Takk for at du besøker Nature.com. Nettleserversjonen du bruker har begrenset støtte for CSS. For best mulig opplevelse anbefaler vi at du bruker en oppdatert nettleser (eller slår av kompatibilitetsmodus i Internet Explorer). I mellomtiden, for å sikre fortsatt støtte, vil vi vise nettstedet uten stiler og JavaScript.
Vi rapporterer bevis på aktiv havbunnsløft og gassutslipp flere kilometer utenfor kysten av havnen i Napoli (Italia). Huler, hauger og kratere er trekk ved havbunnen. Disse formasjonene representerer toppen av grunne jordskorpestrukturer, inkludert pagoder, forkastninger og folder som påvirker havbunnen i dag. De registrerte stigningen, trykksettingen og frigjøringen av helium og karbondioksid i dekarboniseringsreaksjoner av mantelsmelter og jordskorpebergarter. Disse gassene er sannsynligvis lik de som forsyner de hydrotermiske systemene Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuv, noe som tyder på en mantelkilde blandet med jordskorpevæsker under Napolibukten. Undersjøisk ekspansjon og brudd forårsaket av gassløft og trykksettingsprosessen krever et overtrykk på 2–3 MPa. Havbunnsløft, forkastninger og gassutslipp er manifestasjoner av ikke-vulkanske omveltninger som kan varsle havbunnsutbrudd og/eller hydrotermiske eksplosjoner.
Dyphavshydrotermiske utslipp (varmt vann og gass) er et vanlig trekk ved midthavsrygger og konvergente platemarginer (inkludert nedsenkede deler av øybuer), mens kalde utslipp av gasshydrater (klatrater) ofte er karakteristiske for kontinentalsokler og passive marginer1, 2,3,4,5. Forekomsten av hydrotermiske utslipp fra havbunnen i kystområder innebærer varmekilder (magmareservoarer) i den kontinentale skorpen og/eller mantelen. Disse utslippene kan komme før magma stiger opp gjennom de øverste lagene av jordskorpen og kulminere i utbrudd og nedsetting av vulkanske undersjøiske fjell6. Derfor er identifisering av (a) morfologier assosiert med aktiv havbunnsdeformasjon og (b) gassutslipp nær befolkede kystområder som den vulkanske regionen Napoli i Italia (~1 million innbyggere) avgjørende for å vurdere mulige vulkaner. Grunt utbrudd. Videre, mens morfologiske trekk assosiert med dyphavshydrotermiske eller hydratgassutslipp er relativt godt kjent på grunn av deres geologiske og biologiske egenskaper, er unntakene morfologiske trekk assosiert med grunnere vann, bortsett fra de forekommer i In Lake 12, er det relativt få registreringer. Her presenterer vi nye batymetriske, seismiske, vannsøyle- og geokjemiske data for en undervanns-, morfologisk og strukturelt kompleks region påvirket av gassutslipp i Napolibukten (Sør-Italia), omtrent 5 km fra havnen i Napoli. Disse dataene ble samlet inn under SAFE_2014 (august 2014)-toktet om bord på R/V Urania. Vi beskriver og tolker havbunnen og undergrunnsstrukturene der gassutslipp forekommer, undersøker kildene til ventilerende væsker, identifiserer og karakteriserer mekanismene som regulerer gassstigning og tilhørende deformasjon, og diskuterer vulkanologiske påvirkninger.
Napolibukten danner den plio-kvartære vestlige grensen, den nordvest-sørøstlige langstrakte tektoniske senkningen fra Campania13,14,15.ØV for Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-krateret (ca. 300-1538) og Soma-Vesuv (fra <360-1944). Arrangementet begrenser bukten mot nord)15 e.Kr., mens sør grenser til Sorrento-halvøya (fig. 1a). Napolibukten er påvirket av de rådende nordøst-sørvestlige og sekundære nordvest-sørøstlige betydelige forkastningene (fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuv er preget av hydrotermiske manifestasjoner, grunndeformasjon og grunn seismisk aktivitet16,17,18 (f.eks. den turbulente hendelsen ved Campi Flegrei i 1982-1984, med en heving på 1,8 m og tusenvis av jordskjelv). Nyere studier19,20 antyder at det kan være en kobling mellom dynamikken i Soma-Vesuv og Campi Flegre, muligens assosiert med «dype» enkeltstående magmareservoarer. Vulkanaktivitet og havnivåsvingninger i de siste 36 ka av Campi Flegre og 18 ka av Somma Vesuv kontrollerte sedimentsystemet i Napolibukta. Det lave havnivået ved det siste istidsmaksimumet (18 ka) førte til regresjon av det offshore-grunne sedimentsystemet, som senere ble fylt av transgressive hendelser i løpet av sen pleistocen-holocen. Utslipp av undersjøiske gasser er blitt oppdaget rundt øya Ischia og utenfor kysten av Campi Flegre og nær Soma-Vesuv (fig. 1b).
