Ďakujeme za návštevu stránky Nature.com. Verzia prehliadača, ktorú používate, má obmedzenú podporu pre CSS. Pre dosiahnutie čo najlepšieho zážitku odporúčame používať aktualizovaný prehliadač (alebo vypnúť režim kompatibility v prehliadači Internet Explorer). Medzitým budeme stránku zobrazovať bez štýlov a JavaScriptu, aby sme zabezpečili nepretržitú podporu.
Uvádzame dôkazy o aktívnom zdvíhaní morského dna a emisiách plynu niekoľko kilometrov od pobrežia prístavu Neapol (Taliansko). Znaky morského dna, vyvýšeniny a krátery sú charakteristickými znakmi morského dna. Tieto útvary predstavujú vrcholy plytkých štruktúr kôry vrátane pagod, zlomov a vrás, ktoré dnes ovplyvňujú morské dno. Zaznamenali zdvíhanie, natlakovanie a uvoľňovanie hélia a oxidu uhličitého pri dekarbonizačných reakciách tavenín plášťa a kôrových hornín. Tieto plyny sú pravdepodobne podobné tým, ktoré zásobujú hydrotermálne systémy Ischia, Campi Flegre a Soma-Vezuv, čo naznačuje zdroj plášťa zmiešaný s kôrovými tekutinami pod Neapolským zálivom. Podmorská expanzia a prasknutie spôsobené procesom plynového zdvihu a natlakovania vyžaduje pretlak 2-3 MPa. Zdvíhanie morského dna, zlomy a emisie plynu sú prejavmi nevulkanických otrasov, ktoré môžu predznamenávať erupcie morského dna a/alebo hydrotermálne explózie.
Hlbokomorské hydrotermálne (horúca voda a plyn) výboje sú bežným znakom stredooceánskych chrbtov a konvergentných okrajov platní (vrátane ponorených častí ostrovných oblúkov), zatiaľ čo studené výboje plynných hydrátov (chlatrátov) sú často charakteristické pre kontinentálne šelfy a pasívne okraje1, 2, 3, 4, 5. Výskyt hydrotermálnych výbojov z morského dna v pobrežných oblastiach naznačuje zdroje tepla (rezervoáre magmy) v kontinentálnej kôre a/alebo plášti. Tieto výboje môžu predchádzať výstupu magmy cez najvrchnejšie vrstvy zemskej kôry a vyvrcholiť erupciou a umiestnením sopečných podmorských vrchov6. Preto je pre posúdenie možných sopiek rozhodujúca identifikácia (a) morfológií spojených s aktívnou deformáciou morského dna a (b) emisií plynov v blízkosti obývaných pobrežných oblastí, ako je sopečná oblasť Neapola v Taliansku (~1 milión obyvateľov). Plytká erupcia. Okrem toho, zatiaľ čo morfologické znaky spojené s hlbokomorskými hydrotermálnymi alebo hydrátovými emisiami plynu sú relatívne dobre známe vďaka ich geologickým a biologickým vlastnostiam, výnimkou sú morfologické znaky spojené s plytšími vodami, s výnimkou tých, ktoré sa vyskytujú v jazere In 12, existuje relatívne málo záznamov. V tejto práci uvádzame nové batymetrické, seizmické, údaje o vodnom stĺpci a geochemické údaje pre podvodnú, morfologicky a štrukturálne zložitú oblasť ovplyvnenú emisiami plynu v Neapolskom zálive (južné Taliansko), približne 5 km od neapolského prístavu. Tieto údaje boli zozbierané počas plavby SAFE_2014 (august 2014) na palube R/V Urania. Opisujeme a interpretujeme štruktúry morského dna a podpovrchových štruktúr, kde dochádza k emisiám plynu, skúmame zdroje unikajúcich tekutín, identifikujeme a charakterizujeme mechanizmy, ktoré regulujú vzostup plynu a súvisiace deformácie, a diskutujeme o vplyvoch vulkanológie.
Neapolský záliv tvorí pliokvartérny západný okraj, severozápadno-juhovýchodnú predĺženú tektonickú depresiu Kampánie13,14,15.JZ Ischie (cca 150-1302 n. l.), krátera Campi Flegre (cca 300-1538) a Soma-Vezuv (od roku <360-1944). Toto usporiadanie obmedzuje záliv na severe n. l.15, zatiaľ čo juh hraničí so Sorrentským polostrovom (obr. 1a). Neapolský záliv je ovplyvnený prevládajúcimi významnými zlommi severovýchod-juhozápad a sekundárnymi významnými zlommi severozápad-juhovýchod (obr. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vezuv sa vyznačujú hydrotermálnymi prejavmi, deformáciou podložia a plytkou seizmicitou16,17,18 (napr. turbulentná udalosť v Campi Flegrei v rokoch 1982-1984 so zdvihnutím 1,8 m a tisíckami zemetrasení). Nedávne štúdie19,20 naznačujú, že môže existovať Súvislosť medzi dynamikou Soma-Vezuvu a Campi Flegre, pravdepodobne spojená s „hlbokými“ jednotlivými magmatickými rezervoármi. Sopečná aktivita a oscilácie hladiny mora v posledných 36 tis. rokov Campi Flegrei a 18 tis. rokov Somma Vezuvu riadili sedimentárny systém Neapolského zálivu. Nízka hladina mora v poslednom glaciálnom maxime (18 tis. rokov) viedla k regresii pobrežného plytkého sedimentárneho systému, ktorý bol následne vyplnený transgresívnymi udalosťami počas neskorého pleistocénu a holocénu. Emisie podmorských plynov boli zistené okolo ostrova Ischia a pri pobreží Campi Flegre a v blízkosti Soma-Vezuvu (obr. 1b).
