Cảm ơn bạn đã truy cập Nature.com. Phiên bản trình duyệt bạn đang sử dụng hỗ trợ CSS hạn chế. Để có trải nghiệm tốt nhất, chúng tôi khuyên bạn nên sử dụng trình duyệt cập nhật (hoặc tắt chế độ tương thích trong Internet Explorer). Trong thời gian chờ đợi, để đảm bảo tiếp tục được hỗ trợ, chúng tôi sẽ hiển thị trang web không có kiểu và JavaScript.
Chúng tôi báo cáo bằng chứng về hoạt động nâng đáy biển và phát thải khí cách cảng Naples (Ý) vài km ngoài khơi. Vết rỗ, gò và miệng núi lửa là những đặc điểm của đáy biển. Những thành tạo này đại diện cho đỉnh của cấu trúc vỏ nông, bao gồm chùa, đứt gãy và nếp gấp ảnh hưởng đến đáy biển ngày nay. Họ đã ghi lại sự gia tăng, áp suất và giải phóng helium và carbon dioxide trong các phản ứng khử cacbon của lớp phủ tan chảy và đá vỏ. Những khí này có khả năng tương tự như khí cung cấp cho hệ thống thủy nhiệt của Ischia, Campi Flegre và Soma-Vesuvius, đề xuất nguồn manti trộn lẫn với chất lỏng vỏ trái đất bên dưới Vịnh Naples. Sự giãn nở và đứt gãy dưới đáy biển gây ra bởi quá trình nâng khí và điều áp đòi hỏi áp suất quá mức 2-3 MPa. Sự nâng lên, đứt gãy và phát thải khí dưới đáy biển là những biểu hiện của những biến động phi núi lửa có thể báo trước các vụ phun trào dưới đáy biển và/hoặc các vụ nổ thủy nhiệt.
Sự phóng điện nhiệt dịch biển sâu (nước nóng và khí) là đặc điểm chung của các sống núi giữa đại dương và rìa mảng hội tụ (bao gồm cả phần ngập nước của các cung đảo), trong khi sự phóng điện lạnh của khí hydrat (chlatrat) thường là đặc trưng của thềm lục địa và rìa thụ động1, 2,3,4,5. các lớp trên cùng của vỏ Trái đất và lên đến đỉnh điểm trong vụ phun trào và sắp xếp các núi lửa6. Do đó, việc xác định (a) hình thái liên quan đến biến dạng đáy biển đang hoạt động và (b) phát thải khí gần các khu vực ven biển đông dân cư như vùng núi lửa Napoli ở Ý (~1 triệu dân) là rất quan trọng để đánh giá các núi lửa có thể xảy ra. là những đặc điểm hình thái liên quan đến vùng nước nông hơn, ngoại trừ những đặc điểm xảy ra ở Hồ 12, có tương đối ít hồ sơ. Ở đây, chúng tôi trình bày dữ liệu độ sâu, địa chấn, cột nước và địa hóa cho một khu vực phức tạp về cấu trúc và hình thái dưới nước bị ảnh hưởng bởi khí thải ở Vịnh Naples (Nam Ý), cách cảng Naples khoảng 5 km. Những dữ liệu này được thu thập trong hành trình SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) trên tàu R/V Urania. Chúng tôi mô tả và diễn giải đáy biển và các cấu trúc dưới bề mặt nơi xảy ra phát thải khí, điều tra các nguồn chất lỏng thông hơi, xác định và mô tả các cơ chế điều chỉnh sự gia tăng khí và biến dạng liên quan, đồng thời thảo luận về tác động của núi lửa.
Vịnh Napoli tạo thành rìa phía tây Plio-Đệ tứ, trầm cảm kiến ​​tạo Campania kéo dài theo Tây Bắc13,14,15. EW của Ischia (khoảng 150-1302 sau Công nguyên), miệng núi lửa Campi Flegre (khoảng 300-1538) và Soma-Vesuvius (từ <360-1944) Sự sắp xếp giới hạn vịnh ở phía bắc sau Công nguyên)15, trong khi phía nam giáp Bán đảo Sorrento (Hình 1a). Vịnh Naples bị ảnh hưởng bởi các đứt gãy quan trọng Đông Bắc-Tây Nam và thứ cấp Tây Bắc-Đông Nam (Hình 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei và Somma-Vesuvius được đặc trưng bởi các biểu hiện thủy nhiệt, biến dạng mặt đất và địa chấn nông16,17,18 (ví dụ: sự kiện hỗn loạn tại Campi Flegrei năm 1982-1984, với độ nâng 1,8 m và hàng nghìn động đất). Các nghiên cứu gần đây19,20 gợi ý rằng có thể có mối liên hệ giữa động lực học của Soma-Vesuvius và của Campi Flegre, có thể liên quan đến các hồ chứa magma đơn 'sâu'. Hoạt động núi lửa và dao động mực nước biển trong 36 ka cuối cùng của Campi Flegrei và 18 ka của Somma Vesuvius đã kiểm soát hệ thống trầm tích của Vịnh Naples. hệ thống trầm tích nông, sau đó được lấp đầy bởi các sự kiện xâm thực trong Hậu Pleistocen-Holocene. Khí thải từ tàu ngầm đã được phát hiện xung quanh đảo Ischia và ngoài khơi bờ biển Campi Flegre và gần Núi Soma-Vesuvius (Hình.1b).
