Dziękujemy za odwiedzenie witryny Nature.com. Używana przez Ciebie wersja przeglądarki obsługuje CSS w ograniczonym zakresie. Aby zapewnić Ci najlepsze wrażenia, zalecamy korzystanie z nowszej wersji przeglądarki (lub wyłączenie trybu zgodności w przeglądarce Internet Explorer). Tymczasem, aby zapewnić ciągłą obsługę, będziemy wyświetlać witrynę bez stylów i JavaScript.
Przedstawiamy dowody aktywnego podnoszenia się dna morskiego i emisji gazów kilka kilometrów od portu Neapol (Włochy). Wgłębienia, pagórki i kratery to cechy dna morskiego. Formacje te reprezentują wierzchołki płytkich struktur skorupy ziemskiej, w tym pagód, uskoków i fałdów, które obecnie wpływają na dno morskie. Rejestrują one wzrost, wzrost ciśnienia i uwalnianie helu i dwutlenku węgla w reakcjach dekarbonizacji stopionych materiałów płaszcza i skał skorupy ziemskiej. Gazy te są prawdopodobnie podobne do tych, które zasilają systemy hydrotermalne Ischii, Campi Flegre i Soma-Wezuwiusza, co sugeruje, że źródło płaszcza zmieszane jest z płynami skorupy ziemskiej pod Zatoką Neapolitańską. Podwodna ekspansja i pęknięcia spowodowane unoszeniem się gazu i procesem zwiększania ciśnienia wymagają nadciśnienia wynoszącego 2-3 MPa. Podnoszenie się dna morskiego, uskoki i emisje gazów są przejawami niewulkanicznych wstrząsów, które mogą zwiastować erupcje dna morskiego i/lub eksplozje hydrotermalne.
Głębinowe wyładowania hydrotermalne (gorącej wody i gazu) są powszechną cechą grzbietów śródoceanicznych i konwergentnych marginesów płyt (w tym zanurzonych części łuków wysp), podczas gdy zimne wyładowania hydratów gazowych (chlatratów) są często charakterystyczne dla szelfów kontynentalnych i pasywnych marginesów1, 2,3,4,5. Występowanie wyładowań hydrotermalnych na dnie morskim w obszarach przybrzeżnych implikuje źródła ciepła (zbiorniki magmy) w skorupie kontynentalnej i/lub płaszczu. Wyładowania te mogą poprzedzać wznoszenie się magmy przez najwyższe warstwy skorupy ziemskiej i kulminować w erupcji i umiejscowieniu podmorskich gór wulkanicznych6. Dlatego identyfikacja (a) morfologii związanych z aktywną deformacją dna morskiego i (b) emisji gazów w pobliżu zaludnionych obszarów przybrzeżnych, takich jak region wulkaniczny Neapolu we Włoszech (~1 milion mieszkańców), ma kluczowe znaczenie dla oceny możliwych wulkanów. Płytka erupcja. Ponadto, Podczas gdy cechy morfologiczne związane z emisjami gazów hydrotermalnych lub hydratowych na głębokich wodach są stosunkowo dobrze znane ze względu na ich właściwości geologiczne i biologiczne, wyjątkami są cechy morfologiczne związane z płytszymi wodami, z wyjątkiem tych występujących w Jeziorze 12, gdzie istnieje stosunkowo niewiele zapisów. Tutaj przedstawiamy nowe dane batymetryczne, sejsmiczne, dotyczące słupa wody i geochemiczne dla podwodnego, morfologicznie i strukturalnie złożonego regionu dotkniętego emisjami gazów w Zatoce Neapolitańskiej (południowe Włochy), około 5 km od portu w Neapolu. Dane te zostały zebrane podczas rejsu SAFE_2014 (sierpień 2014) na pokładzie statku badawczego R/V Urania. Opisujemy i interpretujemy struktury dna morskiego i podpowierzchniowe, gdzie występują emisje gazów, badamy źródła uwalnianych płynów, identyfikujemy i charakteryzujemy mechanizmy regulujące podnoszenie się gazu i towarzyszące mu deformacje oraz omawiamy wpływ wulkanologii.
Zatoka Neapolitańska tworzy zachodnią krawędź plio-czwartorzędu, wydłużoną depresję tektoniczną Kampanii w kierunku NW-SE13,14,15.EW Ischii (ok. 150-1302 n.e.), krateru Campi Flegre (ok. 300-1538) i Soma-Wezuwiusza (od <360-1944). Układ ten ogranicza zatokę do północy n.e.15, podczas gdy południe graniczy z Półwyspem Sorrento (rys. 1a). Zatoka Neapolitańska jest dotknięta przeważającymi znacznymi uskokami w kierunku NE-SW i wtórnymi NW-SE (rys. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei i Somma-Wezuwiusz charakteryzują się przejawami hydrotermalnymi, deformacją gruntu i płytką sejsmicznością16,17,18 (np. turbulentne wydarzenie w Campi Flegrei w latach 1982-1984, z wypiętrzeniem o 1,8 m i tysiącami trzęsień ziemi). Najnowsze badania19,20 sugerują, że może istnieć związek między dynamiką Soma-Wezuwiusza a Campi Flegre, prawdopodobnie związany z „głębokimi” pojedynczymi zbiornikami magmy. Aktywność wulkaniczna i oscylacje poziomu morza w ostatnich 36 tys. lat temu w Campi Flegrei i 18 tys. lat temu w Somma Vesuvius kontrolowały system sedymentacyjny Zatoki Neapolitańskiej. Niski poziom morza podczas ostatniego maksimum zlodowacenia (18 tys. lat temu) doprowadził do regresji płytkiego, przybrzeżnego systemu sedymentacyjnego, który następnie został wypełniony przez zdarzenia transgresyjne w późnym plejstocenie i holocenie. Podmorskie emisje gazów wykryto wokół wyspy Ischia, u wybrzeży Campi Flegre i w pobliżu góry Soma-Wezuwiusz (rys. 1b).
