopodobnie związany z „głębokimi” pojedynczymi zbiornikami magmy. Aktywność wulkaniczna i wahania poziomu morza w ostatnich 36 tys. lat temu Campi Flegrei i 18 tys. lat temu Somma Vesuvius kontrolowały system sedymentacyjny Zatoki Neapolitańskiej. Niski poziom morza podczas ostatniego maksimum zlodowacenia (18 tys. lat temu) doprowadził do regresji płytkiego systemu sedymentacyjnego na morzu, który następnie został wypełniony przez zdarzenia transgresyjne w późnym plejstocenie i holocenie. Emisje gazów podmorskich wykryto wokół wyspy Ischia i u wybrzeży Campi Flegre oraz w pobliżu góry Soma-Wezuwiusz (rys. 1b).
(a) Układ morfologiczny i strukturalny szelfu kontynentalnego i Zatoki Neapolitańskiej 15, 23, 24, 48. Kropki oznaczają główne podmorskie ośrodki erupcji; czerwone linie oznaczają większe uskoki. (b) Batymetria Zatoki Neapolitańskiej z wykrytymi ujściami cieczy (kropki) i śladami linii sejsmicznych (czarne linie). Żółte linie to trajektorie linii sejsmicznych L1 i L2 przedstawionych na Rysunku 6. Granice kopułowych struktur Banco della Montagna (BdM) zaznaczono niebieskimi liniami przerywanymi na rys. (a, b). Żółte kwadraty oznaczają lokalizacje profili akustycznych słupa wody, a ramki CTD-EMBlank, CTD-EM50 i ROV przedstawiono na Rysunku 5. Żółte kółko oznacza lokalizację wyładowania gazu próbkującego, a jego skład pokazano w Tabeli S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) wykorzystuje grafikę generowaną przez Surfer® 13.
Na podstawie danych uzyskanych podczas rejsu SAFE_2014 (sierpień 2014) (patrz Metody) skonstruowano nowy cyfrowy model terenu (NMT) Zatoki Neapolitańskiej o rozdzielczości 1 m. NMT pokazuje, że dno morskie na południe od portu w Neapolu charakteryzuje się łagodnie nachyloną, zwróconą ku południu (nachylenie ≤3°) powierzchnią, przerwaną kopulastą strukturą o wymiarach 5,0 × 5,3 km, znaną lokalnie jako Banco della Montagna (BdM).Rys. 1a,b).BdM rozwija się na głębokości około 100 do 170 metrów, 15 do 20 metrów nad otaczającym dnem morskim. Kopuła BdM wykazywała morfologię przypominającą kopiec z powodu 280 kopców subkolistych do owalnych (rys. 2a), 665 stożków i 30 dołków (rys. 3 i 4). Kopiec ma maksymalną wysokość i obwód odpowiednio 22 m i 1800 m. Kolistość [C = 4π(pole/obwód2)] kopców zmniejszała się wraz ze wzrostem obwodu (rys. 2b). Współczynniki osiowe dla kopców wahały się od 1 do 6,5, przy czym kopce o stosunku osiowym >2 wykazywały preferowane uderzenie N45°E + 15° i bardziej rozproszone wtórne, bardziej rozproszone uderzenie N105°E do N145°E (rys. 2c). Pojedyncze lub ustawione równolegle stożki występują na płaszczyźnie BdM i na szczycie kopca (ryc. 3a, b). Układ stożków jest zgodny z układem kopców, na których się znajdują. Miejscami występują na płaskim dnie morskim (ryc. 3c), a czasami na kopcach. Przestrzenne zagęszczenie stożków i miejsc położonych równolegle do siebie pokazuje, że dominujący układ NE-SW wyznacza północno-wschodnie i południowo-zachodnie granice kopuły BdM (ryc. 4a, b); mniej rozległa trasa NW-SE znajduje się w centralnym regionie BdM.
(a) Cyfrowy model terenu (rozmiar komórki 1 m) kopuły Banco della Montagna (BdM).(b) Obwód i okrągłość kopców BdM.(c) Współczynnik osiowy i kąt (orientacja) głównej osi najlepiej dopasowanej elipsy otaczającej kopiec. Błąd standardowy cyfrowego modelu terenu wynosi 0,004 m; błędy standardowe obwodu i okrągłości wynoszą odpowiednio 4,83 m i 0,01, a błędy standardowe stosunku osiowego i kąta wynoszą odpowiednio 0,04 i 3,34°.
Szczegóły zidentyfikowanych stożków, kraterów, pagórków i dołków w regionie BdM wyodrębnione z modelu NMT na rysunku 2.
(a) Stożki wyrównujące na płaskim dnie morskim; (b) stożki i kratery na smukłych pagórkach o przebiegu NW-SE; (c) zagłębienia na lekko obniżonej powierzchni.
(a) Rozkład przestrzenny wykrytych kraterów, dołków i aktywnych wyładowań gazu.(b) Gęstość przestrzenna kraterów i dołków podanych w (a) (liczba/0,2 km2).