(a) Sự sắp xếp hình thái và cấu trúc của thềm lục địa và Vịnh Naples 15, 23, 24, 48. Các chấm là các trung tâm phun trào ngầm chính;các đường màu đỏ biểu thị các đứt gãy lớn. (b) Phép đo độ sâu của Vịnh Naples với các lỗ thông hơi chất lỏng được phát hiện (các chấm) và dấu vết của các đường địa chấn (các đường màu đen). Các đường màu vàng là quỹ đạo của các đường địa chấn L1 và L2 được báo cáo trong Hình 6. Ranh giới của các cấu trúc dạng mái vòm Banco della Montagna (BdM) được đánh dấu bằng các đường đứt nét màu xanh lam trong (a,b). Các ô vuông màu vàng đánh dấu vị trí của các cấu hình cột nước âm thanh và CTD-EMBlank, CTD-EM 50 và khung ROV được báo cáo trong Hình 5. Vòng tròn màu vàng đánh dấu vị trí xả khí lấy mẫu và thành phần của nó được thể hiện trong Bảng S1. Phần mềm Golden (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) sử dụng đồ họa do Surfer® 13 tạo ra.
Dựa trên dữ liệu thu được trong hành trình SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) (xem Phương pháp), một Mô hình địa hình kỹ thuật số (DTM) mới của Vịnh Naples với độ phân giải 1 m đã được xây dựng.DTM cho thấy đáy biển phía nam của Cảng Naples được đặc trưng bởi một bề mặt dốc nhẹ hướng về phía nam (độ dốc ≤3°) bị gián đoạn bởi một cấu trúc dạng mái vòm 5,0 × 5,3 km, được người dân địa phương gọi là Banco d'Montagna (BdMella).Hình.Hình 1a,b).BdM phát triển ở độ sâu khoảng 100 đến 170 mét, cao hơn 15 đến 20 mét so với đáy biển xung quanh. Mái vòm BdM có hình thái giống như gò do có 280 gò hình tròn đến hình bầu dục (Hình 2a), 665 hình nón và 30 hố (Hình 3 và 4). Gò có chiều cao và chu vi tối đa lần lượt là 22 m và 1.800 m. Hình tròn ity [C = 4π(diện tích/chu vi2)] của các gò giảm khi chu vi tăng (Hình 2b). Tỷ lệ trục của các gò nằm trong khoảng từ 1 đến 6,5, với các gò có tỷ lệ trục > 2 cho thấy cú đánh N45°E + 15° được ưu tiên và cú đánh thứ cấp phân tán hơn, phân tán hơn từ N105°E đến N145°E (Hình 2c).Các hình nón đơn lẻ hoặc thẳng hàng tồn tại trên mặt phẳng BdM và trên đỉnh gò đất (Hình 3a, b). Sự sắp xếp hình nón tuân theo sự sắp xếp của các gò đất mà chúng được đặt trên đó. Các vết lõm thường nằm trên đáy biển phẳng (Hình 3c) và đôi khi trên các gò đất. Mật độ không gian của hình nón và vết rỗ chứng tỏ rằng sự liên kết NE-SW chiếm ưu thế phân định ranh giới phía đông bắc và tây nam của mái vòm BdM (Hình 4a, b);tuyến NW-SE ít mở rộng hơn nằm ở khu vực trung tâm BdM.
(a) Mô hình địa hình kỹ thuật số (kích thước ô 1 m) của mái vòm Banco della Montagna (BdM). (b) Chu vi và độ tròn của các gò đất BdM. (c) Tỷ lệ trục và góc (hướng) của trục chính của hình elip phù hợp nhất bao quanh gò đất. Sai số tiêu chuẩn của mô hình Địa hình kỹ thuật số là 0,004 m;sai số chuẩn của chu vi và độ tròn lần lượt là 4,83 m và 0,01, sai số chuẩn của tỷ lệ trục và góc lần lượt là 0,04 và 3,34°.
Chi tiết về các hình nón, miệng núi lửa, gò và hố đã xác định trong khu vực BdM được trích xuất từ ​​DTM trong Hình 2.
(a) Hình nón thẳng hàng trên đáy biển phẳng;(b) hình nón và miệng núi lửa trên các gò mảnh mai Tây Bắc-ĐN;(c) vết rỗ trên bề mặt được nhúng nhẹ.
(a) Phân bố không gian của các miệng hố, hố được phát hiện và sự phóng khí đang hoạt động. (b) Mật độ không gian của các miệng hố và hố được báo cáo trong (a) (số/0,2 km2).
Chúng tôi đã xác định được 37 khí thải ở khu vực BdM từ hình ảnh máy đo tiếng vang cột nước ROV và các quan sát trực tiếp đáy biển thu được trong hành trình SAFE_2014 vào tháng 8 năm 2014 (Hình 4 và 5). Sự bất thường về âm thanh của những khí thải này cho thấy các hình dạng kéo dài theo chiều dọc nổi lên từ đáy biển, nằm trong khoảng từ 12 đến khoảng 70 m (Hình 5a). Ở một số nơi, dị thường âm thanh tạo thành một "đoàn tàu" gần như liên tục. Các chùm bong bóng quan sát được rất khác nhau: từ liên tục, bong bóng dày đặc chảy thành hiện tượng tồn tại trong thời gian ngắn (Phim bổ sung 1). Kiểm tra ROV cho phép xác minh trực quan sự xuất hiện của các lỗ thông hơi chất lỏng dưới đáy biển và làm nổi bật các vết rỗ nhỏ dưới đáy biển, đôi khi được bao quanh bởi trầm tích màu đỏ đến cam (Hình 5b). Trong một số trường hợp, các kênh ROV kích hoạt lại khí thải. Hình thái lỗ thông hơi cho thấy một lỗ tròn ở trên cùng mà không có ngọn lửa trong cột nước. Độ pH trong cột nước ngay phía trên điểm xả cho thấy sự sụt giảm đáng kể, cho thấy điều kiện cục bộ có tính axit hơn (Hình.Đặc biệt, độ pH trên lưu lượng khí BdM ở độ sâu 75 m giảm từ 8,4 (ở độ sâu 70 m) xuống 7,8 (ở độ sâu 75 m) (Hình 5c), trong khi các vị trí khác ở Vịnh Naples có giá trị pH nằm trong khoảng từ 0 đến 160 m ở khoảng độ sâu từ 8,3 đến 8,5 (Hình 5d). Thiếu sự thay đổi đáng kể về nhiệt độ và độ mặn của nước biển tại hai vị trí trong và ngoài vịnh. Khu vực BdM của Vịnh Naples. Ở độ sâu 70 m, nhiệt độ là 15 °C và độ mặn khoảng 38 PSU (Hình 5c, d). Các phép đo pH, nhiệt độ và độ mặn cho thấy: a) sự tham gia của chất lỏng có tính axit liên quan đến quá trình khử khí BdM và b) không có hoặc xả rất chậm chất lỏng nhiệt và nước muối.
