Cảm ơn bạn đã truy cập Nature.com. Phiên bản trình duyệt bạn đang sử dụng có hỗ trợ hạn chế cho CSS. Để có trải nghiệm tốt nhất, chúng tôi khuyên bạn nên sử dụng trình duyệt đã cập nhật (hoặc tắt chế độ tương thích trong Internet Explorer). Trong thời gian chờ đợi, để đảm bảo hỗ trợ liên tục, chúng tôi sẽ hiển thị trang web mà không có kiểu dáng và JavaScript.
Chúng tôi báo cáo bằng chứng về sự nâng lên của đáy biển và khí thải hoạt động cách cảng Naples (Ý) vài km. Các vết rỗ, gò đất và miệng hố là các đặc điểm của đáy biển. Các thành tạo này đại diện cho đỉnh của các cấu trúc vỏ nông, bao gồm các ngôi chùa, đứt gãy và nếp gấp ảnh hưởng đến đáy biển ngày nay. Họ đã ghi lại sự gia tăng, tăng áp suất và giải phóng heli và carbon dioxide trong các phản ứng khử cacbon của lớp phủ tan chảy và đá vỏ. Các loại khí này có thể tương tự như các loại khí cung cấp cho các hệ thống thủy nhiệt của Ischia, Campi Flegre và Soma-Vesuvius, cho thấy một nguồn manti trộn lẫn với chất lỏng vỏ trái đất bên dưới Vịnh Naples. Sự giãn nở và vỡ dưới biển do quá trình nâng khí và tăng áp suất đòi hỏi áp suất quá mức 2-3 MPa. Sự nâng lên của đáy biển, đứt gãy và khí thải là biểu hiện của các biến động không phải núi lửa có thể báo trước các vụ phun trào đáy biển và/hoặc các vụ nổ thủy nhiệt.
Các đợt xả thủy nhiệt (nước nóng và khí) dưới biển sâu là một đặc điểm chung của các sống núi giữa đại dương và các rìa mảng hội tụ (bao gồm các phần chìm của các cung đảo), trong khi các đợt xả lạnh của khí hydrat (chlatrat) thường là đặc trưng của thềm lục địa và các rìa thụ động1, 2,3,4,5. Sự xuất hiện của các đợt xả thủy nhiệt dưới đáy biển ở các vùng ven biển ngụ ý các nguồn nhiệt (bể chứa magma) trong lớp vỏ lục địa và/hoặc lớp phủ. Các đợt xả này có thể xảy ra trước khi magma dâng lên qua các lớp trên cùng của lớp vỏ Trái đất và đạt đến đỉnh điểm là sự phun trào và dịch chuyển các núi ngầm dưới biển6. Do đó, việc xác định (a) hình thái liên quan đến biến dạng đáy biển tích cực và (b) khí thải gần các vùng ven biển có người sinh sống như vùng núi lửa Naples ở Ý (~1 triệu dân) là rất quan trọng để đánh giá các núi lửa có thể xảy ra. Phun trào nông. Hơn nữa, trong khi các đặc điểm hình thái liên quan đến khí hydrat hoặc thủy nhiệt dưới biển sâu được biết đến tương đối rõ do các đặc tính địa chất và sinh học của chúng, thì các ngoại lệ là các đặc điểm hình thái liên quan đến vùng nước nông hơn, ngoại trừ những vùng xảy ra ở Hồ 12, có tương đối ít hồ sơ. Ở đây, chúng tôi trình bày dữ liệu đo độ sâu, địa chấn, cột nước và địa hóa mới cho một khu vực dưới nước phức tạp về mặt hình thái và cấu trúc 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 chuyến du ngoạn SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) trên tàu R/V Urania. Chúng tôi mô tả và giải thích các cấu trúc dưới đáy biển và dưới bề mặt nơi xảy ra khí thải, điều tra nguồn chất lỏng thoát ra, xác định và mô tả các cơ chế điều chỉnh sự gia tăng khí và biến dạng liên quan, và thảo luận về tác động của núi lửa.