(a) Morfologiske og strukturelle arrangementer av kontinentalsokkelen og Napolibukten 15, 23, 24, 48. Prikkene er store undersjøiske utbruddssentre; røde linjer representerer store forkastninger. (b) Batymetri av Napolibukten med oppdagede væskeåpninger (prikker) og spor av seismiske linjer (svarte linjer). De gule linjene er banene til de seismiske linjene L1 og L2 rapportert i figur 6. Grensene for de kuppellignende strukturene til Banco della Montagna (BdM) er markert med blå stiplede linjer i (a, b). De gule firkantene markerer plasseringene av de akustiske vannsøyleprofilene, og CTD-EMBlank-, CTD-EM50- og ROV-rammene er rapportert i figur 5. Den gule sirkelen markerer plasseringen av prøvetakingsgassutslippet, og sammensetningen er vist i tabell S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) bruker grafikk generert av Surfer® 13.
Basert på data innhentet under SAFE_2014-toktet (august 2014) (se Metoder), er en ny digital terrengmodell (DTM) av Napolibukten med 1 m oppløsning konstruert. DTM viser at havbunnen sør for havnen i Napoli er preget av en svakt skrånende sørvendt (helning ≤3°) overflate avbrutt av en 5,0 × 5,3 km stor kuppellignende struktur, lokalt kjent som Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a, b). BdM utvikler seg på en dybde på omtrent 100 til 170 meter, 15 til 20 meter over den omkringliggende havbunnen. BdM-kuppelen viste en hauglignende morfologi på grunn av 280 subsirkulære til ovale hauger (fig. 2a), 665 kjegler og 30 groper (fig. 3 og 4). Haugen har en maksimal høyde og omkrets på henholdsvis 22 m og 1800 m. Sirkulariteten [C = 4π(areal/perimeter²)] til haugene minket med økende omkrets (fig. 2b). Akseforholdene for haugene varierte mellom 1 og 6,5, med hauger med et aksialforhold >2 som viste et foretrukket N45°Ø + 15°-streik og et mer spredt sekundært, mer spredt N105°Ø til N145°Ø-streik (fig. 2c). Enkle eller justerte kjegler finnes på BdM-planet og på toppen av haugen (fig. 3a, b). De koniske arrangementene følger arrangementet av haugene de befinner seg på. Hulrom er vanligvis plassert på den flate havbunnen (fig. 3c) og av og til på hauger. Den romlige tettheten av kjegler og hulrom viser at den dominerende nordøst-sørvestlige linjen avgrenser de nordøstlige og sørvestlige grensene til BdM-kuppelen (fig. 4a, b); den mindre utvidede nordvest-sørøstlige ruten ligger i den sentrale BdM-regionen.
(a) Digital terrengmodell (1 m cellestørrelse) av kuppelen til Banco della Montagna (BdM). (b) Omkrets og rundhet av BdM-hauger. (c) Akseforhold og vinkel (orientering) til hovedaksen til den best tilpassede ellipsen som omgir haugen. Standardfeilen til den digitale terrengmodellen er 0,004 m; standardfeilene for omkrets og rundhet er henholdsvis 4,83 m og 0,01, og standardfeilene for akseforhold og vinkel er henholdsvis 0,04 og 3,34°.
Detaljer om identifiserte kjegler, kratere, hauger og groper i BdM-regionen hentet fra DTM i figur 2.
(a) Linjekjegler på flat havbunn; (b) kjegler og kratere på smale hauger i nordvest-sørøstlig retning; (c) hulr på en lett duppet overflate.
(a) Romlig fordeling av oppdagede kratere, groper og aktive gassutslipp. (b) Romlig tetthet av kratere og groper rapportert i (a) (antall/0,2 km2).
Vi identifiserte 37 gassutslipp i BdM-regionen fra ROV-vannsøyleekkoloddbilder og direkte observasjoner av havbunnen tatt under SAFE_2014-toktet i august 2014 (figur 4 og 5). De akustiske anomaliene i disse utslippene viser vertikalt avlange former som stiger opp fra havbunnen, og varierer vertikalt mellom 12 og omtrent 70 m (figur 5a). Noen steder dannet akustiske anomalier et nesten kontinuerlig "tog". De observerte bobleskyene varierer mye: fra kontinuerlige, tette boblestrømmer til kortvarige fenomener (Tilleggsfilm 1). ROV-inspeksjon muliggjør visuell verifisering av forekomsten av havbunnsvæskeåpninger og fremhever små hulker på havbunnen, noen ganger omgitt av røde til oransje sedimenter (figur 5b). I noen tilfeller reaktiverer ROV-kanaler utslipp. Ventilasjonsmorfologien viser en sirkulær åpning på toppen uten utsving i vannsøylen. PH-en i vannsøylen rett over utslippspunktet viste et betydelig fall, noe som indikerer surere forhold lokalt (figur 5c, d). Spesielt pH-en over BdM-gassutslippet ved 75 m dybde gikk ned fra 8,4 (på 70 m dybde) til 7,8 (på 75 m dybde) (fig. 5c), mens andre steder i Napolibukten hadde pH-verdier mellom 0 og 160 m i dybdeintervallet mellom 8,3 og 8,5 (fig. 5d). Signifikante endringer i sjøvannstemperatur og saltinnhold manglet på to steder innenfor og utenfor BdM-området i Napolibukten. På en dybde på 70 m er temperaturen 15 °C og saltinnholdet er omtrent 38 PSU (fig. 5c, d). Målinger av pH, temperatur og saltinnhold indikerte: a) deltakelse av sure væsker assosiert med BdM-avgassingsprosessen og b) fravær eller svært langsom utslipp av termiske væsker og saltlake.