(a) Cửa sổ thu nhận cấu hình cột nước âm thanh (máy đo tiếng vang Simrad EK60). Dải màu xanh lục dọc tương ứng với ngọn lửa khí được phát hiện khi xả chất lỏng EM50 (khoảng 75 m dưới mực nước biển) nằm trong khu vực BdM;các tín hiệu ghép kênh dưới đáy và đáy biển cũng được hiển thị (b) được thu thập bằng một phương tiện điều khiển từ xa trong khu vực BdM. Ảnh đơn cho thấy một miệng núi lửa nhỏ (vòng tròn màu đen) được bao quanh bởi trầm tích màu đỏ đến cam. (c, d) Dữ liệu CTD của đầu dò đa thông số được xử lý bằng phần mềm SBED-Win32 (Seasave, phiên bản 7.23.2). Các mẫu của các thông số đã chọn (độ mặn, nhiệt độ, pH và oxy) của cột nước phía trên dòng chảy chất lỏng EM50 (bảng c) và bên ngoài Bd m bảng điều khiển khu vực xả (d).
Chúng tôi đã thu thập ba mẫu khí từ khu vực nghiên cứu từ ngày 22 đến ngày 28 tháng 8 năm 2014. Các mẫu này có thành phần tương tự nhau, chủ yếu là CO2 (934-945 mmol/mol), tiếp theo là nồng độ tương ứng của N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) và H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), trong khi H2 và He ít hơn (<0,052 và <0 0,016 mmol/mol, tương ứng) (Hình 1b; Bảng S1, Phim bổ sung 2). Nồng độ tương đối cao của O2 và Ar cũng được đo (tương ứng lên tới 3,2 và 0,18 mmol/mol). Tổng của các hydrocacbon nhẹ nằm trong khoảng từ 0,24 đến 0,30 mmol/mol và bao gồm các ankan C2-C4, các hợp chất thơm (chủ yếu là benzen), propene và các hợp chất chứa lưu huỳnh (thiophene). Giá trị Ar/36Ar phù hợp với không khí (295,5), mặc dù mẫu EM35 (vòm BdM) có giá trị 304, cho thấy hơi vượt quá 40Ar. Tỷ lệ δ15N cao hơn so với không khí (lên tới +1,98% so với Không khí), trong khi giá trị δ13C-CO2 dao động từ -0,93 đến 0,44% so với giá trị V-PDB.R/Ra (sau khi hiệu chỉnh ô nhiễm không khí bằng cách sử dụng 4He/20Ne) nằm trong khoảng từ 1,66 đến 1,94, cho thấy sự hiện diện của một phần lớn lớp phủ He. Bằng cách kết hợp đồng vị helium với CO2 và đồng vị ổn định 22 của nó, nguồn phát thải trong BdM có thể được làm rõ hơn. Trong bản đồ CO2 cho CO2/3He so với δ13C (Hình.6), thành phần khí BdM được so sánh với thành phần của các lỗ phun khí Ischia, Campi Flegrei và Somma-Vesuvius. Hình 6 cũng báo cáo các đường pha trộn lý thuyết giữa ba nguồn cacbon khác nhau có thể tham gia vào quá trình sản xuất khí BdM: chất tan chảy hòa tan có nguồn gốc từ lớp phủ, trầm tích giàu hữu cơ và cacbonat. Các mẫu BdM nằm trên đường pha trộn được mô tả bởi ba ngọn núi lửa Campania, tức là sự pha trộn giữa các khí lớp phủ (được giả định là hơi giàu cacbon đioxit so với MORB cổ điển cho mục đích khớp dữ liệu) và các phản ứng gây ra bởi quá trình khử cacbon của vỏ Trái đất Tạo ra đá khí.
Các đường kết hợp giữa thành phần lớp phủ và các thành viên cuối cùng của đá vôi và trầm tích hữu cơ được báo cáo để so sánh. Các hộp đại diện cho các khu vực fumarole của Ischia, Campi Flegrei và Somma-Vesvius 59, 60, 61. Mẫu BdM nằm trong xu hướng hỗn hợp của núi lửa Campania. Khí cuối cùng của dòng hỗn hợp là từ nguồn lớp phủ, là khí được tạo ra bởi phản ứng khử cacbon của các khoáng chất cacbonat.
