Terima kasih kerana melayari Nature.com. Versi pelayar yang anda gunakan mempunyai sokongan CSS yang terhad. Untuk pengalaman terbaik, kami mengesyorkan anda menggunakan pelayar yang dikemas kini (atau mematikan mod keserasian dalam Internet Explorer). Sementara itu, untuk memastikan sokongan berterusan, kami akan memaparkan laman web tanpa gaya dan JavaScript.
Kami melaporkan bukti pengangkatan dasar laut yang aktif dan pelepasan gas beberapa kilometer dari luar pesisir dari pelabuhan Naples (Itali). Tanda bonggol, gundukan dan kawah adalah ciri dasar laut. Formasi ini mewakili bahagian atas struktur kerak bumi cetek, termasuk pagoda, sesar dan lipatan yang mempengaruhi dasar laut hari ini. Ia merekodkan kenaikan, tekanan dan pembebasan helium dan karbon dioksida dalam tindak balas penyahkarbonan cair mantel dan batuan kerak bumi. Gas-gas ini mungkin serupa dengan gas yang membekalkan sistem hidroterma Ischia, Campi Flegre dan Soma-Vesuvius, menunjukkan sumber mantel bercampur dengan bendalir kerak bumi di bawah Teluk Naples. Pengembangan dan pecahan dasar laut yang disebabkan oleh proses pengangkatan dan tekanan gas memerlukan tekanan lampau 2-3 MPa. Pengangkatan dasar laut, sesar dan pelepasan gas adalah manifestasi pergolakan bukan gunung berapi yang mungkin menandakan letusan dasar laut dan/atau letupan hidroterma.
Pelepasan hidroterma (air panas dan gas) laut dalam merupakan ciri umum bagi rabung tengah lautan dan margin plat konvergen (termasuk bahagian arka pulau yang tenggelam), manakala pelepasan sejuk hidrat gas (klatrat) sering menjadi ciri pelantar benua dan margin pasif1, 2,3,4,5. Kejadian pelepasan hidroterma dasar laut di kawasan pantai membayangkan sumber haba (takungan magma) dalam kerak benua dan/atau mantel. Pelepasan ini mungkin mendahului pendakian magma melalui lapisan paling atas kerak Bumi dan memuncak dalam letusan dan penempatan gunung berapi bawah laut6. Oleh itu, pengenalpastian (a) morfologi yang berkaitan dengan ubah bentuk dasar laut aktif dan (b) pelepasan gas berhampiran kawasan pantai yang berpenduduk seperti kawasan gunung berapi Naples di Itali (~1 juta penduduk) adalah penting untuk menilai kemungkinan gunung berapi. Letusan cetek. Tambahan pula, walaupun ciri morfologi yang berkaitan dengan pelepasan gas hidroterma atau hidrat laut dalam agak diketahui kerana sifat geologi dan biologinya, pengecualiannya adalah ciri morfologi yang berkaitan dengan perairan yang lebih cetek, kecuali yang berlaku di Tasik In 12, terdapat sedikit rekod. Di sini, kami membentangkan data batimetrik, seismik, turus air dan geokimia baharu untuk kawasan bawah air, kompleks secara morfologi dan struktur yang terjejas oleh pelepasan gas di Teluk Naples (Itali Selatan), kira-kira 5 km dari pelabuhan Naples. Data ini dikumpulkan semasa pelayaran SAFE_2014 (Ogos 2014) di atas R/V Urania. Kami menerangkan dan mentafsir struktur dasar laut dan bawah permukaan tempat pelepasan gas berlaku, menyiasat sumber bendalir pengudaraan, mengenal pasti dan mencirikan mekanisme yang mengawal kenaikan gas dan ubah bentuk yang berkaitan, dan membincangkan impak vulkanologi.
Teluk Naples membentuk margin barat Plio-Kuaternari, lekukan tektonik Campania yang memanjang dari Barat Laut-Tenggara13,14,15. Barat Laut Ischia (kira-kira 150-1302 Masihi), kawah Campi Flegre (kira-kira 300-1538) dan Soma-Vesuvius (dari <360-1944). Susunan ini membataskan teluk di utara Masihi)15, manakala selatan bersempadan dengan Semenanjung Sorrento (Rajah 1a). Teluk Naples terjejas oleh sesar ketara Timur Laut-Barat Daya dan sekunder Barat Laut-Tenggara (Rajah 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius dicirikan oleh manifestasi hidroterma, ubah bentuk tanah, dan seismisitas cetek16,17,18 (contohnya, peristiwa bergelora di Campi Flegrei pada tahun 1982-1984, dengan peningkatan 1.8 m dan beribu-ribu gempa bumi). Kajian terbaru19,20 mencadangkan bahawa mungkin terdapat kaitan antara dinamik Soma-Vesuvius dan Campi Flegre, yang mungkin dikaitkan dengan takungan magma tunggal yang 'dalam'. Aktiviti gunung berapi dan ayunan paras laut dalam 36 ka terakhir Campi Flegrei dan 18 ka Somma Vesuvius mengawal sistem sedimen Teluk Naples. Paras laut rendah pada maksimum glasier terakhir (18 ka) menyebabkan regresi sistem sedimen cetek luar pesisir, yang kemudiannya diisi oleh peristiwa transgresif semasa Pleistosen Akhir-Holosen. Pelepasan gas dasar laut telah dikesan di sekitar pulau Ischia dan di luar pantai Campi Flegre dan berhampiran Gunung Soma-Vesuvius (Rajah 1b).
