Nature.com'u ziyaret ettiğiniz için teşekkür ederiz. Kullandığınız tarayıcı sürümünde CSS desteği sınırlıdır. En iyi deneyim için güncel bir tarayıcı kullanmanızı (veya Internet Explorer'da uyumluluk modunu kapatmanızı) öneririz. Bu arada, sürekli desteğin sağlanması için siteyi stiller ve JavaScript olmadan görüntüleyeceğiz.
Napoli (İtalya) limanından birkaç kilometre açıkta aktif deniz tabanı yükselmesi ve gaz emisyonlarına dair kanıtlar bildiriyoruz. Çukurluklar, höyükler ve kraterler deniz tabanının özellikleridir. Bu oluşumlar, günümüzde deniz tabanını etkileyen pagodalar, faylar ve kıvrımlar dahil olmak üzere sığ kabuk yapılarının tepelerini temsil eder. Manto eriyiklerinin ve kabuk kayaçlarının karbonsuzlaşma reaksiyonlarında helyum ve karbondioksitin yükselmesini, basınçlandırılmasını ve salınmasını kaydettiler. Bu gazlar muhtemelen Ischia, Campi Flegre ve Soma-Vezüv'ün hidrotermal sistemlerini besleyen gazlara benzerdir ve bu da Napoli Körfezi'nin altında kabuk sıvılarıyla karışmış bir manto kaynağı olduğunu düşündürmektedir. Gaz kaldırma ve basınçlandırma sürecinin neden olduğu deniz altı genişlemesi ve kırılması 2-3 MPa'lık bir aşırı basınç gerektirir. Deniz tabanı yükselmesi, faylar ve gaz emisyonları, deniz tabanı püskürmelerini ve/veya hidrotermal patlamaları haber verebilecek volkanik olmayan çalkantıların tezahürleridir.
Derin deniz hidrotermal (sıcak su ve gaz) deşarjları, okyanus ortası sırtlarının ve birleşen levha kenarlarının (ada yaylarının su altında kalmış kısımları dahil) ortak bir özelliğidir; buna karşın gaz hidratlarının (klatratlar) soğuk deşarjları genellikle kıta sahanlıkları ve pasif kenarların karakteristiğidir1, 2, 3, 4, 5. Kıyı bölgelerinde deniz tabanı hidrotermal deşarjlarının meydana gelmesi, kıta kabuğu ve/veya manto içindeki ısı kaynaklarını (magma rezervuarları) ima eder. Bu deşarjlar, magmanın Dünya kabuğunun en üst katmanlarından yükselmesinden önce gelebilir ve volkanik deniz dağlarının patlaması ve yer değiştirmesiyle sonuçlanabilir6. Bu nedenle, (a) aktif deniz tabanı deformasyonuyla ilişkili morfolojilerin ve (b) İtalya'daki Napoli volkanik bölgesi (~1 milyon nüfus) gibi nüfuslu kıyı bölgelerine yakın gaz emisyonlarının tanımlanması olası volkanları değerlendirmek için kritik öneme sahiptir. Sığ patlama. Ayrıca, derin deniz hidrotermal veya hidrat gazı emisyonları jeolojik ve biyolojik özellikleri nedeniyle nispeten iyi bilinmektedir, istisnalar sığ sularla ilişkili morfolojik özelliklerdir, 12. Gölde meydana gelenler hariç, nispeten az kayıt vardır. Burada, Napoli Körfezi'ndeki (Güney İtalya) gaz emisyonlarından etkilenen, morfolojik ve yapısal olarak karmaşık bir su altı bölgesi için yeni batimetrik, sismik, su sütunu ve jeokimyasal veriler sunuyoruz. Bu veriler, R/V Urania gemisindeki SAFE_2014 (Ağustos 2014) yolculuğu sırasında toplandı. Gaz emisyonlarının meydana geldiği deniz tabanını ve yer altı yapılarını tanımlıyor ve yorumluyoruz, havalandırma sıvılarının kaynaklarını araştırıyoruz, gaz yükselişini ve ilişkili deformasyonu düzenleyen mekanizmaları tanımlıyor ve karakterize ediyoruz ve volkanolojik etkileri tartışıyoruz.
Napoli Körfezi, Plio-Kuvaterner batı kenarını, KB-GD uzamış Campania tektonik depresyonunu13,14,15 oluşturur. Ischia'nın (yaklaşık MS 150-1302), Campi Flegre krateri (yaklaşık MS 300-1538) ve Soma-Vezüv'ün (<360-1944) DB'si. Düzenleme, körfezi MS kuzeye sınırlar)15, güney ise Sorrento Yarımadası'na komşudur (Şekil 1a). Napoli Körfezi, hakim NE-SW ve ikincil KB-GD önemli faylardan etkilenir (Şekil 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vezüv, hidrotermal tezahürler, zemin deformasyonu ve sığ sismik aktivite ile karakterize edilir16,17,18 (örneğin, 1982-1984'te Campi Flegrei'deki türbülanslı olay, yükselme 1,8 m ve binlerce deprem). Son çalışmalar19,20, Soma-Vezüv dinamikleri ile Campi Flegre dinamikleri arasında, muhtemelen 'derin' tek magma rezervuarlarıyla ilişkili bir bağlantı olabileceğini öne sürüyor. Campi Flegrei'nin son 36 ka ve Somma Vezüv'ün 18 ka'sındaki volkanik aktivite ve deniz seviyesi salınımları, Napoli Körfezi'nin tortul sistemini kontrol etti. Son buzul maksimumundaki (18 ka) düşük deniz seviyesi, daha sonra Geç Pleyistosen-Holosen sırasında transgresif olaylarla dolan açık deniz-sığ tortul sisteminin gerilemesine yol açtı. Denizaltı gazı emisyonları Ischia adası çevresinde, Campi Flegre kıyılarında ve Soma-Vezüv Dağı yakınlarında tespit edildi (Şekil 1b).
