Nature.com'u ziyaret ettiğiniz için teşekkür ederiz. Kullandığınız tarayıcı sürümü CSS için sınırlı desteğe sahiptir. En iyi deneyim için, güncel bir tarayıcı kullanmanızı (veya Internet Explorer'da uyumluluk modunu kapatmanızı) öneririz. Bu arada, desteğin devamını sağlamak için siteyi stiller ve JavaScript olmadan görüntüleyeceğiz.
Napoli limanının (İtalya) birkaç kilometre açıklarında aktif deniz tabanı yükselmesi ve gaz emisyonlarına dair kanıtlar sunuyoruz. Çukurlar, tümsekler ve kraterler deniz tabanının özellikleridir. Bu oluşumlar, günümüzde deniz tabanını etkileyen pagodalar, faylar ve kıvrımlar da dahil olmak üzere sığ kabuk yapılarının tepelerini temsil eder. Bunlar, manto eriyiklerinin ve kabuk kayalarının dekarbonizasyon reaksiyonlarında helyum ve karbondioksitin yükselişini, basınçlanmasını ve salınımını kaydetmiştir. Bu gazlar, Ischia, Campi Flegre ve Soma-Vesuvius'un hidrotermal sistemlerini besleyen gazlara benzer olup, Napoli Körfezi'nin altında kabuk sıvılarıyla karışmış bir manto kaynağı olduğunu düşündürmektedir. Gaz yükselmesi ve basınçlanma süreciyle oluşan denizaltı genişlemesi ve kırılması, 2-3 MPa'lık bir aşırı basınç gerektirir. Deniz tabanı yükselmeleri, faylar ve gaz emisyonları, deniz tabanı patlamalarını ve/veya hidrotermal patlamaları müjdeleyebilecek volkanik olmayan yükselmelerin tezahürleridir.
Derin deniz hidrotermal (sıcak su ve gaz) deşarjları, okyanus ortası sırtlarının ve yakınsak levha kenarlarının (ada yaylarının batık kısımları dahil) yaygın bir özelliğidir; oysa soğuk gaz hidrat (klarat) deşarjları genellikle kıta sahanlıklarının ve pasif kenarların karakteristik özelliğidir1, 2,3,4,5. Kıyı bölgelerinde deniz tabanı hidrotermal deşarjlarının görülmesi, kıtasal kabuk ve/veya mantoda ısı kaynakları (magma rezervuarları) olduğunu gösterir. Bu deşarjlar, magmanın Dünya kabuğunun en üst katmanlarından yükselmesinden önce gerçekleşebilir ve volkanik deniz dağlarının patlaması ve yerleşmesiyle sonuçlanabilir6. Bu nedenle, (a) aktif deniz tabanı deformasyonu ile ilişkili morfolojilerin ve (b) İtalya'daki Napoli volkanik bölgesi (~1 milyon nüfuslu) gibi yoğun nüfuslu kıyı bölgelerine yakın gaz emisyonlarının belirlenmesi, olası volkanların değerlendirilmesi için kritik öneme sahiptir. Ayrıca, derin deniz hidrotermal veya hidrat ile ilişkili morfolojik özellikler, Gaz emisyonları, jeolojik ve biyolojik özellikleri nedeniyle nispeten iyi bilinmektedir; istisnalar, daha sığ sularla ilişkili morfolojik özelliklerdir; 12 numaralı gölde meydana gelenler hariç, nispeten az sayıda kayıt bulunmaktadır. Burada, Napoli Körfezi'nde (Güney İtalya), Napoli limanına yaklaşık 5 km uzaklıkta, gaz emisyonlarından etkilenen, morfolojik ve yapısal olarak karmaşık bir su altı bölgesi için yeni batimetrik, sismik, su sütunu ve jeokimyasal veriler sunuyoruz. Bu veriler, R/V Urania gemisiyle gerçekleştirilen SAFE_2014 (Ağustos 2014) seferi sırasında toplanmıştır. Gaz emisyonlarının meydana geldiği deniz tabanı ve yüzey altı yapılarını tanımlıyor ve yorumluyor, havalandırma sıvılarının kaynaklarını araştırıyor, gaz yükselişini ve ilişkili deformasyonu düzenleyen mekanizmaları tanımlıyor ve karakterize ediyor ve volkanoloji etkilerini tartışıyoruz.
Napoli Körfezi, Pliyo-Kuvaterner batı kenarını, kuzeybatı-güneydoğu yönünde uzanan Campania tektonik çöküntüsünü oluşturur13,14,15. Ischia'nın (yaklaşık 150-1302 MS), Campi Flegre kraterinin (yaklaşık 300-1538) ve Somma-Vesuvius'un (360-1944 yılları arası) doğusunda yer alır. Bu düzenleme, körfezi kuzeyde (MS)15 sınırlarken, güneyde Sorrento Yarımadası ile sınırlanır (Şekil 1a). Napoli Körfezi, hakim kuzeydoğu-güneybatı ve ikincil kuzeybatı-güneydoğu yönlü önemli faylardan etkilenir (Şekil 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vesuvius, hidrotermal belirtiler, yer deformasyonu ve sığ sismik aktivite ile karakterize edilir16,17,18 (örneğin, 1982-1984 yıllarında Campi Flegrei'de meydana gelen ve yükselmeye neden olan türbülanslı olay). 1,8 m ve binlerce deprem). Son çalışmalar19,20, Soma-Vesuvius ve Campi Flegre'nin dinamikleri arasında, muhtemelen 'derin' tek magma rezervuarlarıyla ilişkili bir bağlantı olabileceğini öne sürmektedir. Campi Flegre'nin son 36 bin yılı ve Soma-Vesuvius'un son 18 bin yılındaki volkanik aktivite ve deniz seviyesi salınımları, Napoli Körfezi'nin tortul sistemini kontrol etmiştir. Son buzul maksimumunda (18 bin yıl) düşük deniz seviyesi, açık deniz-sığ tortul sisteminin gerilemesine yol açmış ve bu sistem daha sonra Geç Pleistosen-Holosen dönemindeki transgresif olaylarla dolmuştur. Ischia adası çevresinde, Campi Flegre kıyılarında ve Soma-Vesuvius Dağı yakınlarında denizaltı gaz emisyonları tespit edilmiştir (Şekil 1b).
