Faleminderit që vizituat Nature.com. Versioni i shfletuesit që po përdorni ka mbështetje të kufizuar për CSS. Për përvojën më të mirë, ju rekomandojmë të përdorni një shfletues të përditësuar (ose të çaktivizoni modalitetin e përputhshmërisë në Internet Explorer). Ndërkohë, për të siguruar mbështetje të vazhdueshme, ne do ta shfaqim faqen pa stile dhe JavaScript.
Ne raportojmë prova të ngritjes aktive të shtratit të detit dhe emetimeve të gazrave disa kilometra në det të hapur nga porti i Napolit (Itali). Gropat, kodrat dhe krateret janë tipare të shtratit të detit. Këto formacione përfaqësojnë majat e strukturave të cekëta të kores, duke përfshirë pagodat, çarjet dhe palosjet që ndikojnë në shtratin e detit sot. Ato regjistruan ngritjen, presionin dhe çlirimin e heliumit dhe dioksidit të karbonit në reaksionet e dekarbonizimit të shkrirjeve të mantelit dhe shkëmbinjve të kores. Këto gazra janë ndoshta të ngjashme me ato që ushqejnë sistemet hidrotermale të Ischia, Campi Flegre dhe Soma-Vezuvit, duke sugjeruar një burim manteli të përzier me lëngje të kores poshtë Gjirit të Napolit. Zgjerimi dhe këputja nëndetëse e shkaktuar nga procesi i ngritjes dhe presionit të gazit kërkon një mbipresion prej 2-3 MPa. Ngritjet e shtratit të detit, çarjet dhe emetimet e gazrave janë manifestime të trazirave jo-vullkanike që mund të paralajmërojnë shpërthime dhe/ose shpërthime hidrotermale.
Shkarkimet hidrotermale në det të thellë (ujë i nxehtë dhe gaz) janë një tipar i zakonshëm i kreshtave të oqeanit të mesëm dhe kufijve konvergjentë të pllakave (duke përfshirë pjesët e zhytura të harqeve ishullore), ndërsa shkarkimet e ftohta të hidrateve të gazit (klatratet) janë shpesh karakteristike për raftet kontinentale dhe kufijtë pasivë1, 2,3,4,5. Shfaqja e shkarkimeve hidrotermale të shtratit të detit në zonat bregdetare nënkupton burime nxehtësie (rezervuarë magme) brenda kores kontinentale dhe/ose mantelit. Këto shkarkime mund të paraprijnë ngritjen e magmës përmes shtresave më të sipërme të kores së Tokës dhe të kulmojnë në shpërthimin dhe vendosjen e maleve detare vullkanike6. Prandaj, identifikimi i (a) morfologjive të shoqëruara me deformimin aktiv të shtratit të detit dhe (b) emetimeve të gazrave pranë zonave bregdetare të populluara siç është rajoni vullkanik i Napolit në Itali (~1 milion banorë) është kritik për vlerësimin e vullkaneve të mundshme. Shpërthim i cekët. Për më tepër, ndërsa tiparet morfologjike të shoqëruara me emetimet e gazrave hidrotermale ose të hidrateve në det të thellë janë relativisht të njohura për shkak të vetive të tyre gjeologjike dhe biologjike, përjashtimet janë tiparet morfologjike të shoqëruara me ujëra më të cekëta, përveç atyre që ndodhin në In Liqeni 12, ka relativisht pak të dhëna. Këtu, ne paraqesim të dhëna të reja batimetrike, sizmike, të kolonës së ujit dhe gjeokimike për një rajon nënujor, morfologjikisht dhe strukturalisht kompleks të prekur nga emetimet e gazrave në Gjirin e Napolit (Italia Jugore), afërsisht 5 km nga porti i Napolit. Këto të dhëna u mblodhën gjatë lundrimit SAFE_2014 (gusht 2014) në bordin e R/V Urania. Ne përshkruajmë dhe interpretojmë strukturat e shtratit të detit dhe nëntokës ku ndodhin emetimet e gazrave, hetojmë burimet e lëngjeve që dalin, identifikojmë dhe karakterizojmë mekanizmat që rregullojnë ngritjen e gazit dhe deformimin e lidhur me të, dhe diskutojmë ndikimet vulkanologjike.
Gjiri i Napolit formon kufirin perëndimor Plio-Kuaternar, depresionin tektonik të zgjatur të Kampanjës në VP-JL13,14,15.VL të Ischias (rreth viteve 150-1302 pas Krishtit), kraterit Campi Flegre (rreth viteve 300-1538) dhe Soma-Vezuvit (nga <360-1944). Rregullimi e kufizon gjirin në veri të vitit 15, ndërsa në jug kufizohet me Gadishullin Sorrento (Fig. 1a). Gjiri i Napolit ndikohet nga thyerjet mbizotëruese të rëndësishme VL-JP dhe VL-JL (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei dhe Soma-Vezuvi karakterizohen nga manifestime hidrotermale, deformim të tokës dhe sizmicitet të cekët16,17,18 (p.sh., ngjarja turbulente në Campi Flegrei në vitet 1982-1984, me ngritje prej 1.8 m dhe mijëra tërmete). Studimet e fundit19,20 sugjerojnë se mund të ketë një lidhje. midis dinamikës së Soma-Vezuvit dhe asaj të Kampit Flegre, ndoshta e lidhur me rezervuarë të vetëm 'të thellë' të magmës. Aktiviteti vullkanik dhe luhatjet e nivelit të detit në 36 vitet e fundit të Kampit Flegrei dhe 18 vitet e fundit të Soma Vezuvit kontrollonin sistemin sedimentar të Gjirit të Napolit. Niveli i ulët i detit në maksimumin e fundit akullnajor (18 vitet e fundit) çoi në regresionin e sistemit sedimentar në det të hapur-cekët, i cili më pas u mbush nga ngjarje transgresive gjatë Pleistocenit të Vonë-Holocenit. Emetimet e gazrave nënujorë janë zbuluar rreth ishullit të Ischia-s dhe pranë brigjeve të Kampit Flegre dhe pranë Malit Soma-Vezuv (Fig. 1b).
