Děkujeme za návštěvu webu Nature.com. Verze prohlížeče, kterou používáte, má omezenou podporu pro CSS. Pro dosažení nejlepšího zážitku doporučujeme používat aktualizovaný prohlížeč (nebo vypnout režim kompatibility v prohlížeči Internet Explorer). Mezitím budeme web zobrazovat bez stylů a JavaScriptu, abychom zajistili jeho nepřetržitou podporu.
Uvádíme důkazy aktivního zvednutí mořského dna a emisí plynu několik kilometrů od pobřeží přístavu Neapol (Itálie). Znaky mořského dna, valy a krátery jsou charakteristickými znaky mořského dna. Tyto formace představují vrcholy mělkých korových struktur, včetně pagod, zlomů a vrás, které dnes ovlivňují mořské dno. Zaznamenaly vzestup, natlakování a uvolňování hélia a oxidu uhličitého při dekarbonizačních reakcích tavenin pláště a korových hornin. Tyto plyny jsou pravděpodobně podobné těm, které napájejí hydrotermální systémy Ischie, Campi Flegre a Soma-Vesuv, což naznačuje zdroj pláště smíchaný s korovými tekutinami pod Neapolským zálivem. Podmořská expanze a prasknutí způsobené procesem plynového zdvihu a natlakování vyžaduje přetlak 2-3 MPa. Zvednutí mořského dna, zlomy a emise plynů jsou projevy nevulkanických otřesů, které mohou předznamenávat erupce mořského dna a/nebo hydrotermální exploze.
Hlubokomořské hydrotermální výboje (horká voda a plyn) jsou běžným rysem středooceánských hřbetů a konvergentních okrajů desek (včetně ponořených částí ostrovních oblouků), zatímco studené výboje plynných hydrátů (chlatrátů) jsou často charakteristické pro kontinentální šelfy a pasivní okraje1, 2,3,4,5. Výskyt hydrotermálních výbojů na mořském dně v pobřežních oblastech naznačuje zdroje tepla (rezervoáry magmatu) v kontinentální kůře a/nebo plášti. Tyto výboje mohou předcházet výstupu magmatu přes nejsvrchnější vrstvy zemské kůry a vrcholit erupcí a umisťováním sopečných podmořských hor6. Proto je pro posouzení možných sopečných jevů zásadní identifikace (a) morfologií spojených s aktivní deformací mořského dna a (b) emisí plynů v blízkosti obydlených pobřežních oblastí, jako je sopečná oblast Neapole v Itálii (~1 milion obyvatel). Mělká erupce. Kromě toho, zatímco morfologické znaky spojené s hlubokomořskými hydrotermálními nebo hydrátovými emisemi plynů jsou relativně dobře známé díky svým geologickým a biologickým vlastnostem, výjimkou jsou morfologické znaky spojené s mělčími vodami, s výjimkou těch, které se vyskytují v jezeře In 12, existuje relativně málo záznamů. Zde prezentujeme nová batymetrická, seismická, vodní sloupcová a geochemická data pro podvodní, morfologicky a strukturálně složitou oblast ovlivněnou emisemi plynu v Neapolském zálivu (jižní Itálie), přibližně 5 km od neapolského přístavu. Tato data byla shromážděna během plavby SAFE_2014 (srpen 2014) na palubě R/V Urania. Popisujeme a interpretujeme mořské dno a podpovrchové struktury, kde dochází k emisím plynu, zkoumáme zdroje unikajících tekutin, identifikujeme a charakterizujeme mechanismy, které regulují vzestup plynu a související deformace, a diskutujeme o dopadech vulkanologie.
Neapolský záliv tvoří pliokvartérní západní okraj, protáhlou tektonickou depresi Kampánie směrující severozápad-jih 13,14,15. Jihovýchod Ischie (cca 150-1302 n. l.), kráteru Campi Flegre (cca 300-1538) a Soma-Vesuv (od roku <360-1944). Toto uspořádání omezuje záliv na severu n. l.)15, zatímco jih hraničí se Sorrentským poloostrovem (obr. 1a). Neapolský záliv je ovlivněn převládajícími významnými zlomy směru severovýchod-jihozápad a sekundárními významnými zlomy směru severozápad-jih (obr. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesuv se vyznačují hydrotermálními projevy, deformací terénu a mělkou seismicitou16,17,18 (např. turbulentní událost u Campi Flegrei v letech 1982-1984 s výzdvihem 1,8 m a tisíci zemětřesení). Nedávné studie19,20 naznačují, že by mohlo dojít k Souvislost mezi dynamikou Soma-Vesuv a Campi Flegre, pravděpodobně spojená s „hlubokými“ jednotlivými magmatickými rezervoáry. Sopečná aktivita a oscilace hladiny moře v posledních 36 tisících let u Campi Flegrei a 18 tisících let u Somma Vesuv řídily sedimentární systém Neapolského zálivu. Nízká hladina moře v posledním glaciálním maximu (18 tisíc let) vedla k regresi pobřežního mělkého sedimentárního systému, který byl následně zaplněn transgresivními událostmi během pozdního pleistocénu a holocénu. Podmořské emise plynů byly detekovány kolem ostrova Ischia a u pobřeží Campi Flegre a poblíž Soma-Vesuv (obr. 1b).
