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 zaradi zagotavljanja stalne podpore spletno mesto prikazali brez slogov in JavaScripta.
Poročamo o dokazih o aktivnem dvigovanju morskega dna in emisijah plinov nekaj kilometrov od obale pristanišča v Neaplju (Italija). Oznake, gomile in kraterji so značilnosti morskega dna. Te formacije predstavljajo vrhove plitvih struktur skorje, vključno s pagodami, prelomi in gubami, ki danes vplivajo na morsko dno. Zabeležili so dvig, pritisk in sproščanje helija in ogljikovega dioksida v reakcijah dekarbonizacije taline plašča in kamnine skorje. Ti plini so verjetno podobni tistim, ki napajajo hidrotermalne sisteme Ischia, Campi Flegre in Soma-Vesuvius, kar kaže na vir plašča, pomešan s tekočinami skorje pod Neapeljskim zalivom. Podmorsko širjenje in razpok, ki ga povzroči plinski dvig in proces tlaka, zahteva nadtlak 2-3 MPa. Dviganja morskega dna, prelomi in emisije plinov s so manifestacije nevulkanskih preobratov, ki lahko napovedujejo izbruhe morskega dna in/ali hidrotermalne eksplozije.
Globokomorski hidrotermalni izpusti (vroča voda in plin) so skupna značilnost srednjeoceanskih grebenov in robov konvergentnih plošč (vključno s potopljenimi deli otočnih lokov), medtem ko so hladni izpusti plinskih hidratov (klatratov) pogosto značilni za epikontinentalne pasove in pasivne robove1, 2,3,4,5. Pojav hidrotermalnih izpustov morskega dna na obalnih območjih pomeni vire toplote ( rezervoarji magme) v celinski skorji in/ali plašču. Ti izpusti se lahko pojavijo pred dvigom magme skozi najvišje plasti zemeljske skorje in dosežejo vrhunec z izbruhom in namestitvijo vulkanskih podvodnih gora6. Zato je identifikacija (a) morfologij, povezanih z aktivno deformacijo morskega dna, in (b) emisij plinov v bližini naseljenih obalnih območij, kot je vulkanski regija Neapelj v Italiji (približno 1 milijon prebivalcev) je ključnega pomena za ocenjevanje morebitnih vulkanov. Plitvo izbruh. Poleg tega, medtem ko so morfološke značilnosti, povezane z globokomorskimi emisijami hidrotermalnih ali hidratnih plinov, razmeroma dobro znane zaradi svojih geoloških in bioloških lastnosti, so izjeme morfološke značilnosti, povezane s plitvejšimi vodami, razen tistih, ki se pojavljajo v jezeru 12, je relativno malo zapisov. Tukaj predstavljamo novo batimetrijo, seizmični podatki, podatki o vodnem stolpcu in geokemični podatki za podvodno, morfološko in strukturno zapleteno regijo, ki so jo prizadeli izpusti plinov v Neapeljskem zalivu (južna Italija), približno 5 km od neapeljskega pristanišča. Ti podatki so bili zbrani med križarjenjem SAFE_2014 (avgust 2014) na R/V Urania. Opisujemo in interpretiramo strukture morskega dna in podpovršine, kjer prihaja do izpustov plinov pojavijo, raziskujejo vire odzračevanja tekočin, identificirajo in karakterizirajo mehanizme, ki uravnavajo dvig plina in s tem povezano deformacijo, ter razpravljajo o vplivih vulkanologije.
Neapeljski zaliv tvori plio-kvartarni zahodni rob, SZ-JV raztegnjeno tektonsko depresijo Campania13,14,15.VZ od Ischie (pribl. 150-1302 n. št.), krater Campi Flegre (približno 300-1538) in Soma-Vezuv (od <360-1944) Ureditev omejuje zaliv na sever AD)15, medtem ko južno meji na Sorrentski polotok (sl. 1a). Na Neapeljski zaliv vplivajo prevladujoči SV-JZ in sekundarni SZ-JV pomembni prelomi (sl. 1) 14,15. Za Ischio, Campi Flegrei in Somma-Vezuv so značilne hidrotermalne manifestacije, deformacija tal in plitva seizmičnost 16,17,18 ( npr. turbulentni dogodek v Campi Flegrei v letih 1982-1984 z dvigom 1,8 m in na tisoče potresov). Nedavne študije 19, 20 kažejo, da lahko obstaja povezava med dinamiko Soma-Vezuva in tisto v Campi Flegreju, ki je morda povezana z 'globokimi' posameznimi rezervoarji magme. Vulkanska aktivnost in nihanje morske gladine v zadnjih 36 stoletja Campi Flegrei in 18 ka Somma Vesuvius sta nadzorovala sedimentni sistem Neapeljskega zaliva. Nizka gladina morja na zadnjem ledeniškem maksimumu (18 ka) je povzročila nazadovanje obalnega plitvega sedimentnega sistema, ki so ga nato zapolnili transgresivni dogodki v poznem pleistocenu-holocenu. Emisije podmorskih plinov so zaznali okoli otoka Ischia in ob obali Campi Flegre in blizu gore Soma-Vezuv (sl.1b).
