Bedankt voor uw bezoek aan Nature.com. De browserversie die u gebruikt, biedt beperkte ondersteuning voor CSS. Voor de beste ervaring raden we u aan een bijgewerkte browser te gebruiken (of de compatibiliteitsmodus in Internet Explorer uit te schakelen). Om de ondersteuning te blijven garanderen, tonen we de site in de tussentijd zonder stijlen en JavaScript.
We rapporteren bewijs van actieve opheffing van de zeebodem en gasemissies op enkele kilometers uit de kust van de haven van Napels (Italië). De zeebodem vertoont kenmerken van pockmarks, heuvels en kraters. Deze formaties vertegenwoordigen de toppen van ondiepe korststructuren, waaronder pagoda's, breuken en plooien die de zeebodem tegenwoordig beïnvloeden. Ze registreerden de stijging, drukopbouw en vrijgave van helium en kooldioxide tijdens decarbonisatiereacties van mantelsmelten en korstgesteente. Deze gassen zijn waarschijnlijk vergelijkbaar met die welke de hydrothermale systemen van Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius voeden, wat wijst op een mantelbron vermengd met korstvloeistoffen onder de Golf van Napels. Onderzeese expansie en breuken veroorzaakt door het gasopheffings- en drukopbouwproces vereisen een overdruk van 2-3 MPa. Opheffing van de zeebodem, breuken en gasemissies zijn manifestaties van niet-vulkanische opheffingen die zeebodemuitbarstingen en/of hydrothermale explosies kunnen aankondigen.
Diepzee-hydrothermale (heet water en gas) lozingen komen veel voor bij mid-oceanische ruggen en convergente plaatgrenzen (inclusief ondergedompelde delen van eilandbogen), terwijl koude lozingen van gashydraten (chlatraten) vaak kenmerkend zijn voor continentale plateaus en passieve marges1, 2,3,4,5. Het voorkomen van hydrothermale lozingen op de zeebodem in kustgebieden impliceert warmtebronnen (magmareservoirs) in de continentale korst en/of mantel. Deze lozingen kunnen voorafgaan aan de opstijging van magma door de bovenste lagen van de aardkorst en culmineren in de eruptie en plaatsing van vulkanische onderzeese bergen6. Daarom is de identificatie van (a) morfologieën die verband houden met actieve zeebodemvervorming en (b) gasemissies in de buurt van dichtbevolkte kustgebieden, zoals de vulkanische regio van Napels in Italië (~1 miljoen inwoners), cruciaal voor het beoordelen van mogelijke vulkanen. Bovendien, hoewel morfologische kenmerken die verband houden met diepzee-hydrothermale of hydraatgasemissies relatief goed Bekend vanwege hun geologische en biologische eigenschappen, vormen de uitzonderingen morfologische kenmerken die geassocieerd worden met ondieper water, behalve die welke voorkomen in Meer 12, waar relatief weinig gegevens beschikbaar zijn. Hier presenteren we nieuwe bathymetrische, seismische, waterkolom- en geochemische gegevens voor een onderwatergebied met een complexe morfologie en structuur, beïnvloed door gasemissies in de Golf van Napels (Zuid-Italië), op ongeveer 5 km van de haven van Napels. Deze gegevens werden verzameld tijdens de SAFE_2014-expeditie (augustus 2014) aan boord van het onderzoeksschip R/V Urania. We beschrijven en interpreteren de structuren op de zeebodem en in de ondergrond waar gasemissies voorkomen, onderzoeken de bronnen van de uitstromende vloeistoffen, identificeren en karakteriseren de mechanismen die de gasopstijging en de bijbehorende vervorming reguleren, en bespreken de vulkanologische gevolgen.
De Golf van Napels vormt de westelijke rand van het Plio-Quaternair, de NW-ZO langgerekte tektonische depressie van Campania13,14,15. Ten oosten van Ischia (ca. 150-1302 n.Chr.), de krater van Campi Flegrei (ca. 300-1538) en Soma-Vesuvius (van <360-1944 n.Chr.)15, terwijl de zuidelijke grens de grens vormt met het schiereiland Sorrento (Fig. 1a). De Golf van Napels wordt beïnvloed door de overheersende NE-SW en secundaire NW-SE significante breuken (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesuvius worden gekenmerkt door hydrothermale verschijnselen, bodemvervorming en ondiepe seismiciteit16,17,18 (bijvoorbeeld de turbulente gebeurtenis bij Campi Flegrei in 1982-1984, met een opheffing van 1,8 m en duizenden aardbevingen). aardbevingen). Recente studies19,20 suggereren dat er mogelijk een verband bestaat tussen de dynamiek van Soma-Vesuvius en die van Campi Flegre, wellicht geassocieerd met 'diepe' magmareservoirs. Vulkanische activiteit en zeespiegelschommelingen in de laatste 36.000 jaar van Campi Flegrei en 18.000 jaar van Soma-Vesuvius beheersten het sedimentaire systeem van de Golf van Napels. De lage zeespiegel tijdens het laatste glaciale maximum (18.000 jaar geleden) leidde tot de regressie van het ondiepe sedimentaire systeem voor de kust, dat vervolgens werd opgevuld door transgressieve gebeurtenissen tijdens het Laat-Pleistoceen-Holoceen. Onderzeese gasemissies zijn gedetecteerd rond het eiland Ischia en voor de kust van Campi Flegre en in de buurt van de Soma-Vesuvius (Fig. 1b).
