Vielen Dank für Ihren Besuch auf Nature.com. Ihre Browserversion bietet nur eingeschränkte CSS-Unterstützung. Für eine optimale Darstellung empfehlen wir Ihnen, einen aktuellen Browser zu verwenden (oder den Kompatibilitätsmodus im Internet Explorer zu deaktivieren). Um die Unterstützung weiterhin zu gewährleisten, wird die Website bis dahin ohne CSS-Stile und JavaScript angezeigt.
Wir berichten über Anzeichen aktiver Meeresbodenhebung und Gasemissionen mehrere Kilometer vor der Küste des Hafens von Neapel (Italien). Pockmarks, Hügel und Krater sind charakteristische Merkmale des Meeresbodens. Diese Formationen stellen die Oberseiten flacher Krustenstrukturen dar, darunter Pagoden, Verwerfungen und Falten, die den Meeresboden bis heute prägen. Sie dokumentieren den Aufstieg, die Druckerhöhung und die Freisetzung von Helium und Kohlendioxid bei Dekarbonisierungsreaktionen von Mantelschmelzen und Krustengesteinen. Diese Gase ähneln wahrscheinlich jenen, die die hydrothermalen Systeme von Ischia, den Campi Flegre und dem Soma-Vesuv speisen, was auf eine Mantelquelle hindeutet, die sich unter dem Golf von Neapel mit Krustenfluiden vermischt. Die durch den Gaslift und die Druckerhöhung verursachte Unterwasserausdehnung und -zerstörung erfordert einen Überdruck von 2–3 MPa. Meeresbodenhebungen, Verwerfungen und Gasemissionen sind Manifestationen nichtvulkanischer Hebungen, die Meeresbodenausbrüche und/oder hydrothermale Explosionen ankündigen können.
Hydrothermale Tiefseeaustritte (Heißwasser- und Gasaustritte) sind ein häufiges Merkmal mittelozeanischer Rücken und konvergenter Plattengrenzen (einschließlich der unterseeischen Teile von Inselbögen), während kalte Austritte von Gashydraten (Chlatraten) oft charakteristisch für Kontinentalschelfe und passive Kontinentalränder sind^1,2,3,4,5. Das Auftreten hydrothermaler Tiefseeaustritte in Küstennähe deutet auf Wärmequellen (Magmareservoire) in der kontinentalen Kruste und/oder im Mantel hin. Diese Austritte können dem Aufstieg von Magma durch die obersten Schichten der Erdkruste vorausgehen und in der Eruption und Entstehung vulkanischer Seeberge gipfeln⁶. Daher ist die Identifizierung von (a) Morphologien, die mit aktiver Meeresbodenverformung einhergehen, und (b) Gasemissionen in der Nähe besiedelter Küstengebiete wie der Vulkanregion Neapel in Italien (ca. 1 Million Einwohner) entscheidend für die Beurteilung möglicher Vulkanausbrüche. Darüber hinaus sind morphologische Merkmale, die mit Tiefseeaustritten in Verbindung stehen, von Bedeutung für die Beurteilung der Entstehung flacher Vulkane. Hydrothermale oder Hydratgasemissionen sind aufgrund ihrer geologischen und biologischen Eigenschaften relativ gut erforscht. Ausnahmen bilden morphologische Merkmale flacherer Gewässer; abgesehen von denen im See 12 liegen nur wenige Aufzeichnungen vor. Hier präsentieren wir neue bathymetrische, seismische, wassersäulenanalytische und geochemische Daten für eine morphologisch und strukturell komplexe Unterwasserregion im Golf von Neapel (Süditalien), etwa 5 km vom Hafen Neapel entfernt, die von Gasemissionen betroffen ist. Diese Daten wurden während der SAFE_2014-Expedition (August 2014) an Bord des Forschungsschiffs Urania erhoben. Wir beschreiben und interpretieren die Meeresboden- und Untergrundstrukturen, in denen Gasemissionen auftreten, untersuchen die Quellen der austretenden Fluide, identifizieren und charakterisieren die Mechanismen, die den Gasaufstieg und die damit verbundene Deformation regulieren, und diskutieren vulkanologische Auswirkungen.
Der Golf von Neapel bildet den plio-quartären Westrand der langgestreckten, nordwest-südöstlich verlaufenden tektonischen Senke Kampaniens^13,14,15. Im Osten grenzt er an Ischia (ca. 150–1302 n. Chr.), den Krater der Phlegräischen Felder (ca. 300–1538 n. Chr.) und den Soma-Vesuv (von <360–1944 n. Chr.). Diese Anordnung begrenzt die Bucht im Norden¹⁵, während sie im Süden an die Halbinsel von Sorrent grenzt (Abb. 1a). Der Golf von Neapel ist von den vorherrschenden nordost-südwestlich und den sekundären nordwest-südöstlich verlaufenden bedeutenden Verwerfungen geprägt (Abb. 1)^14,15. Ischia, die Phlegräischen Felder und der Soma-Vesuv sind durch hydrothermale Phänomene, Bodenverformungen und flache Seismizität gekennzeichnet^16,17,18 (z. B. das turbulente Ereignis in den Phlegräischen Feldern 1982–1984 mit einer Hebung von 1,8 m und Tausenden von Erdstößen). Jüngste Studien^19,20 deuten auf einen Zusammenhang zwischen der Dynamik des Soma-Vesuvs und der der Phlegräischen Felder hin, möglicherweise bedingt durch tiefe, einzelne Magmareservoirs. Vulkanische Aktivität und Meeresspiegelschwankungen in den letzten 36.000 Jahren der Phlegräischen Felder und den letzten 18.000 Jahren des Soma-Vesuvs prägten das Sedimentationssystem des Golfs von Neapel. Der niedrige Meeresspiegel während des letzten glazialen Maximums (vor 18.000 Jahren) führte zum Rückgang des küstennahen, flachen Sedimentationssystems, das anschließend durch Transgressionsereignisse im späten Pleistozän und Holozän aufgefüllt wurde. Submarine Gasemissionen wurden um die Insel Ischia, vor der Küste der Phlegräischen Felder und in der Nähe des Soma-Vesuvs nachgewiesen (Abb. 1b).