(a) Układ morfologiczny i strukturalny szelfu kontynentalnego i Zatoki Neapolitańskiej 15, 23, 24, 48. Kropki oznaczają główne podmorskie centra erupcji; czerwone linie oznaczają główne uskoki. (b) Batymetria Zatoki Neapolitańskiej z wykrytymi ujściami cieczy (kropki) i śladami linii sejsmicznych (czarne linie). Żółte linie to trajektorie linii sejsmicznych L1 i L2 przedstawionych na Rysunku 6. Granice struktur kopułowych Banco della Montagna (BdM) zaznaczono niebieskimi liniami przerywanymi na rys. (a, b). Żółte kwadraty oznaczają lokalizacje profili akustycznych słupa wody, a ramki CTD-EMBlank, CTD-EM50 i ROV przedstawiono na Rys. 5. Żółty okrąg oznacza lokalizację wyładowania gazu próbkującego, a jego skład pokazano w Tabeli S1. Oprogramowanie Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) korzysta z grafiki wygenerowanej przez Surfer® 13.
Na podstawie danych uzyskanych podczas rejsu SAFE_2014 (sierpień 2014 r.) (patrz Metody) skonstruowano nowy cyfrowy model terenu (DTM) Zatoki Neapolitańskiej o rozdzielczości 1 m. DTM pokazuje, że dno morskie na południe od portu w Neapolu charakteryzuje się łagodnie nachyloną powierzchnią zwróconą na południe (nachylenie ≤3°) przerwaną strukturą przypominającą kopułę o wymiarach 5,0 × 5,3 km, znaną lokalnie jako Banco della Montagna (BdM).Rys. 1a,b).BdM rozwija się na głębokości około 100 do 170 metrów, 15 do 20 metrów nad otaczającym dnem morskim. Kopuła BdM wykazywała morfologię przypominającą kopczyk, co wynikało z 280 kopców o kształcie zbliżonym do owalnego (rys. 2a), 665 stożków i 30 dołków (rys. 3 i 4). Kopiec ma maksymalną wysokość i obwód odpowiednio 22 m i 1800 m. Kolistość [C = 4π(obszar/obwód2)] kopców zmniejszała się wraz ze wzrostem obwodu (rys. 2b). Współczynniki osiowe kopców wahały się od 1 do 6,5, przy czym kopce o stosunku osiowym >2 wykazywały preferowane uderzenie N45°E + 15° i bardziej rozproszone wtórne, bardziej rozproszone uderzenie N105°E do N145°E (rys. 2c). Pojedyncze lub ustawione równolegle stożki występują na płaszczyźnie BdM i na szczycie kopca (rys. 3a, b). Układ stożków jest zgodny z układem kopców, na których się znajdują. Punkty pokrycia zwykle znajdują się na płaskim dnie morskim (rys. 3c), a czasami na kopcach. Gęstość przestrzenna stożków i punktów pokrycia wskazuje, że dominujący układ NE-SW wyznacza północno-wschodnie i południowo-zachodnie granice kopuły BdM (rys. 4a, b); mniej rozciągnięta trasa NW-SE znajduje się w centralnym regionie BdM.
(a) Cyfrowy model terenu (rozmiar komórki 1 m) kopuły Banco della Montagna (BdM).(b) Obwód i okrągłość kopców BdM.(c) Stosunek osi i kąt (orientacja) głównej osi najlepiej dopasowanej elipsy otaczającej kopiec. Błąd standardowy cyfrowego modelu terenu wynosi 0,004 m; błędy standardowe obwodu i okrągłości wynoszą odpowiednio 4,83 m i 0,01, a błędy standardowe stosunku osi i kąta wynoszą odpowiednio 0,04 i 3,34°.
Szczegóły zidentyfikowanych stożków, kraterów, kopców i dołków w regionie BdM wyodrębnione z modelu NMT przedstawiono na rysunku 2.
(a) Stożki wyrównujące na płaskim dnie morskim; (b) stożki i kratery na smukłych pagórkach o przebiegu NW-SE; (c) ślady na lekko zagłębionej powierzchni.
(a) Rozkład przestrzenny wykrytych kraterów, dołów i aktywnych wyładowań gazu.(b) Gęstość przestrzenna kraterów i dołów podanych w punkcie (a) (liczba/0,2 km2).