(a) Innsamlingsvindu for den akustiske vannsøyleprofilen (ekkometer Simrad EK60). Vertikalt grønt bånd som tilsvarer gassfakkelen detektert på EM50-væskeutslippet (ca. 75 m under havnivå) lokalisert i BdM-regionen; bunn- og havbunnsmultiplekssignalene vises også (b) samlet inn med et fjernstyrt kjøretøy i BdM-regionen. Det enkle bildet viser et lite krater (svart sirkel) omgitt av rødt til oransje sediment. (c, d) CTD-data for multiparametersonde behandlet ved hjelp av SBED-Win32-programvare (Seasave, versjon 7.23.2). Mønstre av utvalgte parametere (saltholdighet, temperatur, pH og oksygen) i vannsøylen over væskeutslippet EM50 (panel c) og utenfor Bdm-utslippsområdepanelet (d).
Vi samlet inn tre gassprøver fra studieområdet mellom 22. og 28. august 2014. Disse prøvene viste lignende sammensetninger, dominert av CO2 (934–945 mmol/mol), etterfulgt av relevante konsentrasjoner av N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) og H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mens H2 og He var mindre rikelig (<0,052 og <0,016 mmol/mol, henholdsvis) (fig. 1b; tabell S1, tilleggsfilm 2). Relativt høye konsentrasjoner av O2 og Ar ble også målt (opptil henholdsvis 3,2 og 0,18 mmol/mol). Summen av de lette hydrokarbonene varierer fra 0,24 til 0,30 mmol/mol og består av C2-C4-alkaner, aromater (hovedsakelig benzen), propen og svovelholdige forbindelser (tiofen). 40Ar/36Ar-verdien er konsistent med luft. (295,5), selv om prøve EM35 (BdM-kuppelen) har en verdi på 304, noe som viser et lite overskudd på 40Ar. δ15N-forholdet var høyere enn for luft (opptil +1,98 % vs. luft), mens δ13C-CO2-verdiene varierte fra -0,93 til 0,44 % vs. V-PDB. R/Ra-verdiene (etter korrigering for luftforurensning ved bruk av 4He/20Ne-forholdet) var mellom 1,66 og 1,94, noe som indikerer tilstedeværelsen av en stor andel av mantel-He. Ved å kombinere heliumisotopen med CO2 og dens stabile isotop 22, kan kilden til utslippene i BdM avklares ytterligere. I CO2-kartet for CO2/3He versus δ13C (fig. 6) sammenlignes BdM-gasssammensetningen med fumarolene i Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuv. Figur 6 rapporterer også teoretiske blandingslinjer mellom Tre forskjellige karbonkilder som kan være involvert i BdM-gassproduksjon: oppløste smelter fra mantelen, sedimenter rike på organisk materiale og karbonater. BdM-prøvene faller på blandingslinjen som er avbildet av de tre vulkanene i Campania, det vil si blanding mellom mantelgasser (som antas å være litt anriket med karbondioksid i forhold til klassiske MORB-er for å tilpasse dataene) og reaksjoner forårsaket av dekarbonisering av jordskorpen. Den resulterende gassbergarten.
Hybride linjer mellom mantelsammensetning og endeelementer av kalkstein og organiske sedimenter er rapportert for sammenligning. Bokser representerer fumaroleområdene Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM-prøven er i den blandede trenden til vulkanen Campania. Endeelementgassen i den blandede linjen er fra mantelkilden, som er gassen som produseres ved avkarboniseringsreaksjonen av karbonatmineraler.