(a) Morphologische und strukturelle Anordnung des Kontinentalschelfs und des Golfs von Neapel 15, 23, 24, 48. Punkte markieren wichtige submarine Eruptionszentren; rote Linien stellen größere Verwerfungen dar. (b) Bathymetrie des Golfs von Neapel mit detektierten Fluidquellen (Punkte) und Spuren seismischer Linien (schwarze Linien). Die gelben Linien zeigen die in Abbildung 6 dargestellten Trajektorien der seismischen Linien L1 und L2. Die Grenzen der kuppelförmigen Strukturen der Banco della Montagna (BdM) sind in (a, b) durch blaue gestrichelte Linien markiert. Die gelben Quadrate markieren die Positionen der akustischen Wassersäulenprofile; die CTD-EMBlank-, CTD-EM50- und ROV-Aufnahmen sind in Abbildung 5 dargestellt. Der gelbe Kreis markiert die Position der Probenahme-Gasaustrittsstelle; deren Zusammensetzung ist in Tabelle S1 aufgeführt. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) verwendet Grafiken, die mit Surfer® 13 erstellt wurden.
Basierend auf Daten, die während der SAFE_2014-Expedition (August 2014) gewonnen wurden (siehe Methoden), wurde ein neues digitales Geländemodell (DGM) des Golfs von Neapel mit einer Auflösung von 1 m erstellt. Das DGM zeigt, dass der Meeresboden südlich des Hafens von Neapel durch eine flach nach Süden abfallende Oberfläche (Neigung ≤3°) gekennzeichnet ist, die von einer 5,0 × 5,3 km großen kuppelförmigen Struktur unterbrochen wird, die lokal als Banco della Montagna (BdM) bekannt ist. Abb. 1a,b). Die BdM-Formation entstand in einer Tiefe von etwa 100 bis 170 Metern, 15 bis 20 Meter über dem umgebenden Meeresboden. Der BdM-Dom wies eine hügelartige Morphologie auf, bedingt durch 280 subkreisförmige bis ovale Hügel (Abb. 2a), 665 Kegel und 30 Gruben (Abb. 3 und 4). Der Hügel erreichte eine maximale Höhe von 22 m und einen maximalen Umfang von 1800 m. Die Kreisform [C = 4π(Fläche/Umfang²)] der Hügel nahm mit zunehmendem Umfang ab (Abb. 2b). Die Achsenverhältnisse der Hügel lagen zwischen 1 und 6,5, wobei Hügel mit einem Achsenverhältnis >2 eine bevorzugte Streichrichtung N45°O + 15° und eine stärker gestreute sekundäre Streichrichtung N105°O bis N145°O aufwiesen (Abb. 2c). Einzelne oder in einer Reihe angeordnete Kegel finden sich auf der Ebene des BdM und auf den Hügelkuppen (Abb. 3a,b). Die Kegelanordnung folgt der Anordnung der Hügelkuppen, auf denen sie sich befinden. Pockmarks treten häufig auf dem flachen Meeresboden (Abb. 3c) und gelegentlich auf Hügelkuppen auf. Die räumliche Dichte der Kegel und Pockmarks zeigt, dass die vorherrschende Nordost-Südwest-Ausrichtung die nordöstlichen und südwestlichen Grenzen des BdM-Doms markiert (Abb. 4a,b); die weniger ausgedehnte Nordwest-Südost-Richtung verläuft im zentralen Bereich des BdM.
(a) Digitales Geländemodell (Zellengröße 1 m) der Kuppel des Banco della Montagna (BdM). (b) Umfang und Rundung der BdM-Hügel. (c) Achsenverhältnis und Winkel (Orientierung) der Hauptachse der optimalen Ellipse um den Hügel. Der Standardfehler des digitalen Geländemodells beträgt 0,004 m; die Standardfehler von Umfang und Rundung betragen 4,83 m bzw. 0,01, und die Standardfehler von Achsenverhältnis und Winkel betragen 0,04 bzw. 3,34°.
Details zu identifizierten Kegeln, Kratern, Hügeln und Gruben in der BdM-Region, die aus dem DTM in Abbildung 2 extrahiert wurden.
(a) Ausrichtungskegel auf einem flachen Meeresboden; (b) Kegel und Krater auf schlanken Hügeln in NW-SO-Richtung; (c) Pockmarks auf einer leicht geneigten Oberfläche.
(a) Räumliche Verteilung der erfassten Krater, Gruben und aktiven Gasaustritte. (b) Räumliche Dichte der in (a) aufgeführten Krater und Gruben (Anzahl/0,2 km²).
Mithilfe von ROV-Echolotbildern der Wassersäule und direkten Beobachtungen des Meeresbodens, die während der SAFE_2014-Expedition im August 2014 durchgeführt wurden, identifizierten wir 37 Gasaustritte in der BdM-Region (Abbildungen 4 und 5). Die akustischen Anomalien dieser Austritte zeigen vertikal gestreckte Strukturen, die vom Meeresboden aufsteigen und eine Höhe zwischen 12 und etwa 70 m erreichen (Abb. 5a). An einigen Stellen bildeten die akustischen Anomalien eine nahezu durchgehende „Kette“. Die beobachteten Blasenströme variieren stark: von kontinuierlichen, dichten Blasenströmen bis hin zu kurzlebigen Phänomenen (Ergänzungsvideo 1). Die ROV-Untersuchung ermöglicht die visuelle Bestätigung des Vorkommens von Fluidquellen am Meeresboden und hebt kleine Vertiefungen hervor, die teilweise von roten bis orangen Sedimenten umgeben sind (Abb. 5b). In einigen Fällen reaktivieren die ROV-Kanäle die Austritte. Die Morphologie der Austrittsstellen zeigt eine kreisförmige Öffnung an der Oberseite ohne Ausläufer in der Wassersäule. Der pH-Wert in der Wassersäule direkt über der Austrittsstelle sank deutlich ab, was auf lokal saure Bedingungen hindeutet. (Abb. 5c,d). Insbesondere sank der pH-Wert oberhalb der BdM-Gasaustrittsstelle in 75 m Tiefe von 8,4 (in 70 m Tiefe) auf 7,8 (in 75 m Tiefe) (Abb. 5c), während an anderen Standorten im Golf von Neapel pH-Werte zwischen 0 und 160 m Tiefe im Tiefenbereich zwischen 8,3 und 8,5 gemessen wurden (Abb. 5d). An zwei Standorten innerhalb und außerhalb des BdM-Gebiets im Golf von Neapel wurden keine signifikanten Änderungen der Meerwassertemperatur und des Salzgehalts festgestellt. In 70 m Tiefe beträgt die Temperatur 15 °C und der Salzgehalt etwa 38 PSU (Abb. 5c,d). Messungen von pH-Wert, Temperatur und Salzgehalt deuten auf Folgendes hin: a) die Beteiligung saurer Fluide im Zusammenhang mit dem BdM-Entgasungsprozess und b) das Fehlen oder die sehr geringe Abgabe von Thermalfluiden und Sole.