(a) Rregullimet morfologjike dhe strukturore të shelfit kontinental dhe Gjirit të Napolit 15, 23, 24, 48. Pikat janë qendrat kryesore të shpërthimeve nëndetëse; vijat e kuqe përfaqësojnë thyerjet kryesore. (b) Batimetria e Gjirit të Napolit me kanale të zbuluara të lëngjeve (pika) dhe gjurmë të vijave sizmike (vija të zeza). Vijat e verdha janë trajektoret e vijave sizmike L1 dhe L2 të raportuara në Figurën 6. Kufijtë e strukturave të ngjashme me kupolën Banco della Montagna (BdM) janë shënuar me vija të ndërprera blu në (a, b). Katrorët e verdhë shënojnë vendndodhjet e profileve akustike të kolonës së ujit, dhe kornizat CTD-EMBlank, CTD-EM50 dhe ROV raportohen në Fig. 5. Rrethi i verdhë shënon vendndodhjen e shkarkimit të gazit të marrjes së mostrave, dhe përbërja e tij tregohet në Tabelën S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) përdor grafikë të gjeneruar nga Surfer® 13.
Bazuar në të dhënat e marra gjatë lundrimit SAFE_2014 (gusht 2014) (shih Metodat), është ndërtuar një Model i ri Dixhital i Terrenit (DTM) i Gjirit të Napolit me rezolucion 1 m. DTM tregon se shtrati i detit në jug të Portit të Napolit karakterizohet nga një sipërfaqe me pjerrësi të butë nga jugu (pjerrësi ≤3°) e ndërprerë nga një strukturë në formë kupole 5.0 × 5.3 km, e njohur në vend si Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b). BdM zhvillohet në një thellësi prej rreth 100 deri në 170 metra, 15 deri në 20 metra mbi shtratin e detit përreth. Kupola BdM shfaqi një morfologji të ngjashme me tumën për shkak të 280 tumave nënrrethore deri në ovale (Fig. 2a), 665 koneve dhe 30 gropave (Fig. 3 dhe 4). Tuma ka një lartësi dhe perimetër maksimal prej 22 m dhe 1,800 m, përkatësisht. Rrethorësia [C = 4π(sipërfaqja/perimetri2)] e tumave u ul me rritjen e perimetrit (Fig. 2b). Raportet aksiale për tumat varionin midis 1 dhe 6.5, me tumat me një raport aksial >2 që tregonin një goditje të preferuar N45°E + 15° dhe një goditje dytësore më të shpërndarë, më të shpërndarë N105°E deri në N145°E (Fig. 2c). Kone të vetme ose të rreshtuara ekzistojnë në planin BdM dhe në majë të kodrës (Fig. 3a, b). Rregullimet konike ndjekin rregullimin e kodrave në të cilat ndodhen. Gropat zakonisht ndodhen në shtratin e sheshtë të detit (Fig. 3c) dhe herë pas here në kodra. Dendësitë hapësinore të koneve dhe gropave tregojnë se shtrirja mbizotëruese VL-JP përcakton kufijtë verilindorë dhe jugperëndimorë të kupolës BdM (Fig. 4a, b); rruga më pak e zgjeruar VP-JL ndodhet në rajonin qendror BdM.
(a) Modeli dixhital i terrenit (madhësia e qelizës 1 m) i kupolës së Banco della Montagna (BdM). (b) Perimetri dhe rrumbullakësia e tumave BdM. (c) Raporti aksial dhe këndi (orientimi) i boshtit kryesor të elipsës më të përshtatshme që rrethon tumën. Gabimi standard i modelit të Terrenit Dixhital është 0.004 m; gabimet standarde të perimetrit dhe rrumbullakësisë janë përkatësisht 4.83 m dhe 0.01, dhe gabimet standarde të raportit aksial dhe këndit janë përkatësisht 0.04 dhe 3.34°.
Detajet e koneve, kratereve, kodrave dhe gropave të identifikuara në rajonin BdM të nxjerra nga DTM në Figurën 2.
(a) Kone shtrirjeje në një shtrat deti të sheshtë; (b) kone dhe kratere në kodra të holla veriperëndim-juglindje; (c) njolla në një sipërfaqe pak të pjerrët.
(a) Shpërndarja hapësinore e kratereve, gropave dhe shkarkimeve aktive të gazit të zbuluara. (b) Dendësia hapësinore e kratereve dhe gropave të raportuara në (a) (numri/0.2 km2).
Ne identifikuam 37 emetime gazrash në rajonin BdM nga imazhet e jehonës së kolonës së ujit ROV dhe vëzhgimet direkte të shtratit të detit të marra gjatë lundrimit SAFE_2014 në gusht 2014 (Figurat 4 dhe 5). Anomalitë akustike të këtyre emetimeve tregojnë forma vertikalisht të zgjatura që ngrihen nga shtrati i detit, duke filluar vertikalisht midis 12 dhe rreth 70 m (Fig. 5a). Në disa vende, anomalitë akustike formuan një "tren" pothuajse të vazhdueshëm. Retë e flluskave të vëzhguara ndryshojnë shumë: nga rrjedha të vazhdueshme, të dendura të flluskave deri te fenomene jetëshkurtra (Filmi Plotësues 1). Inspektimi ROV lejon verifikimin vizual të shfaqjes së kanaleve të lëngjeve të shtratit të detit dhe nxjerr në pah njolla të vogla në shtratin e detit, ndonjëherë të rrethuara nga sedimente të kuqe deri në portokalli (Fig. 5b). Në disa raste, kanalet ROV riaktivizojnë emetimet. Morfologjia e kanalit tregon një hapje rrethore në krye pa shpërthim në kolonën e ujit. pH në kolonën e ujit pak mbi pikën e shkarkimit tregoi një rënie të konsiderueshme, duke treguar kushte më acidike në nivel lokal (Fig. 5c, d). Në veçanti, pH mbi shkarkimin e gazit BdM në Thellësia prej 75 m u ul nga 8.4 (në thellësi 70 m) në 7.8 (në thellësi 75 m) (Fig. 5c), ndërsa vende të tjera në Gjirin e Napolit kishin vlera të pH-it midis 0 dhe 160 m në intervalin e thellësisë midis 8.3 dhe 8.5 (Fig. 5d). Ndryshime të rëndësishme në temperaturën dhe kripësinë e ujit të detit mungonin në dy vende brenda dhe jashtë zonës BdM të Gjirit të Napolit. Në një thellësi prej 70 m, temperatura është 15 °C dhe kripësia është rreth 38 PSU (Fig. 5c, d). Matjet e pH-it, temperaturës dhe kripësisë treguan: a) pjesëmarrjen e lëngjeve acidike të shoqëruara me procesin e degazimit të BdM dhe b) mungesën ose shkarkimin shumë të ngadaltë të lëngjeve termike dhe shëllirës.
