Hvala, ker ste obiskali Nature.com. Različica brskalnika, ki jo uporabljate, ima omejeno podporo za CSS. Za najboljšo izkušnjo priporočamo, da uporabite posodobljen brskalnik (ali izklopite način združljivosti v Internet Explorerju). Medtem bomo za zagotovitev nadaljnje podpore spletno mesto prikazali brez slogov in JavaScripta.
Poročamo o dokazih aktivnega dvigovanja morskega dna in emisij plinov več kilometrov od obale pristanišča Neapelj (Italija). Žeblji, nasipi in kraterji so značilnosti morskega dna. Te formacije predstavljajo vrhove plitvih skorjinih struktur, vključno s pagodami, prelomi in gubami, ki danes vplivajo na morsko dno. Zabeležili so dvig, tlak in sproščanje helija in ogljikovega dioksida v reakcijah dekarbonizacije talin plašča in skorjinih kamnin. Ti plini so verjetno podobni tistim, ki napajajo hidrotermalne sisteme Ischie, Campi Flegre in Soma-Vezuva, kar kaže na vir plašča, pomešan s skorjinimi tekočinami pod Neapeljskim zalivom. Podmorska širitev in razpoka, ki ju povzroča proces dvigovanja plina in tlaka, zahtevata nadtlak 2-3 MPa. Dvigovanje morskega dna, prelomi in emisije plinov so manifestacije nevulkaničnih pretresov, ki lahko napovedujejo izbruhe morskega dna in/ali hidrotermalne eksplozije.
Globokomorski hidrotermalni izpusti (vroča voda in plin) so pogosta značilnost srednjeoceanskih hrbtov in konvergentnih robov plošč (vključno s potopljenimi deli otoških lokov), medtem ko so hladni izpusti plinskih hidratov (klatratov) pogosto značilni za celinske police in pasivne robove1, 2,3,4,5. Pojav hidrotermalnih izpustov na morskem dnu na obalnih območjih pomeni vire toplote (rezervoarje magme) znotraj celinske skorje in/ali plašča. Ti izpusti lahko predhodijo vzponu magme skozi zgornje plasti Zemljine skorje in dosežejo vrhunec z izbruhom in namestitvijo vulkanskih podvodnih gora6. Zato je za oceno morebitnih vulkanov ključnega pomena identifikacija (a) morfologij, povezanih z aktivno deformacijo morskega dna, in (b) emisij plinov v bližini naseljenih obalnih območij, kot je vulkanska regija Neapelj v Italiji (~1 milijon prebivalcev). Plitvi izbruh. Poleg tega so morfološke značilnosti, povezane z globokomorskimi hidrotermalnimi ali hidratnimi plinskimi emisijami, relativno dobro znane zaradi njihovih geoloških in bioloških lastnosti, izjeme pa so morfološke značilnosti, povezane s plitvejšimi vodami, razen tistih, ki se pojavljajo v jezeru... 12, obstaja relativno malo zapisov. Tukaj predstavljamo nove batimetrične, seizmične, podatke o vodnem stolpcu in geokemične podatke za podvodno, morfološko in strukturno kompleksno območje, ki ga prizadenejo emisije plinov v Neapeljskem zalivu (južna Italija), približno 5 km od pristanišča Neapelj. Ti podatki so bili zbrani med križarjenjem SAFE_2014 (avgust 2014) na krovu R/V Urania. Opisujemo in interpretiramo morsko dno in podzemne strukture, kjer prihaja do emisij plinov, preučujemo vire izpustnih tekočin, identificiramo in karakteriziramo mehanizme, ki uravnavajo dvig plina in z njim povezane deformacije, ter razpravljamo o vplivih vulkanologije.
Neapeljski zaliv tvori pliokvartarni zahodni rob, podolgovato tektonsko depresijo Kampanije v smeri SZ-JV13,14,15. Vzhodno od Ischie (ok. 150–1302 n. št.), kraterja Campi Flegre (ok. 300–1538) in Soma-Vezuv (od <360–1944). Ta ureditev omejuje zaliv na severu)15, medtem ko na jugu meji na Sorrentski polotok (slika 1a). Na Neapeljski zaliv vplivajo prevladujoči pomembni prelomi SV-JZ in sekundarni pomembni prelomi SZ-JV (slika 1)14,15. Za Ischio, Campi Flegrei in Sommo-Vezuv so značilne hidrotermalne manifestacije, deformacije tal in plitva seizmičnost16,17,18 (npr. turbulentni dogodek pri Campi Flegrei v letih 1982–1984 z dvigom za 1,8 m in tisoči potresi). Nedavne študije19,20 kažejo, da bi lahko prišlo do Povezava med dinamiko vulkanov Soma-Vezuv in Campi Flegre, morda povezana z "globokimi" posameznimi rezervoarji magme. Vulkanska aktivnost in nihanja morske gladine v zadnjih 36 tisoč letih Campi Flegrei in 18 tisoč letih Somme Vezuva so nadzorovali sedimentni sistem Neapeljskega zaliva. Nizka morska gladina v zadnjem ledeniškem maksimumu (18 tisoč let) je povzročila regresijo sedimentnega sistema na odprtem morju, ki so ga nato zapolnili transgresivni dogodki v poznem pleistocenu in holocenu. Podmorske emisije plinov so bile zaznane okoli otoka Ischia in ob obali Campi Flegre ter v bližini gore Soma-Vezuv (slika 1b).