(a) Aufnahmefenster des akustischen Wassersäulenprofils (Echometer Simrad EK60). Vertikales grünes Band, das der Gasfackel entspricht, die an der Fluidaustrittsstelle EM50 (ca. 75 m unter dem Meeresspiegel) im BdM-Gebiet detektiert wurde; die Multiplex-Signale für Boden und Meeresboden sind ebenfalls dargestellt. (b) Mit einem ferngesteuerten Unterwasserfahrzeug im BdM-Gebiet aufgenommen. Das Einzelbild zeigt einen kleinen Krater (schwarzer Kreis), umgeben von rotem bis orangefarbenem Sediment. (c, d) Multiparameter-CTD-Sondendaten, verarbeitet mit der Software SBED-Win32 (Seasave, Version 7.23.2). Muster ausgewählter Parameter (Salzgehalt, Temperatur, pH-Wert und Sauerstoff) der Wassersäule über der Fluidaustrittsstelle EM50 (Abbildung c) und außerhalb des BdM-Austrittsbereichs (Abbildung d).
Wir entnahmen zwischen dem 22. und 28. August 2014 drei Gasproben aus dem Untersuchungsgebiet. Diese Proben wiesen ähnliche Zusammensetzungen auf, dominiert von CO₂ (934–945 mmol/mol), gefolgt von relevanten Konzentrationen an N₂ (37–43 mmol/mol), CH₄ (16–24 mmol/mol) und H₂S (0,10–0,44 mmol/mol), während H₂ und He in geringeren Mengen vorkamen (<0,052 bzw. <0,016 mmol/mol) (Abb. 1b; Tab. S1, ergänzendes Video 2). Relativ hohe Konzentrationen an O₂ und Ar wurden ebenfalls gemessen (bis zu 3,2 bzw. 0,18 mmol/mol). Die Summe der leichten Kohlenwasserstoffe lag zwischen 0,24 und 0,30 mmol/mol und bestand aus C₂-C₄-Alkanen, Aromaten (hauptsächlich Benzol), Propen und schwefelhaltigen Verbindungen (Thiophen). Der 40Ar/36Ar-Wert stimmt mit dem von Luft (295,5) überein, obwohl Probe EM35 (BdM-Dom) einen Wert von 304 aufweist, was einen leichten Überschuss an 40Ar zeigt. Das δ15N-Verhältnis war höher als in Luft (bis zu +1,98 % vs. Luft), während die δ13C-CO2-Werte zwischen -0,93 und 0,44 % vs. V-PDB lagen. Die R/Ra-Werte (nach Korrektur der Luftverschmutzung anhand des 4He/20Ne-Verhältnisses) lagen zwischen 1,66 und 1,94, was auf einen hohen Anteil an Mantelhelium hinweist. Durch die Kombination des Heliumisotops mit CO2 und seinem stabilen Isotop 22 lässt sich die Emissionsquelle in BdM weiter aufklären. In der CO2-Karte für CO2/3He versus δ13C (Abb. 6) wird die Gaszusammensetzung von BdM mit der von Ischia, Campi, verglichen. Die Fumarolen von Flegrei und Somma-Vesuv sind ebenfalls dargestellt. Abbildung 6 zeigt zudem theoretische Mischungslinien zwischen drei verschiedenen Kohlenstoffquellen, die an der BdM-Gasproduktion beteiligt sein könnten: gelöste Mantel-Schmelzen, organisch reiche Sedimente und Karbonate. Die BdM-Proben liegen auf der Mischungslinie, die durch die drei Vulkane Kampaniens repräsentiert wird. Dies bedeutet eine Mischung aus Mantelgasen (die im Vergleich zu klassischen MORBs zur Datenanpassung als leicht mit Kohlendioxid angereichert angenommen werden) und Reaktionen, die durch die Dekarbonisierung der Erdkruste verursacht werden. Das resultierende Gasgestein entsteht durch die Vermischung von Mantelgasen (die im Vergleich zu klassischen MORBs leicht mit Kohlendioxid angereichert angenommen werden).
Zum Vergleich werden Hybridlinien zwischen Mantelzusammensetzung und Endgliedern von Kalkstein und organischen Sedimenten dargestellt. Die Kästchen markieren die Fumarolengebiete von Ischia, Campi Flegrei und Somma-Vesvius 59, 60, 61. Die BdM-Probe befindet sich im gemischten Trend des kampanischen Vulkans. Das Endgliedgas der Mischlinie stammt aus dem Mantel und entsteht durch die Entkohlungsreaktion von Karbonatmineralen.
