Terima kasih telah mengunjungi Nature.com. Versi peramban yang Anda gunakan memiliki dukungan terbatas untuk CSS. Untuk pengalaman terbaik, kami sarankan Anda menggunakan peramban yang diperbarui (atau matikan mode kompatibilitas di Internet Explorer). Sementara itu, untuk memastikan dukungan berkelanjutan, kami akan menampilkan situs tanpa gaya dan JavaScript.
Kami melaporkan bukti pengangkatan dasar laut aktif dan emisi gas beberapa kilometer di lepas pantai pelabuhan Napoli (Italia). Bekas lubang, gundukan, dan kawah merupakan ciri khas dasar laut. Formasi ini mewakili puncak struktur kerak dangkal, termasuk pagoda, patahan, dan lipatan yang memengaruhi dasar laut saat ini. Formasi ini mencatat kenaikan, peningkatan tekanan, dan pelepasan helium dan karbon dioksida dalam reaksi dekarbonisasi lelehan mantel dan batuan kerak. Gas-gas ini kemungkinan mirip dengan gas yang memasok sistem hidrotermal Ischia, Campi Flegre, dan Soma-Vesuvius, menunjukkan sumber mantel yang bercampur dengan fluida kerak di bawah Teluk Napoli. Ekspansi dan pecah di bawah laut yang disebabkan oleh proses pengangkatan dan peningkatan tekanan gas membutuhkan tekanan berlebih sebesar 2-3 MPa. Pengangkatan dasar laut, patahan, dan emisi gas merupakan manifestasi dari gejolak non-vulkanik yang dapat menandai letusan dasar laut dan/atau ledakan hidrotermal.
Pelepasan hidrotermal laut dalam (air panas dan gas) merupakan ciri umum punggung tengah samudra dan batas lempeng konvergen (termasuk bagian terendam dari busur kepulauan), sedangkan pelepasan dingin hidrat gas (klatrat) seringkali menjadi ciri khas landas kontinental dan batas pasif1, 2,3,4,5. Terjadinya pelepasan hidrotermal dasar laut di daerah pesisir menunjukkan adanya sumber panas (reservoir magma) di dalam kerak benua dan/atau mantel. Pelepasan ini dapat mendahului naiknya magma melalui lapisan teratas kerak bumi dan berpuncak pada erupsi dan pembentukan gunung bawah laut vulkanik6. Oleh karena itu, identifikasi (a) morfologi yang terkait dengan deformasi dasar laut aktif dan (b) emisi gas di dekat daerah pesisir yang padat penduduk seperti wilayah vulkanik Napoli di Italia (~1 juta penduduk) sangat penting untuk menilai kemungkinan adanya gunung berapi. Erupsi dangkal. Lebih lanjut, sementara ciri morfologi yang terkait dengan emisi gas hidrotermal atau hidrat laut dalam relatif dikenal dengan baik karena sifat geologis dan biologisnya, pengecualiannya adalah Fitur morfologi yang terkait dengan perairan dangkal, kecuali yang terjadi di Danau 12, memiliki catatan yang relatif sedikit. Di sini, kami menyajikan data batimetri, seismik, kolom air, dan geokimia baru untuk wilayah bawah laut yang kompleks secara morfologi dan struktural yang dipengaruhi oleh emisi gas di Teluk Napoli (Italia Selatan), sekitar 5 km dari pelabuhan Napoli. Data ini dikumpulkan selama pelayaran SAFE_2014 (Agustus 2014) di atas kapal riset R/V Urania. Kami mendeskripsikan dan menginterpretasikan struktur dasar laut dan bawah permukaan tempat terjadinya emisi gas, menyelidiki sumber cairan yang keluar, mengidentifikasi dan mengkarakterisasi mekanisme yang mengatur kenaikan gas dan deformasi terkait, serta membahas dampak vulkanologi.
Teluk Napoli membentuk batas barat Plio-Kuarter, depresi tektonik Campania yang memanjang dari barat laut ke tenggara13,14,15. Di sebelah timur-barat Ischia (sekitar 150-1302 M), kawah Campi Flegre (sekitar 300-1538) dan Soma-Vesuvius (dari <360-1944 M)15, susunan ini membatasi teluk di utara, sedangkan di selatan berbatasan dengan Semenanjung Sorrento (Gambar 1a). Teluk Napoli dipengaruhi oleh sesar dominan NE-SW dan sesar sekunder NW-SE (Gambar 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei, dan Soma-Vesuvius dicirikan oleh manifestasi hidrotermal, deformasi tanah, dan seismisitas dangkal16,17,18 (misalnya, peristiwa turbulen di Campi Flegrei pada tahun 1982-1984, dengan pengangkatan 1,8 m dan ribuan gempa bumi). Studi19,20 menunjukkan bahwa mungkin ada hubungan antara dinamika Soma-Vesuvius dan Campi Flegre, kemungkinan terkait dengan reservoir magma tunggal 'dalam'. Aktivitas vulkanik dan fluktuasi permukaan laut dalam 36.000 tahun terakhir Campi Flegre dan 18.000 tahun terakhir Soma Vesuvius mengendalikan sistem sedimen Teluk Napoli. Permukaan laut yang rendah pada maksimum glasial terakhir (18.000 tahun yang lalu) menyebabkan regresi sistem sedimen dangkal lepas pantai, yang kemudian diisi oleh peristiwa transgresi selama Pleistosen Akhir-Holosen. Emisi gas bawah laut telah terdeteksi di sekitar pulau Ischia dan di lepas pantai Campi Flegre dan dekat Gunung Soma-Vesuvius (Gambar 1b).