(a) Kıta sahanlığı ve Napoli Körfezi'nin morfolojik ve yapısal düzenlemeleri 15, 23, 24, 48. Noktalar, başlıca denizaltı volkanik patlama merkezlerini; kırmızı çizgiler ise başlıca fayları göstermektedir. (b) Tespit edilen sıvı çıkış noktaları (noktalar) ve sismik hatların izleri (siyah çizgiler) ile Napoli Körfezi'nin batimetrisi. Sarı çizgiler, Şekil 6'da gösterilen L1 ve L2 sismik hatlarının yörüngeleridir. Banco della Montagna (BdM) kubbe benzeri yapılarının sınırları (a,b)'de mavi kesikli çizgilerle işaretlenmiştir. Sarı kareler, akustik su sütunu profillerinin konumlarını işaretler ve CTD-EMBlank, CTD-EM50 ve ROV çerçeveleri Şekil 5'te gösterilmiştir. Sarı daire, örnekleme gazı deşarjının konumunu işaretler ve bileşimi Tablo S1'de gösterilmiştir. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer), Surfer® 13 tarafından oluşturulan grafikleri kullanmaktadır.
SAFE_2014 (Ağustos 2014) seferi sırasında elde edilen verilere dayanarak (bkz. Yöntemler), Napoli Körfezi'nin 1 m çözünürlüğe sahip yeni bir Dijital Arazi Modeli (DTM) oluşturulmuştur. DTM, Napoli Limanı'nın güneyindeki deniz tabanının, yerel olarak Banco della Montagna (BdM) olarak bilinen 5,0 × 5,3 km'lik kubbe benzeri bir yapı ile kesintiye uğrayan, güneye bakan hafif eğimli (eğim ≤3°) bir yüzeyle karakterize olduğunu göstermektedir. Şekil. 1a,b). BdM, çevredeki deniz tabanından 15 ila 20 metre yukarıda, yaklaşık 100 ila 170 metre derinlikte gelişir. BdM kubbesi, 280 yarı dairesel ila oval tümsek (Şekil 2a), 665 koni ve 30 çukur (Şekil 3 ve 4) nedeniyle tümsek benzeri bir morfoloji sergilemiştir. Tümseğin maksimum yüksekliği ve çevresi sırasıyla 22 m ve 1800 m'dir. Tümseklerin daireselliği [C = 4π(alan/çevre²)], çevre arttıkça azalmıştır (Şekil 2b). Tümsekler için eksenel oranlar 1 ile 6,5 arasında değişmekte olup, eksenel oranı >2 olan tümsekler tercih edilen N45°E + 15° doğrultusunu ve daha dağınık ikincil, daha dağınık N105°E ila N145°E doğrultusunu göstermektedir (Şekil 2c). BdM düzleminde ve tümseğin üzerinde tek veya hizalanmış koniler bulunur (Şekil 3a,b). Konik düzenlemeler, bulundukları tümseklerin düzenini takip eder. Çukurlar genellikle düz deniz tabanında (Şekil 3c) ve bazen de tümseklerde bulunur. Konilerin ve çukurların mekansal yoğunlukları, baskın KD-GB hizalamasının BdM kubbesinin kuzeydoğu ve güneybatı sınırlarını belirlediğini göstermektedir (Şekil 4a,b); daha az uzanan KB-GD rotası ise BdM'nin orta bölgesinde yer almaktadır.
(a) Banco della Montagna (BdM) kubbesinin dijital arazi modeli (1 m hücre boyutu). (b) BdM höyüklerinin çevresi ve yuvarlaklığı. (c) Höyüğü çevreleyen en uygun elipsin ana ekseninin eksenel oranı ve açısı (yönelimi). Dijital arazi modelinin standart hatası 0,004 m; çevre ve yuvarlaklığın standart hataları sırasıyla 4,83 m ve 0,01; eksenel oran ve açının standart hataları ise sırasıyla 0,04 ve 3,34°'dir.
Şekil 2'deki DTM'den çıkarılan BdM bölgesindeki tanımlanmış konilerin, kraterlerin, tümseklerin ve çukurların ayrıntıları.
(a) Düz deniz tabanındaki hizalama konileri; (b) Kuzeybatı-Güneydoğu yönlü ince tümsekler üzerindeki koniler ve kraterler; (c) Hafif eğimli bir yüzeydeki çukurlar.
(a) Tespit edilen kraterlerin, çukurların ve aktif gaz çıkışlarının mekansal dağılımı. (b) (a)'da bildirilen krater ve çukurların mekansal yoğunluğu (sayı/0,2 km2).