(a) Morfologische en structurele arrangementen van het continentaal plat en de Golf van Napels 15, 23, 24, 48. Stippen geven de belangrijkste onderzeese eruptiecentra weer; rode lijnen representeren belangrijke breuken. (b) Bathymetrie van de Baai van Napels met gedetecteerde vloeistofopeningen (stippen) en sporen van seismische lijnen (zwarte lijnen). De gele lijnen zijn de trajecten van de seismische lijnen L1 en L2, zoals weergegeven in Figuur 6. De grenzen van de koepelvormige structuren van Banco della Montagna (BdM) zijn gemarkeerd met blauwe stippellijnen in (a,b). De gele vierkanten markeren de locaties van de akoestische waterkolomprofielen, en de CTD-EMBlank-, CTD-EM50- en ROV-frames zijn weergegeven in Figuur 5. De gele cirkel markeert de locatie van de gasontlading voor bemonstering, en de samenstelling ervan is weergegeven in Tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) gebruikt grafische elementen gegenereerd door Surfer® 13.
Op basis van gegevens verkregen tijdens de SAFE_2014-cruise (augustus 2014) (zie Methoden) is een nieuw digitaal terreinmodel (DTM) van de Golf van Napels met een resolutie van 1 m geconstrueerd. Het DTM laat zien dat de zeebodem ten zuiden van de haven van Napels wordt gekenmerkt door een licht hellend, naar het zuiden gericht oppervlak (helling ≤3°), onderbroken door een koepelvormige structuur van 5,0 × 5,3 km, plaatselijk bekend als Banco della Montagna (BdM). 1a,b). De BdM-koepel ontwikkelt zich op een diepte van ongeveer 100 tot 170 meter, 15 tot 20 meter boven de omringende zeebodem. De BdM-koepel vertoonde een heuvelachtige morfologie door 280 subcirkelvormige tot ovale heuvels (Fig. 2a), 665 kegels en 30 kuilen (Fig. 3 en 4). De heuvel heeft een maximale hoogte en omtrek van respectievelijk 22 m en 1800 m. De circulariteit [C = 4π(oppervlakte/omtrek²)] van de heuvels nam af met toenemende omtrek (Fig. 2b). De axiale verhoudingen voor de heuvels varieerden tussen 1 en 6,5, waarbij heuvels met een axiale verhouding >2 een voorkeursrichting van N45°O + 15° vertoonden en een meer verspreide secundaire richting van N105°O tot N145°O (Fig. 2c). Enkele of op een rij geplaatste kegels bevinden zich op het BdM-vlak en bovenop de heuvel (fig. 3a,b). De kegelvormige structuren volgen de oriëntatie van de heuvels waarop ze zich bevinden. Pockmarks komen vaak voor op de vlakke zeebodem (fig. 3c) en soms op heuvels. De ruimtelijke dichtheid van kegels en pockmarks laat zien dat de overheersende NE-SW-oriëntatie de noordoostelijke en zuidwestelijke grenzen van de BdM-koepel afbakent (fig. 4a,b); de minder uitgebreide NW-SE-route bevindt zich in het centrale BdM-gebied.
(a) Digitaal terreinmodel (celgrootte 1 m) van de koepel van Banco della Montagna (BdM). (b) Omtrek en rondheid van de BdM-heuvels. (c) Asverhouding en hoek (oriëntatie) van de lange as van de best passende ellips rond de heuvel. De standaardfout van het digitale terreinmodel is 0,004 m; de standaardfouten van de omtrek en rondheid zijn respectievelijk 4,83 m en 0,01, en de standaardfouten van de asverhouding en hoek zijn respectievelijk 0,04 en 3,34°.
Details van geïdentificeerde kegels, kraters, heuvels en kuilen in het BdM-gebied, afkomstig uit het DTM in Figuur 2.
(a) Uitlijningskegels op een vlakke zeebodem; (b) kegels en kraters op slanke NW-ZO-heuvels; (c) pockmarks op een licht hellend oppervlak.
(a) Ruimtelijke verdeling van gedetecteerde kraters, putten en actieve gasontladingen. (b) Ruimtelijke dichtheid van kraters en putten gerapporteerd in (a) (aantal/0,2 km²).
We hebben 37 gasvormige emissies in het BdM-gebied geïdentificeerd aan de hand van ROV-echoloodbeelden van de waterkolom en directe observaties van de zeebodem, verkregen tijdens de SAFE_2014-cruise in augustus 2014 (figuren 4 en 5). De akoestische anomalieën van deze emissies vertonen verticaal langwerpige vormen die vanaf de zeebodem opstijgen en verticaal variëren tussen 12 en ongeveer 70 m (figuur 5a). Op sommige plaatsen vormden de akoestische anomalieën een bijna continue "trein". De waargenomen bellenpluimen variëren sterk: van continue, dichte bellenstromen tot kortstondige verschijnselen (aanvullende video 1). ROV-inspectie maakt visuele verificatie van het voorkomen van vloeistofbronnen op de zeebodem mogelijk en brengt kleine putjes op de zeebodem aan het licht, soms omgeven door rode tot oranje sedimenten (figuur 5b). In sommige gevallen reactiveren ROV-kanalen de emissies. De morfologie van de bron vertoont een cirkelvormige opening aan de bovenkant zonder uitlopende rand in de waterkolom. De pH in de waterkolom net boven het lozingspunt vertoonde een significante daling, wat wijst op lokaal zuurdere omstandigheden (figuur 5b). 5c,d). In het bijzonder daalde de pH boven de BdM-gaslozing op 75 m diepte van 8,4 (op 70 m diepte) naar 7,8 (op 75 m diepte) (Fig. 5c), terwijl andere locaties in de Golf van Napels pH-waarden hadden tussen 0 en 160 m in het diepte-interval tussen 8,3 en 8,5 (Fig. 5d). Significante veranderingen in de temperatuur en het zoutgehalte van het zeewater ontbraken op twee locaties binnen en buiten het BdM-gebied van de Golf van Napels. Op een diepte van 70 m is de temperatuur 15 °C en het zoutgehalte ongeveer 38 PSU (Fig. 5c,d). Metingen van pH, temperatuur en zoutgehalte gaven aan: a) de aanwezigheid van zure vloeistoffen geassocieerd met het BdM-ontgassingsproces en b) de afwezigheid of zeer trage lozing van thermische vloeistoffen en pekel.