(a) Dritarja e marrjes së profilit akustik të kolonës së ujit (ekometër Simrad EK60). Brezi vertikal i gjelbër që korrespondon me shpërthimin e gazit të zbuluar në shkarkimin e lëngut EM50 (rreth 75 m nën nivelin e detit) të vendosur në rajonin BdM; sinjalet multipleks të fundit dhe të shtratit të detit tregohen gjithashtu. (b) të mbledhura me një automjet të kontrolluar nga distanca në rajonin BdM. Fotografia e vetme tregon një krater të vogël (rreth i zi) të rrethuar nga sediment i kuq në portokalli. (c, d) Të dhënat CTD të sondës shumëparametrash të përpunuara duke përdorur softuerin SBED-Win32 (Seasave, versioni 7.23.2). Modelet e parametrave të zgjedhur (kripësia, temperatura, pH dhe oksigjeni) të kolonës së ujit mbi shkarkimin e lëngut EM50 (paneli c) dhe jashtë panelit të zonës së shkarkimit Bdm (d).
Ne mblodhëm tre mostra gazi nga zona e studimit midis 22 dhe 28 gushtit 2014. Këto mostra treguan përbërje të ngjashme, të dominuara nga CO2 (934-945 mmol/mol), e ndjekur nga përqendrime përkatëse të N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) dhe H2S (0.10 mmol/mol) -0.44 mmol/mol), ndërsa H2 dhe He ishin më pak të bollshëm (<0.052 dhe <0.016 mmol/mol, përkatësisht) (Fig. 1b; Tabela S1, Filmi Plotësues 2). U matën gjithashtu përqendrime relativisht të larta të O2 dhe Ar (deri në 3.2 dhe 0.18 mmol/mol, përkatësisht). Shuma e hidrokarbureve të lehta varion nga 0.24 në 0.30 mmol/mol dhe përbëhet nga alkane C2-C4, aromatike (kryesisht benzen), propen dhe komponime që përmbajnë squfur (tiofen). Vlera 40Ar/36Ar është në përputhje me ajrin. (295.5), megjithëse mostra EM35 (kupola BdM) ka një vlerë prej 304, duke treguar një tepricë të lehtë të 40Ar. Raporti δ15N ishte më i lartë se për ajrin (deri në +1.98% kundrejt ajrit), ndërsa vlerat δ13C-CO2 varionin nga -0.93 në 0.44% kundrejt V-PDB. Vlerat R/Ra (pas korrigjimit për ndotjen e ajrit duke përdorur raportin 4He/20Ne) ishin midis 1.66 dhe 1.94, duke treguar praninë e një pjese të madhe të He të mantelit. Duke kombinuar izotopin e heliumit me CO2 dhe izotopin e tij të qëndrueshëm 22, burimi i emetimeve në BdM mund të sqarohet më tej. Në hartën e CO2 për CO2/3He kundrejt δ13C (Fig. 6), përbërja e gazit BdM krahasohet me atë të fumaroleve Ischia, Campi Flegrei dhe Somma-Vezuvius. Figura 6 gjithashtu raporton linja teorike të përzierjes midis tre Burimet e karbonit që mund të përfshihen në prodhimin e gazit BdM: shkrirje të tretura të nxjerra nga manteli, sedimente të pasura me organikë dhe karbonate. Mostrat BdM bien në vijën e përzierjes të përshkruar nga tre vullkanet e Kampanjës, domethënë, përzierja midis gazrave të mantelit (të cilët supozohet të jenë pak të pasuruar me dioksid karboni në krahasim me MORB-të klasike për qëllim të përshtatjes së të dhënave) dhe reaksioneve të shkaktuara nga dekarbonizimi i kores së shkëmbit të gazit që rezulton.
Vijat hibride midis përbërjes së mantelit dhe elementëve fundorë të gurit gëlqeror dhe sedimenteve organike raportohen për krahasim. Kutitë përfaqësojnë zonat e fumaroleve të Ischia, Campi Flegrei dhe Somma-Vesvius 59, 60, 61. Mostra BdM është në trendin e përzier të vullkanit Campania. Gazi i elementit fundor të vijës së përzier është me burim manteli, i cili është gazi i prodhuar nga reaksioni i dekarburizimit të mineraleve karbonatike.