(a) Susunan morfologi dan struktur landas kontinental dan Teluk Napoli 15, 23, 24, 48. Titik-titik adalah pusat erupsi bawah laut utama; garis merah mewakili patahan utama. (b) Batimetri Teluk Napoli dengan lubang ventilasi fluida yang terdeteksi (titik-titik) dan jejak garis seismik (garis hitam). Garis kuning adalah lintasan garis seismik L1 dan L2 yang dilaporkan pada Gambar 6. Batas struktur seperti kubah Banco della Montagna (BdM) ditandai dengan garis putus-putus biru pada (a,b). Kotak kuning menandai lokasi profil kolom air akustik, dan frame CTD-EM Blank, CTD-EM50, dan ROV dilaporkan pada Gambar 5. Lingkaran kuning menandai lokasi pelepasan gas sampel, dan komposisinya ditunjukkan pada Tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) menggunakan grafik yang dihasilkan oleh Surfer® 13.
Berdasarkan data yang diperoleh selama pelayaran SAFE_2014 (Agustus 2014) (lihat Metode), Model Medan Digital (DTM) baru Teluk Napoli dengan resolusi 1 m telah dibangun. DTM menunjukkan bahwa dasar laut di selatan Pelabuhan Napoli dicirikan oleh permukaan yang miring landai menghadap selatan (kemiringan ≤3°) yang terputus oleh struktur seperti kubah berukuran 5,0 × 5,3 km, yang secara lokal dikenal sebagai Banco della Montagna (BdM). Gambar. 1a,b). BdM berkembang pada kedalaman sekitar 100 hingga 170 meter, 15 hingga 20 meter di atas dasar laut sekitarnya. Kubah BdM menampilkan morfologi seperti gundukan karena 280 gundukan sublingkaran hingga oval (Gambar 2a), 665 kerucut, dan 30 lubang (Gambar 3 dan 4). Gundukan tersebut memiliki tinggi dan keliling maksimum masing-masing 22 m dan 1.800 m. Kelingkaran [C = 4π(luas/keliling²)] gundukan menurun seiring dengan peningkatan keliling (Gambar 2b). Rasio aksial untuk gundukan berkisar antara 1 dan 6,5, dengan gundukan dengan rasio aksial >2 menunjukkan arah N45°E + 15° yang lebih disukai dan arah sekunder yang lebih tersebar, yaitu N105°E hingga N145°E (Gambar 2c). Kerucut tunggal atau sejajar terdapat pada bidang BdM dan di atas gundukan (Gambar 3a,b). Susunan kerucut mengikuti susunan gundukan tempat mereka berada. Lubang-lubang kecil (pockmark) umumnya terletak di dasar laut yang datar (Gambar 3c) dan kadang-kadang di gundukan. Kepadatan spasial kerucut dan lubang-lubang kecil menunjukkan bahwa susunan dominan NE-SW membatasi batas timur laut dan barat daya kubah BdM (Gambar 4a,b); jalur NW-SE yang kurang meluas terletak di wilayah BdM tengah.
(a) Model medan digital (ukuran sel 1 m) dari kubah Banco della Montagna (BdM). (b) Keliling dan kebulatan gundukan BdM. (c) Rasio aksial dan sudut (orientasi) sumbu utama elips yang paling sesuai yang mengelilingi gundukan. Kesalahan standar model medan digital adalah 0,004 m; kesalahan standar keliling dan kebulatan masing-masing adalah 4,83 m dan 0,01, dan kesalahan standar rasio aksial dan sudut masing-masing adalah 0,04 dan 3,34°.
Rincian kerucut, kawah, gundukan, dan lubang yang teridentifikasi di wilayah BdM yang diekstrak dari DTM pada Gambar 2.
(a) Kerucut penyejajaran di dasar laut yang datar; (b) kerucut dan kawah di gundukan ramping NW-SE; (c) lubang-lubang kecil di permukaan yang sedikit miring.
(a) Distribusi spasial kawah, lubang, dan pelepasan gas aktif yang terdeteksi. (b) Kepadatan spasial kawah dan lubang yang dilaporkan pada (a) (jumlah/0,2 km2).
Kami mengidentifikasi 37 emisi gas di wilayah BdM dari citra echo sounder kolom air ROV dan pengamatan langsung dasar laut yang diperoleh selama pelayaran SAFE_2014 pada Agustus 2014 (Gambar 4 dan 5). Anomali akustik emisi ini menunjukkan bentuk memanjang vertikal yang naik dari dasar laut, berkisar secara vertikal antara 12 dan sekitar 70 m (Gambar 5a). Di beberapa tempat, anomali akustik membentuk "deretan" yang hampir kontinu. Gumpalan gelembung yang diamati sangat bervariasi: dari aliran gelembung padat yang kontinu hingga fenomena berumur pendek (Video Tambahan 1). Inspeksi ROV memungkinkan verifikasi visual terjadinya lubang ventilasi fluida dasar laut dan menyoroti lubang-lubang kecil di dasar laut, terkadang dikelilingi oleh sedimen merah hingga oranye (Gambar 5b). Dalam beberapa kasus, saluran ROV mengaktifkan kembali emisi. Morfologi ventilasi menunjukkan bukaan melingkar di bagian atas tanpa pelebaran di kolom air. pH di kolom air tepat di atas titik pelepasan menunjukkan penurunan yang signifikan, menunjukkan kondisi yang lebih asam secara lokal (Gambar 5c,d). Secara khusus, pH di atas pelepasan gas BdM pada kedalaman 75 m menurun dari 8,4 (pada kedalaman 70 m) menjadi 7,8 (pada kedalaman 75 m) (Gambar 5c), sedangkan lokasi lain di Teluk Napoli memiliki nilai pH antara 0 dan 160 m pada interval kedalaman antara 8,3 dan 8,5 (Gambar 5d). Perubahan signifikan pada suhu dan salinitas air laut tidak terjadi di dua lokasi di dalam dan di luar area BdM di Teluk Napoli. Pada kedalaman 70 m, suhunya 15 °C dan salinitasnya sekitar 38 PSU (Gambar 5c,d). Pengukuran pH, suhu, dan salinitas menunjukkan: a) partisipasi cairan asam yang terkait dengan proses pelepasan gas BdM dan b) tidak adanya atau pelepasan cairan termal dan air garam yang sangat lambat.