(a) Opnamevenster van het akoestische waterkolomprofiel (echometer Simrad EK60). Verticale groene band corresponderend met de gasfakkel gedetecteerd bij de EM50-vloeistoflozing (ongeveer 75 m onder zeeniveau) in het BdM-gebied; de multiplexsignalen van de bodem en de zeebodem worden ook weergegeven. (b) verzameld met een op afstand bestuurd voertuig in het BdM-gebied. De enkele foto toont een kleine krater (zwarte cirkel) omgeven door rood tot oranje sediment. (c,d) Multiparameter CTD-sondegegevens verwerkt met SBED-Win32-software (Seasave, versie 7.23.2). Patronen van geselecteerde parameters (saliniteit, temperatuur, pH en zuurstof) van de waterkolom boven de vloeistoflozing EM50 (paneel c) en buiten het Bdm-lozingsgebied (paneel d).
Tussen 22 en 28 augustus 2014 hebben we drie gasmonsters uit het onderzoeksgebied verzameld. Deze monsters vertoonden een vergelijkbare samenstelling, gedomineerd door CO2 (934-945 mmol/mol), gevolgd door relevante concentraties N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) en H2S (0,10 mmol/mol - 0,44 mmol/mol), terwijl H2 en He minder abundant waren (<0,052 en <0,016 mmol/mol respectievelijk) (Fig. 1b; Tabel S1, Aanvullende video 2). Relatief hoge concentraties O2 en Ar werden ook gemeten (tot respectievelijk 3,2 en 0,18 mmol/mol). De som van de lichte koolwaterstoffen varieert van 0,24 tot 0,30 mmol/mol en bestaat uit C2-C4 alkanen, aromaten (voornamelijk benzeen), propeen en zwavelhoudende verbindingen. verbindingen (thiofeen). De 40Ar/36Ar-waarde komt overeen met die van lucht (295,5), hoewel monster EM35 (BdM-koepel) een waarde van 304 heeft, wat een licht overschot aan 40Ar laat zien. De δ15N-verhouding was hoger dan die van lucht (tot +1,98% ten opzichte van lucht), terwijl de δ13C-CO2-waarden varieerden van -0,93 tot 0,44% ten opzichte van V-PDB. De R/Ra-waarden (na correctie voor luchtvervuiling met behulp van de 4He/20Ne-verhouding) lagen tussen 1,66 en 1,94, wat wijst op de aanwezigheid van een grote fractie mantel-He. Door het heliumisotoop te combineren met CO2 en het stabiele isotoop 22, kan de bron van de emissies in BdM verder worden verduidelijkt. In de CO2-kaart voor CO2/3He versus δ13C (Fig. 6) wordt de gassamenstelling van BdM vergeleken met die van Ischia. De fumarolen van Campi Flegrei en Somma-Vesuvius. Figuur 6 toont ook theoretische menglijnen tussen drie verschillende koolstofbronnen die mogelijk betrokken zijn bij de gasproductie van BdM: opgeloste, uit de mantel afkomstige smelt, organisch rijke sedimenten en carbonaten. De BdM-monsters vallen op de menglijn die wordt weergegeven door de drie vulkanen van Campania, dat wil zeggen de menging tussen mantelgassen (waarvan wordt aangenomen dat ze iets rijker zijn aan kooldioxide dan klassieke MORB's om de gegevens te kunnen fitten) en reacties veroorzaakt door decarbonisatie van de korst. Het resulterende gasgesteente.
Hybride lijnen tussen de samenstelling van de mantel en de eindcomponenten van kalksteen en organische sedimenten worden ter vergelijking weergegeven. De vakken vertegenwoordigen de fumarolengebieden van Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesvius 59, 60, 61. Het BdM-monster bevindt zich in de gemengde trend van de vulkaan Campania. Het eindcomponentgas van de gemengde lijn is afkomstig uit de mantel, namelijk het gas dat wordt geproduceerd door de ontkolingsreactie van carbonaatmineralen.