Ağustos 2014'te SAFE_2014 seferi sırasında elde edilen ROV su sütunu yankı iskandili görüntüleri ve deniz tabanının doğrudan gözlemlerinden BdM bölgesinde 37 gaz emisyonu tespit ettik (Şekil 4 ve 5). Bu emisyonların akustik anomalileri, deniz tabanından yükselen, dikey olarak 12 ila yaklaşık 70 m arasında değişen uzunlamasına şekiller göstermektedir (Şekil 5a). Bazı yerlerde, akustik anomaliler neredeyse sürekli bir "tren" oluşturmuştur. Gözlemlenen kabarcık kümeleri oldukça çeşitlidir: sürekli, yoğun kabarcık akışlarından kısa süreli olaylara kadar (Ek Video 1). ROV incelemesi, deniz tabanı sıvı çıkışlarının varlığını görsel olarak doğrulamaya olanak tanır ve bazen kırmızıdan turuncuya kadar değişen tortularla çevrili deniz tabanındaki küçük çukurları vurgular (Şekil 5b). Bazı durumlarda, ROV kanalları emisyonları yeniden etkinleştirir. Çıkış morfolojisi, su sütununda herhangi bir genişleme olmaksızın üstte dairesel bir açıklık göstermektedir. Boşaltma noktasının hemen üzerindeki su sütunundaki pH'da önemli bir düşüş gözlemlenmiş olup, bu da daha asidik koşulları göstermektedir. Özellikle, 75 m derinlikte BdM gaz deşarjının üzerindeki pH değeri 8,4'ten (70 m derinlikte) 7,8'e (75 m derinlikte) düşmüştür (Şekil 5c). Buna karşılık, Napoli Körfezi'ndeki diğer bölgelerde 0 ile 160 m arasındaki derinlik aralığında pH değerleri 8,3 ile 8,5 arasında değişmiştir (Şekil 5d). Napoli Körfezi'ndeki BdM bölgesinin içinde ve dışında bulunan iki bölgede deniz suyu sıcaklığı ve tuzluluğunda önemli değişiklikler gözlenmemiştir. 70 m derinlikte sıcaklık 15 °C ve tuzluluk yaklaşık 38 PSU'dur (Şekil 5c,d). pH, sıcaklık ve tuzluluk ölçümleri şunları göstermiştir: a) BdM gaz deşarj süreciyle ilişkili asidik sıvıların katılımı ve b) termal sıvıların ve tuzlu suyun yokluğu veya çok yavaş deşarjı.
(a) Akustik su sütunu profilinin (Simrad EK60 ekometre) elde edildiği pencere. BdM bölgesinde bulunan EM50 sıvı deşarjında ​​(deniz seviyesinin yaklaşık 75 m altında) tespit edilen gaz alevine karşılık gelen dikey yeşil bant; dip ve deniz tabanı çoklu sinyalleri de gösterilmiştir. (b) BdM bölgesinde uzaktan kumandalı bir araçla toplanan tek fotoğraf, kırmızıdan turuncuya değişen tortuyla çevrili küçük bir krateri (siyah daire) göstermektedir. (c,d) SBED-Win32 yazılımı (Seasave, sürüm 7.23.2) kullanılarak işlenmiş çok parametreli prob CTD verileri. EM50 sıvı deşarjının üzerindeki (c paneli) ve Bdm deşarj alanının dışındaki (d paneli) su sütununun seçilen parametrelerinin (tuzluluk, sıcaklık, pH ve oksijen) desenleri.
22-28 Ağustos 2014 tarihleri ​​arasında çalışma alanından üç gaz örneği topladık. Bu örnekler, CO2'nin (934-945 mmol/mol) baskın olduğu, ardından N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) ve H2S'nin (0,10 mmol/mol -0,44 mmol/mol) önemli konsantrasyonlarda bulunduğu benzer bileşimler gösterdi; H2 ve He ise daha az miktarda (<0,052 ve <0,016 mmol/mol, sırasıyla) bulundu (Şekil 1b; Tablo S1, Ek Video 2). Nispeten yüksek konsantrasyonlarda O2 ve Ar da ölçüldü (sırasıyla 3,2 ve 0,18 mmol/mol'e kadar). Hafif hidrokarbonların toplamı 0,24 ila 0,30 mmol/mol arasında değişmekte olup C2-C4 alkanlar, aromatikler (esas olarak benzen), propen ve kükürt içeren bileşiklerden (tiyofen) oluşmaktadır. 40Ar/36Ar değeri hava ile tutarlıdır (295,5), ancak EM35 örneğinin (BdM kubbesi) değeri 304 olup, 40Ar'da hafif bir fazlalık göstermektedir. δ15N oranı havadan daha yüksektir (havaya göre +%1,98'e kadar), δ13C-CO2 değerleri ise V-PDB'ye göre -%0,93 ile %0,44 arasında değişmektedir. R/Ra değerleri (4He/20Ne oranı kullanılarak hava kirliliği düzeltildikten sonra) 1,66 ile 1,94 arasında olup, manto He'nin büyük bir kısmının varlığını göstermektedir. Helyum izotopunu CO2 ve kararlı izotopu 22 ile birleştirerek, BdM'deki emisyonların kaynağı daha da açıklığa kavuşturulabilir. CO2/3He'ye karşı δ13C için CO2 haritasında (Şekil 6), BdM gaz bileşimi Ischia, Campi Flegrei'ninkiyle karşılaştırılmıştır. ve Somma-Vesuvius fumerolleri. Şekil 6 ayrıca, BdM gaz üretiminde rol oynayabilecek üç farklı karbon kaynağı arasındaki teorik karışım çizgilerini de göstermektedir: çözünmüş manto kökenli eriyikler, organik madde bakımından zengin tortular ve karbonatlar. BdM örnekleri, üç Campania volkanının gösterdiği karışım çizgisi üzerinde yer almaktadır; yani, manto gazları (verilerin uyarlanması amacıyla klasik MORB'lara göre karbondioksit bakımından biraz zenginleştirilmiş olduğu varsayılmaktadır) ve kabuk dekarbonizasyonundan kaynaklanan reaksiyonlar arasındaki karışım. Ortaya çıkan gaz kayası.
Karşılaştırma amacıyla, manto bileşimi ile kireçtaşı ve organik tortuların uç üyeleri arasındaki hibrit çizgiler rapor edilmiştir. Kutular, Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vesvius 59, 60, 61'in fumerol alanlarını temsil etmektedir. BdM örneği, Campania volkanının karışık trendindedir. Karışık çizginin uç üye gazı, karbonat minerallerinin dekarbürizasyon reaksiyonuyla üretilen gaz olan manto kaynaklıdır.