Vịnh Naples tạo thành rìa phía tây kỷ Plio-Đệ tứ, vùng trũng kiến ​​tạo Campania kéo dài theo hướng Tây Bắc-Đông Nam13,14,15. Phía Đông Bắc của Ischia (khoảng 150-1302 SCN), miệng núi lửa Campi Flegre (khoảng 300-1538) và Soma-Vesuvius (từ <360-1944) Sự sắp xếp này giới hạn vịnh ở phía bắc SCN)15, trong khi phía nam giáp với Bán đảo Sorrento (Hình 1a). Vịnh Naples bị ảnh hưởng bởi các đứt gãy đáng kể chủ yếu theo hướng Đông Bắc-Tây Nam và thứ cấp theo hướng 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 hoạt động địa chấn nông16,17,18 (ví dụ, sự kiện hỗn loạn tại Campi Flegrei vào năm 1982-1984, với độ nâng lên 1,8 m và hàng nghìn (động đất).Các nghiên cứu gần đây19,20 cho thấy có thể có mối liên hệ giữa động lực học của Soma-Vesuvius và Campi Flegre, có thể liên quan đến các bể 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.Mực nước biển thấp ở mức cực đại băng hà cuối cùng (18 ka) đã dẫn đến sự thoái lui của hệ thống trầm tích nông ngoài khơi, sau đó được lấp đầy bởi các sự kiện xâm thực trong thời kỳ Pleistocene muộn-Holocene.Khí thải dưới biển 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 lớn; các đường màu đỏ biểu thị các đứt gãy lớn. (b) 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. Các ranh giới của các cấu trúc giống mái vòm Banco della Montagna (BdM) được đánh dấu bằng các đường đứt nét màu xanh lam trong (a, b). Các hình vuông màu vàng đánh dấu vị trí của các mặt cắt cột nước âm thanh và các khung CTD-EMBlank, CTD-EM50 và ROV được báo cáo trong Hình 5. Vòng tròn màu vàng đánh dấu vị trí của khí thải lấy mẫu và thành phần của nó được hiển thị 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 thập được trong chuyến đi 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 Cảng Naples được đặc trưng bởi bề mặt thoải về phía nam (độ dốc ≤3°) bị gián đoạn bởi một cấu trúc giống mái vòm có kích thước 5,0 × 5,3 km, được gọi tại địa phương là Banco della Montagna (BdM). 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. Vòm BdM có hình thái giống gò đất do 280 gò đất hình bán tròn đến hình bầu dục (Hình 2a), 665 hình nón và 30 hố (Hình 3 và 4). Gò đất có chiều cao và chu vi tối đa lần lượt là 22 m và 1.800 m. Độ tròn [C = 4π(diện tích/chu vi2)] của các gò đất giảm khi chu vi tăng (Hình 2b). Tỷ lệ trục của các gò đất dao động trong khoảng từ 1 đến 6,5, với các gò đất có tỷ lệ trục >2 cho thấy hướng N45°Đ + 15° ưa thích và hướng N105°Đ đến N145°Đ thứ cấp phân tán hơn, phân tán hơn (Hình 2c). Các 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 nằm trên đó. Các vết rỗ thường nằm trên đáy biển phẳng (Hình 3c) và đôi khi trên các gò đất. Mật độ không gian của các nón và vết rỗ chứng minh rằng sự sắp xếp chủ yếu theo hướng NE-SW phân định ranh giới đông bắc và tây nam của mái vòm BdM (Hình 4a, b); tuyến đường NW-SE ít mở rộng hơn nằm ở vùng BdM trung tâm.
(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 gò BdM. (c) Tỷ lệ trục và góc (hướng) của trục chính của hình elip phù hợp nhất bao quanh gò. Sai số 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, và sai số chuẩn của tỷ lệ trục và góc lần lượt là 0,04 và 3,34°.
Chi tiết về các hình nón, miệng hố, gò đất và hố đã xác định trong vùng BdM được trích xuất từ ​​DTM trong Hình 2.
(a) Các hình nón thẳng hàng trên đáy biển phẳng; (b) các hình nón và miệng hố trên các gò đất mỏng theo hướng Tây Bắc-Đông Nam; (c) các vết rỗ trên bề mặt hơi lõm.