(a) Jendela akuisisi profil kolom air akustik (echometer Simrad EK60). Pita hijau vertikal yang sesuai dengan semburan gas yang terdeteksi pada pelepasan fluida EM50 (sekitar 75 m di bawah permukaan laut) yang terletak di wilayah BdM; sinyal multipleks dasar dan dasar laut juga ditampilkan. (b) dikumpulkan dengan kendaraan kendali jarak jauh di wilayah BdM. Foto tunggal menunjukkan kawah kecil (lingkaran hitam) yang dikelilingi oleh sedimen merah hingga oranye. (c,d) Data CTD probe multiparameter yang diproses menggunakan perangkat lunak SBED-Win32 (Seasave, versi 7.23.2). Pola parameter terpilih (salinitas, suhu, pH, dan oksigen) dari kolom air di atas pelepasan fluida EM50 (panel c) dan di luar area pelepasan BdM (panel d).
Kami mengumpulkan tiga sampel gas dari area penelitian antara tanggal 22 dan 28 Agustus 2014. Sampel-sampel ini menunjukkan komposisi yang serupa, didominasi oleh CO2 (934-945 mmol/mol), diikuti oleh konsentrasi N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) dan H2S (0,10 mmol/mol - 0,44 mmol/mol) yang relevan, sedangkan H2 dan He kurang melimpah (<0,052 dan <0,016 mmol/mol, masing-masing) (Gambar 1b; Tabel S1, Video Tambahan 2). Konsentrasi O2 dan Ar yang relatif tinggi juga terukur (hingga 3,2 dan 0,18 mmol/mol, masing-masing). Jumlah hidrokarbon ringan berkisar dari 0,24 hingga 0,30 mmol/mol dan terdiri dari alkana C2-C4, aromatik (terutama benzena), propena, dan senyawa yang mengandung sulfur (tiofena). Nilai 40Ar/36Ar konsisten dengan udara (295,5), meskipun sampel EM35 (kubah BdM) memiliki nilai 304, menunjukkan sedikit kelebihan 40Ar. Rasio δ15N lebih tinggi daripada udara (hingga +1,98% vs. Udara), sedangkan nilai δ13C-CO2 berkisar antara -0,93 hingga 0,44% vs. V-PDB. Nilai R/Ra (setelah dikoreksi untuk polusi udara menggunakan rasio 4He/20Ne) berada antara 1,66 dan 1,94, menunjukkan adanya sebagian besar He mantel. Dengan menggabungkan isotop helium dengan CO2 dan isotop stabilnya 22, sumber emisi di BdM dapat diklarifikasi lebih lanjut. Pada peta CO2 untuk CO2/3He versus δ13C (Gambar 6), komposisi gas BdM dibandingkan dengan komposisi gas mantel. Fumarol Ischia, Campi Flegrei, dan Somma-Vesuvius. Gambar 6 juga melaporkan garis pencampuran teoretis antara tiga sumber karbon berbeda yang mungkin terlibat dalam produksi gas BdM: lelehan yang berasal dari mantel terlarut, sedimen kaya organik, dan karbonat. Sampel BdM berada pada garis pencampuran yang digambarkan oleh tiga gunung berapi Campania, yaitu pencampuran antara gas mantel (yang diasumsikan sedikit diperkaya karbon dioksida relatif terhadap MORB klasik untuk tujuan menyesuaikan data) dan reaksi yang disebabkan oleh dekarbonisasi kerak bumi. Batuan gas yang dihasilkan.
Garis hibrida antara komposisi mantel dan anggota ujung batugamping serta sedimen organik dilaporkan untuk perbandingan. Kotak-kotak mewakili area fumarol Ischia, Campi Flegrei dan Somma-Vesvius 59, 60, 61. Sampel BdM berada dalam tren campuran gunung berapi Campania. Gas anggota ujung dari garis campuran berasal dari sumber mantel, yaitu gas yang dihasilkan oleh reaksi dekarburisasi mineral karbonat.