(a) Morfologické a štrukturálne usporiadanie kontinentálneho šelfu a Neapolského zálivu 15, 23, 24, 48. Bodky predstavujú hlavné centrá podmorských erupcií; červené čiary predstavujú hlavné zlomy. (b) Batymetria Neapolského zálivu s detekovanými prieduchmi tekutín (bodky) a stopami seizmických čiar (čierne čiary). Žlté čiary predstavujú trajektórie seizmických čiar L1 a L2 uvedené na obrázku 6. Hranice kupolovitých štruktúr Banco della Montagna (BdM) sú v (a, b) označené modrými prerušovanými čiarami. Žlté štvorce označujú polohy profilov akustického vodného stĺpca a snímky CTD-EMBlank, CTD-EM50 a ROV sú uvedené na obrázku 5. Žltý kruh označuje polohu výboja vzorky plynu a jeho zloženie je znázornené v tabuľke S1. Spoločnosť Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) používa grafiku generovanú softvérom Surfer® 13.
Na základe údajov získaných počas plavby SAFE_2014 (august 2014) (pozri Metódy) bol vytvorený nový digitálny model terénu (DTM) Neapolského zálivu s rozlíšením 1 m. DTM ukazuje, že morské dno južne od prístavu Neapol sa vyznačuje mierne sa zvažujúcim povrchom orientovaným na juh (sklon ≤3°), prerušeným kupolovitou štruktúrou s rozmermi 5,0 × 5,3 km, lokálne známou ako Banco della Montagna (BdM). Obr. 1a,b).BdM sa vyvíja v hĺbke približne 100 až 170 metrov, 15 až 20 metrov nad okolitým morským dnom. Dóm BdM vykazoval morfológiu podobnú mohyle vďaka 280 subkruhovým až oválnym mohylám (obr. 2a), 665 kužeľom a 30 jamám (obr. 3 a 4). Mohyla má maximálnu výšku a obvod 22 m a 1 800 m. Kruhovitosť [C = 4π(plocha/obvod2)] mohyl sa znižovala so zvyšujúcim sa obvodom (obr. 2b). Osové pomery mohyl sa pohybovali medzi 1 a 6,5, pričom mohyly s osovým pomerom > 2 vykazovali preferovaný smer N45°E + 15° a rozptýlenejší sekundárny, rozptýlenejší smer N105°E až N145°E (obr. 2c). Jednoduché alebo zarovnané kužele existujú na rovine BdM a na vrchole kopca (obr. 3a, b). Kužeľovité usporiadanie sleduje usporiadanie kopcov, na ktorých sa nachádzajú. Znaky v tvare jamiek sa bežne nachádzajú na plochom morskom dne (obr. 3c) a občas aj na kopcoch. Priestorové hustoty kužeľov a značiek v tvare jamiek ukazujú, že prevládajúce smerovanie SV-JZ vymedzuje severovýchodné a juhozápadné hranice dómu BdM (obr. 4a, b); menej rozšírená trasa SZ-JV sa nachádza v centrálnej oblasti BdM.
(a) Digitálny model terénu (veľkosť bunky 1 m) kupoly Banco della Montagna (BdM).(b) Obvod a kruhovitosť mohýl BdM.(c) Osový pomer a uhol (orientácia) hlavnej osi najlepšie prispôsobenej elipsy obklopujúcej mohylu. Štandardná chyba digitálneho modelu terénu je 0,004 m; štandardné chyby obvodu a kruhovitosti sú 4,83 m a 0,01 a štandardné chyby osového pomeru a uhla sú 0,04 a 3,34°.
Detaily identifikovaných kužeľov, kráterov, kopcov a jám v oblasti BdM extrahované z DTM na obrázku 2.
(a) Zarovnávacie kužele na plochom morskom dne; (b) kužele a krátery na štíhlych vyvýšeninách smerujúcich severozápad-juhovýchod; (c) vrypy na mierne ponorenom povrchu.
(a) Priestorové rozloženie zistených kráterov, jám a aktívnych výbojov plynu. (b) Priestorová hustota kráterov a jám uvedená v bode (a) (počet/0,2 km2).