Seksionet sizmike L1 dhe L2 (Fig. 1b dhe 7) tregojnë kalimin midis BdM dhe sekuencave stratigrafike distale të rajoneve vullkanike Somma-Vezuv (L1, Fig. 7a) dhe Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM karakterizohet nga prania e dy formacioneve kryesore sizmike (MS dhe PS në Fig. 7). Ai i sipërm (MS) tregon reflektorë nënparalelë me amplitudë të lartë deri në të moderuar dhe vazhdimësi anësore (Fig. 7b, c). Kjo shtresë përfshin sedimente detare të zvarritura nga sistemi Maksimumi i Fundit Akullnajor (LGM) dhe përbëhet nga rëra dhe argjila23. Shtresa themelore e PS (Fig. 7b-d) karakterizohet nga një fazë kaotike deri në transparente në formën e kolonave ose orës me rërë. Pjesa e sipërme e sedimenteve të PS formoi kodra të shtratit të detit (Fig. 7d). Këto gjeometri të ngjashme me diapirin demonstrojnë ndërhyrjen e materialit transparent të PS në depozitat më të sipërme të MS. Ngritja është përgjegjëse për formimin e palosjeve dhe defekteve që ndikojnë në shtresën MS dhe që mbulojnë sedimentet e sotme të shtratit detar BdM (Fig. 7b–d). Intervali stratigrafik MS është qartësisht i ndarë në pjesën ENE të seksionit L1, ndërsa zbardhet drejt BdM për shkak të pranisë së një shtrese të ngopur me gaz (GSL) të mbuluar nga disa nivele të brendshme të sekuencës MS (Fig. 7a). Bërthamat e gravitetit të mbledhura në majë të BdM që korrespondojnë me shtresën sizmike transparente tregojnë se 40 cm më e sipërme përbëhet nga rërë e depozituar kohët e fundit deri në ditët e sotme; )24,25 dhe fragmente shtufi nga shpërthimi shpërthyes i Campi Flegrei të “Shufit të Verdhë të Napolit” (14.8 ka)26. Faza transparente e shtresës PS nuk mund të shpjegohet vetëm nga proceset kaotike të përzierjes, sepse shtresat kaotike të shoqëruara me rrëshqitjet e dheut, rrjedhat e baltës dhe rrjedhat piroklastike të gjetura jashtë BdM në Gjirin e Napolit janë akustikisht të errëta21,23,24. Ne konkludojmë se faciet sizmike BdM PS të vëzhguara, si dhe pamja e shtresës PS të daljes nënujore (Fig. 7d) pasqyrojnë ngritjen e gazit natyror.
(a) Profili sizmik me një pistë të vetme L1 (gjurma e navigimit në Fig. 1b) që tregon një rregullim hapësinor kolonar (pagodë). Pagoda përbëhet nga depozita kaotike të shtufit dhe rërës. Shtresa e ngopur me gaz që ekziston poshtë pagodës heq vazhdimësinë e formacioneve më të thella. (b) Profili sizmik me një kanal L2 (gjurma e navigimit në Fig. 1b), që nxjerr në pah prerjen dhe deformimin e kodrave të shtratit të detit, depozitave detare (MS) dhe depozitave të rërës së shtufit (PS). (c) Detajet e deformimit në MS dhe PS raportohen në (c, d). Duke supozuar një shpejtësi prej 1580 m/s në sedimentin më të sipërm, 100 ms përfaqëson rreth 80 m në shkallën vertikale.
Karakteristikat morfologjike dhe strukturore të BdM janë të ngjashme me fushat e tjera hidrotermale dhe të hidrateve të gazit nënujor në nivel global2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 dhe shpesh shoqërohen me ngritje (kasaforta dhe tuma) dhe shkarkim gazi (kone, gropa). Konet dhe gropat e rreshtuara me BdM dhe tumat e zgjatura tregojnë përshkueshmëri të kontrolluar strukturore (Figurat 2 dhe 3). Rregullimi hapësinor i tumave, gropave dhe shfryrjeve aktive sugjeron që shpërndarja e tyre kontrollohet pjesërisht nga thyerjet e ndikimit VP-JL dhe VL-JP (Fig. 4b). Këto janë goditjet e preferuara të sistemeve të çarjeve që ndikojnë në zonat vullkanike Campi Flegrei dhe Somma-Vezuv dhe Gjirin e Napolit. Në veçanti, struktura e të parës kontrollon vendndodhjen e shkarkimit hidrotermal nga krateri Campi Flegrei35. Prandaj, konkludojmë se çarjet dhe thyerjet në Gjirin e Napolit përfaqësojnë rrugën e preferuar për migrimin e gazit në sipërfaqe, një tipar i ndarë nga hidrotermalet e tjera të kontrolluara strukturore. sisteme36,37. Veçanërisht, konet dhe gropat BdM nuk ishin gjithmonë të lidhura me tumat (Fig. 3a,c). Kjo sugjeron që këto tuma nuk përfaqësojnë domosdoshmërisht pararendës të formimit të gropave, siç kanë sugjeruar autorë të tjerë për zonat e hidratit të gazit32,33. Përfundimet tona mbështesin hipotezën se prishja e sedimenteve të shtratit të detit të kupolës nuk çon gjithmonë në formimin e gropave.