(a) Morfološke in strukturne ureditve epikontinentalnega pasu in Neapeljskega zaliva 15, 23, 24, 48. Pike so glavna središča podmorskih izbruhov;rdeče črte predstavljajo glavne prelome. (b) Batimetrija Neapeljskega zaliva z zaznanimi odprtinami za tekočino (pike) in sledovi seizmičnih linij (črne črte). Rumene črte so trajektorije seizmičnih linij L1 in L2, prikazanih na sliki 6. Meje kupolastih struktur Banco della Montagna (BdM) so označene z modrimi črtkanimi črtami v (a, b). Rumeni kvadratki označujejo lokacije profili akustičnega vodnega stolpca in okvirji CTD-EMBlank, CTD-EM50 in ROV so prikazani na sliki 5. Rumeni krog označuje lokacijo izpusta vzorčnega plina, njegova sestava pa je prikazana v tabeli S1. Programska oprema Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) uporablja grafiko, ki jo ustvari 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 za morsko dno južno od neapeljskega pristanišča značilna rahlo nagnjena površina, obrnjena proti jugu (naklon ≤3°), ki jo prekinja 5,0 × 5,3 km kupolasta struktura, lokalno znana kot Banco della Montagna (BdM).Sl.1a,b). BdM se razvije na globini od približno 100 do 170 metrov, 15 do 20 metrov nad okoliškim morskim dnom. Kupola BdM je pokazala morfologijo, podobno gomili, zaradi 280 podkrožnih do ovalnih gomil (slika 2a), 665 stožcev in 30 jam (sliki 3 in 4). Nasip ima največjo višino in obseg 2 2 m oziroma 1800 m. Krožnost [C = 4π(površina/obod2)] gomil se je zmanjšala z naraščajočim obsegom (slika 2b). Osna razmerja za gomile so se gibala med 1 in 6,5, pri čemer so gomile z osnim razmerjem > 2 kazale prednostno širino N45°E + 15° in bolj razpršeno sekundarno, bolj razpršeno N105 Dolžina od °E do N145°E (slika 2c).Enojni ali poravnani stožci obstajajo na ravnini BdM in na vrhu gomile (sl. 3a, b). Stožčaste razporeditve sledijo razporeditvi gomil, na katerih se nahajajo. Konice so običajno na ravnem morskem dnu (sl. 3c) in občasno na gomilah. Prostorske gostote stožcev in pik kažejo, da prevladujoča smer SV-JZ razmejuje severovzhodne in jugozahodne meje kupole BdM (sl. 4a,b);manj razširjena pot SZ-JV se nahaja v osrednji regiji BdM.
(a) Digitalni model reliefa (velikost celice 1 m) kupole Banco della Montagna (BdM). (b) Obod in okroglost nasipov BdM. (c) Aksialno razmerje in kot (usmerjenost) glavne osi najbolj prilegajoče se elipse, ki obdaja nasip. Standardna napaka modela digitalnega terena je 0,004 m;standardne napake obsega in okroglosti so 4,83 m oziroma 0,01, standardne napake osnega razmerja in kota pa 0,04 oziroma 3,34°.
Podrobnosti identificiranih stožcev, kraterjev, gomil in jam v regiji BdM, pridobljene iz DTM na sliki 2.
(a) poravnalni stožci na ravnem morskem dnu;(b) stožci in kraterji na SZ-JV vitkih gomilah;(c) pikice na rahlo namočeni površini.
(a) Prostorska porazdelitev zaznanih kraterjev, jam in izpustov aktivnega plina. (b) Prostorska gostota kraterjev in jam, navedenih v (a) (število/0,2 km2).