Seismische doorsneden L1 en L2 (fig. 1b en 7) tonen de overgang tussen BdM en de distale stratigrafische sequenties van de vulkanische gebieden Somma-Vesuvius (L1, fig. 7a) en Campi Flegrei (L2, fig. 7b). BdM wordt gekenmerkt door de aanwezigheid van twee belangrijke seismische formaties (MS en PS in fig. 7). De bovenste (MS) vertoont subparallelle reflectoren met een hoge tot matige amplitude en laterale continuïteit (fig. 7b,c). Deze laag bevat mariene sedimenten die door het systeem van het Laatste Glaciale Maximum (LGM) zijn meegevoerd en bestaat uit zand en klei23. De onderliggende PS-laag (fig. 7b-d) wordt gekenmerkt door een chaotische tot transparante fase in de vorm van kolommen of zandlopers. De top van de PS-sedimenten vormde heuvels op de zeebodem (fig. 7d). Deze diapirachtige geometrieën tonen de intrusie van transparant PS-materiaal in de bovenste MS-afzettingen aan. Opheffing is verantwoordelijk voor de vorming. van plooien en breuken die de MS-laag en de daarbovenliggende hedendaagse sedimenten van de BdM-zeebodem beïnvloeden (Fig. 7b–d). Het stratigrafische interval van de MS-laag is duidelijk gedelamineerd in het ENE-gedeelte van de L1-sectie, terwijl het witter wordt richting BdM door de aanwezigheid van een gasverzadigde laag (GSL) die bedekt wordt door enkele interne niveaus van de MS-sequentie (Fig. 7a). Gravitatieboringen die aan de top van de BdM zijn verzameld, overeenkomend met de transparante seismische laag, geven aan dat de bovenste 40 cm bestaat uit zand dat recent tot heden is afgezet; )24,25 en puimsteenfragmenten van de explosieve eruptie van Campi Flegrei van de "Napels Gele Tuf" (14,8 ka)26. De transparante fase van de PS-laag kan niet alleen worden verklaard door chaotische mengprocessen, omdat de chaotische lagen die geassocieerd worden met aardverschuivingen, modderstromen en pyroclastische stromen die buiten de BdM in de Golf van Napels worden gevonden, akoestisch ondoorzichtig zijn21,23,24. We concluderen dat de waargenomen BdM PS seismische facies, evenals het uiterlijk van de onderzeese PS-laag (Fig. 7d), de opheffing van aardgas weerspiegelen.
(a) Seismisch profiel L1 (navigatiespoor in figuur 1b) met één spoor, dat een kolomvormige (pagode) ruimtelijke ordening laat zien. De pagode bestaat uit chaotische afzettingen van puimsteen en zand. De met gas verzadigde laag onder de pagode verbreekt de continuïteit van de diepere formaties. (b) Seismisch profiel L2 (navigatiespoor in figuur 1b) met één kanaal, dat de insnijding en vervorming van zeebodemheuvels, mariene (MS) en puimsteenzandafzettingen (PS) benadrukt. (c) De details van de vervorming in MS en PS worden weergegeven in (c,d). Uitgaande van een snelheid van 1580 m/s in het bovenste sediment, komt 100 ms overeen met ongeveer 80 m op de verticale schaal.
De morfologische en structurele kenmerken van BdM zijn vergelijkbaar met die van andere onderzeese hydrothermale en gashydraatvelden wereldwijd2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 en worden vaak geassocieerd met opheffingen (gewelven en heuvels) en gasontladingen (kegels, putten). De kegels en putten en langwerpige heuvels die in de richting van BdM zijn uitgelijnd, duiden op structureel gecontroleerde permeabiliteit (figuren 2 en 3). De ruimtelijke ordening van heuvels, putten en actieve ventilatieopeningen suggereert dat hun verspreiding gedeeltelijk wordt bepaald door de NW-ZO en NE-ZW georiënteerde impactbreuken (figuur 4b). Dit zijn de voorkeursrichtingen van breuksystemen die de vulkanische gebieden Campi Flegrei en Somma-Vesuvius en de Golf van Napels beïnvloeden. Met name de structuur van het eerstgenoemde gebied bepaalt de locatie van de hydrothermale ontlading uit de Campi Flegrei-krater35. We concluderen daarom dat breuken en scheuren in de Golf van Napels de voorkeursroute vormen voor gasmigratie naar de oppervlak, een kenmerk dat gedeeld wordt door andere structureel gecontroleerde hydrothermale systemen36,37. Opvallend is dat BdM-kegels en -putten niet altijd geassocieerd waren met heuvels (Fig. 3a,c). Dit suggereert dat deze heuvels niet noodzakelijkerwijs voorlopers zijn van putvorming, zoals andere auteurs hebben gesuggereerd voor gashydraatzones32,33. Onze conclusies ondersteunen de hypothese dat verstoring van de sedimenten op de zeebodem van de koepel niet altijd leidt tot de vorming van putten.