Zidentyfikowaliśmy 37 emisji gazowych w regionie BdM na podstawie obrazów echosondy kolumny wody ROV i bezpośrednich obserwacji dna morskiego uzyskanych podczas rejsu SAFE_2014 w sierpniu 2014 r. (rysunki 4 i 5). Anomalie akustyczne tych emisji pokazują pionowo wydłużone kształty wznoszące się z dna morskiego, o wysokości od 12 do około 70 m (rys. 5a). W niektórych miejscach anomalie akustyczne utworzyły niemal ciągły „pociąg”. Obserwowane pióropusze bąbelków są bardzo zróżnicowane: od ciągłych, gęstych przepływów bąbelków po krótkotrwałe zjawiska (film uzupełniający 1). Inspekcja ROV umożliwia wizualną weryfikację występowania otworów wentylacyjnych płynu na dnie morskim i uwydatnia małe wżery na dnie morskim, czasami otoczone osadami w kolorze czerwonym do pomarańczowego (rys. 5b). W niektórych przypadkach kanały ROV reaktywują emisje. Morfologia otworu pokazuje okrągły otwór u góry bez rozbłysku w kolumnie wody. pH w kolumnie wody tuż nad punktem zrzutu wykazało znaczny spadek, co wskazuje na lokalnie bardziej kwaśne warunki (Rys. 5c,d). W szczególności pH powyżej zrzutu gazu BdM na głębokości 75 m spadło z 8,4 (na głębokości 70 m) do 7,8 (na głębokości 75 m) (rys. 5c), podczas gdy inne miejsca w Zatoce Neapolitańskiej miały wartości pH od 0 do 160 m w przedziale głębokości od 8,3 do 8,5 (rys. 5d). W dwóch miejscach wewnątrz i na zewnątrz obszaru BdM w Zatoce Neapolitańskiej brakowało znaczących zmian temperatury wody morskiej i zasolenia. Na głębokości 70 m temperatura wynosi 15 °C, a zasolenie około 38 PSU (rys. 5c,d). Pomiary pH, temperatury i zasolenia wskazały: a) udział kwaśnych płynów związanych z procesem odgazowania BdM oraz b) brak lub bardzo powolny zrzut płynów termalnych i solanki.
(a) Okno akwizycji profilu akustycznego kolumny wody (echometr Simrad EK60). Pionowy zielony pas odpowiadający wykrytemu płomieniowi gazu w miejscu zrzutu cieczy EM50 (około 75 m poniżej poziomu morza) zlokalizowanym w regionie BdM; pokazano również sygnały multipleksowe dna i dna morskiego. (b) zebrane za pomocą pojazdu sterowanego zdalnie w regionie BdM. Pojedyncze zdjęcie przedstawia mały krater (czarne kółko) otoczony osadem w odcieniach czerwieni i pomarańczu. (c,d) Dane CTD sondy wieloparametrowej przetworzone przy użyciu oprogramowania SBED-Win32 (Seasave, wersja 7.23.2). Wzory wybranych parametrów (zasolenie, temperatura, pH i tlen) kolumny wody powyżej zrzutu cieczy EM50 (panel c) i poza panelem obszaru zrzutu Bdm (d).
Zebraliśmy trzy próbki gazu z badanego obszaru w okresie od 22 do 28 sierpnia 2014 r. Próbki te wykazały podobny skład, dominujący CO2 (934-945 mmol/mol), a następnie odpowiednie stężenia N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) i H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), podczas gdy H2 i He były mniej obfite (odpowiednio <0,052 i <0,016 mmol/mol) (rys. 1b; tabela S1, film uzupełniający 2). Zmierzono również stosunkowo wysokie stężenia O2 i Ar (odpowiednio do 3,2 i 0,18 mmol/mol). Suma lekkich węglowodorów waha się od 0,24 do 0,30 mmol/mol i składa się z alkanów C2-C4, aromatów (głównie benzen), propen i związki zawierające siarkę (tiofen). Wartość 40Ar/36Ar jest zgodna z powietrzem (295,5), chociaż próbka EM35 (kopuła BdM) ma wartość 304, co pokazuje niewielki nadmiar 40Ar. Współczynnik δ15N był wyższy niż w powietrzu (do +1,98% w stosunku do powietrza), podczas gdy wartości δ13C-CO2 wahały się od -0,93 do 0,44% w stosunku do V-PDB. Wartości R/Ra (po skorygowaniu o zanieczyszczenie powietrza za pomocą stosunku 4He/20Ne) wynosiły od 1,66 do 1,94, co wskazuje na obecność dużej frakcji płaszczowego He. Łącząc izotop helu z CO2 i jego stabilnym izotopem 22, można dokładniej wyjaśnić źródło emisji w BdM. Na mapie CO2 dla CO2/3He w stosunku do δ13C (rys. 6) skład gazu BdM porównano ze składem fumaroli Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvius. Na rysunku 6 przedstawiono również teoretyczne linie mieszania pomiędzy trzema różnymi źródłami węgla, które mogą brać udział w produkcji gazu BdM: rozpuszczone stopy pochodzące z płaszcza, osady bogate w materię organiczną i węglany. Próbki BdM znajdują się na linii mieszania przedstawionej przez trzy wulkany Kampanii, tj. mieszanie pomiędzy gazami płaszcza (które, na potrzeby dopasowania danych, są nieznacznie wzbogacone w dwutlenek węgla w porównaniu z klasycznymi wulkanami MORB) a reakcjami wywołanymi przez dekarbonizację skorupy ziemskiej. Powstała skała gazowa.