(a) Morfološke in strukturne ureditve celinskega pasu in Neapeljskega zaliva 15, 23, 24, 48. Pike predstavljajo glavna središča podmorskih izbruhov; rdeče črte predstavljajo glavne prelome. (b) Batimetrija Neapeljskega zaliva z zaznanimi odprtinami tekočine (pike) in sledmi seizmičnih linij (črne črte). Rumene črte predstavljajo trajektorije seizmičnih linij L1 in L2, prikazane na sliki 6. Meje kupolastih struktur Banco della Montagna (BdM) so označene z modrimi črtkanimi črtami v (a, b). Rumeni kvadratki označujejo lokacije profilov akustičnega vodnega stolpca, okvirji CTD-EMBlank, CTD-EM50 in ROV pa so prikazani na sliki 5. Rumeni krog označuje lokacijo izpusta vzorčnega plina, njegova sestava pa je prikazana v tabeli S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) uporablja grafiko, ki jo je ustvaril Surfer® 13.
Na podlagi podatkov, pridobljenih med križarjenjem SAFE_2014 (avgust 2014) (glej Metode), je bil izdelan nov digitalni model terena (DTM) Neapeljskega zaliva z ločljivostjo 1 m. DTM kaže, da je morsko dno južno od pristanišča Neapelj značilno po rahlo nagnjeni površini, obrnjeni proti jugu (naklon ≤3°), ki jo prekinja kupolasta struktura velikosti 5,0 × 5,3 km, lokalno znana kot Banco della Montagna (BdM). Slika. 1a,b). BdM se razvija na globini približno 100 do 170 metrov, 15 do 20 metrov nad okoliškim morskim dnom. Kupola BdM je imela morfologijo, podobno gomili, zaradi 280 podkrožnih do ovalnih gomil (slika 2a), 665 stožcev in 30 jam (sliki 3 in 4). Gomila ima največjo višino in obseg 22 m oziroma 1800 m. Krožnost [C = 4π(površina/obseg2)] gomil se je z naraščajočim obodom zmanjševala (slika 2b). Osna razmerja za gomile so se gibala med 1 in 6,5, pri čemer so gomile z osnim razmerjem > 2 kazale prednostno smer N45°E + 15° in bolj razpršeno sekundarno, bolj razpršeno smer N105°E do N145°E (slika 2c). Na ravnini BdM in na vrhu nasipa obstajajo posamezni ali poravnani stožci (slika 3a,b). Stožčasta razporeditev sledi razporeditvi nasipov, na katerih se nahajajo. Žebljički se običajno nahajajo na ravnem morskem dnu (slika 3c) in občasno na nasipih. Prostorska gostota stožcev in žebljičkov kaže, da prevladujoča poravnava SV-JZ omejuje severovzhodno in jugozahodno mejo kupole BdM (slika 4a,b); manj razširjena pot SZ-JV se nahaja v osrednjem območju BdM.
(a) Digitalni model terena (velikost celice 1 m) kupole Banco della Montagna (BdM).(b) Obseg in okroglost gomil BdM.(c) Osno razmerje in kot (orientacija) glavne osi najbolje prilegajoče se elipse, ki obdaja gomil. Standardna napaka digitalnega modela terena je 0,004 m; standardni napaki oboda in okroglosti sta 4,83 m oziroma 0,01, standardni napaki osnega razmerja in kota pa sta 0,04 oziroma 3,34°.
Podrobnosti o identificiranih stožcih, kraterjih, gomilih in jamah v regiji BdM, izvlečene iz DTM na sliki 2.
(a) Stožci za poravnavo na ravnem morskem dnu; (b) stožci in kraterji na ozkih nasipih v smeri SZ-JV; (c) vdolbine na rahlo nagnjeni površini.
(a) Prostorska porazdelitev zaznanih kraterjev, jam in aktivnih plinskih izpustov. (b) Prostorska gostota kraterjev in jam, navedena v (a) (število/0,2 km2).
Na podlagi slik vodnega stolpca, posnetih z odmevom ROV, in neposrednih opazovanj morskega dna, pridobljenih med križarjenjem SAFE_2014 avgusta 2014, smo v območju BdM identificirali 37 plinastih emisij (sliki 4 in 5). Akustične anomalije teh emisij kažejo navpično podolgovate oblike, ki se dvigajo z morskega dna in segajo navpično med 12 in približno 70 m (slika 5a). Na nekaterih mestih so akustične anomalije tvorile skoraj neprekinjen "vlak". Opazovani oblaki mehurčkov se zelo razlikujejo: od neprekinjenih, gostih tokov mehurčkov do kratkotrajnih pojavov (dodatni film 1). Pregled ROV omogoča vizualno preverjanje pojava odprtin za tekočino na morskem dnu in poudarja majhne pikice na morskem dnu, včasih obdane z rdečimi do oranžnimi sedimenti (slika 5b). V nekaterih primerih kanali ROV ponovno aktivirajo emisije. Morfologija odprtin kaže krožno odprtino na vrhu brez izbruha v vodnem stolpcu. pH v vodnem stolpcu tik nad točko izpusta je pokazal znaten padec, kar kaže na bolj kisle razmere lokalno (slika 5c,d). Zlasti pH nad izpustom plina BdM pri Globina na 75 m se je zmanjšala z 8,4 (pri 70 m globine) na 7,8 (pri 75 m globine) (slika 5c), medtem ko so imela druga mesta v Neapeljskem zalivu vrednosti pH med 0 in 160 m v globinskem intervalu med 8,3 in 8,5 (slika 5d). Na dveh mestih znotraj in zunaj območja BdM v Neapeljskem zalivu ni bilo pomembnih sprememb temperature in slanosti morske vode. Na globini 70 m je temperatura 15 °C, slanost pa približno 38 PSU (slika 5c,d). Meritve pH, temperature in slanosti so pokazale: a) sodelovanje kislih tekočin, povezanih s procesom razplinjanja BdM, in b) odsotnost ali zelo počasno izpust termalnih tekočin in slanice.
