Tack för att du besöker Nature.com. Webbläsarversionen du använder har begränsat stöd för CSS. För bästa möjliga upplevelse rekommenderar vi att du använder en uppdaterad webbläsare (eller stänger av kompatibilitetsläge i Internet Explorer). Under tiden, för att säkerställa fortsatt stöd, kommer vi att visa webbplatsen utan stilar och JavaScript.
Vi rapporterar bevis på aktiv havsbottenhöjning och gasutsläpp flera kilometer från kusten från hamnen i Neapel (Italien). Hörmärken, högar och kratrar är kännetecknande för havsbotten. Dessa formationer representerar topparna av grunda jordskorpsstrukturer, inklusive pagoder, förkastningar och veck som påverkar havsbotten idag. De registrerade stigningen, trycksättningen och frisättningen av helium och koldioxid i avkarboniseringsreaktioner av mantelsmältor och jordskorpsbergarter. Dessa gaser liknar sannolikt de som matar de hydrotermiska systemen Ischia, Campi Flegre och Soma-Vesuvius, vilket tyder på en mantelkälla blandad med jordskorpsvätskor under Neapelbukten. Undervattensexpansion och bristning orsakad av gaslyft och trycksättningsprocessen kräver ett övertryck på 2-3 MPa. Havsbottenhöjningar, förkastningar och gasutsläpp är manifestationer av icke-vulkaniska omvälvningar som kan förebåda havsbottenutbrott och/eller hydrotermiska explosioner.
Djuphavshydrotermiska utsläpp (varmt vatten och gas) är ett vanligt kännetecken för mittoceaniska ryggar och konvergenta plattgränser (inklusive nedsänkta delar av öbågar), medan kalla utsläpp av gashydrater (klatrater) ofta är karakteristiska för kontinentalsockel och passiva marginaler1, 2,3,4,5. Förekomsten av hydrotermiska utsläpp från havsbotten i kustområden innebär värmekällor (magmareservoarer) inom den kontinentala skorpan och/eller manteln. Dessa utsläpp kan föregå magmas uppstigning genom de översta lagren av jordskorpan och kulminera i utbrott och nedläggning av vulkaniska undervattensberg6. Därför är identifiering av (a) morfologier associerade med aktiv havsbottendeformation och (b) gasutsläpp nära befolkade kustområden som vulkanregionen Neapel i Italien (~1 miljon invånare) avgörande för att bedöma möjliga vulkaner. Grunda utbrott. Dessutom, medan morfologiska egenskaper associerade med djuphavshydrotermiska eller hydratgasutsläpp är relativt välkända på grund av deras geologiska och biologiska egenskaper, är undantagen morfologiska egenskaper associerade med grundare vatten, förutom de förekommer i I sjön 12, finns det relativt få uppgifter. Här presenterar vi nya batymetriska, seismiska, vattenpelare och geokemiska data för en undervattens-, morfologiskt och strukturellt komplex region som påverkas av gasutsläpp i Neapelbukten (södra Italien), cirka 5 km från hamnen i Neapel. Dessa data samlades in under SAFE_2014 (augusti 2014) kryssningen ombord på R/V Urania. Vi beskriver och tolkar havsbotten och underjordiska strukturer där gasutsläpp sker, undersöker källorna till ventilerande vätskor, identifierar och karakteriserar de mekanismer som reglerar gasuppgång och tillhörande deformation, och diskuterar vulkanologiska effekter.
Neapelbukten bildar den plio-kvartära västra marginalen, den nordväst-sydöstliga avlånga tektoniska fördjupningen i Kampanien13,14,15. nordväst om Ischia (ca 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-kratern (ca 300-1538) och Soma-Vesuvius (från <360-1944). Arrangemanget begränsar bukten till norr (e.Kr.)15, medan söder gränsar till Sorrentohalvön (Fig. 1a). Neapelbukten påverkas av de rådande nordväst-sydvästliga och sekundära nordväst-sydöstliga betydande förkastningarna (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei och Somma-Vesuvius kännetecknas av hydrotermiska manifestationer, markdeformation och ytlig seismisk aktivitet16,17,18 (t.ex. den turbulenta händelsen vid Campi Flegrei 1982-1984, med en höjning på 1,8 m och tusentals jordbävningar). Nyligen genomförda studier19,20 tyder på att det kan finnas ett samband mellan dynamiken i Soma-Vesuvius och Campi Flegre, möjligen förknippat med "djupa" enskilda magmareservoarer. Vulkanaktivitet och havsnivåsvängningar under de sista 36 kajonerna av Campi Flegrei och 18 kajonerna av Somma Vesuvius kontrollerade sedimentsystemet i Neapelbukten. Den låga havsnivån vid det senaste glaciala maximumet (18 kajonerna) ledde till en regression av det offshore-grunda sedimentsystemet, vilket senare fylldes av transgressiva händelser under sen pleistocen-holocen. Utsläpp av undervattensgaser har upptäckts runt ön Ischia och utanför Campi Flegres kust och nära Soma-Vesuvius (Fig. 1b).