Zidentyfikowaliśmy 37 emisji gazowych w regionie BdM na podstawie obrazów echosondy kolumny wody ROV i bezpośrednich obserwacji dna morskiego uzyskanych podczas rejsu SAFE_2014 w sierpniu 2014 r. (rysunki 4 i 5). Anomalie akustyczne tych emisji pokazują pionowo wydłużone kształty wznoszące się z dna morskiego, o wysokości od 12 do około 70 m (rys. 5a). W niektórych miejscach anomalie akustyczne utworzyły niemal ciągły „ciąg”. Obserwowane pióropusze bąbelków są bardzo zróżnicowane: od ciągłych, gęstych przepływów bąbelków po krótkotrwałe zjawiska (film uzupełniający 1). Inspekcja ROV umożliwia wizualną weryfikację występowania otworów wentylacyjnych na dnie morskim i uwydatnia małe wgłębienia na dnie morskim, czasami otoczone czerwonymi lub pomarańczowymi osadami (rys. 5b). W niektórych przypadkach kanały ROV reaktywują emisje. Morfologia otworu pokazuje okrągły otwór na górze bez rozszerzenia w kolumnie wody. pH w kolumnie wody tuż nad punktem zrzutu wykazało znaczny spadek, wskazując na bardziej kwaśne warunki lokalnie (Rys. 5c,d). W szczególności pH powyżej zrzutu gazu BdM na głębokości 75 m zmniejszyło się z 8,4 (na głębokości 70 m) do 7,8 (na głębokości 75 m) (rys. 5c), podczas gdy inne miejsca w Zatoce Neapolitańskiej miały wartości pH od 0 do 160 m w przedziale głębokości od 8,3 do 8,5 (rys. 5d). W dwóch miejscach wewnątrz i na zewnątrz obszaru BdM w Zatoce Neapolitańskiej brakowało znaczących zmian temperatury wody morskiej i zasolenia. Na głębokości 70 m temperatura wynosi 15 °C, a zasolenie około 38 PSU (rys. 5c,d). Pomiary pH, temperatury i zasolenia wskazały: a) udział kwaśnych płynów związanych z procesem odgazowania BdM oraz b) brak lub bardzo powolny zrzut płynów termalnych i solanki.
(a) Okno akwizycji profilu akustycznego kolumny wody (echometr Simrad EK60). Pionowy zielony pas odpowiadający wykrytemu spalaniu gazu w miejscu zrzutu cieczy EM50 (około 75 m poniżej poziomu morza) w regionie BdM; pokazano również sygnały multipleksowe dna i dna morskiego. (b) zebrane za pomocą zdalnie sterowanego pojazdu w regionie BdM. Pojedyncze zdjęcie przedstawia mały krater (czarne kółko) otoczony osadem w kolorze czerwonym do pomarańczowego. (c, d) Dane CTD sondy wieloparametrowej przetworzone przy użyciu oprogramowania SBED-Win32 (Seasave, wersja 7.23.2). Wzory wybranych parametrów (zasolenie, temperatura, pH i tlen) kolumny wody powyżej zrzutu cieczy EM50 (panel c) i poza panelem obszaru zrzutu Bdm (d).
Zebraliśmy trzy próbki gazu z badanego obszaru pomiędzy 22 a 28 sierpnia 2014 r. Próbki te wykazały podobny skład, dominujący CO2 (934-945 mmol/mol), a następnie odpowiednie stężenia N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) i H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), podczas gdy H2 i He były mniej obfite (odpowiednio <0,052 i <0,016 mmol/mol) (Rys. 1b; Tabela S1, Film uzupełniający 2). Zmierzono również stosunkowo wysokie stężenia O2 i Ar (odpowiednio do 3,2 i 0,18 mmol/mol). Suma lekkich węglowodorów waha się od 0,24 do 0,30 mmol/mol i składa się z alkanów C2-C4, aromatów (głównie benzen), propen i związki zawierające siarkę (tiofen). Wartość 40Ar/36Ar jest zgodna z powietrzem (295,5), chociaż próbka EM35 (kopuła BdM) ma wartość 304, co wskazuje na niewielki nadmiar 40Ar. Współczynnik δ15N był wyższy niż w powietrzu (do +1,98% w stosunku do powietrza), podczas gdy wartości δ13C-CO2 wahały się od -0,93 do 0,44% w stosunku do V-PDB. Wartości R/Ra (po skorygowaniu zanieczyszczenia powietrza za pomocą stosunku 4He/20Ne) wynosiły od 1,66 do 1,94, co wskazuje na obecność dużej frakcji płaszczowego He. Łącząc izotop helu z CO2 i jego stabilnym izotopem 22, źródło emisji w BdM może być dalej wyjaśnione. Na mapie CO2 dla CO2/3He w stosunku do δ13C (rys. 6) skład gazu BdM porównano ze składem fumaroli Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvius. Na rysunku 6 przedstawiono również teoretyczne linie mieszania między trzema różnymi źródłami węgla, które mogą brać udział w produkcji gazu BdM: rozpuszczonymi stopami pochodzącymi z płaszcza, osadami bogatymi w materię organiczną i węglanami. Próbki BdM znajdują się na linii mieszania przedstawionej przez trzy wulkany Kampanii, tj. mieszania między gazami płaszcza (które, w celu dopasowania danych, są nieznacznie wzbogacone w dwutlenek węgla w porównaniu z klasycznymi wulkanami MORB) a reakcjami wywołanymi przez dekarbonizację skorupy ziemskiej. Powstała skała gazowa.
Dla porównania przedstawiono linie hybrydowe między składem płaszcza a końcowymi członami wapienia i osadów organicznych. Pola przedstawiają obszary fumaroli na Ischii, Campi Flegrei i Somma-Vesvius 59, 60, 61. Próbka BdM znajduje się w mieszanym trendzie wulkanu Kampania. Gaz końcowy linii mieszanej pochodzi z płaszcza i jest gazem powstającym w wyniku reakcji dekarbonizacji minerałów węglanowych.