Tre emetimet e gazta të mbledhura tregojnë nënshkrime kimike tipike të lëngjeve hidrotermale, përkatësisht kryesisht CO2 me përqendrime të konsiderueshme të gazrave reduktues (H2S, CH4 dhe H2) dhe hidrokarbureve të lehta (veçanërisht benzenit dhe propilenit)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabela S1). Prania e gazrave atmosferikë (si O2), të cilët nuk pritet të jenë të pranishëm në emetimet nëndetëse, mund të jetë për shkak të ndotjes nga ajri i tretur në ujin e detit që vjen në kontakt me gazrat e ruajtura në kuti plastike të përdorura për marrjen e mostrave, pasi ROV-të nxirren nga fundi i oqeanit në det për t'u revoltuar. Anasjelltas, vlerat pozitive të δ15N dhe një N2/Ar i lartë (deri në 480) dukshëm më i lartë se ASW (ujë i ngopur me ajër) sugjerojnë që pjesa më e madhe e N2 prodhohet nga burime jashtë-atmosferike, në përputhje me origjinën mbizotëruese hidrotermale të këtyre gazrave. Origjina hidrotermale-vullkanike e gazit BdM konfirmohet nga përmbajtja e CO2 dhe He dhe nënshkrimet e tyre izotopike. Izotopet e karbonit (δ13C-CO2 nga -0.93% në +0.4%) dhe vlerat e CO2/3He (nga 1.7 × 1010 në 4.1 × 1010) sugjerojnë që mostrat BdM i përkasin një trendi të përzier të fumaroles rreth anëtarëve të fundit të mantelit të Gjirit të Napolit dhe marrëdhënies midis gazrave të prodhuara nga reaksioni (Figura 6). Më konkretisht, mostrat e gazit BdM janë të vendosura përgjatë trendit të përzierjes në afërsisht të njëjtin vendndodhje si lëngjet nga vullkanet ngjitur Campi Flegrei dhe Somma-Veusivus. Ato janë më koreale sesa fumarolet Ischia, të cilat janë më afër fundit të mantelit. Somma-Vezuvi dhe Campi Flegrei kanë vlera më të larta 3He/4He (R/Ra midis 2.6 dhe 2.9) sesa BdM (R/Ra midis 1.66 dhe 1.96; Tabela S1). Kjo sugjeron që shtimi dhe akumulimi i He radiogjenik ka origjinën nga e njëjta magmë. burim që ushqente vullkanet Somma-Vezuv dhe Campi Flegrei. Mungesa e fraksioneve të karbonit organik të dallueshëm në emetimet e BdM sugjeron që sedimentet organike nuk janë të përfshira në procesin e degazimit të BdM.
Bazuar në të dhënat e raportuara më sipër dhe rezultatet nga modelet eksperimentale të strukturave të ngjashme me kupolën të shoqëruara me rajone të pasura me gaz nënujor, presioni i thellë i gazit mund të jetë përgjegjës për formimin e kupolave ​​BdM në shkallë kilometri. Për të vlerësuar mbipresionin Pdef që çon në kupolën BdM, ne aplikuam një model të mekanikës së pllakave të holla33,34 duke supozuar, nga të dhënat e mbledhura morfologjike dhe sizmike, se kupola BdM është një fletë nënrrethore me rreze a më të madhe se një depozitë e butë viskoze e deformuar. Zhvendosja maksimale vertikale w dhe trashësia h e (Fig. Plotësuese S1). Pdef është ndryshimi midis presionit total dhe presionit statik të shkëmbit plus presionit të kolonës së ujit. Në BdM, rrezja është rreth 2,500 m, w është 20 m, dhe maksimumi h i vlerësuar nga profili sizmik është rreth 100 m. Ne llogarisim Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 nga relacioni, ku D është ngurtësia përkulëse; D jepet nga (E h3)/[12(1 – ν2)], ku E është moduli i Young-ut i depozitës, ν është raporti i Poisson-it (~0.5)33. Meqenëse vetitë mekanike të sedimenteve BdM nuk mund të maten, ne vendosim E = 140 kPa, e cila është një vlerë e arsyeshme për sedimentet bregdetare ranore 47 të ngjashme me BdM14,24. Ne nuk i marrim në konsideratë vlerat më të larta të E të raportuara në literaturë për depozitat e argjilës së siltëzuar (300 < E < 350,000 kPa)33,34 sepse depozitat BDM përbëhen kryesisht nga rëra, jo nga llumi ose argjila e siltëzuar24. Ne marrim Pdef = 0.3 Pa, e cila është në përputhje me vlerësimet e proceseve të ngritjes së shtratit të detit në mjediset e pellgjeve të hidratit të gazit, ku Pdef varion nga 10-2 në 103 Pa, me vlera më të ulëta që përfaqësojnë w/a të ulët dhe/ose çfarë. Në BdM, zvogëlimi i ngurtësisë për shkak të ngopjes lokale të sedimentit me gaz dhe/ose shfaqja e frakturave para-ekzistuese mund të kontribuojë gjithashtu në dështim dhe lirimin pasues të gazit, duke lejuar formimin e strukturave të vëzhguara të ventilimit. Profilet sizmike të reflektuara të mbledhura (Fig. 7) treguan se sedimentet PS u ngritën nga GSL, duke shtyrë lart sedimentet detare MS sipërfaqësore, duke rezultuar në kodra, palosje, çarje dhe prerje sedimentare (Fig. 7b,c). Kjo sugjeron që shtufi i vjetër 14.8 deri në 12 ka ka ndërhyrë në shtresën më të re MS përmes një procesi transporti gazi lart. Karakteristikat morfologjike të strukturës BdM mund të shihen si rezultat i mbipresionit të krijuar nga shkarkimi i lëngut të prodhuar nga GSL. Duke pasur parasysh që shkarkimi aktiv mund të shihet nga shtrati i detit deri në mbi 170 m bsl48, supozojmë se mbipresionit i lëngut brenda GSL tejkalon 1,700 kPa. Migrimi lart i gazrave në sedimente gjithashtu pati efektin e fërkimit të materialit të përmbajtur në MS, duke shpjeguar praninë e sedimenteve kaotike në bërthamat e gravitetit të marra si mostra në BdM25. Për më tepër, Mbipresioni i GSL krijon një sistem kompleks thyerjesh (shkak poligonal në Fig. 7b). Në tërësi, kjo morfologji, strukturë dhe vendbanim stratigrafik, të referuara si "pagoda"49,50, fillimisht iu atribuan efekteve dytësore të formacioneve të vjetra akullnajore dhe aktualisht interpretohen si efektet e rritjes së gazit31,33 ose evaporiteve50. Në kufirin kontinental të Kampanjës, sedimentet avulluese janë të rralla, të paktën brenda 3 km më të lartë të kores. Prandaj, mekanizmi i rritjes së pagodave BdM ka të ngjarë të kontrollohet nga rritja e gazit në sedimente. Ky përfundim mbështetet nga faciet transparente sizmike të pagodës (Fig. 7), si dhe nga të dhënat e bërthamës së gravitetit siç janë raportuar më parë24, ku rëra e sotme shpërthen me 'Pomici Principali'25 dhe 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Për më tepër, depozitat PS pushtuan dhe deformuan shtresën më të sipërme MS (Fig. 7d). Ky rregullim strukturor sugjeron që pagoda përfaqëson një kryengritje. strukturë dhe jo vetëm një tubacion gazi. Kështu, dy procese kryesore qeverisin formimin e pagodës: a) dendësia e sedimentit të butë zvogëlohet ndërsa gazi hyn nga poshtë; b) përzierja gaz-sediment rritet, e cila është palosja, thyerja dhe thyerja e vërejtur Shkakton depozita MS (Figura 7). Një mekanizëm i ngjashëm formimi është propozuar për pagodat e shoqëruara me hidratet e gazit në Detin e Skocisë së Jugut (Antarktidë). Pagodat BdM u shfaqën në grupe në zona kodrinore, dhe shtrirja e tyre vertikale ishte mesatarisht 70-100 m në kohën e udhëtimit dypalësh (TWTT) (Fig. 7a). Për shkak të pranisë së valëzimeve MS dhe duke marrë parasysh stratigrafinë e bërthamës së gravitetit BdM, ne nxjerrim përfundimin se mosha e formimit të strukturave të pagodës është më pak se rreth 14-12 ka. Për më tepër, rritja e këtyre strukturave është ende aktive (Fig. 7d) pasi disa pagoda kanë pushtuar dhe deformuar rërën BdM të sotme sipërfaqësore (Fig. 7d).