Identificirali smo 37 plinastih emisij v regiji BdM iz slik odmeva vodnega stolpca ROV in neposrednih opazovanj morskega dna, pridobljenih med križarjenjem SAFE_2014 avgusta 2014 (sliki 4 in 5). Akustične anomalije teh emisij kažejo navpično podolgovate oblike, ki se dvigajo iz morskega dna in segajo navpično med 12 in približno 70 m (Fi g. 5a). Ponekod so akustične anomalije oblikovale skoraj neprekinjen "vlak". Opazovani oblaki mehurčkov se zelo razlikujejo: od neprekinjenih, gostih tokov mehurčkov do kratkotrajnih pojavov (dopolnilni film 1). Pregled ROV omogoča vizualno preverjanje pojava odprtin za tekočino v morskem dnu in poudarja majhne pike na morskem dnu, včasih obdane z rdečimi do oranžnimi usedlinami (slika 5b). V nekaterih primerih Kanali ROV ponovno aktivirajo emisije. Morfologija zračnikov 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 lokalno bolj kisle pogoje (sl.5c,d). Zlasti pH nad izpustom plina BdM na globini 75 m se je zmanjšal z 8,4 (na globini 70 m) na 7,8 (na globini 75 m) (sl. 5c), medtem ko so druga mesta v Neapeljskem zalivu imela pH vrednosti med 0 in 160 m v globinskem intervalu med 8,3 in 8,5 (sl. 5d). Pomembne spremembe temperature in slanosti morske vode ni bilo na dveh mestih znotraj in zunaj območja BdM v Neapeljskem zalivu. Na globini 70 m je temperatura 15 °C, slanost pa okoli 38 PSU (sl. 5c,d). Meritve pH, temperature in slanosti so pokazale: a) sodelovanje kislih tekočin, povezanih s postopkom razplinjevanja BdM in b) odsotnost ali zelo počasno odvajanje toplote tekočine in slanico.
(a) Zajemno okno akustičnega profila vodnega stolpca (ehometer Simrad EK60). Navpični zeleni pas, ki ustreza izbruhu plina, zaznanem 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 regiji BdM. Posamezna fotografija prikazuje majhen krater (črni krog), obdan z rdečo do oranžno usedlino. (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) vodni stolpec nad izpustom tekočine EM50 (plošča c) in zunaj plošče območja izpusta Bdm (d).
Med 22. in 28. avgustom 2014 smo zbrali tri vzorce plina s preučevanega območja. Ti vzorci so pokazali podobno sestavo, v kateri je prevladoval CO2 (934-945 mmol/mol), sledile so 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 H2 in He so bili manj izdatni (<0,052 oziroma <0,016 mmol/mol) (slika 1b; tabela S1, dodatni film 2). Izmerjene so bile tudi razmeroma 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 C2-C4 al kani, aromati (predvsem benzen), propen in spojine, ki vsebujejo žveplo (tiofen). Vrednost 40Ar/36Ar je skladna z zrakom (295,5), čeprav ima vzorec EM35 (kupola BdM) vrednost 304, kar kaže rahel presežek 40Ar. Razmerje δ15N je bilo višje kot za zrak (do +1,98 % v primerjavi z zrakom), medtem ko je Vrednosti δ13C-CO2 so bile v razponu od -0,93 do 0,44 % v primerjavi z vrednostmi V-PDB.R/Ra (po korekciji za onesnaženost zraka z razmerjem 4He/20Ne) med 1,66 in 1,94, kar kaže na prisotnost velikega deleža plašča He. S kombiniranjem izotopa helija s CO2 in njegovim stabilnim izotopom 22 je vir emisije s v BdM je mogoče dodatno pojasniti. Na karti CO2 za CO2/3He v primerjavi z δ13C (sl.6), se sestava plina BdM primerja s sestavo fumarol Ischia, Campi Flegrei in Somma-Vesuvius. Slika 6 prikazuje tudi teoretične mešalne črte med tremi različnimi viri ogljika, ki so lahko vključeni v proizvodnjo plina BdM: raztopljene taline, pridobljene iz plašča, organsko bogate usedline in karbonati. Vzorci BdM padejo na mešalno linijo, ki jo prikazujejo trije vulkani Campania, ki je mešanje med plaščnimi plini (za katere se domneva, da so nekoliko obogateni z ogljikovim dioksidom glede na klasične MORB za namen prilagajanja podatkov) in reakcije, ki jih povzroča dekarbonizacija skorje. Nastala plinska kamnina.
Hybrid lines between mantle composition and end members of limestone and organic sediments are reported for comparison.Boxes represent the fumarole areas of Ischia, Campi Flegrei and Somma-Vesvius 59, 60, 61.The BdM sample is in the mixed trend of the Campania volcano.The endmember gas of the mixed line is of mantle source, which is the gas produced by the decarburization reaction of carbonate minerals.