(a) Morfologické a strukturální uspořádání kontinentálního šelfu a Neapolského zálivu 15, 23, 24, 48. Tečky představují hlavní centra podmořských erupcí; červené čáry představují hlavní zlomy. (b) Batymetrie Neapolského zálivu s detekovanými průduchy tekutin (tečky) a stopami seismických linií (černé čáry). Žluté čáry představují trajektorie seismických linií L1 a L2 uvedené na obrázku 6. Hranice kopulovitých struktur Banco della Montagna (BdM) jsou v bodech (a,b) vyznačeny modrými přerušovanými čarami. Žluté čtverce označují umístění profilů akustického vodního sloupce a snímky CTD-EMBlank, CTD-EM50 a ROV jsou uvedeny na obrázku 5. Žlutý kruh označuje umístění výboje vzorkovacího plynu a jeho složení je znázorněno v tabulce S1. Společnost Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) používá grafiku generovanou programem Surfer® 13.
Na základě dat získaných během plavby SAFE_2014 (srpen 2014) (viz Metody) byl vytvořen nový digitální model terénu (DTM) Neapolského zálivu s rozlišením 1 m. DTM ukazuje, že mořské dno jižně od neapolského přístavu se vyznačuje mírně svažitým povrchem orientovaným na jih (sklon ≤3°), přerušeným kopulovitou strukturou o rozměrech 5,0 × 5,3 km, místně známou jako Banco della Montagna (BdM). Obr. 1a,b).BdM se vyvíjí v hloubce přibližně 100 až 170 metrů, 15 až 20 metrů nad okolním mořským dnem. Dóm BdM vykazoval morfologii podobnou mohutnému tvaru díky 280 subkruhovým až oválným mohlům (obr. 2a), 665 kuželům a 30 jamkám (obr. 3 a 4). Mohyla má maximální výšku 22 m a obvod 1 800 m. Kruhovitost [C = 4π(plocha/obvod2)] mohlů se s rostoucím obvodem snižovala (obr. 2b). Osové poměry mohlů se pohybovaly mezi 1 a 6,5, přičemž mohyly s osovým poměrem > 2 vykazovaly preferovaný směr směru N45°E + 15° a rozptýlenější sekundární, rozptýlenější směr směru N105°E až N145°E (obr. 2c). Jednotlivé nebo zarovnané kužely existují na rovině BdM a na vrcholu mohyly (obr. 3a,b). Kuželové uspořádání kopíruje uspořádání mohyl, na kterých se nacházejí. Znaky v podobě kapek se běžně nacházejí na plochém mořském dně (obr. 3c) a občas na mohylách. Prostorové hustoty kuželů a značek v podobě kapek ukazují, že převládající orientace SV-JZ vymezuje severovýchodní a jihozápadní hranice dómu BdM (obr. 4a,b); méně rozšířená trasa SZ-JV se nachází v centrální oblasti BdM.
(a) Digitální model terénu (velikost buňky 1 m) dómu Banco della Montagna (BdM).(b) Obvod a kruhovitost mohyl BdM.(c) Osový poměr a úhel (orientace) hlavní osy nejlépe padnoucí elipsy obklopující mohylu.Směrodatná chyba digitálního modelu terénu je 0,004 m; směrodatné chyby obvodu a kruhovitosti jsou 4,83 m a 0,01 a směrodatné chyby osového poměru a úhlu jsou 0,04 a 3,34°.
Detaily identifikovaných kuželů, kráterů, valů a jam v oblasti BdM extrahované z DTM na obrázku 2.
(a) Zarovnávací kužele na plochém mořském dně; (b) kužely a krátery na štíhlých svazích v směru severozápad-jih; (c) vroubkování na lehce skloněném povrchu.
(a) Prostorové rozložení detekovaných kráterů, jam a aktivních výbojů plynu. (b) Prostorová hustota kráterů a jam uvedená v (a) (počet/0,2 km2).