Sismik kesitler L1 ve L2 (Şekil 1b ve 7), BdM ile Somma-Vesuvius (L1, Şekil 7a) ve Campi Flegrei (L2, Şekil 7b) volkanik bölgelerinin uzak stratigrafik dizileri arasındaki geçişi göstermektedir. BdM, iki ana sismik formasyonun (Şekil 7'deki MS ve PS) varlığıyla karakterize edilir. Üstteki (MS), yüksek ila orta genlikli ve yanal sürekliliğe sahip paralel yansıtıcılar göstermektedir (Şekil 7b,c). Bu katman, Son Buz Çağı Maksimumu (LGM) sistemi tarafından sürüklenen deniz tortullarını içerir ve kum ve kilden oluşur23. Alttaki PS katmanı (Şekil 7b-d), sütun veya kum saati şeklinde kaotik ila şeffaf bir faz ile karakterize edilir. PS tortullarının üst kısmı deniz tabanı tümsekleri oluşturmuştur (Şekil 7d). Bu diyapir benzeri geometriler, PS şeffaf malzemesinin en üst MS'ye sokulmasını göstermektedir. Yükselme, MS katmanını ve BdM deniz tabanının üzerindeki günümüz tortullarını etkileyen kıvrımların ve fayların oluşumundan sorumludur (Şekil 7b–d). MS stratigrafik aralığı, L1 kesitinin ENE kısmında açıkça ayrışmış durumdadır, BdM'ye doğru ise MS sekansının bazı iç seviyeleriyle kaplı gazla doymuş bir katmanın (GSL) varlığı nedeniyle beyazlaşmaktadır (Şekil 7a). Şeffaf sismik katmana karşılık gelen BdM'nin üst kısmında toplanan yerçekimi karotları, en üst 40 cm'nin yakın zamana kadar birikmiş kumdan oluştuğunu göstermektedir; )24,25 ve “Napoli Sarı Tüfü”nün (14,8 ka) Campi Flegrei'nin patlayıcı püskürmesinden kaynaklanan pomza parçaları26. PS katmanının şeffaf fazı, yalnızca kaotik karışım süreçleriyle açıklanamaz, çünkü Napoli Körfezi'ndeki BdM dışında bulunan heyelanlar, çamur akıntıları ve piroklastik akıntılarla ilişkili kaotik katmanlar akustik olarak opaktır21,23,24. Gözlemlenen BdM PS sismik fasiyesinin yanı sıra denizaltı yüzey PS katmanının görünümünün (Şekil 7d) doğal gazın yükselişini yansıttığı sonucuna varıyoruz.
(a) Sütunlu (pagoda) bir mekansal düzenlemeyi gösteren tek kanallı sismik profil L1 (Şekil 1b'deki navigasyon izi). Pagoda, kaotik ponza ve kum birikintilerinden oluşmaktadır. Pagodanın altında bulunan gazla doymuş katman, daha derin oluşumların sürekliliğini ortadan kaldırmaktadır. (b) Deniz tabanı tümseklerinin, denizel (MS) ve ponza kum birikintilerinin (PS) oyulmasını ve deformasyonunu vurgulayan tek kanallı sismik profil L2 (Şekil 1b'deki navigasyon izi). (c) MS ve PS'deki deformasyon detayları (c,d)'de rapor edilmiştir. En üstteki tortuda 1580 m/s'lik bir hız varsayarsak, 100 ms dikey ölçekte yaklaşık 80 m'yi temsil eder.
BdM'nin morfolojik ve yapısal özellikleri, dünya genelindeki diğer denizaltı hidrotermal ve gaz hidrat alanlarına benzerdir2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 ve genellikle yükseltiler (kemerler ve tümsekler) ve gaz deşarjı (koniler, çukurlar) ile ilişkilidir. BdM'ye hizalanmış koniler ve çukurlar ile uzatılmış tümsekler, yapısal olarak kontrol edilen geçirgenliği göstermektedir (Şekil 2 ve 3). Tümseklerin, çukurların ve aktif havalandırma deliklerinin mekansal düzenlemesi, dağılımlarının kısmen KB-GD ve KD-GB darbe kırıkları tarafından kontrol edildiğini düşündürmektedir (Şekil 4b). Bunlar, Campi Flegrei ve Somma-Vesuvius volkanik alanlarını ve Napoli Körfezi'ni etkileyen fay sistemlerinin tercih edilen doğrultularıdır. Özellikle, birincisinin yapısı, Campi Flegrei kraterinden gelen hidrotermal deşarjın yerini kontrol etmektedir35. Bu nedenle, Napoli Körfezi'ndeki fayların ve kırıkların temsil ettiği sonucuna varıyoruz. Gazın yüzeye göçü için tercih edilen rota, yapısal olarak kontrol edilen diğer hidrotermal sistemlerde de görülen bir özelliktir36,37. Özellikle, BdM konileri ve çukurları her zaman tümseklerle ilişkili değildi (Şekil 3a,c). Bu, bu tümseklerin, diğer yazarların gaz hidrat bölgeleri için öne sürdüğü gibi32,33, çukur oluşumunun öncülleri olmak zorunda olmadığını göstermektedir. Sonuçlarımız, kubbe deniz tabanı tortullarının bozulmasının her zaman çukur oluşumuna yol açmadığı hipotezini desteklemektedir.