Seizmična odseka L1 in L2 (sliki 1b in 7) prikazujeta prehod med BdM in distalnimi stratigrafskimi zaporedji vulkanskih regij Somma-Vesuvius (L1, slika 7a) in Campi Flegrei (L2, slika 7b). Za BdM je značilna prisotnost dveh večjih seizmičnih formacij (MS in PS na sliki 7). Zgornja (MS) kaže subparalelen odboj ali z visoko do zmerno amplitudo in lateralno kontinuiteto (sl. 7b, c). Ta plast vključuje morske usedline, ki jih vleče sistem zadnjega ledeniškega maksimuma (LGM) in je sestavljena iz peska in gline23. Za spodnjo plast PS (sl. 7b–d) je značilna kaotična do prozorna faza v obliki stebrov ali peščenih ur. Vrh sedimentov PS je tvoril gomile morskega dna (sl. 7d). Te geometrije, podobne diapirju, kažejo vdor prosojnega materiala PS v najvišja nahajališča MS. Dvig je odgovoren za nastanek gub in prelomov, ki vplivajo na plast MS in prekrivajoče današnje sedimente morskega dna BdM (sl. 7b–d). Stratigrafski interval MS je jasno razslojen v delu ENE odseka L1, medtem ko proti BdM beli zaradi prisotnosti plasti, nasičene s plinom. (GSL), ki ga pokrivajo nekatere notranje ravni zaporedja MS (sl.7a). Gravitacijska jedra, zbrana na vrhu BdM, ki ustreza prozorni seizmični plasti, kažejo, da je zgornjih 40 cm sestavljenih iz peska, odloženega nedavno do danes;)24,25 in drobci plovca iz eksplozivnega izbruha Campi Flegrei iz »Neapeljskega rumenega tufa« (14,8 ka)26. Prozorne faze plasti PS ni mogoče razložiti samo s kaotičnimi procesi mešanja, ker so kaotične plasti, povezane z zemeljskimi plazovi, tokovi blata in piroklastičnimi tokovi, najdenimi zunaj BdM v Neapeljskem zalivu, akustično neprozorne21,2 3,24. Sklepamo, da opazovani seizmični facies BdM PS kot tudi videz plasti PS podmorskega izdanka (sl. 7d) odražata dvig zemeljskega plina.
(a) Enosledni seizmični profil L1 (navigacijska sled na sliki 1b), ki prikazuje stebričasto (pagodasto) prostorsko razporeditev. Pagoda je sestavljena iz kaotičnih usedlin plovca in peska. S plinom nasičena plast, ki obstaja pod pagodo, odstrani kontinuiteto globljih formacij. (b) Enokanalni seizmični profil L2 (navigacijska sled na sliki 1b), ki poudarja v razrez in deformacija nasipov morskega dna, morskih (MS) in usedlin plovčevega peska (PS).(c) Podrobnosti o deformacijah v MS in PS so navedene v (c,d). Ob predpostavki, da je hitrost 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 plinsko hidratnim poljem v svetovnem merilu 2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 in so pogosto povezane z dvigi (oboki in gomile) in izpustom plina (stožci, jame). Stožci in jame, poravnani z BdM, in podolgovate gomile kažejo na strukturno nadzorovano prepustnost ( Sliki 2 in 3). Prostorska razporeditev gomil, jam in aktivnih odprtin nakazuje, da je njihova porazdelitev delno nadzorovana z udarnimi prelomi v smeri SZ-JV in SV-JZ (slika 4b). To so prednostni udarci prelomnih sistemov, ki vplivajo na vulkanska območja Campi Flegrei in Somma-Vesuvius ter Neapeljski zaliv. Zlasti struktura prvih nadzoruje lokacijo hidrotermalnih izpustov iz krater Campi Flegrei35. Zato sklepamo, da prelomi in prelomi v Neapeljskem zalivu predstavljajo prednostno pot za migracijo plina na površje, značilnost, ki je skupna drugim strukturno nadzorovanim hidrotermalnim sistemom36,37. Predvsem stožci in jame BdM niso bili vedno povezani z gomilami (sl.3a,c). To nakazuje, da te gomile ne predstavljajo nujno predhodnikov za nastanek jam, kot so predlagali drugi avtorji za cone plinskih hidratov32,33. Naši zaključki podpirajo hipotezo, da motnje sedimentov kupolastega morskega dna ne vodijo vedno v nastanek jam.