Seismiske seksjoner L1 og L2 (fig. 1b og 7) viser overgangen mellom BdM og de distale stratigrafiske sekvensene av de vulkanske områdene Somma-Vesuv (L1, fig. 7a) og Campi Flegrei (L2, fig. 7b). BdM er karakterisert ved tilstedeværelsen av to store seismiske formasjoner (MS og PS i fig. 7). Den øverste (MS) viser subparallelle reflektorer med høy til moderat amplitude og lateral kontinuitet (fig. 7b, c). Dette laget inkluderer marine sedimenter dratt av siste istidsmaksimum (LGM)-systemet og består av sand og leire23. Det underliggende PS-laget (fig. 7b–d) er karakterisert av en kaotisk til transparent fase i form av søyler eller timeglass. Toppen av PS-sedimentene dannet havbunnshauger (fig. 7d). Disse diapirlignende geometriene demonstrerer inntrenging av PS-transparent materiale i de øverste MS-avsetningene. Oppløfting er ansvarlig for dannelsen av folder og forkastninger som påvirker MS-laget og overliggende nåværende sedimenter av BdM-havbunnen (fig. 7b–d). Det stratigrafiske MS-intervallet er tydelig delaminert i ENE-delen av L1-seksjonen, mens det hvitner mot BdM på grunn av tilstedeværelsen av et gassmettet lag (GSL) dekket av noen interne nivåer av MS-sekvensen (fig. 7a). Gravitasjonskjerner samlet på toppen av BdM som tilsvarer det transparente seismiske laget indikerer at de øverste 40 cm består av sand som er avsatt nylig til i dag; )24,25 og pimpsteinsfragmenter fra det eksplosive utbruddet av «Napoli-gul tuff» (14,8 ka) i Campi Flegrei26. Den transparente fasen av PS-laget kan ikke forklares med kaotiske blandingsprosesser alene, fordi de kaotiske lagene assosiert med jordskred, mudstrømmer og pyroklastiske strømmer funnet utenfor BdM i Napolibukten er akustisk ugjennomsiktige21,23,24. Vi konkluderer med at de observerte BdM PS-seismiske fasiene samt utseendet til det undersjøiske PS-laget (fig. 7d) gjenspeiler hevingen av naturgass.
(a) Enkeltsporet seismisk profil L1 (navigasjonsspor i figur 1b) som viser et søyleformet (pagode) romlig arrangement. Pagoden består av kaotiske avsetninger av pimpstein og sand. Det gassmettede laget som finnes under pagoden fjerner kontinuiteten i de dypere formasjonene. (b) Enkeltkanals seismisk profil L2 (navigasjonsspor i figur 1b), som fremhever innsnitt og deformasjon av havbunnshauger, marine (MS) og pimpsteinsandavsetninger (PS). (c) Deformasjonsdetaljene i MS og PS er rapportert i (c, d). Forutsatt en hastighet på 1580 m/s i det øverste sedimentet, representerer 100 ms omtrent 80 m på den vertikale skalaen.
De morfologiske og strukturelle egenskapene til BdM ligner på andre undersjøiske hydrotermiske og gasshydratfelt globalt2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 og er ofte assosiert med hevinger (hvelv og hauger) og gassutslipp (kjegler, groper). BdM-justerte kjegler og groper og langstrakte hauger indikerer strukturelt kontrollert permeabilitet (figur 2 og 3). Den romlige arrangementet av hauger, groper og aktive åpninger antyder at fordelingen deres delvis kontrolleres av de nordvest-sørøstlige og nordøst-sørvestlige nedslagssprekkene (figur 4b). Dette er de foretrukne forkastningssystemer som påvirker vulkanområdene Campi Flegrei og Somma-Vesuv og Napolibukten. Spesielt strukturen til førstnevnte kontrollerer plasseringen av det hydrotermiske utslippet fra Campi Flegrei-krateret35. Vi konkluderer derfor med at forkastninger og sprekker i Napolibukten representerer den foretrukne ruten for gassmigrasjon til overflaten, et trekk som deles av andre strukturelt kontrollerte hydrotermiske systemer36,37. Det er verdt å merke seg at BdM-kjegler og groper ikke alltid var assosiert med hauger (fig. 3a, c). Dette tyder på at disse haugene ikke nødvendigvis representerer forløpere til gropdannelse, slik andre forfattere har antydet for gasshydratsoner32,33. Våre konklusjoner støtter hypotesen om at forstyrrelse av kuppelformede havbunnssedimenter ikke alltid fører til dannelse av groper.
De tre innsamlede gassutslippene viser kjemiske signaturer som er typiske for hydrotermiske væsker, nemlig hovedsakelig CO2 med betydelige konsentrasjoner av reduserende gasser (H2S, CH4 og H2) og lette hydrokarboner (spesielt benzen og propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabell S1). Tilstedeværelsen av atmosfæriske gasser (som O2), som ikke forventes å være tilstede i undervannsutslipp, kan skyldes forurensning fra luft oppløst i sjøvann som kommer i kontakt med gasser lagret i plastbokser som brukes til prøvetaking, ettersom ROV-er trekkes ut fra havbunnen til havet for å revolvere. Omvendt tyder positive δ15N-verdier og en høy N2/Ar (opptil 480) betydelig høyere enn ASW (luftmettet vann) på at mesteparten av N2 produseres fra ekstraatmosfæriske kilder, i samsvar med den dominerende hydrotermiske opprinnelsen til disse gassene. Den hydrotermisk-vulkanske opprinnelsen til BdM-gassen bekreftes av CO2- og He-innholdet og deres isotopiske innhold. signaturer. Karbonisotoper (δ13C-CO2 fra -0,93 % til +0,4 %) og CO2/3He-verdier (fra 1,7 × 1010 til 4,1 × 1010) antyder at BdM-prøvene tilhører en blandet trend av fumaroler rundt Napolibuktens mantelendemedlemmer og dekarbonisering. Forholdet mellom gassene som produseres av reaksjonen (figur 6). Mer spesifikt er BdM-gassprøvene plassert langs blandingstrenden på omtrent samme sted som væskene fra de tilstøtende vulkanene Campi Flegrei og Somma-Veusivus. De er mer jordskorpe enn Ischia-fumarolene, som er nærmere enden av mantelen. Somma-Vesuv og Campi Flegrei har høyere 3He/4He-verdier (R/Ra mellom 2,6 og 2,9) enn BdM (R/Ra mellom 1,66 og 1,96; tabell S1). Dette antyder at tilsetningen og akkumuleringen av radiogenisk Han stammer fra den samme magmakilden som forsynte vulkanene Somma-Vesuv og Campi Flegrei. Fraværet av påviselige organiske karbonfraksjoner i BdM-utslipp tyder på at organiske sedimenter ikke er involvert i BdM-avgassingsprosessen.