W celach porównawczych przedstawiono linie hybrydowe między składem płaszcza a końcowymi członami wapienia i osadami organicznymi. Pola przedstawiają obszary fumaroli na Ischii, Campi Flegrei i Somma-Vesvius 59, 60, 61. Próbka BdM znajduje się w mieszanym trendzie wulkanu Kampania. Gaz końcowy linii mieszanej pochodzi ze źródła płaszcza i jest gazem wytwarzanym przez reakcję dekarburacji minerałów węglanowych.
Przekroje sejsmiczne L1 i L2 (rys. 1b i 7) pokazują przejście między BdM a dystalnymi sekwencjami stratygraficznymi regionów wulkanicznych Somma-Wezuwiusz (L1, rys. 7a) i Campi Flegrei (L2, rys. 7b). BdM charakteryzuje się obecnością dwóch głównych formacji sejsmicznych (MS i PS na rys. 7). Górna (MS) pokazuje subrównoległe reflektory o wysokiej do umiarkowanej amplitudzie i ciągłości bocznej (rys. 7b,c). Ta warstwa obejmuje osady morskie wleczone przez system ostatniego maksimum glacjalnego (LGM) i składa się z piasku i gliny23. Podstawowa warstwa PS (rys. 7b–d) charakteryzuje się fazą chaotyczną do przezroczystej w kształcie kolumn lub klepsydr. Górna część osadów PS utworzyła kopce dna morskiego (rys. 7d). Te geometrie przypominające diapiry demonstrują intruzję przezroczystego materiału PS do najwyższej warstwy MS osady. Wypiętrzenie jest odpowiedzialne za powstawanie fałdów i uskoków, które wpływają na warstwę MS i leżące nad nią współczesne osady dna morskiego BdM (rys. 7b–d). Interwał stratygraficzny MS jest wyraźnie rozwarstwiony w części ENE przekroju L1, podczas gdy w kierunku BdM rozjaśnia się z powodu obecności warstwy nasyconej gazem (GSL) pokrytej niektórymi wewnętrznymi poziomami sekwencji MS (rys. 7a). Rdzenie grawitacyjne zebrane na szczycie BdM odpowiadające przezroczystej warstwie sejsmicznej wskazują, że najwyższe 40 cm składa się z piasku osadzonego niedawno do chwili obecnej; )24,25 i fragmenty pumeksu z wybuchowej erupcji Campi Flegrei „Żółtego tufu neapolitańskiego” (14,8 tys. lat temu)26. Przezroczysta faza warstwy PS nie może być wyjaśniona wyłącznie przez chaotyczne procesy mieszania, ponieważ chaotyczne warstwy związane z osuwiskami, przepływami błota i przepływami piroklastycznymi znalezione poza BdM w Zatoce Neapolitańskiej są akustycznie nieprzezroczyste21,23,24. Wnosimy, że zaobserwowane facje sejsmiczne PS BdM, jak również wygląd podmorskiej warstwy PS odsłonięcia (rys. 7d) odzwierciedlają wypiętrzanie się gazu ziemnego.
(a) Jednokanałowy profil sejsmiczny L1 (ślad nawigacyjny na rys. 1b) pokazujący kolumnowy (pagoda) układ przestrzenny. Pagoda składa się z chaotycznych złóż pumeksu i piasku. Nasycona gazem warstwa znajdująca się pod pagodą usuwa ciągłość głębszych formacji.(b) Jednokanałowy profil sejsmiczny L2 (ślad nawigacyjny na rys. 1b), podkreślający nacięcia i deformacje kopców dna morskiego, złoża morskie (MS) i złoża piasku pumeksowego (PS).(c) Szczegóły deformacji w MS i PS podano w (c,d). Przyjmując prędkość 1580 m/s w najwyższym osadzie, 100 ms odpowiada około 80 m w skali pionowej.