(a) Okno zajemanja akustičnega profila vodnega stolpca (ehometer Simrad EK60). Navpični zeleni pas, ki ustreza plinskemu izbruhu, zaznanemu na izpustu tekočine EM50 (približno 75 m pod morsko gladino), ki se nahaja v območju BdM; prikazani so tudi multipleksni signali dna in morskega dna (b), zbrani z daljinsko vodenim vozilom v območju BdM. Posamezna fotografija prikazuje majhen krater (črni krog), obdan z rdečim do oranžnim sedimentom. (c,d) Podatki CTD večparametrske sonde, obdelani s programsko opremo SBED-Win32 (Seasave, različica 7.23.2). Vzorci izbranih parametrov (slanost, temperatura, pH in kisik) vodnega stolpca nad izpustom tekočine EM50 (plošča c) in zunaj območja izpusta Bdm (plošča d).
Med 22. in 28. avgustom 2014 smo na preučevanem območju zbrali tri vzorce plina. Ti vzorci so pokazali podobno sestavo, v kateri je prevladoval CO2 (934–945 mmol/mol), sledile so mu ustrezne koncentracije N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) in H2S (0,10 mmol/mol) – 0,44 mmol/mol, medtem ko sta bila H2 in He manj zastopana (<0,052 oziroma <0,016 mmol/mol) (slika 1b; tabela S1, dodatni film 2). Izmerjene so bile tudi relativno visoke koncentracije O2 in Ar (do 3,2 oziroma 0,18 mmol/mol). Vsota lahkih ogljikovodikov se giblje od 0,24 do 0,30 mmol/mol in je sestavljena iz alkanov C2–C4, aromatov (predvsem benzena), propena in spojin, ki vsebujejo žveplo (tiofen). Vrednost 40Ar/36Ar je skladna z zrakom. (295,5), čeprav ima vzorec EM35 (kupola BdM) vrednost 304, kar kaže na rahel presežek 40Ar. Razmerje δ15N je bilo višje kot za zrak (do +1,98 % v primerjavi z zrakom), medtem ko so se vrednosti δ13C-CO2 gibale od -0,93 do 0,44 % v primerjavi z V-PDB. Vrednosti R/Ra (po korekciji onesnaženosti zraka z razmerjem 4He/20Ne) so bile med 1,66 in 1,94, kar kaže na prisotnost velikega deleža He v plašču. Z združevanjem izotopa helija s CO2 in njegovim stabilnim izotopom 22 je mogoče dodatno pojasniti vir emisij v BdM. Na karti CO2 za CO2/3He v primerjavi z δ13C (slika 6) je sestava plina BdM primerjana s sestavo fumarol Ischia, Campi Flegrei in Somma-Vezuv. Slika 6 prikazuje tudi teoretične mešalne linije med tremi različnimi viri ogljika. ki so lahko vključeni v proizvodnjo plina BdM: raztopljene taline, pridobljene iz plašča, sedimenti, bogati z organskimi snovmi, in karbonati. Vzorci BdM spadajo na črto mešanja, ki jo prikazujejo trije vulkani v Kampaniji, to je mešanje med plaščnimi plini (za katere se za namen prilagajanja podatkov predpostavlja, da so nekoliko obogateni z ogljikovim dioksidom v primerjavi s klasičnimi MORB) in reakcijami, ki jih povzroča dekarbonizacija skorje. Nastala plinska kamnina.
Za primerjavo so predstavljene hibridne črte med sestavo plašča in končnimi členi apnenca ter organskih sedimentov. Okvirčki predstavljajo območja fumarol Ischia, Campi Flegrei in Somma-Vesvius 59, 60, 61. Vzorec BdM je v mešanem trendu vulkana Campania. Plin končnega člana mešane črte je iz plašča, ki nastane pri reakciji razogljičenja karbonatnih mineralov.