(a) Phân bố không gian của các miệng hố, hố và khí thải hoạt động được phát hiện. (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 trong vùng BdM từ hình ảnh máy đo độ sâu cột nước ROV và quan sát trực tiếp đáy biển thu được trong chuyến đi SAFE_2014 vào tháng 8 năm 2014 (Hình 4 và 5). Các dị thường âm thanh của các khí thải này cho thấy các hình dạng kéo dài theo chiều dọc bốc lên từ đáy biển, dao động theo chiều dọc từ 12 đến khoảng 70 m (Hình 5a). Ở một số nơi, các dị thường âm thanh tạo thành một "đoàn tàu" gần như liên tục. Các luồng bong bóng quan sát được rất khác nhau: từ các luồng bong bóng dày đặc liên tục đến các 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 trên đáy biển, đôi khi được bao quanh bởi các trầm tích màu đỏ đến cam (Hình 5b). Trong một số trường hợp, các kênh ROV kích hoạt lại các khí thải. Hình thái lỗ thông hơi cho thấy một lỗ tròn ở phía trên mà không có vết loe trong cột nước. Độ pH trong cột nước ngay phía trên điểm xả giảm đáng kể, cho thấy tình trạng axit hơn tại địa phương (Hình 5c, d). Đặc biệt, Độ pH trên khí BdM xả 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 địa điểm khác ở Vịnh Naples có giá trị pH từ 0 đến 160 m trong khoảng độ sâu từ 8,3 đến 8,5 (Hình 5d). Không có thay đổi đáng kể về nhiệt độ và độ mặn của nước biển tại hai địa điểm bên trong và bên ngoài 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 độ pH, nhiệt độ và độ mặn chỉ ra: a) sự tham gia của chất lỏng có tính axit liên quan đến quá trình thoát khí BdM và b) sự vắng mặt hoặc xả rất chậm của chất lỏng nhiệt và nước muối.
(a) Cửa sổ thu thập dữ liệu về cột nước âm thanh (máy đo âm thanh Simrad EK60). Dải màu xanh lá cây thẳng đứng tương ứng với ngọn lửa khí được phát hiện trên đường xả chất lỏng EM50 (khoảng 75 m dưới mực nước biển) nằm trong vùng BdM; các tín hiệu đa kênh dưới đáy biển và đáy biển cũng được hiển thị (b) được thu thập bằng một phương tiện điều khiển từ xa trong vùng BdM. Một bức ảnh duy nhất cho thấy một miệng hố 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 thông số đã chọn (độ mặn, nhiệt độ, độ pH và oxy) của cột nước phía trên đường xả chất lỏng EM50 (bảng c) và bên ngoài bảng khu vực xả Bdm (d).
Chúng tôi đã thu thập ba mẫu khí từ khu vực nghiên cứu trong khoảng thời gian từ ngày 22 đến ngày 28 tháng 8 năm 2014. Các mẫu này cho thấy thành phần tương tự, chủ yếu là CO2 (934-945 mmol/mol), tiếp theo là nồng độ liên quan 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 phong phú hơn (lần lượt là <0,052 và <0,016 mmol/mol) (Hình 1b; Bảng S1, Phim bổ sung 2). Nồng độ O2 và Ar tương đối cao cũng được đo (lên tới 3,2 và 0,18 mmol/mol). Tổng các hydrocacbon nhẹ dao động từ 0,24 đến 0,30 mmol/mol và bao gồm các ankan C2-C4, hợp chất thơm (chủ yếu là benzen), propen và các hợp chất chứa lưu huỳnh (thiophene). Giá trị 40Ar/36Ar phù hợp với không khí (295,5), mặc dù mẫu EM35 (vòm BdM) có giá trị là 304, cho thấy lượng 40Ar dư nhẹ. Tỷ lệ δ15N cao hơn so với không khí (lên đến +1,98% so với Không khí), trong khi giá trị δ13C-CO2 dao động từ -0,93 đến 0,44% so với V-PDB. Giá trị R/Ra (sau khi hiệu chỉnh ô nhiễm không khí bằng tỷ lệ 4He/20Ne) nằm trong khoảng từ 1,66 đến 1,94, cho thấy sự hiện diện của một phần lớn He ở lớp manti. Bằng cách kết hợp đồng vị heli 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 Ischia, Campi Flegrei và Các lỗ phun khí Somma-Vesuvius. Hình 6 cũng báo cáo các đường trộn lý thuyết giữa ba nguồn cacbon khác nhau có thể liên quan đến quá trình sản xuất khí BdM: các chất tan chảy có nguồn gốc từ lớp phủ hòa tan, trầm tích giàu hữu cơ và cacbonat. Các mẫu BdM nằm trên đường trộn được mô tả bởi ba ngọn núi lửa Campania, nghĩa là, trộn giữa các khí lớp phủ (được cho là có hàm lượng cacbon dioxit thấp so với các MORB cổ điển nhằm mục đích phù hợp với dữ liệu) và các phản ứng do quá trình khử cacbon ở lớp vỏ gây ra. Đá khí thu được.
Các đường lai giữa thành phần lớp phủ và các thành phần cuối của đá vôi và trầm tích hữu cơ được báo cáo để so sánh. Các hộp biểu diễn 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 của đường hỗn hợp có nguồn gốc từ lớp phủ, là khí được tạo ra bởi phản ứng khử cacbon của khoáng chất cacbonat.