(a) Susunan morfologi dan struktur pelantar benua dan Teluk Naples 15, 23, 24, 48. Titik-titik merupakan pusat letusan dasar laut utama; garisan merah mewakili sesar utama.(b) Batimetri Teluk Naples dengan lubang udara bendalir yang dikesan (titik-titik) dan jejak garisan seismik (garisan hitam). Garisan kuning merupakan trajektori garisan seismik L1 dan L2 yang dilaporkan dalam Rajah 6. Sempadan struktur seperti kubah Banco della Montagna (BdM) ditanda dengan garis putus-putus biru dalam (a,b). Petak kuning menandakan lokasi profil lajur air akustik, dan bingkai CTD-EMBlank, CTD-EM50 dan ROV dilaporkan dalam Rajah 5. Bulatan kuning menandakan lokasi pelepasan gas persampelan, dan komposisinya ditunjukkan dalam Jadual S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) menggunakan grafik yang dihasilkan oleh Surfer® 13.
Berdasarkan data yang diperoleh semasa pelayaran SAFE_2014 (Ogos 2014) (lihat Kaedah), Model Rupa Bumi Digital (DTM) baharu Teluk Naples dengan resolusi 1 m telah dibina. DTM menunjukkan bahawa dasar laut di selatan Pelabuhan Naples dicirikan oleh permukaan yang menghadap ke selatan (cerun ≤3°) yang landai dan terganggu oleh struktur seperti kubah 5.0 × 5.3 km, yang dikenali secara tempatan sebagai Banco della Montagna (BdM). Rajah. 1a,b). BdM berkembang pada kedalaman kira-kira 100 hingga 170 meter, 15 hingga 20 meter di atas dasar laut di sekelilingnya. Kubah BdM memaparkan morfologi seperti gundukan disebabkan oleh 280 gundukan subbulatan hingga bujur (Rajah 2a), 665 kon, dan 30 lubang (Rajah 3 dan 4). Gundukan ini mempunyai ketinggian dan lilitan maksimum masing-masing 22 m dan 1,800 m. Kebulatan [C = 4π(luas/perimeter2)] gundukan berkurangan dengan peningkatan perimeter (Rajah 2b). Nisbah paksi untuk gundukan adalah antara 1 dan 6.5, dengan gundukan dengan nisbah paksi >2 menunjukkan hentakan N45°T + 15° yang diutamakan dan hentakan sekunder N105°T hingga N145°T yang lebih tersebar (Rajah 2c). Kon tunggal atau sejajar wujud pada satah BdM dan di atas gundukan (Rajah 3a,b). Susunan kon mengikut susunan gundukan tempat ia berada. Tanda bonggol biasanya terletak di dasar laut yang rata (Rajah 3c) dan kadangkala di atas gundukan. Ketumpatan ruang kon dan tanda bonggol menunjukkan bahawa penjajaran NE-SW yang dominan membatasi sempadan timur laut dan barat daya kubah BdM (Rajah 4a,b); laluan NW-SE yang kurang panjang terletak di kawasan BdM tengah.
(a) Model rupa bumi digital (saiz sel 1 m) kubah Banco della Montagna (BdM).(b) Perimeter dan kebulatan gundukan BdM.(c) Nisbah aksial dan sudut (orientasi) paksi utama elips paling sesuai yang mengelilingi gundukan. Ralat piawai model Rupa Bumi Digital ialah 0.004 m; ralat piawai perimeter dan kebulatan masing-masing ialah 4.83 m dan 0.01, dan ralat piawai nisbah dan sudut paksi masing-masing ialah 0.04 dan 3.34°.
Butiran kon, kawah, gundukan dan lubang yang dikenal pasti di kawasan BdM yang diekstrak daripada DTM dalam Rajah 2.
(a) Kon penjajaran di dasar laut yang rata; (b) kon dan kawah di gundukan langsing Barat Laut-Tenggara; (c) tanda bopeng di permukaan yang sedikit condong.
(a) Taburan ruang kawah, lubang, dan pelepasan gas aktif yang dikesan. (b) Ketumpatan ruang kawah dan lubang yang dilaporkan dalam (a) (bilangan/0.2 km2).
Kami mengenal pasti 37 pelepasan gas di kawasan BdM daripada imej pembunyi gema turus air ROV dan pemerhatian langsung dasar laut yang diperoleh semasa pelayaran SAFE_2014 pada Ogos 2014 (Rajah 4 dan 5). Anomali akustik pelepasan ini menunjukkan bentuk memanjang secara menegak yang timbul dari dasar laut, dalam julat menegak antara 12 dan kira-kira 70 m (Rajah 5a). Di sesetengah tempat, anomali akustik membentuk "kereta api" yang hampir berterusan. Gumpalan gelembung yang diperhatikan sangat berbeza: daripada aliran gelembung yang berterusan dan padat kepada fenomena jangka pendek (Filem Tambahan 1). Pemeriksaan ROV membolehkan pengesahan visual berlakunya lubang udara bendalir dasar laut dan menonjolkan bintik-bintik kecil di dasar laut, kadangkala dikelilingi oleh sedimen merah hingga oren (Rajah 5b). Dalam sesetengah kes, saluran ROV mengaktifkan semula pelepasan. Morfologi lubang udara menunjukkan bukaan bulat di bahagian atas tanpa suar dalam turus air. pH dalam turus air tepat di atas titik pelepasan menunjukkan penurunan yang ketara, menunjukkan keadaan yang lebih berasid secara setempat (Rajah 5c, d). Khususnya, pH di atas gas BdM Pelepasan pada kedalaman 75 m menurun daripada 8.4 (pada kedalaman 70 m) kepada 7.8 (pada kedalaman 75 m) (Rajah 5c), manakala tapak lain di Teluk Naples mempunyai nilai pH antara 0 dan 160 m dalam selang kedalaman antara 8.3 dan 8.5 (Rajah 5d). Perubahan ketara dalam suhu dan kemasinan air laut kurang berlaku di dua tapak di dalam dan di luar kawasan BdM di Teluk Naples. Pada kedalaman 70 m, suhu ialah 15 °C dan kemasinan adalah kira-kira 38 PSU (Rajah 5c,d). Pengukuran pH, suhu dan kemasinan menunjukkan: a) penyertaan cecair berasid yang berkaitan dengan proses penyahgas BdM dan b) ketiadaan atau pelepasan cecair terma dan air garam yang sangat perlahan.