Morfologiczne i strukturalne cechy BdM są podobne do innych podmorskich złóż hydrotermalnych i hydratów gazowych na świecie2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 i często są związane z wypiętrzeniami (sklepienia i kopce) oraz wyładowaniem gazu (stożki, dołki). Stożki i dołki wyrównane z BdM oraz wydłużone kopce wskazują na strukturalnie kontrolowaną przepuszczalność (rysunki 2 i 3). Przestrzenny układ kopców, dołków i aktywnych otworów sugeruje, że ich rozmieszczenie jest częściowo kontrolowane przez pęknięcia uderzeniowe NW-SE i NE-SW (rys. 4b). Są to preferowane uderzenia systemów uskoków wpływających na obszary wulkaniczne Campi Flegrei i Somma-Wezuwiusz oraz Zatokę Neapolitańską. W szczególności struktura pierwszego z nich kontroluje lokalizację wyładowania hydrotermalnego z krateru Campi Flegrei35. Dlatego też wnioskujemy, że uskoki i pęknięcia w Zatoce Neapolu stanowią preferowaną trasę migracji gazu na powierzchnię, cechę wspólną dla innych strukturalnie kontrolowanych systemów hydrotermalnych36,37. Warto zauważyć, że stożki i dołki BdM nie zawsze były związane z pagórkami (rys. 3a, c). Sugeruje to, że pagórki te niekoniecznie stanowią prekursory powstawania dołków, jak sugerowali inni autorzy w przypadku stref hydratów gazu32,33. Nasze wnioski potwierdzają hipotezę, że zaburzenie osadów dna morskiego kopuł nie zawsze prowadzi do powstawania dołków.
Trzy zebrane emisje gazowe wykazują typowe dla płynów hydrotermalnych sygnatury chemiczne, a mianowicie głównie CO2 ze znacznymi stężeniami gazów redukujących (H2S, CH4 i H2) oraz lekkich węglowodorów (zwłaszcza benzenu i propylenu)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabela S1). Obecność gazów atmosferycznych (takich jak O2), których obecności nie oczekuje się w emisjach podmorskich, może być spowodowana zanieczyszczeniem powietrza rozpuszczonego w wodzie morskiej, które wchodzi w kontakt z gazami przechowywanymi w plastikowych pudełkach używanych do pobierania próbek, gdy pojazdy podwodne ROV są wydobywane z dna oceanu do morza w celu buntu. Odwrotnie, dodatnie wartości δ15N i wysoki stosunek N2/Ar (do 480) znacznie wyższy niż ASW (woda nasycona powietrzem) sugerują, że większość N2 jest wytwarzana ze źródeł pozaatmosferycznych, co jest zgodne z dominującym hydrotermalnym pochodzeniem tych gazów. Pochodzenie hydrotermalno-wulkaniczne gazu BdM potwierdzają zawartości CO2 i He oraz ich sygnatury izotopowe. Izotopy węgla (δ13C-CO2 od -0,93% do +0,4%) i wartości CO2/3He (od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) sugerują, że próbki BdM należą do mieszanego trendu fumaroli wokół końcowych członów płaszcza Zatoki Neapolitańskiej i dekarbonizacji. Związek między gazami wytwarzanymi przez reakcję (rysunek 6). Bardziej szczegółowo, próbki gazu BdM znajdują się wzdłuż trendu mieszania w przybliżeniu w tym samym miejscu, co płyny z sąsiednich wulkanów Campi Flegrei i Somma-Veusivus. Są bardziej skorupowe niż fumarole Ischia, które znajdują się bliżej końca płaszcza. Somma-Vesuvius i Campi Flegrei mają wyższe wartości 3He/4He (R/Ra między 2,6 a 2,9) niż BdM (R/Ra pomiędzy 1,66 a 1,96; Tabela S1). Sugeruje to, że dodanie i akumulacja radiogenicznego He pochodziły z tego samego źródła magmy, które zasilało wulkany Somma-Wezuwiusz i Campi Flegrei. Brak wykrywalnych frakcji węgla organicznego w emisjach BdM sugeruje, że osady organiczne nie biorą udziału w procesie odgazowania BdM.