V oblasti BdM sme z ozvučných snímok vodného stĺpca z ROV a priamych pozorovaní morského dna získaných počas plavby SAFE_2014 v auguste 2014 identifikovali 37 plynných emisií (obrázky 4 a 5). Akustické anomálie týchto emisií ukazujú vertikálne predĺžené tvary stúpajúce z morského dna, ktoré sa pohybujú vertikálne medzi 12 a približne 70 m (obr. 5a). Na niektorých miestach tvorili akustické anomálie takmer súvislý „vlak“. Pozorované bublinové oblaky sa značne líšia: od súvislých, hustých prúdov bublín až po krátkodobé javy (doplnkový film 1). Inšpekcia ROV umožňuje vizuálne overenie výskytu vetracích otvorov tekutín z morského dna a zvýrazňuje malé škvrny na morskom dne, niekedy obklopené červenými až oranžovými sedimentmi (obr. 5b). V niektorých prípadoch kanály ROV reaktivujú emisie. Morfológia vetracích otvorov ukazuje kruhový otvor v hornej časti bez rozšírenia vo vodnom stĺpci. Hodnota pH vo vodnom stĺpci tesne nad bodom vypúšťania vykazovala výrazný pokles, čo naznačuje lokálne kyslejšie podmienky (obr. 5c,d). Najmä pH nad bodom vypúšťania plynu BdM o... Hĺbka v hĺbke 75 m sa znížila z 8,4 (v hĺbke 70 m) na 7,8 (v hĺbke 75 m) (obr. 5c), zatiaľ čo iné lokality v Neapolskom zálive mali hodnoty pH medzi 0 a 160 m v hĺbkovom intervale medzi 8,3 a 8,5 (obr. 5d). Na dvoch lokalitách vo vnútri aj mimo oblasti BdM v Neapolskom zálive nedošlo k významným zmenám teploty a slanosti morskej vody. V hĺbke 70 m je teplota 15 °C a slanosť je približne 38 PSU (obr. 5c,d). Merania pH, teploty a slanosti naznačili: a) účasť kyslých tekutín spojených s procesom odplyňovania BdM a b) absenciu alebo veľmi pomalé vypúšťanie termálnych tekutín a soľanky.
(a) Okno snímania akustického profilu vodného stĺpca (echometer Simrad EK60). Zvislý zelený pás zodpovedajúci plynovej erupcii detekovanej pri výtoku tekutiny EM50 (približne 75 m pod hladinou mora) v oblasti BdM; zobrazené sú aj multiplexné signály zo dna a morského dna (b) zachytené diaľkovo ovládaným vozidlom v oblasti BdM. Jedna fotografia zobrazuje malý kráter (čierny kruh) obklopený červeným až oranžovým sedimentom. (c, d) Dáta CTD z viacparametrovej sondy spracované pomocou softvéru SBED-Win32 (Seasave, verzia 7.23.2). Vzorce vybraných parametrov (slanosť, teplota, pH a kyslík) vodného stĺpca nad výtokom tekutiny EM50 (panel c) a mimo oblasti výtoku Bdm (panel d).
V období od 22. do 28. augusta 2014 sme zo študovanej oblasti odobrali tri vzorky plynu. Tieto vzorky vykazovali podobné zloženie, v ktorom dominoval CO2 (934 – 945 mmol/mol), nasledovaný relevantnými koncentráciami N2 (37 – 43 mmol/mol), CH4 (16 – 24 mmol/mol) a H2S (0,10 mmol/mol) – 0,44 mmol/mol, zatiaľ čo H2 a He boli menej zastúpené (<0,052 a <0,016 mmol/mol) (obr. 1b; tabuľka S1, doplnkový film 2). Namerali sa aj relatívne vysoké koncentrácie O2 a Ar (až do 3,2 a 0,18 mmol/mol). Súčet ľahkých uhľovodíkov sa pohybuje od 0,24 do 0,30 mmol/mol a pozostáva z alkánov C2 – C4, aromatických uhľovodíkov (najmä benzénu), propénu a zlúčenín obsahujúcich síru (tiofén). Hodnota 40Ar/36Ar je v súlade s hodnotami vzduchu. (295,5), hoci vzorka EM35 (dóm BdM) má hodnotu 304, čo ukazuje mierny nadbytok 40Ar. Pomer δ15N bol vyšší ako pre vzduch (až do +1,98 % oproti vzduchu), zatiaľ čo hodnoty δ13C-CO2 sa pohybovali od -0,93 do 0,44 % oproti V-PDB. Hodnoty R/Ra (po korekcii znečistenia ovzdušia pomocou pomeru 4He/20Ne) boli medzi 1,66 a 1,94, čo naznačuje prítomnosť veľkého podielu He v plášti. Kombináciou izotopu hélia s CO2 a jeho stabilným izotopom 22 je možné ďalej objasniť zdroj emisií v BdM. Na mape CO2 pre CO2/3He oproti δ13C (obr. 6) je zloženie plynu BdM porovnané so zložením fumarol Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesuv. Obrázok 6 tiež uvádza teoretické miešacie čiary medzi tromi rôznymi zdrojmi uhlíka. ktoré môžu byť zapojené do produkcie plynu BdM: rozpustené taveniny odvodené z plášťa, sedimenty bohaté na organické látky a uhličitany. Vzorky BdM spadajú na líniu miešania znázornenú tromi sopkami Kampánie, teda miešanie medzi plynmi z plášťa (o ktorých sa predpokladá, že sú mierne obohatené o oxid uhličitý v porovnaní s klasickými MORB na účely prispôsobenia údajov) a reakciami spôsobenými dekarbonizáciou kôry. Výsledná plynová hornina.
Pre porovnanie sú uvedené hybridné čiary medzi zložením plášťa a koncovými členmi vápenca a organických sedimentov. Rámčeky predstavujú oblasti fumarol Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesvius 59, 60, 61. Vzorka BdM sa nachádza v zmiešanom trende sopky Kampánia. Koncový člen zmiešanej čiary je z plášťového zdroja, čo je plyn produkovaný dekarbonizačnou reakciou uhličitanových minerálov.