Moskalimi i shtratit të detit të sotëm nga pagoda tregon se (a) rritja e nivelit të gazit dhe/ose ndërprerja lokale e përzierjes gaz-sediment, dhe/ose (b) rrjedha e mundshme anësore e përzierjes gaz-sediment nuk lejon një proces të mbipresionit të lokalizuar. Sipas modelit të teorisë së diapirit52, rrjedha anësore tregon një ekuilibër negativ midis shkallës së furnizimit të përzierjes baltë-gaz nga poshtë dhe shkallës me të cilën pagoda lëviz lart. Ulja e shkallës së furnizimit mund të lidhet me rritjen e dendësisë së përzierjes për shkak të zhdukjes së furnizimit me gaz. Rezultatet e përmbledhura më sipër dhe ngritja e kontrolluar nga lundrueshmëria e pagodës na lejojnë të vlerësojmë lartësinë e kolonës së ajrit hg. Lundrueshmëria jepet nga ΔP = hgg (ρw – ρg), ku g është graviteti (9.8 m/s2) dhe ρw dhe ρg janë dendësitë e ujit dhe gazit, përkatësisht. ΔP është shuma e Pdef të llogaritur më parë dhe presionit litostatik Plith të pllakës së sedimentit, dmth ρsg h, ku ρs është dendësia e sedimentit. Në këtë rast, vlera e hg e kërkuar për pluskueshmërinë e dëshiruar jepet nga hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Në BdM, vendosim Pdef = 0.3 Pa dhe h = 100 m (shih më sipër), ρw = 1,030 kg/m3, ρs = 2,500 kg/m3, ρg është i papërfillshëm sepse ρw ≫ρg. Marrim hg = 245 m, një vlerë që përfaqëson thellësinë e fundit të GSL-së. ΔP është 2.4 MPa, që është mbipresioni i kërkuar për të çarë shtratin e detit BdM dhe për të formuar vrima.
Përbërja e gazit BdM është në përputhje me burimet e mantelit të ndryshuara nga shtimi i lëngjeve të shoqëruara me reaksionet e dekarbonizimit të shkëmbinjve të kores (Fig. 6). Rreshtimet e përafërta EW të kupolave ​​BdM dhe vullkaneve aktive si Ischia, Campi Flegre dhe Soma-Vezuvi, së bashku me përbërjen e gazrave të emetuara, sugjerojnë që gazrat e emetuara nga manteli poshtë të gjithë rajonit vullkanik të Napolit janë të përziera. Gjithnjë e më shumë lëngje të kores lëvizin nga perëndimi (Ischia) në lindje (Somma-Vezuivi) (Fig. 1b dhe 6).
Ne kemi arritur në përfundimin se në Gjirin e Napolit, disa kilometra nga porti i Napolit, ekziston një strukturë e ngjashme me kupolë me gjerësi 25 km2 që ndikohet nga një proces aktiv i degazimit dhe shkaktohet nga vendosja e pagodave dhe kodrave. Aktualisht, nënshkrimet BdM sugjerojnë që turbulenca jo-magmatike53 mund të paraprijë vullkanizmin embrional, pra shkarkimin e hershëm të magmës dhe/ose lëngjeve termike. Duhet të zbatohen aktivitete monitorimi për të analizuar evolucionin e fenomeneve dhe për të zbuluar sinjale gjeokimike dhe gjeofizike që tregojnë shqetësime të mundshme magmatike.
Profilet akustike të kolonës së ujit (2D) u morën gjatë udhëtimit SAFE_2014 (gusht 2014) në R/V Urania (CNR) nga Instituti Kombëtar i Kërkimeve i Mjedisit Detar Bregdetar (IAMC). Marrja e mostrave akustike u krye nga një sondë shkencore jehonash Simrad EK60 që ndan rrezen, e cila vepronte në 38 kHz. Të dhënat akustike u regjistruan me një shpejtësi mesatare prej rreth 4 km. Imazhet e mbledhura të sondës jehonash u përdorën për të identifikuar shkarkimet e lëngjeve dhe për të përcaktuar me saktësi vendndodhjen e tyre në zonën e mbledhjes (midis 74 dhe 180 m mbi nivelin e detit). Matni parametrat fizikë dhe kimikë në kolonën e ujit duke përdorur sonda shumëparametrash (përçueshmëria, temperatura dhe thellësia, CTD). Të dhënat u mblodhën duke përdorur një sondë CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) dhe u përpunuan duke përdorur softuerin SBED-Win32 (Seasave, versioni 7.23.2). Një inspektim vizual i shtratit të detit u krye duke përdorur një pajisje ROV "Pollux III" (GEItaliana) (mjet i operuar nga distanca) me dy kamera (me definicion të ulët dhe me definicion të lartë).