V oblasti BdM jsme z ozvučných snímků vodního sloupce pořízených echolotem ROV a z přímých pozorování mořského dna pořízených během plavby SAFE_2014 v srpnu 2014 identifikovali 37 plynných emisí (obrázky 4 a 5). Akustické anomálie těchto emisí ukazují vertikálně protáhlé tvary stoupající z mořského dna, které se pohybují vertikálně mezi 12 a přibližně 70 m (obr. 5a). Na některých místech tvořily akustické anomálie téměř nepřetržitý „vlak“. Pozorované bublinové oblaky se značně liší: od nepřetržitých, hustých proudů bublin až po krátkodobé jevy (doplňkový film 1). Inspekce ROV umožňuje vizuální ověření výskytu průduchů tekutin na mořském dně a zvýrazňuje malé skvrny na mořském dně, někdy obklopené červenými až oranžovými sedimenty (obr. 5b). V některých případech kanály ROV reaktivují emise. Morfologie průduchů ukazuje kruhový otvor nahoře bez rozšíření vodního sloupce. Hodnota pH ve vodním sloupci těsně nad bodem výboje vykazovala významný pokles, což naznačuje lokální kyselejší podmínky (obr. 5c,d). Zejména pH nad bodem výboje plynu BdM v Hloubka v 75 m se snížila z 8,4 (v hloubce 70 m) na 7,8 (v hloubce 75 m) (obr. 5c), zatímco ostatní lokality v Neapolském zálivu měly hodnoty pH mezi 0 a 160 m v hloubkovém intervalu mezi 8,3 a 8,5 (obr. 5d). Na dvou lokalitách uvnitř i vně oblasti BdM v Neapolském zálivu nedošlo k významným změnám teploty a slanosti mořské vody. V hloubce 70 m je teplota 15 °C a slanost je přibližně 38 PSU (obr. 5c,d). Měření pH, teploty a slanosti ukázala: a) účast kyselých tekutin spojených s procesem odplyňování BdM a b) absenci nebo velmi pomalý výtok termálních tekutin a solanky.
(a) Okno snímání akustického profilu vodního sloupce (echometr Simrad EK60). Svislý zelený pás odpovídající detekovanému výbuchu plynu na výtoku kapaliny EM50 (asi 75 m pod hladinou moře) v oblasti BdM; zobrazeny jsou také multiplexní signály ze dna a mořského dna (b) pořízené dálkově ovládaným vozidlem v oblasti BdM. Jedna fotografie ukazuje malý kráter (černý kruh) obklopený červeným až oranžovým sedimentem. (c,d) Data CTD z víceparametrové sondy zpracovaná pomocí softwaru SBED-Win32 (Seasave, verze 7.23.2). Vzorce vybraných parametrů (slanost, teplota, pH a kyslík) vodního sloupce nad výtokem kapaliny EM50 (panel c) a mimo oblast výtoku Bdm (panel d).
V období od 22. do 28. srpna 2014 jsme z oblasti studie odebrali tři vzorky plynu. Tyto vzorky vykazovaly podobné složení, v němž dominoval CO2 (934–945 mmol/mol), následovaný relevantními koncentracemi N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) a H2S (0,10 mmol/mol) – 0,44 mmol/mol, zatímco H2 a He byly méně hojné (<0,052 a <0,016 mmol/mol) (obr. 1b; tabulka S1, doplňkový film 2). Byly také naměřeny relativně vysoké koncentrace O2 a Ar (až 3,2 a 0,18 mmol/mol). Součet lehkých uhlovodíků se pohybuje od 0,24 do 0,30 mmol/mol a skládá se z alkanů C2–C4, aromatických sloučenin (hlavně benzenu), propenu a sloučenin obsahujících síru (thiofen). Hodnota 40Ar/36Ar je v souladu s obsahem vzduchu. (295,5), ačkoli vzorek EM35 (dóm BdM) má hodnotu 304, což ukazuje mírný nadbytek 40Ar. Poměr δ15N byl vyšší než u vzduchu (až +1,98 % oproti vzduchu), zatímco hodnoty δ13C-CO2 se pohybovaly od -0,93 do 0,44 % oproti V-PDB. Hodnoty R/Ra (po korekci znečištění ovzduší pomocí poměru 4He/20Ne) byly mezi 1,66 a 1,94, což naznačuje přítomnost velkého podílu He v plášti. Kombinací izotopu helia s CO2 a jeho stabilním izotopem 22 lze zdroj emisí v BdM dále objasnit. Na mapě CO2 pro CO2/3He versus δ13C (obr. 6) je složení plynu BdM porovnáno se složením fumarol Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesuv. Obrázek 6 také uvádí teoretické směšovací linie mezi třemi různými zdroji uhlíku. které se mohou podílet na produkci plynu BdM: rozpuštěné taveniny odvozené z pláště, sedimenty bohaté na organické látky a uhličitany. Vzorky BdM spadají na linii míchání znázorněnou třemi sopkami Kampánie, tj. míchání mezi plyny z pláště (u kterých se pro účely fitování dat předpokládá mírně obohacené oxidem uhličitým ve srovnání s klasickými MORB) a reakcemi způsobenými dekarbonizací zemské kůry. Výsledná plynová hornina.
Pro srovnání jsou uvedeny hybridní linie mezi složením pláště a koncovými členy vápence a organických sedimentů. Rámečky představují oblasti fumarol Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesvius 59, 60, 61. Vzorek BdM se nachází ve smíšeném trendu sopky Kampánie. Koncový člen smíšené linie je z plášťového zdroje, což je plyn produkovaný dekarbonizační reakcí uhličitanových minerálů.