(a) Morfologiska och strukturella arrangemang av kontinentalsockeln och Neapelbukten 15, 23, 24, 48. Punkterna är viktiga ubåtsutbrottscentra; röda linjer representerar större förkastningar. (b) Batymetri av Neapelbukten med detekterade vätskeöppningar (punkter) och spår av seismiska linjer (svarta linjer). De gula linjerna är banorna för de seismiska linjerna L1 och L2 som rapporteras i figur 6. Gränserna för de kupolliknande strukturerna Banco della Montagna (BdM) är markerade med blå streckade linjer i (a, b). De gula rutorna markerar platserna för de akustiska vattenpelarprofilerna, och CTD-EMBlank-, CTD-EM50- och ROV-ramarna rapporteras i figur 5. Den gula cirkeln markerar platsen för provtagningsgasutsläppet, och dess sammansättning visas i tabell S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) använder grafik genererad av Surfer® 13.
Baserat på data som erhållits under SAFE_2014-kryssningen (augusti 2014) (se Metoder) har en ny digital terrängmodell (DTM) av Neapelbukten med 1 m upplösning konstruerats. DTM visar att havsbotten söder om Neapels hamn kännetecknas av en svagt sluttande sydvänd yta (lutning ≤3°) avbruten av en 5,0 × 5,3 km stor kupolliknande struktur, lokalt känd som Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a, b). BdM utvecklas på ett djup av cirka 100 till 170 meter, 15 till 20 meter över den omgivande havsbotten. BdM-kupolen uppvisade en högliknande morfologi på grund av 280 subcirkelformade till ovala högar (Fig. 2a), 665 koner och 30 gropar (Fig. 3 och 4). Högen har en maximal höjd och omkrets på 22 m respektive 1 800 m. Högarnas cirkularitet [C = 4π(area/perimeter2)] minskade med ökande omkrets (Fig. 2b). Axialförhållandena för högar varierade mellan 1 och 6,5, där högar med ett axialförhållande >2 uppvisade en föredragen N45°E + 15°-sträjning och en mer spridd sekundär, mer spridd N105°E till N145°E-sträjning (Fig. 2c). Enkla eller linjerade koner finns på BdM-planet och ovanpå högen (Fig. 3a, b). De koniska arrangemangen följer arrangemanget av högarna de är belägna på. Hårdmärken finns vanligtvis på den plana havsbotten (Fig. 3c) och ibland på högar. Den rumsliga tätheten av koner och hårdmärken visar att den dominerande nordost-sydvästliga linjen avgränsar de nordöstra och sydvästra gränserna för BdM-kupolen (Fig. 4a, b); den mindre utsträckta nordväst-sydöstra rutten är belägen i den centrala BdM-regionen.
(a) Digital terrängmodell (1 m cellstorlek) av kupolen på Banco della Montagna (BdM). (b) Omkrets och rundhet hos BdM-kullar. (c) Axiellt förhållande och vinkel (orientering) för huvudaxeln för den bäst anpassade ellipsen som omger kullen. Standardfelet för den digitala terrängmodellen är 0,004 m; standardfelet för omkrets och rundhet är 4,83 m respektive 0,01, och standardfelet för axiellt förhållande och vinkel är 0,04 respektive 3,34°.
Detaljer om identifierade koner, kratrar, kullar och gropar i BdM-regionen extraherade från DTM i figur 2.
(a) Linjekoner på en plan havsbotten; (b) koner och kratrar på smala kullar i nordväst-sydöstlig riktning; (c) hålmärken på en lätt doppad yta.
(a) Rumslig fördelning av detekterade kratrar, gropar och aktiva gasutsläpp. (b) Rumslig densitet av kratrar och gropar rapporterade i (a) (antal/0,2 km2).