De drie verzamelde gasvormige emissies vertonen chemische kenmerken die typisch zijn voor hydrothermale vloeistoffen, namelijk voornamelijk CO2 met significante concentraties reducerende gassen (H2S, CH4 en H2) en lichte koolwaterstoffen (vooral benzeen en propyleen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabel S1). De aanwezigheid van atmosferische gassen (zoals O2), die niet verwacht worden in emissies van onderzeeërs, kan te wijten zijn aan contaminatie door lucht opgelost in zeewater dat in contact komt met gassen die zijn opgeslagen in plastic dozen die worden gebruikt voor bemonstering, wanneer ROV's van de oceaanbodem naar zee worden gebracht om te graven. Daarentegen suggereren positieve δ15N-waarden en een hoge N2/Ar-verhouding (tot 480), significant hoger dan ASW (luchtverzadigd water), dat het grootste deel van de N2 afkomstig is van extra-atmosferische bronnen, in overeenstemming met de overwegende hydrothermale oorsprong van deze gassen. De hydrothermale-vulkanische oorsprong van het BdM-gas wordt bevestigd door De CO2- en He-gehalten en hun isotopische kenmerken. Koolstofisotopen (δ13C-CO2 van -0,93% tot +0,4%) en CO2/3He-waarden (van 1,7 × 10¹⁰ tot 4,1 × 10¹⁰) suggereren dat de BdM-monsters behoren tot een gemengde trend van fumarolen rond de manteleindleden van de Golf van Napels en decarbonisatie. De relatie tussen de gassen die door de reactie worden geproduceerd (Figuur 6). Meer specifiek bevinden de BdM-gasmonsters zich langs de mengtrend op ongeveer dezelfde locatie als de vloeistoffen van de nabijgelegen vulkanen Campi Flegrei en Somma-Vesuvius. Ze zijn meer korstgebonden dan de Ischia-fumarolen, die dichter bij het einde van de mantel liggen. Somma-Vesuvius en Campi Flegrei hebben hogere 3He/4He-waarden (R/Ra tussen 2,6 en 2,9) dan BdM (R/Ra tussen 1,66 en 1.96; Tabel S1). Dit suggereert dat de toevoeging en accumulatie van radiogeen He afkomstig was van dezelfde magmabron die de vulkanen Somma-Vesuvius en Campi Flegrei voedde. De afwezigheid van detecteerbare organische koolstoffracties in BdM-emissies suggereert dat organische sedimenten niet betrokken zijn bij het ontgassingsproces van BdM.
Op basis van de hierboven gerapporteerde gegevens en resultaten van experimentele modellen van koepelvormige structuren die geassocieerd worden met gasrijke gebieden onder de zeebodem, kan diepe gasdruk verantwoordelijk zijn voor de vorming van BdM-koepels van kilometerschaal. Om de overdruk Pdef te schatten die leidt tot de BdM-koepel, hebben we een dunne-plaatmechanica-model toegepast33,34, waarbij we op basis van de verzamelde morfologische en seismische gegevens aannemen dat de BdM-koepel een subcirculaire plaat is met een straal a die groter is dan een vervormde zachte viskeuze afzetting. De verticale maximale verplaatsing w en dikte h van de koepel (aanvullende figuur S1). Pdef is het verschil tussen de totale druk en de statische druk van het gesteente plus de waterkolomdruk. Bij BdM is de straal ongeveer 2500 m, w is 20 m en de maximale h, geschat op basis van het seismische profiel, is ongeveer 100 m. We berekenen Pdef = w / (D/a4) uit de relatie, waarbij D de buigstijfheid is; D wordt gegeven door (E h3)/[12(1 – ν2)], waarbij E de Young-modulus van de afzetting is en ν de Poisson-verhouding (~0,5)33. Omdat de mechanische eigenschappen van BdM-sedimenten niet kunnen worden gemeten, stellen we E = 140 kPa, wat een redelijke waarde is voor kustzandsedimenten 47 vergelijkbaar met BdM14,24. We houden geen rekening met de hogere E-waarden die in de literatuur worden gerapporteerd voor siltige kleiafzettingen (300 < E < 350.000 kPa)33,34 omdat BDM-afzettingen voornamelijk uit zand bestaan, niet uit silt of siltige klei24. We verkrijgen Pdef = 0,3 Pa, wat consistent is met schattingen van zeebodemopheffingsprocessen in gashydraatbekkenomgevingen, waar Pdef varieert van 10-2 tot 103 Pa, waarbij lagere waarden een lage w/a en/of wat vertegenwoordigen. In BdM is de stijfheid Vermindering als gevolg van lokale gasverzadiging van het sediment en/of het ontstaan ​​van reeds bestaande breuken kan ook bijdragen aan het bezwijken en de daaropvolgende gasafgifte, waardoor de waargenomen ventilatiestructuren kunnen ontstaan. De verzamelde gereflecteerde seismische profielen (Fig. 7) gaven aan dat PS-sedimenten werden opgeheven vanuit de GSL, waardoor de bovenliggende MS-mariene sedimenten omhoog werden geduwd, met als gevolg heuvels, plooien, breuken en sedimentaire insnijdingen (Fig. 7b,c). Dit suggereert dat de 14,8 tot 12 ka oude puimsteen in de jongere MS-laag is geïntrudeerd door een opwaarts gastransportproces. De morfologische kenmerken van de BdM-structuur kunnen worden gezien als het resultaat van de overdruk die is ontstaan ​​door de vloeistofafvoer van de GSL. Aangezien actieve afvoer zichtbaar is vanaf de zeebodem tot meer dan 170 m onder zeeniveau48, nemen we aan dat de vloeistofoverdruk binnen de GSL meer dan 1700 kPa bedraagt. Opwaartse migratie van gassen in de sedimenten had ook het effect