Przekroje sejsmiczne L1 i L2 (rys. 1b i 7) pokazują przejście między BdM a dystalnymi sekwencjami stratygraficznymi regionów wulkanicznych Somma-Wezuwiusz (L1, rys. 7a) i Campi Flegrei (L2, rys. 7b). BdM charakteryzuje się obecnością dwóch głównych formacji sejsmicznych (MS i PS na rys. 7). Górna (MS) pokazuje subrównoległe reflektory o wysokiej do umiarkowanej amplitudzie i ciągłości bocznej (rys. 7b, c). Ta warstwa zawiera osady morskie przeciągnięte przez system ostatniego maksimum glacjalnego (LGM) i składa się z piasku i gliny23. Leżąca poniżej warstwa PS (rys. 7b–d) charakteryzuje się fazą chaotyczną do przezroczystej w kształcie kolumn lub klepsydr. Górna część osadów PS utworzyła kopce dna morskiego (rys. 7d). Te diapiropodobne geometrie pokazują intruzję przezroczystego materiału PS do najwyższej warstwy MS osady. Wypiętrzenie jest odpowiedzialne za powstawanie fałdów i uskoków, które wpływają na warstwę MS i leżące nad nią współczesne osady dna morskiego BdM (rys. 7b–d). Interwał stratygraficzny MS jest wyraźnie rozwarstwiony w części ENE przekroju L1, podczas gdy w kierunku BdM bieleje z powodu obecności warstwy nasyconej gazem (GSL) pokrytej niektórymi wewnętrznymi poziomami sekwencji MS (rys. 7a). Rdzenie grawitacyjne zebrane na szczycie BdM odpowiadającej przezroczystej warstwie sejsmicznej wskazują, że najwyższe 40 cm składa się z piasku osadzonego niedawno do chwili obecnej; )24,25 i fragmenty pumeksu z wybuchowej erupcji Campi Flegrei „Żółtego tufu neapolitańskiego” (14,8 tys. lat temu)26. Przezroczysta faza warstwy PS nie może zostać wyjaśniona wyłącznie przez chaotyczne procesy mieszania, ponieważ chaotyczne warstwy związane z osuwiskami, przepływami błota i przepływami piroklastycznymi znalezione poza BdM w Zatoce Neapolitańskiej są akustycznie nieprzezroczyste21,23,24. Wnosimy, że zaobserwowane facje sejsmiczne PS BdM, jak również wygląd podmorskiej warstwy PS odsłonięcia (rys. 7d) odzwierciedlają wypiętrzanie się gazu ziemnego.
(a) Jednokanałowy profil sejsmiczny L1 (ślad nawigacyjny na rys. 1b) pokazujący kolumnowy (pagoda) układ przestrzenny. Pagoda składa się z chaotycznych złóż pumeksu i piasku. Warstwa nasycona gazem, która znajduje się pod pagodą, przerywa ciągłość głębszych formacji.(b) Jednokanałowy profil sejsmiczny L2 (ślad nawigacyjny na rys. 1b), podkreślający nacięcia i deformacje kopców dna morskiego, osadów morskich (MS) i złóż piasku pumeksowego (PS).(c) Szczegóły deformacji w MS i PS podano w (c,d). Przyjmując prędkość 1580 m/s w najwyższym osadzie, 100 ms odpowiada około 80 m w skali pionowej.
Morfologiczne i strukturalne cechy BdM są podobne do innych podmorskich złóż hydrotermalnych i hydratów gazowych na świecie2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 i często są związane z wypiętrzeniami (sklepienia i kopce) oraz wypływem gazu (stożki, doły). Stożki i doły oraz wydłużone kopce wyrównane z BdM wskazują na strukturalnie kontrolowaną przepuszczalność (rysunki 2 i 3). Przestrzenny układ kopców, dołów i aktywnych otworów sugeruje, że ich rozmieszczenie jest częściowo kontrolowane przez pęknięcia uderzeniowe NW-SE i NE-SW (rys. 4b). Są to preferowane układy systemów uskokowych oddziałujących na obszary wulkaniczne Campi Flegrei i Somma-Wezuwiusz oraz Zatokę Neapolitańską. W szczególności struktura pierwszego z nich kontroluje lokalizację wypływu hydrotermalnego z krateru Campi Flegrei35. Dlatego też wnioskujemy, że uskoki i pęknięcia w Zatoce Neapolu stanowią preferowaną drogę migracji gazu na powierzchnię, cechę wspólną dla innych strukturalnie kontrolowanych systemów hydrotermalnych36,37. Warto zauważyć, że stożki i dołki BdM nie zawsze były związane z pagórkami (rys. 3a, c). Sugeruje to, że pagórki te niekoniecznie stanowią prekursory powstawania dołków, jak sugerowali inni autorzy w przypadku stref hydratów gazowych32,33. Nasze wnioski potwierdzają hipotezę, że zaburzenie osadów dennych kopuł morskich nie zawsze prowadzi do powstawania dołków.