Na podstawie danych podanych powyżej oraz wyników modeli eksperymentalnych struktur kopułowych związanych z podmorskimi regionami bogatymi w gaz, głębokie ciśnienie gazu może być odpowiedzialne za powstawanie kopuł BdM o skali kilometra. Aby oszacować nadciśnienie Pdef prowadzące do sklepienia BdM, zastosowaliśmy model mechaniki cienkich płyt33,34 zakładając, na podstawie zebranych danych morfologicznych i sejsmicznych, że sklepienie BdM jest podkolistą płytą o promieniu a większym niż zdeformowany miękki lepki osad. Maksymalne przemieszczenie pionowe w i grubość h (Rys. uzupełniający S1). Pdef to różnica między ciśnieniem całkowitym a ciśnieniem statycznym skały i ciśnieniem słupa wody. W BdM promień wynosi około 2500 m, w wynosi 20 m, a maksymalne h oszacowane na podstawie profilu sejsmicznego wynosi około 100 m. Obliczamy Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 z zależności, gdzie D to sztywność zginania; D jest podane przez (E h3)/[12(1 – ν2)], gdzie E jest modułem Younga osadu, ν jest współczynnikiem Poissona (~0,5)33. Ponieważ właściwości mechaniczne osadów BdM nie mogą być mierzone, ustalamy E = 140 kPa, co jest rozsądną wartością dla piaszczystych osadów przybrzeżnych47 podobnych do BdM14,24. Nie bierzemy pod uwagę wyższych wartości E podawanych w literaturze dla osadów gliny mulistej (300 < E < 350 000 kPa)33,34, ponieważ osady BDM składają się głównie z piasku, a nie mułu lub gliny mulistej24. Otrzymujemy Pdef = 0,3 Pa, co jest zgodne z szacunkami procesów podnoszenia się dna morskiego w środowiskach basenów hydratów gazowych, gdzie Pdef waha się od 10-2 do 103 Pa, przy czym niższe wartości oznaczają niską w/a i/lub co.W BdM, redukcja sztywności spowodowana lokalnym nasyceniem gazem osadu i/lub pojawieniem się wcześniej istniejących pęknięć może również przyczynić się do awarii i w konsekwencji uwolnienia gazu, umożliwiając powstanie obserwowanych struktur wentylacyjnych. Zebrane odbite profile sejsmiczne (rys. 7) wskazały, że osady PS zostały wyniesione z GSL, wypychając w górę leżące nad nimi osady morskie MS, co spowodowało powstanie kopców, fałdów, uskoków i nacięć osadowych (rys. 7b, c). Sugeruje to, że stary pumeks sprzed 14,8 do 12 tys. lat wniknął w młodszą warstwę MS poprzez proces transportu gazu w górę. Cechy morfologiczne struktury BdM można dostrzec jako wynik nadciśnienia wytworzonego przez wypływ płynu wytwarzanego przez GSL. Biorąc pod uwagę, że aktywny wypływ można zaobserwować z dna morskiego do ponad 170 m bsl48, zakładamy, że nadciśnienie płynu w GSL przekracza 1700 kPa. Migracja gazów w osadach w górę również miała wpływ materiału ściernego zawartego w MS, co wyjaśnia obecność chaotycznych osadów w rdzeniach grawitacyjnych pobranych na BdM25. Ponadto nadciśnienie GSL tworzy złożony system pęknięć (uskok wielokątny na rys. 7b). Łącznie ta morfologia, struktura i osadnictwo stratygraficzne, określane jako „pagody”49,50, były pierwotnie przypisywane wtórnym efektom starych formacji lodowcowych i są obecnie interpretowane jako efekty wznoszącego się gazu31,33 lub ewaporatów50. Na kontynentalnym obrzeżu Kampanii osady parowania są rzadkie, przynajmniej w obrębie najwyższych 3 km skorupy. Dlatego mechanizm wzrostu pagód BdM prawdopodobnie jest kontrolowany przez podnoszenie się gazu w osadach. Wniosek ten potwierdzają przejrzyste facje sejsmiczne pagody (rys. 7), a także dane z rdzenia grawitacyjnego, o których wcześniej informowano24, gdzie współczesny piasek wybucha z 'Pomici Principali'25 i 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Ponadto osady PS naciekły i zdeformowały najwyższą warstwę MS (rys. 7d). Taki układ strukturalny sugeruje, że pagoda stanowi strukturę wznoszącą się, a nie tylko gazociąg. Tak więc dwa główne procesy rządzą powstawaniem pagody: a) gęstość miękkiego osadu zmniejsza się, gdy gaz wnika od dołu; b) mieszanka gazu i osadu podnosi się, co jest obserwowanym fałdowaniem, powstawaniem uskoków i pęknięć powodujących powstawanie osadów MS (rysunek 7). Podobny mechanizm formowania zaproponowano dla pagód związanych z hydratami gazu w Morzu Południowej Szkocji (Antarktyda). Pagody BdM pojawiały się w grupach na terenach pagórkowatych, a ich pionowy zasięg wynosił średnio 70–100 m w dwukierunkowym czasie podróży (TWTT) (rys. 7a). Ze względu na obecność falowań MS i biorąc pod uwagę stratygrafię rdzenia grawitacyjnego BdM, wnioskujemy, że wiek formowania się struktur pagód jest mniejszy niż około 14–12 tys. lat. Ponadto wzrost tych struktur jest nadal aktywny (rys. 7d), ponieważ niektóre pagody najechały i zdeformowały leżący wyżej obecny piasek BdM (rys. 7d).