Seizmické rezy L1 a L2 (obr. 1b a 7) znázorňujú prechod medzi BdM a distálnymi stratigrafickými sekvenciami vulkanických oblastí Somma-Vezuv (L1, obr. 7a) a Campi Flegrei (L2, obr. 7b). BdM sa vyznačuje prítomnosťou dvoch hlavných seizmických formácií (MS a PS na obr. 7). Vrchná (MS) vykazuje subparalelné reflektory s vysokou až strednou amplitúdou a laterálnou kontinuitou (obr. 7b, c). Táto vrstva zahŕňa morské sedimenty unášané systémom posledného glaciálneho maxima (LGM) a pozostáva z piesku a ílu23. Podkladová vrstva PS (obr. 7b–d) sa vyznačuje chaotickou až transparentnou fázou v tvare stĺpov alebo presýpacích hodín. Vrchná časť sedimentov PS tvorila mohyly na morskom dne (obr. 7d). Tieto diapírom podobné geometrie demonštrujú vniknutie transparentného materiálu PS do najvrchnejších sedimentov MS. Vztlak je zodpovedný za tvorbu vrás a zlomov, ktoré ovplyvňujú vrstvu MS a prekrývajúce súčasné sedimenty morského dna BdM (obr. 7b–d). Stratigrafický interval MS je jasne delaminovaný vo východoeurópskej časti sekcie L1, zatiaľ čo smerom k BdM belie v dôsledku prítomnosti vrstvy nasýtenej plynom (GSL) pokrytej niektorými vnútornými úrovňami sekvencie MS (obr. 7a). Gravitačné jadrá zozbierané na vrchole BdM zodpovedajúce priehľadnej seizmickej vrstve naznačujú, že najvrchnejších 40 cm pozostáva z piesku uloženého nedávno až do súčasnosti; )24,25 a úlomky pemzy z explozívnej erupcie Campi Flegrei z „Neapolského žltého tufu“ (14,8 ka)26. Priehľadnú fázu vrstvy PS nemožno vysvetliť iba chaotickými procesmi miešania, pretože chaotické vrstvy spojené so zosuvmi pôdy, bahennými prúdmi a pyroklastickými prúdmi nachádzajúcimi sa mimo BdM v Neapolskom zálive sú akusticky nepriehľadné21,23,24. Dospeli sme k záveru, že pozorované seizmické fácie BdM PS, ako aj vzhľad podmorského výbežku vrstvy PS (obr. 7d) odrážajú vzostup zemného plynu.
(a) Jednostopový seizmický profil L1 (navigačná stopa na obr. 1b) zobrazujúci stĺpovité (pagodové) priestorové usporiadanie. Pagoda pozostáva z chaotických nánosov pemzy a piesku. Plynom nasýtená vrstva, ktorá sa nachádza pod pagodou, narúša kontinuitu hlbších formácií. (b) Jednokanálový seizmický profil L2 (navigačná stopa na obr. 1b), zvýrazňujúci narezanie a deformáciu morských dna, morských (MS) a nánosov pemzového piesku (PS). (c) Detaily deformácie v MS a PS sú uvedené v (c,d). Za predpokladu rýchlosti 1580 m/s v najvrchnejšom sedimente predstavuje 100 ms približne 80 m vo vertikálnej mierke.
Morfologické a štrukturálne charakteristiky BdM sú podobné iným podmorským hydrotermálnym a plynohydrátovým poliam na celom svete2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 a často sú spojené s výlevmi (klenby a mohyly) a výbojmi plynu (kužele, jamy). Kužele a jamy zarovnané s BdM a predĺžené mohyly naznačujú štrukturálne riadenú priepustnosť (obrázky 2 a 3). Priestorové usporiadanie mohyl, jám a aktívnych prieduchov naznačuje, že ich rozloženie je čiastočne riadené impaktnými zlommi v smere SZ-JV a SV-JZ (obr. 4b). Ide o preferované smery zlomových systémov ovplyvňujúcich vulkanické oblasti Campi Flegrei a Somma-Vezuv a Neapolský záliv. Najmä štruktúra prvého z nich riadi umiestnenie hydrotermálneho výboja z krátera Campi Flegrei35. Preto sme dospeli k záveru, že zlomy a pukliny v Neapolskom zálive predstavujú preferovanú cestu pre migráciu plynu na povrch, čo je znak zdieľaný aj inými štrukturálne riadenými hydrotermálnymi zdrojmi. systémy36,37. Je pozoruhodné, že kužele a jamy BdM neboli vždy spojené s mohylami (obr. 3a,c). To naznačuje, že tieto mohyly nemusia nevyhnutne predstavovať prekurzory tvorby jám, ako to naznačujú iní autori pre zóny hydrátov plynu32,33. Naše závery podporujú hypotézu, že narušenie sedimentov morského dna kupoly nie vždy vedie k tvorbe jám.