Penampang seismik L1 dan L2 (Gambar 1b dan 7) menunjukkan transisi antara BdM dan sekuens stratigrafi distal dari wilayah vulkanik Somma-Vesuvius (L1, Gambar 7a) dan Campi Flegrei (L2, Gambar 7b). BdM dicirikan oleh keberadaan dua formasi seismik utama (MS dan PS pada Gambar 7). Lapisan atas (MS) menunjukkan reflektor subparalel dengan amplitudo tinggi hingga sedang dan kontinuitas lateral (Gambar 7b,c). Lapisan ini mencakup sedimen laut yang terseret oleh sistem Glasial Maksimum Terakhir (LGM) dan terdiri dari pasir dan lempung23. Lapisan PS di bawahnya (Gambar 7b–d) dicirikan oleh fase kacau hingga transparan dalam bentuk kolom atau jam pasir. Bagian atas sedimen PS membentuk gundukan dasar laut (Gambar 7d). Geometri seperti diapir ini menunjukkan intrusi material transparan PS ke dalam endapan MS paling atas. Pengangkatan bertanggung jawab atas pembentukan lipatan dan sesar. yang mempengaruhi lapisan MS dan sedimen masa kini di dasar laut BdM (Gambar 7b–d). Interval stratigrafi MS jelas terdelaminasi di bagian ENE dari penampang L1, sementara memutih ke arah BdM karena adanya lapisan jenuh gas (GSL) yang ditutupi oleh beberapa lapisan internal dari rangkaian MS (Gambar 7a). Inti gravitasi yang dikumpulkan di bagian atas BdM yang sesuai dengan lapisan seismik transparan menunjukkan bahwa 40 cm teratas terdiri dari pasir yang diendapkan baru-baru ini hingga saat ini; )24,25 dan fragmen batu apung dari letusan eksplosif Campi Flegrei dari “Naples Yellow Tuff” (14,8 ka)26. Fase transparan lapisan PS tidak dapat dijelaskan hanya oleh proses pencampuran kacau, karena lapisan kacau yang terkait dengan tanah longsor, aliran lumpur, dan aliran piroklastik yang ditemukan di luar BdM di Teluk Napoli bersifat buram secara akustik21,23,24. Kami menyimpulkan bahwa fasies seismik PS BdM yang diamati serta penampakan lapisan PS singkapan bawah laut (Gambar 7d) mencerminkan pengangkatan gas alam.
(a) Profil seismik jalur tunggal L1 (jejak navigasi pada Gambar 1b) menunjukkan susunan spasial berbentuk kolom (pagoda). Pagoda tersebut terdiri dari endapan batu apung dan pasir yang kacau. Lapisan jenuh gas yang ada di bawah pagoda menghilangkan kontinuitas formasi yang lebih dalam. (b) Profil seismik saluran tunggal L2 (jejak navigasi pada Gambar 1b), menyoroti pengikisan dan deformasi gundukan dasar laut, endapan laut (MS), dan endapan pasir batu apung (PS). (c) Detail deformasi pada MS dan PS dilaporkan pada (c,d). Dengan asumsi kecepatan 1580 m/s pada sedimen paling atas, 100 m/s mewakili sekitar 80 m pada skala vertikal.
Karakteristik morfologi dan struktur BdM mirip dengan ladang hidrotermal dan hidrat gas bawah laut lainnya di seluruh dunia2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 dan sering dikaitkan dengan pengangkatan (kubah dan gundukan) dan pelepasan gas (kerucut, lubang). Kerucut dan lubang yang sejajar dengan BdM serta gundukan memanjang menunjukkan permeabilitas yang dikendalikan secara struktural (Gambar 2 dan 3). Susunan spasial gundukan, lubang, dan lubang aktif menunjukkan bahwa distribusinya sebagian dikendalikan oleh patahan tumbukan NW-SE dan NE-SW (Gambar 4b). Ini adalah arah yang disukai dari sistem patahan yang memengaruhi daerah vulkanik Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius serta Teluk Napoli. Secara khusus, struktur yang pertama mengontrol lokasi pelepasan hidrotermal dari kawah Campi Flegrei35. Oleh karena itu, kami menyimpulkan bahwa patahan dan retakan di Teluk Napoli merupakan jalur yang disukai untuk migrasi gas ke permukaan, suatu ciri khas Hal ini juga terjadi pada sistem hidrotermal yang dikendalikan secara struktural lainnya36,37. Perlu dicatat bahwa kerucut dan lubang BdM tidak selalu terkait dengan gundukan (Gambar 3a,c). Ini menunjukkan bahwa gundukan-gundukan ini tidak selalu merupakan prekursor pembentukan lubang, seperti yang disarankan oleh penulis lain untuk zona hidrat gas32,33. Kesimpulan kami mendukung hipotesis bahwa gangguan sedimen dasar laut kubah tidak selalu menyebabkan pembentukan lubang.