(a) Kıta sahanlığının ve Napoli Körfezi'nin morfolojik ve yapısal düzenlemeleri 15, 23, 24, 48. Noktalar büyük denizaltı patlama merkezleridir; kırmızı çizgiler büyük fayları temsil eder. (b) Tespit edilen sıvı çıkışları (noktalar) ve sismik çizgilerin izleri (siyah çizgiler) ile Napoli Körfezi'nin batimetrisi. Sarı çizgiler, Şekil 6'da bildirilen sismik çizgiler L1 ve L2'nin yörüngeleridir. Banco della Montagna (BdM) kubbe benzeri yapıların sınırları (a,b)'de mavi kesik çizgilerle işaretlenmiştir. Sarı kareler, akustik su sütunu profillerinin yerlerini işaretler ve CTD-EMBlank, CTD-EM50 ve ROV çerçeveleri Şekil 5'te bildirilmiştir. Sarı daire, örnekleme gazı deşarjının yerini işaretler ve bileşimi Tablo S1'de gösterilmiştir. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer), Surfer® 13 tarafından oluşturulan grafikleri kullanır.
SAFE_2014 (Ağustos 2014) gezisi sırasında elde edilen verilere dayanarak (bkz. Yöntemler), Napoli Körfezi'nin 1 m çözünürlüğe sahip yeni bir Sayısal Arazi Modeli (DTM) oluşturuldu. DTM, Napoli Limanı'nın güneyindeki deniz tabanının, yerel olarak Banco della Montagna (BdM) olarak bilinen 5,0 × 5,3 km'lik kubbe benzeri bir yapı tarafından kesilen, hafif eğimli güneye bakan (eğim ≤3°) bir yüzeyle karakterize edildiğini göstermektedir. Şekil. 1a,b).BdM, çevredeki deniz tabanından 15 ila 20 metre yüksekte, yaklaşık 100 ila 170 metre derinlikte gelişir. BdM kubbesi, 280 yarı dairesel ila oval höyük (Şekil 2a), 665 koni ve 30 çukur (Şekil 3 ve 4) nedeniyle höyük benzeri bir morfoloji sergilemiştir. Höyüğün sırasıyla maksimum yüksekliği ve çevresi 22 m ve 1.800 m'dir. Höyüklerin daireselliği [C = 4π(alan/çevre2)], artan çevre ile birlikte azaldı (Şekil 2b). Höyükler için eksenel oranlar 1 ile 6,5 arasında değişti; eksenel oranı >2 olan höyükler tercih edilen bir K45°D + 15° doğrultusu ve daha dağınık ikincil, daha dağınık bir K105°D ila K145°D doğrultusu gösterdi (Şekil 2c). BdM düzleminde ve höyüğün tepesinde tek veya hizalanmış koniler bulunur (Şekil 3a,b).Konik düzenlemeler, bulundukları höyüklerin düzenlemesini takip eder. Çukurluklar genellikle düz deniz tabanında (Şekil 3c) ve ara sıra höyüklerde bulunur. Konilerin ve çukurlukların mekansal yoğunlukları, baskın NE-SW hizalamasının BdM kubbesinin kuzeydoğu ve güneybatı sınırlarını belirlediğini gösterir (Şekil 4a,b); daha az uzanan KB-GD güzergahı merkezi BdM bölgesinde yer alır.
(a) Banco della Montagna kubbesinin (BdM) sayısal arazi modeli (1 m hücre boyutu). (b) BdM höyüklerinin çevresi ve yuvarlaklığı. (c) Höyüğü çevreleyen en uygun elipsin büyük ekseninin eksenel oranı ve açısı (yönlendirmesi). Sayısal Arazi modelinin standart hatası 0,004 m'dir; çevre ve yuvarlaklığın standart hataları sırasıyla 4,83 m ve 0,01'dir ve eksenel oran ve açının standart hataları sırasıyla 0,04 ve 3,34°'dir.
Şekil 2'deki DTM'den çıkarılan BdM bölgesinde tespit edilen koni, krater, höyük ve çukurların detayları.
(a) Düz bir deniz tabanındaki hizalama konileri; (b) KB-GD yönündeki ince tümseklerdeki koniler ve kraterler; (c) hafifçe eğimli bir yüzeydeki çukurluklar.
(a) Tespit edilen kraterlerin, çukurların ve aktif gaz deşarjlarının mekansal dağılımı. (b) (a)'da bildirilen kraterlerin ve çukurların mekansal yoğunluğu (sayı/0,2 km2).
Ağustos 2014'te SAFE_2014 seferi sırasında elde edilen ROV su sütunu yankı sondajı görüntüleri ve deniz tabanının doğrudan gözlemlerinden BdM bölgesinde 37 gaz emisyonu tespit ettik (Şekil 4 ve 5). Bu emisyonların akustik anomalileri, deniz tabanından yükselen ve dikey olarak 12 ile yaklaşık 70 m arasında değişen dikey olarak uzun şekiller göstermektedir (Şekil 5a). Bazı yerlerde, akustik anomaliler neredeyse sürekli bir "tren" oluşturmuştur. Gözlemlenen kabarcık tüyleri büyük ölçüde değişmektedir: sürekli, yoğun kabarcık akışlarından kısa ömürlü olaylara (Ek Film 1). ROV incelemesi, deniz tabanı sıvı deliklerinin oluşumunun görsel olarak doğrulanmasını sağlar ve bazen kırmızıdan turuncuya tortularla çevrili olan deniz tabanındaki küçük çukurları vurgular (Şekil 5b). Bazı durumlarda, ROV kanalları emisyonları yeniden etkinleştirir. Havalandırma morfolojisi, su sütununda parlama olmadan üstte dairesel bir açıklık göstermektedir. Deşarj noktasının hemen üzerindeki su sütunundaki pH, daha fazla Yerel olarak asidik koşullar (Şekil 5c, d). Özellikle, 75 m derinlikte BdM gaz deşarjının üzerindeki pH, 8,4'ten (70 m derinlikte) 7,8'e (75 m derinlikte) düştü (Şekil 5c), Napoli Körfezi'ndeki diğer yerlerde ise 8,3 ile 8,5 arasındaki derinlik aralığında 0 ile 160 m arasında pH değerleri vardı (Şekil 5d). Napoli Körfezi'nin BdM alanı içinde ve dışında iki yerde deniz suyu sıcaklığı ve tuzluluğunda önemli değişiklikler yoktu. 70 m derinlikte sıcaklık 15 °C ve tuzluluk yaklaşık 38 PSU'dur (Şekil 5c, d). pH, sıcaklık ve tuzluluk ölçümleri şunları gösterdi: a) BdM gaz giderme işlemiyle ilişkili asidik sıvıların katılımı ve b) termal sıvıların ve tuzlu suyun yokluğu veya çok yavaş deşarjı.