Niepowodzenie pagody w przekroczeniu obecnego dna morskiego wskazuje, że (a) podnoszenie się gazu i/lub lokalne zaprzestanie mieszania się gazu z osadem i/lub (b) możliwy boczny przepływ mieszanki gazu z osadem nie pozwala na lokalny proces nadciśnienia. Zgodnie z modelem teorii diapiru52 boczny przepływ wykazuje ujemną równowagę między szybkością dostarczania mieszanki błota i gazu od dołu a szybkością, z jaką pagoda porusza się w górę. Zmniejszenie szybkości dostarczania może być związane ze wzrostem gęstości mieszanki z powodu zaniku dopływu gazu. Wyniki podsumowane powyżej oraz kontrolowane przez wyporność podnoszenie się pagody pozwalają nam oszacować wysokość kolumny powietrza hg. Wyporność jest podana przez ΔP = hgg (ρw – ρg), gdzie g to grawitacja (9,8 m/s2), a ρw i ρg to odpowiednio gęstości wody i gazu. ΔP to suma poprzednich obliczone Pdef i ciśnienie litostatyczne Plith płyty osadowej, tj. ρsg h, gdzie ρs jest gęstością osadu. W tym przypadku wartość hg wymagana do uzyskania pożądanej wyporności jest podana wzorem hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. W BdM ustawiamy Pdef = 0,3 Pa i h = 100 m (patrz wyżej), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg jest pomijalne, ponieważ ρw ≫ρg. Otrzymujemy hg = 245 m, wartość reprezentującą głębokość dna GSL. ΔP wynosi 2,4 MPa, co jest nadciśnieniem wymaganym do przebicia dna morskiego BdM i utworzenia otworów wentylacyjnych.
Skład gazu BdM jest zgodny ze źródłami płaszcza zmienionymi przez dodanie płynów związanych z reakcjami dekarbonizacji skał skorupy ziemskiej (rys. 6). Przybliżone układy EW kopuł BdM i aktywnych wulkanów, takich jak Ischia, Campi Flegre i Soma-Wezuwiusz, wraz ze składem emitowanych gazów, sugerują, że gazy emitowane z płaszcza poniżej całego regionu wulkanicznego Neapolu są mieszane. Coraz więcej płynów skorupy ziemskiej przemieszcza się z zachodu (Ischia) na wschód (Somma-Wezuwiusz) (rys. 1b i 6).
Doszliśmy do wniosku, że w Zatoce Neapolitańskiej, kilka kilometrów od portu w Neapolu, znajduje się kopulasta struktura o szerokości 25 km2, która ulega zmianom w wyniku aktywnego procesu odgazowania, spowodowanego rozmieszczeniem pagód i kopców. Obecnie sygnatury BdM sugerują, że turbulencje niemagmowe53 mogą poprzedzać embrionalny wulkanizm, tj. wczesny wypływ magmy i/lub płynów termalnych. Należy wdrożyć działania monitorujące w celu analizy ewolucji zjawisk i wykrywania sygnałów geochemicznych i geofizycznych wskazujących na potencjalne zaburzenia magmowe.
Profile akustyczne kolumny wody (2D) zostały pozyskane podczas rejsu SAFE_2014 (sierpień 2014) na statku badawczym R/V Urania (CNR) przez National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Pobieranie próbek akustycznych przeprowadzono za pomocą naukowej echosondy rozdzielającej wiązkę Simrad EK60 pracującej na częstotliwości 38 kHz. Dane akustyczne rejestrowano ze średnią prędkością około 4 km. Zebrane obrazy echosondy wykorzystano do identyfikacji wycieków cieczy i dokładnego określenia ich lokalizacji w obszarze zbierania (od 74 do 180 m p.p.m.). Pomiar parametrów fizycznych i chemicznych w kolumnie wody za pomocą sond wieloparametrowych (przewodność, temperatura i głębokość, CTD). Dane zebrano za pomocą sondy CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) i przetworzono za pomocą oprogramowania SBED-Win32 (Seasave, wersja 7.23.2). Wizualną inspekcję dna morskiego przeprowadzono za pomocą Urządzenie ROV (zdalnie sterowany pojazd) „Pollux III” (GEItaliana) z dwiema kamerami (niskiej i wysokiej rozdzielczości).
Akwizycję danych wielowiązkowych wykonano przy użyciu 100-kilohercowego systemu sonarowego wielowiązkowego Simrad EM710 (Kongsberg). System jest połączony z różnicowym systemem pozycjonowania globalnego w celu zapewnienia błędów submetrycznych w pozycjonowaniu wiązki. Impuls akustyczny ma częstotliwość 100 kHz, impuls wyzwalający 150° stopni i całkowite otwarcie 400 wiązek. Pomiar i stosowanie profili prędkości dźwięku w czasie rzeczywistym podczas akwizycji. Dane przetworzono przy użyciu oprogramowania PDS2000 (Reson-Thales) zgodnie z normą Międzynarodowej Organizacji Hydrograficznej (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) w celu nawigacji i korekcji pływów. Redukcję szumów spowodowanych przypadkowymi pikami instrumentów i wykluczeniem wiązki niskiej jakości wykonano za pomocą narzędzi do edycji pasm i usuwania pików. Ciągłe wykrywanie prędkości dźwięku jest wykonywane przez stację stępkową znajdującą się w pobliżu przetwornika wielowiązkowego, która akwizyuje i stosuje profile prędkości dźwięku w czasie rzeczywistym w kolumnie wody co 6-8 godzin, aby zapewnić prędkość dźwięku w czasie rzeczywistym w celu prawidłowego sterowania wiązką. Cały zestaw danych obejmuje około 440 km2 (głębokość 0-1200 m). Dane te wykorzystano do stworzenia cyfrowego modelu terenu (DTM) o wysokiej rozdzielczości, charakteryzującego się rozmiarem komórki siatki 1 m. Ostateczny DTM (rys. 1a) sporządzono przy użyciu danych terenowych (>0 m nad poziomem morza) pozyskanych w rozmiarze komórki siatki 20 m przez Włoski Instytut Geo-Wojskowy.