Seizmična prereza L1 in L2 (sliki 1b in 7) prikazujeta prehod med BdM in distalnimi stratigrafskimi zaporedji vulkanskih območij Somma-Vezuv (L1, slika 7a) in Campi Flegrei (L2, slika 7b). Za BdM je značilna prisotnost dveh glavnih seizmičnih formacij (MS in PS na sliki 7). Zgornja (MS) prikazuje subparalelne reflektorje z visoko do zmerno amplitudo in lateralno kontinuiteto (slika 7b, c). Ta plast vključuje morske sedimente, ki jih je vlečel sistem zadnjega ledeniškega maksimuma (LGM), in je sestavljena iz peska in gline23. Spodnja plast PS (slika 7b–d) je značilna po kaotični do prozorni fazi v obliki stebrov ali peščenih ur. Zgornji del sedimentov PS je tvoril nasipe na morskem dnu (slika 7d). Te geometrije, podobne diapirjem, kažejo na vdor prozornega materiala PS v najzgornje usedline MS. Dvig je odgovoren za nastanek gub in prelomov, ki vplivajo na plast MS in prekrivajoči se sodobni sedimenti morskega dna BdM (slika 7b–d). Stratigrafski interval MS je v vzhodno-vzhodnem delu odseka L1 jasno razslojen, medtem ko se proti BdM beli zaradi prisotnosti plinsko nasičene plasti (GSL), ki jo prekrivajo nekatere notranje ravni zaporedja MS (slika 7a). Gravitacijski jedri, zbrani na vrhu BdM, ki ustrezajo prozorni seizmični plasti, kažejo, da zgornjih 40 cm sestavlja pesek, odložen pred kratkim do danes; )24,25 in delci plovca iz eksplozivnega izbruha vulkana Campi Flegrei »Neapeljskega rumenega tufa« (14,8 tisoč let)26. Prozorne faze plasti PS ni mogoče razložiti zgolj s kaotičnimi procesi mešanja, ker so kaotične plasti, povezane s zemeljskimi plazovi, blatnimi tokovi in ​​piroklastičnimi tokovi, ki jih najdemo zunaj BdM v Neapeljskem zalivu, akustično neprozorne21,23,24. Sklepamo, da opazovane seizmične facije BdM PS, kot tudi videz podmorske plasti PS (slika 7d), odražajo dvig zemeljskega plina.
(a) Enosmerni seizmični profil L1 (navigacijska sled na sliki 1b), ki prikazuje stebrasto (pagoda) prostorsko razporeditev. Pagoda je sestavljena iz kaotičnih usedlin plovca in peska. Plast, nasičena s plinom, ki obstaja pod pagodo, odpravlja kontinuiteto globljih formacij. (b) Enokanalni seizmični profil L2 (navigacijska sled na sliki 1b), ki poudarja zarezovanje in deformacijo nasipov morskega dna, morskih (MS) in usedlin plovca in peska (PS). (c) Podrobnosti deformacije v MS in PS so navedene v (c, d). Ob predpostavki hitrosti 1580 m/s v najvišjem sedimentu 100 ms predstavlja približno 80 m na navpični lestvici.
Morfološke in strukturne značilnosti BdM so podobne drugim podmorskim hidrotermalnim in plinskohidratnim poljem po vsem svetu2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 in so pogosto povezane z dvigi (oboki in gomile) in izpustom plina (stožci, jame). Stožci in jame, poravnani z BdM, ter podolgovati gomili kažejo na strukturno nadzorovano prepustnost (sliki 2 in 3). Prostorska razporeditev gomil, jam in aktivnih odprtin kaže, da njihovo porazdelitev delno nadzorujejo udarne razpoke SZ-JV in SV-JZ (slika 4b). To so prednostne smeri prelomnih sistemov, ki vplivajo na vulkanska območja Campi Flegrei in Somma-Vezuv ter Neapeljski zaliv. Zlasti struktura prvega nadzoruje lokacijo hidrotermalnega izpusta iz kraterja Campi Flegrei35. Zato sklepamo, da prelomi in razpoke v Neapeljskem zalivu predstavljajo prednostno pot za migracijo plina na površje, kar je značilnost, ki jo imajo tudi drugi strukturno nadzorovani hidrotermalni viri. sistemi36,37. Omeniti velja, da stožci in jame BdM niso bili vedno povezani z gomilami (slika 3a,c). To kaže, da te gomile ne predstavljajo nujno predhodnikov nastanka jam, kot so drugi avtorji predlagali za cone plinskih hidratov32,33. Naši sklepi podpirajo hipotezo, da motnje v sedimentih morskega dna kupole ne vodijo vedno do nastanka jam.
Tri zbrane plinske emisije kažejo kemijske značilnosti, značilne za hidrotermalne tekočine, in sicer predvsem CO2 z znatnimi koncentracijami redukcijskih plinov (H2S, CH4 in H2) in lahkih ogljikovodikov (zlasti benzena in propilena)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabela S1). Prisotnost atmosferskih plinov (kot je O2), za katere se ne pričakuje, da bi bili prisotni v emisijah podmornic, je lahko posledica onesnaženja z zrakom, raztopljenim v morski vodi, ki pride v stik s plini, shranjenimi v plastičnih škatlah, ki se uporabljajo za vzorčenje, saj se ROV-ji črpajo z oceanskega dna v morje, da se uprejo. Nasprotno pa pozitivne vrednosti δ15N ​​in visoko razmerje N2/Ar (do 480), ki je bistveno višje od ASW (voda, nasičena z zrakom), kažejo, da večina N2 nastane iz zunajatmosferskih virov, kar se ujema s prevladujočim hidrotermalnim izvorom teh plinov. Hidrotermalno-vulkanski izvor plina BdM potrjujejo vsebnosti CO2 in He ter njuni izotopski podpisi. Izotopi ogljika (δ13C-CO2 od -0,93 % do +0,4 %) in vrednosti CO2/3He (od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) kažejo, da vzorci BdM pripadajo mešanemu trendu fumarol okoli končnih članov plašča Neapeljskega zaliva in razogljičenja. Razmerje med plini, ki nastanejo pri reakciji (slika 6). Natančneje, vzorci plina BdM se nahajajo vzdolž trenda mešanja na približno istem mestu kot tekočine iz sosednjih vulkanov Campi Flegrei in Somma-Veusivus. So bolj skorjasti kot fumaroli Ischia, ki so bližje koncu plašča. Somma-Vezuv in Campi Flegrei imata višje vrednosti 3He/4He (R/Ra med 2,6 in 2,9) kot BdM (R/Ra med 1,66 in 1,96; tabela S1). To kaže, da je dodajanje in kopičenje radiogenega He izviralo iz istega vira magme kot ... napajalo vulkana Somma-Vezuv in Campi Flegrei. Odsotnost zaznavnih deležev organskega ogljika v emisijah BdM kaže na to, da organski sedimenti niso vključeni v proces razplinjevanja BdM.