Ketiga emisi gas yang dikumpulkan menunjukkan ciri kimia yang khas dari fluida hidrotermal, yaitu terutama CO2 dengan konsentrasi gas pereduksi yang signifikan (H2S, CH4 dan H2) dan hidrokarbon ringan (terutama benzena dan propilena)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1). Kehadiran gas atmosfer (seperti O2), yang tidak diharapkan ada dalam emisi bawah laut, mungkin disebabkan oleh kontaminasi dari udara yang terlarut dalam air laut yang bersentuhan dengan gas yang disimpan dalam kotak plastik yang digunakan untuk pengambilan sampel, karena ROV diekstraksi dari dasar laut ke laut untuk melakukan pengambilan sampel. Sebaliknya, nilai δ15N positif dan N2/Ar yang tinggi (hingga 480) secara signifikan lebih tinggi daripada ASW (air jenuh udara) menunjukkan bahwa sebagian besar N2 dihasilkan dari sumber ekstra-atmosfer, sesuai dengan asal hidrotermal yang dominan dari gas-gas ini. Asal hidrotermal-vulkanik dari gas BdM dikonfirmasi oleh Kandungan CO2 dan He serta tanda isotopnya. Isotop karbon (δ13C-CO2 dari -0,93% hingga +0,4%) dan nilai CO2/3He (dari 1,7 × 1010 hingga 4,1 × 1010) menunjukkan bahwa sampel BdM termasuk dalam tren campuran fumarol di sekitar ujung mantel Teluk Napoli dan hubungan dekarbonisasi antara gas yang dihasilkan oleh reaksi (Gambar 6). Lebih spesifiknya, sampel gas BdM terletak di sepanjang tren pencampuran pada lokasi yang hampir sama dengan fluida dari gunung berapi Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius yang berdekatan. Mereka lebih dekat ke kerak bumi daripada fumarol Ischia, yang lebih dekat ke ujung mantel. Somma-Vesuvius dan Campi Flegrei memiliki nilai 3He/4He yang lebih tinggi (R/Ra antara 2,6 dan 2,9) daripada BdM (R/Ra antara 2,7 × 1010). 1,66 dan 1,96; Tabel S1). Hal ini menunjukkan bahwa penambahan dan akumulasi He radiogenik berasal dari sumber magma yang sama yang memberi makan gunung berapi Somma-Vesuvius dan Campi Flegrei. Tidak adanya fraksi karbon organik yang terdeteksi dalam emisi BdM menunjukkan bahwa sedimen organik tidak terlibat dalam proses pelepasan gas BdM.
Berdasarkan data yang dilaporkan di atas dan hasil dari model eksperimental struktur seperti kubah yang terkait dengan wilayah kaya gas bawah laut, tekanan gas dalam mungkin bertanggung jawab atas pembentukan kubah BdM skala kilometer. Untuk memperkirakan tekanan berlebih Pdef yang menyebabkan kubah BdM, kami menerapkan model mekanika pelat tipis33,34 dengan asumsi, dari data morfologi dan seismik yang dikumpulkan, bahwa kubah BdM adalah lembaran sublingkaran dengan jari-jari a yang lebih besar daripada endapan kental lunak yang terdeformasi. Perpindahan maksimum vertikal w dan ketebalan h dari (Gambar Tambahan S1). Pdef adalah perbedaan antara tekanan total dan tekanan statis batuan ditambah tekanan kolom air. Di BdM, jari-jarinya sekitar 2.500 m, w adalah 20 m, dan h maksimum yang diperkirakan dari profil seismik adalah sekitar 100 m. Kami menghitung Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 dari hubungan tersebut, di mana D adalah kekakuan lentur; D diberikan oleh (E h3)/[12(1 – ν2)], di mana E adalah modulus Young dari endapan, ν adalah rasio Poisson (~0,5)33. Karena sifat mekanik sedimen BdM tidak dapat diukur, kami menetapkan E = 140 kPa, yang merupakan nilai yang wajar untuk sedimen berpasir pantai 47 yang mirip dengan BdM14,24. Kami tidak mempertimbangkan nilai E yang lebih tinggi yang dilaporkan dalam literatur untuk endapan lempung berpasir (300 < E < 350.000 kPa)33,34 karena endapan BDM sebagian besar terdiri dari pasir, bukan lumpur atau lempung berpasir24. Kami memperoleh Pdef = 0,3 Pa, yang konsisten dengan perkiraan proses pengangkatan dasar laut di lingkungan cekungan hidrat gas, di mana Pdef bervariasi dari 10-2 hingga 103 Pa, dengan nilai yang lebih rendah mewakili w/a dan/atau apa yang rendah. BdM, pengurangan kekakuan akibat saturasi gas lokal pada sedimen dan/atau munculnya retakan yang sudah ada sebelumnya juga dapat berkontribusi pada kegagalan dan pelepasan gas selanjutnya, memungkinkan pembentukan struktur ventilasi yang diamati. Profil seismik pantulan yang dikumpulkan (Gambar 7) menunjukkan bahwa sedimen PS terangkat dari GSL, mendorong sedimen laut MS di atasnya, menghasilkan gundukan, lipatan, patahan, dan potongan sedimen (Gambar 7b,c). Hal ini menunjukkan bahwa batu apung berusia 14,8 hingga 12 ka telah menyusup ke lapisan MS yang lebih muda melalui proses transportasi gas ke atas. Fitur morfologi struktur BdM dapat dilihat sebagai hasil dari tekanan berlebih yang diciptakan oleh pelepasan fluida yang dihasilkan oleh GSL. Mengingat bahwa pelepasan aktif dapat dilihat dari dasar laut hingga lebih dari 170 m di bawah permukaan