Seismické řezy L1 a L2 (obr. 1b a 7) ukazují přechod mezi BdM a distálními stratigrafickými sekvencemi vulkanických oblastí Somma-Vesuv (L1, obr. 7a) a Campi Flegrei (L2, obr. 7b). BdM se vyznačuje přítomností dvou hlavních seismických formací (MS a PS na obr. 7). Horní z nich (MS) ukazuje subparalelní reflektory s vysokou až střední amplitudou a laterální kontinuitou (obr. 7b,c). Tato vrstva zahrnuje mořské sedimenty tažené systémem posledního glaciálního maxima (LGM) a skládá se z písku a jílu23. Podkladová vrstva PS (obr. 7b–d) se vyznačuje chaotickou až průhlednou fází ve tvaru sloupů nebo přesýpacích hodin. Vrchní část sedimentů PS tvořila mořské dno (obr. 7d). Tyto diapirům podobné geometrie demonstrují vniknutí průhledného materiálu PS do nejsvrchnějších sedimentů MS. Vztlak je zodpovědný za vznik vrás a zlomů, které ovlivňují vrstvu MS a překrývající současné sedimenty mořského dna BdM (obr. 7b–d). Stratigrafický interval MS je v severovýchodní části sekce L1 jasně delaminován, zatímco směrem k BdM se zbělá v důsledku přítomnosti vrstvy nasycené plynem (GSL) pokryté některými vnitřními úrovněmi sekvence MS (obr. 7a). Gravitační jádra odebraná v horní části BdM odpovídající průhledné seismické vrstvě naznačují, že horních 40 cm se skládá z písku uloženého v nedávné době až do současnosti; )24,25 a úlomky pemzy z explozivní erupce Campi Flegrei „Neapolského žlutého tufu“ (14,8 ka)26. Transparentní fázi vrstvy PS nelze vysvětlit pouze chaotickými procesy míchání, protože chaotické vrstvy spojené se sesuvy půdy, bahenními proudy a pyroklastickými proudy, které se nacházejí vně BdM v Neapolském zálivu, jsou akusticky neprůhledné21,23,24. Došli jsme k závěru, že pozorované seismické facie BdM PS, stejně jako vzhled podmořské výchozové vrstvy PS (obr. 7d), odrážejí vztlak zemního plynu.
(a) Jednostopý seismický profil L1 (navigační stopa na obr. 1b) zobrazující sloupcové (pagodové) prostorové uspořádání. Pagoda se skládá z chaotických nánosů pemzy a písku. Plynem nasycená vrstva, která se nachází pod pagodou, narušuje kontinuitu hlubších formací. (b) Jednokanálový seismický profil L2 (navigační stopa na obr. 1b), zvýrazňující prořezávání a deformaci mořských valů, mořských (MS) a nánosů pemzového písku (PS). (c) Detaily deformace v MS a PS jsou uvedeny v (c,d). Za předpokladu rychlosti 1580 m/s v nejvyšším sedimentu představuje 100 ms přibližně 80 m ve vertikální stupnici.
Morfologické a strukturní charakteristiky BdM jsou podobné jiným podmořským hydrotermálním a plynohydrátovým polím na celém světě2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 a jsou často spojovány s výlevmi (klenby a mohyly) a výboji plynu (kužely, jámy). Kužely a jámy uspořádané podle BdM a protáhlé mohyly naznačují strukturálně řízenou propustnost (obrázky 2 a 3). Prostorové uspořádání mohyl, jam a aktivních průduchů naznačuje, že jejich rozložení je částečně řízeno impaktními puklinami v směru SZ-JV a SV-JZ (obr. 4b). Jedná se o preferované směry zlomových systémů ovlivňujících vulkanické oblasti Campi Flegrei a Somma-Vesuv a Neapolský záliv. Zejména struktura první z nich řídí umístění hydrotermálního výboje z kráteru Campi Flegrei35. Došli jsme proto k závěru, že zlomy a pukliny v Neapolském zálivu představují preferovanou cestu pro migraci plynu na povrch, což je rys sdílený s jinými strukturálně řízenými hydrotermálními zdroji. systémy36,37. Je pozoruhodné, že kužely a jámy BdM nebyly vždy spojeny s mohylami (obr. 3a,c). To naznačuje, že tyto mohyly nemusí nutně představovat prekurzory tvorby jám, jak jiní autoři navrhli pro zóny hydrátů plynu32,33. Naše závěry podporují hypotézu, že narušení sedimentů mořského dna v kopuli nevede vždy k tvorbě jám.