Die seismischen Profile L1 und L2 (Abb. 1b und 7) zeigen den Übergang zwischen der BdM-Formation und den distalen stratigraphischen Sequenzen der vulkanischen Regionen Somma-Vesuv (L1, Abb. 7a) und Campi Flegrei (L2, Abb. 7b). Die BdM-Formation ist durch das Vorhandensein zweier Hauptformationen (MS und PS in Abb. 7) gekennzeichnet. Die obere Formation (MS) weist subparallele Reflektoren mit hoher bis mittlerer Amplitude und lateraler Kontinuität auf (Abb. 7b,c). Diese Schicht enthält marine Sedimente, die vom Letzten Glazialen Maximum (LGM) transportiert wurden, und besteht aus Sand und Ton. Die darunter liegende PS-Schicht (Abb. 7b–d) ist durch eine chaotische bis transparente Phase in Form von Säulen oder Sanduhren charakterisiert. Die Oberseite der PS-Sedimente bildete Meeresbodenhügel (Abb. 7d). Diese diapirartigen Strukturen belegen das Eindringen von transparentem PS-Material in die obersten MS-Ablagerungen. Hebung ist dafür verantwortlich. für die Bildung von Falten und Verwerfungen, die die MS-Schicht und die darüber liegenden heutigen Sedimente des BdM-Meeresbodens beeinflussen (Abb. 7b–d). Das stratigraphische Intervall MS ist im ENE-Abschnitt des L1-Profils deutlich delaminiert, während es sich in Richtung BdM aufgrund des Vorhandenseins einer gasgesättigten Schicht (GSL), die von einigen internen Niveaus der MS-Sequenz bedeckt ist, aufhellt (Abb. 7a). Schwerelotkerne, die an der Oberseite des BdM, entsprechend der transparenten seismischen Schicht, entnommen wurden, zeigen, dass die obersten 40 cm aus Sand bestehen, der erst kürzlich bis heute abgelagert wurde; )24,25 und Bimssteinfragmente des explosiven Ausbruchs des „Neapel-Gelben Tuffs“ (14,8 ka)26. Die transparente Phase der PS-Schicht lässt sich nicht allein durch chaotische Mischungsprozesse erklären, da die chaotischen Schichten, die mit Erdrutschen, Schlammströmen und pyroklastischen Strömen außerhalb des BdM im Golf von Neapel in Verbindung stehen, akustisch undurchsichtig sind21,23,24. Wir schließen daraus, dass die beobachteten seismischen Fazies der PS-Schicht im BdM sowie das Auftreten der unterseeischen Aufschlussschicht der PS-Schicht (Abb. 7d) die Hebung von Erdgas widerspiegeln.
(a) Das seismische Profil L1 (Navigationsspur in Abb. 1b) zeigt eine säulenförmige (pagodenartige) räumliche Anordnung. Die Pagode besteht aus chaotischen Ablagerungen von Bimsstein und Sand. Die darunter liegende gasgesättigte Schicht unterbricht die Kontinuität der tieferen Formationen. (b) Das seismische Profil L2 (Navigationsspur in Abb. 1b) verdeutlicht die Eintiefung und Deformation von Meeresbodenhügeln, marinen (MS) und Bimssteinsandablagerungen (PS). (c) Die Deformationsdetails in MS und PS sind in (c,d) dargestellt. Bei einer angenommenen Geschwindigkeit von 1580 m/s im obersten Sediment entspricht 100 m/s einer vertikalen Ausdehnung von etwa 80 m.
Die morphologischen und strukturellen Merkmale von BdM ähneln denen anderer hydrothermaler und Gashydratfelder unter dem Meer weltweit^{2,12,27,28,29,30,31,32,33,34} und sind häufig mit Hebungen (Gewölben und Hügeln) und Gasaustritten (Kegeln, Gruben) verbunden. Die in BdM ausgerichteten Kegel und Gruben sowie die länglichen Hügel deuten auf eine strukturell bedingte Permeabilität hin (Abbildungen 2 und 3). Die räumliche Anordnung der Hügel, Gruben und aktiven Austrittsstellen lässt vermuten, dass ihre Verteilung teilweise durch die in NW-SO- und NO-SW-Richtung verlaufenden Impaktbrüche bestimmt wird (Abb. 4b). Dies sind die bevorzugten Streichrichtungen von Verwerfungssystemen, die die Vulkanregionen der Phlegräischen Felder und des Somma-Vesuvs sowie den Golf von Neapel beeinflussen. Insbesondere die Struktur der Phlegräischen Felder bestimmt die Lage des hydrothermalen Austritts aus dem Krater der Phlegräischen Felder³⁵. Wir schließen daraus, dass Verwerfungen und Brüche im Golf von Neapel die Hauptursache für die hydrothermale Aktivität in diesem Gebiet sind. Der bevorzugte Weg für die Gasmigration zur Oberfläche ist ein Merkmal, das auch andere strukturell kontrollierte hydrothermale Systeme aufweisen^36,37. Bemerkenswerterweise waren BdM-Kegel und -Gruben nicht immer mit Hügeln assoziiert (Abb. 3a,c). Dies deutet darauf hin, dass diese Hügel nicht zwangsläufig Vorläufer der Grubenbildung darstellen, wie andere Autoren für Gashydratzonen vermutet haben^32,33. Unsere Ergebnisse stützen die Hypothese, dass die Zerstörung von Dom-Meeresbodensedimenten nicht immer zur Bildung von Gruben führt.