Basert på dataene rapportert ovenfor og resultater fra eksperimentelle modeller av kuppellignende strukturer assosiert med undersjøiske gassrike områder, kan dyp gasstrykksetting være ansvarlig for dannelsen av kilometerstore BdM-kupler. For å estimere overtrykket Pdef som fører til BdM-hvelvet, anvendte vi en tynnplatemekanikkmodell33,34, og antok, ut fra de innsamlede morfologiske og seismiske dataene, at BdM-hvelvet er et subsirkulært ark med radius a som er større enn en deformert myk, viskøs avsetning. Den vertikale maksimale forskyvningen w og tykkelsen h av (Tilleggsfigur S1).Pdef er forskjellen mellom totalt trykk og bergstatisk trykk pluss vannsøyletrykk.Ved BdM er radiusen omtrent 2500 m, w er 20 m, og h-maksimum estimert fra den seismiske profilen er omtrent 100 m.Vi beregner Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 fra relasjonen, hvor D er bøyestivheten; D er gitt ved (E h3)/[12(1 – ν2)], hvor E er Youngs modulus for avsetningen, ν er Poissons forhold (~0,5)33. Siden de mekaniske egenskapene til BdM-sedimenter ikke kan måles, setter vi E = 140 kPa, som er en rimelig verdi for kystnære sandsedimenter47 som ligner på BdM14,24. Vi tar ikke hensyn til de høyere E-verdiene som er rapportert i litteraturen for siltige leireavsetninger (300 < E < 350 000 kPa)33,34 fordi BDM-avsetninger hovedsakelig består av sand, ikke silt eller siltig leire24. Vi får Pdef = 0,3 Pa, som er i samsvar med estimater av havbunnsløftingsprosesser i gasshydratbassengmiljøer, hvor Pdef varierer fra 10⁻² til 10⁶ Pa, med lavere verdier som representerer lav w/a og/eller hva. I BdM reduseres stivhetsreduksjon på grunn av lokal gassmetning av sedimentet. og/eller forekomsten av eksisterende sprekker kan også bidra til brudd og påfølgende gassutslipp, noe som tillater dannelsen av de observerte ventilasjonsstrukturene. De innsamlede reflekterte seismiske profilene (fig. 7) indikerte at PS-sedimentene ble løftet opp fra GSL, noe som presset opp de overliggende MS-marine sedimentene, noe som resulterte i hauger, folder, forkastninger og sedimentære kutt (fig. 7b, c). Dette antyder at den 14,8 til 12 ka gamle pimpsteinen har trengt inn i det yngre MS-laget gjennom en oppovergående gasstransportprosess. De morfologiske trekkene til BdM-strukturen kan sees som et resultat av overtrykket skapt av væskeutslippet produsert av GSL. Gitt at aktiv utslipp kan sees fra havbunnen opp til over 170 m bsl48, antar vi at væskeovertrykket i GSL overstiger 1700 kPa. Oppovergående migrasjon av gasser i sedimentene hadde også effekten av å skrubbe materiale som finnes i MS, noe som forklarer tilstedeværelsen av kaotiske sedimenter i gravitasjonskjerner samplet på BdM25. Videre skaper overtrykket i GSL et komplekst sprekkesystem (polygonal forkastning i figur 7b). Samlet sett ble denne morfologien, strukturen og den stratigrafiske bosetningen, referert til som «pagoder»49,50, opprinnelig tilskrevet sekundære effekter av gamle isbreformasjoner, og tolkes for tiden som effektene av stigende gass31,33 eller evaporitter50. Ved den kontinentale grensen av Campania er fordampningssedimenter knappe, i hvert fall innenfor de øverste 3 km av jordskorpen. Derfor er det sannsynlig at vekstmekanismen til BdM-pagoder kontrolleres av gassstigning i sedimentene. Denne konklusjonen støttes av de transparente seismiske fasiene til pagoden (figur 7), samt gravitasjonskjernedata som tidligere rapportert24, hvor dagens sand bryter ut med 'Pomici Principali'25 og 'Napoli Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Videre invaderte og deformerte PS-avsetninger det øverste MS-laget (figur 7d). Denne strukturelle ordningen antyder at pagoden representerer en oppstigende struktur og ikke bare en gassrørledning. Dermed styrer to hovedprosesser dannelsen av pagoden: a) tettheten av det myke sedimentet avtar når gass kommer inn nedenfra; b) gass-sedimentblandingen stiger, som er den observerte foldingen, forkastningen og bruddet som forårsaker MS-avsetninger (figur 7). En lignende dannelsesmekanisme har blitt foreslått for pagoder assosiert med gasshydrater i South Scotia Sea (Antarktis). BdM-pagoder dukket opp i grupper i kuperte områder, og deres vertikale utstrekning var i gjennomsnitt 70–100 m i toveis reisetid (TWTT) (figur 7a). På grunn av tilstedeværelsen av MS-undulasjoner og med tanke på stratigrafien til BdM-gravitasjonskjernen, antar vi at dannelsesalderen til pagodestrukturene er mindre enn omtrent 14–12 ka. Videre er veksten av disse strukturene fortsatt aktiv (figur 7d) ettersom noen pagoder har invadert og deformert den overliggende nåværende BdM-sanden (figur 7d).