Các phần địa chấn L1 và L2 (Hình 1b và 7) cho thấy sự chuyển đổi giữa BdM và các chuỗi địa tầng xa của các vùng núi lửa Somma-Vesuvius (L1, Hình 7a) và Campi Flegrei (L2, Hình 7b). BdM được đặc trưng bởi sự hiện diện của hai thành tạo địa chấn chính (MS và PS trong Hình 7). Phần trên cùng (MS) hiển thị các gương phản xạ song song có biên độ và phương ngang từ cao đến trung bình. tính liên tục (Hình 7b, c). Lớp này bao gồm các trầm tích biển được kéo bởi hệ thống Cực đại Băng hà Cuối cùng (LGM) và bao gồm cát và đất sét23. Lớp PS bên dưới (Hình 7b–d) được đặc trưng bởi pha hỗn loạn đến trong suốt có dạng cột hoặc đồng hồ cát. Phần trên cùng của trầm tích PS hình thành các gò đáy biển (Hình 7d). ảnh hưởng đến lớp MS và các lớp trầm tích ngày nay nằm trên đáy biển BdM (Hình 7b–d). Khoảng địa tầng MS được phân tách rõ ràng trong phần ENE của phần L1, trong khi nó chuyển sang màu trắng đối với BdM do sự hiện diện của lớp bão hòa khí (GSL) được bao phủ bởi một số mức bên trong của chuỗi MS (Hình.7a). Lõi trọng lực được thu thập ở trên cùng của BdM tương ứng với lớp địa chấn trong suốt cho thấy 40 cm trên cùng bao gồm cát lắng đọng gần đây cho đến hiện tại;)24,25 và các mảnh đá bọt từ vụ phun trào bùng nổ Campi Flegrei của “Naples Yellow Tuff” (14,8 ka)26. Pha trong suốt của lớp PS không thể được giải thích chỉ bằng các quá trình trộn hỗn loạn, bởi vì các lớp hỗn loạn liên quan đến sạt lở đất, dòng chảy bùn và dòng chảy pyroclastic được tìm thấy bên ngoài BdM ở Vịnh Napoli là không rõ ràng về mặt âm thanh21,23,24. Chúng tôi kết luận rằng tướng địa chấn BdM PS quan sát được cũng như sự xuất hiện của bề ngoài dưới biển p Lớp PS (Hình 7d) phản ánh sự nâng lên của khí tự nhiên.
(a) Hồ sơ địa chấn một đường L1 (dấu vết điều hướng trong Hình 1b) cho thấy sự sắp xếp không gian dạng cột (chùa). Ngôi chùa bao gồm các trầm tích hỗn độn của đá bọt và cát. Lớp bão hòa khí tồn tại bên dưới ngôi chùa đã loại bỏ tính liên tục của các thành tạo sâu hơn. (b) Hồ sơ địa chấn một kênh L2 (dấu vết điều hướng trong Hình 1b), làm nổi bật vết rạch và biến dạng của các gò đáy biển, biển (MS) và trầm tích cát đá bọt (PS).(c) ) Các chi tiết biến dạng trong MS và PS được báo cáo trong (c,d). Giả sử vận ​​tốc là 1580 m/s trong lớp trầm tích trên cùng, 100 ms đại diện cho khoảng 80 m trên thang đo thẳng đứng.
Các đặc điểm hình thái và cấu trúc của BdM tương tự như các mỏ khí hydrat và thủy nhiệt dưới biển khác trên toàn cầu2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 và thường liên quan đến các phần nhô lên (hầm và gò) và sự thải khí (hình nón, hố). Các hình nón và hố thẳng hàng với BdM và các gò kéo dài cho thấy tính thấm được kiểm soát về mặt cấu trúc (Hình 2 và 3). Sự sắp xếp không gian của các gò, hố và các lỗ thông hơi đang hoạt động cho thấy rằng sự phân bố của chúng được kiểm soát một phần bởi các đứt gãy do tác động của NW-SE và NE-SW (Hình 4b). Đây là các đợt tấn công ưa thích của các hệ thống đứt gãy ảnh hưởng đến các khu vực núi lửa Campi Flegrei và Somma-Vesuvius và Vịnh Naples. Đặc biệt, cấu trúc của đường nứt trước đây kiểm soát vị trí xả thủy nhiệt từ miệng núi lửa Campi Flegrei35. Do đó, chúng tôi kết luận rằng các đứt gãy và đứt gãy ở Vịnh Naples đại diện cho con đường di chuyển khí ưa thích lên bề mặt, một đặc điểm được chia sẻ bởi các hệ thống thủy nhiệt được kiểm soát theo cấu trúc khác36,37. Đáng chú ý là các hình nón và hố BdM không phải lúc nào cũng liên kết với các gò đất (Hình.3a, c). Điều này cho thấy rằng những gò đất này không nhất thiết đại diện cho tiền thân của sự hình thành hố, như các tác giả khác đã đề xuất cho các vùng khí hydrat32,33. Kết luận của chúng tôi ủng hộ giả thuyết rằng sự phá vỡ trầm tích đáy biển không phải lúc nào cũng dẫn đến sự hình thành hố.