Vi identifierade 37 gasformiga utsläpp i BdM-regionen från ekolodsbilder från ROV-vattenpelaren och direkta observationer av havsbotten som erhölls under SAFE_2014-kryssningen i augusti 2014 (figur 4 och 5). De akustiska avvikelserna hos dessa utsläpp visar vertikalt avlånga former som stiger från havsbotten och sträcker sig vertikalt mellan 12 och cirka 70 m (figur 5a). På vissa ställen bildade akustiska avvikelser ett nästan kontinuerligt "tåg". De observerade bubbelplymerna varierar kraftigt: från kontinuerliga, täta bubbelflöden till kortlivade fenomen (kompletterande film 1). ROV-inspektion möjliggör visuell verifiering av förekomsten av vätskeöppningar på havsbotten och framhäver små ärror på havsbotten, ibland omgivna av röda till orange sediment (figur 5b). I vissa fall återaktiverar ROV-kanaler utsläppen. Ventilationsmorfologin visar en cirkulär öppning upptill utan utvidgning i vattenpelaren. pH-värdet i vattenpelaren strax ovanför utsläppspunkten visade ett signifikant fall, vilket indikerar surare förhållanden lokalt (figur 5c, d). I synnerhet pH-värdet över BdM-gasutsläppet vid På 75 m djup minskade djupet från 8,4 (på 70 m djup) till 7,8 (på 75 m djup) (Fig. 5c), medan andra platser i Neapelbukten hade pH-värden mellan 0 och 160 m i djupintervallet mellan 8,3 och 8,5 (Fig. 5d). Signifikanta förändringar i havsvattentemperatur och salthalt saknades på två platser inom och utanför BdM-området i Neapelbukten. På ett djup av 70 m är temperaturen 15 °C och salthalten cirka 38 PSU (Fig. 5c,d). Mätningar av pH, temperatur och salthalt indikerade: a) deltagande av sura vätskor i samband med BdM-avgasningsprocessen och b) frånvaro eller mycket långsam utsläpp av termiska vätskor och saltlösning.
(a) Förvärvsfönster för den akustiska vattenpelarprofilen (ekometer Simrad EK60). Vertikalt grönt band som motsvarar gasutbredning som detekterats på EM50-vätskeutsläppet (cirka 75 m under havet) beläget i BdM-regionen; botten- och havsbottenmultiplexsignalerna visas också (b) insamlade med ett fjärrstyrt fordon i BdM-regionen. Det enda fotot visar en liten krater (svart cirkel) omgiven av rött till orange sediment. (c, d) CTD-data från multiparametersond bearbetade med SBED-Win32-programvara (Seasave, version 7.23.2). Mönster för utvalda parametrar (salthalt, temperatur, pH och syre) i vattenpelaren ovanför vätskeutsläppet EM50 (panel c) och utanför Bdm-utsläppsområdets panel (d).
Vi samlade in tre gasprover från studieområdet mellan 22 och 28 augusti 2014. Dessa prover uppvisade liknande sammansättningar, dominerade av CO2 (934-945 mmol/mol), följt av relevanta koncentrationer av N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) och H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), medan H2 och He var mindre rikliga (<0,052 respektive <0,016 mmol/mol) (Fig. 1b; Tabell S1, Kompletterande Film 2). Relativt höga koncentrationer av O2 och Ar mättes också (upp till 3,2 respektive 0,18 mmol/mol). Summan av de lätta kolvätena varierar från 0,24 till 0,30 mmol/mol och består av C2-C4-alkaner, aromater (främst bensen), propen och svavelhaltiga föreningar (tiofen). 40Ar/36Ar-värdet överensstämmer med luft. (295,5), även om prov EM35 (BdM-kupolen) har ett värde på 304, vilket visar ett litet överskott av 40Ar. δ15N-förhållandet var högre än för luft (upp till +1,98 % jämfört med luft), medan δ13C-CO2-värdena varierade från -0,93 till 0,44 % jämfört med V-PDB. R/Ra-värdena (efter korrigering för luftföroreningar med hjälp av 4He/20Ne-förhållandet) låg mellan 1,66 och 1,94, vilket indikerar närvaron av en stor andel mantel-He. Genom att kombinera heliumisotopen med CO2 och dess stabila isotop 22 kan källan till utsläppen i BdM ytterligare klargöras. I CO2-kartan för CO2/3He kontra δ13C (Fig. 6) jämförs BdM-gassammansättningen med den för Ischia-, Campi Flegrei- och Somma-Vesuvius-fumarolerna. Figur 6 visar också teoretiska blandningslinjer mellan Tre olika kolkällor som kan vara involverade i BdM-gasproduktion: upplösta mantelsmältor, organiskt rika sediment och karbonater. BdM-proverna faller på blandningslinjen som avbildas av de tre vulkanerna i Kampanien, det vill säga blandning mellan mantelgaser (som antas vara något anrikade på koldioxid i förhållande till klassiska MORB i syfte att anpassa data) och reaktioner orsakade av jordskorpans avkarbonisering. Den resulterande gasbergarten.
Hybridlinjer mellan mantelkomposition och ändelement av kalksten och organiska sediment rapporteras för jämförelse. Rutor representerar fumarolområdena Ischia, Campi Flegrei och Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM-provet ligger i den blandade trenden för vulkanen Campania. Ändelementgasen i den blandade linjen kommer från manteln, vilket är den gas som produceras genom avkolningsreaktionen av karbonatmineraler.