(a) Akustik su kolonu profilinin edinim penceresi (ekometre Simrad EK60). BdM bölgesinde bulunan EM50 sıvı deşarjında ​​(deniz seviyesinden yaklaşık 75 m aşağıda) tespit edilen gaz parlamasına karşılık gelen dikey yeşil bant; dip ve deniz tabanı multipleks sinyalleri de gösterilmektedir (b) BdM bölgesinde uzaktan kumandalı bir araçla toplanmıştır Tek fotoğrafta kırmızıdan turuncuya tortuyla çevrili küçük bir krater (siyah daire) gösterilmektedir. (c, d) SBED-Win32 yazılımı (Seasave, sürüm 7.23.2) kullanılarak işlenen çok parametreli prob CTD verileri. Sıvı deşarjı EM50'nin (panel c) üzerindeki ve Bdm deşarj alanı panelinin (d) dışındaki su kolonunun seçili parametrelerinin (tuzluluk, sıcaklık, pH ve oksijen) desenleri.
Çalışma alanından 22-28 Ağustos 2014 tarihleri ​​arasında üç gaz örneği topladık. Bu örnekler benzer bileşimler gösterdi, CO2 (934-945 mmol/mol) tarafından domine edildi, ardından ilgili N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) ve H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol konsantrasyonları geldi, H2 ve He ise daha az bol miktardaydı (sırasıyla <0,052 ve <0,016 mmol/mol) (Şekil 1b; Tablo S1, Ek Film 2). Nispeten yüksek O2 ve Ar konsantrasyonları da ölçüldü (sırasıyla 3,2 ve 0,18 mmol/mol'e kadar). Hafif hidrokarbonların toplamı 0,24 ila 0,30 mmol/mol arasında değişir ve C2-C4 alkanlar, aromatikler (çoğunlukla benzen), propen ve kükürt içeren bileşiklerden oluşur. (tiyofen). 40Ar/36Ar değeri hava ile tutarlıdır (295,5), ancak örnek EM35 (BdM kubbesi) 304 değerine sahiptir ve 40Ar'da hafif bir fazlalık göstermektedir. δ15N oranı havaya göre daha yüksekti (Havaya kıyasla %1,98'e kadar), δ13C-CO2 değerleri ise V-PDB'ye göre %-0,93 ile %0,44 arasında değişiyordu. R/Ra değerleri (4He/20Ne oranı kullanılarak hava kirliliği düzeltildikten sonra) 1,66 ile 1,94 arasındaydı ve bu da büyük bir manto He fraksiyonunun varlığını gösteriyordu. Helyum izotopunun CO2 ve kararlı izotopu 22 ile birleştirilmesiyle, BdM'deki emisyonların kaynağı daha da açıklığa kavuşturulabilir. CO2/3He'ye karşı δ13C için CO2 haritasında (Şekil 6), BdM gaz bileşimi, Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vezüv fumarolleri. Şekil 6 ayrıca BdM gazı üretiminde rol oynayabilecek üç farklı karbon kaynağı arasındaki teorik karışım hatlarını da bildirmektedir: çözünmüş manto kaynaklı eriyikler, organik açıdan zengin tortular ve karbonatlar. BdM örnekleri, üç Campania yanardağı tarafından tasvir edilen karışım hattına düşmektedir, yani manto gazları (verilere uyum sağlama amacıyla klasik MORB'lara göre karbondioksit açısından hafifçe zengin olduğu varsayılmaktadır) ve kabuk dekarbonizasyonunun neden olduğu reaksiyonlar arasındaki karışım. Ortaya çıkan gaz kaya.
Karşılaştırma için manto bileşimi ile kireçtaşı ve organik tortuların uç üyeleri arasındaki melez hatlar rapor edilmiştir. Kutular Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vesvius 59, 60, 61'in fumarol alanlarını temsil etmektedir. BdM örneği Campania yanardağının karışık eğiliminde bulunmaktadır. Karışık çizginin uç üyesi gazı, karbonat minerallerinin dekarbürizasyon reaksiyonuyla üretilen gaz olan manto kaynaklıdır.