At pagoden ikke krysser dagens havbunn indikerer at (a) gassstigning og/eller lokal opphør av gass-sedimentblanding, og/eller (b) mulig lateral strømning av gass-sedimentblandingen ikke tillater en lokalisert overtrykksprosess. I følge diapirteorimodellen52 viser den laterale strømmen en negativ balanse mellom tilførselshastigheten av slam-gassblandingen nedenfra og hastigheten som pagoden beveger seg oppover med. Reduksjonen i tilførselshastigheten kan være relatert til økningen i blandingens tetthet på grunn av at gasstilførselen forsvinner. Resultatene oppsummert ovenfor og den oppdriftskontrollerte stigningen av pagoden lar oss estimere luftsøylehøyden hg. Oppdriften er gitt av ΔP = hgg (ρw – ρg), hvor g er tyngdekraften (9,8 m/s2) og ρw og ρg er tetthetene av henholdsvis vann og gass. ΔP er summen av den tidligere beregnede Pdef og det litostatiske trykket Plith for sedimentplaten, dvs. ρsg h, hvor ρs er sedimenttettheten. I dette tilfellet er verdien av hg som kreves for ønsket oppdrift gitt av hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. I BdM setter vi Pdef = 0,3 Pa og h = 100 m (se ovenfor), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg er ubetydelig fordi ρw ≫ρg. Vi får hg = 245 m, en verdi som representerer dybden på bunnen av GSL. ΔP er 2,4 MPa, som er overtrykket som kreves for å bryte BdM-havbunnen og danne ventiler.
Sammensetningen av BdM-gassen er i samsvar med mantelkilder endret ved tilsetning av væsker assosiert med dekarboniseringsreaksjoner av jordskorpen (fig. 6). Grove østvestlige justeringer av BdM-kupler og aktive vulkaner som Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuv, sammen med sammensetningen av gassene som slippes ut, antyder at gasser som slippes ut fra mantelen under hele den vulkanske regionen i Napoli er blandet. Flere og flere jordskorpevæsker beveger seg fra vest (Ischia) til øst (Somma-Vesuivus) (fig. 1b og 6).
Vi har konkludert med at det i Napolibukten, noen få kilometer fra havnen i Napoli, finnes en 25 km2 bred kuppellignende struktur som påvirkes av en aktiv avgassingsprosess og forårsakes av plasseringen av pagoder og hauger. For tiden tyder BdM-signaturer på at ikke-magmatisk turbulens53 kan forutgå embryonal vulkanisme, dvs. tidlig utslipp av magma og/eller termiske væsker. Overvåkingsaktiviteter bør implementeres for å analysere utviklingen av fenomener og for å oppdage geokjemiske og geofysiske signaler som indikerer potensielle magmatiske forstyrrelser.
Akustiske vannsøyleprofiler (2D) ble innhentet under SAFE_2014-toktet (august 2014) på ​​R/V Urania (CNR) av National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akustisk prøvetaking ble utført av et vitenskapelig stråledelt ekkolodd Simrad EK60 som opererte på 38 kHz. Akustiske data ble registrert med en gjennomsnittshastighet på omtrent 4 km. De innsamlede ekkoloddbildene ble brukt til å identifisere væskeutslipp og nøyaktig definere deres plassering i innsamlingsområdet (mellom 74 og 180 m over havet). Mål fysiske og kjemiske parametere i vannsøylen ved hjelp av multiparametersonder (konduktivitet, temperatur og dybde, CTD). Data ble samlet inn ved hjelp av en CTD 911-sonde (SeaBird, Electronics Inc.) og behandlet ved hjelp av SBED-Win32-programvare (Seasave, versjon 7.23.2). En visuell inspeksjon av havbunnen ble utført ved hjelp av en "Pollux III" (GEItaliana) ROV-enhet (fjernstyrt kjøretøy) med to (lav- og høyoppløsnings) kameraer.