Tři shromážděné plynné emise vykazují chemické signatury typické pro hydrotermální tekutiny, a to zejména CO2 s významnými koncentracemi redukčních plynů (H2S, CH4 a H2) a lehkých uhlovodíků (zejména benzenu a propylenu)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabulka S1). Přítomnost atmosférických plynů (jako je O2), u kterých se neočekává, že by byly přítomny v emisích ponorek, může být způsobena kontaminací ze vzduchu rozpuštěného v mořské vodě, který přichází do styku s plyny uloženými v plastových boxech používaných k odběru vzorků, protože ROV jsou extrahovány z oceánského dna do moře za účelem odběru. Naopak kladné hodnoty δ15N ​​a vysoký poměr N2/Ar (až 480) výrazně vyšší než ASW (voda nasycená vzduchem) naznačují, že většina N2 pochází z extraatmosférických zdrojů, což je v souladu s převládajícím hydrotermálním původem těchto plynů. Hydrotermálně-vulkanský původ plynu BdM je potvrzen obsahem CO2 a He a jejich izotopovými signaturami. Izotopy uhlíku (δ13C-CO2 od -0,93 % do +0,4 %) a hodnoty CO2/3He ​​(od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) naznačují, že vzorky BdM patří ke smíšenému trendu fumarol kolem koncových členů pláště Neapolského zálivu a dekarbonizace. Vztah mezi plyny produkovanými reakcí (obrázek 6). Konkrétněji se vzorky plynu BdM nacházejí podél trendu míchání přibližně na stejném místě jako tekutiny ze sousedních sopek Campi Flegrei a Somma-Veusivus. Jsou více korové než fumaroly Ischia, které jsou blíže ke konci pláště. Somma-Vesuv a Campi Flegrei mají vyšší hodnoty 3He/4He ​​(R/Ra mezi 2,6 a 2,9) než BdM (R/Ra mezi 1,66 a 1,96; tabulka S1). To naznačuje, že přidávání a akumulace radiogenního He pochází ze stejného zdroje magmatu, který napájelo sopky Somma-Vesuv a Campi Flegrei. Absence detekovatelných frakcí organického uhlíku v emisích BdM naznačuje, že organické sedimenty se nepodílejí na procesu odplyňování BdM.
Na základě výše uvedených dat a výsledků experimentálních modelů kopulovitých struktur spojených s podmořskými oblastmi bohatými na plyn může být za vznik kilometrových kopulí BdM zodpovědné hluboké tlakování plynu. Pro odhad přetlaku Pdef vedoucího k klenbě BdM jsme použili model mechaniky tenkých desek33,34 za předpokladu, že na základě shromážděných morfologických a seismických dat je klenba BdM subkruhová vrstva o poloměru a větším než deformovaný měkký viskózní depozit. Vertikální maximální posunutí w a tloušťka h (doplňkový obrázek S1) jsou uvedeny v bodě S1. Pdef je rozdíl mezi celkovým tlakem a statickým tlakem horniny plus tlak vodního sloupce. V BdM je poloměr přibližně 2 500 m, w je 20 m a maximum h odhadnuté ze seismického profilu je přibližně 100 m. Vypočítáme Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 ze vztahu, kde D je ohybová tuhost; D je dáno vztahem (E h3)/[12(1 – ν2)], kde E je Youngův modul pružnosti sedimentu, ν je Poissonův poměr (~0,5)33. Protože mechanické vlastnosti sedimentů BdM nelze měřit, stanovili jsme E = 140 kPa, což je rozumná hodnota pro pobřežní písčité sedimenty47 podobné BdM14,24. Neuvažujeme vyšší hodnoty E uváděné v literatuře pro sedimenty s prachovým jílem (300 < E < 350 000 kPa)33,34, protože sedimenty BDM sestávají převážně z písku, nikoli z prachu nebo prachového jílu24. Získáváme Pdef = 0,3 Pa, což je v souladu s odhady procesů zvedání mořského dna v prostředí pánví s hydráty plynu, kde se Pdef pohybuje od 10-2 do 103 Pa, přičemž nižší hodnoty představují nízký poměr vody a/nebo vody. V BdM je snížení tuhosti v důsledku lokálního nasycení sedimentu plynem... a/nebo výskyt již existujících trhlin může také přispět k selhání a následnému uvolňování plynu, což umožňuje vznik pozorovaných ventilačních struktur. Zaznamenané odražené seismické profily (obr. 7) naznačují, že sedimenty PS byly vyzdviženy z vrstvy GSL a tlačily nadložní mořské sedimenty MS, což vedlo ke vzniku valů, vrás, zlomů a sedimentárních řezů (obr. 7b,c). To naznačuje, že pemza stará 14,8 až 12 tisíc let pronikla do mladší vrstvy MS procesem transportu plynu směrem nahoru. Morfologické znaky struktury BdM lze vnímat jako výsledek přetlaku vytvořeného výtokem tekutiny produkovaným GSL. Vzhledem k tomu, že aktivní výtok lze pozorovat od mořského dna až do hloubky přes 170 m n. l.48, předpokládáme, že přetlak tekutiny v GSL přesahuje 1 700 kPa. Vzestupná migrace plynů v sedimentech měla také účinek drhnutí materiálu obsaženého v MS, což vysvětluje přítomnost chaotických sedimentů v gravitačních jádrech odebraných na BdM25. Dále Přetlak GSL vytváří komplexní systém zlomů (polygonální zlom na obr. 7b). Tato morfologie, struktura a stratigrafické osídlení, označované jako „pagody“49,50, byly původně připisovány sekundárním účinkům starých ledovcových formací a v současnosti jsou interpretovány jako účinky stoupajícího plynu31,33 nebo evaporitů50. Na kontinentálním okraji Kampánie jsou evaporační sedimenty vzácné, alespoň v nejvyšších 3 km zemské kůry. Proto je mechanismus růstu pagod BdM pravděpodobně řízen stoupáním plynu v sedimentech. Tento závěr je podpořen transparentní seismickou facií pagody (obr. 7), stejně jako dříve publikovanými daty z gravitačního jádra24, kde současný písek vyvěrá s 'Pomici Principali'25 a 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Dále usazeniny PS napadly a deformovaly nejvyšší vrstvu MS (obr. 7d). Toto strukturální uspořádání naznačuje, že pagoda představuje vyvýšení struktura a ne jen plynovod. Vznik pagody tedy řídí dva hlavní procesy: a) hustota měkkého sedimentu klesá s tím, jak plyn vstupuje zespodu; b) směs plynu a sedimentu stoupá, což je pozorované vrásnění, zlomy a pukliny způsobené MS sedimenty (obrázek 7). Podobný mechanismus vzniku byl navržen pro pagody spojené s plynnými hydráty v Jižním Skotském moři (Antarktida). Pagody BdM se objevovaly ve skupinách v kopcovitých oblastech a jejich vertikální rozsah dosahoval v průměru 70–100 m v obousměrném čase pohybu (TWTT) (obr. 7a). Vzhledem k přítomnosti vln MS a s ohledem na stratigrafii gravitačního jádra BdM usuzujeme, že stáří vzniku pagodových struktur je méně než přibližně 14–12 tisíc let. Růst těchto struktur je navíc stále aktivní (obr. 7d), protože některé pagody napadly a deformovaly nadložní dnešní písek BdM (obr. 7d).