Toplanan üç gaz emisyonu, hidrotermal sıvılara özgü kimyasal imzalar göstermektedir; bunlar esas olarak CO2 olup, önemli konsantrasyonlarda indirgeyici gazlar (H2S, CH4 ve H2) ve hafif hidrokarbonlar (özellikle benzen ve propilen) içermektedir38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tablo S1). Denizaltı emisyonlarında bulunması beklenmeyen atmosferik gazların (O2 gibi) varlığı, ROV'lar okyanus tabanından denize çıkarılıp örnekleme için kullanılan plastik kutularda depolanan gazlarla temas eden deniz suyunda çözünmüş havadan kaynaklanan kirlenmeden kaynaklanabilir. Tersine, pozitif δ15N değerleri ve ASW'den (hava ile doyurulmuş su) önemli ölçüde daha yüksek olan yüksek bir N2/Ar oranı (480'e kadar), N2'nin çoğunun atmosfer dışı kaynaklardan üretildiğini ve bu gazların baskın hidrotermal kökeniyle uyumlu olduğunu göstermektedir. BdM gazının hidrotermal-volkanik kökeni ise şöyledir: CO2 ve He içerikleri ve izotopik imzalarıyla doğrulanmıştır. Karbon izotopları (δ13C-CO2 -0,93% ile +0,4% arasında) ve CO2/3He değerleri (1,7 × 1010 ile 4,1 × 1010 arasında), BdM örneklerinin Napoli Körfezi'nin manto uç üyeleri çevresindeki fumerollerin karışık bir eğilimine ait olduğunu ve dekarbonizasyon reaksiyonuyla üretilen gazlar arasındaki ilişkiyi göstermektedir (Şekil 6). Daha spesifik olarak, BdM gaz örnekleri, bitişik Campi Flegrei ve Somma-Vesuvius volkanlarından gelen sıvılarla yaklaşık olarak aynı konumda, karışım eğilimi boyunca yer almaktadır. Bunlar, mantonun ucuna daha yakın olan Ischia fumerollerinden daha kabuksaldır. Somma-Vesuvius ve Campi Flegrei, BdM'den (R/Ra arasında) daha yüksek 3He/4He değerlerine (R/Ra 2,6 ile 2,9 arasında) sahiptir. 1,66 ve 1,96; Tablo S1). Bu, radyoaktif He'nin eklenmesi ve birikiminin, Somma-Vesuvius ve Campi Flegrei volkanlarını besleyen aynı magma kaynağından kaynaklandığını düşündürmektedir. BdM emisyonlarında tespit edilebilir organik karbon fraksiyonlarının bulunmaması, organik tortuların BdM gaz çıkışı sürecinde yer almadığını göstermektedir.
Yukarıda bildirilen verilere ve denizaltı gaz bakımından zengin bölgelerle ilişkili kubbe benzeri yapıların deneysel modellerinden elde edilen sonuçlara dayanarak, derin gaz basınçlandırmasının kilometre ölçeğindeki BdM kubbelerinin oluşumundan sorumlu olabileceği düşünülmektedir. BdM kubbesine yol açan aşırı basınç Pdef'i tahmin etmek için, toplanan morfolojik ve sismik verilerden yola çıkarak, BdM kubbesinin deforme olmuş yumuşak viskoz bir tortudan daha büyük bir yarıçapa sahip yarı dairesel bir tabaka olduğunu varsayarak ince plaka mekaniği modeli33,34 uyguladık. Dikey maksimum yer değiştirme w ve kalınlık h (Ek Şekil S1). Pdef, toplam basınç ile kaya statik basıncı artı su sütunu basıncı arasındaki farktır. BdM'de yarıçap yaklaşık 2500 m, w 20 m ve sismik profilden tahmin edilen maksimum h yaklaşık 100 m'dir. Pdef'i 46Pdef = w 64 D/a4 ilişkisinden hesaplıyoruz; burada D eğilme sertliğidir; D, (E h3)/[12(1 – ν2)] ile verilir; burada E, tortunun Young modülü, ν ise Poisson oranıdır (~0,5)33. BdM tortularının mekanik özellikleri ölçülemediği için, BdM14,24'e benzer kıyı kumlu tortuları için makul bir değer olan E = 140 kPa değerini belirledik47. Literatürde siltli kil tortuları için bildirilen daha yüksek E değerlerini (300 < E < 350.000 kPa)33,34 dikkate almıyoruz çünkü BDM tortuları esas olarak kumdan oluşur, silt veya siltli kilden değil24. Pdef = 0,3 Pa elde ediyoruz; bu, Pdef'in 10-2 ile 103 Pa arasında değiştiği, daha düşük değerlerin düşük w/a ve/veya what'ı temsil ettiği gaz hidrat havzası ortamlarındaki deniz tabanı yükselme süreçlerinin tahminleriyle tutarlıdır. BdM'de, sertlik azalması nedeniyle Sedimentin yerel gaz doygunluğu ve/veya önceden var olan kırıkların ortaya çıkması da başarısızlığa ve sonuç olarak gaz salınımına katkıda bulunarak gözlemlenen havalandırma yapılarının oluşmasına olanak sağlayabilir. Toplanan yansıtılmış sismik profiller (Şekil 7), PS sedimentlerinin GSL'den yükseltildiğini ve üstteki MS deniz sedimentlerini yukarı iterek tümsekler, kıvrımlar, faylar ve sedimenter kesikler oluşturduğunu göstermiştir (Şekil 7b,c). Bu, 14,8 ila 12 bin yıllık pomzanın yukarı doğru bir gaz taşıma süreciyle daha genç MS tabakasına girdiğini düşündürmektedir. BdM yapısının morfolojik özellikleri, GSL tarafından üretilen sıvı deşarjının yarattığı aşırı basıncın sonucu olarak görülebilir. Aktif deşarjın deniz tabanından 170 m bsl48'in üzerine kadar görülebildiği göz önüne alındığında, GSL içindeki sıvı aşırı basıncının 1.700 kPa'yı aştığını varsayıyoruz. Sedimentlerdeki gazların yukarı doğru