Các mặt cắt địa chấn L1 và L2 (Hình 1b và 7) cho thấy sự chuyển tiếp giữa BdM và các dãy địa tầng xa của 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). Thành tạo trên cùng (MS) cho thấy các phản xạ song song bán song song có biên độ cao đến trung bình và tính liên tục theo chiều ngang (Hình 7b, c). Lớp này bao gồm các trầm tích biển bị kéo bởi hệ thống Cực đại băng hà cuối cùng (LGM) và bao gồm cát và sét23. Lớp PS bên dưới (Hình 7b–d) được đặc trưng bởi pha hỗn loạn đến trong suốt có hình dạng các cột hoặc đồng hồ cát. Đỉnh của các trầm tích PS tạo thành các gò đáy biển (Hình 7d). Các hình dạng giống như diapir này chứng minh sự xâm nhập của vật liệu trong suốt PS vào các trầm tích MS trên cùng. Sự nâng lên chịu trách nhiệm cho sự hình thành các nếp gấp và đứt gãy ảnh hưởng đến lớp MS và các trầm tích hiện tại nằm trên đáy biển BdM (Hình 7b–d). Khoảng địa tầng MS bị tách lớp rõ ràng ở phần ENE của mặt cắt L1, trong khi nó trắng dần về phía 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). Các lõi trọng lực thu thập được ở đỉnh BdM tương ứng với lớp địa chấn trong suốt chỉ ra rằng 40 cm trên cùng bao gồm cát được lắng đọng gần đây cho đến hiện tại; )24,25 và các mảnh đá bọt từ vụ phun trào dữ dội của 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 lở đất, dòng bùn và dòng pyroclastic được tìm thấy bên ngoài BdM ở Vịnh Naples là đục về mặt âm học21,23,24. Chúng tôi kết luận rằng tướng địa chấn PS BdM quan sát được cũng như sự xuất hiện của lớp PS lộ thiên dưới biển (Hình 7d) phản ánh sự nâng lên của khí đốt 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 loạn của đá bọt và cát. Lớp bão hòa khí tồn tại bên dưới ngôi chùa làm mất đi 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 sự cắt xẻ và biến dạng của các gò đáy biển, biển (MS) và các trầm tích cát bọt (PS). (c) Chi tiết biến dạng trong MS và PS được báo cáo trong (c,d). Giả sử vận ​​tốc là 1580 m/s trong trầm tích trên cùng, 100 ms biểu thị khoảng 80 m theo thang 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 sự nâng lên (vòm và gò) và Xả 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 lỗ thông hơi đang hoạt động cho thấy sự phân bố của chúng được kiểm soát một phần bởi các vết nứt va chạm theo hướng Tây Bắc-Đông Nam và Đông Bắc-Tây Nam (Hình 4b). Đây là các điểm 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 điểm trước kiểm soát vị trí xả thủy nhiệt từ miệng núi lửa Campi Flegrei35. Do đó, chúng tôi kết luận rằng các đứt gãy và vết nứt ở Vịnh Naples đại diện cho tuyến đường ưa thích để khí di chuyển lên bề mặt, một đặc điểm chung của các hệ thống thủy nhiệt được kiểm soát theo cấu trúc khác36,37. Đáng chú ý là các nón và hố BdM không phải lúc nào cũng liên quan đến các gò đất (Hình 3a,c). Điều này cho thấy rằng các gò đất này không nhất thiết đại diện cho các tiền thân của sự hình thành hố, như các tác giả khác đã gợi ý đối với các vùng khí hydrat32,33. Kết luận của chúng tôi ủng hộ giả thuyết rằng sự phá vỡ các trầm tích đáy biển hình vòm không phải lúc nào cũng dẫn đến sự hình thành các hố.