Seismiska sektioner L1 och L2 (Fig. 1b och 7) visar övergången mellan BdM och de distala stratigrafiska sekvenserna av vulkanregionerna Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) och Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM kännetecknas av närvaron av två stora seismiska formationer (MS och PS i Fig. 7). Den översta (MS) visar subparallella reflektorer med hög till måttlig amplitud och lateral kontinuitet (Fig. 7b, c). Detta lager inkluderar marina sediment som släpas med av det sista glaciala maximumsystemet (LGM) och består av sand och lera23. Det underliggande PS-lagret (Fig. 7b–d) kännetecknas av en kaotisk till transparent fas i form av kolonner eller timglas. Toppen av PS-sedimenten bildade havsbottenhögar (Fig. 7d). Dessa diapirliknande geometrier demonstrerar intrånget av PS-transparent material i de översta MS-avlagringarna. Upphöjning är ansvarig för bildandet av veck och förkastningar som påverkar MS-lagret och överliggande nuvarande sediment på BdM-havsbotten (Fig. 7b–d). Det stratigrafiska MS-intervallet är tydligt delaminerat i den östnordöstra delen av L1-sektionen, medan det vitar mot BdM på grund av närvaron av ett gasmättat lager (GSL) täckt av vissa interna nivåer i MS-sekvensen (Fig. 7a). Gravitationskärnor insamlade högst upp på BdM motsvarande det transparenta seismiska lagret indikerar att de översta 40 cm består av sand som avsatts nyligen fram till idag; )24,25 och pimpstensfragment från det explosiva utbrottet av "Naples Yellow Tuff" (14,8 ka) i Campi Flegrei26. Den transparenta fasen i PS-lagret kan inte förklaras enbart av kaotiska blandningsprocesser, eftersom de kaotiska lagren som är förknippade med jordskred, lerflöden och pyroklastiska flöden som finns utanför BdM i Neapelbukten är akustiskt ogenomskinliga21,23,24. Vi drar slutsatsen att de observerade BdM PS-seismiska faciesna såväl som utseendet på det undervattensliknande PS-lagret (Fig. 7d) återspeglar upplyftningen av naturgas.
(a) Enkelspårig seismisk profil L1 (navigationsspår i figur 1b) som visar ett kolumnformat (pagod) rumsligt arrangemang. Pagoden består av kaotiska avlagringar av pimpsten och sand. Det gasmättade lagret som finns under pagoden tar bort kontinuiteten i de djupare formationerna. (b) Enkelkanalig seismisk profil L2 (navigationsspår i figur 1b), som belyser inskärning och deformation av havsbottenhögar, marina (MS) och pimpstensandavlagringar (PS). (c) Deformationsdetaljerna i MS och PS rapporteras i (c, d). Med en hastighet på 1580 m/s i det översta sedimentet representerar 100 ms cirka 80 m på den vertikala skalan.
De morfologiska och strukturella egenskaperna hos BdM liknar andra undervattenshydrotermiska och gashydratfält globalt2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 och är ofta förknippade med höjningar (valv och högar) och gasutsläpp (koner, gropar). BdM-inriktade koner och gropar och avlånga högar indikerar strukturellt kontrollerad permeabilitet (Figur 2 och 3). Det rumsliga arrangemanget av högar, gropar och aktiva öppningar tyder på att deras distribution delvis kontrolleras av de nordväst-sydöstliga och nordost-sydvästliga nedslagssprickorna (Fig. 4b). Dessa är de föredragna förkastningssystemen som påverkar vulkanområdena Campi Flegrei och Somma-Vesuvius samt Neapelbukten. I synnerhet styr strukturen hos den förra platsen för det hydrotermiska utsläppet från Campi Flegrei-kratern35. Vi drar därför slutsatsen att förkastningar och sprickor i Neapelbukten representerar den föredragna vägen för gasmigration till ytan, en egenskap som delas av andra strukturellt kontrollerade hydrotermiska system36,37. Det är värt att notera att BdM-koner och gropar inte alltid var associerade med högar (Fig. 3a, c). Detta tyder på att dessa högar inte nödvändigtvis representerar föregångare till gropbildning, vilket andra författare har föreslagit för gashydratzoner32,33. Våra slutsatser stöder hypotesen att störning av kupolformade havsbottensediment inte alltid leder till bildandet av gropar.