Trzy zebrane emisje gazowe wykazują sygnatury chemiczne typowe dla płynów hydrotermalnych, a mianowicie głównie CO2 ze znacznymi stężeniami gazów redukujących (H2S, CH4 i H2) oraz lekkich węglowodorów (zwłaszcza benzenu i propylenu)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabela S1). Obecność gazów atmosferycznych (takich jak O2), których obecności nie oczekuje się w emisjach podmorskich, może być spowodowana zanieczyszczeniem powietrza rozpuszczonego w wodzie morskiej, które ma kontakt z gazami przechowywanymi w plastikowych pojemnikach używanych do pobierania próbek, gdy pojazdy podwodne ROV są wyciągane z dna oceanu do morza w celu buntu. Odwrotnie, dodatnie wartości δ15N i wysoki stosunek N2/Ar (do 480) znacznie wyższy niż ASW (woda nasycona powietrzem) sugerują, że większość N2 pochodzi ze źródeł pozaatmosferycznych, co jest zgodne z dominującym hydrotermalnym pochodzeniem tych gazów. Pochodzenie hydrotermalno-wulkaniczne gazu BdM potwierdzają zawartości CO2 i He oraz ich sygnatury izotopowe. Izotopy węgla (δ13C-CO2 od -0,93% do +0,4%) i wartości CO2/3He (od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) sugerują, że próbki BdM należą do mieszanego trendu fumaroli wokół końcowych członów płaszcza Zatoki Neapolitańskiej i dekarbonizacji. Związek między gazami wytwarzanymi przez reakcję (rysunek 6). Bardziej szczegółowo, próbki gazu BdM znajdują się wzdłuż trendu mieszania w przybliżeniu w tym samym miejscu co płyny z sąsiednich wulkanów Campi Flegrei i Somma-Veusivus. Są one bardziej skorupowe niż fumarole Ischia, które znajdują się bliżej końca płaszcza. Somma-Vesuvius i Campi Flegrei mają wyższe wartości 3He/4He (R/Ra między 2,6 a 2,9) niż BdM (R/Ra pomiędzy 1,66 a 1,96; Tabela S1). Sugeruje to, że dodanie i akumulacja radiogenicznego He pochodziła z tego samego źródła magmy, które zasilało wulkany Somma-Wezuwiusz i Campi Flegrei. Brak wykrywalnych frakcji węgla organicznego w emisjach BdM sugeruje, że osady organiczne nie biorą udziału w procesie odgazowania BdM.
Na podstawie danych podanych powyżej i wyników modeli eksperymentalnych struktur kopułowych powiązanych z podmorskimi regionami bogatymi w gaz, głębokie ciśnienie gazu może być odpowiedzialne za powstawanie kopuł BdM w skali kilometrowej. Aby oszacować nadciśnienie Pdef prowadzące do sklepienia BdM, zastosowaliśmy model mechaniki cienkich płyt33,34 zakładając, na podstawie zebranych danych morfologicznych i sejsmicznych, że sklepienie BdM jest podkolistą płytą o promieniu a większym niż zdeformowany miękki lepki osad. Maksymalne pionowe przemieszczenie w i grubość h (Rys. uzupełniający S1). Pdef jest różnicą między całkowitym ciśnieniem a statycznym ciśnieniem skały i ciśnieniem słupa wody. W BdM promień wynosi około 2500 m, w wynosi 20 m, a maksymalne h oszacowane na podstawie profilu sejsmicznego wynosi około 100 m. Obliczamy Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 z zależności, gdzie D jest sztywnością zginania; D jest podane przez (E h3)/[12(1 – ν2)], gdzie E jest modułem Younga osadu, ν jest współczynnikiem Poissona (~0,5)33. Ponieważ właściwości mechaniczne osadów BdM nie mogą być mierzone, ustawiamy E = 140 kPa, co jest rozsądną wartością dla przybrzeżnych piaszczystych osadów 47 podobnych do BdM14,24. Nie bierzemy pod uwagę wyższych wartości E podanych w literaturze dla osadów gliny mulistej (300 < E < 350 000 kPa)33,34, ponieważ osady BDM składają się głównie z piasku, a nie mułu lub gliny mulistej24. Otrzymujemy Pdef = 0,3 Pa, co jest zgodne z szacunkami procesów podnoszenia się dna morskiego w środowiskach basenów hydratów gazowych, gdzie Pdef zmienia się od 10-2 do 103 Pa, przy czym niższe wartości reprezentują niską w/a i/lub co.W BdM, redukcja sztywności spowodowana lokalnym nasyceniem gazem osadu i/lub pojawieniem się wcześniej istniejących pęknięć może również przyczynić się do awarii i w konsekwencji uwolnienia gazu, umożliwiając powstanie obserwowanych struktur wentylacyjnych. Zebrane odbite profile sejsmiczne (rys. 7) wskazały, że osady PS zostały wypiętrzone z GSL, wypychając w górę leżące wyżej osady morskie MS, co spowodowało powstanie kopców, fałdów, uskoków i cięć osadowych (rys. 7b, c). Sugeruje to, że 14,8 do 12 tys. lat temu pumeks wniknął w młodszą warstwę MS poprzez proces transportu gazu w górę. Cechy morfologiczne struktury BdM można postrzegać jako wynik nadciśnienia wytworzonego przez wypływ płynu wytwarzanego przez GSL. Biorąc pod uwagę, że aktywny wypływ można zaobserwować z dna morskiego do ponad 170 m bsl48, zakładamy, że nadciśnienie płynu w GSL przekracza 1700 kPa. Migracja gazów w górę w osadach również miała wpływ materiału ściernego zawartego w MS, co wyjaśnia obecność chaotycznych osadów w rdzeniach grawitacyjnych pobranych na BdM25. Ponadto nadciśnienie GSL tworzy złożony system pęknięć (uskok poligonalny na rys. 7b). Łącznie ta morfologia, struktura i osadnictwo stratygraficzne, określane jako „pagody”49,50, były pierwotnie przypisywane wtórnym efektom starych formacji lodowcowych i są obecnie interpretowane jako efekty podnoszenia się gazu31,33 lub ewaporatów50. Na kontynentalnym obrzeżu Kampanii osady ewaporacyjne są rzadkie, przynajmniej w obrębie najwyższych 3 km skorupy. Dlatego mechanizm wzrostu pagód BdM prawdopodobnie jest kontrolowany przez podnoszenie się gazu w osadach. Wniosek ten potwierdzają przezroczyste facje sejsmiczne pagody (rys. 7), a także dane z rdzenia grawitacyjnego, jak wcześniej zgłaszano24, gdzie współczesny piasek wybucha z 'Pomici Principali'25 i 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Ponadto osady PS naciekły i zdeformowały najwyższą warstwę MS (rys. 7d). Ten układ strukturalny sugeruje, że pagoda stanowi strukturę wznoszącą się, a nie tylko gazociąg. Zatem dwa główne procesy rządzą powstawaniem pagody: a) gęstość miękkiego osadu zmniejsza się, gdy gaz wnika od dołu; b) mieszanka gazu i osadu podnosi się, co jest obserwowanym fałdowaniem, powstawaniem uskoków i pęknięć powodujących osady MS (rysunek 7). Podobny mechanizm formowania zaproponowano dla pagód związanych z hydratami gazowymi w Morzu Południowej Szkocji (Antarktyda). Pagody BdM pojawiały się w grupach na terenach pagórkowatych, a ich pionowy zasięg wynosił średnio 70–100 m w dwukierunkowym czasie podróży (TWTT) (rys. 7a). Ze względu na obecność falowań MS i biorąc pod uwagę stratygrafię rdzenia grawitacyjnego BdM, wnioskujemy, że wiek formowania się struktur pagód wynosi mniej niż około 14–12 tys. lat. Ponadto wzrost tych struktur jest nadal aktywny (rys. 7d), ponieważ niektóre pagody najechały i zdeformowały leżący wyżej współczesny piasek BdM (rys. 7d).