To, že pagoda nepřekročila současné mořské dno, naznačuje, že (a) vzestup plynu a/nebo lokální zastavení míchání plynu a sedimentů a/nebo (b) možný laterální tok směsi plynu a sedimentů neumožňuje lokální proces přetlaku. Podle modelu teorie diapirů52 vykazuje laterální tok negativní rovnováhu mezi rychlostí přísunu směsi bahna a plynu zespodu a rychlostí, s jakou se pagoda pohybuje nahoru. Snížení rychlosti přísunu může souviset se zvýšením hustoty směsi v důsledku vymizení přísunu plynu. Výše ​​uvedené výsledky a vztlakem řízený vzestup pagody nám umožňují odhadnout výšku sloupce vzduchu hg. Vztlak je dán vztahem ΔP = hgg (ρw – ρg), kde g je gravitace (9,8 m/s2) a ρw a ρg jsou hustoty vody a plynu. ΔP je součet dříve vypočítaného Pdef a litostatického tlaku Plith sedimentární desky, tj. ρsg h, kde ρs je hustota sedimentu. V tomto případě je hodnota hg potřebná pro požadovaný vztlak dána vztahem hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. V BdM nastavíme Pdef = 0,3 Pa a h = 100 m (viz výše), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg je zanedbatelné, protože ρw ≫ρg. Dostaneme hg = 245 m, což je hodnota představující hloubku dna GSL. ΔP je 2,4 MPa, což je přetlak potřebný k prolomení mořského dna BdM a vytvoření průduchů.
Složení plynu BdM je v souladu se zdroji z pláště, které byly změněny přidáním tekutin spojených s dekarbonizačními reakcemi korových hornin (obr. 6). Hrubé východozápadní uspořádání dómů BdM a aktivních sopek, jako jsou Ischia, Campi Flegre a Soma-Vesuv, spolu se složením emitovaných plynů naznačuje, že plyny emitované z pláště pod celou sopečnou oblastí Neapole jsou smíšené. Stále více korových tekutin se pohybuje ze západu (Ischia) na východ (Somma-Vesuiv) (obr. 1b a 6).
Došli jsme k závěru, že v Neapolském zálivu, několik kilometrů od neapolského přístavu, se nachází 25 km2 široká kopulovitá struktura, která je ovlivněna aktivním procesem odplyňování a způsobena umístěním pagod a mohyl. V současné době signatury BdM naznačují, že nemagmatická turbulence53 může předcházet embryonálnímu vulkanismu, tj. ranému vypouštění magmatu a/nebo termálních tekutin. Měly by být zavedeny monitorovací aktivity pro analýzu vývoje jevů a pro detekci geochemických a geofyzikálních signálů svědčících o potenciálních magmatických poruchách.
Profily akustických vodních sloupců (2D) byly pořízeny během plavby SAFE_2014 (srpen 2014) na R/V Urania (CNR) Národním výzkumným institutem pro pobřežní mořské prostředí (IAMC). Akustický odběr vzorků byl proveden vědeckým echolot Simrad EK60 s dělicí technologií paprsku pracujícím na frekvenci 38 kHz. Akustická data byla zaznamenávána při průměrné rychlosti přibližně 4 km. Snímky z echolotů byly použity k identifikaci výpustí tekutin a přesnému určení jejich polohy v oblasti sběru (mezi 74 a 180 m n. m.). Fyzikální a chemické parametry ve vodním sloupci byly změřeny pomocí multiparametrových sond (vodivost, teplota a hloubka, CTD). Data byla shromážděna pomocí sondy CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) a zpracována pomocí softwaru SBED-Win32 (Seasave, verze 7.23.2). Vizuální kontrola mořského dna byla provedena pomocí zařízení ROV (dálkově ovládané vozidlo) „Pollux III“ (GEItaliana) se dvěma... (nízkorozlišovací a vysokorozlišovací) kamery.