De tre insamlade gasformiga utsläppen visar kemiska signaturer typiska för hydrotermiska fluider, nämligen huvudsakligen CO2 med betydande koncentrationer av reducerande gaser (H2S, CH4 och H2) och lätta kolväten (särskilt bensen och propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabell S1). Närvaron av atmosfäriska gaser (såsom O2), som inte förväntas finnas i undervattensutsläpp, kan bero på kontaminering från luft löst i havsvatten som kommer i kontakt med gaser lagrade i plastlådor som används för provtagning, eftersom ROV:er extraheras från havsbotten till havet för att revolvera. Omvänt tyder positiva δ15N-värden och ett högt N2/Ar (upp till 480) betydligt högre än ASW (luftmättat vatten) på att det mesta av N2 produceras från extraatmosfäriska källor, vilket överensstämmer med det dominerande hydrotermiska ursprunget för dessa gaser. Det hydrotermiskt-vulkaniska ursprunget för BdM-gasen bekräftas av CO2- och He-innehållet och deras isotopiska egenskaper. signaturer. Kolisotoper (δ13C-CO2 från -0,93 % till +0,4 %) och CO2/3He-värden (från 1,7 × 1010 till 4,1 × 1010) tyder på att BdM-proverna tillhör en blandad trend av fumaroler runt Neapelbuktens manteländmedlemmar och avkarbonisering. Sambandet mellan gaserna som produceras av reaktionen (Figur 6). Mer specifikt är BdM-gasproverna belägna längs blandningstrenden på ungefär samma plats som vätskorna från de intilliggande vulkanerna Campi Flegrei och Somma-Veusivus. De är mer jordskorpliga än Ischia-fumarolerna, som ligger närmare änden av manteln. Somma-Vesuvius och Campi Flegrei har högre 3He/4He-värden (R/Ra mellan 2,6 och 2,9) än BdM (R/Ra mellan 1,66 och 1,96; Tabell S1). Detta tyder på att tillsatsen och ackumuleringen av radiogenisk Han härstammar från samma magmakälla som matade vulkanerna Somma-Vesuvius och Campi Flegrei. Avsaknaden av detekterbara organiska kolfraktioner i BdM-utsläpp tyder på att organiska sediment inte är involverade i BdM-avgasningsprocessen.
Baserat på ovanstående data och resultat från experimentella modeller av kupolliknande strukturer associerade med undervattensrika gasrika regioner, kan djup gastrycksättning vara ansvarig för bildandet av kilometerstora BdM-kupoler. För att uppskatta övertrycket Pdef som leder till BdM-valvet tillämpade vi en tunnplåtsmekanikmodell33,34 och antog, utifrån de insamlade morfologiska och seismiska data, att BdM-valvet är en subcirkulär skiva med en radie a som är större än en deformerad mjuk viskös avlagring. Den vertikala maximala förskjutningen w och tjockleken h för (kompletterande figur S1).Pdef är skillnaden mellan totalt tryck och bergstatiskt tryck plus vattenpelartryck.Vid BdM är radien cirka 2 500 m, w är 20 m och det maximala h uppskattade från den seismiska profilen är cirka 100 m.Vi beräknar Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 från relationen , där D är böjstyvheten; D ges av (E h3)/[12(1 – ν2)], där E är avlagringens Youngs modul, ν är Poissons förhållande (~0,5)33. Eftersom de mekaniska egenskaperna hos BdM-sediment inte kan mätas, sätter vi E = 140 kPa, vilket är ett rimligt värde för kustnära sandsediment47 liknande BdM14,24. Vi beaktar inte de högre E-värdena som rapporterats i litteraturen för siltiga leravlagringar (300 < E < 350 000 kPa)33,34 eftersom BDM-avlagringar huvudsakligen består av sand, inte silt eller siltig lera24. Vi erhåller Pdef = 0,3 Pa, vilket överensstämmer med uppskattningar av havsbottenhöjningsprocesser i gashydratbassängmiljöer, där Pdef varierar från 10⁻² till 10⁶ Pa, med lägre värden som representerar låg w/a och/eller vad det nu är. I BdM minskar styvheten på grund av lokal gasmättnad av sedimentet. och/eller uppkomsten av redan existerande sprickor kan också bidra till brott och därmed gasutsläpp, vilket möjliggör bildandet av de observerade ventilationsstrukturerna. De insamlade reflekterade seismiska profilerna (Fig. 7) indikerade att PS-sediment lyftes upp från GSL, vilket tryckte upp de överliggande MS-marina sedimenten, vilket resulterade i högar, veck, förkastningar och sedimentära skärningar (Fig. 7b, c). Detta tyder på att den 14,8 till 12 ka gamla pimpstenen har trängt in i det yngre MS-lagret genom en uppåtgående gastransportprocess. De morfologiska egenskaperna hos BdM-strukturen kan ses som ett resultat av övertrycket som skapas av vätskeutsläppet som produceras av GSL. Med tanke på att aktivt utsläpp kan ses från havsbotten upp till över 170 m djup 48, antar vi att vätskeövertrycket inom GSL överstiger 1 700 kPa. Uppåtgående migration av gaser i