Na podlagi zgoraj navedenih podatkov in rezultatov eksperimentalnih modelov kupolastih struktur, povezanih s podmorskimi območji, bogatimi s plinom, je lahko globoko povečanje tlaka plina odgovorno za nastanek kilometrskih kupol BdM. Za oceno nadtlaka Pdef, ki vodi do trezorja BdM, smo uporabili model mehanike tankih plošč33,34, pri čemer smo na podlagi zbranih morfoloških in seizmičnih podatkov predpostavili, da je trezor BdM podkrožna plošča s polmerom a, ki je večji od deformiranega mehkega viskoznega nanosa. Navpični največji premik w in debelina h sta prikazana (dodatna slika S1). Pdef je razlika med skupnim tlakom in statičnim tlakom kamnine ter tlakom vodnega stolpca. Pri BdM je polmer približno 2500 m, w je 20 m, največji h, ocenjen iz seizmičnega profila, pa je približno 100 m. Iz relacije izračunamo Pdef 46Pdef = w 64 D/a4, kjer je D upogibna togost; D je podan z (E h3)/[12(1 – ν2)], kjer je E Youngov modul usedline, ν pa Poissonov količnik (~0,5)33. Ker mehanskih lastnosti sedimentov BdM ni mogoče izmeriti, smo določili E = 140 kPa, kar je razumna vrednost za obalne peščene sedimente47, podobno kot BdM14,24. Višjih vrednosti E, o katerih poročajo v literaturi za usedline meljaste gline (300 < E < 350.000 kPa)33,34, ne upoštevamo, ker usedline BDM sestavljajo predvsem pesek, ne melj ali meljasta gline24. Dobimo Pdef = 0,3 Pa, kar je skladno z ocenami procesov dvigovanja morskega dna v okoljih bazenov s plinskimi hidrati, kjer se Pdef giblje od 10-2 do 103 Pa, pri čemer nižje vrednosti predstavljajo nizek odnos vode/vode in/ali vode. Pri BdM zmanjšanje togosti zaradi lokalne nasičenosti usedline s plinom in/ali pojav že obstoječih razpok lahko prav tako prispeva k odpovedi in posledičnemu sproščanju plina, kar omogoča nastanek opazovanih prezračevalnih struktur. Zbrani odbiti seizmični profili (slika 7) so pokazali, da so se PS sedimenti dvignili iz GSL, kar je potisnilo navzgor prekrivajoče se morske sedimente MS, kar je povzročilo nasipe, gube, prelome in sedimentne reze (slika 7b,c). To kaže, da je 14,8 do 12 tisoč let star plovec vdrl v mlajšo plast MS s procesom prenosa plina navzgor. Morfološke značilnosti strukture BdM je mogoče videti kot posledico nadtlaka, ki ga je ustvaril izpust tekočine, ki ga je povzročil GSL. Glede na to, da je aktivni izpust viden od morskega dna do več kot 170 m globine48, domnevamo, da nadtlak tekočine znotraj GSL presega 1700 kPa. Navzgornja migracija plinov v sedimentih je imela tudi učinek čiščenja materiala, ki ga vsebuje MS, kar pojasnjuje prisotnost kaotičnih sedimentov v gravitacijskih jedrih, vzorčenih na BdM25. Poleg tega je Nadtlak GSL ustvarja kompleksen sistem razpok (poligonalni prelom na sliki 7b). Skupaj so to morfologijo, strukturo in stratigrafsko poravnavo, imenovane "pagode"49,50, prvotno pripisovali sekundarnim učinkom starih ledeniških formacij in jih trenutno razlagajo kot učinke dviga plina31,33 ali evaporitov50. Na celinskem robu Kampanije so evaporativni sedimenti redki, vsaj v zgornjih 3 km skorje. Zato je mehanizem rasti pagod BdM verjetno pod nadzorom dviga plina v sedimentih. Ta sklep podpirajo prozorne seizmične facije pagode (slika 7), pa tudi podatki gravitacijskega jedra, kot je bilo že poročano24, kjer današnji pesek izbruha z 'Pomici Principali'25 in 'Neapeljskim rumenim tufom'26 Campi Flegrei. Poleg tega so usedline PS vdrle in deformirale zgornjo plast MS (slika 7d). Ta strukturna ureditev kaže, da pagoda predstavlja vzpon. struktura in ne le plinovod. Tako nastanek pagode urejata dva glavna procesa: a) gostota mehkega sedimenta se zmanjšuje, ko plin vstopa od spodaj; b) mešanica plina in sedimenta se dviga, kar je opazovano gubanje, prelom in razpoke, ki povzročajo MS usedline (slika 7). Podoben mehanizem nastanka je bil predlagan za pagode, povezane s plinskimi hidrati v Južnem Škotskem morju (Antarktika). Pagode BdM so se pojavljale v skupinah na hribovitih območjih, njihov navpični obseg pa je v povprečju znašal 70–100 m v dvosmernem času potovanja (TWTT) (slika 7a). Zaradi prisotnosti valov MS in ob upoštevanju stratigrafije gravitacijskega jedra BdM sklepamo, da je starost nastanka pagodnih struktur manjša od približno 14–12 tisoč let. Poleg tega je rast teh struktur še vedno aktivna (slika 7d), saj so nekatere pagode vdrle in deformirale zgornji današnji pesek BdM (slika 7d).