Ba khí thải thu thập được cho thấy các dấu hiệu hóa học đặc trưng của chất lỏng thủy nhiệt, cụ thể là chủ yếu là CO2 với nồng độ đáng kể các khí khử (H2S, CH4 và H2) và các hydrocacbon nhẹ (đặc biệt là benzen và propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Bảng S1). Sự hiện diện của các khí trong khí quyển (như O2), dự kiến ​​không có trong khí thải tàu ngầm, có thể là do ô nhiễm từ không khí hòa tan trong nước biển tiếp xúc với các khí được lưu trữ trong các hộp nhựa được sử dụng để lấy mẫu, vì ROV được đưa từ đáy đại dương lên biển để nổi lên. Ngược lại, các giá trị δ15N dương và N2/Ar cao (lên đến 480) cao hơn đáng kể so với ASW (nước bão hòa không khí) cho thấy rằng phần lớn N2 được tạo ra từ các nguồn ngoài khí quyển, phù hợp với nguồn gốc thủy nhiệt chiếm ưu thế của các khí này. Nguồn gốc thủy nhiệt-núi lửa của khí BdM được xác nhận bởi hàm lượng CO2 và He và dấu hiệu đồng vị. Đồng vị cacbon (δ13C-CO2 từ -0,93% đến +0,4%) và giá trị CO2/3He (từ 1,7 × 1010 đến 4,1 × 1010) cho thấy các mẫu BdM thuộc xu hướng hỗn hợp của các lỗ phun khí xung quanh các thành viên cuối lớp phủ của Vịnh Naples và quá trình khử cacbon Mối quan hệ giữa các khí tạo ra bởi phản ứng (Hình 6). Cụ thể hơn, các mẫu khí BdM nằm dọc theo xu hướng trộn ở cùng một vị trí với chất lỏng từ các núi lửa Campi Flegrei và Somma-Veusivus liền kề. Chúng có lớp vỏ nhiều hơn các lỗ phun khí Ischia, gần với phần cuối của lớp phủ hơn. Somma-Vesuvius và Campi Flegrei có giá trị 3He/4He cao hơn (R/Ra từ 2,6 đến 2,9) so với BdM (R/Ra từ 1,66 đến 1,96; Bảng S1). Điều này cho thấy rằng sự bổ sung và tích tụ He phóng xạ có nguồn gốc từ cùng một nguồn magma cung cấp cho núi lửa Somma-Vesuvius và Campi Flegrei. Việc không phát hiện thấy các thành phần cacbon hữu cơ trong khí thải BdM cho thấy rằng các trầm tích hữu cơ không liên quan đến quá trình giải khí BdM.
Dựa trên dữ liệu được báo cáo ở trên và kết quả từ các mô hình thực nghiệm về các cấu trúc giống mái vòm liên quan đến các vùng giàu khí dưới biển, áp suất khí sâu có thể chịu trách nhiệm cho sự hình thành các mái vòm BdM quy mô kilomet. Để ước tính áp suất quá mức Pdef dẫn đến vòm BdM, chúng tôi đã áp dụng mô hình cơ học tấm mỏng33,34 giả định, từ dữ liệu hình thái và địa chấn thu thập được, rằng vòm BdM là một tấm bán tròn có bán kính a lớn hơn một lớp trầm tích nhớt mềm bị biến dạng. 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 áp suất tổng và áp suất tĩnh của đá cộng với áp suất cột nước. Tại BdM, bán kính khoảng 2.500 m, w là 20 m và h tối đa ước tính từ hồ sơ 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 đưa ra bởi (E h3)/[12(1 – ν2)], trong đó E là mô đun Young của mỏ, ν là tỷ số Poisson (~0,5)33. Vì các tính chất cơ học của trầm tích BdM không thể đo được, chúng tôi đặt E = 140 kPa, đây là giá trị hợp lý đối với 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 về các trầm tích sét bùn (300 < E < 350.000 kPa)33,34 vì các trầm tích BDM chủ yếu bao gồm 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 lưu vực khí hydrate, 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, độ cứng giảm do bão hòa khí cục bộ của trầm tích và/hoặc sự xuất hiện của các vết nứt có từ trước cũng có thể góp phần gây ra sự cố và giải phóng khí tiếp theo, 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 được nâng lên từ GSL, đẩy các trầm tích biển MS nằm phía trên lên, tạo thành các gò, nếp gấp, đứt gãy và vết cắt trầm tích (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 hướng lên trên. Các đặc điểm hình thái của cấu trúc BdM có thể được thấy là kết quả của áp suất quá mức do chất lỏng xả ra từ GSL. Với việc có thể nhìn thấy chất lỏng xả chủ động từ đáy biển lên đến hơn 170 m bsl48, chúng tôi cho rằng áp suất quá mức của chất lỏng trong GSL vượt quá 1.700 kPa. Sự di chuyển lên trên của khí trong