sedimenten hade också effekten att skrubba material som fanns i MS, vilket förklarar förekomsten av kaotiska sediment i gravitationskärnor som samplades på BdM25. Dessutom skapar övertrycket i GSL ett komplext spricksystem (polygonal förkastning i Fig. 7b). Sammantaget tillskrevs denna morfologi, struktur och stratigrafiska bosättning, kallad "pagoder"49,50, ursprungligen sekundära effekter av gamla glaciala formationer och tolkas för närvarande som effekterna av stigande gas31,33 eller evaporiter50. Vid Kampaniens kontinentala marginal är evaporativa sediment knappa, åtminstone inom de översta 3 km av jordskorpan. Därför är det sannolikt att tillväxtmekanismen för BdM-pagoder styrs av gasökningen i sedimenten. Denna slutsats stöds av pagodens transparenta seismiska facies (Fig. 7), såväl som gravitationskärndata som tidigare rapporterats24, där dagens sand bryter ut med 'Pomici Principali'25 och 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Dessutom invaderade och deformerade PS-avlagringar det översta MS-lagret (Fig. 7d). Detta strukturella arrangemang antyder att pagoden representerar en uppstigande struktur och inte bara en gasledning. Således styr två huvudprocesser bildandet av pagoden: a) densiteten hos det mjuka sedimentet minskar när gas kommer in underifrån; b) gas-sedimentblandningen stiger, vilket är den observerade veckningen, förkastningen och sprickan som orsakar MS-avlagringar (Figur 7). En liknande bildningsmekanism har föreslagits för pagoder associerade med gashydrater i South Scotia Sea (Antarktis). BdM-pagoder dök upp i grupper i kuperade områden, och deras vertikala utbredning var i genomsnitt 70–100 m i tvåvägstransporttid (TWTT) (Fig. 7a). På grund av förekomsten av MS-vågor och med tanke på stratigrafin för BdM-gravitationskärnan, drar vi slutsatsen att pagodstrukturernas bildningsålder är mindre än cirka 14–12 ka. Dessutom är tillväxten av dessa strukturer fortfarande aktiv (Fig. 7d) eftersom vissa pagoder har invaderat och deformerat den överliggande nuvarande BdM-sanden (Fig. 7d).
Att pagoden inte korsar dagens havsbotten indikerar att (a) gasuppgång och/eller lokalt upphörande av gas-sedimentblandning, och/eller (b) eventuellt lateralt flöde av gas-sedimentblandning inte möjliggör en lokaliserad övertrycksprocess. Enligt diapirteorimodellen52 visar det laterala flödet en negativ balans mellan tillförseln av lera-gasblandningen underifrån och den hastighet med vilken pagoden rör sig uppåt. Minskningen av tillförseln kan vara relaterad till ökningen av blandningens densitet på grund av att gastillförseln försvinner. Resultaten som sammanfattas ovan och den flytkraftskontrollerade uppgången av pagoden tillåter oss att uppskatta luftpelarens höjd hg. Flytkraften ges av ΔP = hgg (ρw – ρg), där g är gravitationen (9,8 m/s2) och ρw och ρg är densiteterna för vatten respektive gas. ΔP är summan av den tidigare beräknade Pdef och det litostatiska trycket Plith för sedimentplattan, dvs. ρsg h, där ρs är sedimentdensiteten. I detta fall ges värdet på hg som krävs för önskad flytkraft av hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. I BdM sätter vi Pdef = 0,3 Pa och h = 100 m (se ovan), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg är försumbar eftersom ρw ≫ρg. Vi får hg = 245 m, ett värde som representerar djupet på botten av GSL. ΔP är 2,4 MPa, vilket är det övertryck som krävs för att bryta BdM-havsbotten och bilda ventiler.
Sammansättningen av BdM-gasen överensstämmer med mantelkällor som förändrats genom tillsats av vätskor i samband med avkarboniseringsreaktioner i jordskorpan (fig. 6). Grova nordvästliga inriktningar av BdM-kupoler och aktiva vulkaner som Ischia, Campi Flegre och Soma-Vesuvius, tillsammans med sammansättningen av de gaser som släpps ut, tyder på att gaser som släpps ut från manteln under hela Neapels vulkaniska region är blandade. Fler och fler jordskorpsvätskor rör sig från väst (Ischia) till öst (Somma-Vesuivus) (fig. 1b och 6).
Vi har dragit slutsatsen att det i Neapelbukten, några kilometer från Neapels hamn, finns en 25 km2 bred kupolliknande struktur som påverkas av en aktiv avgasningsprocess och orsakas av placeringen av pagoder och kullar. För närvarande tyder BdM-signaturer på att icke-magmatisk turbulens53 kan föregå embryonal vulkanism, dvs. tidig utsläpp av magma och/eller termiska vätskor. Övervakningsaktiviteter bör genomföras för att analysera utvecklingen av fenomen och för att upptäcka geokemiska och geofysiska signaler som indikerar potentiella magmatiska störningar.