van het verwijderen van materiaal in de MS. Dit verklaart de aanwezigheid van chaotische sedimenten in zwaartekrachtkernen die zijn bemonsterd op BdM25. Bovendien creëert de overdruk van de GSL een complex breuksysteem (polygonale breuk in Fig. 7b). Deze morfologie, structuur en stratigrafische zetting, gezamenlijk aangeduid als "pagodes"49,50, werden oorspronkelijk toegeschreven aan secundaire effecten van oude glaciale formaties en worden momenteel geïnterpreteerd als de effecten van opstijgend gas31,33 of evaporieten50. Aan de continentale rand van Campanië zijn evaporatieve sedimenten schaars, althans binnen de bovenste 3 km van de aardkorst. Daarom wordt het groeimechanisme van de BdM-pagodes waarschijnlijk beheerst door gasopstijging in de sedimenten. Deze conclusie wordt ondersteund door de transparante seismische facies van de pagode (Fig. 7), evenals door zwaartekrachtkerngegevens zoals eerder gerapporteerd24, waar hedendaags zand uitbarst met 'Pomici Principali'25 en 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Bovendien drongen PS-afzettingen door in de bovenste MS-laag en vervormden deze (Fig. 7d). Deze structurele opstelling suggereert dat de pagode een oprijzende structuur vertegenwoordigt en niet zomaar een gaspijpleiding. Twee hoofdprocessen bepalen dus de vorming van de pagode: a) de dichtheid van het zachte sediment neemt af naarmate gas van onderaf binnendringt; b) Het gas-sedimentmengsel stijgt op, wat de waargenomen plooiing, breukvorming en scheuring veroorzaakt die de MS-afzettingen veroorzaken (Figuur 7). Een soortgelijk vormingsmechanisme is voorgesteld voor pagoda's die geassocieerd zijn met gashydraten in de Zuid-Scotia Zee (Antarctica). BdM-pagodes verschenen in groepen in heuvelachtige gebieden, en hun verticale omvang bedroeg gemiddeld 70-100 m in tweerichtingsverkeerstijd (TWTT) (Fig. 7a). Gezien de aanwezigheid van MS-golvingen en de stratigrafie van de BdM-zwaartekrachtkern, schatten we de vormingsleeftijd van de pagodestructuren op minder dan ongeveer 14-12 ka. Bovendien is de groei van deze structuren nog steeds actief (Fig. 7d), aangezien sommige pagoda's het bovenliggende, huidige BdM-zand zijn binnengedrongen en vervormd (Fig. 7d).
Het feit dat de pagode de huidige zeebodem niet heeft bereikt, wijst erop dat (a) gasopstijging en/of lokale stopzetting van gas-sedimentmenging, en/of (b) mogelijke laterale stroming van gas-sedimentmengsel geen lokaal overdrukproces mogelijk maakt. Volgens het diapir-theoriemodel52 vertoont de laterale stroming een negatieve balans tussen de snelheid waarmee het modder-gasmengsel van onderaf wordt aangevoerd en de snelheid waarmee de pagode omhoog beweegt. De vermindering van de aanvoersnelheid kan verband houden met de toename van de dichtheid van het mengsel als gevolg van het wegvallen van de gastoevoer. De bovenstaande resultaten en de door drijfkracht gecontroleerde opstijging van de pagode stellen ons in staat de hoogte van de luchtkolom hg te schatten. De drijfkracht wordt gegeven door ΔP = hgg (ρw – ρg), waarbij g de zwaartekracht is (9,8 m/s²) en ρw en ρg respectievelijk de dichtheden van water en gas zijn. ΔP is de som van de eerder berekende Pdef en de De lithostatische druk Plith van de sedimentplaat, d.w.z. ρsg h, waarbij ρs de sedimentdichtheid is. In dit geval wordt de waarde van hg die nodig is voor het gewenste drijfvermogen gegeven door hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. In BdM stellen we Pdef = 0,3 Pa en h = 100 m (zie hierboven), ρw = 1030 kg/m³, ρs = 2500 kg/m³, ρg is verwaarloosbaar omdat ρw ≫ ρg. We krijgen hg = 245 m, een waarde die de diepte van de bodem van de GSL vertegenwoordigt. ΔP is 2,4 MPa, wat de overdruk is die nodig is om de zeebodem van BdM te breken en hydrothermale bronnen te vormen.
De samenstelling van het BdM-gas is consistent met mantelbronnen die zijn veranderd door de toevoeging van vloeistoffen die verband houden met decarbonisatiereacties van korstgesteente (Fig. 6). Ruwe oost-westoriëntaties van BdM-koepels en actieve vulkanen zoals Ischia, Campi Flegre en Somma-Vesuvius, samen met de samenstelling van de uitgestoten gassen, suggereren dat gassen die uit de mantel onder het gehele vulkanische gebied van Napels vrijkomen, gemengd zijn. Steeds meer korstvloeistoffen bewegen van west (Ischia) naar oost (Somma-Vesuvius) (Fig. 1b en 6).
We hebben geconcludeerd dat er in de Baai van Napels, een paar kilometer van de haven van Napels, een koepelvormige structuur van 25 km² groot is die wordt beïnvloed door een actief ontgassingsproces en veroorzaakt door de plaatsing van pagodes en heuvels. Momenteel suggereren BdM-signalen dat niet-magmatische turbulentie⁵³ mogelijk voorafgaat aan embryonaal vulkanisme, dat wil zeggen de vroege uitstroom van magma en/of thermische vloeistoffen. Monitoringactiviteiten moeten worden uitgevoerd om de evolutie van de verschijnselen te analyseren en om geochemische en geofysische signalen te detecteren die wijzen op mogelijke magmatische verstoringen.