To, da pagoda ni prečkala današnjega morskega dna, kaže na to, da (a) dvig plina in/ali lokalna prekinitev mešanja plina in usedlin in/ali (b) morebitni lateralni tok mešanice plina in usedlin ne omogoča lokaliziranega procesa nadtlaka. V skladu z modelom teorije diapirja52 lateralni tok kaže negativno ravnovesje med hitrostjo dovajanja mešanice blata in plina od spodaj ter hitrostjo, s katero se pagoda premika navzgor. Zmanjšanje hitrosti dovajanja je lahko povezano s povečanjem gostote mešanice zaradi izginotja dovajanja plina. Zgoraj povzeti rezultati in dvig pagode, ki ga nadzoruje vzgon, nam omogočajo oceno višine zračnega stebra hg. Vzgon je podan z ΔP = hgg (ρw – ρg), kjer je g gravitacija (9,8 m/s2), ρw in ρg pa sta gostoti vode oziroma plina. ΔP je vsota predhodno izračunanega Pdef in litostatskega tlaka Plith sedimentne plošče, tj. ρsg h, kjer je ρs je gostota sedimenta. V tem primeru je vrednost hg, potrebna za želeni vzgon, podana z hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. V BdM nastavimo Pdef = 0,3 Pa in h = 100 m (glej zgoraj), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg je zanemarljiv, ker je ρw ≫ρg. Dobimo hg = 245 m, vrednost, ki predstavlja globino dna GSL. ΔP je 2,4 MPa, kar je nadtlak, potreben za preboj morskega dna BdM in nastanek odprtin.
Sestava plina BdM je skladna z viri v plašču, ki so se spremenili zaradi dodatka tekočin, povezanih z reakcijami dekarbonizacije kamnin skorje (slika 6). Groba vzhodno-zahodna poravnava kupol BdM in aktivnih vulkanov, kot so Ischia, Campi Flegre in Soma-Vezuv, skupaj s sestavo izpuščenih plinov, kaže, da so plini, ki se izpuščajo iz plašča pod celotno vulkansko regijo Neaplja, mešani. Vedno več tekočin v skorji se premika od zahoda (Ischia) proti vzhodu (Somma-Vezuv) (sliki 1b in 6).
Ugotovili smo, da se v Neapeljskem zalivu, nekaj kilometrov od neapeljskega pristanišča, nahaja 25 km2 široka kupolasta struktura, na katero vpliva aktiven proces razplinjevanja in jo povzroča postavitev pagod in gomil. Trenutno BdM-signature kažejo, da lahko nemagmatska turbulenca53 predhodi embrionalnemu vulkanizmu, tj. zgodnjemu izpustu magme in/ali termalnih tekočin. Izvajati je treba spremljanje, da se analizira razvoj pojavov in odkrijejo geokemični in geofizikalni signali, ki kažejo na morebitne magmatske motnje.
Profili akustičnega vodnega stolpca (2D) so bili pridobljeni med križarjenjem SAFE_2014 (avgust 2014) na R/V Urania (CNR) s strani Nacionalnega raziskovalnega sveta Inštituta za obalno morsko okolje (IAMC). Akustično vzorčenje je bilo izvedeno z znanstvenim ehosonderjem Simrad EK60 z delitvenim žarkom, ki deluje na 38 kHz. Akustični podatki so bili posneti pri povprečni hitrosti približno 4 km. Zbrane slike ehosonderja so bile uporabljene za identifikacijo izpustov tekočin in natančno določitev njihove lokacije na območju zbiranja (med 74 in 180 m nadmorske višine). Fizikalne in kemijske parametre v vodnem stolpcu so merili z večparametrskimi sondami (prevodnost, temperatura in globina, CTD). Podatki so bili zbrani s sondo CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) in obdelani s programsko opremo SBED-Win32 (Seasave, različica 7.23.2). Vizualni pregled morskega dna je bil opravljen z napravo ROV (daljinsko upravljano vozilo) »Pollux III« (GEItaliana) z dvema... (nizko- in visokoločljivostne) kamere.