(a) Tetingkap pemerolehan profil lajur air akustik (ekometer Simrad EK60). Jalur hijau menegak sepadan dengan suar gas yang dikesan pada pelepasan bendalir EM50 (kira-kira 75 m di bawah paras laut) yang terletak di kawasan BdM; isyarat multipleks dasar dan dasar laut juga ditunjukkan (b) yang dikumpulkan dengan kenderaan kawalan jauh di kawasan BdM. Foto tunggal menunjukkan kawah kecil (bulatan hitam) yang dikelilingi oleh sedimen merah hingga jingga. (c,d) Data CTD prob berbilang parameter yang diproses menggunakan perisian SBED-Win32 (Seasave, versi 7.23.2). Corak parameter terpilih (kemasinan, suhu, pH dan oksigen) lajur air di atas pelepasan bendalir EM50 (panel c) dan di luar panel kawasan pelepasan Bdm (d).
Kami telah mengumpul tiga sampel gas dari kawasan kajian antara 22 dan 28 Ogos 2014. Sampel-sampel ini menunjukkan komposisi yang serupa, didominasi oleh CO2 (934-945 mmol/mol), diikuti oleh kepekatan N2 yang berkaitan (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) dan H2S (0.10 mmol/mol) -0.44 mmol/mol), manakala H2 dan He kurang banyak (masing-masing <0.052 dan <0.016 mmol/mol) (Rajah 1b; Jadual S1, Filem Tambahan 2). Kepekatan O2 dan Ar yang agak tinggi juga diukur (masing-masing sehingga 3.2 dan 0.18 mmol/mol). Jumlah hidrokarbon ringan adalah antara 0.24 hingga 0.30 mmol/mol dan terdiri daripada alkana C2-C4, aromatik (terutamanya benzena), propena dan sebatian yang mengandungi sulfur (tiofena). Nilai 40Ar/36Ar adalah konsisten dengan nilai udara. (295.5), walaupun sampel EM35 (kubah BdM) mempunyai nilai 304, menunjukkan sedikit lebihan 40Ar. Nisbah δ15N adalah lebih tinggi daripada udara (sehingga +1.98% vs. Udara), manakala nilai δ13C-CO2 adalah antara -0.93 hingga 0.44% vs. V-PDB. Nilai R/Ra (selepas membetulkan pencemaran udara menggunakan nisbah 4He/20Ne) adalah antara 1.66 dan 1.94, menunjukkan kehadiran sebahagian besar mantel He. Dengan menggabungkan isotop helium dengan CO2 dan isotop stabilnya 22, sumber pelepasan dalam BdM dapat dijelaskan dengan lebih lanjut. Dalam peta CO2 untuk CO2/3He berbanding δ13C (Rajah 6), komposisi gas BdM dibandingkan dengan fumarol Ischia, Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius. Rajah 6 juga melaporkan pencampuran teori. garisan antara tiga sumber karbon berbeza yang mungkin terlibat dalam penghasilan gas BdM: lelehan terlarut yang berasal dari mantel, sedimen kaya organik dan karbonat. Sampel BdM jatuh pada garisan pencampuran yang digambarkan oleh tiga gunung berapi Campania, iaitu pencampuran antara gas mantel (yang dianggap sedikit diperkaya dengan karbon dioksida berbanding dengan MORB klasik untuk tujuan pemadanan data) dan tindak balas yang disebabkan oleh penyahkarbonan kerak bumi. Batuan gas yang terhasil.
Garisan hibrid antara komposisi mantel dan ahli hujung batu kapur dan sedimen organik dilaporkan untuk perbandingan. Kotak mewakili kawasan fumarol Ischia, Campi Flegrei dan Somma-Vesvius 59, 60, 61. Sampel BdM berada dalam aliran campuran gunung berapi Campania. Gas ahli hujung garisan campuran adalah dari sumber mantel, iaitu gas yang dihasilkan oleh tindak balas penyahkarbonan mineral karbonat.