Sismik kesitler L1 ve L2 (Şekil 1b ve 7), BdM ile Somma-Vezüv (L1, Şekil 7a) ve Campi Flegrei (L2, Şekil 7b) volkanik bölgelerinin distal stratigrafik dizileri arasındaki geçişi göstermektedir. BdM, iki büyük sismik oluşumun varlığıyla karakterize edilir (Şekil 7'deki MS ve PS). En üstteki (MS), yüksek ila orta genlikte ve yanal süreklilikte alt paralel reflektörler gösterir (Şekil 7b,c). Bu tabaka, Son Buzul Maksimum (LGM) sistemi tarafından sürüklenen denizel tortuları içerir ve kum ve kilden oluşur23. Alttaki PS tabakası (Şekil 7b–d), sütunlar veya kum saatleri şeklinde kaotik ila şeffaf bir fazla karakterize edilir. PS tortularının tepesi deniz tabanı höyükleri oluşturmuştur (Şekil 7d). Bu diyapir benzeri geometriler, PS şeffaf malzemenin en üstteki MS birikintileri. Yükselme, MS katmanını ve günümüzdeki BdM deniz tabanının üstündeki tortuları etkileyen kıvrım ve fayların oluşumundan sorumludur (Şekil 7b–d). MS stratigrafik aralığı, L1 kesitinin ENE kısmında açıkça delaminasyona uğrarken, MS dizisinin bazı iç seviyelerinin kapladığı gazla doymuş bir katmanın (GSL) varlığı nedeniyle BdM'ye doğru beyazlaşır (Şekil 7a). Şeffaf sismik katmana karşılık gelen BdM'nin tepesinden toplanan yerçekimi çekirdekleri, en üstteki 40 cm'nin yakın zamana kadar biriken kumdan oluştuğunu göstermektedir; )24,25 ve “Napoli Sarı Tüfü”nün (14,8 bin yıl önce) Campi Flegrei'sinin patlayıcı püskürmesinden gelen pomza parçaları26. PS tabakasının şeffaf fazı yalnızca kaotik karıştırma süreçleriyle açıklanamaz, çünkü Napoli Körfezi'ndeki BdM dışında bulunan heyelanlar, çamur akıntıları ve piroklastik akıntılarla ilişkili kaotik tabakalar akustik olarak opaktır21,23,24. Gözlenen BdM PS sismik fasiyesinin yanı sıra deniz altı çıkıntısı PS tabakasının görünümünün (Şekil 7d) doğal gazın yükselmesini yansıttığı sonucuna vardık.
(a) Sütunlu (pagoda) bir mekansal düzenlemeyi gösteren tek izli sismik profil L1 (Şekil 1b'deki seyir izi). Pagoda, kaotik pomza ve kum birikintilerinden oluşur. Pagodanın altında bulunan gazla doymuş tabaka, daha derin oluşumların sürekliliğini ortadan kaldırır. (b) Deniz tabanı höyüklerinin, denizel (MS) ve pomza kum birikintilerinin (PS) kesi ve deformasyonunu vurgulayan tek kanallı sismik profil L2 (Şekil 1b'deki seyir izi). (c) MS ve PS'deki deformasyon ayrıntıları (c, d)'de bildirilmiştir. En üstteki tortuda 1580 m/s'lik bir hız varsayıldığında, 100 ms düşey ölçekte yaklaşık 80 m'yi temsil eder.
BdM'nin morfolojik ve yapısal özellikleri, küresel olarak diğer deniz altı hidrotermal ve gaz hidrat alanlarına benzerdir2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 ve genellikle yükselmelerle (tonozlar ve höyükler) ve gaz deşarjıyla (koniler, çukurlar) ilişkilidir.BdM hizalı koniler ve çukurlar ve uzun höyükler yapısal olarak kontrol edilen geçirgenliği gösterir (Şekil 2 ve 3).Höyüklerin, çukurların ve aktif menfezlerin mekansal düzenlenmesi, bunların dağılımının kısmen KB-GD ve KD-GB darbe kırıkları tarafından kontrol edildiğini göstermektedir (Şekil 4b).Bunlar, Campi Flegrei ve Somma-Vezüv volkanik alanlarını ve Napoli Körfezi'ni etkileyen fay sistemlerinin tercih edilen doğrultularıdır. Özellikle, eskisinin yapısı, Campi Flegrei kraterinden gelen hidrotermal deşarjın yerini kontrol eder35.Bu nedenle, Körfez'deki fayların ve kırıkların Napoli, gazın yüzeye göçü için tercih edilen rotayı temsil eder ve bu özellik yapısal olarak kontrol edilen diğer hidrotermal sistemler tarafından da paylaşılır36,37. Özellikle, BdM konileri ve çukurları her zaman höyüklerle ilişkili değildir (Şekil 3a,c). Bu, diğer yazarların gaz hidrat bölgeleri için öne sürdüğü gibi, bu höyüklerin mutlaka çukur oluşumunun öncüleri olmadığını düşündürmektedir32,33. Sonuçlarımız, kubbe deniz tabanı tortularının bozulmasının her zaman çukur oluşumuna yol açmadığı hipotezini desteklemektedir.
Toplanan üç gaz emisyonu, hidrotermal sıvılara özgü kimyasal imzalar göstermektedir, yani esas olarak CO2, önemli konsantrasyonlarda indirgeyici gazlar (H2S, CH4 ve H2) ve hafif hidrokarbonlar (özellikle benzen ve propilen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tablo S1). Denizaltı emisyonlarında bulunması beklenmeyen atmosferik gazların (O2 gibi) varlığı, ROV'ların okyanus tabanından denize isyan etmek için çıkarılması sırasında, örnekleme için kullanılan plastik kutularda saklanan gazlarla temas eden deniz suyunda çözünmüş havadan kaynaklanan kirlenmeden kaynaklanıyor olabilir. Tersine, pozitif δ15N değerleri ve ASW'den (hava ile doymuş su) önemli ölçüde daha yüksek yüksek bir N2/Ar (480'e kadar), bu gazların baskın hidrotermal kökeni ile uyumlu olarak, N2'nin çoğunun atmosfer dışı kaynaklardan üretildiğini göstermektedir. Hidrotermal-volkanik kökeni BdM gazı, CO2 ve He içerikleri ve bunların izotopik imzaları ile doğrulanır. Karbon izotopları (δ13C-CO2 -%0,93'ten +%0,4'e) ve CO2/3He değerleri (1,7 × 1010'dan 4,1 × 1010'a), BdM örneklerinin Napoli Körfezi'nin manto uç üyeleri ve dekarbonizasyon etrafındaki fumarollerin karışık bir eğilimine ait olduğunu göstermektedir. Reaksiyonla üretilen gazlar arasındaki ilişki (Şekil 6). Daha spesifik olarak, BdM gaz örnekleri, bitişik Campi Flegrei ve Somma-Veusivus volkanlarından gelen sıvılarla yaklaşık olarak aynı yerde, karışım eğilimi boyunca yer almaktadır. Mantonun sonuna daha yakın olan Ischia fumarollerinden daha kabuksaldırlar. Somma-Vesuvius ve Campi Flegrei, BdM'den daha yüksek 3He/4He değerlerine (R/Ra 2,6 ile 2,9 arasında) sahiptir. (R/Ra 1,66 ile 1,96 arasındadır; Tablo S1). Bu, radyojenik He'nin eklenmesi ve birikmesinin Somma-Vezüv ve Campi Flegrei volkanlarını besleyen aynı magma kaynağından kaynaklandığını düşündürmektedir. BdM emisyonlarında tespit edilebilir organik karbon fraksiyonlarının bulunmaması, organik tortuların BdM gaz giderme sürecine dahil olmadığını düşündürmektedir.