Trije zbrani plinasti izpusti kažejo kemične znake, značilne za hidrotermalne tekočine, in sicer predvsem CO2 s pomembnimi 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 O 2), za katere se ne pričakuje, da bodo prisotni v podmorskih emisijah, je lahko posledica kontaminacije iz zraka, raztopljenega v morski vodi, ki pride v stik s plini, shranjenimi v plastičnih škatlah, ki se uporabljajo za vzorčenje, saj se ROV izvlečejo z oceanskega dna v morje, da se uprejo. Nasprotno pa pozitivne vrednosti δ15N in visoke vrednosti N2/Ar (do 480), ki so bistveno višje od ASW (voda, nasičena z zrakom), kažejo, da večina N2 se proizvaja iz zunajatmosferskih virov, v skladu 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 × 101 0) nakazujejo, da vzorci BdM pripadajo mešanemu trendu fumarolov okoli končnih členov plašča Neapeljskega zaliva in dekarbonizacija Razmerje med plini, ki nastanejo pri reakciji (slika 6). Natančneje, vzorci plina BdM se nahajajo vzdolž trenda mešanja na približno isti lokaciji kot tekočine iz sosednjih vulkanov Campi Flegrei in Somma-Veusivus. So bolj skorjasti kot Ischia fuma vloge, ki so bližje koncu plašča. Somma-Vesuvius 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 nakazuje, da sta dodajanje in kopičenje radiogenega He izvirala iz istega vira magme, ki je napajal vulkana Somma-Vesuvius in Campi Flegrei. Odsotnost zaznavnih frakcij organskega ogljika v emisijah BdM kaže, da organski sedimenti niso vključeni v proces razplinjevanja BdM.
Na podlagi zgoraj navedenih podatkov in rezultatov eksperimentalnih modelov kupolastih struktur, povezanih z območji, bogatimi s podmorskim plinom, je lahko globok tlak plina odgovoren za nastanek kupol BdM v kilometrskem merilu. Za oceno nadtlaka Pdef, ki vodi do oboka BdM, smo uporabili model mehanike tanke plošče33,34 ob predpostavki, da je obok BdM na podlagi zbranih morfoloških in potresnih podatkov podkrožna et polmera a, ki je večji od deformiranega mehkega viskoznega nanosa. Navpični največji premik w in debelina h (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. Izračunamo Pdef 46P def = w 64 D/a4 iz relacije, kjer je D upogibna togost;D je podan z (E h3)/[12(1 – ν2)], kjer je E Youngov modul usedline, ν je Poissonovo razmerje (~0,5)33. Ker mehanskih lastnosti usedlin BdM ni mogoče izmeriti, smo nastavili E = 140 kPa, kar je razumna vrednost za obalne peščene usedline 47, podobne BdM14,24. Višjih vrednosti E ne upoštevamo v literaturi navedena za usedline meljaste gline (300 < E < 350.000 kPa)33,34, ker so usedline BDM sestavljene predvsem iz peska, ne melja ali meljaste gline24. Dobimo Pdef = 0,3 Pa, kar je skladno z ocenami procesov dviganja morskega dna v okoljih bazenov plinskih hidratov, kjer Pdef variira od 10-2 do 103 Pa, pri čemer nižje vrednosti predstavljajo nizke w/a in/ali kaj. V BdM zmanjšanje togosti zaradi lokalne nasičenosti sedimenta s plinom in/ali pojava že obstoječih zlomov lahko prav tako prispeva k odpovedi in posledično sproščanju plina, kar omogoča nastanek opazovanih prezračevalnih struktur. Zbrani odbiti seizmični profili (slika 7) so pokazali, da so bili sedimenti PS dvignjeni iz GSL, kar je potisnilo navzgor ležeče morske sedimente MS, kar je povzročilo gomile , gube, prelomi in sedimentni rezi (sl.7b,c). To nakazuje, da je plovec, star 14,8 do 12 ka, vdrl v mlajšo plast MS s postopkom transporta plina navzgor. Morfološke značilnosti strukture BdM je mogoče videti kot rezultat nadtlaka, ki ga ustvari izpust tekočine, ki ga proizvaja GSL. Glede na to, da je aktivno razelektritev mogoče videti z morskega dna do več kot 170 m bsl48, predpostavljamo, da je nadtlak tekočine znotraj GSL presega 1700 kPa. Migracija plinov v sedimentih navzgor je imela tudi učinek čiščenja materiala, ki ga vsebuje MS, kar pojasnjuje prisotnost kaotičnih sedimentov v gravitacijskih jedrih, vzorčenih na BdM25. Poleg tega nadtlak GSL ustvarja zapleten sistem razpok (poligonalni prelom na sliki 7b). Skupaj ta morfologija, struktura in stratigrafija naselbine, imenovane »pagode«49,50, so bile prvotno pripisane sekundarnim učinkom starih ledeniških formacij in se trenutno razlagajo kot učinki dvigajočega se plina31,33 ali evaporitov50. Na celinskem robu Kampanije je izhlapevalnih