laut48, kami berasumsi bahwa tekanan berlebih fluida di dalam GSL melebihi 1.700 kPa. Migrasi gas ke atas dalam sedimen juga memiliki efek pembersihan. material yang terkandung dalam MS, menjelaskan keberadaan sedimen kacau dalam inti gravitasi yang diambil sampelnya di BdM25. Selanjutnya, tekanan berlebih dari GSL menciptakan sistem patahan yang kompleks (patahan poligonal pada Gambar 7b). Secara kolektif, morfologi, struktur, dan pemukiman stratigrafi ini, yang disebut sebagai "pagoda"49,50, awalnya dikaitkan dengan efek sekunder dari formasi glasial kuno, dan saat ini ditafsirkan sebagai efek dari naiknya gas31,33 atau evaporit50. Di tepi benua Campania, sedimen evaporatif langka, setidaknya dalam 3 km teratas kerak bumi. Oleh karena itu, mekanisme pertumbuhan pagoda BdM kemungkinan dikendalikan oleh naiknya gas dalam sedimen. Kesimpulan ini didukung oleh fasies seismik transparan pagoda (Gambar 7), serta data inti gravitasi seperti yang dilaporkan sebelumnya24, di mana pasir saat ini meletus dengan 'Pomici Principali'25 dan 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei.Lebih lanjut, endapan PS menginvasi dan mendeformasi lapisan MS teratas (Gambar 7d).Susunan struktural ini menunjukkan bahwa pagoda tersebut merupakan struktur yang meninggi dan bukan hanya pipa gas.Dengan demikian, dua proses utama mengatur pembentukan pagoda: a) kepadatan sedimen lunak berkurang saat gas masuk dari bawah; b) Campuran gas-sedimen naik, yang merupakan lipatan, patahan, dan retakan yang diamati yang menyebabkan endapan MS (Gambar 7). Mekanisme pembentukan serupa telah diusulkan untuk pagoda yang terkait dengan hidrat gas di Laut Scotia Selatan (Antartika). Pagoda BdM muncul berkelompok di daerah berbukit, dan jangkauan vertikalnya rata-rata 70–100 m dalam waktu tempuh dua arah (TWTT) (Gambar 7a). Karena adanya undulasi MS dan mempertimbangkan stratigrafi inti gravitasi BdM, kami menyimpulkan usia pembentukan struktur pagoda kurang dari sekitar 14–12 ka. Lebih lanjut, pertumbuhan struktur ini masih aktif (Gambar 7d) karena beberapa pagoda telah menginvasi dan mendeformasi pasir BdM masa kini di atasnya (Gambar 7d).
Kegagalan pagoda untuk melintasi dasar laut saat ini menunjukkan bahwa (a) kenaikan gas dan/atau penghentian lokal pencampuran gas-sedimen, dan/atau (b) kemungkinan aliran lateral campuran gas-sedimen tidak memungkinkan proses tekanan berlebih lokal. Menurut model teori diapir52, aliran lateral menunjukkan keseimbangan negatif antara laju pasokan campuran lumpur-gas dari bawah dan laju pergerakan pagoda ke atas. Pengurangan laju pasokan mungkin terkait dengan peningkatan kepadatan campuran karena hilangnya pasokan gas. Hasil yang dirangkum di atas dan kenaikan pagoda yang dikendalikan oleh daya apung memungkinkan kita untuk memperkirakan tinggi kolom udara hg. Daya apung diberikan oleh ΔP = hgg (ρw – ρg), di mana g adalah gravitasi (9,8 m/s2) dan ρw dan ρg masing-masing adalah kepadatan air dan gas. ΔP adalah jumlah dari Pdef yang dihitung sebelumnya dan tekanan litostatik Plith dari lempeng sedimen. yaitu ρsg h, di mana ρs adalah densitas sedimen. Dalam hal ini, nilai hg yang dibutuhkan untuk daya apung yang diinginkan diberikan oleh hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Dalam BdM, kita menetapkan Pdef = 0,3 Pa dan h = 100 m (lihat di atas), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg dapat diabaikan karena ρw ≫ρg. Kita mendapatkan hg = 245 m, nilai yang mewakili kedalaman dasar GSL. ΔP adalah 2,4 MPa, yang merupakan tekanan berlebih yang dibutuhkan untuk memecah dasar laut BdM dan membentuk lubang ventilasi.
Komposisi gas BdM konsisten dengan sumber mantel yang diubah oleh penambahan fluida yang terkait dengan reaksi dekarbonisasi batuan kerak (Gambar 6). Penyelarasan kasar timur-barat dari kubah BdM dan gunung berapi aktif seperti Ischia, Campi Flegre, dan Soma-Vesuvius, bersama dengan komposisi gas yang dipancarkan, menunjukkan bahwa gas yang dipancarkan dari mantel di bawah seluruh wilayah vulkanik Napoli tercampur. Semakin banyak fluida kerak bergerak dari barat (Ischia) ke timur (Somma-Vesuvius) (Gambar 1b dan 6).
Kami menyimpulkan bahwa di Teluk Napoli, beberapa kilometer dari pelabuhan Napoli, terdapat struktur seperti kubah selebar 25 km2 yang dipengaruhi oleh proses pelepasan gas aktif dan disebabkan oleh penempatan pagoda dan gundukan. Saat ini, tanda-tanda BdM menunjukkan bahwa turbulensi non-magmatik53 mungkin mendahului vulkanisme embrionik, yaitu pelepasan awal magma dan/atau fluida termal. Kegiatan pemantauan harus diimplementasikan untuk menganalisis evolusi fenomena dan untuk mendeteksi sinyal geokimia dan geofisika yang menunjukkan potensi gangguan magmatik.