các trầm tích cũng có tác dụng cọ rửa vật liệu có trong MS, giải thích sự hiện diện của các trầm tích hỗn loạn trong các lõi trọng lực được lấy mẫu trên BdM25. Hơn nữa, áp suất quá mức của GSL tạo ra một hệ thống đứt gãy phức tạp (đứt gãy đa giác trong Hình 7b). Nhìn chung, hình thái, cấu trúc và khu định cư địa tầng này, được gọi là "chùa"49,50, ban đầu được cho là do các tác động thứ cấp của các thành tạo băng hà cũ và hiện được giải thích là tác động của khí bốc lên31,33 hoặc evaporit50. Ở rìa lục địa của Campania, trầm tích bốc hơi rất 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 khả năng được kiểm soát bởi sự gia tăng khí trong các trầm tích. Kết luận này được hỗ trợ bởi các mặt cắt địa chấn trong suốt của ngôi chùa (Hình 7), cũng như dữ liệu lõi trọng lực như đã báo cáo trước đây24, trong đó cát ngày nay phun trào với 'Pomici Principali'25 và 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Hơn nữa, các trầm tích PS đã xâm chiếm và làm biến dạng lớp MS trên cùng (Hình 7d). Sự sắp xếp cấu trúc này cho thấy rằng 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 đi vào từ bên dưới; b) hỗn hợp khí-trầm tích dâng lên, đó là sự uốn nếp, đứt gãy và nứt gãy quan sát được Nguyên nhân gây ra các trầm tích MS (Hình 7). Một cơ chế hình thành tương tự đã được đề xuất đối với các chùa tháp liên quan đến khí hydrat ở Biển Nam Scotia (Nam Cực). Các chùa tháp BdM xuất hiện thành từng nhóm ở các vùng 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 lõi trọng lực BdM, chúng tôi suy ra tuổi hình thành của các cấu trúc chùa tháp là ít hơn khoảng 14–12 ka. Hơn nữa, sự phát triển của các cấu trúc này vẫn đang hoạt động (Hình 7d) vì một số chùa tháp đã xâm lấn và biến dạng lớp cát BdM hiện nay nằm trên (Hình 7d).
Việc tháp không vượt qua được đáy biển hiện tại cho thấy rằng (a) khí dâng lên và/hoặc sự ngừng cục bộ của quá trình trộn khí-trầm tích, và/hoặc (b) dòng chảy ngang có thể xảy ra của hỗn hợp khí-trầm tích không cho phép xảy ra quá trình áp suất quá mức cục bộ. Theo mô hình lý thuyết diapir52, dòng chảy ngang thể hiện sự cân bằng âm giữa tốc độ cung cấp hỗn hợp khí-bùn từ bên dưới và tốc độ tháp di chuyển lên trên. Việc giảm tốc độ cung cấp có thể liên quan đến sự gia tăng mật độ của hỗn hợp do sự biến mất của nguồn cung cấp khí. Các kết quả được tóm tắt ở trên và sự dâng lên được kiểm soát bởi lực đẩy của tháp cho phép chúng ta ước tính chiều cao cột không khí hg. Lực đẩy được đưa ra 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 toán trước đó và áp suất tĩnh thạch Plith của mảng trầm tích, tức là ρsg h, trong đó ρs là mật độ trầm tích. Trong trường hợp này, giá trị hg cần thiết cho lực đẩy mong muốn được đưa ra bởi hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Trong BdM, chúng ta 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. Chúng ta có hg = 245 m, một giá trị biểu thị độ sâu của đáy GSL. ΔP là 2,4 MPa, đây là áp suất quá mức cần thiết để phá vỡ đáy biển BdM và hình thành các lỗ thông hơi.
Thành phần của khí BdM phù hợp với các nguồn manti bị thay đổi do bổ sung chất lỏng liên quan đến phản ứng khử cacbon của đá vỏ trái đất (Hình 6). Sự sắp xếp EW thô của các mái vòm BdM và các núi lửa đang hoạt động như Ischia, Campi Flegre và Soma-Vesuvius, cùng với thành phần của các khí phát ra, cho thấy rằng các khí phát ra từ manti bên dưới toàn bộ vùng núi lửa Naples là hỗn hợp. Ngày càng có nhiều chất lỏng vỏ trái đất 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 hình vòm rộng 25 km2 bị ảnh hưởng bởi quá trình thoát khí tích cực và do việc đặt các tháp và gò đất gây ra. Hiện tại, các dấu hiệu BdM cho thấy sự nhiễu loạn không phải do magma53 có thể xảy ra trước quá trình núi lửa phôi thai, tức là sự phun trào 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 chỉ ra các nhiễu loạn magma tiềm ẩn.