usedlin malo, vsaj znotraj najvišjih 3 km skorje. Zato je mehanizem rasti BdM pagod verjetno nadzorovan z dvigom plina v sedimentih. Ta zaključek podpira prozoren seizmični facies pagode (sl.7), kot tudi podatke o gravitacijskem jedru, kot je bilo že sporočeno 24, kjer današnji pesek izbruhne s 'Pomici Principali'25 in 'Neapeljski rumeni tuf'26 Campi Flegrei. Poleg tega so usedline PS vdrle in deformirale najvišjo plast MS (slika 7d). Ta strukturna ureditev nakazuje, da pagoda predstavlja vstajajočo strukturo in ne le plinovod. Tako dva glavna procesa urejajo nastanek pagode: a) gostota mehke usedline se zmanjša, ko plin vstopa od spodaj;b) mešanica plina in usedline se dvigne, kar je opazovano zlaganje, prelom in zlom. Povzroči usedline MS (slika 7). Podoben mehanizem nastanka je bil predlagan za pagode, povezane s plinskimi hidrati v Južnem škotskem morju (Antarktika). Pagode BdM so se pojavile v skupinah na hribovitih območjih in njihov navpični obseg je v povprečju znašal 70–100 m v času dvosmernega potovanja (TWTT) (slika 7a). e glede na prisotnost valov MS in ob upoštevanju stratigrafije gravitacijskega jedra BdM sklepamo, da je starost nastajanja struktur pagod manjša od približno 14–12 ka. Poleg tega je rast teh struktur še vedno aktivna (sl. 7d), saj so nekatere pagode napadle in deformirale zgornji današnji pesek BdM (sl. 7d).
To, da pagoda ni uspela prečkati današnjega morskega dna, kaže, da (a) dvig plina in/ali lokalno prenehanje mešanja plina in usedline in/ali (b) morebiten stranski tok mešanice plina in usedline ne omogoča lokaliziranega nadtlačnega procesa. V skladu z modelom teorije diapirja52 bočni tok kaže negativno ravnotežje med hitrostjo dovajanja mešanice blata in plina od spodaj in hitrostjo, s katero se pagoda premika navzgor. zmanjšanje stopnje oskrbe je lahko povezano s povečanjem gostote mešanice zaradi izginotja oskrbe s plinom. Zgoraj povzeti rezultati in dvig pagode, nadzorovan z vzgonom, 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 litostatičnega tlaka Plith sedimentne plošče, tj. ρsg h, kjer je ρs gostota sedimenta. V tem primeru je vrednost hg, potrebna za želeni vzgon, podana s hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. V BdM smo nastavili Pdef = 0,3 Pa in h = 100 m (glej zgoraj), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 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, ki je potreben za prelom morskega dna BdM in oblikovanje odprtin.
Sestava plina BdM je skladna z viri plašča, spremenjenimi z dodajanjem tekočin, povezanih z reakcijami dekarbonizacije kamnin skorje (slika 6). Grobe VZ smeri kupol BdM in aktivnih vulkanov, kot so Ischia, Campi Flegre in Soma-Vezuv, skupaj s sestavo izpuščenih plinov kažejo, da so plini, ki se izpuščajo iz plašča pod celotno neapeljsko vulkansko regijo, mešani Več in več tekočin skorje se premika od zahoda (Ischia) proti vzhodu (Somma-Vesuivus) (sliki 1b in 6).
Ugotovili smo, da je v Neapeljskem zalivu, nekaj kilometrov od neapeljskega pristanišča, 25 km2 široka kupolasta struktura, na katero vpliva aktivni proces razplinjevanja in ki ga povzroča postavitev pagod in gomil. Trenutno podpisi BdM kažejo, da je lahko nemagmatska turbulenca53 pred embrionalnim vulkanizmom, tj zgodnjim izpustom magme in/ali termalnih tekočin. Dejavnosti spremljanja bi morale izvajati za analizo razvoja pojavov in odkrivanje geokemičnih in geofizikalnih signalov, ki kažejo na potencialne magmatske motnje.
Akustični profili vodnega stolpca (2D) so bili pridobljeni med križarjenjem SAFE_2014 (avgust 2014) na R/V Urania (CNR) s strani Inštituta nacionalnega raziskovalnega sveta za obalno morsko okolje (IAMC). Akustično vzorčenje je opravil znanstveni odmev Simrad EK60 z delitvijo snopa, ki deluje pri 38 kHz. Akustični podatki so bili posneti pri povprečni hitrosti približno 4 km. Zbrane slike ehosonde so bile uporabljene za identifikacijo izpustov tekočine in natančno določitev njihove lokacije na območju zbiranja (med 74 in 180 m n. d.). Merjenje fizikalnih in kemijskih parametrov v vodnem stolpcu 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 uporabo ROV naprave “Pollux III” (GEItaliana) (daljinsko upravljano vozilo) z dvema kamerama (nizke in visoke ločljivosti).