Die drei gesammelten Gasemissionen weisen chemische Signaturen auf, die typisch für hydrothermale Fluide sind, nämlich hauptsächlich CO₂ mit signifikanten Konzentrationen an reduzierenden Gasen (H₂S, CH₄ und H₂) und leichten Kohlenwasserstoffen (insbesondere Benzol und Propylen)^{38,39,40,41,42,43,44,45} (Tabelle S1). Das Vorhandensein atmosphärischer Gase (wie O₂), die in Unterwasseremissionen nicht erwartet werden, könnte auf eine Kontamination durch im Meerwasser gelöste Luft zurückzuführen sein, die mit den in den Probenahmebehältern gelagerten Gasen in Kontakt kommt, wenn ROVs vom Meeresboden an Land gebracht werden. Umgekehrt deuten positive δ¹⁵N-Werte und ein hohes N₂/Ar-Verhältnis (bis zu 480), das deutlich höher ist als in ASW (luftgesättigtem Wasser), darauf hin, dass der größte Teil des N₂ aus extraatmosphärischen Quellen stammt, was mit dem überwiegend hydrothermalen Ursprung dieser Gase übereinstimmt. Der hydrothermal-vulkanische Ursprung des BdM Das Vorhandensein von Gas wird durch den CO₂- und He-Gehalt sowie deren Isotopensignaturen bestätigt. Die Kohlenstoffisotope (δ¹³C-CO₂ von -0,93 % bis +0,4 %) und die CO₂/³He-Werte (von 1,7 × 10¹⁰ bis 4,1 × 10¹⁰) deuten darauf hin, dass die BdM-Proben zu einer Mischung aus Fumarolen im Bereich der Mantelendglieder des Golfs von Neapel und Dekarbonisierungsgasen gehören. Die Beziehung zwischen den bei der Reaktion entstehenden Gasen ist in Abbildung 6 dargestellt. Genauer gesagt befinden sich die BdM-Gasproben entlang der Mischungszone etwa an derselben Stelle wie die Fluide der benachbarten Vulkane der Phlegräischen Felder und des Vesuvs. Sie sind krustaler als die Fumarolen von Ischia, die näher am Mantelende liegen. Vesuv und Phlegräische Felder weisen höhere ³He/⁴He-Werte (R/Ra zwischen 2,6 und 2,9) auf als BdM. (R/Ra zwischen 1,66 und 1,96; Tabelle S1). Dies deutet darauf hin, dass die Zufuhr und Anreicherung von radiogenem Helium aus derselben Magmaquelle stammt, die auch die Vulkane Somma-Vesuv und Campi Flegrei speiste. Das Fehlen nachweisbarer organischer Kohlenstofffraktionen in den BdM-Emissionen legt nahe, dass organische Sedimente nicht am Entgasungsprozess des BdM beteiligt sind.
Basierend auf den oben genannten Daten und Ergebnissen experimenteller Modelle kuppelförmiger Strukturen in Verbindung mit gasreichen Unterwasserregionen könnte die Druckerhöhung durch Tiefengas für die Bildung kilometergroßer BdM-Kuppeln verantwortlich sein. Um den Überdruck Pdef zu schätzen, der zum BdM-Gewölbe führt, haben wir ein Dünnplattenmechanikmodell^33,34 angewendet, das auf Grundlage der gesammelten morphologischen und seismischen Daten davon ausgeht, dass das BdM-Gewölbe eine subkreisförmige Platte mit Radius a ist, die größer als eine deformierte, weiche, viskose Ablagerung ist. Die maximale vertikale Verschiebung w und die Dicke h der (Ergänzende Abb. S1) sind angegeben. Pdef ist die Differenz zwischen dem Gesamtdruck und dem statischen Gesteinsdruck plus dem Wassersäulendruck. Bei BdM beträgt der Radius etwa 2.500 m, w 20 m und die aus dem seismischen Profil geschätzte maximale Dicke h etwa 100 m. Wir berechnen Pdef = w 64 D/a4 aus der Beziehung, wobei D die Biegesteifigkeit ist; D ergibt sich aus (E h³)/[12(1 – ν²)], wobei E der Elastizitätsmodul des Sediments und ν die Querkontraktionszahl (~0,5) ist. Da die mechanischen Eigenschaften von BdM-Sedimenten nicht messbar sind, setzen wir E = 140 kPa, einen plausiblen Wert für küstennahe Sandsedimente, die BdM ähneln. Die in der Literatur für schluffige Tonablagerungen angegebenen höheren E-Werte (300 < E < 350.000 kPa) werden nicht berücksichtigt, da BDM-Ablagerungen hauptsächlich aus Sand und nicht aus Schluff oder schluffigem Ton bestehen. Wir erhalten Pdef = 0,3 Pa, was mit Schätzungen von Meeresbodenhebungsprozessen in Gashydratbecken übereinstimmt, wo Pdef zwischen 10⁻² und 10³ Pa variiert. Niedrigere Werte deuten auf ein niedriges Wasser-zu-Wasser-Verhältnis (w/a) und/oder eine geringe Wasserreduktion hin. In BdM ist die Steifigkeitsreduktion auf … zurückzuführen. Eine lokale Gassättigung des Sediments und/oder das Auftreten bereits vorhandener Brüche können ebenfalls zum Versagen und der daraus resultierenden Gasfreisetzung beitragen und so die Bildung der beobachteten Belüftungsstrukturen ermöglichen. Die gesammelten reflektierten seismischen Profile (Abb. 7) zeigen, dass PS-Sedimente aus der GSL angehoben wurden und die darüber liegenden marinen MS-Sedimente nach oben drückten, was zu Hügeln, Falten, Verwerfungen und Sedimenteinschnitten führte (Abb. 7b,c). Dies deutet darauf hin, dass der 14,8 bis 12 ka alte Bimsstein durch einen aufwärts gerichteten Gastransportprozess in die jüngere MS-Schicht eingedrungen ist. Die morphologischen Merkmale der BdM-Struktur lassen sich als Folge des Überdrucks erkennen, der durch den Fluidaustritt aus der GSL entsteht. Da ein aktiver Austritt vom Meeresboden bis in über 170 m Tiefe unter dem Meeresspiegel beobachtet werden kann, gehen wir davon aus, dass der Fluidüberdruck innerhalb der GSL 1700 kPa übersteigt. Die aufwärts gerichtete Migration von Gasen in den Sedimenten hatte