Večsnopni zajem podatkov je bil izveden z uporabo 100 KHz večsnopnega sonarja Simrad EM710 (Kongsberg). Sistem je povezan z diferencialnim globalnim pozicijskim sistemom, da se zagotovijo submetrične napake pri pozicioniranju snopa. Akustični impulz ima frekvenco 100 KHz, sprožilni impulz 150° in celotno odprtino 400 snopov. Med zajemom so bili profili hitrosti zvoka izmerjeni in uporabljeni v realnem času. Podatki so bili obdelani s programsko opremo PDS2000 (Reson-Thales) v skladu s standardom Mednarodne hidrografske organizacije (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) za navigacijo in korekcijo plimovanja. Zmanjšanje šuma zaradi nenamernih konic instrumentov in izključitve snopa slabe kakovosti je bilo izvedeno z orodji za urejanje pasov in odstranjevanje konic. Neprekinjeno zaznavanje hitrosti zvoka izvaja kobilična postaja, ki se nahaja v bližini večsnopnega pretvornika, in vsakih 6–8 ur pridobiva in uporablja profile hitrosti zvoka v vodnem stolpcu v realnem času, da se zagotovi hitrost zvoka v realnem času za pravilno krmiljenje snopa. Celoten Nabor podatkov obsega približno 440 km2 (globina 0–1200 m). Podatki so bili uporabljeni za izdelavo digitalnega modela terena (DTM) visoke ločljivosti, za katerega je značilna velikost mrežnih celic 1 m. Končni DTM (slika 1a) je bil izdelan s podatki o terenu (>0 m nadmorske višine), ki jih je z velikostjo mrežnih celic 20 m pridobil Italijanski geo-vojaški inštitut.
55-kilometrski visokoločljivostni enokanalni seizmični podatkovni profil, zbran med varnimi oceanskimi križarjenji v letih 2007 in 2014, je pokrival območje približno 113 kvadratnih kilometrov, oba na R/V Urania. Profila Marisk (npr. seizmični profil L1, slika 1b) sta bila pridobljena z uporabo sistema boomer IKB-Seistec. Enota za zajemanje podatkov je sestavljena iz 2,5-metrskega katamarana, v katerem sta nameščena vir in sprejemnik. Podpis vira je sestavljen iz enega samega pozitivnega vrha, ki je značilen za frekvenčno območje 1–10 kHz in omogoča ločljivost reflektorjev, ločenih za 25 cm. Varni seizmični profili so bili pridobljeni z uporabo 1,4 kJ večkonicnega seizmičnega vira Geospark, povezanega s programsko opremo Geotrace (Geo Marine Survey System). Sistem je sestavljen iz katamarana, ki vsebuje vir 1–6,02 kHz, ki prodre do 400 milisekund v mehke sedimente pod morskim dnom, s teoretično vertikalno ločljivostjo 30 cm. Naprave Safe in Marsik so bile pridobljene na hitrost 0,33 strelov/s s hitrostjo plovila <3 Kn. Podatki so bili obdelani in predstavljeni z uporabo programske opreme Geosuite Allworks z naslednjim potekom dela: korekcija dilatacije, utišanje vodnega stolpca, filtriranje IIR pasovno prepustnega pasu 2–6 KHz in AGC.
Plin iz podvodne fumarole je bil zbran na morskem dnu s plastično škatlo z gumijasto membrano na zgornji strani, ki jo je ROV postavil na glavo nad odprtino. Ko zračni mehurčki, ki so vstopili v škatlo, popolnoma nadomestijo morsko vodo, se ROV vrne na globino 1 m in potapljač prenese zbrani plin skozi gumijasto pregrado v dve predhodno evakuirani 60-mililitrski stekleni bučki, opremljeni s teflonskimi zapornimi pipami, od katerih je bila ena napolnjena z 20 ml 5N raztopine NaOH (bučka tipa Gegenbach). Glavne kisle plinske vrste (CO2 in H2S) so raztopljene v alkalni raztopini, medtem ko so plinske vrste z nizko topnostjo (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 in lahki ogljikovodiki) shranjene v zgornjem prostoru vzorčevalne steklenice. Anorganske pline z nizko topnostjo so analizirali s plinsko kromatografijo (GC) z uporabo Shimadzu 15A, opremljenega z 10 m dolgo molekularno sito 5A in detektorjem toplotne prevodnosti (TCD) 54. Argon in O2 sta bila analizirana s Thermo Focusom. plinski kromatograf, opremljen s 30 m dolgo kapilarno molekularno sito in TCD. Metan in lahki ogljikovodiki so bili analizirani z uporabo plinskega kromatografa Shimadzu 14A, opremljenega z 10 m dolgo kolono iz nerjavečega jekla, napolnjeno s Chromosorb PAW 80/100 mesh, prevlečeno s 23 % SP 1700 in plamensko ionizacijskim detektorjem (FID). Tekoča faza je bila uporabljena za analizo 1) CO2, kot je bilo uporabljeno, titriranega z 0,5 N raztopino HCl (Metrohm Basic Titrino) in 2) H2S, kot je bilo uporabljeno po oksidaciji s 5 ml H2O2 (33 %), z ionsko kromatografijo (IC) (IC) (Wantong 761). Analitska napaka titracije, GC in IC analize je manjša od 5 %. Po standardnih postopkih ekstrakcije in čiščenja za plinske mešanice je bil 13C/12C CO2 (izražen kot δ13C-CO2% in V-PDB) analiziran z masnim spektrometrom Finningan Delta S55,56. Standardi, uporabljeni za oceno zunanje natančnosti, so bili marmor Carrara in San Vincenzo (interni), NBS18 in NBS19 (mednarodni), analitična napaka in ponovljivost pa sta bili ±0,05 % oziroma ±0,1 %.