Marrja e të dhënave me shumë rreze u krye duke përdorur një sistem sonar me shumë rreze Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Sistemi është i lidhur me një sistem pozicionimi global diferencial për të siguruar gabime nën-metrike në pozicionimin e rrezes. Pulsi akustik ka një frekuencë prej 100 KHz, një puls shkrepjeje prej 150° gradë dhe një hapje të tërë prej 400 rrezesh. Matni dhe aplikoni profilet e shpejtësisë së zërit në kohë reale gjatë marrjes. Të dhënat u përpunuan duke përdorur softuerin PDS2000 (Reson-Thales) sipas standardit të Organizatës Ndërkombëtare Hidrografike (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) për navigim dhe korrigjim të baticës. Ulja e zhurmës për shkak të majave aksidentale të instrumenteve dhe përjashtimit të rrezes me cilësi të dobët u krye me mjete redaktimi dhe heqjeje të majave. Zbulimi i vazhdueshëm i shpejtësisë së zërit kryhet nga një stacion kiel i vendosur pranë transducerit me shumë rreze dhe merr dhe aplikon profile të shpejtësisë së zërit në kohë reale në kolonën e ujit çdo 6-8 orë për të siguruar shpejtësi të zërit në kohë reale për rrezen e duhur. drejtimi. I gjithë grupi i të dhënave përbëhet nga afërsisht 440 km2 (thellësi 0-1200 m). Të dhënat u përdorën për të siguruar një model dixhital të terrenit (DTM) me rezolucion të lartë të karakterizuar nga një madhësi qelize rrjeti prej 1 m. DTM përfundimtar (Fig. 1a) u krye me të dhëna të terrenit (>0 m mbi nivelin e detit) të marra në madhësinë e qelizës së rrjetës prej 20 m nga Instituti Gjeo-Ushtarak Italian.
Një profil i të dhënave sizmike me një kanal të vetëm me rezolucion të lartë prej 55 kilometrash, i mbledhur gjatë lundrimeve të sigurta oqeanike në vitet 2007 dhe 2014, mbuloi një sipërfaqe prej afërsisht 113 kilometrash katrorë, të dyja në R/V Urania. Profilet Marisk (p.sh., profili sizmik L1, Fig. 1b) u morën duke përdorur sistemin boomer IKB-Seistec. Njësia e marrjes përbëhet nga një katamaran 2.5 m në të cilin vendosen burimi dhe marrësi. Firma e burimit përbëhet nga një kulm i vetëm pozitiv që karakterizohet në diapazonin e frekuencave 1-10 kHz dhe lejon të zgjidhen reflektorët e ndarë me 25 cm. Profilet sizmike të sigurta u morën duke përdorur një burim sizmik Geospark me shumë maja 1.4 Kj të ndërfaqur me softuerin Geotrace (Geo Marine Survey System). Sistemi përbëhet nga një katamaran që përmban një burim 1–6.02 KHz që depërton deri në 400 milisekonda në sedimentin e butë poshtë shtratit të detit, me një rezolucion vertikal teorik prej 30 cm. Të dy pajisjet Safe dhe Marsik u morën me një shpejtësi prej 0.33 të shtënave/sek me një shpejtësi të anijes <3 Kn. Të dhënat u përpunuan dhe u paraqitën duke përdorur softuerin Geosuite Allworks me rrjedhën e mëposhtme të punës: korrigjimi i zgjerimit, zbehja e kolonës së ujit, filtrimi IIR me frekuencë bandekalimi 2-6 KHz dhe AGC.
Gazi nga fumarola nënujore u mblodh në shtratin e detit duke përdorur një kuti plastike të pajisur me një diafragmë gome në anën e sipërme, të vendosur përmbys nga ROV mbi vrimën e ventilimit. Pasi flluskat e ajrit që hyjnë në kuti të kenë zëvendësuar plotësisht ujin e detit, ROV kthehet në një thellësi prej 1 m, dhe zhytësi transferon gazin e mbledhur përmes një septumi gome në dy shishe qelqi 60 mL të para-evakuuara të pajisura me rubinete mbyllëse Tefloni, në të cilat njëra ishte e mbushur me 20 mL tretësirë ​​NaOH 5N (flakë e tipit Gegenbach). Speciet kryesore të gazit acid (CO2 dhe H2S) treten në tretësirën alkaline, ndërsa speciet e gazit me tretshmëri të ulët (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 dhe hidrokarbure të lehta) ruhen në hapësirën e shishes së marrjes së mostrave. Gazrat inorganikë me tretshmëri të ulët u analizuan me kromatografi gazi (GC) duke përdorur një Shimadzu 15A të pajisur me një kolonë sitë molekulare 5A 10 m të gjatë dhe një detektor përçueshmërie termike (TCD) 54. Argoni dhe O2 u analizuan duke përdorur një Kromatografi gazi Thermo Focus i pajisur me një kolonë sitë molekulare kapilare 30 m të gjatë dhe TCD. Metani dhe hidrokarburet e lehta u analizuan duke përdorur një kromatograf gazi Shimadzu 14A të pajisur me një kolonë çeliku inox 10 m të gjatë të mbushur me rrjetë Chromosorb PAW 80/100, të veshur me 23% SP 1700 dhe një detektor jonizimi me flakë (FID). Faza e lëngshme u përdor për analizën e 1) CO2, të titruar me tretësirë ​​0.5 N HCl (Metrohm Basic Titrino) dhe 2) H2S, të titruar me 5 mL H2O2 (33%), me anë të kromatografisë jonike (IC) (IC) (Wantong 761). Gabimi analitik i titrimit, analizës GC dhe IC është më pak se 5%. Pas procedurave standarde të nxjerrjes dhe pastrimit për përzierjet e gazrave, 13C/12C CO2 (i shprehur si δ13C-CO2% dhe V-PDB) u analizua duke përdorur një masë Finningan Delta S. spektrometri55,56. Standardet e përdorura për të vlerësuar saktësinë e jashtme ishin mermeri Carrara dhe San Vincenzo (i brendshëm), NBS18 dhe NBS19 (ndërkombëtar), ndërsa gabimi analitik dhe riprodhueshmëria ishin përkatësisht ±0.05% dhe ±0.1%.