zudem den Effekt, im MS enthaltenes Material zu reinigen, was die … erklärt. Das Vorhandensein chaotischer Sedimente in den auf BdM25 entnommenen Gravitationskernen ist bemerkenswert. Der Überdruck der GSL führt außerdem zu einem komplexen Bruchsystem (polygonale Verwerfung in Abb. 7b). Diese Morphologie, Struktur und stratigraphische Anordnung, die als „Pagoden“^49,50 bezeichnet werden, wurden ursprünglich sekundären Effekten alter glazialer Formationen zugeschrieben und werden heute als Folge aufsteigenden Gases^31,33 oder Evaporite⁵⁰ interpretiert. Am Kontinentalrand Kampaniens sind evaporative Sedimente, zumindest in den obersten 3 km der Erdkruste, selten. Daher wird der Wachstumsmechanismus der BdM-Pagoden wahrscheinlich durch aufsteigendes Gas in den Sedimenten gesteuert. Diese Schlussfolgerung wird durch die transparente seismische Fazies der Pagode (Abb. 7) sowie durch bereits veröffentlichte Gravitationskerndaten²⁴ gestützt, die zeigen, dass heutiger Sand zusammen mit „Pomici Principali“²⁵ und „Neapel-Gelber Tuff“²⁶ austritt. Campi Flegrei. Darüber hinaus drangen PS-Ablagerungen in die oberste MS-Schicht ein und verformten sie (Abb. 7d). Diese strukturelle Anordnung deutet darauf hin, dass die Pagode eine aufsteigende Struktur und nicht nur eine Gaspipeline darstellt. Somit bestimmen zwei Hauptprozesse die Bildung der Pagode: a) Die Dichte des weichen Sediments nimmt ab, wenn Gas von unten eindringt; b) Das Gas-Sediment-Gemisch steigt auf, was die beobachteten Faltungen, Verwerfungen und Brüche verursacht, die zu MS-Ablagerungen führen (Abbildung 7). Ein ähnlicher Bildungsmechanismus wurde für Pagoden vorgeschlagen, die mit Gashydraten in der Süd-Scotia-See (Antarktis) in Verbindung stehen. BdM-Pagoden traten in Gruppen in hügeligen Gebieten auf, und ihre vertikale Ausdehnung betrug im Durchschnitt 70–100 m in der Laufzeit (Abb. 7a). Aufgrund der vorhandenen MS-Wellen und unter Berücksichtigung der Stratigraphie des BdM-Schwerebohrkerns schließen wir, dass das Bildungsalter der Pagodenstrukturen weniger als etwa 14–12 ka beträgt. Darüber hinaus ist das Wachstum dieser Strukturen noch aktiv (Abb. 7d), da einige Pagoden in den darüber liegenden heutigen BdM-Sand eingewachsen sind und ihn verformt haben (Abb. 7d).
Das Scheitern der Pagode, den heutigen Meeresboden zu durchqueren, deutet darauf hin, dass (a) ein Gasaufstieg und/oder ein lokales Ende der Gas-Sediment-Vermischung und/oder (b) eine mögliche seitliche Strömung des Gas-Sediment-Gemisches einen lokalen Überdruckprozess verhindert. Gemäß dem Diapir-Theoriemodell⁵² zeigt die seitliche Strömung ein negatives Gleichgewicht zwischen der Zufuhrrate des Schlamm-Gas-Gemisches von unten und der Aufwärtsbewegung der Pagode. Die Verringerung der Zufuhrrate könnte mit der Zunahme der Gemischdichte aufgrund des Ausbleibens der Gaszufuhr zusammenhängen. Die oben zusammengefassten Ergebnisse und der durch den Auftrieb bedingte Aufstieg der Pagode ermöglichen die Abschätzung der Luftsäulenhöhe h_g. Der Auftrieb ergibt sich aus ΔP = h_g (ρ_w – ρ_g), wobei g die Erdbeschleunigung (9,8 m/s²) und ρ_w und ρ_g die Dichten von Wasser bzw. Gas sind. ΔP ist die Summe des zuvor berechneten Drucks P_def und des Auftriebs. Der lithostatische Druck Plith der Sedimentplatte, d. h. ρsg h, wobei ρs die Sedimentdichte ist. In diesem Fall ergibt sich der für den gewünschten Auftrieb erforderliche Wert von hg aus hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Im BdM-Modell setzen wir Pdef = 0,3 Pa und h = 100 m (siehe oben), ρw = 1030 kg/m³, ρs = 2500 kg/m³, ρg ist vernachlässigbar, da ρw ≫ ρg. Wir erhalten hg = 245 m, ein Wert, der der Tiefe des Meeresbodens der Großen Salzschicht (GSL) entspricht. ΔP beträgt 2,4 MPa, was dem Überdruck entspricht, der erforderlich ist, um den Meeresboden im BdM-Modell aufzubrechen und hydrothermale Quellen zu bilden.
Die Zusammensetzung des BdM-Gases stimmt mit Mantelquellen überein, die durch die Zufuhr von Fluiden im Zusammenhang mit Dekarbonisierungsreaktionen von Krustengesteinen verändert wurden (Abb. 6). Die grobe Ost-West-Ausrichtung der BdM-Dome und aktiver Vulkane wie Ischia, Campi Flegre und Soma-Vesuv sowie die Zusammensetzung der emittierten Gase deuten darauf hin, dass die aus dem Mantel unterhalb der gesamten vulkanischen Region von Neapel emittierten Gase vermischt sind. Immer mehr Krustenfluide bewegen sich von Westen (Ischia) nach Osten (Somma-Vesuv) (Abb. 1b und 6).
Wir haben festgestellt, dass sich in der Bucht von Neapel, wenige Kilometer vom Hafen entfernt, eine 25 km² große, kuppelförmige Struktur befindet, die von einem aktiven Entgasungsprozess beeinflusst wird und durch die Ansiedlung von Pagoden und Hügeln entstanden ist. Aktuelle BdM-Signaturen deuten darauf hin, dass nicht-magmatische Turbulenzen⁵³ dem embryonalen Vulkanismus, d. h. dem frühen Austritt von Magma und/oder Thermalflüssigkeiten, vorausgehen könnten. Es sollten Überwachungsmaßnahmen durchgeführt werden, um die Entwicklung dieser Phänomene zu analysieren und geochemische sowie geophysikalische Signale zu erfassen, die auf potenzielle magmatische Störungen hinweisen.