Ba khí thải thu được cho thấy các dấu hiệu hóa học điển hình của chất lỏng thủy nhiệt, cụ thể là chủ yếu là CO2 với nồng độ đáng kể của khí khử (H2S, CH4 và H2) và hydrocacbon nhẹ (đặc biệt là benzen và propylene)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Bảng S1). với các loại khí được lưu trữ trong các hộp nhựa được sử dụng để lấy mẫu, vì ROV được chiết xuất từ ​​​​đáy đại dương ra biển để nổi dậy. Ngược lại, các giá trị δ15N dương và N2/Ar cao (lên tới 480) cao hơn đáng kể so với ASW (nước bão hòa không khí) cho thấy rằng hầu hết N2 được tạo ra từ các nguồn ngoài khí quyển, phù hợp với nguồn gốc thủy nhiệt chủ yếu của các loại khí này. Nguồn gốc thủy nhiệt-núi lửa của khí BdM được xác nhận bởi CO2 và He content và chữ ký đồng vị của chúng. Các đồng vị carbon (δ13C-CO2 từ -0,93% đến +0,4%) và các giá trị CO2/3He (từ 1,7 × 1010 đến 4,1 × 1010) cho thấy rằng các mẫu BdM thuộc về một xu hướng hỗn hợp của các lỗ khí xung quanh các thành viên cuối lớp phủ của Vịnh Naples và quá trình khử cacbon Mối quan hệ giữa các khí được tạo ra bởi phản ứng (Hình 6). Cụ thể hơn, khí BdM các mẫu được đặt dọc theo xu hướng pha trộn ở vị trí gần giống với chất lỏng từ các núi lửa Campi Flegrei và Somma-Veusivus liền kề. Chúng có nhiều lớp vỏ hơn so với các fumarole Ischia, nằm gần cuối lớp phủ hơn. Somma-Vesuvius và Campi Flegrei có giá trị 3He/4He (R/Ra từ 2,6 đến 2,9) cao hơn BdM (R/Ra từ 1,66 đến 1,96;Bảng S1). Điều này cho thấy rằng việc bổ sung và tích lũy chất phóng xạ He có nguồn gốc từ cùng một nguồn magma đã cung cấp năng lượng cho các núi lửa Somma-Vesuvius và Campi Flegrei. Việc không có các phần carbon hữu cơ có thể phát hiện được trong khí thải BdM cho thấy rằng trầm tích hữu cơ không tham gia vào quá trình khử khí BdM.
Dựa trên dữ liệu được báo cáo ở trên và kết quả từ các mô hình thử nghiệm của các cấu trúc giống như mái vòm liên quan đến các vùng giàu khí dưới biển, áp suất khí sâu có thể là nguyên nhân hình thành các vòm BdM có quy mô hàng km. Để ước tính Pdef quá áp dẫn đến hầm BdM, chúng tôi đã áp dụng mô hình cơ học tấm mỏng33,34 với giả định, từ dữ liệu hình thái và địa chấn đã thu thập được, rằng hầm BdM là một tấm hình tròn có bán kính lớn hơn một lớp trầm tích mềm bị biến dạng dày Độ dịch chuyển tối đa theo phương thẳng đứng w và độ dày h của (Hình bổ sung S1). Pdef là sự khác biệt giữa tổng áp suất và áp suất tĩnh của đá cộng với áp suất cột nước. Tại BdM, bán kính là khoảng 2.500 m, w là 20 m và h ước tính tối đa từ mặt cắt địa chấn là khoảng 100 m. Chúng tôi tính toán Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 từ mối quan hệ, trong đó D là độ cứng uốn;D được cho bởi (E h3)/[12(1 – ν2)], trong đó E là mô đun Young của trầm tích, ν là hệ số Poisson (~0,5)33. Vì không thể đo được các tính chất cơ học của trầm tích BdM, chúng tôi đặt E = 140 kPa, đây là giá trị hợp lý cho trầm tích cát ven biển 47 tương tự như BdM14,24. Chúng tôi không xem xét các giá trị E cao hơn được báo cáo trong tài liệu cho sil trầm tích sét ty (300 < E < 350.000 kPa)33,34 vì trầm tích BDM bao gồm chủ yếu là cát, không phải bùn hoặc sét bùn24. Chúng tôi thu được Pdef = 0,3 Pa, phù hợp với ước tính về các quá trình nâng đáy biển trong môi trường bồn chứa khí hydrat, trong đó Pdef thay đổi từ 10-2 đến 103 Pa, với các giá trị thấp hơn biểu thị w/a thấp và/hoặc gì. Trong BdM, giảm độ cứng do bão hòa khí cục bộ của trầm tích và/hoặc sự xuất hiện của các vết nứt có sẵn cũng có thể góp phần gây ra sự cố và do đó giải phóng khí, cho phép hình thành các cấu trúc thông gió quan sát được. Các mặt cắt địa chấn phản xạ thu thập được (Hình 7) chỉ ra rằng các trầm tích PS đã được nâng lên từ GSL, đẩy các trầm tích biển MS phía trên lên, dẫn đến các gò, nếp gấp, đứt gãy và vết cắt trầm tích (Hình.Hình 7b, c). Điều này cho thấy rằng đá bọt cũ từ 14,8 đến 12 ka đã xâm nhập vào lớp MS trẻ hơn thông qua quá trình vận chuyển khí đi lên. Các đặc điểm hình thái của cấu trúc BdM có thể được xem là kết quả của áp suất quá mức được tạo ra bởi quá trình xả chất lỏng do GSL tạo ra. Do có thể nhìn thấy sự phóng điện tích cực từ đáy biển lên đến hơn 170 m bsl48, chúng tôi giả định rằng áp suất chất lỏng trong GSL vượt quá 