Niepowodzenie pagody w przekroczeniu obecnego dna morskiego wskazuje, że (a) podnoszenie się gazu i/lub lokalne zaprzestanie mieszania gazu z osadem i/lub (b) możliwy boczny przepływ mieszanki gazu z osadem nie pozwala na lokalny proces nadciśnienia. Zgodnie z modelem teorii diapiru52, boczny przepływ wykazuje ujemną równowagę między szybkością dostarczania mieszanki błota i gazu z dołu a szybkością, z jaką pagoda porusza się w górę. Zmniejszenie szybkości dostarczania może być związane ze wzrostem gęstości mieszanki z powodu zaniku dopływu gazu. Wyniki podsumowane powyżej i kontrolowany przez pływalność wzrost pagody pozwalają nam oszacować wysokość słupa powietrza hg. Pływalność jest podana przez ΔP = hgg (ρw – ρg), gdzie g to grawitacja (9,8 m/s2), a ρw i ρg to odpowiednio gęstości wody i gazu. ΔP to suma poprzednich obliczone Pdef i ciśnienie litostatyczne Plith płyty osadowej, tj. ρsg h, gdzie ρs jest gęstością osadu. W tym przypadku wartość hg wymagana dla pożądanej wyporności jest podana wzorem hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. W BdM ustawiamy Pdef = 0,3 Pa i h = 100 m (patrz wyżej), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg jest pomijalne, ponieważ ρw ≫ρg. Otrzymujemy hg = 245 m, wartość reprezentującą głębokość dna GSL. ΔP wynosi 2,4 MPa, co jest nadciśnieniem wymaganym do przebicia dna morskiego BdM i utworzenia otworów wentylacyjnych.
Skład gazu BdM jest zgodny ze źródłami płaszcza zmienionymi przez dodanie płynów związanych z reakcjami dekarbonizacji skał skorupy ziemskiej (rys. 6). Przybliżone układy EW kopuł BdM i aktywnych wulkanów, takich jak Ischia, Campi Flegre i Soma-Wezuwiusz, wraz ze składem emitowanych gazów, sugerują, że gazy emitowane z płaszcza poniżej całego regionu wulkanicznego Neapolu są mieszane. Coraz więcej płynów skorupy ziemskiej przemieszcza się z zachodu (Ischia) na wschód (Somma-Wezuwiusz) (rys. 1b i 6).
Doszliśmy do wniosku, że w Zatoce Neapolitańskiej, kilka kilometrów od portu w Neapolu, znajduje się kopulasta struktura o szerokości 25 km2, na którą oddziałuje aktywny proces odgazowania spowodowany umieszczaniem pagód i kopców. Obecnie sygnatury BdM sugerują, że turbulencje niemagmowe53 mogą poprzedzać embrionalny wulkanizm, tj. wczesny wypływ magmy i/lub płynów termalnych. Należy wdrożyć działania monitorujące w celu analizy ewolucji zjawisk oraz wykrywania sygnałów geochemicznych i geofizycznych wskazujących na potencjalne zaburzenia magmowe.
Profile akustyczne kolumny wody (2D) zostały pozyskane podczas rejsu SAFE_2014 (sierpień 2014) na statku badawczym R/V Urania (CNR) przez Instytut Środowiska Morskiego Wybrzeża (IAMC) Narodowej Rady ds. Badań Naukowych. Pobieranie próbek akustycznych przeprowadzono za pomocą naukowej echosondy rozdzielającej wiązkę Simrad EK60 pracującej z częstotliwością 38 kHz. Dane akustyczne rejestrowano ze średnią prędkością około 4 km. Zebrane obrazy echosondy wykorzystano do identyfikacji wycieków cieczy i dokładnego określenia ich lokalizacji w obszarze zbierania (pomiędzy 74 a 180 m ppm). Pomiar parametrów fizycznych i chemicznych w kolumnie wody za pomocą sond wieloparametrowych (przewodność, temperatura i głębokość, CTD). Dane zebrano za pomocą sondy CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) i przetworzono za pomocą oprogramowania SBED-Win32 (Seasave, wersja 7.23.2). Wizualną inspekcję dna morskiego przeprowadzono za pomocą Urządzenie ROV (zdalnie sterowany pojazd) „Pollux III” (GEItaliana) z dwiema kamerami (niskiej i wysokiej rozdzielczości).