Keratan seismik L1 dan L2 (Rajah 1b dan 7) menunjukkan peralihan antara BdM dan jujukan stratigrafi distal kawasan gunung berapi Somma-Vesuvius (L1, Rajah 7a) dan Campi Flegrei (L2, Rajah 7b). BdM dicirikan oleh kehadiran dua formasi seismik utama (MS dan PS dalam Rajah 7). Yang teratas (MS) menunjukkan pemantul subselari dengan amplitud tinggi hingga sederhana dan kesinambungan lateral (Rajah 7b,c). Lapisan ini merangkumi sedimen marin yang diseret oleh sistem Maksimum Glasier Terakhir (LGM) dan terdiri daripada pasir dan tanah liat23. Lapisan PS di bawahnya (Rajah 7b–d) dicirikan oleh fasa huru-hara hingga lutsinar dalam bentuk lajur atau jam pasir. Bahagian atas sedimen PS membentuk gundukan dasar laut (Rajah 7d). Geometri seperti diapir ini menunjukkan pencerobohan bahan lutsinar PS ke dalam mendapan MS paling atas. Uplift bertanggungjawab untuk pembentukan lipatan dan sesar yang mempengaruhi lapisan MS dan mendapan dasar laut BdM pada masa kini yang meliputinya (Rajah 7b–d). Selang stratigrafi MS jelas terdelaminasi di bahagian ENE bahagian L1, manakala ia memutih ke arah BdM disebabkan oleh kehadiran lapisan tepu gas (GSL) yang dilitupi oleh beberapa aras dalaman jujukan MS (Rajah 7a). Teras graviti yang terkumpul di bahagian atas BdM yang sepadan dengan lapisan seismik lutsinar menunjukkan bahawa 40 cm paling atas terdiri daripada pasir yang termendap baru-baru ini sehingga kini; )24,25 dan serpihan batu apung daripada letusan letupan Campi Flegrei di “Naples Yellow Tuff” (14.8 ka)26. Fasa lutsinar lapisan PS tidak dapat dijelaskan oleh proses pencampuran huru-hara sahaja, kerana lapisan huru-hara yang berkaitan dengan tanah runtuh, aliran lumpur dan aliran piroklastik yang terdapat di luar BdM di Teluk Naples adalah legap secara akustik21,23,24. Kami menyimpulkan bahawa fasies seismik BdM PS yang diperhatikan serta penampilan lapisan singkapan dasar laut PS (Rajah 7d) mencerminkan pengangkatan gas asli.
(a) Profil seismik trek tunggal L1 (jejak navigasi dalam Rajah 1b) menunjukkan susunan ruang kolumnar (pagoda). Pagoda terdiri daripada mendapan huru-hara batu apung dan pasir. Lapisan tepu gas yang wujud di bawah pagoda menghilangkan kesinambungan formasi yang lebih dalam. (b) Profil seismik saluran tunggal L2 (jejak navigasi dalam Rajah 1b), menonjolkan hirisan dan ubah bentuk gundukan dasar laut, marin (MS), dan mendapan pasir apung (PS). (c) Butiran ubah bentuk dalam MS dan PS dilaporkan dalam (c,d). Dengan mengandaikan halaju 1580 m/s dalam sedimen paling atas, 100 ms mewakili kira-kira 80 m pada skala menegak.
Ciri-ciri morfologi dan struktur BdM adalah serupa dengan medan hidroterma bawah laut dan hidrat gas lain di seluruh dunia2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 dan sering dikaitkan dengan pengangkatan (peti besi dan gundukan) dan Pelepasan gas (kon, lubang). Kon dan lubang sejajar BdM serta gundukan memanjang menunjukkan kebolehtelapan yang dikawal secara struktur (Rajah 2 dan 3). Susunan ruang gundukan, lubang dan lubang udara aktif menunjukkan bahawa taburannya sebahagiannya dikawal oleh rekahan hentaman Barat Laut-Tenggara dan Timur Laut-Barat Daya (Rajah 4b). Ini adalah hentakan sistem sesar yang diutamakan yang mempengaruhi kawasan gunung berapi Campi Flegrei dan Somma-Vesuvius dan Teluk Naples. Khususnya, struktur yang pertama mengawal lokasi pelepasan hidroterma dari kawah Campi Flegrei35. Oleh itu, kami menyimpulkan bahawa sesar dan rekahan di Teluk Naples mewakili laluan pilihan untuk penghijrahan gas ke permukaan, ciri yang dikongsi oleh hidroterma lain yang dikawal secara struktur. sistem36,37. Terutamanya, kon dan lubang BdM tidak selalunya dikaitkan dengan gundukan (Rajah 3a,c). Ini menunjukkan bahawa gundukan ini tidak semestinya mewakili prekursor kepada pembentukan lubang, seperti yang dicadangkan oleh penulis lain untuk zon hidrat gas32,33. Kesimpulan kami menyokong hipotesis bahawa gangguan sedimen dasar laut kubah tidak selalunya membawa kepada pembentukan lubang.