Tri zozbierané plynné emisie vykazujú chemické znaky typické pre hydrotermálne kvapaliny, a to najmä CO2 s významnými koncentráciami redukčných plynov (H2S, CH4 a H2) a ľahkých uhľovodíkov (najmä benzénu a propylénu)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabuľka S1). Prítomnosť atmosférických plynov (ako je O2), u ktorých sa neočakáva prítomnosť v emisiách z ponoriek, môže byť spôsobená kontamináciou zo vzduchu rozpusteného v morskej vode, ktorý prichádza do kontaktu s plynmi uloženými v plastových boxoch používaných na odber vzoriek, keďže sa ROV vyťahujú z oceánskeho dna do mora na odpaľovanie. Naopak, kladné hodnoty δ15N ​​a vysoký pomer N2/Ar (až 480) výrazne vyšší ako ASW (voda nasýtená vzduchom) naznačujú, že väčšina N2 pochádza z extraatmosférických zdrojov, čo je v súlade s prevládajúcim hydrotermálnym pôvodom týchto plynov. Hydrotermálno-vulkanický pôvod plynu BdM potvrdzuje obsah CO2 a He a ich izotopové znaky. Izotopy uhlíka (δ13C-CO2 od -0,93 % do +0,4 %) a hodnoty CO2/3He ​​(od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) naznačujú, že vzorky BdM patria do zmiešaného trendu fumarol okolo koncových členov plášťa Neapolského zálivu a dekarbonizácie. Vzťah medzi plynmi produkovanými reakciou (obrázok 6). Konkrétnejšie, vzorky plynu BdM sa nachádzajú pozdĺž trendu miešania približne na rovnakom mieste ako tekutiny zo susedných sopiek Campi Flegrei a Somma-Veusivus. Sú viac krustálne ako fumaroly Ischia, ktoré sú bližšie ku koncu plášťa. Somma-Vezuv a Campi Flegrei majú vyššie hodnoty 3He/4He ​​(R/Ra medzi 2,6 a 2,9) ako BdM (R/Ra medzi 1,66 a 1,96; tabuľka S1). To naznačuje, že pridávanie a akumulácia rádiogénneho He pochádza z rovnakého zdroja magmy, ktorý napájali sopky Somma-Vesuv a Campi Flegrei. Absencia detekovateľných frakcií organického uhlíka v emisiách BdM naznačuje, že organické sedimenty nie sú zapojené do procesu odplyňovania BdM.
Na základe vyššie uvedených údajov a výsledkov experimentálnych modelov kupolovitých štruktúr spojených s podmorskými oblasťami bohatými na plyn môže byť za vznik kilometrových kupol BdM zodpovedné hlboké natlakovanie plynu. Na odhad pretlaku Pdef vedúceho k klenbe BdM sme použili model mechaniky tenkých dosiek33,34 za predpokladu, že na základe zozbieraných morfologických a seizmických údajov je klenba BdM subkruhová vrstva s polomerom a väčším ako deformovaný mäkký viskózny depozit. Vertikálny maximálny posun w a hrúbka h (doplnkový obrázok S1) sú uvedené v bode S1. Pdef je rozdiel medzi celkovým tlakom a statickým tlakom horniny plus tlakom vodného stĺpca. Pri BdM je polomer približne 2 500 m, w je 20 m a maximum h odhadnuté zo seizmického profilu je približne 100 m. Vypočítame Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 zo vzťahu, kde D je ohybová tuhosť; D je dané vzťahom (E h3)/[12(1 – ν2)], kde E je Youngov modul pružnosti sedimentu, ν je Poissonov pomer (~0,5)33. Keďže mechanické vlastnosti sedimentov BdM nemožno merať, stanovili sme E = 140 kPa, čo je primeraná hodnota pre pobrežné piesočnaté sedimenty47 podobné BdM14,24. Neberieme do úvahy vyššie hodnoty E uvedené v literatúre pre sedimenty s prachovým ílom (300 < E < 350 000 kPa)33,34, pretože sedimenty BDM pozostávajú prevažne z piesku, nie z prachového alebo prachového ílu24. Získali sme Pdef = 0,3 Pa, čo je v súlade s odhadmi procesov zdvíhania morského dna v prostrediach panví s hydrátmi plynu, kde sa Pdef pohybuje od 10-2 do 103 Pa, pričom nižšie hodnoty predstavujú nízky pomer vody a/alebo vody. V BdM je zníženie tuhosti spôsobené lokálnym nasýtením sedimentu plynom. a/alebo výskyt už existujúcich zlomenín môže tiež prispieť k zlyhaniu a následnému uvoľneniu plynu, čo umožňuje vznik pozorovaných vetracích štruktúr. Zozbierané odrazené seizmické profily (obr. 7) naznačujú, že sedimenty PS boli zdvihnuté z GSL, čím tlačili nahor nadložné morské sedimenty MS, čo viedlo k vzniku kopcov, vrás, zlomov a sedimentárnych zárezov (obr. 7b,c). To naznačuje, že pemza stará 14,8 až 12 ka prenikla do mladšej vrstvy MS procesom transportu plynu smerom nahor. Morfologické znaky štruktúry BdM možno považovať za výsledok pretlaku vytvoreného výtokom tekutiny spôsobeným GSL. Vzhľadom na to, že aktívny výtok je možné pozorovať od morského dna až do hĺbky viac ako 170 m nad morom48, predpokladáme, že pretlak tekutiny v GSL presahuje 1 700 kPa. Migrácia plynov v sedimentoch smerom nahor mala tiež účinok drhnutia materiálu obsiahnutého v MS, čo vysvetľuje prítomnosť chaotických sedimentov v gravitačných jadrách odobratých na BdM25. Okrem toho, Pretlak GSL vytvára komplexný systém zlomov (polygonálny zlom na obr. 7b). Táto morfológia, štruktúra a stratigrafické osídlenie, označované ako „pagody“49,50, boli pôvodne pripisované sekundárnym účinkom starých ľadovcových formácií a v súčasnosti sa interpretujú ako účinky stúpajúceho plynu31,33 alebo evaporitov50. Na kontinentálnom okraji Kampánie sú evaporačné sedimenty vzácne, aspoň v najvrchnejších 3 km kôry. Preto je mechanizmus rastu pagod BdM pravdepodobne riadený stúpaním plynu v sedimentoch. Tento záver podporujú transparentné seizmické fácie pagody (obr. 7), ako aj údaje z gravitačného jadra, ako bolo predtým publikované24, kde súčasný piesok vyviera s „Pomici Principali“25 a „Neapolským žltým tufom“26 Campi Flegrei. Okrem toho, usadeniny PS prenikli a deformovali najvrchnejšiu vrstvu MS (obr. 7d). Toto štrukturálne usporiadanie naznačuje, že pagoda predstavuje stúpanie štruktúra a nielen plynovod. Vznik pagody teda riadia dva hlavné procesy: a) hustota mäkkého sedimentu klesá so vstupom plynu zospodu; b) zmes plynu a sedimentu stúpa, čo je pozorované vrásnenie, zlom a praskliny spôsobené usadeninami MS (obrázok 7). Podobný mechanizmus vzniku bol navrhnutý pre pagody spojené s hydrátmi plynu v Južnom Škótskom mori (Antarktída). Pagody BdM sa objavili v skupinách v kopcovitých oblastiach a ich vertikálny rozsah bol v priemere 70 – 100 m v čase obojsmerného pohybu (TWTT) (obr. 7a). Vzhľadom na prítomnosť vlnenia MS a vzhľadom na stratigrafiu gravitačného jadra BdM usudzujeme, že vek vzniku štruktúr pagod je menej ako približne 14 – 12 000 rokov. Okrem toho je rast týchto štruktúr stále aktívny (obr. 7d), pretože niektoré pagody prenikli a deformovali nadložný súčasný piesok BdM (obr. 7d).