Yukarıda bildirilen verilere ve deniz altı gazı açısından zengin bölgelerle ilişkili kubbe benzeri yapıların deneysel modellerinden elde edilen sonuçlara dayanarak, derin gaz basınçlandırması kilometre ölçeğindeki BdM kubbelerinin oluşumundan sorumlu olabilir. BdM tonozuna yol açan aşırı basınç Pdef'i tahmin etmek için, toplanan morfolojik ve sismik verilerden, BdM tonozunun, deforme olmuş yumuşak viskoz bir tortudan daha büyük yarıçaplı a yarıçaplı bir alt dairesel levha olduğunu varsayarak ince levha mekaniği modelini33,34 uyguladık. (Ek Şekil S1) Pdef, toplam basınç ile kaya statik basıncı artı su sütunu basıncı arasındaki farktır. BdM'de yarıçap yaklaşık 2.500 m, w 20 m'dir ve sismik profilden tahmin edilen h maksimumu yaklaşık 100 m'dir. Pdef 46 Pdef = w 64 D/a4'ü, D eğilme sertliği olan ilişkiden hesaplarız; D, (E h3)/[12(1 – ν2)] ile verilir, burada E, yatağın Young modülüdür, ν ise Poisson oranıdır (~0,5)33. BdM tortularının mekanik özellikleri ölçülemediğinden, BdM14,24'e benzer şekilde kıyı kumlu tortuları için makul bir değer olan E = 140 kPa olarak belirledik. Literatürde siltli kil tortuları için bildirilen daha yüksek E değerlerini (300 < E < 350.000 kPa)33,34 dikkate almadık çünkü BDM tortuları esas olarak silt veya siltli kilden değil kumdan oluşur24. Pdef = 0,3 Pa elde ediyoruz; bu, Pdef'in 10-2 ila 103 Pa arasında değiştiği gaz hidrat havzası ortamlarında deniz tabanı yükselme süreçlerinin tahminleriyle tutarlıdır; daha düşük değerler düşük su/a ve/veya ne olduğunu temsil eder. BdM'de sertlik Yerel gaz doygunluğuna bağlı tortul azalma ve/veya önceden var olan çatlakların ortaya çıkması da başarısızlığa ve bunun sonucunda gaz salınımına katkıda bulunabilir ve gözlemlenen havalandırma yapılarının oluşumuna izin verebilir. Toplanan yansıyan sismik profiller (Şekil 7), PS tortularının GSL'den yukarı kaldırıldığını, üstteki MS deniz tortularını yukarı ittiğini ve höyükler, kıvrımlar, faylar ve tortul kesikler oluşturduğunu gösterdi (Şekil 7b,c). Bu, 14,8 ila 12 ka eski pomzanın yukarı doğru bir gaz taşıma süreci yoluyla daha genç MS katmanına girdiğini göstermektedir. BdM yapısının morfolojik özellikleri, GSL tarafından üretilen sıvı deşarjının yarattığı aşırı basıncın sonucu olarak görülebilir. Aktif deşarjın deniz tabanından 170 m'den fazla yüksekliğe kadar görülebildiği göz önüne alındığında, GSL içindeki sıvı aşırı basıncının 1.700 kPa'yı aştığını varsayıyoruz. Tortullardaki gazların yukarı doğru göçü, aynı zamanda tortullarda bulunan malzemeyi temizleme etkisine de sahipti MS, BdM25'te örneklenen yerçekimi çekirdeklerinde kaotik tortuların varlığını açıklıyor. Dahası, GSL'nin aşırı basıncı karmaşık bir kırık sistemi yaratıyor (Şekil 7b'deki poligonal fay). Toplu olarak, "pagodalar" olarak adlandırılan bu morfoloji, yapı ve stratigrafik yerleşim,49,50 başlangıçta eski buzul oluşumlarının ikincil etkilerine atfedildi ve şu anda yükselen gazın31,33 veya buharlaşmaların50 etkileri olarak yorumlanıyor. Campania'nın kıta kenarında, buharlaşma tortuları nadirdir, en azından kabuğun en üst 3 km'sinde. Bu nedenle, BdM pagodalarının büyüme mekanizmasının tortulardaki gaz yükselmesiyle kontrol edilmesi muhtemeldir. Bu sonuç, pagodanın şeffaf sismik fasiyesi (Şekil 7) ve daha önce bildirildiği gibi yerçekimi çekirdek verileriyle24 desteklenmektedir; burada günümüz kumu 'Pomici Principali'25 ve 'Naples Sarısı Tuff'26 Campi Flegrei. Ayrıca, PS birikintileri en üstteki MS tabakasını istila etmiş ve deforme etmiştir (Şekil 7d). Bu yapısal düzenleme, pagodanın sadece bir gaz boru hattı değil, yükselen bir yapı olduğunu düşündürmektedir. Bu nedenle, pagodanın oluşumunu iki ana süreç yönetir: a) gaz aşağıdan girdikçe yumuşak tortunun yoğunluğu azalır; b) gaz-tortul karışımı yükselir, bu MS birikintilerinin gözlenen kıvrımlanma, faylanma ve kırılma nedenidir (Şekil 7). Güney Scotia Denizi'ndeki (Antarktika) gaz hidratlarıyla ilişkili pagodalar için benzer bir oluşum mekanizması önerilmiştir. BdM pagodaları engebeli alanlarda gruplar halinde ortaya çıkmıştır ve dikey uzantıları çift yönlü seyahat süresinde (TWTT) ortalama 70-100 m'dir (Şekil 7a). MS dalgalanmalarının varlığı ve BdM yerçekimi çekirdeğinin stratigrafisini göz önünde bulundurarak, pagoda yapıların oluşum yaşının yaklaşık 14-12 bin yıldan daha az olduğu sonucuna varıyoruz. Dahası, bu yapıların büyümesi hala aktiftir (Şekil 7d) çünkü bazı pagodalar üstteki günümüz BdM kumunu istila etmiş ve deforme etmiştir (Şekil 7d).