Profil kolom air akustik (2D) diperoleh selama pelayaran SAFE_2014 (Agustus 2014) di kapal riset R/V Urania (CNR) oleh Institut Dewan Riset Nasional untuk Lingkungan Laut Pesisir (IAMC). Pengambilan sampel akustik dilakukan dengan menggunakan echo sounder pemisah berkas ilmiah Simrad EK60 yang beroperasi pada 38 kHz. Data akustik direkam dengan kecepatan rata-rata sekitar 4 km. Citra echo sounder yang dikumpulkan digunakan untuk mengidentifikasi pelepasan fluida dan secara akurat menentukan lokasinya di area pengumpulan (antara 74 dan 180 m di bawah permukaan laut). Parameter fisik dan kimia dalam kolom air diukur menggunakan probe multiparameter (konduktivitas, suhu, dan kedalaman, CTD). Data dikumpulkan menggunakan probe CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) dan diproses menggunakan perangkat lunak SBED-Win32 (Seasave, versi 7.23.2). Inspeksi visual dasar laut dilakukan menggunakan ROV “Pollux III” (GEItaliana). perangkat (kendaraan yang dioperasikan dari jarak jauh) dengan dua kamera (definisi rendah dan tinggi).
Akuisisi data multibeam dilakukan menggunakan sistem sonar multibeam Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Sistem ini terhubung ke sistem penentuan posisi global diferensial untuk memastikan kesalahan sub-metrik dalam penentuan posisi beam. Pulsa akustik memiliki frekuensi 100 KHz, pulsa tembak 150° derajat, dan bukaan total 400 beam. Profil kecepatan suara diukur dan diterapkan secara real-time selama akuisisi. Data diproses menggunakan perangkat lunak PDS2000 (Reson-Thales) sesuai dengan standar Organisasi Hidrografi Internasional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) untuk navigasi dan koreksi pasang surut. Pengurangan noise akibat lonjakan instrumen yang tidak disengaja dan pengecualian beam berkualitas buruk dilakukan dengan alat pengeditan band dan de-spiking. Deteksi kecepatan suara kontinu dilakukan oleh stasiun lunas yang terletak di dekat transduser multibeam dan mengakuisisi serta menerapkan profil kecepatan suara real-time di kolom air setiap 6-8 jam untuk memberikan Kecepatan suara waktu nyata untuk pengarahan berkas yang tepat. Seluruh dataset terdiri dari sekitar 440 km2 (kedalaman 0-1200 m). Data tersebut digunakan untuk menyediakan model medan digital (DTM) resolusi tinggi yang dicirikan oleh ukuran sel grid 1 m. DTM akhir (Gambar 1a) dibuat dengan data medan (>0 m di atas permukaan laut) yang diperoleh pada ukuran sel grid 20 m oleh Institut Geo-Militer Italia.
Profil data seismik saluran tunggal beresolusi tinggi sepanjang 55 kilometer, yang dikumpulkan selama pelayaran laut aman pada tahun 2007 dan 2014, mencakup area seluas kurang lebih 113 kilometer persegi, keduanya dilakukan di atas kapal riset R/V Urania. Profil Marisk (misalnya, profil seismik L1, Gambar 1b) diperoleh dengan menggunakan sistem boomer IKB-Seistec. Unit akuisisi terdiri dari katamaran 2,5 m tempat sumber dan penerima ditempatkan. Tanda tangan sumber terdiri dari puncak positif tunggal yang dicirikan dalam rentang frekuensi 1-10 kHz dan memungkinkan untuk memecahkan reflektor yang dipisahkan oleh 25 cm. Profil seismik aman diperoleh menggunakan sumber seismik Geospark multi-tip 1,4 Kj yang dihubungkan dengan perangkat lunak Geotrace (Sistem Survei Geo Marine). Sistem ini terdiri dari katamaran yang berisi sumber 1–6,02 KHz yang menembus hingga 400 milidetik ke dalam sedimen lunak di bawah dasar laut, dengan Resolusi vertikal teoritis sebesar 30 cm. Baik perangkat Safe maupun Marsik diperoleh dengan laju 0,33 tembakan/detik dengan kecepatan kapal <3 Kn. Data diproses dan disajikan menggunakan perangkat lunak Geosuite Allworks dengan alur kerja berikut: koreksi dilatasi, peredaman kolom air, penyaringan IIR bandpass 2-6 KHz, dan AGC.
Gas dari fumarol bawah laut dikumpulkan di dasar laut menggunakan kotak plastik yang dilengkapi dengan diafragma karet di sisi atasnya, yang diletakkan terbalik oleh ROV di atas lubang ventilasi. Setelah gelembung udara yang masuk ke dalam kotak sepenuhnya menggantikan air laut, ROV dikembalikan ke kedalaman 1 m, dan penyelam memindahkan gas yang terkumpul melalui septum karet ke dalam dua labu kaca 60 mL yang telah dikosongkan sebelumnya dan dilengkapi dengan keran Teflon, di mana salah satunya diisi dengan 20 mL larutan NaOH 5N (labu tipe Gegenbach). Spesies gas asam utama (CO2 dan H2S) dilarutkan dalam larutan basa, sedangkan spesies gas dengan kelarutan rendah (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 dan hidrokarbon ringan) disimpan di ruang kepala botol sampel. Gas anorganik dengan kelarutan rendah dianalisis dengan kromatografi gas (GC) menggunakan Shimadzu 15A yang dilengkapi dengan kolom saringan molekuler 5A sepanjang 10 m dan detektor konduktivitas termal. (TCD) 54. Argon dan O2 dianalisis menggunakan kromatograf gas Thermo Focus yang dilengkapi dengan kolom saringan molekuler kapiler sepanjang 30 m dan TCD. Metana dan hidrokarbon ringan dianalisis menggunakan kromatograf gas Shimadzu 14A yang dilengkapi dengan kolom baja tahan karat sepanjang 10 m yang diisi dengan Chromosorb PAW 80/100 mesh, dilapisi dengan 23% SP 1700 dan detektor ionisasi nyala (FID). Fase cair digunakan untuk analisis 1) CO2, as, dititrasi dengan larutan HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) dan 2) H2S, as, setelah oksidasi dengan 5 mL H2O2 (33%), dengan kromatografi ion (IC) (Wantong 761). Kesalahan analitis titrasi, analisis GC dan IC kurang dari 5%. Setelah prosedur ekstraksi dan pemurnian standar untuk campuran gas, 13C/12C CO2 (dinyatakan sebagai δ13C-CO2% dan V-PDB) dianalisis menggunakan spektrometer massa Finningan Delta S55,56. Standar yang digunakan untuk memperkirakan presisi eksternal adalah marmer Carrara dan San Vincenzo (internal), NBS18 dan NBS19 (internasional), sedangkan kesalahan analitis dan reprodusibilitas masing-masing adalah ±0,05% dan ±0,1%.