Skutočnosť, že pagoda neprekročila súčasné morské dno, naznačuje, že (a) stúpanie plynu a/alebo lokálne zastavenie miešania plynu a sedimentu a/alebo (b) možné laterálne prúdenie zmesi plynu a sedimentu neumožňuje lokálny proces pretlaku. Podľa modelu teórie diapíru52 laterálne prúdenie vykazuje negatívnu rovnováhu medzi rýchlosťou prísunu zmesi bahna a plynu zospodu a rýchlosťou, ktorou sa pagoda pohybuje smerom nahor. Zníženie rýchlosti prísunu môže súvisieť so zvýšením hustoty zmesi v dôsledku vymiznutia prísunu plynu. Vyššie uvedené výsledky a vztlakom riadený vztlak riadený vztlak nám umožňujú odhadnúť výšku stĺpca vzduchu hg. Vztlak je daný vzťahom ΔP = hgg (ρw – ρg), kde g je gravitácia (9,8 m/s2) a ρw a ρg sú hustoty vody a plynu. ΔP je súčet predtým vypočítaného Pdef a litostatického tlaku Plith sedimentárnej dosky, t. j. ρsg h, kde ρs je hustota sedimentu. V tomto prípade je hodnota hg potrebná pre požadovaný vztlak daná vzťahom hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. V BdM nastavíme Pdef = 0,3 Pa a h = 100 m (pozri vyššie), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg je zanedbateľné, pretože ρw ≫ρg. Dostaneme hg = 245 m, hodnotu predstavujúcu hĺbku dna GSL. ΔP je 2,4 MPa, čo je pretlak potrebný na prerušenie morského dna BdM a vytvorenie vetracích otvorov.
Zloženie plynu BdM je v súlade so zdrojmi z plášťa, ktoré boli zmenené pridaním tekutín spojených s dekarbonizačnými reakciami kôrových hornín (obr. 6). Zhruba orientované východozápadné usporiadania dómov BdM a aktívnych sopiek, ako sú Ischia, Campi Flegre a Soma-Vesuv, spolu so zložením emitovaných plynov naznačujú, že plyny emitované z plášťa pod celou sopečnou oblasťou Neapola sú zmiešané. Stále viac kôrových tekutín sa pohybuje zo západu (Ischia) na východ (Somma-Vesuiv) (obr. 1b a 6).
Dospeli sme k záveru, že v Neapolskom zálive, niekoľko kilometrov od neapolského prístavu, sa nachádza 25 km2 široká kupolovitá štruktúra, ktorá je ovplyvnená aktívnym procesom odplyňovania a spôsobená umiestnením pagod a mohyl. V súčasnosti signatúry BdM naznačujú, že nemagmatická turbulencia53 môže predchádzať embryonálnemu vulkanizmu, t. j. skorému vypúšťaniu magmy a/alebo tepelných tekutín. Mali by sa zaviesť monitorovacie aktivity na analýzu vývoja javov a na detekciu geochemických a geofyzikálnych signálov naznačujúcich potenciálne magmatické poruchy.
Profily akustického vodného stĺpca (2D) boli získané počas plavby SAFE_2014 (august 2014) na R/V Urania (CNR) Národným výskumným inštitútom pobrežného morského prostredia (IAMC). Akustický odber vzoriek bol vykonaný vedeckým echolotom Simrad EK60 s delením lúča pracujúcim na frekvencii 38 kHz. Akustické údaje boli zaznamenávané pri priemernej rýchlosti približne 4 km. Získané snímky z echolotolu boli použité na identifikáciu výtokov tekutín a presné definovanie ich polohy v oblasti zberu (medzi 74 a 180 m n. m.). Fyzikálne a chemické parametre vo vodnom stĺpci boli merané pomocou multiparametrových sond (vodivosť, teplota a hĺbka, CTD). Údaje boli zhromaždené pomocou sondy CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) a spracované pomocou softvéru SBED-Win32 (Seasave, verzia 7.23.2). Vizuálna kontrola morského dna bola vykonaná pomocou zariadenia ROV (diaľkovo ovládané vozidlo) „Pollux III“ (GEItaliana) s dvoma... (nízke a vysoké rozlíšenie) kamery.