Tiga pelepasan gas yang dikumpulkan menunjukkan tanda kimia tipikal bendalir hidroterma, iaitu terutamanya CO2 dengan kepekatan gas penurun yang ketara (H2S, CH4 dan H2) dan hidrokarbon ringan (terutamanya benzena dan propilena)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Jadual S1). Kehadiran gas atmosfera (seperti O2), yang tidak dijangka hadir dalam pelepasan kapal selam, mungkin disebabkan oleh pencemaran daripada udara yang terlarut dalam air laut yang bersentuhan dengan gas yang disimpan dalam kotak plastik yang digunakan untuk pensampelan, kerana ROV diekstrak dari dasar lautan ke laut untuk memberontak. Sebaliknya, nilai δ15N positif dan N2/Ar yang tinggi (sehingga 480) jauh lebih tinggi daripada ASW (air tepu udara) menunjukkan bahawa kebanyakan N2 dihasilkan daripada sumber ekstra-atmosfera, selaras dengan asal hidroterma utama gas-gas ini. Asal hidroterma-vulkanik gas BdM disahkan oleh kandungan CO2 dan He serta isotopnya. tandatangan. Isotop karbon (δ13C-CO2 dari -0.93% hingga +0.4%) dan nilai CO2/3He (dari 1.7 × 1010 hingga 4.1 × 1010) menunjukkan bahawa sampel BdM tergolong dalam trend campuran fumarol di sekitar hujung mantel Teluk Naples dan hubungan penyahkarbonan antara gas yang dihasilkan oleh tindak balas (Rajah 6). Lebih khusus lagi, sampel gas BdM terletak di sepanjang trend pencampuran di lokasi yang hampir sama dengan bendalir dari gunung berapi Campi Flegrei dan Somma-Veusivus yang bersebelahan. Ia lebih kerak daripada fumarol Ischia, yang lebih dekat dengan hujung mantel. Somma-Vesuvius dan Campi Flegrei mempunyai nilai 3He/4He yang lebih tinggi (R/Ra antara 2.6 dan 2.9) daripada BdM (R/Ra antara 1.66 dan 1.96; Jadual S1). Ini menunjukkan bahawa penambahan dan pengumpulan Radiogenik. Dia berasal daripada sumber magma yang sama yang membekalkan gunung berapi Somma-Vesuvius dan Campi Flegrei. Ketiadaan pecahan karbon organik yang boleh dikesan dalam pelepasan BdM menunjukkan bahawa sedimen organik tidak terlibat dalam proses penyahgas BdM.
Berdasarkan data yang dilaporkan di atas dan hasil daripada model eksperimen struktur seperti kubah yang berkaitan dengan kawasan kaya gas bawah laut, tekanan gas dalam mungkin bertanggungjawab untuk pembentukan kubah BdM skala kilometer. Untuk menganggarkan tekanan lampau Pdef yang membawa kepada peti besi BdM, kami menggunakan model mekanik plat nipis33,34 dengan mengandaikan, daripada data morfologi dan seismik yang dikumpul, bahawa peti besi BdM ialah kepingan subbulatan berjejari yang lebih besar daripada deposit likat lembut yang cacat. Anjakan maksimum menegak w dan ketebalan h bagi (Rajah Tambahan S1). Pdef ialah perbezaan antara tekanan jumlah dan tekanan statik batuan ditambah tekanan turus air. Pada BdM, jejari adalah kira-kira 2,500 m, w ialah 20 m, dan h maksimum yang dianggarkan daripada profil seismik adalah kira-kira 100 m. Kami mengira Pdef 46Pdef = w64D/a4 daripada hubungan tersebut, di mana D ialah kekakuan lenturan; D diberikan oleh (E h3)/[12(1 – ν2)], di mana E ialah modulus Young bagi deposit, ν ialah nisbah Poisson (~0.5)33. Oleh kerana sifat mekanikal sedimen BdM tidak dapat diukur, kami menetapkan E = 140 kPa, yang merupakan nilai yang munasabah untuk sedimen berpasir pantai 47 sama dengan BdM14,24. Kami tidak mempertimbangkan nilai E yang lebih tinggi yang dilaporkan dalam literatur untuk deposit tanah liat berkelodak (300 < E < 350,000 kPa)33,34 kerana deposit BDM terdiri terutamanya daripada pasir, bukan kelodak atau tanah liat berkelodak24. Kami memperoleh Pdef = 0.3 Pa, yang konsisten dengan anggaran proses pengangkatan dasar laut dalam persekitaran lembangan hidrat gas, di mana Pdef berbeza dari 10-2 hingga 103 Pa, dengan nilai yang lebih rendah mewakili w/a rendah dan/atau apa. Dalam BdM, pengurangan kekakuan disebabkan oleh ketepuan gas tempatan sedimen dan/atau penampilan Rekahan sedia ada juga boleh menyumbang kepada kegagalan dan pembebasan gas yang terhasil, membolehkan pembentukan struktur pengudaraan yang diperhatikan. Profil seismik pantulan yang dikumpulkan (Rajah 7) menunjukkan bahawa sedimen PS telah terangkat dari GSL, menolak sedimen marin MS yang berada di atasnya, mengakibatkan gundukan, lipatan, sesar, dan potongan sedimen (Rajah 7b,c). Ini menunjukkan bahawa batu apung berusia 14.8 hingga 12 ka telah menceroboh ke dalam lapisan MS yang lebih muda melalui proses pengangkutan gas ke atas. Ciri-ciri morfologi struktur BdM dapat dilihat sebagai hasil daripada tekanan lampau yang dihasilkan oleh pelepasan bendalir yang dihasilkan oleh GSL. Memandangkan pelepasan aktif dapat dilihat dari dasar laut hingga lebih 170 m bsl48, kami menganggap bahawa tekanan lampau bendalir