55-kilometrowy profil danych sejsmicznych o wysokiej rozdzielczości z jednego kanału, zebrany podczas bezpiecznych rejsów oceanicznych w 2007 i 2014 roku, obejmował obszar około 113 kilometrów kwadratowych, oba na statku badawczym R/V Urania. Profile Mariska (np. profil sejsmiczny L1, rys. 1b) uzyskano przy użyciu systemu boomer IKB-Seistec. Jednostka akwizycyjna składa się z 2,5-metrowego katamaranu, w którym umieszczono źródło i odbiornik. Sygnatura źródła składa się z pojedynczego dodatniego piku, który charakteryzuje się zakresem częstotliwości 1-10 kHz i umożliwia rozdzielenie reflektorów oddalonych o 25 cm. Bezpieczne profile sejsmiczne uzyskano przy użyciu 1,4-kilometrowego wielopunktowego źródła sejsmicznego Geospark połączonego z oprogramowaniem Geotrace (Geo Marine Survey System). System składa się z katamaranu zawierającego źródło 1–6,02 kHz, które penetruje do 400 milisekund w miękkim osadzie pod dnem morskim, z teoretyczna rozdzielczość pionowa 30 cm. Dane z urządzeń Safe i Marsik uzyskano z szybkością 0,33 strzałów na sekundę przy prędkości statku <3 Kn. Dane przetworzono i zaprezentowano przy użyciu oprogramowania Geosuite Allworks, stosując następujący przepływ pracy: korekcja rozszerzenia, wyciszanie kolumny wody, filtrowanie pasmowo-przepustowe IIR 2–6 kHz oraz AGC.
Gaz z podwodnej fumaroli został zebrany na dnie morza za pomocą plastikowego pudełka wyposażonego w gumową przeponę na górnej stronie, umieszczonego do góry nogami przez ROV nad odpowietrznikiem. Gdy pęcherzyki powietrza wchodzące do pudełka całkowicie zastąpią wodę morską, ROV powraca na głębokość 1 m, a nurek przenosi zebrany gaz przez gumową przegrodę do dwóch wstępnie ewakuowanych 60 ml szklanych kolb wyposażonych w teflonowe zawory odcinające, z których jedna została wypełniona 20 ml 5N roztworu NaOH (kolba typu Gegenbach). Główne kwaśne gatunki gazu (CO2 i H2S) są rozpuszczone w roztworze alkalicznym, podczas gdy gatunki gazu o niskiej rozpuszczalności (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 i lekkie węglowodory) są przechowywane w przestrzeni nad powierzchnią butelki do pobierania próbek. Nieorganiczne gazy o niskiej rozpuszczalności analizowano za pomocą chromatografii gazowej (GC) przy użyciu Shimadzu 15A wyposażonego w 10-metrową rurkę 5A kolumna sita molekularnego i detektor przewodnictwa cieplnego (TCD) 54. Argon i O2 analizowano przy użyciu chromatografu gazowego Thermo Focus wyposażonego w 30-metrową kapilarną kolumnę sita molekularnego i TCD. Metan i lekkie węglowodory analizowano przy użyciu chromatografu gazowego Shimadzu 14A wyposażonego w 10-metrową kolumnę ze stali nierdzewnej wypełnioną Chromosorb PAW 80/100 mesh, pokrytą 23% SP 1700 i detektorem z płomieniową jonizacją (FID). Fazę ciekłą wykorzystano do analizy 1) CO2, as, miareczkowanego 0,5 N roztworem HCl (Metrohm Basic Titrino) i 2) H2S, as, po utlenieniu 5 ml H2O2 (33%), metodą chromatografii jonowej (IC) (IC) (Wantong 761). Błąd analityczny miareczkowania, GC i analizy IC wynosi mniej niż 5%. Po standardowych procedurach ekstrakcji i oczyszczania gazu mieszaniny, 13C/12C CO2 (wyrażone jako δ13C-CO2% i V-PDB) analizowano przy użyciu spektrometru masowego Finningan Delta S55,56. Standardami użytymi do oszacowania precyzji zewnętrznej były marmur karraryjski i San Vincenzo (wewnętrzny), NBS18 i NBS19 (międzynarodowy), podczas gdy błąd analityczny i powtarzalność wyniosły odpowiednio ±0,05% i ±0,1%.