Zber viaclúčových dát sa uskutočnil pomocou viaclúčového sonarového systému Simrad EM710 s frekvenciou 100 kHz (Kongsberg). Systém je prepojený s diferenciálnym globálnym pozičným systémom, aby sa zabezpečili submetrické chyby v polohovaní lúča. Akustický impulz má frekvenciu 100 kHz, spúšťací impulz 150° a celkový rozsah 400 lúčov. Počas zberu sa merajú a aplikujú profily rýchlosti zvuku v reálnom čase. Dáta sa spracovali pomocou softvéru PDS2000 (Reson-Thales) podľa štandardu Medzinárodnej hydrografickej organizácie (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pre navigáciu a korekciu prílivu a odlivu. Redukcia šumu spôsobená náhodnými špičkami prístrojov a vylúčením lúča nízkej kvality sa vykonala pomocou nástrojov na úpravu pásiem a odstraňovanie špičiek. Kontinuálnu detekciu rýchlosti zvuku vykonáva kýlová stanica umiestnená v blízkosti viaclúčového prevodníka a každých 6-8 hodín získava a aplikuje profily rýchlosti zvuku v reálnom čase vo vodnom stĺpci, aby sa zabezpečila rýchlosť zvuku v reálnom čase pre správne riadenie lúča. Celý... Súbor údajov pozostáva z približne 440 km2 (hĺbka 0 – 1 200 m). Údaje boli použité na vytvorenie digitálneho modelu terénu (DTM) s vysokým rozlíšením, ktorý sa vyznačuje veľkosťou buniek siete 1 m. Finálny DTM (obr. 1a) bol vytvorený s údajmi o teréne (> 0 m nad morom) získanými s veľkosťou buniek siete 20 m Talianskym geo-vojenským inštitútom.
55-kilometrový profil seizmických údajov s vysokým rozlíšením, zozbieraný počas bezpečných oceánskych plavieb v rokoch 2007 a 2014, pokrýval plochu približne 113 štvorcových kilometrov, obe na R/V Urania. Profily Marisk (napr. seizmický profil L1, obr. 1b) boli získané pomocou boomerového systému IKB-Seistec. Akvizičná jednotka pozostáva z 2,5 m katamaranu, v ktorom je umiestnený zdroj a prijímač. Signatúra zdroja pozostáva z jedného pozitívneho vrcholu, ktorý je charakterizovaný vo frekvenčnom rozsahu 1-10 kHz a umožňuje rozlíšiť reflektory oddelené 25 cm. Bezpečné seizmické profily boli získané pomocou 1,4 kJ viachrotového seizmického zdroja Geospark prepojeného so softvérom Geotrace (Geo Marine Survey System). Systém pozostáva z katamaranu obsahujúceho zdroj 1–6,02 kHz, ktorý preniká až 400 milisekúnd do mäkkého sedimentu pod morským dnom s teoretickým vertikálnym rozlíšením 30 cm. Zariadenia Safe aj Marsik boli získané na... rýchlosť 0,33 výstrelov/s s rýchlosťou plavidla <3 Kn. Dáta boli spracované a prezentované pomocou softvéru Geosuite Allworks s nasledujúcim pracovným postupom: korekcia dilatácie, tlmenie vodného stĺpca, pásmová priepustnosť IIR filtrácia 2-6 KHz a AGC.
Plyn z podvodnej fumaroly sa zhromažďoval na morskom dne pomocou plastovej skrinky vybavenej gumovou membránou na hornej strane, ktorú umiestnil ROV hore dnom nad vetrací otvor. Keď vzduchové bubliny vstupujúce do skrinky úplne nahradia morskú vodu, ROV sa vráti do hĺbky 1 m a potápač prenesie zhromaždený plyn cez gumovú priehradku do dvoch vopred evakuovaných 60 ml sklenených baniek vybavených teflónovými uzatváracími kohútikmi, z ktorých jedna bola naplnená 20 ml 5N roztoku NaOH (banka typu Gegenbach). Hlavné kyslé plyny (CO2 a H2S) sa rozpustia v alkalickom roztoku, zatiaľ čo plyny s nízkou rozpustnosťou (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 a ľahké uhľovodíky) sa uložia do priestoru nad vzorkovacou fľašou. Anorganické plyny s nízkou rozpustnosťou sa analyzovali plynovou chromatografiou (GC) s použitím Shimadzu 15A vybaveného 10 m dlhou molekulárnou sitovou kolónou 5A a detektorom tepelnej vodivosti (TCD) 54. Argón a O2 sa analyzovali pomocou Thermo Focus. Plynový chromatograf vybavený 30 m dlhou kapilárnou molekulárno-sitovou kolónou a TCD. Metán a ľahké uhľovodíky boli analyzované pomocou plynového chromatografu Shimadzu 14A vybaveného 10 m dlhou kolónou z nehrdzavejúcej ocele naplnenou Chromosorb PAW 80/100 mesh, potiahnutou 23 % SP 1700 a plameňovým ionizačným detektorom (FID). Kvapalná fáza bola použitá na analýzu 1) CO2, ako, titrovaného 0,5 N roztokom HCl (Metrohm Basic Titrino) a 2) H2S, ako, po oxidácii s 5 ml H2O2 (33 %), pomocou iónovej chromatografie (IC) (IC) (Wantong 761). Analytická chyba titrácie, GC a IC analýzy je menšia ako 5 %. Po štandardných extrakčných a čistiacich postupoch pre zmesi plynov bol 13C/12C CO2 (vyjadrený ako δ13C-CO2 % a V-PDB) analyzovaný pomocou hmotnostného spektrometra Finningan Delta S55,56. Na odhad vonkajšej presnosti boli použité štandardy Carrarský a San Vincenzský mramor (interný), NBS18 a NBS19 (medzinárodný), zatiaľ čo analytická chyba a reprodukovateľnosť boli ±0,05 % a ±0,1 %.