dalam GSL melebihi 1,700 kPa. Penghijrahan gas ke atas dalam sedimen juga mempunyai kesan menggosok bahan yang terkandung dalam MS, menjelaskan kehadiran sedimen huru-hara dalam teras graviti yang disampel pada BdM25. Tambahan pula, tekanan lampau GSL mewujudkan sistem rekahan kompleks (sesar poligon dalam Rajah 7b). Secara kolektif, morfologi, struktur dan pemendakan stratigrafi ini, yang dirujuk sebagai "pagoda"49,50, pada asalnya dikaitkan dengan kesan sekunder formasi glasier lama, dan kini ditafsirkan sebagai kesan peningkatan gas31,33 atau evaporit50. Di margin benua Campania, sedimen penyejatan adalah terhad, sekurang-kurangnya dalam 3 km paling atas kerak. Oleh itu, mekanisme pertumbuhan pagoda BdM berkemungkinan dikawal oleh kenaikan gas dalam sedimen. Kesimpulan ini disokong oleh fasies seismik lutsinar pagoda (Rajah 7), serta data teras graviti seperti yang dilaporkan sebelum ini24, di mana pasir masa kini meletus dengan 'Pomici Principali'25 dan 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Tambahan pula, deposit PS menyerang dan mengubah bentuk lapisan MS paling atas (Rajah 7d). Susunan struktur ini menunjukkan bahawa pagoda mewakili struktur kebangkitan dan bukan sekadar saluran paip gas. Oleh itu, Dua proses utama mengawal pembentukan pagoda: a) ketumpatan sedimen lembut berkurangan apabila gas masuk dari bawah; b) campuran gas-sedimen meningkat, iaitu lipatan, sesar dan rekahan yang diperhatikan Menyebabkan mendapan MS (Rajah 7). Mekanisme pembentukan yang serupa telah dicadangkan untuk pagoda yang berkaitan dengan hidrat gas di Laut Scotia Selatan (Antartika). Pagoda BdM muncul dalam kumpulan di kawasan berbukit, dan keluasan menegaknya purata 70–100 m dalam masa perjalanan dua hala (TWTT) (Rajah 7a). Disebabkan oleh kehadiran alun-alun MS dan mempertimbangkan stratigrafi teras graviti BdM, kami menyimpulkan bahawa usia pembentukan struktur pagoda adalah kurang daripada kira-kira 14–12 ka. Tambahan pula, pertumbuhan struktur ini masih aktif (Rajah 7d) kerana beberapa pagoda telah menyerang dan mengubah bentuk pasir BdM masa kini yang berada di atasnya (Rajah 7d).
Kegagalan pagoda untuk melintasi dasar laut masa kini menunjukkan bahawa (a) kenaikan gas dan/atau pemberhentian setempat pencampuran gas-sedimen, dan/atau (b) kemungkinan aliran lateral campuran gas-sedimen tidak membenarkan proses tekanan lampau setempat. Menurut model teori diapir52, aliran lateral menunjukkan keseimbangan negatif antara kadar bekalan campuran lumpur-gas dari bawah dan kadar di mana pagoda bergerak ke atas. Pengurangan kadar bekalan mungkin berkaitan dengan peningkatan ketumpatan campuran disebabkan oleh kehilangan bekalan gas. Keputusan yang diringkaskan di atas dan kenaikan pagoda yang dikawal oleh daya apungan membolehkan kita menganggarkan ketinggian turus udara hg. Daya apungan diberikan oleh ΔP = hgg (ρw – ρg), di mana g ialah graviti (9.8 m/s2) dan ρw dan ρg ialah ketumpatan air dan gas, masing-masing.ΔP ialah jumlah Pdef yang dikira sebelum ini dan tekanan litostatik Plith plat sedimen, iaitu ρsg h, di mana ρs ialah ketumpatan sedimen. Dalam kes ini, nilai hg yang diperlukan untuk daya apungan yang diingini diberikan oleh hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Dalam BdM, kita tetapkan Pdef = 0.3 Pa dan h = 100 m (lihat di atas), ρw = 1,030 kg/m3, ρs = 2,500 kg/m3, ρg boleh diabaikan kerana ρw ≫ρg. Kita dapat hg = 245 m, nilai yang mewakili kedalaman dasar GSL. ΔP ialah 2.4 MPa, iaitu tekanan lampau yang diperlukan untuk memecahkan dasar laut BdM dan membentuk lubang udara.
Komposisi gas BdM adalah konsisten dengan sumber mantel yang diubah oleh penambahan bendalir yang berkaitan dengan tindak balas penyahkarbonan batuan kerak (Rajah 6). Penjajaran EW kasar kubah BdM dan gunung berapi aktif seperti Ischia, Campi Flegre dan Soma-Vesuvius, berserta komposisi gas yang dipancarkan, menunjukkan bahawa gas yang dipancarkan dari mantel di bawah seluruh kawasan gunung berapi Naples bercampur. Semakin banyak bendalir kerak bergerak dari barat (Ischia) ke timur (Somma-Vesuivus) (Rajah 1b dan 6).
Kami telah membuat kesimpulan bahawa di Teluk Naples, beberapa kilometer dari pelabuhan Naples, terdapat struktur seperti kubah selebar 25 km2 yang terjejas oleh proses penyahgas aktif dan disebabkan oleh penempatan pagoda dan gundukan. Pada masa ini, tandatangan BdM menunjukkan bahawa pergolakan bukan magmatik53 mungkin mendahului gunung berapi embrionik, iaitu pelepasan awal magma dan/atau bendalir terma. Aktiviti pemantauan harus dilaksanakan untuk menganalisis evolusi fenomena dan untuk mengesan isyarat geokimia dan geofizik yang menunjukkan potensi gangguan magmatik.