göçü, MS'de bulunan materyali temizleme etkisine de sahipti ve bu da şunu açıklamaktadır: BdM25'te örneklenen yerçekimi çekirdeklerinde kaotik tortuların varlığı. Ayrıca, GSL'nin aşırı basıncı karmaşık bir kırık sistemi (Şekil 7b'deki çokgen fay) oluşturmaktadır. Toplu olarak, "pagodalar"49,50 olarak adlandırılan bu morfoloji, yapı ve stratigrafik yerleşim, başlangıçta eski buzul oluşumlarının ikincil etkilerine atfedilmiş ve şu anda yükselen gaz31,33 veya evaporitlerin50 etkileri olarak yorumlanmaktadır. Campania'nın kıta kenarında, en azından kabuğun en üst 3 km'sinde, buharlaşma tortuları azdır. Bu nedenle, BdM pagodalarının büyüme mekanizmasının tortulardaki gaz yükselmesi tarafından kontrol edilmesi muhtemeldir. Bu sonuç, pagodanın şeffaf sismik fasiyesi (Şekil 7) ve daha önce bildirildiği gibi yerçekimi çekirdeği verileriyle desteklenmektedir24; burada günümüz kumu 'Pomici Principali'25 ve 'Napoli Sarı Tüfü'26 ile püskürmektedir. Campi Flegrei. Dahası, PS tortuları en üstteki MS katmanını istila etmiş ve deforme etmiştir (Şekil 7d). Bu yapısal düzenleme, pagodanın sadece bir gaz boru hattı değil, yükselen bir yapı olduğunu düşündürmektedir. Dolayısıyla, pagodanın oluşumunu iki ana süreç yönetmektedir: a) gaz alttan girerken yumuşak tortunun yoğunluğu azalır; b) Gaz-sediment karışımı yükselir; bu da gözlemlenen kıvrılma, faylanma ve kırılmaya neden olur ve MS tortularının oluşmasına yol açar (Şekil 7). Güney Scotia Denizi'ndeki (Antarktika) gaz hidratlarıyla ilişkili pagodalar için de benzer bir oluşum mekanizması önerilmiştir. BdM pagodaları tepelik alanlarda gruplar halinde ortaya çıkmış ve dikey uzantıları iki yönlü seyahat süresinde (TWTT) ortalama 70-100 m olmuştur (Şekil 7a). MS dalgalanmalarının varlığı ve BdM yerçekimi çekirdeğinin stratigrafisi göz önüne alındığında, pagoda yapılarının oluşum yaşının yaklaşık 14-12 bin yıldan daha az olduğunu tahmin ediyoruz. Ayrıca, bu yapıların büyümesi hala aktiftir (Şekil 7d), çünkü bazı pagodalar üstteki günümüz BdM kumunu istila etmiş ve deforme etmiştir (Şekil 7d).
Pagodanın günümüz deniz tabanını geçememesi, (a) gaz yükselmesi ve/veya gaz-sediment karışımının yerel olarak durması ve/veya (b) gaz-sediment karışımının olası yanal akışının yerel bir aşırı basınç sürecine izin vermediğini göstermektedir. Diyapir teorisi modeline52 göre, yanal akış, alttan gelen çamur-gaz karışımının tedarik hızı ile pagodanın yukarı doğru hareket hızı arasında negatif bir dengeyi göstermektedir. Tedarik hızındaki azalma, gaz tedarikinin ortadan kalkması nedeniyle karışımın yoğunluğundaki artışla ilişkili olabilir. Yukarıda özetlenen sonuçlar ve pagodanın kaldırma kuvveti kontrollü yükselişi, hava sütunu yüksekliği hg'yi tahmin etmemizi sağlar. Kaldırma kuvveti ΔP = hgg (ρw – ρg) ile verilir; burada g yerçekimidir (9,8 m/s²) ve ρw ve ρg sırasıyla su ve gazın yoğunluklarıdır. ΔP, daha önce hesaplanan Pdef ve Sediment plakasının litostatik basıncı, yani ρsg h, burada ρs sediment yoğunluğudur. Bu durumda, istenen kaldırma kuvveti için gerekli olan hg değeri hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] ile verilir. BdM'de Pdef = 0,3 Pa ve h = 100 m (yukarıya bakınız), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg ihmal edilebilir çünkü ρw ≫ ρg olarak ayarlanır. GSL'nin tabanının derinliğini temsil eden bir değer olan hg = 245 m elde ederiz. ΔP, BdM deniz tabanını kırmak ve havalandırma delikleri oluşturmak için gereken aşırı basınç olan 2,4 MPa'dır.
BdM gazının bileşimi, kabuk kayalarının dekarbonizasyon reaksiyonlarıyla ilişkili sıvıların eklenmesiyle değişime uğramış manto kaynaklarıyla tutarlıdır (Şekil 6). BdM kubbelerinin ve Ischia, Campi Flegre ve Soma-Vesuvius gibi aktif volkanların kabaca doğu-batı yönlü dizilimleri, yayılan gazların bileşimiyle birlikte, tüm Napoli volkanik bölgesinin altındaki mantodan yayılan gazların karışık olduğunu düşündürmektedir. Giderek daha fazla kabuk sıvısı batıdan (Ischia) doğuya (Soma-Vesuvius) doğru hareket etmektedir (Şekil 1b ve 6).
Napoli Körfezi'nde, Napoli limanına birkaç kilometre mesafede, aktif bir gaz çıkışı sürecinden etkilenen ve pagoda ve tümseklerin yerleştirilmesinden kaynaklanan 25 km² genişliğinde kubbe benzeri bir yapı olduğu sonucuna vardık. Şu anda, BdM imzaları, magmatik olmayan türbülansın53 embriyonik volkanizmadan, yani magmanın ve/veya termal sıvıların erken boşalmasından önce olabileceğini düşündürmektedir. Olayların evrimini analiz etmek ve potansiyel magmatik bozulmaları gösteren jeokimyasal ve jeofiziksel sinyalleri tespit etmek için izleme faaliyetleri uygulanmalıdır.