Pagodanın günümüz deniz tabanını geçememesi, (a) gaz yükselmesi ve/veya gaz-tortu karışımının yerel olarak durması ve/veya (b) gaz-tortu karışımının olası yanal akışının yerel bir aşırı basınç sürecine izin vermediğini gösterir. Diyapir teorisi modeline52 göre, yanal akış, aşağıdan gelen çamur-gaz karışımının tedarik hızı ile pagodanın yukarı doğru hareket ettiği hız arasında negatif bir denge göstermektedir. Tedarik hızındaki azalma, gaz tedarikinin ortadan kalkması nedeniyle karışımın yoğunluğundaki artışla ilgili olabilir. Yukarıda özetlenen sonuçlar ve pagodanın kaldırma kuvvetiyle kontrol edilen yükselişi, hava sütunu yüksekliği hg'yi tahmin etmemizi sağlar. Kaldırma kuvveti, ΔP = hgg (ρw – ρg) ile verilir; burada g yer çekimidir (9,8 m/s2) ve ρw ve ρg sırasıyla su ve gazın yoğunluklarıdır. ΔP, daha önce hesaplanan Pdef ve sediman plakasının litostatik basıncı Plith, yani ρsg h, burada ρs sediman yoğunluğudur. Bu durumda, istenen kaldırma kuvveti için gereken hg değeri hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] ile verilir. BdM'de Pdef = 0,3 Pa ve h = 100 m (yukarıya bakın), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg ihmal edilebilir çünkü ρw ≫ρg. hg = 245 m elde ederiz, bu GSL'nin tabanının derinliğini temsil eden bir değerdir. ΔP 2,4 MPa'dır ve bu, BdM deniz tabanını kırmak ve havalandırma delikleri oluşturmak için gereken aşırı basınçtır.
BdM gazının bileşimi, kabuk kayaçlarının dekarbonizasyon reaksiyonlarıyla ilişkili akışkanların eklenmesiyle değişen manto kaynaklarıyla tutarlıdır (Şekil 6). BdM kubbelerinin ve Ischia, Campi Flegre ve Soma-Vezüv gibi aktif volkanların kaba EW hizalamaları, yayılan gazların bileşimiyle birlikte, tüm Napoli volkanik bölgesinin altındaki mantodan yayılan gazların karıştığını göstermektedir. Giderek daha fazla kabuk sıvısı batıdan (Ischia) doğuya (Somma-Vezüv) hareket etmektedir (Şekil 1b ve 6).
Napoli Körfezi'nde, Napoli limanından birkaç kilometre uzakta, aktif bir gaz giderme sürecinden etkilenen ve pagodalar ile höyüklerin yerleştirilmesinden kaynaklanan 25 km2 genişliğinde kubbe benzeri bir yapı olduğu sonucuna vardık. Şu anda, BdM imzaları, magmatik olmayan türbülansın53 embriyonik volkanizmadan, yani magmanın ve/veya termal sıvıların erken boşalmasından önce ortaya çıkmış olabileceğini düşündürmektedir. Olayların evrimini analiz etmek ve potansiyel magmatik bozulmaları gösteren jeokimyasal ve jeofizik sinyalleri tespit etmek için izleme faaliyetleri uygulanmalıdır.
Akustik su kolonu profilleri (2B), Ulusal Araştırma Konseyi Kıyı Deniz Çevre Enstitüsü (IAMC) tarafından R/V Urania (CNR) gemisinde SAFE_2014 (Ağustos 2014) seferi sırasında elde edildi. Akustik örnekleme, 38 kHz'de çalışan bilimsel bir ışın bölücü yankı sondajı Simrad EK60 ile gerçekleştirildi. Akustik veriler yaklaşık 4 km'lik ortalama bir hızda kaydedildi. Toplanan yankı sondajı görüntüleri, sıvı deşarjlarını belirlemek ve toplama alanındaki yerlerini doğru bir şekilde tanımlamak için kullanıldı (74 ila 180 m bsl arasında). Çok parametreli problar (iletkenlik, sıcaklık ve derinlik, CTD) kullanarak su kolonundaki fiziksel ve kimyasal parametreleri ölçün. Veriler bir CTD 911 probu (SeaBird, Electronics Inc.) kullanılarak toplandı ve SBED-Win32 yazılımı (Seasave, sürüm 7.23.2) kullanılarak işlendi. Deniz tabanının görsel incelemesi bir “Pollux III” kullanılarak gerçekleştirildi. (GEItaliana) İki (düşük ve yüksek çözünürlüklü) kameraya sahip ROV cihazı (uzaktan kumandalı araç).