Akwizycję danych wielowiązkowych przeprowadzono przy użyciu 100 kHz wielowiązkowego sonaru Simrad EM710 (Kongsberg). System jest połączony z różnicowym globalnym systemem pozycjonowania, aby zapewnić błędy submetryczne w pozycjonowaniu wiązki. Impuls akustyczny ma częstotliwość 100 kHz, impuls wyzwalający 150° stopni i całkowite otwarcie 400 wiązek. Pomiar i stosowanie profili prędkości dźwięku w czasie rzeczywistym podczas akwizycji. Dane przetworzono przy użyciu oprogramowania PDS2000 (Reson-Thales) zgodnie z normą Międzynarodowej Organizacji Hydrograficznej (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) do nawigacji i korekcji pływów. Redukcję szumów spowodowanych przypadkowymi pikami instrumentów i wykluczeniem wiązki o niskiej jakości przeprowadzono za pomocą narzędzi do edycji pasm i usuwania pików. Ciągłe wykrywanie prędkości dźwięku jest wykonywane przez stację stępkową znajdującą się w pobliżu przetwornika wielowiązkowego, która akwizyuje i stosuje profile prędkości dźwięku w czasie rzeczywistym w kolumnie wody co 6–8 godzin, aby zapewnić prędkość dźwięku w czasie rzeczywistym w celu prawidłowego sterowania wiązką. Cały zestaw danych obejmuje obszar około 440 km2 (głębokość 0–1200 m). Dane te wykorzystano do opracowania cyfrowego modelu terenu (DTM) o wysokiej rozdzielczości, charakteryzującego się rozmiarem komórki siatki wynoszącym 1 m. Ostateczny DTM (rys. 1a) opracowano na podstawie danych terenowych (>0 m nad poziomem morza) pozyskanych w rozmiarze komórki siatki wynoszącym 20 m przez Włoski Instytut Geo-Wojskowy.
55-kilometrowy profil danych sejsmicznych o wysokiej rozdzielczości z jednego kanału, zebrany podczas bezpiecznych rejsów oceanicznych w 2007 i 2014 roku, obejmował obszar około 113 kilometrów kwadratowych, oba na statku badawczym R/V Urania. Profile Mariska (np. profil sejsmiczny L1, rys. 1b) uzyskano przy użyciu systemu wysięgnika IKB-Seistec. Jednostka akwizycyjna składa się z katamaranu o długości 2,5 m, w którym umieszczone są źródło i odbiornik. Sygnatura źródła składa się z pojedynczego dodatniego piku, który charakteryzuje się w zakresie częstotliwości 1-10 kHz i umożliwia rozdzielenie reflektorów oddalonych o 25 cm. Bezpieczne profile sejsmiczne uzyskano przy użyciu wielopunktowego źródła sejsmicznego Geospark o mocy 1,4 Kj połączonego z oprogramowaniem Geotrace (Geo Marine Survey System). System składa się z katamaranu zawierającego źródło 1–6,02 kHz, które penetruje do 400 milisekund w miękkim osadzie pod dnem morskim, z teoretyczna rozdzielczość pionowa 30 cm. Dane z urządzeń Safe i Marsik uzyskano z szybkością 0,33 strzałów na sekundę przy prędkości statku <3 węzłów. Dane przetworzono i zaprezentowano przy użyciu oprogramowania Geosuite Allworks z następującym przepływem pracy: korekcja rozszerzenia, wyciszanie kolumny wody, filtrowanie pasmowo-przepustowe IIR 2–6 kHz i AGC.
Gaz z podwodnej fumaroli został zebrany na dnie morza za pomocą plastikowego pudełka wyposażonego w gumową przeponę na górnej stronie, umieszczonego do góry dnem przez zdalnie sterowany pojazd podwodny (ROV) nad otworem wentylacyjnym. Gdy pęcherzyki powietrza wchodzące do pudełka całkowicie zastąpią wodę morską, ROV powraca na głębokość 1 m, a nurek przelewa zebrany gaz przez gumową przegrodę do dwóch wstępnie opróżnionych 60 ml szklanych kolb wyposażonych w teflonowe zawory odcinające, z których jedna została napełniona 20 ml 5N roztworu NaOH (kolba typu Gegenbach). Główne kwaśne gatunki gazu (CO2 i H2S) są rozpuszczone w roztworze alkalicznym, podczas gdy gatunki gazu o niskiej rozpuszczalności (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 i lekkie węglowodory) są przechowywane w przestrzeni nad powierzchnią butelki do pobierania próbek. Nieorganiczne gazy o niskiej rozpuszczalności analizowano za pomocą chromatografii gazowej (GC) przy użyciu Shimadzu 15A wyposażonego w 10-metrową sondę 5A kolumna z sitem molekularnym i detektor przewodnictwa cieplnego (TCD) 54. Argon i O2 analizowano przy użyciu chromatografu gazowego Thermo Focus wyposażonego w 30-metrową kapilarną kolumnę z sitem molekularnym i TCD. Metan i lekkie węglowodory analizowano przy użyciu chromatografu gazowego Shimadzu 14A wyposażonego w 10-metrową kolumnę ze stali nierdzewnej wypełnioną Chromosorb PAW 80/100 mesh, pokrytą 23% SP 1700 i detektorem z płomieniową jonizacją (FID). Fazę ciekłą wykorzystano do analizy 1) CO2, as, miareczkowanego 0,5 N roztworem HCl (Metrohm Basic Titrino) i 2) H2S, as, po utlenieniu 5 ml H2O2 (33%), metodą chromatografii jonowej (IC) (IC) (Wantong 761). Błąd analityczny miareczkowania, GC i analizy IC wynosi mniej niż 5%. Po standardowych procedurach ekstrakcji i oczyszczania gazu mieszaniny, 13C/12C CO2 (wyrażone jako δ13C-CO2% i V-PDB) analizowano przy użyciu spektrometru masowego Delta S firmy Finningan55,56. Do oszacowania precyzji zewnętrznej zastosowano standardy: marmur karraryjski i San Vincenzo (wewnętrzny), NBS18 i NBS19 (międzynarodowy), natomiast błąd analityczny i powtarzalność wyniosły odpowiednio ±0,05% i ±0,1%.