1.700 kPa. Di chuyển lên trên khí trong trầm tích cũng có tác dụng làm sạch vật liệu chứa trong MS, giải thích sự hiện diện của trầm tích hỗn loạn trong lõi trọng lực được lấy mẫu trên BdM25. Hơn nữa, áp suất quá cao của GSL tạo ra một hệ thống đứt gãy phức tạp (đứt gãy đa giác trong Hình 7b). Nói chung, hình thái, cấu trúc và sự định cư địa tầng này, được gọi là “chùa”49,50, ban đầu được cho là do tác động thứ cấp của các thành tạo băng cũ và hiện được hiểu là tác động của sự gia tăng gas31,33 hoặc bay hơi50 . Ở rìa lục địa của Campania, trầm tích bay hơi rất khan hiếm, ít nhất là trong phạm vi 3 km trên cùng của lớp vỏ. Do đó, cơ chế phát triển của các ngôi chùa BdM có thể bị kiểm soát bởi sự gia tăng khí trong trầm tích. Kết luận này được hỗ trợ bởi tướng địa chấn trong suốt của ngôi chùa (Hình.7), cũng như dữ liệu lõi trọng lực như đã báo cáo trước đây24, nơi cát ngày nay phun trào với 'Pomici Principali'25 và 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Hơn nữa, trầm tích PS xâm chiếm và làm biến dạng lớp MS trên cùng (Hình 7d). Sự sắp xếp cấu trúc này cho thấy ngôi chùa đại diện cho một cấu trúc nổi lên chứ không chỉ là một đường ống dẫn khí. Do đó, hai quá trình chính chi phối sự hình thành của ngôi chùa: a) mật độ của trầm tích mềm giảm khi khí xâm nhập từ bên dưới;b) hỗn hợp khí-trầm tích tăng lên, đó là sự gấp nếp, đứt gãy và đứt gãy được quan sát. Nguyên nhân tạo ra trầm tích MS (Hình 7). Một cơ chế hình thành tương tự đã được đề xuất cho các ngôi chùa liên quan đến khí hydrat ở Biển Nam Scotia (Nam Cực). Các ngôi chùa BdM xuất hiện theo nhóm ở các khu vực đồi núi và phạm vi thẳng đứng của chúng trung bình là 70–100 m trong thời gian di chuyển hai chiều (TWTT) (Hình 7a). Do sự hiện diện của các gợn sóng MS và xem xét địa tầng của B dM, chúng tôi suy ra tuổi hình thành của các cấu trúc chùa nhỏ hơn khoảng 14–12 ka. Hơn nữa, sự phát triển của các cấu trúc này vẫn đang hoạt động (Hình 7d) do một số ngôi chùa đã xâm chiếm và làm biến dạng lớp cát BdM ngày nay nằm phía trên (Hình 7d).
Việc ngôi tháp không thể vượt qua đáy biển ngày nay cho thấy rằng (a) khí tăng lên và/hoặc ngừng trộn cục bộ khí-trầm tích, và/hoặc (b) dòng chảy ngang có thể có của hỗn hợp khí-trầm tích không cho phép quá trình áp suất cục bộ. hỗn hợp do sự biến mất của nguồn cung cấp khí đốt. Các kết quả được tóm tắt ở trên và độ nổi được kiểm soát của tháp cho phép chúng tôi ước tính chiều cao cột không khí hg. Độ nổi được cho bởi ΔP = hgg (ρw – ρg), trong đó g là trọng lực (9,8 m/s2) và ρw và ρg lần lượt là mật độ của nước và khí. ΔP là tổng của Pdef đã tính trước đó và áp suất thạch tĩnh Plith của mảng trầm tích, tức là ρ sg h, trong đó ρs là mật độ trầm tích. Trong trường hợp này, giá trị hg cần thiết cho độ nổi mong muốn được cho bởi hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Trong BdM, chúng tôi đặt Pdef = 0,3 Pa và h = 100 m (xem ở trên), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg không đáng kể vì ρw ≫ρg. Ta được hg = 245 m, giá trị biểu thị độ sâu của đáy GSL.ΔP là 2,4 MPa, là áp suất quá mức cần thiết để phá vỡ đáy biển BdM và hình thành lỗ thông hơi.
Thành phần của khí BdM phù hợp với các nguồn lớp phủ bị thay đổi khi bổ sung các chất lỏng liên quan đến các phản ứng khử cacbon của đá vỏ (Hình 6). Sự sắp xếp thô EW của các vòm BdM và các núi lửa đang hoạt động như Ischia, Campi Flegre và Soma-Vesuvius, cùng với thành phần của các loại khí thải ra, cho thấy rằng các khí thải ra từ lớp phủ bên dưới toàn bộ khu vực núi lửa được trộn lẫn Ngày càng nhiều chất lỏng vỏ di chuyển từ phía tây (Ischia) sang phía đông (Somma-Vesuivus ) (Hình 1b và 6).
Chúng tôi đã kết luận rằng ở Vịnh Naples, cách cảng Naples vài km, có một cấu trúc giống như mái vòm rộng 25 km2 bị ảnh hưởng bởi quá trình khử khí tích cực và do sự sắp xếp của các tháp và gò gây ra. Hiện tại, các dấu hiệu BdM cho thấy nhiễu loạn không ma thuật53 có thể xảy ra trước quá trình phun trào núi lửa phôi thai, tức là sự phóng điện sớm của magma và/hoặc chất lỏng nhiệt. Các hoạt động giám sát nên được thực hiện để phân tích sự tiến hóa của các hiện tượng và phát hiện các tín hiệu địa hóa và địa vật lý cho thấy nhiễu loạn magma tiềm ẩn.