Akustiska vattenpelarprofiler (2D) samlades in under SAFE_2014-kryssningen (augusti 2014) på ​​R/V Urania (CNR) av National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akustisk provtagning utfördes med ett vetenskapligt stråldelningsekolod Simrad EK60 som arbetade vid 38 kHz. Akustiska data registrerades med en genomsnittlig hastighet på cirka 4 km. De insamlade ekolodsbilderna användes för att identifiera vätskeutsläpp och exakt definiera deras plats i insamlingsområdet (mellan 74 och 180 m djup). Mätning av fysikaliska och kemiska parametrar i vattenpelaren med hjälp av multiparametersonder (konduktivitet, temperatur och djup, CTD). Data samlades in med en CTD 911-sond (SeaBird, Electronics Inc.) och bearbetades med hjälp av SBED-Win32-programvaran (Seasave, version 7.23.2). En visuell inspektion av havsbotten utfördes med en "Pollux III" (GEItaliana) ROV-enhet (fjärrstyrt fordon) med två (låg- och högupplösta) kameror.
Flerstrålsdatainsamling utfördes med ett 100 KHz Simrad EM710 flerstråls-ekolodssystem (Kongsberg). Systemet är länkat till ett differentiellt globalt positioneringssystem (GSP) för att säkerställa submetriska fel i strålpositioneringen. Den akustiska pulsen har en frekvens på 100 KHz, en avfyrningspuls på 150° grader och en hel öppning på 400 strålar. Mät och applicera ljudhastighetsprofiler i realtid under insamlingen. Data bearbetades med hjälp av PDS2000-programvara (Reson-Thales) enligt International Hydrographic Organization-standarden (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) för navigering och tidvattenkorrigering. Brusreducering på grund av oavsiktliga instrumentspikar och stråluteslutning av dålig kvalitet utfördes med bandredigerings- och spikborttagningsverktyg. Kontinuerlig ljudhastighetsdetektering utförs av en kölstation belägen nära flerstrålsgivaren och inhämtar och applicerar ljudhastighetsprofiler i realtid i vattenpelaren var 6-8:e timme för att ge ljudhastighet i realtid för korrekt strålstyrning. Hela datamängden består av på cirka 440 km2 (0–1200 m djup). Data användes för att skapa en högupplöst digital terrängmodell (DTM) som kännetecknas av en rutnätscellstorlek på 1 m. Den slutliga DTM:n (Fig. 1a) gjordes med terrängdata (>0 m över havet) som erhållits med rutnätscellstorleken 20 m av det italienska geomilitära institutet.
En 55 kilometer lång högupplöst enkanalig seismisk dataprofil, insamlad under säkra havskryssningar 2007 och 2014, täckte ett område på cirka 113 kvadratkilometer, båda på R/V Urania. Marisk-profiler (t.ex. L1 seismisk profil, Fig. 1b) erhölls med hjälp av IKB-Seistec boomer-systemet. Insamlingsenheten består av en 2,5 m katamaran där källan och mottagaren är placerade. Källsignaturen består av en enda positiv topp som karaktäriseras i frekvensområdet 1-10 kHz och möjliggör upplösning av reflektorer separerade med 25 cm. Säkra seismiska profiler erhölls med hjälp av en 1,4 kJ multispets Geospark seismisk källa kopplad till Geotrace-programvaran (Geo Marine Survey System). Systemet består av en katamaran som innehåller en 1–6,02 kHz källa som penetrerar upp till 400 millisekunder i mjukt sediment under havsbotten, med en teoretisk vertikal upplösning på 30 cm. Både Safe- och Marsik-enheter erhölls. med en hastighet av 0,33 skott/sekund med en kärlhastighet <3 kn. Data bearbetades och presenterades med hjälp av Geosuite Allworks-programvaran med följande arbetsflöde: dilatationskorrigering, vattenpelarmuting, 2–6 kHz bandpass IIR-filtrering och AGC.
Gasen från den undervattensfumarolen samlades upp på havsbotten med hjälp av en plastlåda utrustad med ett gummimembran på ovansidan, placerad upp och ner av ROV:en över ventilen. När luftbubblorna som kommit in i lådan helt har ersatt havsvattnet, sänks ROV:en tillbaka till ett djup av 1 m, och dykaren överför den insamlade gasen genom ett gummiseptum till två förevakuerade 60 ml glaskolvar utrustade med teflonkranar, varav en fylldes med 20 ml 5N NaOH-lösning (Gegenbach-typkolv). De huvudsakliga sura gasarterna (CO2 och H2S) löses upp i den alkaliska lösningen, medan de låglösliga gasarterna (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 och lätta kolväten) lagras i provtagningsflaskans topputrymme. Oorganiska låglösliga gaser analyserades med gaskromatografi (GC) med hjälp av en Shimadzu 15A utrustad med en 10 m lång 5A molekylsiktkolonn och en värmeledningsdetektor (TCD) 54. Argon och O2 analyserades med hjälp av en Thermo Focus-analysator. Gaskromatograf utrustad med en 30 m lång kapillärmolekylsilkolonn och TCD. Metan och lätta kolväten analyserades med en Shimadzu 14A gaskromatograf utrustad med en 10 m lång rostfri stålkolonn packad med Chromosorb PAW 80/100 mesh, belagd med 23 % SP 1700 och en flamjoniseringsdetektor (FID). Vätskefasen användes för analys av 1) CO2, som, titrerad med 0,5 N HCl-lösning (Metrohm Basic Titrino) och 2) H2S, som, efter oxidation med 5 ml H2O2 (33 %), genom jonkromatografi (IC) (IC) (Wantong 761). Det analytiska felet vid titrering, GC och IC-analys är mindre än 5 %. Efter standardextraktions- och reningsprocedurer för gasblandningar analyserades 13C/12C CO2 (uttryckt som δ13C-CO2 % och V-PDB) med en Finningan Delta S-massanalys. spektrometer55,56. Standarderna som användes för att uppskatta extern precision var Carrara- och San Vincenzo-marmor (intern), NBS18 och NBS19 (internationell), medan analysfelet och reproducerbarheten var ±0,05 % respektive ±0,1 %.