Profil turus air akustik (2D) telah diperoleh semasa pelayaran SAFE_2014 (Ogos 2014) di R/V Urania (CNR) oleh Institut Alam Sekitar Marin Pantai Majlis Penyelidikan Kebangsaan (IAMC). Pensampelan akustik telah dilakukan oleh alat pembunyi gema pemisah pancaran saintifik Simrad EK60 yang beroperasi pada 38 kHz. Data akustik telah direkodkan pada kelajuan purata kira-kira 4 km. Imej echosounder yang dikumpul telah digunakan untuk mengenal pasti nyahcas bendalir dan menentukan lokasinya dengan tepat di kawasan pengumpulan (antara 74 dan 180 m bsl). Ukur parameter fizikal dan kimia dalam turus air menggunakan prob berbilang parameter (kekonduksian, suhu dan kedalaman, CTD). Data telah dikumpul menggunakan prob CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) dan diproses menggunakan perisian SBED-Win32 (Seasave, versi 7.23.2). Pemeriksaan visual dasar laut telah dilakukan menggunakan peranti ROV “Pollux III” (GEItaliana) (kenderaan yang dikendalikan dari jauh). dengan dua kamera (definisi rendah dan tinggi).
Pemerolehan data berbilang pancaran telah dilakukan menggunakan sistem sonar berbilang pancaran Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Sistem ini dihubungkan dengan sistem kedudukan global pembezaan untuk memastikan ralat sub-metrik dalam kedudukan pancaran. Denyutan akustik mempunyai frekuensi 100 KHz, denyutan tembakan 150° darjah dan keseluruhan bukaan 400 pancaran. Ukur dan gunakan profil halaju bunyi dalam masa nyata semasa pemerolehan. Data diproses menggunakan perisian PDS2000 (Reson-Thales) mengikut piawaian Pertubuhan Hidrografi Antarabangsa (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) untuk navigasi dan pembetulan pasang surut. Pengurangan hingar akibat lonjakan instrumen yang tidak disengajakan dan pengecualian pancaran berkualiti rendah telah dilakukan dengan alat penyuntingan jalur dan penyahlonjakan. Pengesanan halaju bunyi berterusan dilakukan oleh stesen lunas yang terletak berhampiran transduser berbilang pancaran dan memperoleh dan menggunakan profil halaju bunyi masa nyata dalam turus air setiap 6-8 jam untuk menyediakan halaju bunyi masa nyata untuk yang betul. stereng pancaran. Keseluruhan set data terdiri daripada kira-kira 440 km2 (kedalaman 0-1200 m). Data tersebut digunakan untuk menyediakan model rupa bumi digital (DTM) resolusi tinggi yang dicirikan oleh saiz sel grid 1 m. DTM akhir (Rajah 1a) dilakukan dengan data rupa bumi (>0 m di atas paras laut) yang diperoleh pada saiz sel grid 20 m oleh Institut Geo-Ketenteraan Itali.
Profil data seismik saluran tunggal resolusi tinggi sepanjang 55 kilometer, yang dikumpulkan semasa pelayaran laut selamat pada tahun 2007 dan 2014, meliputi kawasan seluas kira-kira 113 kilometer persegi, kedua-duanya di R/V Urania. Profil Marisk (contohnya, profil seismik L1, Rajah 1b) diperoleh dengan menggunakan sistem boomer IKB-Seistec. Unit pemerolehan terdiri daripada katamaran 2.5 m di mana sumber dan penerima diletakkan. Tandatangan sumber terdiri daripada puncak positif tunggal yang dicirikan dalam julat frekuensi 1-10 kHz dan membolehkan pemantul yang dipisahkan oleh 25 cm untuk menyelesaikannya. Profil seismik selamat diperoleh menggunakan sumber seismik Geospark berbilang hujung 1.4 Kj yang dihubungkan dengan perisian Geotrace (Sistem Tinjauan Marin Geo). Sistem ini terdiri daripada katamaran yang mengandungi sumber 1–6.02 KHz yang menembusi sehingga 400 milisaat dalam sedimen lembut di bawah dasar laut, dengan resolusi menegak teori 30 cm. Kedua-dua peranti Safe dan Marsik diperoleh pada kadar 0.33 tembakan/saat dengan halaju saluran <3 Kn. Data telah diproses dan dibentangkan menggunakan perisian Geosuite Allworks dengan aliran kerja berikut: pembetulan dilatasi, peredaman turus air, penapisan IIR jalur lulus 2-6 KHz dan AGC.
Gas dari fumarol bawah air dikumpulkan di dasar laut menggunakan kotak plastik yang dilengkapi dengan diafragma getah di bahagian atasnya, diletakkan terbalik oleh ROV di atas lubang udara. Setelah gelembung udara yang memasuki kotak menggantikan sepenuhnya air laut, ROV kembali ke kedalaman 1 m, dan penyelam memindahkan gas yang dikumpulkan melalui septum getah ke dalam dua kelalang kaca 60 mL yang telah dikosongkan terlebih dahulu yang dilengkapi dengan stopcock Teflon di mana satu diisi dengan 20 mL larutan NaOH 5N (kelalang jenis Gegenbach). Spesies gas asid utama (CO2 dan H2S) dilarutkan dalam larutan alkali, manakala spesies gas keterlarutan rendah (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 dan hidrokarbon ringan) disimpan di ruang kepala botol pensampelan. Gas keterlarutan rendah bukan organik dianalisis dengan kromatografi gas (GC) menggunakan Shimadzu 15A yang dilengkapi dengan lajur penapis molekul 5A sepanjang 10 m dan pengesan kekonduksian terma (TCD) 54. Argon dan O2 telah dianalisis menggunakan kromatografi gas Thermo Focus yang dilengkapi dengan lajur penapis molekul kapilari sepanjang 30 m dan TCD. Metana dan hidrokarbon ringan dianalisis menggunakan kromatografi gas Shimadzu 14A yang dilengkapi dengan lajur keluli tahan karat sepanjang 10 m yang diisi dengan jaringan Chromosorb PAW 80/100, disalut dengan 23% SP 1700 dan pengesan pengionan nyalaan (FID). Fasa cecair digunakan untuk analisis 1) CO2, as, yang dititrasi dengan larutan 0.5 N HCl (Metrohm Basic Titrino) dan 2) H2S, as, selepas pengoksidaan dengan 5 mL H2O2 (33%), melalui kromatografi ion (IC) (IC) (Wantong 761). Ralat analitik titrasi, GC dan analisis IC adalah kurang daripada 5%. Selepas prosedur pengekstrakan dan penulenan standard untuk campuran gas, 13C/12C CO2 (dinyatakan sebagai δ13C-CO2% dan V-PDB) dianalisis menggunakan Spektrometer jisim Finningan Delta S55,56. Piawaian yang digunakan untuk menganggarkan ketepatan luaran ialah marmar Carrara dan San Vincenzo (dalaman), NBS18 dan NBS19 (antarabangsa), manakala ralat analitik dan kebolehulangan masing-masing adalah ±0.05% dan ±0.1%.