Hồ sơ cột nước âm thanh (2D) đã được thu thập trong chuyến đi SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) trên R/V Urania (CNR) của Viện Nghiên cứu Quốc gia về Môi trường Biển ven biển (IAMC). Lấy mẫu âm thanh được thực hiện bằng máy đo sâu hồi âm tách chùm 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. Hình ảnh máy đo sâu hồi âm thu thập được đã được sử dụng để xác định các luồng chất lỏng xả ra và xác định chính xác vị trí của chúng trong khu vực thu thập (giữa 74 và 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 xử lý bằng phần mềm SBED-Win32 (Seasave, phiên bản 7.23.2). Kiểm tra trực quan đáy biển đã được thực hiện bằng thiết bị ROV “Pollux III” (GEItaliana) (phương tiện điều khiển từ xa) có hai camera (độ phân giải thấp và độ phân giải cao).
Thu thập dữ liệu đa chùm tia được thực hiện bằng hệ thống sonar đa chùm tia Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Hệ thống được liên kết với hệ thống định vị toàn cầu vi sai để đảm bảo lỗi dưới hệ mét trong định vị chùm tia. Xung âm có tần số 100 KHz, xung bắn 150° và toàn bộ mở 400 chùm tia. Đo và áp dụng các cấu hình vận tốc âm thanh theo thời gian thực trong quá trình thu thập. Dữ liệu được xử lý bằng phần mềm PDS2000 (Reson-Thales) 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. Giảm tiếng ồn do các xung đột dụng cụ vô tình và loại trừ chùm tia chất lượng kém được thực hiện bằng các công cụ chỉnh sửa băng tần và khử xung. Phát hiện vận tốc âm thanh liên tục được thực hiện bởi một trạm keel nằm gần đầu dò đa chùm tia và thu thập và áp dụng các cấu hình vận tốc âm thanh theo thời gian thực trong cột nước sau mỗi 6-8 giờ để cung cấp vận tốc âm thanh theo thời gian thực để điều khiển chùm tia thích 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) thu được ở kích thước ô lưới 20 m bởi Viện Địa-Quân sự Ý.
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, bao phủ một khu vực rộng khoảng 113 km vuông, cả hai đều trên R/V Urania. Hồ sơ Marisk (ví dụ: hồ sơ địa chấn L1, Hình 1b) đã được thu thập bằng cách sử dụng hệ thống boomer IKB-Seistec. Đơn vị thu thập bao gồm một catamaran dài 2,5 m, trong đó đặt nguồn và máy thu. 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 phản xạ cách nhau 25 cm. Hồ sơ địa chấn an toàn đã được thu thập bằng cách sử dụng nguồn địa chấn Geospark nhiều đầu 1,4 Kj được kết nối 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 bên dưới đáy biển, với độ phân giải theo chiều dọc lý thuyết là 30 cm. Cả thiết bị Safe và Marsik đều thu được ở tốc độ 0,33 lần chụp/giây với vận tốc mạch máu <3 Kn. Dữ liệu được xử lý và trình bày bằng phần mềm Geosuite Allworks với quy trình làm việc sau: hiệu chỉnh giãn nở, tắt tiếng cột nước, lọc IIR thông dải 2-6 KHz và AGC.
Khí từ fumarole dưới nước được thu thập trên đáy biển bằng hộp nhựa được trang bị màng ngăn cao su ở mặt trên, được ROV đặt úp ngược trên lỗ thông hơi. Khi các bong bóng khí đi vào hộp đã thay thế hoàn toàn nước biển, ROV trở lại độ sâu 1 m và thợ lặn chuyển khí đã thu thập 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 bình được đổ đầy 20 mL dung dịch NaOH 5N (bình kiểu Gegenbach). 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 hydrocarbon nhẹ) được lưu trữ trong khoảng trống phía trên của bình 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 sàng phân tử 5A dài 10 m và đầu dò độ dẫn nhiệt (TCD) 54. Argon và O2 được phân tích bằng sắc ký khí Thermo Focus được trang bị cột sàng phân tử mao quản dài 30 m và TCD. Mêtan và hydrocacbon nhẹ được phân tích bằng sắc ký khí Shimadzu 14A được trang bị cột thép không gỉ dài 10 m được nhồi lưới Chromosorb PAW 80/100, phủ 23% SP 1700 và đầu dò ion hóa ngọn lửa (FID). Pha lỏng được sử dụng để phân tích 1) CO2, dạng, chuẩn độ bằng dung dịch HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) và 2) H2S, dạng, sau khi oxy hóa bằng 5 mL H2O2 (33%), bằng sắc ký ion (IC) (IC) (Wantong 761). Sai số phân tích của chuẩn độ, phân tích GC và IC nhỏ hơn 5%. Sau các quy trình chiết xuất và tinh chế tiêu chuẩn đối với hỗn hợp khí, CO2 13C/12C (được biểu thị dưới dạng δ13C-CO2% và V-PDB) được phân tích bằng máy quang phổ khối 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 (bên trong), NBS18 và NBS19 (quốc tế), trong khi sai số phân tích và khả năng tái tạo lần lượt là ±0,05% và ±0,1%.