Cấu hình cột nước âm thanh (2D) đã được Viện Nghiên cứu Quốc gia về Môi trường Biển Ven biển (IAMC) thu được trong chuyến hành trình SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) trên tàu R/V Urania (CNR). Việc lấy mẫu âm thanh được thực hiện bởi thiết bị đo tiếng vọng tách chùm tia khoa học Simrad EK60 hoạt động ở tần số 38 kHz. Dữ liệu âm thanh được ghi lại ở tốc độ trung bình khoảng 4 km. Các hình ảnh máy đo tiếng vang thu thập được sử dụng để xác định sự phóng điện của chất lỏng và xác định chính xác vị trí của chúng trong bộ sưu tập diện tích (từ 74 đến 180 m bsl). Đo các thông số vật lý và hóa học trong cột nước bằng đầu dò đa thông số (độ dẫn điện, nhiệt độ và độ sâu, CTD). Dữ liệu được thu thập bằng đầu dò CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) và được xử lý bằng phần mềm SBED-Win32 (Seasave, phiên bản 7.23.2). Kiểm tra trực quan đáy biển được thực hiện bằng thiết bị ROV “Pollux III” (GEItaliana) (rem) phương tiện vận hành riêng) với hai camera (độ phân giải thấp và cao).
Việc thu thập dữ liệu đa tia được thực hiện bằng cách sử dụng hệ thống sonar đa tia Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Hệ thống này được liên kết với một hệ thống định vị toàn cầu vi sai để đảm bảo các sai số phụ trong định vị chùm tia. Xung âm thanh có tần số 100 KHz, xung kích hoạt 150° và toàn bộ độ mở của 400 tia. Đo và áp dụng các cấu hình vận tốc âm thanh trong thời gian thực trong quá trình thu thập. Dữ liệu được xử lý bằng phần mềm PDS2000 (Reson-Thales) theo theo tiêu chuẩn của Tổ chức Thủy văn Quốc tế (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) để điều hướng và hiệu chỉnh thủy triều. Việc giảm tiếng ồn do các xung đột ngột của thiết bị và loại bỏ chùm tia kém chất lượng đã được thực hiện bằng các công cụ chỉnh sửa dải và khử nhiễu. Việc phát hiện vận tốc âm thanh liên tục được thực hiện bởi một trạm keel nằm gần đầu dò đa chùm tia và thu nhận cũng như áp dụng các cấu hình vận tốc âm thanh thời gian thực trong cột nước cứ sau 6-8 giờ để cung cấp vận tốc âm thanh định hướng thời gian thực cho chùm tia phù hợp .Toàn bộ tập dữ liệu bao gồm khoảng 440 km2 (độ sâu 0-1200 m). Dữ liệu được sử dụng để cung cấp mô hình địa hình kỹ thuật số có độ phân giải cao (DTM) được đặc trưng bởi kích thước ô lưới 1 m. DTM cuối cùng (Hình.1a) được thực hiện với dữ liệu địa hình (>0 m so với mực nước biển) được Viện Địa-Quân sự Ý thu được ở kích thước ô lưới 20 m.
Hồ sơ dữ liệu địa chấn kênh đơn có độ phân giải cao dài 55 km, được thu thập trong các chuyến đi biển an toàn vào năm 2007 và 2014, có diện tích khoảng 113 km2, cả trên R/V Urania. Hồ sơ Marisk (ví dụ: hồ sơ địa chấn L1, Hình 1b) được thu thập bằng cách sử dụng hệ thống boomer IKB-Seistec. Bộ phận thu thập bao gồm một catamaran 2,5 m trong đó nguồn và máy thu được đặt. Chữ ký nguồn. bao gồm một đỉnh dương duy nhất được đặc trưng trong dải tần số 1-10 kHz và cho phép phân giải các gương phản xạ cách nhau 25 cm. Các cấu hình địa chấn an toàn đã thu được bằng cách sử dụng nguồn địa chấn Geospark đa đầu 1,4 Kj giao tiếp với phần mềm Geotrace (Hệ thống Khảo sát Biển Geo). Hệ thống bao gồm một catamaran chứa nguồn 1–6,02 KHz thâm nhập tới 400 mili giây trong trầm tích mềm dưới đáy biển, với độ phân giải theo chiều dọc lý thuyết là 30 cm .Cả thiết bị Safe và Marsik đều thu được với tốc độ 0,33 ảnh/giây với vận tốc tàu <3 Kn. Dữ liệu được xử lý và trình bày bằng phần mềm Geosuite Allworks với quy trình làm việc sau: hiệu chỉnh độ giãn nở, tắt tiếng cột nước, lọc IIR thông dải 2-6 KHz và AGC.
Khí từ fumarole dưới nước được thu thập dưới đáy biển bằng cách sử dụng một hộp nhựa được trang bị màng chắn cao su ở mặt trên của nó, được ROV đặt lộn ngược trên lỗ thông hơi. Khi các bọt khí đi vào hộp đã thay thế hoàn toàn nước biển, ROV quay trở lại độ sâu 1 m và thợ lặn chuyển khí thu được qua vách ngăn cao su vào hai bình thủy tinh 60 mL đã được hút chân không trước được trang bị khóa Teflon, trong đó một được đổ đầy 20 mL dung dịch NaOH 5N (Gegen bình loại bach). Các loại khí axit chính (CO2 và H2S) được hòa tan trong dung dịch kiềm, trong khi các loại khí có độ hòa tan thấp (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 và các hydrocacbon nhẹ) được lưu trữ trong phần đầu của chai lấy mẫu. Các khí vô cơ có độ hòa tan thấp được phân tích bằng sắc ký khí (GC) sử dụng Shimadzu 15A được trang bị cột rây phân tử 5A dài 10 m và độ dẫn điện của máy dò nhiệt (TCD) 54.Argon và O2 được phân tích bằng máy sắc ký khí Thermo Focus được trang bị cột rây phân tử mao quản dài 30 m và TCD. Khí metan và hydrocacbon nhẹ được phân tích bằng máy sắc ký khí Shimadzu 14A được trang bị cột thép không gỉ dài 10 m được bọc bằng lưới Chromosorb PAW 80/100, được phủ 23% SP 1700 và đầu dò ion hóa ngọn lửa (FID). Pha lỏng được sử dụng để phân tích 1) CO2, như, được chuẩn độ bằng Dung dịch HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) và 2) H2S, sau khi oxy hóa với 5 mL H2O2 (33%), bằng sắc ký ion (IC) (IC) (Wantong 761). Sai số phân tích của phép chuẩn độ, phân tích GC và IC nhỏ hơn 5%. Sau quy trình chiết xuất và tinh chế tiêu chuẩn cho hỗn hợp khí, 13C/12C CO2 (được biểu thị bằng δ13C-CO2% và V-PDB) được phân tích bằng cách sử dụng một khối phổ kế Finningan Delta S55,56. Các tiêu chuẩn được sử dụng để ước tính độ chính xác bên ngoài là đá cẩm thạch Carrara và San Vincenzo (nội bộ), NBS18 và NBS19 (quốc tế), trong khi sai số phân tích và độ tái lập lần lượt là ±0,05% và ±0,1%.