Akustische Wassersäulenprofile (2D) wurden während der SAFE_2014-Expedition (August 2014) mit dem Forschungsschiff Urania (CNR) vom National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC) erfasst. Die akustische Probenahme erfolgte mit einem wissenschaftlichen Strahlteiler-Echolot Simrad EK60 bei einer Frequenz von 38 kHz. Die akustischen Daten wurden mit einer durchschnittlichen Geschwindigkeit von ca. 4 km/h aufgezeichnet. Die gesammelten Echolotbilder dienten der Identifizierung von Flüssigkeitsaustritten und der genauen Bestimmung ihrer Position im Erfassungsgebiet (zwischen 74 und 180 m unter dem Meeresspiegel). Physikalische und chemische Parameter der Wassersäule wurden mit Multiparameter-Sonden (Leitfähigkeit, Temperatur und Tiefe, CTD) gemessen. Die Datenerfassung erfolgte mit einer CTD-Sonde 911 (SeaBird Electronics Inc.) und die Datenverarbeitung mit der Software SBED-Win32 (Seasave, Version 7.23.2). Eine visuelle Inspektion des Meeresbodens wurde mit einem ferngesteuerten ROV „Pollux III“ (GEItaliana) durchgeführt. Fahrzeug) mit zwei Kameras (niedrige und hohe Auflösung).
Die Multibeam-Datenerfassung erfolgte mit einem 100-kHz-Multibeam-Sonarsystem Simrad EM710 (Kongsberg). Das System ist mit einem differenziellen globalen Positionierungssystem (DGPS) verbunden, um submetrische Messfehler bei der Strahlpositionierung zu gewährleisten. Der akustische Impuls hat eine Frequenz von 100 kHz, einen Auslösewinkel von 150° und eine Gesamtöffnung von 400 Strahlen. Schallgeschwindigkeitsprofile werden während der Datenerfassung in Echtzeit gemessen und angewendet. Die Daten wurden mit der Software PDS2000 (Reson-Thales) gemäß dem Standard der Internationalen Hydrographischen Organisation (IHO) (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) für Navigation und Gezeitenkorrektur verarbeitet. Rauschunterdrückung aufgrund von Instrumentenausreißern und Ausschluss minderwertiger Strahlen wurde mit Bandbearbeitungs- und Entrauschungswerkzeugen durchgeführt. Die kontinuierliche Schallgeschwindigkeitsmessung erfolgt durch eine Kielstation in der Nähe des Multibeam-Wandlers. Diese erfasst und wendet alle 6–8 Stunden Echtzeit-Schallgeschwindigkeitsprofile in der Wassersäule an, um die Schallgeschwindigkeit für eine korrekte Strahlpositionierung in Echtzeit zu gewährleisten. Die gesamte Datenmenge umfasst ca. 440 km² (0–1200 m Tiefe). Aus den Daten wurde ein hochauflösendes digitales Geländemodell (DGM) mit einer Rasterzellengröße von 1 m erstellt. Das endgültige DGM (Abb. 1a) basiert auf Geländedaten (über 0 m ü. NN), die vom italienischen geo-militärischen Institut mit einer Rasterzellengröße von 20 m erfasst wurden.
Ein 55 Kilometer langes, hochauflösendes Einkanal-Seismikprofil, das während sicherer Hochseefahrten in den Jahren 2007 und 2014 mit dem Forschungsschiff Urania erfasst wurde, deckte eine Fläche von ca. 113 Quadratkilometern ab. Die Meeresprofile (z. B. das seismische Profil L1, Abb. 1b) wurden mit dem IKB-Seistec Boomer-System aufgenommen. Die Aufnahmeeinheit besteht aus einem 2,5 m langen Katamaran, in dem Quelle und Empfänger platziert sind. Das Quellensignal besteht aus einem einzelnen positiven Peak im Frequenzbereich von 1–10 kHz und ermöglicht die Auflösung von Reflektoren im Abstand von 25 cm. Die sicheren seismischen Profile wurden mit einer 1,4 kJ Multi-Tip-Geospark-Seismikquelle in Verbindung mit der Geotrace-Software (Geo Marine Survey System) aufgenommen. Das System besteht aus einem Katamaran mit einer 1–6,02 kHz-Quelle, die bis zu 400 Millisekunden in weiches Sediment unter dem Meeresboden eindringt und eine theoretische vertikale Auflösung von 30 m aufweist. Die Messungen der Safe- und Marsik-Geräte erfolgten mit einer Schussrate von 0,33 Schüssen/Sek. bei einer Schiffsgeschwindigkeit von <3 Kn. Die Daten wurden mit der Geosuite Allworks Software nach folgendem Workflow verarbeitet und präsentiert: Dilatationskorrektur, Wassersäulen-Dämpfung, 2-6 kHz Bandpass-IIR-Filterung und AGC.