Giá trị δ15N (được biểu thị bằng % so với Không khí) và 40Ar/36Ar được xác định bằng máy sắc ký khí (GC) Agilent 6890 N kết hợp với máy quang phổ khối liên tục Finnigan Delta plusXP. Lỗi phân tích là: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Tỷ lệ đồng vị He (được biểu thị bằng R/Ra, trong đó R là 3He/4He được đo trong 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 thu thập kép (Helix SFT-GVI)58 sau khi tách He và Ne. Lỗi phân tích ≤ 0,3%. Mẫu trắng điển hình cho He và Ne là <10-14 và <10-16 mol, tương ứng.
Cách trích dẫn bài viết này: Passaro, S. et al. Sự nâng lên của đáy biển do quá trình thoát khí cho thấy hoạt động núi lửa đang phát triển dọc theo bờ biển. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Địa chất và sinh học của các lỗ rò rỉ và lỗ thông hơi hydrocarbon dưới đáy biển hiện đại và cổ đại: phần giới thiệu.Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Sự xuất hiện toàn cầu của khí hydrat. Trong Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (biên tập) 3–18 (Hydrat khí tự nhiên: Sự xuất hiện, phân bố và phát hiện. Tạp chí Địa vật lý của Liên đoàn Địa vật lý Hoa Kỳ 124, 2001).
Fisher, AT Những ràng buộc địa vật lý đối với sự lưu thông thủy nhiệt. Trong: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (biên tập) 29–52 (Báo cáo của Hội thảo Durham, Năng lượng và Truyền khối trong Hệ thống thủy nhiệt biển, Nhà xuất bản Đại học Durham, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Cấu trúc và động lực của hệ thống thủy nhiệt ở sống núi giữa đại dương. Khoa học 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Quan điểm hiện tại về tài nguyên khí hydrat. Năng lượng. Và môi trường. Khoa học. 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 kilomet ở Nam Biển Caspi. Hồ chứa lưu vực 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Đặc điểm đáy biển liên quan đến sự rò rỉ hydrocarbon từ các gò bùn cacbonat nước sâu ở Vịnh Cadiz: từ dòng bùn đến trầm tích cacbonat. Địa lý March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Biểu diễn địa chấn 3D của đường ống thoát chất lỏng quy mô kilomet ngoài khơi Namibia. Lưu vực hồ chứa 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Đặc điểm dòng chảy 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 tiến hóa theo chiều thẳng đứng của cấu trúc xả chất lỏng kỷ Đệ tứ Neogen liên quan đến thông lượng khí ở lưu vực Hạ Congo, ngoài khơi Angola. Địa chất tháng 3.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hoạt động thủy nhiệt và kiến ​​tạo ở phía bắc Hồ Yellowstone, Wyoming. Địa chất. Đảng Xã hội. Có. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Lưu vực Tyrrhenian và Vòng cung Apennine: Mối quan hệ động học kể từ cuối kỷ 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.khoáng chất.xăng.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Vai trò tương đối của kiến ​​tạo tách giãn và quá trình nâng cao magma: suy luận từ dữ liệu địa vật lý, cấu trúc và địa hóa học trong vùng núi lửa Naples (miền nam nước Ý). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Cơ chế chuyển động thẳng đứng gần đây của lớp vỏ trái đất trong miệng núi lửa Campi Flegrei ở miền nam nước Ý. Địa chất. Đảng Xã hội. Có. Đặc điểm kỹ thuật. 263, trang 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Biến dạng mặt đất ngắn hạn và hoạt động địa chấn trong miệng núi lửa Campi Flegrei lồng nhau (Ý): một ví dụ về quá trình 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 kéo dài trong khu phức hợp núi lửa Campi Flegrei ở Ý. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. và Mastrolorenzo, G. Sự phân hóa nhanh chóng trong các bể chứa magma dạng bệ: một nghiên cứu điển hình 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 cấu trúc và địa tầng của nửa đầu rãnh Tyrrhenian (Vịnh Naples, Ý). Vật lý xây dựng 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Nguồn cacbon trong khí tro núi lửa từ Island Arcs. Địa chất hóa học.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Địa tầng học hẻm núi: Phản ứng với mực nước biển giảm và sự nâng lên kiến ​​tạo trên thềm lục địa bên ngoài (rìa Tyrrhenian phía Đông, Ý). Thư địa lý biển 20/2, 101–108 (2000).