Nilai δ15N (dinyatakan sebagai % vs. Udara) dan 40Ar/36Ar ditentukan menggunakan kromatograf gas (GC) Agilent 6890 N yang dihubungkan ke spektrometer massa aliran kontinu Finnigan Delta plusXP. Kesalahan analisisnya adalah: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Rasio isotop He (dinyatakan sebagai R/Ra, di mana R adalah 3He/4He yang diukur dalam sampel dan Ra adalah rasio yang sama di atmosfer: 1,39 × 10−6)57 ditentukan di laboratorium INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He, dan 20Ne ditentukan menggunakan spektrometer massa kolektor ganda (Helix SFT-GVI)58 setelah pemisahan He dan Ne. Kesalahan analisis ≤ 0,3%. Nilai blanko tipikal untuk He dan Ne adalah <10-14 dan <10-16 mol, masing-masing.
Cara mengutip artikel ini: Passaro, S. dkk. Pengangkatan dasar laut yang didorong oleh proses pelepasan gas mengungkapkan aktivitas vulkanik yang sedang berkembang di sepanjang pantai. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologi dan biologi rembesan dan lubang hidrokarbon dasar laut modern dan kuno: sebuah pengantar. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Kejadian global hidrat gas. Dalam Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidrat gas alam: Kejadian, distribusi dan deteksi. Monograf Geofisika American Geophysical Union 124, 2001).
Fisher, AT. Kendala geofisika pada sirkulasi hidrotermal. Dalam: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Laporan Lokakarya Durham, Transfer Energi dan Massa dalam Sistem Hidrotermal Laut, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktur dan dinamika sistem hidrotermal punggung tengah samudra. Sains 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Pandangan terkini tentang sumber daya hidrat gas. energi. dan lingkungan. sains. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Struktur internal dan sejarah erupsi sistem gunung lumpur skala kilometer di Laut Kaspia Selatan. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. dkk. Ciri-ciri dasar laut yang terkait dengan rembesan hidrokarbon dari gundukan lumpur karbonat perairan dalam di Teluk Cadiz: dari aliran lumpur ke sedimen karbonat. Geografi Maret. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Representasi seismik 3D dari pipa pembuangan fluida skala kilometer di lepas pantai Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Karakteristik aliran fluida dalam sistem pipa minyak dan gas: Apa yang dapat kita pelajari tentang evolusi cekungan? Geologi Maret. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evolusi vertikal struktur pelepasan fluida Neogen Kuarter dalam kaitannya dengan fluks gas di Cekungan Kongo Bawah, lepas pantai Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY dkk. Aktivitas hidrotermal dan tektonik di Danau Yellowstone utara, Wyoming. Geologi. Partai Sosialis. Ya. Buletin 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Cekungan Tyrrhenian dan Busur Apennine: Hubungan Kinematik Sejak Akhir Totonian. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia dkk. Struktur tektonik dan kerak bumi di tepi benua Campania: hubungan dengan aktivitas vulkanik. mineral. gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Peran relatif tektonik rift dan proses pengangkatan magmatik: inferensi dari data geofisika, struktural, dan geokimia di wilayah vulkanik Napoli (Italia selatan). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanisme pergerakan kerak bumi vertikal baru-baru ini di kawah Campi Flegrei di Italia selatan.geologi.Partai Sosialis.Ya.Spesifikasi.263, hlm. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformasi tanah jangka pendek dan seismisitas di kawah Campi Flegrei yang bersarang (Italia): contoh pemulihan massa aktif di daerah padat penduduk. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., dan Saccorotti, G. Asal usul hidrotermal dari aktivitas 4D jangka panjang yang berkelanjutan di kompleks vulkanik Campi Flegrei di Italia. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. dan Mastrolorenzo, G. Diferensiasi cepat dalam reservoir magmatik mirip sill: studi kasus dari kawah Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR dkk. Rangkaian waktu InSAR, analisis korelasi, dan pemodelan korelasi waktu mengungkapkan kemungkinan keterkaitan Campi Flegrei dan Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struktur dan struktur stratigrafi dari bagian pertama graben Tyrrhenian (Teluk Napoli, Italia). Fisika Konstruktif 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Sumber karbon dalam gas abu vulkanik dari Kepulauan Busur. Geologi Kimia. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafi Ngarai Dohrn: Respons terhadap penurunan permukaan laut dan pengangkatan tektonik di landas kontinental luar (tepi Tyrrhenian Timur, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).