Ulusal Araştırma Konseyi Kıyı Deniz Ortamı Enstitüsü (IAMC) tarafından R/V Urania (CNR) gemisinde gerçekleştirilen SAFE_2014 (Ağustos 2014) seferi sırasında akustik su sütunu profilleri (2D) elde edildi. Akustik örnekleme, 38 kHz'de çalışan bilimsel bir ışın bölmeli yankı iskandili Simrad EK60 ile gerçekleştirildi. Akustik veriler ortalama yaklaşık 4 km hızla kaydedildi. Toplanan yankı iskandili görüntüleri, sıvı deşarjlarını tanımlamak ve toplama alanındaki (74 ila 180 m bsl arasında) konumlarını doğru bir şekilde belirlemek için kullanıldı. Su sütunundaki fiziksel ve kimyasal parametreler, çok parametreli problar (iletkenlik, sıcaklık ve derinlik, CTD) kullanılarak ölçüldü. Veriler, bir CTD 911 probu (SeaBird, Electronics Inc.) kullanılarak toplandı ve SBED-Win32 yazılımı (Seasave, sürüm 7.23.2) kullanılarak işlendi. Deniz tabanının görsel incelemesi, bir “Pollux III” (GEItaliana) ROV kullanılarak gerçekleştirildi. İki adet (düşük ve yüksek çözünürlüklü) kameraya sahip cihaz (uzaktan kumandalı araç).
Çoklu ışınlı veri toplama işlemi, 100 kHz'lik bir Simrad EM710 çoklu ışınlı sonar sistemi (Kongsberg) kullanılarak gerçekleştirildi. Sistem, ışın konumlandırmasında metrik altı hataları sağlamak için diferansiyel küresel konumlandırma sistemine bağlıdır. Akustik darbenin frekansı 100 kHz, ateşleme darbesi 150° derece ve toplam açıklığı 400 ışındır. Veri toplama sırasında ses hızı profilleri gerçek zamanlı olarak ölçülür ve uygulanır. Veriler, navigasyon ve gelgit düzeltmesi için Uluslararası Hidrografik Örgütü standardına (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) göre PDS2000 yazılımı (Reson-Thales) kullanılarak işlendi. Kazara oluşan cihaz sivri uçlarından ve düşük kaliteli ışın dışlamasından kaynaklanan gürültü azaltma, bant düzenleme ve sivri uç giderme araçlarıyla gerçekleştirildi. Sürekli ses hızı tespiti, çoklu ışınlı dönüştürücünün yakınında bulunan bir omurga istasyonu tarafından gerçekleştirilir ve su sütununda gerçek zamanlı ses hızı profillerini her 6-8 saatte bir toplar ve uygular. Doğru ışın yönlendirmesi için gerçek zamanlı ses hızı. Tüm veri seti yaklaşık 440 km2'lik bir alanı (0-1200 m derinlik) kapsamaktadır. Veriler, 1 m ızgara hücre boyutuyla karakterize edilen yüksek çözünürlüklü bir dijital arazi modeli (DTM) oluşturmak için kullanılmıştır. Nihai DTM (Şekil 1a), İtalyan Jeo-Askeri Enstitüsü tarafından 20 m ızgara hücre boyutunda elde edilen arazi verileri (>0 m deniz seviyesinin üzerinde) kullanılarak oluşturulmuştur.
2007 ve 2014 yıllarında R/V Urania gemisinde gerçekleştirilen güvenli okyanus seferleri sırasında toplanan 55 kilometrelik yüksek çözünürlüklü tek kanallı sismik veri profili, yaklaşık 113 kilometrekarelik bir alanı kapsıyordu. Marisk profilleri (örneğin, L1 sismik profili, Şekil 1b), IKB-Seistec boomer sistemi kullanılarak elde edildi. Veri toplama ünitesi, kaynak ve alıcının yerleştirildiği 2,5 m'lik bir katamarandan oluşmaktadır. Kaynak imzası, 1-10 kHz frekans aralığında karakterize edilen ve 25 cm ile ayrılmış reflektörleri çözmeye olanak tanıyan tek bir pozitif tepe noktasından oluşmaktadır. Güvenli sismik profiller, Geotrace yazılımı (Geo Marine Survey System) ile arayüzlenmiş 1,4 kj'lik çok uçlu Geospark sismik kaynağı kullanılarak elde edildi. Sistem, deniz tabanının altındaki yumuşak tortularda 400 milisaniyeye kadar nüfuz eden ve teorik dikey çözünürlüğü 30 olan 1-6,02 kHz'lik bir kaynak içeren bir katamarandan oluşmaktadır. Hem Safe hem de Marsik cihazları, gemi hızı <3 Kn iken saniyede 0,33 atış hızında elde edildi. Veriler, Geosuite Allworks yazılımı kullanılarak aşağıdaki iş akışıyla işlendi ve sunuldu: genleşme düzeltmesi, su sütunu susturma, 2-6 KHz bant geçiren IIR filtreleme ve AGC.
Sualtı fumerolünden çıkan gaz, ROV tarafından deliğin üzerine ters çevrilmiş şekilde yerleştirilen, üst tarafında kauçuk diyafram bulunan plastik bir kutu kullanılarak deniz tabanında toplandı. Kutunun içine giren hava kabarcıkları deniz suyunu tamamen değiştirdikten sonra, ROV 1 m derinliğe geri döndü ve dalgıç, toplanan gazı kauçuk bir septuma aktararak, önceden vakumlanmış ve Teflon musluklu iki adet 60 mL'lik cam şişeye aktardı; bunlardan biri 20 mL 5N NaOH çözeltisiyle (Gegenbach tipi şişe) doldurulmuştu. Ana asit gaz türleri (CO2 ve H2S) alkali çözeltide çözülürken, düşük çözünürlüklü gaz türleri (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ve hafif hidrokarbonlar) örnekleme şişesinin üst boşluğunda depolandı. İnorganik düşük çözünürlüklü gazlar, 10 m uzunluğunda 5A moleküler elek kolonu ve termal bir ünite ile donatılmış bir Shimadzu 15A gaz kromatografisi (GC) kullanılarak analiz edildi. İletkenlik dedektörü (TCD) 54. Argon ve O2, 30 m uzunluğunda kılcal moleküler elek kolonu ve TCD ile donatılmış bir Thermo Focus gaz kromatografı kullanılarak analiz edildi. Metan ve hafif hidrokarbonlar, %23 SP 1700 ile kaplanmış Chromosorb PAW 80/100 mesh ile doldurulmuş 10 m uzunluğunda paslanmaz çelik kolon ve alev iyonizasyon dedektörü (FID) ile donatılmış bir Shimadzu 14A gaz kromatografı kullanılarak analiz edildi. Sıvı faz, 1) 0,5 N HCl çözeltisi ile titre edilmiş CO2 (Metrohm Basic Titrino) ve 2) 5 mL H2O2 (%33) ile oksidasyondan sonra iyon kromatografisi (IC) (Wantong 761) ile H2S analizi için kullanıldı. Titrasyon, GC ve IC analizinin analitik hatası %5'ten azdır. Gaz karışımları için standart ekstraksiyon ve saflaştırma prosedürlerinden sonra, 13C/12C CO2 (δ13C-CO2% ve V-PDB olarak ifade edilir) Finningan Delta S kütle spektrometresi55,56 kullanılarak analiz edildi. Dış hassasiyeti tahmin etmek için kullanılan standartlar Carrara ve San Vincenzo mermeri (dahili), NBS18 ve NBS19 (uluslararası) iken, analitik hata ve tekrarlanabilirlik sırasıyla ±0,05% ve ±0,1% idi.