δ15N (uttryckt som % vs. luft)-värden och 40Ar/36Ar bestämdes med hjälp av en Agilent 6890 N gaskromatograf (GC) kopplad till en Finnigan Delta plusXP kontinuerlig flödesmasspektrometer. Analysfelet är: δ15N ± 0,1 %, 36Ar < 1 %, 40Ar < 3 %. He-isotopförhållandet (uttryckt som R/Ra, där R är 3He/4He mätt i provet och Ra är samma förhållande i atmosfären: 1,39 × 10⁻⁶)57 bestämdes vid INGV-Palermos (Italien) laboratorium. 3He, 4He och 20Ne bestämdes med hjälp av en dubbelkollektormasspektrometer (Helix SFT-GVI)58 efter separation av He och Ne. Analysfel ≤ 0,3 %. Typiska blankvärden för He och Ne är <10⁻¹⁴ respektive <10⁻¹⁴ mol.
Hur man citerar den här artikeln: Passaro, S. et al. Havsbottenhöjning driven av en avgasningsprocess avslöjar spirande vulkanisk aktivitet längs kusten. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologin och biologin hos moderna och forntida kolvätesippringar och -öppningar på havsbotten: en introduktion. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Den globala förekomsten av gashydrater. I Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Naturgashydrater: Förekomst, distribution och detektion. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofysiska begränsningar för hydrotermisk cirkulation. I: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29–52 (Rapport från Durham Workshop, Energi- och massöverföring i marina hydrotermiska system, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktur och dynamik hos hydrotermiska system i mittoceanryggar. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuella synpunkter på gashydratresurser.energi.och miljö.vetenskap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Intern struktur och utbrottshistoria för ett kilometerskaligt lervulkansystem i södra Kaspiska havet. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Havsbottenegenskaper associerade med utsivning av kolväten från djuphavskarbonat-slamhögar i Cadizbukten: från slamflöde till karbonatsediment. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D-seismisk representation av kilometerstora vätskeutsläppsrörledningar utanför Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vätskeflödesegenskaper i olje- och gasledningssystem: Vad säger de oss om bassängutvecklingen? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikal utveckling av den neogena kvartära vätskeurladdningsstrukturen i relation till gasflöden i nedre Kongobäckenet, utanför Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrotermisk och tektonisk aktivitet i norra Yellowstone Lake, Wyoming. Geologi. Socialist Party. Yes. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tyrrenska bassängen och den apenninska bågen: Kinematiska samband sedan den sena totonien. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonisk och jordskorpans struktur vid Kampaniens kontinentala gräns: samband med vulkanisk aktivitet. mineral.gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Rifttektonikens och magmatiska höjningsprocessernas relativa roll: slutsatser från geofysiska, strukturella och geokemiska data i Neapels vulkanregion (södra Italien). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanismer för den senaste vertikala jordskorpans rörelse i Campi Flegrei-kratern i södra Italien. Geologi. Socialistpartiet. Ja. Specifikation. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortsiktig markdeformation och seismisk aktivitet i den kapslade Campi Flegrei-kratern (Italien): ett exempel på aktiv massåtervinning i ett tätbefolkat område. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., och Saccorotti, G. Hydrotermiska ursprung för långvarig 4D-aktivitet i vulkankomplexet Campi Flegrei i Italien. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. och Mastrolorenzo, G. Snabb differentiering i tröskelliknande magmatiska reservoarer: en fallstudie från Campi Flegrei-kratern. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR-tidsserier, korrelationsanalys och tidskorrelationsmodellering avslöjar en möjlig koppling mellan Campi Flegrei och Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturell och stratigrafisk struktur av den första hälften av den tyrrenska grabenen (Neapelbukten, Italien). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Källor till kol i vulkanisk askgas från öbågar. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafi av Dohrn Canyon: Svar på havsnivåsänkning och tektonisk höjning på den yttre kontinentalsockeln (östra Tyrrenska gränsen, Italien). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).