Flerstråledatainnsamling ble utført ved hjelp av et 100 KHz Simrad EM710 flerstrålesonarsystem (Kongsberg). Systemet er koblet til et differensialbasert globalt posisjoneringssystem (GPS) for å sikre submetriske feil i stråleposisjoneringen. Den akustiske pulsen har en frekvens på 100 KHz, en avfyringspuls på 150° grader og en hel åpning på 400 stråler. Mål og bruk lydhastighetsprofiler i sanntid under innsamlingen. Dataene ble behandlet ved hjelp av PDS2000-programvare (Reson-Thales) i henhold til International Hydrographic Organization-standarden (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) for navigasjon og tidevannskorreksjon. Støyreduksjon på grunn av utilsiktede instrumentpigger og stråleekskludering av dårlig kvalitet ble utført med båndredigerings- og fjerningsverktøy. Kontinuerlig lydhastighetsdeteksjon utføres av en kjølstasjon som ligger i nærheten av flerstråletransduseren, og innhenter og bruker lydhastighetsprofiler i sanntid i vannsøylen hver 6.-8. time for å gi lydhastighet i sanntid for riktig strålestyring. Hele datasettet består av på omtrent 440 km2 (0–1200 m dybde). Dataene ble brukt til å lage en digital terrengmodell (DTM) med høy oppløsning, karakterisert av en rutenettcellestørrelse på 1 m. Den endelige DTM-en (fig. 1a) ble utført med terrengdata (>0 m over havet) innhentet med en rutenettcellestørrelse på 20 m av det italienske geomilitære instituttet.
En 55 kilometer lang høyoppløselig enkanals seismisk dataprofil, samlet inn under sikre havcruiser i 2007 og 2014, dekket et område på omtrent 113 kvadratkilometer, begge på R/V Urania. Marisk-profiler (f.eks. L1 seismisk profil, fig. 1b) ble innhentet ved hjelp av IKB-Seistec boomer-systemet. Innsamlingsenheten består av en 2,5 m katamaran der kilden og mottakeren er plassert. Kildens signatur består av en enkelt positiv topp som er karakterisert i frekvensområdet 1–10 kHz og tillater oppløsning av reflektorer atskilt med 25 cm. Sikre seismiske profiler ble innhentet ved hjelp av en 1,4 kJ multi-tip Geospark seismisk kilde koblet til Geotrace-programvare (Geo Marine Survey System). Systemet består av en katamaran som inneholder en 1–6,02 kHz kilde som trenger inn i opptil 400 millisekunder i mykt sediment under havbunnen, med en teoretisk vertikal oppløsning på 30 cm. Både Safe og Marsik-enheter ble innhentet. med en hastighet på 0,33 skudd/sek med en fartøyhastighet <3 kn. Dataene ble behandlet og presentert ved hjelp av Geosuite Allworks-programvaren med følgende arbeidsflyt: dilatasjonskorreksjon, vannsøylemuting, 2–6 kHz båndpass IIR-filtrering og AGC.
Gassen fra den undervannsbaserte fumarolen ble samlet opp på havbunnen ved hjelp av en plastboks utstyrt med en gummimembran på oversiden, plassert opp ned av ROV-en over ventilen. Når luftboblene som kommer inn i boksen har erstattet sjøvannet fullstendig, er ROV-en tilbake til en dybde på 1 m, og dykkeren overfører den innsamlede gassen gjennom en gummiseptum til to forhåndsvakuerte 60 ml glassflasker utstyrt med teflon-stoppekraner, hvorav den ene var fylt med 20 ml 5N NaOH-løsning (Gegenbach-type kolbe). De viktigste sure gassartene (CO2 og H2S) løses opp i den alkaliske løsningen, mens de lavløselige gassartene (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 og lette hydrokarboner) lagres i prøvetakingsflaskens topprom. Uorganiske lavløselige gasser ble analysert ved gasskromatografi (GC) ved hjelp av en Shimadzu 15A utstyrt med en 10 m lang 5A molekylsiktkolonne og en termisk ledningsevnedetektor (TCD) 54. Argon og O2 ble analysert ved hjelp av en Thermo Focus. Gasskromatograf utstyrt med en 30 m lang kapillær molekylsiktkolonne og TCD. Metan og lette hydrokarboner ble analysert ved bruk av en Shimadzu 14A gasskromatograf utstyrt med en 10 m lang rustfri stålkolonne pakket med Chromosorb PAW 80/100 mesh, belagt med 23 % SP 1700 og en flammeioniseringsdetektor (FID). Væskefasen ble brukt til analyse av 1) CO2, som, titrert med 0,5 N HCl-løsning (Metrohm Basic Titrino) og 2) H2S, som, etter oksidasjon med 5 ml H2O2 (33 %), ved ionkromatografi (IC) (IC) (Wantong 761). Den analytiske feilen ved titrering, GC og IC-analyse er mindre enn 5 %. Etter standard ekstraksjons- og renseprosedyrer for gassblandinger ble 13C/12C CO2 (uttrykt som δ13C-CO2 % og V-PDB) analysert ved bruk av en Finningan Delta S masseanalyse. spektrometer55,56. Standardene som ble brukt til å estimere ekstern presisjon var Carrara- og San Vincenzo-marmor (intern), NBS18 og NBS19 (internasjonal), mens analytisk feil og reproduserbarhet var henholdsvis ±0,05 % og ±0,1 %.