Vícepaprskový sběr dat byl proveden pomocí vícepaprskového sonarového systému Simrad EM710 (Kongsberg) s frekvencí 100 kHz. Systém je propojen s diferenciálním globálním polohovacím systémem, aby byly zajištěny submetrické chyby v polohování paprsku. Akustický puls má frekvenci 100 kHz, spouštěcí puls 150° a celkový rozsah 400 paprsků. Během sběru dat byly v reálném čase měřeny a aplikovány profily rychlosti zvuku. Data byla zpracována pomocí softwaru PDS2000 (Reson-Thales) podle standardu Mezinárodní hydrografické organizace (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pro navigaci a korekci přílivu a odlivu. Redukce šumu způsobená náhodnými špičkami přístrojů a nekvalitním vyloučením paprsku byla provedena pomocí nástrojů pro editaci pásem a odstraňování špičkových hodnot. Kontinuální detekce rychlosti zvuku je prováděna kýlovou stanicí umístěnou v blízkosti vícepaprskového měniče a každých 6-8 hodin získává a aplikuje profily rychlosti zvuku v reálném čase ve vodním sloupci, aby poskytovala rychlost zvuku v reálném čase pro správné řízení paprsku. Celý systém... Soubor dat zahrnuje plochu přibližně 440 km2 (hloubka 0–1200 m). Data byla použita k vytvoření digitálního modelu terénu (DTM) s vysokým rozlišením, který se vyznačuje velikostí buněk mřížky 1 m. Finální DTM (obr. 1a) byl vytvořen s daty terénu (>0 m nad mořem) získanými s velikostí buněk mřížky 20 m Italským geovojenským institutem.
Profil seismických dat s vysokým rozlišením o délce 55 kilometrů, shromážděný během bezpečných oceánských plaveb v letech 2007 a 2014, pokrýval plochu přibližně 113 kilometrů čtverečních, a to v obou případech na R/V Urania. Profily Marisk (např. seismický profil L1, obr. 1b) byly získány pomocí boomerového systému IKB-Seistec. Snímací jednotka se skládá z 2,5 m dlouhého katamaránu, ve kterém je umístěn zdroj a přijímač. Signatura zdroje se skládá z jediného pozitivního vrcholu, který je charakterizován ve frekvenčním rozsahu 1-10 kHz a umožňuje rozlišit reflektory oddělené 25 cm. Bezpečné seismické profily byly získány pomocí 1,4 kJ vícebodového seismického zdroje Geospark propojeného se softwarem Geotrace (Geo Marine Survey System). Systém se skládá z katamaránu obsahujícího zdroj 1–6,02 kHz, který proniká až 400 milisekund do měkkého sedimentu pod mořským dnem s teoretickým vertikálním rozlišením 30 cm. Zařízení Safe i Marsik byla získána při... rychlost 0,33 výstřelů/s s rychlostí plavidla <3 Kn. Data byla zpracována a prezentována pomocí softwaru Geosuite Allworks s následujícím pracovním postupem: korekce dilatace, tlumení vodního sloupce, pásmová propust 2-6 kHz IIR filtrace a AGC.
Plyn z podvodní fumaroly byl shromažďován na mořském dně pomocí plastové krabice s gumovou membránou na horní straně, umístěné dnem vzhůru ROV nad odvzdušňovacím otvorem. Jakmile vzduchové bubliny vstupující do krabice zcela nahradí mořskou vodu, ROV se vrátí do hloubky 1 m a potápěč přenese shromažďovaný plyn gumovou přepážkou do dvou předem evakuovaných skleněných baněk o objemu 60 ml vybavených teflonovými uzavíracími kohouty, z nichž jedna byla naplněna 20 ml 5N roztoku NaOH (baňka typu Gegenbach). Hlavní kyselé plynné látky (CO2 a H2S) jsou rozpuštěny v alkalickém roztoku, zatímco plynné látky s nízkou rozpustností (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 a lehké uhlovodíky) jsou uloženy v prostoru nad vzorkovací lahví. Anorganické plyny s nízkou rozpustností byly analyzovány plynovou chromatografií (GC) za použití přístroje Shimadzu 15A vybaveného 10 m dlouhou molekulární sítovou kolonou 5A a detektorem tepelné vodivosti (TCD) 54. Argon a O2 byly analyzovány pomocí Thermo Focus. Plynový chromatograf vybavený 30 m dlouhou kapilární molekulární sítovou kolonou a TCD. Metan a lehké uhlovodíky byly analyzovány pomocí plynového chromatografu Shimadzu 14A vybaveného 10 m dlouhou kolonou z nerezové oceli naplněnou Chromosorb PAW 80/100 mesh, potaženou 23% SP 1700 a plamenovým ionizačním detektorem (FID). Kapalná fáze byla použita pro analýzu 1) CO2, as, titrovaného 0,5 N roztokem HCl (Metrohm Basic Titrino) a 2) H2S, as, po oxidaci 5 ml H2O2 (33 %) iontovou chromatografií (IC) (IC) (Wantong 761). Analytická chyba titrace, GC a IC analýzy je menší než 5 %. Po standardních extrakčních a čistících postupech pro plynné směsi byl 13C/12C CO2 (vyjádřený jako δ13C-CO2% a V-PDB) analyzován pomocí hmotnostního spektrometru Finningan Delta S55,56. Standardy použité pro odhad externí přesnosti byly carrarský a sanvincenzský mramor (interní), NBS18 a NBS19 (mezinárodní), zatímco analytická chyba a reprodukovatelnost byly ±0,05 % a ±0,1 %.