Vlerat δ15N (të shprehura si % kundrejt ajrit) dhe 40Ar/36Ar u përcaktuan duke përdorur një kromatograf gazi (GC) Agilent 6890 N të lidhur me një spektrometër mase me rrjedhje të vazhdueshme Finnigan Delta plusXP. Gabimi i analizës është: δ15N±0.1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Raporti i izotopeve He (i shprehur si R/Ra, ku R është 3He/4He i matur në mostër dhe Ra është i njëjti raport në atmosferë: 1.39 × 10−6)57 u përcaktua në laboratorin e INGV-Palermo (Itali). 3He, 4He dhe 20Ne u përcaktuan duke përdorur një spektrometër mase me kolektor të dyfishtë (Helix SFT-GVI)58 pas ndarjes së He dhe Ne. Gabimi i analizës ≤ 0.3%. Testet bosh tipike për He dhe Ne janë <10-14 dhe <10-16 mol, përkatësisht.
Si ta citoni këtë artikull: Passaro, S. et al. Ngritja e shtratit të detit e nxitur nga një proces i degazëzimit zbulon aktivitet vullkanik në lulëzim përgjatë bregdetit. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Gjeologjia dhe biologjia e rrjedhjeve dhe shfryrjeve të hidrokarbureve në shtratin e detit moderne dhe të lashta: një hyrje. Oqeani Gjeografik Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Dukuria globale e hidrateve të gazrave. Në Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Hidratet e gazit natyror: Dukuria, shpërndarja dhe zbulimi. Monografia Gjeofizike 124 e Unionit Amerikan Gjeofizik, 2001).
Fisher, AT Kufizime gjeofizike në qarkullimin hidrotermal. Në: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Raporti i Seminarit të Durhamit, Transferimi i Energjisë dhe Masës në Sistemet Hidrotermale Detare, Shtëpia Botuese e Universitetit të Durhamit, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktura dhe dinamika e sistemeve hidrotermale të kreshtës së mesme të oqeanit. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Pikëpamjet aktuale mbi burimet e hidrateve të gazit.energjia.dhe mjedisi.shkenca.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Struktura e brendshme dhe historia e shpërthimit të një sistemi vullkanesh balte në shkallë kilometri në Detin Kaspik Jugor. Rezervuari i Pellgut 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Karakteristikat e shtratit të detit të shoqëruara me rrjedhjen e hidrokarbureve nga kodrat e baltës karbonatike të ujërave të thella në Gjirin e Cadizit: nga rrjedha e baltës në sedimentet karbonatike. Geography March. Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Përfaqësimi sizmik 3D i tubacioneve të daljes së lëngjeve në shkallë kilometri në det të hapur të Namibisë. Rezervuari i Basenit 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Karakteristikat e rrjedhjes së lëngjeve në sistemet e tubacioneve të naftës dhe gazit: Çfarë na tregojnë ato për evolucionin e pellgut? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evolucioni vertikal i strukturës së shkarkimit të lëngjeve Kuaternare të Neogjenit në lidhje me flukset e gazit në pellgun e Kongos së Poshtme, në det të hapur të Angolës. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Aktiviteti hidrotermal dhe tektonik në liqenin verior Yellowstone, Wyoming. gjeologji. Partia Socialiste. Po. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Pellgu Tirren dhe Harku Apenin: Marrëdhëniet Kinematike që nga Totoniani i Vonë. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Struktura tektonike dhe e kores në kufirin kontinental të Kampanjës: marrëdhënia me aktivitetin vullkanik.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Roli relativ i tektonikës së çarjeve dhe proceseve të ngritjes magmatike: përfundim nga të dhënat gjeofizike, strukturore dhe gjeokimike në rajonin vullkanik të Napolit (Italia jugore). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanizmat e lëvizjes vertikale të fundit të kores në kraterin Campi Flegrei në Italinë jugore. gjeologji. Partia Socialiste. Po. Specifikim. 263, f. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformimi afatshkurtër i tokës dhe sizmiciteti në kraterin e mbivendosur Campi Flegrei (Itali): një shembull i rikuperimit aktiv të masës në një zonë të dendur të populluar. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., dhe Saccorotti, G. Origjina hidrotermale e aktivitetit të qëndrueshëm afatgjatë 4D në kompleksin vullkanik Campi Flegrei në Itali. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. dhe Mastrolorenzo, G. Diferencimi i shpejtë në rezervuarët magmatikë në formë pragu: një studim rasti nga krateri Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Seritë kohore SAR, analiza e korrelacionit dhe modelimi i korrelacionit kohor zbulojnë një çiftëzim të mundshëm të Campi Flegrei dhe Vezuvit. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struktura strukturore dhe stratigrafike e gjysmës së parë të grabenit Tirren (Gjiri i Napolit, Itali). Fizika Konstruktive 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Burimet e karbonit në gazin e hirit vullkanik nga Harqet e Ishujve. Gjeologjia Kimike. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Stratigrafia e Kanionit: Përgjigjet ndaj rënies së nivelit të detit dhe ngritjes tektonike në shelfin kontinental të jashtëm (kufiri lindor tirrenian, Itali). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).