Δ15n (được biểu thị bằng%so với không khí) và 40ar/36AR được xác định bằng cách sử dụng sắc ký khí Agilent 6890 N (GC) được ghép với đồng bằng Finnigan Plusxp. Mẫu và RA là tỷ lệ tương tự trong khí quyển: 1,39 × 10−6) 57 được xác định tại phòng thí nghiệm của INGV-Palermo (Ý) 3HE, 4HE và 20NE được xác định bằng máy quang phổ khối kép (Helix SFT-GVI)
Làm thế nào để trích dẫn bài viết này: Passaro, S. et al. Sự nâng lên của đáy biển được thúc đẩy bởi một quá trình khử khí cho thấy hoạt động núi lửa vừa chớm nở dọc theo bờ biển.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Địa chất và sinh học của các vết rò rỉ và lỗ thông hơi hydrocarbon dưới đáy biển hiện đại và cổ đại: giới thiệu.Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Sự xuất hiện toàn cầu của khí hydrat. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Khí hydrat tự nhiên: Sự xuất hiện, phân phối và phát hiện. Chuyên khảo Địa vật lý của Hiệp hội Địa vật lý Hoa Kỳ 124, 2001).
Fisher, AT Các ràng buộc địa vật lý đối với tuần hoàn thủy nhiệt. Trong: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Báo cáo của Hội thảo Durham, Năng lượng và Truyền khối lượng trong Hệ thống Thủy nhiệt Hàng hải, Nhà xuất bản Đại học Durham, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Cấu trúc và động lực học của hệ thống thủy nhiệt sống núi giữa đại dương.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Quan điểm hiện tại về tài nguyên khí hydrat.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Cấu trúc bên trong và lịch sử phun trào của hệ thống núi lửa bùn có quy mô hàng km ở Biển Nam Caspian.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al.Các đặc điểm của đáy biển liên quan đến sự rò rỉ hydrocacbon từ các gò bùn cacbonat nước sâu ở Vịnh Cadiz: từ dòng bùn đến trầm tích cacbonat.Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Biểu diễn địa chấn 3D của các đường ống thoát chất lỏng quy mô hàng km ngoài khơi Namibia.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Đặc điểm dòng chảy của chất lỏng trong hệ thống đường ống dẫn dầu và khí đốt: Chúng cho chúng ta biết điều gì về sự tiến hóa của lưu vực? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Sự phát triển theo phương thẳng đứng của cấu trúc xả chất lỏng kỷ Đệ tứ Neogen liên quan đến các dòng khí ở Lưu vực Hạ Congo, ngoài khơi Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hoạt động thủy nhiệt và kiến ​​tạo ở phía bắc hồ Yellowstone, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Lưu vực sông Tyrrhenian và Cung Apennine: Mối quan hệ động học từ Hậu Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Cấu trúc kiến ​​tạo và vỏ trái đất ở rìa lục địa Campania: mối quan hệ với hoạt động núi lửa.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Vai trò tương đối của kiến ​​tạo rạn nứt và quá trình nâng cao magma: suy luận từ dữ liệu địa vật lý, cấu trúc và địa hóa ở vùng núi lửa Napoli (miền nam nước Ý). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Cơ chế chuyển động của vỏ trái đất theo phương thẳng đứng gần đây trong miệng núi lửa Campi Flegrei ở miền nam Italy.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, tr. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Biến dạng mặt đất ngắn hạn và địa chấn trong miệng núi lửa Campi Flegrei lồng nhau (Ý): một ví dụ về sự phục hồi khối lượng tích cực trong khu vực đông dân cư.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., và Saccorotti, G. Nguồn gốc thủy nhiệt của hoạt động 4D lâu dài được duy trì trong quần thể núi lửa Campi Flegrei ở Ý.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. và Mastrolorenzo, G. Sự khác biệt nhanh chóng trong các hồ chứa magma giống như ngưỡng cửa: một nghiên cứu trường hợp từ miệng núi lửa Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.Chuỗi thời gian InSAR, phân tích tương quan và mô hình tương quan thời gian cho thấy khả năng kết hợp giữa Campi Flegrei và Vesuvius.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Cấu trúc kết cấu và địa tầng của nửa đầu địa hào Tyrrhenian (Vịnh Naples, Ý).Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Nguồn carbon trong khí tro núi lửa từ Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Địa tầng của Milia, A. Dohrn Canyon: Phản ứng với mực nước biển sụt giảm và nâng lên kiến ​​tạo ở thềm lục địa bên ngoài (rìa Đông Tyrrhenian, Ý).Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).