Wartości δ15N (wyrażone jako % względem powietrza) i 40Ar/36Ar określono przy użyciu chromatografu gazowego (GC) Agilent 6890 N sprzężonego ze spektrometrem masowym przepływu ciągłego Finnigan Delta plusXP. Błąd analizy wynosi: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Stosunek izotopów He (wyrażony jako R/Ra, gdzie R to 3He/4He zmierzony w próbce, a Ra to ten sam stosunek w atmosferze: 1,39 × 10−6)57 określono w laboratorium INGV-Palermo (Włochy). 3He, 4He i 20Ne określono przy użyciu spektrometru mas z podwójnym kolektorem (Helix SFT-GVI)58 po rozdzieleniu He i Ne. Błąd analizy ≤ 0,3%. Typowe próby ślepe dla He i Ne wynoszą <10-14 i <10-16 mola, odpowiednio.
Jak cytować ten artykuł: Passaro, S. i in. Podnoszenie się dna morskiego spowodowane procesem odgazowania ujawnia rozwijającą się aktywność wulkaniczną wzdłuż wybrzeża. Science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologia i biologia współczesnych i dawnych wycieków i otworów węglowodorowych na dnie morskim: wprowadzenie. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK i Dillon, WP Globalne występowanie hydratów gazu. W: Kvenvolden, KA i Lorenson, TD (red.) 3–18 (Hydraty gazu ziemnego: występowanie, dystrybucja i wykrywanie. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofizyczne ograniczenia cyrkulacji hydrotermalnej. W: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Raport z warsztatów w Durham, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. i Heinrich, C. Struktura i dynamika systemów hydrotermalnych grzbietów śródoceanicznych. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. i Collett, TS Aktualne poglądy na temat zasobów hydratów gazowych. Energia. i środowisko. Nauka. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ i Stewart, SA Struktura wewnętrzna i historia erupcji systemu wulkanów błotnych o powierzchni kilometra na południowym Morzu Kaspijskim. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. i in. Cechy dna morskiego związane z przesiąkaniem węglowodorów z głębokowodnych kopców mułu węglanowego w Zatoce Kadyksu: od przepływu mułu do osadów węglanowych. Geografia March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL i Cartwright, J. Trójwymiarowa reprezentacja sejsmiczna rurociągów do odprowadzania płynów o długości kilometra u wybrzeży Namibii.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Charakterystyka przepływu płynów w systemach rurociągów naftowych i gazowych: Co mówią nam o ewolucji basenu? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA i Imbert, P. Pionowa ewolucja struktury wypływu płynu czwartorzędowego neogenu w odniesieniu do strumieni gazu w basenie Dolnego Kongo na morzu u wybrzeży Angoli. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY i in. Aktywność hydrotermalna i tektoniczna w północnej części jeziora Yellowstone w Wyoming. Geologia. Partia Socjalistyczna. Yes. Byt. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. i Scandone, P. Kotlina Tyrreńska i Łuk Apeniński: zależności kinematyczne od późnego totonu. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia i in. Struktura tektoniczna i skorupy ziemskiej na granicy kontynentalnej Kampanii: związek z aktywnością wulkaniczną. Minerały. Benzyna. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP i De Astis G. Względna rola tektoniki ryftowej i procesów wypiętrzania magmowego: wnioski z danych geofizycznych, strukturalnych i geochemicznych w regionie wulkanicznym Neapolu (południowe Włochy). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ i Mastrolorenzo, G. Mechanizmy niedawnego pionowego ruchu skorupy ziemskiej w kraterze Campi Flegrei w południowych Włoszech. Geologia. Partia Socjalistyczna. Tak. Specyfikacja. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. i in.Krótkoterminowa deformacja gruntu i sejsmiczność w kraterze Campi Flegrei (Włochy): przykład aktywnego odzyskiwania masy w gęsto zaludnionym obszarze.J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. i Saccorotti, G. Hydrotermalne źródła długotrwałej aktywności 4D w kompleksie wulkanicznym Campi Flegrei we Włoszech. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. i Mastrolorenzo, G. Szybkie różnicowanie w zbiornikach magmowych o kształcie progu: studium przypadku z krateru Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR i in. Szeregi czasowe SAR, analiza korelacji i modelowanie korelacji czasowej ujawniają możliwe sprzężenie Campi Flegrei i Vesuvius.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. i Torrente, M. Struktura strukturalna i stratygraficzna pierwszej połowy rowów tyrreńskich (Zatoka Neapolitańska, Włochy). Fizyka konstruktywna 315, 297–314.
Sano, Y. i Marty, B. Źródła węgla w gazie popiołu wulkanicznego z Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratygrafia kanionu Dohrn: Reakcje na obniżanie się poziomu morza i podnoszenie się tektoniczne na zewnętrznym szelfie kontynentalnym (wschodnia krawędź Morza Tyrreńskiego, Włochy). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).