Zajem podatkov z več žarki je bil izveden s 100 KHz Simrad EM710 sonarnim sistemom z več žarki (Kongsberg). Sistem je povezan z diferencialnim sistemom globalnega pozicioniranja, da se zagotovi submetrične napake pri pozicioniranju žarka. Akustični impulz ima frekvenco 100 KHz, sprožilni impulz 150° stopinj in celotno odprtino 400 žarkov. Izmerite in uporabite profile hitrosti zvoka v realnem času med zajemanjem. 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 plime. Zmanjšanje hrupa zaradi nenamernih konic instrumentov in izključitev žarka slabe kakovosti je bilo izvedeno z orodji za urejanje pasov in odstranjevanje konic. Neprekinjeno zaznavanje hitrosti zvoka izvaja keel postaja, ki se nahaja v bližini večžarkovnega pretvornika in pridobiva in uporablja profile hitrosti zvoka v realnem času v vodnem stolpcu vsakih 6-8 ur, da zagotovi hitrost zvoka v realnem času za pravilno usmerjanje žarka. Celoten nabor podatkov obsega približno 440 km2 (0-1200 m globine). Podatki so bili uporabljeni za zagotavljanje digitalnega modela terena (DTM) z visoko ločljivostjo, za katerega je značilna velikost mrežne celice 1 m. Končni DTM (sl.1a) je bilo narejeno s podatki o terenu (> 0 m nad morsko gladino), ki jih je italijanski Geo-vojaški inštitut pridobil pri velikosti mrežne celice 20 m.
55-kilometrski enokanalni seizmični podatkovni profil visoke ločljivosti, zbran med varnimi oceanskimi križarjenji v letih 2007 in 2014, je pokrival območje približno 113 kvadratnih kilometrov, oba na R/V Urania. Profili Marisk (npr. seizmični profil L1, slika 1b) so bili pridobljeni z uporabo sistema IKB-Seistec boomer. Enota za pridobivanje je sestavljena iz 2,5 m katamaran, v katerem sta nameščena vir in sprejemnik. Podpis vira je sestavljen iz enega samega pozitivnega vrha, ki je označen v frekvenčnem območju 1–10 kHz in omogoča ločevanje reflektorjev, ločenih s 25 cm. Varni potresni profili so bili pridobljeni z uporabo 1,4 Kj seizmičnega vira Geospark z več konicami, povezanega s programsko opremo Geotrace (Geo Marine Survey System). Sistem je sestavljen iz katamarana, ki vsebuje 1–6 Vir 0,02 KHz, ki prodre do 400 milisekund v mehko usedlino pod morskim dnom, s teoretično navpično ločljivostjo 30 cm. Napravi Safe in Marsik sta bili pridobljeni s hitrostjo 0,33 posnetka/s s hitrostjo plovila <3 Kn. Podatki so bili obdelani in predstavljeni s programsko opremo Geosuite Allworks z naslednjim potekom dela: korekcija dilatacije, utišanje vodnega stolpca, pasovni pas I 2–6 KHz IR filtriranje in AGC.
Plin iz podvodnega fumarola je bil zbran na morskem dnu s plastično škatlo, opremljeno z gumijasto membrano na zgornji strani, ki jo je ROV postavil na glavo nad odprtino. Ko zračni mehurčki, ki vstopajo v škatlo, popolnoma zamenjajo morsko vodo, se ROV vrne na globino 1 m in potapljač prenese zbrani plin skozi gumijasto pregrado v dve predhodno izpraznjeni 60 ml steklenici, opremljeni s Teflo n zaporni ventili, v katerih je bila ena napolnjena z 20 ml 5N raztopine NaOH (bučka tipa Gegenbach). Glavne vrste kislih plinov (CO2 in H2S) so raztopljene v alkalni raztopini, medtem ko so vrste plinov z nizko topnostjo (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 in lahki ogljikovodiki) shranjene v zgornjem prostoru steklenice za vzorčenje. Anorganske nizko topne pline smo analizirali s plinsko kromo tografijo (GC) z uporabo Shimadzu 15A, opremljenega z 10 m dolgo kolono z molekularnim sitom 5A in detektorjem toplotne prevodnosti (TCD) 54. Argon in O2 sta bila analizirana s plinskim kromatografom Thermo Focus, opremljenim s 30 m dolgo kolono s kapilarnim molekularnim sitom in TCD. Metan in lahke ogljikovodike smo analizirali s plinskim kromatografom Shimadzu 14A, opremljenim s 10 m dolga kolona iz nerjavečega jekla, polnjena s Chromosorb PAW 80/100 mesh, prevlečeno s 23 % SP 1700 in detektorjem plamenske ionizacije (FID). Tekoča faza je bila uporabljena za analizo 1) CO2, as, titriran z 0,5 N raztopino HCl (Metrohm Basic Titrino) in 2) H2S, as, po oksidaciji s 5 mL H2O2 (33 %) z ionsko kromatografijo (IC) (IC) (Wantong 761). Analitična napaka titracije, GC in IC analize je manjša od 5 %. Po standardnih postopkih ekstrakcije in čiščenja plinskih mešanic smo 13C/12C CO2 (izraženo kot δ13C-CO2 % in V-PDB) analizirali z masnim spektrometrom Finningan Delta S55,56. Standardi, uporabljeni za ocenjena zunanja natančnost je bila marmor Carrara in San Vincenzo (notranji), NBS18 in NBS19 (mednarodni), medtem ko sta bila analitična napaka in ponovljivost ±0,05 % oziroma ±0,1 %.