Tijdens de SAFE_2014-cruise (augustus 2014) op het onderzoeksschip R/V Urania (CNR) werden akoestische waterkolomprofielen (2D) verzameld door het Nationaal Onderzoeksinstituut voor Kust- en Mariene Milieu (IAMC). De akoestische bemonstering werd uitgevoerd met een wetenschappelijke bundelsplitsende echolood Simrad EK60, werkend op 38 kHz. De akoestische gegevens werden geregistreerd met een gemiddelde snelheid van ongeveer 4 km/u. De verzamelde echoloodbeelden werden gebruikt om vloeistoflozingen te identificeren en hun locatie in het bemonsteringsgebied (tussen 74 en 180 m onder zeeniveau) nauwkeurig te bepalen. Fysische en chemische parameters in de waterkolom werden gemeten met behulp van multiparameter sondes (geleidbaarheid, temperatuur en diepte, CTD). De gegevens werden verzameld met een CTD 911-sonde (SeaBird, Electronics Inc.) en verwerkt met SBED-Win32-software (Seasave, versie 7.23.2). Een visuele inspectie van de zeebodem werd uitgevoerd met een ROV-apparaat "Pollux III" (GEItaliana). (op afstand bestuurd voertuig) met twee (lage en hoge resolutie) camera's.
Multibeam-data-acquisitie werd uitgevoerd met een 100 kHz Simrad EM710 multibeam-sonarsysteem (Kongsberg). Het systeem is gekoppeld aan een differentieel GPS-systeem om submetrische fouten in de bundelpositionering te garanderen. De akoestische puls heeft een frequentie van 100 kHz, een vuurpuls van 150° en een volledige opening van 400 bundels. Geluidssnelheidsprofielen werden realtime gemeten en toegepast tijdens de acquisitie. De data werden verwerkt met PDS2000-software (Reson-Thales) volgens de standaard van de Internationale Hydrografische Organisatie (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) voor navigatie en getijdecorrectie. Ruisonderdrukking als gevolg van accidentele instrumentpieken en uitsluiting van bundels van slechte kwaliteit werd uitgevoerd met behulp van bandbewerkings- en de-spikingtools. Continue geluidssnelheidsdetectie wordt uitgevoerd door een kielstation nabij de multibeam-transducer, dat elke 6-8 uur realtime geluidssnelheidsprofielen in de waterkolom registreert en toepast om realtime geluidssnelheid te leveren voor een correcte berekening. straalsturing. De volledige dataset omvat ongeveer 440 km² (0-1200 m diepte). De gegevens werden gebruikt om een ​​digitaal terreinmodel (DTM) met hoge resolutie te creëren, gekenmerkt door een rastercelgrootte van 1 m. Het uiteindelijke DTM (Fig. 1a) werd gemaakt met terreingegevens (>0 m boven zeeniveau) die met een rastercelgrootte van 20 m werden verkregen door het Italiaanse Geo-Militaire Instituut.
Een 55 kilometer lang, hoogresolutie, eenkanaals seismisch dataprofiel, verzameld tijdens veilige oceaanvaarten in 2007 en 2014, besloeg een gebied van ongeveer 113 vierkante kilometer, beide aan boord van het onderzoeksschip R/V Urania. Marisk-profielen (bijv. seismisch profiel L1, Fig. 1b) werden verkregen met behulp van het IKB-Seistec boomer-systeem. De acquisitie-eenheid bestaat uit een catamaran van 2,5 meter waarin de bron en ontvanger zijn geplaatst. De bronsignatuur bestaat uit een enkele positieve piek die wordt gekarakteriseerd in het frequentiebereik van 1-10 kHz en maakt het mogelijk reflectoren met een onderlinge afstand van 25 cm te onderscheiden. Veilige seismische profielen werden verkregen met behulp van een 1,4 kJ multi-tip Geospark seismische bron, gekoppeld aan Geotrace-software (Geo Marine Survey System). Het systeem bestaat uit een catamaran met een bron van 1-6,02 kHz die tot 400 milliseconden doordringt in zacht sediment onder de zeebodem, met een theoretische verticale resolutie van 30 Zowel de Safe- als de Marsik-apparaten werden verkregen met een snelheid van 0,33 opnamen/sec bij een stroomsnelheid van het vaartuig <3 Kn. De gegevens werden verwerkt en gepresenteerd met behulp van de Geosuite Allworks-software met de volgende workflow: dilatatiecorrectie, demping van de waterkolom, 2-6 kHz banddoorlaat IIR-filtering en AGC.
Het gas uit de onderwaterfumarole werd op de zeebodem opgevangen met behulp van een plastic doos met een rubberen membraan aan de bovenzijde, die door de ROV ondersteboven over de opening werd geplaatst. Zodra de luchtbellen in de doos het zeewater volledig hadden vervangen, keerde de ROV terug naar een diepte van 1 meter. De duiker bracht het opgevangen gas vervolgens via een rubberen septum over in twee vooraf geëvacueerde glazen kolven van 60 ml met Teflon-kranen. Eén kolf was gevuld met 20 ml 5N NaOH-oplossing (Gegenbach-kolf). De belangrijkste zure gascomponenten (CO2 en H2S) losten op in de alkalische oplossing, terwijl de minder oplosbare gascomponenten (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 en lichte koolwaterstoffen) in de gasfase boven de monsterfles achterbleven. De minder oplosbare anorganische gassen werden geanalyseerd met gaschromatografie (GC) met behulp van een Shimadzu 15A, uitgerust met een 10 meter lange 5A moleculaire zeefkolom en een thermische geleidbaarheidsdetector. (TCD) 54. Argon en O2 werden geanalyseerd met behulp van een Thermo Focus gaschromatograaf uitgerust met een 30 m lange capillaire moleculaire zeefkolom en TCD. Methaan en lichte koolwaterstoffen werden geanalyseerd met behulp van een Shimadzu 14A gaschromatograaf uitgerust met een 10 m lange roestvrijstalen kolom gevuld met Chromosorb PAW 80/100 mesh, gecoat met 23% SP 1700 en een vlamionisatiedetector (FID). De vloeibare fase werd gebruikt voor de analyse van 1) CO2, getitreerd met een 0,5 N HCl-oplossing (Metrohm Basic Titrino) en 2) H2S, na oxidatie met 5 ml H2O2 (33%), door middel van ionchromatografie (IC) (Wantong 761). De analytische fout van titratie, GC en IC-analyse is minder dan 5%. Na standaard extractie- en zuiveringsprocedures voor gasmengsels, 13C/12C CO2 (uitgedrukt als δ13C-CO2% en V-PDB) werd geanalyseerd met behulp van een Finningan Delta S massaspectrometer55,56. De standaarden die werden gebruikt om de externe precisie te schatten waren Carrara- en San Vincenzo-marmer (intern), NBS18 en NBS19 (internationaal), terwijl de analytische fout en reproduceerbaarheid respectievelijk ±0,05% en ±0,1% bedroegen.