Wartości δ15N (wyrażone jako % względem powietrza) i 40Ar/36Ar określono przy użyciu chromatografu gazowego (GC) Agilent 6890 N sprzężonego ze spektrometrem mas przepływowym Finnigan Delta plusXP. Błąd analizy wynosi: δ15N ± 0,1%, 36Ar < 1%, 40Ar < 3%. Stosunek izotopów He (wyrażony jako R/Ra, gdzie R to 3He/4He zmierzony w próbce, a Ra to ten sam stosunek w atmosferze: 1,39 × 10−6)57 określono w laboratorium INGV-Palermo (Włochy). 3He, 4He i 20Ne określono przy użyciu spektrometru mas z podwójnym kolektorem (Helix SFT-GVI)58 po rozdzieleniu He i Ne. Błąd analizy ≤ 0,3%. Typowe ślepe próby dla He i Ne wynoszą < 10–14 i <10-16 mola, odpowiednio.
Jak cytować ten artykuł: Passaro, S. i in. Podnoszenie się dna morskiego spowodowane procesem odgazowania ujawnia rozwijającą się aktywność wulkaniczną wzdłuż wybrzeża. Science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologia i biologia współczesnych i dawnych wycieków i otworów wentylacyjnych węglowodorów na dnie morskim: wprowadzenie. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK i Dillon, WP Globalne występowanie hydratów gazowych. W: Kvenvolden, KA i Lorenson, TD (red.) 3–18 (Hydraty gazu ziemnego: występowanie, dystrybucja i wykrywanie. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofizyczne ograniczenia cyrkulacji hydrotermalnej. W: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Raport z warsztatów w Durham, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. i Heinrich, C. Struktura i dynamika systemów hydrotermalnych grzbietów śródoceanicznych. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. i Collett, TS Aktualne poglądy na temat zasobów hydratów gazowych. Energia. i środowisko. Nauka. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ i Stewart, SA Struktura wewnętrzna i historia erupcji systemu wulkanów błotnych o powierzchni kilometra na południu Morza Kaspijskiego. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. i in. Cechy dna morskiego związane z przesiąkaniem węglowodorów z głębokowodnych kopców mułu węglanowego w Zatoce Kadyksu: od przepływu mułu do osadów węglanowych. Geografia March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL i Cartwright, J. Trójwymiarowa reprezentacja sejsmiczna rurociągów do odprowadzania płynów o zasięgu kilometrowym u wybrzeży Namibii.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Charakterystyka przepływu płynów w systemach rurociągów naftowych i gazowych: Co mówią nam o ewolucji basenu? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA i Imbert, P. Pionowa ewolucja struktury wyładowania płynu czwartorzędowego neogenu w odniesieniu do strumieni gazu w dolnym basenie Konga na morzu u wybrzeży Angoli. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY i in. Aktywność hydrotermalna i tektoniczna w północnej części jeziora Yellowstone w Wyoming. Geologia. Partia Socjalistyczna. Tak. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. i Scandone, P. Basen Tyrreński i Łuk Apeniński: zależności kinematyczne od późnego totonu. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia i in. Struktura tektoniczna i skorupy ziemskiej na obrzeżach kontynentalnych Kampanii: związek z aktywnością wulkaniczną.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP i De Astis G. Względna rola tektoniki ryftowej i procesów wypiętrzania magmowego: wnioski z danych geofizycznych, strukturalnych i geochemicznych w regionie wulkanicznym Neapolu (południowe Włochy). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ i Mastrolorenzo, G. Mechanizmy niedawnego pionowego ruchu skorupy ziemskiej w kraterze Campi Flegrei w południowych Włoszech. Geologia. Partia Socjalistyczna. Tak. Specyfikacja. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. i in. Krótkotrwałe odkształcenia gruntu i sejsmiczność w kraterze Campi Flegrei (Włochy): przykład aktywnego odzyskiwania masy na gęsto zaludnionym obszarze. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. i Saccorotti, G. Hydrotermalne źródła długotrwałej aktywności 4D w kompleksie wulkanicznym Campi Flegrei we Włoszech. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. i Mastrolorenzo, G. Szybkie różnicowanie w zbiornikach magmowych o kształcie progu: studium przypadku z krateru Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR i in. Szeregi czasowe SAR, analiza korelacji i modelowanie korelacji czasowej ujawniają możliwe sprzężenie Campi Flegrei i Wezuwiusza.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struktura strukturalna i stratygraficzna pierwszej połowy rowu tyrreńskiego (Zatoka Neapolitańska, Włochy). Fizyka konstruktywna 315, 297–314.
Sano, Y. i Marty, B. Źródła węgla w gazie popiołu wulkanicznego z Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratygrafia kanionu Dohrn: reakcje na obniżanie się poziomu morza i podnoszenie się tektoniczne na zewnętrznym szelfie kontynentalnym (wschodnia krawędź Morza Tyrreńskiego, Włochy). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).