Hodnoty δ15N (vyjadrené ako % oproti vzduchu) a 40Ar/36Ar boli stanovené pomocou plynového chromatografu (GC) Agilent 6890 N spojeného s hmotnostným spektrometrom Finnigan Delta plusXP s kontinuálnym prietokom. Chyba analýzy je: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. Pomer izotopov He (vyjadrený ako R/Ra, kde R je 3He/4He merané vo vzorke a Ra je rovnaký pomer v atmosfére: 1,39 × 10−6)57 bol stanovený v laboratóriu INGV-Palermo (Taliansko). 3He, 4He a 20Ne boli stanovené pomocou hmotnostného spektrometra s dvojitým kolektorom (Helix SFT-GVI)58 po separácii He a Ne. Chyba analýzy ≤ 0,3 %. Typické slepé vzorky pre He a Ne sú <10-14 a <10-16 mol.
Ako citovať tento článok: Passaro, S. a kol. Zdvihnutie morského dna spôsobené procesom odplyňovania odhaľuje začínajúcu sopečnú aktivitu pozdĺž pobrežia. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geológia a biológia moderných a starovekých priesakov a vetracích otvorov uhľovodíkov na morskom dne: úvod. Geografický oceán Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK a Dillon, WP Globálny výskyt plynových hydrátov. In Kvenvolden, KA a Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hydráty zemného plynu: Výskyt, distribúcia a detekcia. Geophysical Monograph 124 Americkej geofyzikálnej únie, 2001).
Fisher, AT Geofyzikálne obmedzenia hydrotermálnej cirkulácie. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Správa z workshopu v Durhame, Prenos energie a hmoty v morských hydrotermálnych systémoch, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. a Heinrich, C. Štruktúra a dynamika hydrotermálnych systémov stredooceánskych chrbtov. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. a Collett, TS Súčasné názory na zdroje plynných hydrátov. energia. a environmentálna veda. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ a Stewart, SA Vnútorná štruktúra a história erupcií systému bahenných sopiek s kilometrovým rozsahom v južnom Kaspickom mori. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. a kol. Vlastnosti morského dna spojené s presakovaním uhľovodíkov z hlbokomorských karbonátových bahenných kopcov v Cádizskom zálive: od bahenného prúdenia po karbonátové sedimenty. Geografia, marec. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL a Cartwright, J. 3D seizmické znázornenie kilometrových potrubí na únik kvapalín pri pobreží Namíbie. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Charakteristiky prúdenia tekutín v ropovodných a plynovodných systémoch: Čo nám hovoria o vývoji panvy? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA a Imbert, P. Vertikálny vývoj štruktúry výtoku kvartérnych tekutín v neogéne vo vzťahu k tokom plynu v dolnokonžskej panve pri pobreží Angoly. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY a kol. Hydrotermálna a tektonická aktivita v severnom Yellowstonskom jazere, Wyoming. Geológia. Socialistická strana. Yes. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. a Scandone, P. Tyrhénska panva a Apeninský oblúk: Kinematické vzťahy od neskorého totonu. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia a kol. Tektonická a krustálna štruktúra na kontinentálnom okraji Kampánie: vzťah k sopečnej aktivite.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP a De Astis G. Relatívna úloha riftovej tektoniky a procesov magmatického vztlaku: závery z geofyzikálnych, štrukturálnych a geochemických údajov v neapolskej sopečnej oblasti (južné Taliansko). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ a Mastrolorenzo, G. Mechanizmy nedávneho vertikálneho pohybu zemskej kôry v kráteri Campi Flegrei v južnom Taliansku. geológia. Socialistická strana. Áno. Špecifikácia. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. a kol. Krátkodobá deformácia terénu a seizmicita v kráteri Campi Flegrei (Taliansko): príklad obnovy aktívnej hmoty v husto osídlenej oblasti. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. a Saccorotti, G. Hydrotermálny pôvod dlhodobej 4D aktivity v sopečnom komplexe Campi Flegrei v Taliansku. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. a Mastrolorenzo, G. Rýchla diferenciácia v magmatických rezervoároch podobných pralom: prípadová štúdia z krátera Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR a kol. Časové rady InSAR, korelačná analýza a modelovanie časovej korelácie odhaľujú možné prepojenie Campi Flegrei a Vezuvu. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Štrukturálna a stratigrafická štruktúra prvej polovice tyrhénskeho záhybu (Neapolský záliv, Taliansko). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. a Marty, B. Zdroje uhlíka v sopečnom popole z ostrovných oblúkov. Chemická geológia. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafia kaňonu Dohrn: Reakcie na pokles hladiny mora a tektonický zdvih na vonkajšom kontinentálnom šelfe (východný okraj Tyrhénskeho mora, Taliansko). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).