Hodnoty δ15N (vyjádřeno v % oproti vzduchu) a 40Ar/36Ar byly stanoveny pomocí plynového chromatografu (GC) Agilent 6890 N spojeného s hmotnostním spektrometrem Finnigan Delta plusXP s kontinuálním průtokem. Chyba analýzy je: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. Poměr izotopů He (vyjádřený jako R/Ra, kde R je 3He/4He měřený ve vzorku a Ra je stejný poměr v atmosféře: 1,39 × 10−6)57 byl stanoven v laboratoři INGV-Palermo (Itálie). 3He, 4He a 20Ne byly stanoveny pomocí hmotnostního spektrometru s dvojitým kolektorem (Helix SFT-GVI)58 po separaci He a Ne. Chyba analýzy ≤ 0,3 %. Typické slepé vzorky pro He a Ne jsou <10-14 a <10-16 mol.
Jak citovat tento článek: Passaro, S. et al. Zvedání mořského dna vyvolané procesem odplyňování odhaluje začínající sopečnou aktivitu podél pobřeží. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologie a biologie moderních a starověkých průsaků a větracích otvorů uhlovodíků na mořském dně: úvod. Geografický oceán Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK a Dillon, WP Globální výskyt plynných hydrátů. In Kvenvolden, KA a Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hydráty zemního plynu: Výskyt, distribuce a detekce. Geophysical Monograph 124 od American Geophysical Union, 2001).
Fisher, AT Geofyzikální omezení hydrotermální cirkulace. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Zpráva z workshopu v Durhamu, Přenos energie a hmoty v mořských hydrotermálních systémech, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. a Heinrich, C. Struktura a dynamika hydrotermálních systémů středooceánských hřbetů. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. a Collett, TS. Současné názory na zdroje plynných hydrátů. Energie. a životní prostředí. Věda. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ a Stewart, SA Vnitřní struktura a historie erupcí systému bahenních sopek o rozměrech kilometru v jižním Kaspickém moři. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. a kol. Vlastnosti mořského dna spojené s prosakováním uhlovodíků z hlubokomořských uhličitanových bahenních valů v Cádizském zálivu: od bahenního proudění k uhličitanovým sedimentům. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL a Cartwright, J. 3D seismické znázornění kilometrických únikových potrubí pro kapaliny u pobřeží Namibie. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Charakteristiky proudění tekutin v ropovodních a plynovodních systémech: Co nám říkají o vývoji pánve? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA a Imbert, P. Vertikální vývoj neogénní kvartérní struktury výtoku fluid ve vztahu k tokům plynu v dolní konžské pánvi u pobřeží Angoly. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY a kol. Hydrotermální a tektonická aktivita v severní části Yellowstonského jezera ve Wyomingu. Geologie. Socialistická strana. Yes. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. a Scandone, P. Tyrhénská pánev a Apeninský oblouk: Kinematické vztahy od pozdního totonu. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia a kol. Tektonická a korová struktura na kontinentálním okraji Kampánie: vztah k vulkanické aktivitě. minerál. benzín. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP a De Astis G. Relativní role riftové tektoniky a procesů magmatického vztlaku: závěr z geofyzikálních, strukturních a geochemických dat v neapolské vulkanické oblasti (jižní Itálie). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismy nedávného vertikálního pohybu zemské kůry v kráteru Campi Flegrei v jižní Itálii. Geologie. Socialistická strana. Ano. Specifikace. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. a kol. Krátkodobá deformace terénu a seismicita v kráteru Campi Flegrei (Itálie): příklad obnovy aktivní hmoty v hustě osídlené oblasti. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. a Saccorotti, G. Hydrotermální původ dlouhodobé 4D aktivity ve vulkanickém komplexu Campi Flegrei v Itálii. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. a Mastrolorenzo, G. Rychlá diferenciace v magmatických rezervoárech podobných pralu: případová studie z kráteru Campi Flegrei. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR a kol. Časové řady InSAR, korelační analýza a modelování časové korelace odhalují možné propojení Campi Flegrei a Vesuvu. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturní a stratigrafická struktura první poloviny tyrhénského zátoky (Neapolský záliv, Itálie). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. a Marty, B. Zdroje uhlíku v sopečném popelu z ostrovních oblouků. Chemická geologie. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafie kaňonu Dohrn: Reakce na pokles hladiny moře a tektonické zvednutí na vnějším kontinentálním šelfu (východní okraj Tyrhénského moře, Itálie). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).