δ15N (uttrykt som % vs. luft)-verdier og 40Ar/36Ar ble bestemt ved bruk av en Agilent 6890 N gasskromatograf (GC) koblet til et Finnigan Delta plusXP kontinuerlig strømningsmassespektrometer. Analysefeilen er: δ15N ± 0,1 %, 36Ar < 1 %, 40Ar < 3 %. He-isotopforholdet (uttrykt som R/Ra, hvor R er 3He/4He målt i prøven og Ra er det samme forholdet i atmosfæren: 1,39 × 10−6)57 ble bestemt ved laboratoriet til INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He og 20Ne ble bestemt ved bruk av et dobbeltkollektormassespektrometer (Helix SFT-GVI)58 etter separasjon av He og Ne. Analysefeil ≤ 0,3 %. Typiske blindprøver for He og Ne er henholdsvis <10⁻¹⁴ og <10⁻¹⁴ mol.
Slik siterer du denne artikkelen: Passaro, S. et al. Havbunnsløft drevet av en avgassingsprosess avslører spirende vulkansk aktivitet langs kysten. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologien og biologien til moderne og gamle hydrokarbonutsivninger og -åpninger på havbunnen: en introduksjon. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Den globale forekomsten av gasshydrater. I Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Naturgasshydrater: Forekomst, distribusjon og deteksjon. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofysiske begrensninger på hydrotermisk sirkulasjon. I: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Rapport fra Durham Workshop, Energi og masseoverføring i marine hydrotermale systemer, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. og Heinrich, C. Struktur og dynamikk i hydrotermiske systemer i midthavsrygger. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Nåværende synspunkter på gasshydratressurser.energi.og miljø.vitenskap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ og Stewart, SA. Intern struktur og utbruddshistorie for et kilometerstort gjørmevulkansystem i det sørlige Kaspihavet. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Havbunnstrekk assosiert med utsiving av hydrokarboner fra dypvannskarbonat-slamhauger i Cadizbukta: fra slamstrøm til karbonatsedimenter. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL og Cartwright, J. 3D-seismisk representasjon av kilometerstore væskeutslippsrørledninger utenfor kysten av Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ. ​​Strømningsegenskaper i olje- og gassrørledningssystemer: Hva forteller de oss om bassengutviklingen? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA og Imbert, P. Vertikal utvikling av den neogene kvartære væskeutladningsstrukturen i forhold til gassflukser i det nedre Kongobassenget, utenfor kysten av Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrotermisk og tektonisk aktivitet i det nordlige Yellowstone Lake, Wyoming. Geology. Socialist Party. Yes. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. og Scandone, P. Det tyrrenske bassenget og apenninbuen: Kinematiske forhold siden sen totonitisk tid. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonisk og jordskorpestruktur ved kontinentalgrensen av Campania: forhold til vulkansk aktivitet. mineral.gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP og De Astis G. Den relative rollen til rifttektonikk og magmatiske hevingsprosesser: slutninger fra geofysiske, strukturelle og geokjemiske data i den vulkanske regionen i Napoli (Sør-Italia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ og Mastrolorenzo, G. Mekanismer for nylig vertikal jordskorpebevegelse i Campi Flegrei-krateret i Sør-Italia. Geologi. Sosialistpartiet. Ja. Spesifikasjon. 263, s. 1–47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortsiktig grunndeformasjon og seismisk aktivitet i det nestede Campi Flegrei-krateret (Italia): et eksempel på aktiv masseutvinning i et tett befolket område. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., og Saccorotti, G. Hydrotermisk opprinnelse av vedvarende langsiktig 4D-aktivitet i det vulkanske komplekset Campi Flegrei i Italia. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. og Mastrolorenzo, G. Rask differensiering i terskellignende magmatiske reservoarer: en casestudie fra Campi Flegrei-krateret. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR-tidsserier, korrelasjonsanalyse og tidskorrelasjonsmodellering avslører en mulig kobling mellom Campi Flegrei og Vesuv. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturell og stratigrafisk struktur av den første halvdelen av den tyrrenske graben (Napolibukten, Italia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Kilder til karbon i vulkansk askegass fra øybuer. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafi av Dohrn Canyon: Responser på havnivåfall og tektonisk løft på den ytre kontinentalsokkelen (østlige tyrrenske grense, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).