Çok ışınlı veri toplama, 100 KHz Simrad EM710 çok ışınlı sonar sistemi (Kongsberg) kullanılarak gerçekleştirildi. Sistem, ışın konumlandırmasında alt metrik hatalardan emin olmak için diferansiyel küresel konumlandırma sistemine bağlıdır. Akustik darbe, 100 KHz frekansına, 150° derecelik bir ateşleme darbesine ve 400 ışının tamamına sahiptir. Toplama sırasında ses hızı profillerini gerçek zamanlı olarak ölçün ve uygulayın. Veriler, navigasyon ve gelgit düzeltmesi için Uluslararası Hidrografi Örgütü standardına (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) göre PDS2000 yazılımı (Reson-Thales) kullanılarak işlendi. Kazara alet sivri uçları ve düşük kaliteli ışın dışlama nedeniyle oluşan gürültü azaltma, bant düzenleme ve sivri uç giderme araçlarıyla gerçekleştirildi. Sürekli ses hızı tespiti, çok ışınlı dönüştürücünün yakınında bulunan bir omurga istasyonu tarafından gerçekleştirilir ve her 6-8 saatte bir su sütununda gerçek zamanlı ses hızı profilleri toplar ve uygular. Uygun ışın yönlendirmesi için gerçek zamanlı ses hızı sağlayın. Tüm veri seti yaklaşık 440 km2'den (0-1200 m derinlik) oluşur. Veriler, 1 m ızgara hücre boyutu ile karakterize edilen yüksek çözünürlüklü bir dijital arazi modeli (DTM) sağlamak için kullanıldı. Son DTM (Şekil 1a), İtalyan Jeo-Askeri Enstitüsü tarafından 20 m ızgara hücre boyutunda edinilen arazi verileriyle (deniz seviyesinden >0 m yukarıda) yapıldı.
2007 ve 2014 yıllarında güvenli okyanus yolculukları sırasında toplanan 55 kilometrelik yüksek çözünürlüklü tek kanallı sismik veri profili, her ikisi de R/V Urania'da olmak üzere yaklaşık 113 kilometrekarelik bir alanı kapsıyordu. Marisk profilleri (örneğin, L1 sismik profili, Şekil 1b), IKB-Seistec boomer sistemi kullanılarak elde edildi. Edinim birimi, kaynak ve alıcının yerleştirildiği 2,5 m'lik bir katamarandan oluşur. Kaynak imzası, 1-10 kHz frekans aralığında karakterize edilen ve 25 cm'lik aralıklı reflektörleri çözmeye izin veren tek bir pozitif tepe noktasından oluşur. Güvenli sismik profiller, Geotrace yazılımı (Geo Marine Survey System) ile arayüzlenen 1,4 Kj çoklu uçlu Geospark sismik kaynağı kullanılarak elde edildi. Sistem, deniz tabanının altındaki yumuşak tortularda 400 milisaniyeye kadar nüfuz eden 1–6,02 KHz kaynak içeren ve teorik olarak dikey çözünürlüğü 30 cm.Hem Safe hem de Marsik cihazları 0,33 atış/sn hızında ve damar hızı <3 Kn iken elde edildi.Veriler Geosuite Allworks yazılımı kullanılarak şu iş akışıyla işlendi ve sunuldu: genişleme düzeltmesi, su sütunu susturma, 2-6 KHz bant geçişli IIR filtreleme ve AGC.
Sualtı fumarolünden gelen gaz, üst tarafında kauçuk bir diyafram bulunan plastik bir kutu kullanılarak deniz tabanında toplandı ve ROV tarafından havalandırma deliğinin üzerine ters çevrildi. Kutuya giren hava kabarcıkları deniz suyunu tamamen değiştirdiğinde, ROV 1 m derinliğe geri döner ve dalgıç toplanan gazı kauçuk bir septum aracılığıyla, biri 20 mL 5N NaOH çözeltisi (Gegenbach tipi şişe) ile doldurulmuş, teflon musluklarla donatılmış iki önceden boşaltılmış 60 mL'lik cam şişeye aktarır. Ana asit gaz türleri (CO2 ve H2S) alkali çözeltide çözülürken, düşük çözünürlükteki gaz türleri (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ve hafif hidrokarbonlar) örnekleme şişesinin baş boşluğunda saklanır. İnorganik düşük çözünürlükteki gazlar, 10 m uzunluğunda 5A moleküler elek kolonu ile donatılmış bir Shimadzu 15A kullanılarak gaz kromatografisi (GC) ile analiz edildi. ve bir termal iletkenlik dedektörü (TCD) 54. Argon ve O2, 30 m uzunluğunda bir kılcal moleküler elek kolonu ve TCD ile donatılmış bir Thermo Focus gaz kromatografisi kullanılarak analiz edildi. Metan ve hafif hidrokarbonlar, Chromosorb PAW 80/100 mesh ile doldurulmuş, %23 SP 1700 ile kaplanmış 10 m uzunluğunda paslanmaz çelik kolon ve bir alev iyonizasyon dedektörü (FID) ile donatılmış bir Shimadzu 14A gaz kromatografisi kullanılarak analiz edildi. Sıvı faz, 1) CO2, as, 0,5 N HCl çözeltisi (Metrohm Basic Titrino) ile titre edilmiş ve 2) H2S, as, 5 mL H2O2 (%33) ile oksidasyondan sonra, iyon kromatografisi (IC) (IC) (Wantong 761) ile analiz edildi. Titrasyonun, GC ve IC analizinin analitik hatası %5'ten azdır. Gaz karışımları için standart ekstraksiyon ve saflaştırma prosedürlerinden sonra, 13C/12C CO2 (δ13C-CO2% ve V-PDB olarak ifade edilir) bir Finningan Delta S kütle spektrometresi55,56 kullanılarak analiz edildi. Dış hassasiyeti tahmin etmek için kullanılan standartlar Carrara ve San Vincenzo mermeri (iç), NBS18 ve NBS19 (uluslararası) iken, analitik hata ve tekrarlanabilirlik sırasıyla ±%0,05 ve ±%0,1 idi.