Nilai δ15N (dinyatakan sebagai % vs. Udara) dan 40Ar/36Ar ditentukan menggunakan kromatografi gas (GC) Agilent 6890 N yang digandingkan dengan spektrometer jisim aliran berterusan Finnigan Delta plusXP. Ralat analisis ialah: δ15N±0.1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Nisbah isotop He (dinyatakan sebagai R/Ra, di mana R ialah 3He/4He yang diukur dalam sampel dan Ra ialah nisbah yang sama di atmosfera: 1.39 × 10−6)57 telah ditentukan di makmal INGV-Palermo (Itali) 3He, 4He dan 20Ne telah ditentukan menggunakan spektrometer jisim pengumpul dwi (Helix SFT-GVI)58 selepas pemisahan He dan Ne. Ralat analisis ≤ 0.3%. Kosong tipikal untuk He dan Ne masing-masing ialah <10-14 dan <10-16 mol.
Cara memetik artikel ini: Passaro, S. et al. Peningkatan dasar laut yang didorong oleh proses penyahgas mendedahkan aktiviti gunung berapi 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 moden dan kuno: pengenalan. 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 asli: Kejadian, taburan dan pengesanan. Monograf Geofizik Kesatuan Geofizik Amerika 124, 2001).
Fisher, AT Kekangan geofizik terhadap peredaran hidroterma. Dalam: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Laporan Bengkel Durham, Pemindahan Tenaga dan Jisim dalam Sistem Hidroterma Marin, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktur dan dinamik sistem hidroterma rabung tengah lautan. Sains 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Pandangan semasa tentang sumber hidrat gas.tenaga.dan alam sekitar.sains.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Struktur dalaman dan sejarah letusan sistem gunung berapi lumpur skala kilometer di Laut Kaspia Selatan. Takungan Lembangan 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Ciri-ciri dasar laut yang berkaitan dengan rembesan hidrokarbon daripada gundukan lumpur karbonat air dalam di Teluk Cadiz: daripada aliran lumpur kepada sedimen karbonat. Geografi Mac. Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Perwakilan seismik 3D saluran paip pelepasan bendalir skala kilometer di luar pesisir Namibia. Takungan Lembangan 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Ciri-ciri aliran bendalir dalam sistem saluran paip minyak dan gas: Apakah yang diberitahunya kepada kita tentang evolusi lembangan? Geologi Mac.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evolusi menegak struktur pelepasan bendalir Neogen Kuaterner berhubung kait dengan fluks gas di Lembangan Kongo Bawah, luar pesisir Angola. Geologi Mac.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY dkk. Aktiviti hidroterma dan tektonik di utara Tasik Yellowstone, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Lembangan Tyrrhenian dan Arka Apennine: Hubungan Kinematik Sejak Totonian Akhir. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Struktur tektonik dan kerak di pinggir benua Campania: hubungan dengan aktiviti gunung berapi.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Peranan relatif tektonik rekahan dan proses pengangkatan magmatik: inferens daripada data geofizik, struktur dan geokimia di kawasan gunung berapi Naples (selatan Itali). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanisme pergerakan kerak menegak terkini di kawah Campi Flegrei di selatan Itali.geologi.Parti Sosialis.Ya.Spesifikasi.263, hlm. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Ubah bentuk tanah jangka pendek dan seismikiti di kawah Campi Flegrei yang bersarang (Itali): contoh pemulihan jisim aktif di kawasan yang padat penduduknya. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., dan Saccorotti, G. Asal-usul hidroterma bagi aktiviti 4D jangka panjang yang berterusan di kompleks gunung berapi Campi Flegrei di Itali. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. dan Mastrolorenzo, G. Pembezaan pantas dalam takungan magmatik seperti ambang: kajian kes dari kawah Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Dalam siri masa SAR, analisis korelasi dan pemodelan korelasi masa mendedahkan kemungkinan gandingan Campi Flegrei dan Vesuvius.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struktur struktur dan stratigrafi separuh pertama graben Tyrrhenian (Teluk Naples, Itali). Fizik Konstruktif 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Sumber karbon dalam gas abu gunung berapi dari Island Arcs. Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Stratigrafi Ngarai Milia, A. Dohrn: Tindak balas terhadap penurunan paras laut dan pengangkatan tektonik di pelantar benua luar (margin Tyrrhenian Timur, Itali). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).