De δ15N-waarden (uitgedrukt als % t.o.v. lucht) en de 40Ar/36Ar-verhouding werden bepaald met behulp van een Agilent 6890 N gaschromatograaf (GC) gekoppeld aan een Finnigan Delta plusXP continue-flow massaspectrometer. De analysefout bedraagt: δ15N ± 0,1%, 36Ar < 1%, 40Ar < 3%. De He-isotopenverhouding (uitgedrukt als R/Ra, waarbij R de 3He/4He-verhouding is gemeten in het monster en Ra dezelfde verhouding in de atmosfeer is: 1,39 × 10⁻⁶)⁵⁷ werd bepaald in het laboratorium van INGV-Palermo (Italië). ³He, ⁴He en ²⁰Ne werden bepaald met behulp van een dual-collector massaspectrometer (Helix SFT-GVI)⁵⁸ na scheiding van He en Ne. De analysefout bedraagt ​​≤ 0,3%. Typische blanco's voor He en Ne zijn < 10⁻¹⁴. <10-16 mol, respectievelijk.
Hoe dit artikel te citeren: Passaro, S. et al. Zeebodemopheffing veroorzaakt door een ontgassingsproces onthult ontluikende vulkanische activiteit langs de kust. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. De geologie en biologie van moderne en oude koolwaterstofbronnen op de zeebodem: een inleiding. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Het wereldwijde voorkomen van gashydraten. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Aardgashydraten: Voorkomen, verspreiding en detectie. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT. Geofysische beperkingen op hydrothermale circulatie. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Verslag van de Durham Workshop, Energie- en massaoverdracht in mariene hydrothermale systemen, Durham University Press, Berlijn (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Structuur en dynamiek van hydrothermale systemen op mid-oceanische ruggen. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS. Huidige inzichten in gashydraatbronnen. Energie en milieu. Wetenschap. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Interne structuur en eruptiegeschiedenis van een kilometergroot moddervulkaansysteem in de zuidelijke Kaspische Zee. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Zeebodemkenmerken geassocieerd met de uitstroom van koolwaterstoffen uit diepwater carbonaatmodderheuvels in de Golf van Cádiz: van modderstroom tot carbonaatsedimenten. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismische weergave van kilometerlange vloeistofontsnappingspijpleidingen voor de kust van Namibië. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ. ​​Vloeistofstroomkarakteristieken in olie- en gaspijpleidingsystemen: Wat vertellen ze ons over de evolutie van het bekken? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Verticale evolutie van de Neogene Kwartaire vloeistofafvoerstructuur in relatie tot gasstromen in het Beneden-Congo-bekken, voor de kust van Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrothermale en tektonische activiteit in het noorden van Yellowstone Lake, Wyoming. Geologie. Socialistische Partij. Yes. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Het Tyrreense bekken en de Apennijnse boog: kinematische relaties sinds het late Totoniaan. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Tektonische en korststructuur aan de continentale rand van Campania: relatie tot vulkanische activiteit.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. De relatieve rol van rifttektoniek en magmatische opheffingsprocessen: afleiding uit geofysische, structurele en geochemische gegevens in het vulkanische gebied van Napels (Zuid-Italië). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismen van recente verticale korstbewegingen in de Campi Flegrei-krater in Zuid-Italië. Geologie. Socialistische Partij. Ja. Specificatie. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Kortdurende bodemvervorming en seismiciteit in de ingebedde krater Campi Flegrei (Italië): een voorbeeld van actief massaherstel in een dichtbevolkt gebied.J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., en Saccorotti, G. Hydrothermale oorsprong van aanhoudende 4D-activiteit op lange termijn in het vulkanische complex Campi Flegrei in Italië. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. en Mastrolorenzo, G. Snelle differentiatie in sill-achtige magmatische reservoirs: een casestudie van de Campi Flegrei-krater. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR-tijdreeksen, correlatieanalyse en tijdcorrelatiemodellering onthullen een mogelijke koppeling tussen Campi Flegrei en de Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Structurele en stratigrafische structuur van de eerste helft van de Tyrreense slenk (Golf van Napels, Italië). Constructieve Fysica 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Bronnen van koolstof in vulkanisch asgas van eilandbogen. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafie: Reacties op zeespiegeldaling en tektonische opheffing op het buitenste continentale plat (oostelijke Tyrreense marge, Italië). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).