δ15N (% olarak Havaya göre ifade edilir) değerleri ve 40Ar/36Ar, Finnigan Delta plusXP sürekli akışlı kütle spektrometresine bağlı bir Agilent 6890 N gaz kromatografisi (GC) kullanılarak belirlendi. Analiz hatası: δ15N±%0,1, 36Ar<1%, 40Ar<3%. He izotop oranı (R/Ra olarak ifade edilir, burada R, numunede ölçülen 3He/4He ve Ra, atmosferdeki aynı orandır: 1,39 × 10−6)57 INGV-Palermo (İtalya) laboratuvarında belirlendi. 3He, 4He ve 20Ne, He ve Ne ayrıldıktan sonra çift toplayıcı kütle spektrometresi (Helix SFT-GVI)58 kullanılarak belirlendi. Analiz hatası ≤ %0,3. He ve Ne için tipik boşluklar <10-14'tür. ve <10-16 mol sırasıyla.
Bu makaleye atıfta bulunma şekli: Passaro, S. ve diğerleri.Gaz giderme süreciyle yönlendirilen deniz tabanı yükselmesi, kıyı boyunca tomurcuklanan volkanik aktiviteyi ortaya koyuyor.Bilim.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Modern ve antik deniz tabanı hidrokarbon sızıntılarının ve bacalarının jeolojisi ve biyolojisi: bir giriş. Coğrafi Okyanus Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK ve Dillon, WP Gaz hidratlarının küresel oluşumu. Kvenvolden, KA ve Lorenson, TD (editörler) 3–18 (Doğal gaz hidratları: Oluşum, dağılım ve tespit. Amerikan Jeofizik Birliği Jeofizik Monografisi 124, 2001).
Fisher, AT Hidrotermal dolaşımda jeofiziksel kısıtlamalar. Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (editörler) 29–52 (Durham Çalıştayı Raporu, Deniz Hidrotermal Sistemlerinde Enerji ve Kütle Transferi, Durham Üniversitesi Yayınları, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. ve Heinrich, C. Okyanus ortası sırt hidrotermal sistemlerinin yapısı ve dinamikleri. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Gaz hidrat kaynakları, enerji ve çevre bilimi üzerine güncel görüşler.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ ve Stewart, SA Güney Hazar Denizi'ndeki kilometre ölçeğindeki bir çamur volkan sisteminin iç yapısı ve patlama geçmişi. Havza Rezervuarı 19, 153–163 (2007).
Leon, R. ve diğerleri. Cadiz Körfezi'ndeki derin su karbonat çamur höyüklerinden hidrokarbonların sızmasıyla ilişkili deniz tabanı özellikleri: çamur akışından karbonat tortularına. Coğrafya Mart. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL ve Cartwright, J. Namibya açıklarındaki kilometre ölçekli akışkan kaçış boru hatlarının 3 boyutlu sismik gösterimi. Havza Rezervuarı 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Petrol ve gaz boru hattı sistemlerindeki akışkan akış özellikleri: Havza evrimi hakkında bize ne anlatıyorlar? Mart Jeolojisi. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA ve Imbert, P. Angola açıklarındaki Aşağı Kongo Havzası'ndaki gaz akıları ile ilişkili olarak Neojen Kuaterner akışkan deşarj yapısının dikey evrimi. Mart Jeolojisi. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY ve diğerleri. Wyoming'deki Yellowstone Gölü'nün kuzeyindeki hidrotermal ve tektonik aktivite. Jeoloji. Sosyalist Parti. Evet. Boğa. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. ve Scandone, P. Tiren Havzası ve Apenin Yayı: Geç Totoniyen'den Bu Yana Kinematik İlişkiler. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia ve diğerleri. Campania kıta kenarındaki tektonik ve kabuk yapısı: volkanik aktiviteyle ilişkisi. mineral. benzin. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP ve De Astis G. Rift tektoniğinin ve magmatik yükselme süreçlerinin göreceli rolü: Napoli volkanik bölgesindeki (güney İtalya) jeofizik, yapısal ve jeokimyasal verilerden çıkarım. Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ ve Mastrolorenzo, G. Güney İtalya'daki Campi Flegrei kraterindeki son dikey kabuk hareketinin mekanizmaları. Jeoloji. Sosyalist Parti. Evet. Şartname. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. ve diğerleri. Yuvalanmış Campi Flegrei kraterinde (İtalya) kısa vadeli zemin deformasyonu ve sismik aktivite: yoğun nüfuslu bir alanda aktif kütle iyileşmesinin bir örneği. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. ve Saccorotti, G. İtalya'daki Campi Flegrei volkanik kompleksinde sürdürülen uzun vadeli 4D aktivitesinin hidrotermal kökenleri. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ve Mastrolorenzo, G. Eşik benzeri magmatik rezervuarlarda hızlı farklılaşma: Campi Flegrei kraterinden bir vaka çalışması. Bilim.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR ve diğerleri. SAR zaman serisinde, korelasyon analizi ve zaman-korelasyon modellemesi, Campi Flegrei ve Vesuvius'un olası bir bağlantısını ortaya koymaktadır. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Tiren Grabeni'nin ilk yarısının yapısal ve stratigrafik yapısı (Napoli Körfezi, İtalya). Yapısal Fizik 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Ada Yaylarından gelen volkanik kül gazındaki karbon kaynakları. Kimyasal Jeoloji. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Kanyon stratigrafisi: Dış kıta sahanlığında (Doğu Tiren kenarı, İtalya) deniz seviyesindeki düşüşe ve tektonik yükselmeye verilen tepkiler. Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).