Das Gas aus der Unterwasserfumarole wurde am Meeresboden mithilfe einer Kunststoffbox mit Gummimembran aufgefangen, die vom ROV kopfüber über der Fumarole platziert wurde. Sobald die einströmenden Luftblasen das Meerwasser vollständig verdrängt hatten, fuhr das ROV wieder auf eine Tiefe von 1 m ab, und der Taucher leitete das gesammelte Gas durch ein Gummiseptum in zwei vorevakuierte 60-ml-Glasflaschen mit Teflonhähnen. Eine der Flaschen war mit 20 ml 5N NaOH-Lösung gefüllt (Gegenbach-Kolben). Die wichtigsten sauren Gase (CO₂ und H₂S) lösten sich in der alkalischen Lösung, während die schwerlöslichen Gase (N₂, Ar + O₂, CO, H₂, He, Ar, CH₄ und leichte Kohlenwasserstoffe) im Kopfraum der Probenahmeflasche verblieben. Die anorganischen, schwerlöslichen Gase wurden mittels Gaschromatographie (GC) mit einem Shimadzu 15A analysiert, der mit einer 10 m langen 5A-Molekularsiebsäule ausgestattet war. 54. Argon und O₂ wurden mit einem Thermo Focus Gaschromatographen analysiert, der mit einer 30 m langen Kapillarmolekularsiebsäule und einem Wärmeleitfähigkeitsdetektor (WLD) ausgestattet war. Methan und leichte Kohlenwasserstoffe wurden mit einem Shimadzu 14A Gaschromatographen analysiert, der mit einer 10 m langen Edelstahlsäule ausgestattet war, die mit Chromosorb PAW 80/100 mesh gepackt und mit 23 % SP 1700 beschichtet war, sowie mit einem Flammenionisationsdetektor (FID). Die flüssige Phase wurde zur Analyse von 1) CO₂, as, titriert mit 0,5 N HCl-Lösung (Metrohm Basic Titrino), und 2) H₂S, as, nach Oxidation mit 5 ml H₂O₂ (33 %), mittels Ionenchromatographie (IC) (Wantong 761) verwendet. Der analytische Fehler der Titration, GC und IC beträgt weniger als 5 %. Nach Standardextraktions- und Reinigungsverfahren für Gasmischungen wurde ¹³C/¹²C CO₂ (ausgedrückt als δ13C-CO2% und V-PDB) wurde mit einem Finningan Delta S Massenspektrometer55,56 analysiert. Als Standards zur Abschätzung der externen Präzision dienten Carrara- und San-Vincenzo-Marmor (intern), NBS18 und NBS19 (international), während der analytische Fehler und die Reproduzierbarkeit ±0,05 % bzw. ±0,1 % betrugen.
Die δ¹⁵N-Werte (angegeben in % vs. Luft) und das ⁴⁰Ar/³⁶Ar-Verhältnis wurden mit einem Agilent 6890 N Gaschromatographen (GC) in Kombination mit einem Finnigan Delta plusXP Durchfluss-Massenspektrometer bestimmt. Der Analysefehler beträgt: δ¹⁵N ± 0,1 %, ³⁶Ar < 1 %, ⁴⁰Ar < 3 %. Das Helium-Isotopenverhältnis (angegeben als R/Ra, wobei R das im Präparat gemessene ³He/⁴He-Verhältnis und Ra das entsprechende Verhältnis in der Atmosphäre (1,39 × 10⁻⁶)⁵⁷ wurde im Labor des INGV-Palermo (Italien) bestimmt. ³He, ⁴He und ²⁰Ne wurden nach der Trennung von Helium und Neon mit einem Dualkollektor-Massenspektrometer (Helix SFT-GVI)⁵⁸ bestimmt. Der Analysefehler beträgt ≤ 0,3 %. Typische Blindwerte für Helium und Neon liegen bei < 10⁻¹⁴. jeweils <10-16 mol.
So zitieren Sie diesen Artikel: Passaro, S. et al.Seafloor uplift driven by a degassing process reveals budding volcanic activity along the coast.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Die Geologie und Biologie moderner und alter Kohlenwasserstoffquellen und -austritte am Meeresboden: eine Einführung. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Das globale Vorkommen von Gashydraten. In: Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (Hrsg.) 3–18 (Natürliche Gashydrate: Vorkommen, Verteilung und Nachweis. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysikalische Einschränkungen der hydrothermalen Zirkulation.In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (Hrsg.) 29–52 (Bericht des Durham Workshops, Energie- und Stofftransport in marinen hydrothermalen Systemen, Durham University Press, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktur und Dynamik hydrothermaler Systeme an mittelozeanischen Rücken. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuelle Ansichten zu Gashydratressourcen.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Interne Struktur und Eruptionsgeschichte eines kilometergroßen Schlammvulkansystems im südlichen Kaspischen Meer.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al.Meeresbodenmerkmale im Zusammenhang mit dem Austritt von Kohlenwasserstoffen aus Tiefseekarbonatschlammhügeln im Golf von Cádiz: vom Schlammstrom zu Karbonatsedimenten.Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismic representation of kilometer-scale fluid escape pipelines offshore Namibia.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Fluid flow characteristics in oil and gas pipeline systems: What do they tell us about basin evolution?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikale Entwicklung der neogenen quartären Fluidaustrittsstruktur in Bezug auf Gasflüsse im Unteren Kongobecken, vor der Küste Angolas. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrothermale und tektonische Aktivität im nördlichen Yellowstone Lake, Wyoming. geology. Socialist Party. Yes.bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Das Tyrrhenische Becken und der Apenninbogen: Kinematische Beziehungen seit dem späten Totonium.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonische und krustale Struktur am Kontinentalrand von Kampanien: Zusammenhang mit vulkanischer Aktivität. mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Die relative Bedeutung von Rifttektonik und magmatischen Hebungsprozessen: Schlussfolgerungen aus geophysikalischen, strukturellen und geochemischen Daten in der vulkanischen Region Neapel (Süditalien). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismen der rezenten vertikalen Krustenbewegung im Krater der Phlegräischen Felder in Süditalien. Geologie. Sozialistische Partei. Ja. Spezifikation. 263, S. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kurzfristige Bodenverformung und Seismizität im eingebetteten Krater Campi Flegrei (Italien): ein Beispiel für aktive Massenrückgewinnung in einem dicht besiedelten Gebiet. J. Volcano. geothermal. reservoir. 91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. und Saccorotti, G. Hydrothermale Ursprünge der anhaltenden langfristigen 4D-Aktivität im Vulkankomplex der Phlegräischen Felder in Italien. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. und Mastrolorenzo, G. Schnelle Differenzierung in sillartigen magmatischen Reservoiren: eine Fallstudie aus dem Krater der Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR time series, correlation analysis, and time-correlation modeling reveal a possible coupling of Campi Flegrei and Vesuvius.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturelle und stratigraphische Struktur der ersten Hälfte des Tyrrhenischen Grabens (Golf von Neapel, Italien). Konstruktive Physik 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Quellen des Kohlenstoffs in vulkanischen Aschegasen von Inselbögen. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigraphy: Responses to sea level drop and tectonic uplift on the outer continental shelf (Eastern Tyrrhenian margin, Italy).Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).