Vrednosti δ15N (izraženo kot % glede na zrak) in 40Ar/36Ar so bile določene z uporabo plinskega kromatografa (GC) Agilent 6890 N, povezanega z masnim spektrometrom Finnigan Delta plusXP s kontinuirnim tokom. Napaka analize je: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. Razmerje izotopov He (izraženo kot R/Ra, kjer je R 3He/4He, izmerjeno v vzorcu, Ra pa je enako razmerje v atmosferi: 1,39 × 10−6)57 je bilo določeno v laboratoriju INGV-Palermo (Italija). 3He, 4He in 20Ne so bili določeni z masnim spektrometrom z dvojnim kolektorjem (Helix SFT-GVI)58 po ločitvi He in Ne. Napaka analize ≤ 0,3 %. Tipični slepi vzorci za He in Ne so <10-14 oziroma <10-16 mol.
Kako citirati ta članek: Passaro, S. et al. Dvig morskega dna, ki ga povzroča proces razplinjevanja, razkriva brstečo vulkansko aktivnost vzdolž obale. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologija in biologija sodobnih in starodavnih izcedkov in odprtin ogljikovodikov na morskem dnu: uvod. Geografski ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK in Dillon, WP Globalna pojavnost plinskih hidratov. V Kvenvolden, KA in Lorenson, TD (ur.) 3–18 (Hidari zemeljskega plina: Pojavnost, porazdelitev in odkrivanje. Geofizikalna monografija Ameriške geofizikalne zveze 124, 2001).
Fisher, AT Geofizikalne omejitve hidrotermalne cirkulacije. V: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. in Hein, JR (ur.) 29–52 (Poročilo delavnice v Durhamu, Prenos energije in mase v morskih hidrotermalnih sistemih, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. in Heinrich, C. Struktura in dinamika hidrotermalnih sistemov srednjeoceanskega grebena. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. in Collett, TS. Trenutni pogledi na vire plinskih hidratov. Energija.in.okolje.znanost.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ in Stewart, SA Notranja struktura in zgodovina izbruhov kilometrskega sistema blatnih vulkanov v južnem Kaspijskem morju. Bazenski rezervoar 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Značilnosti morskega dna, povezane z izcejanjem ogljikovodikov iz globokomorskih karbonatnih blatnih nasipov v Cadiškem zalivu: od blatnega toka do karbonatnih sedimentov. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL in Cartwright, J. 3D seizmična predstavitev kilometrskih cevovodov za izpust tekočine ob obali Namibije. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Značilnosti pretoka tekočin v naftovodnih in plinovodnih sistemih: Kaj nam povedo o razvoju bazenov? Marec Geologija. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA in Imbert, P. Vertikalna evolucija neogenske kvartarne strukture izpusta tekočin v povezavi s pretoki plina v spodnjem delu Kongoškega bazena ob obali Angole. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hidrotermalna in tektonska aktivnost v severnem jezeru Yellowstone v Wyomingu. Geologija. Socialistična stranka. Yes. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. in Scandone, P. Tirenski bazen in Apeninski lok: Kinematični odnosi od poznega totona naprej. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonska in skorjasta struktura na celinskem robu Kampanije: povezava z vulkansko aktivnostjo. mineral. bencin. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP in De Astis G. Relativna vloga riftne tektonike in procesov magmatskega dviga: sklepanje iz geofizikalnih, strukturnih in geokemičnih podatkov v vulkanski regiji Neapelj (južna Italija). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ in Mastrolorenzo, G. Mehanizmi nedavnega vertikalnega premikanja skorje v kraterju Campi Flegrei v južni Italiji. Geologija. Socialistična stranka. Da. Specifikacija. 263, str. 1–47 (1991).
Orsi, G. et al. Kratkotrajna deformacija tal in seizmičnost v ugnezdenem kraterju Campi Flegrei (Italija): primer obnavljanja aktivne mase na gosto poseljenem območju. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. in Saccorotti, G. Hidrotermalni izvor trajne dolgoročne 4D aktivnosti v vulkanskem kompleksu Campi Flegrei v Italiji. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. in Mastrolorenzo, G. Hitra diferenciacija v magmatskih rezervoarjih, podobnih pragu: študija primera iz kraterja Campi Flegrei. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Časovne vrste InSAR, korelacijska analiza in časovno-korelacijsko modeliranje razkrivajo možno povezavo Campi Flegrei in Vezuva. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. in Torrente, M. Strukturna in stratigrafska zgradba prve polovice Tirenskega grabena (Neapeljski zaliv, Italija). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. in Marty, B. Viri ogljika v vulkanskem pepelu iz otoških lokov. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafija kanjona Dohrn: Odzivi na padec morske gladine in tektonski dvig na zunanji celinski polici (vzhodno tirensko obrobje, Italija). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).