Vrednosti δ15N (izražene kot % glede na zrak) in 40Ar/36Ar so bile določene s plinskim kromatografom (GC) Agilent 6890 N, povezanim z masnim spektrometrom z neprekinjenim tokom Finnigan Delta plusXP. Napaka analize je: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Izotopsko razmerje He (izraženo kot R/Ra, kjer je R je 3He/4He, izmerjeno v vzorcu, Ra 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 uporabo masnega spektrometra z dvojnim kolektorjem (Helix SFT-GVI)58 po ločitvi He in Ne. Napaka analize ≤ 0,3 %. Tipični slepi vzorci za He in Ne sta <10-14 oziroma <10-16 mol.
Kako citirati ta članek: Passaro, S. et al. Dvig morskega dna, ki ga poganja postopek razplinjevanja, razkriva brstenje vulkanske dejavnosti vzdolž obale.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologija in biologija sodobnih in starodavnih ogljikovodikov v morskem dnu in zračnikov: uvod. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Globalna pojavnost plinskih hidratov. V Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (ur.) 3–18 (Hidrati zemeljskega plina: Pojav, porazdelitev in odkrivanje. Geofizična monografija Ameriške geofizične unije 124, 2001).
Fisher, AT Geofizične omejitve hidrotermalne cirkulacije. V: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & 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. & Heinrich, C. Struktura in dinamika hidrotermalnih sistemov srednjeoceanskih grebenov. Znanost 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Trenutni pogledi na vire plinskih hidratov.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Notranja struktura in zgodovina izbruhov kilometrskega blatnega vulkanskega sistema v južnem Kaspijskem morju. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Značilnosti morskega dna, povezane s pronicanjem ogljikovodikov iz globokomorskih karbonatnih blatnih nasipov v zalivu Cadiz: od toka blata do karbonatnih usedlin. Geografija March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seizmična predstavitev kilometrskih cevovodov za izpust tekočine na morju Namibije. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Značilnosti toka tekočine v naftovodnih in plinovodnih sistemih: Kaj nam povedo o razvoju bazena? Marčeva geologija. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Navpični razvoj neogenske kvartarne strukture izpusta tekočine v povezavi s plinskimi tokovi v spodnjem bazenu Konga, na morju Angole. Marčeva geologija. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hidrotermalna in tektonska aktivnost v severnem jezeru Yellowstone, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tirenski bazen in Apeninski lok: kinematična razmerja od poznega totonskega obdobja. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonska struktura in struktura skorje na celinskem robu Kampanije: odnos do vulkanske dejavnosti.mineral.bencin.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Relativna vloga tektonike razpok in procesov magmatskega dviganja: sklepanje iz geofizikalnih, strukturnih in geokemičnih podatkov v vulkanski regiji Neaplja (južna Italija).Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mehanizmi nedavnega vertikalnega gibanja 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 aktivnega obnavljanja mase v gosto naseljenem območju. J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. in Saccorotti, G. Hidrotermalni izvor trajne dolgotrajne 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 pragovih podobnih magmatskih rezervoarjih: študija primera iz kraterja Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Časovne vrste InSAR, korelacijska analiza in modeliranje časovne korelacije razkrivajo možno povezavo Campi Flegrei in Vesuvius.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturna in stratigrafska zgradba prve polovice Tirenskega grabna (Neapeljski zaliv, Italija). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Viri ogljika v plinu vulkanskega pepela iz Island Arcs. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Stratigrafija kanjona: Odzivi na padec morske gladine in tektonsko dviganje na zunanjem epikontinentalnem pasu (Vzhodni Tirenski rob, Italija). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).