δ15N (havaya göre % olarak ifade edilir) değerleri ve 40Ar/36Ar, Finnigan Delta plusXP sürekli akışlı kütle spektrometresine bağlı bir Agilent 6890 N gaz kromatografı (GC) kullanılarak belirlendi. Analiz hatası: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. He izotop oranı (R/Ra olarak ifade edilir, burada R numunede ölçülen 3He/4He ve Ra atmosferdeki aynı orandır: 1,39 × 10−6)57, INGV-Palermo (İtalya) laboratuvarında belirlendi. 3He, 4He ve 20Ne, He ve Ne'nin ayrılmasından sonra çift toplayıcılı bir kütle spektrometresi (Helix SFT-GVI)58 kullanılarak belirlendi. Analiz hatası ≤ 0,3%. He ve Ne için tipik boş değerler <10-14 ve sırasıyla <10-16 mol.
Bu makaleye nasıl atıfta bulunulur: Passaro, S. vd. Gaz çıkışı süreciyle tetiklenen deniz tabanı yükselmesi, kıyı boyunca filizlenen volkanik aktiviteyi ortaya çıkarıyor.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Modern ve eski deniz tabanı hidrokarbon sızıntılarının ve bacalarının jeolojisi ve biyolojisi: bir giriş. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Gaz hidratlarının küresel yayılımı. Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Doğal gaz hidratları: Yayılım, dağılım ve tespit. Amerikan Jeofizik Birliği Jeofizik Monografisi 124, 2001).
Fisher, AT. Hidrotermal dolaşıma ilişkin jeofiziksel kısıtlamalar. Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Durham Çalıştayı Raporu, Deniz Hidrotermal Sistemlerinde Enerji ve Kütle Transferi, Durham Üniversitesi Yayınları, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. ve Heinrich, C. Orta okyanus sırtı hidrotermal sistemlerinin yapısı ve dinamikleri. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Gaz hidrat kaynakları üzerine güncel görüşler.enerji.ve çevre.bilim.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Güney Hazar Denizi'ndeki kilometre ölçekli bir çamur volkanı sisteminin iç yapısı ve patlama tarihi.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. ve diğerleri. Cadiz Körfezi'ndeki derin deniz karbonat çamur höyüklerinden hidrokarbon sızıntısıyla ilişkili deniz tabanı özellikleri: çamur akışından karbonat tortullarına. Coğrafya Mart. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Namibya açıklarında kilometre ölçeğindeki sıvı kaçış boru hatlarının 3 boyutlu sismik temsili. Havza Rezervuarı 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Petrol ve doğalgaz boru hattı sistemlerindeki akışkan akış özellikleri: Havza evrimi hakkında bize ne anlatıyorlar? Mart Jeolojisi. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Angola açıklarındaki Aşağı Kongo Havzası'nda gaz akışlarıyla ilişkili olarak Neojen-Kuvaterner sıvı deşarj yapısının dikey evrimi. Mart Jeolojisi. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY ve diğerleri. Wyoming, Yellowstone Gölü'nün kuzeyindeki hidrotermal ve tektonik aktivite. jeoloji. Sosyalist Parti. Evet. bülten. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tiren Havzası ve Apennin Yayı: Geç Totoniyen Döneminden Beri Kinematik İlişkiler. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia ve ark. Campania kıta kenarındaki tektonik ve kabuk yapısı: volkanik aktiviteyle ilişkisi. mineral. benzin. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Rift tektoniği ve magmatik yükselme süreçlerinin göreceli rolü: Napoli volkanik bölgesindeki (güney İtalya) jeofiziksel, yapısal ve jeokimyasal verilerden çıkarım. Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Güney İtalya'daki Campi Flegrei kraterinde yakın zamanki dikey kabuk hareketinin mekanizmaları. Jeoloji. Sosyalist Parti. Evet. Şartname. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. ve diğerleri. İç içe geçmiş Campi Flegrei kraterinde (İtalya) kısa süreli yer deformasyonu ve sismisite: yoğun nüfuslu bir alanda aktif kütle iyileşmesinin bir örneği. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. ve Saccorotti, G. İtalya'daki Campi Flegrei volkanik kompleksinde uzun süreli 4D aktivitesinin hidrotermal kökenleri. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ve Mastrolorenzo, G. Sill benzeri magmatik rezervuarlarda hızlı farklılaşma: Campi Flegrei kraterinden bir vaka çalışması.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR ve diğerleri. InSAR zaman serileri, korelasyon analizi ve zaman-korelasyon modellemesi, Campi Flegrei ve Vezüv'ün olası bir bağlantısını ortaya koymaktadır. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Tiren grabeninin ilk yarısının yapısal ve stratigrafik yapısı (Napoli Körfezi, İtalya). Yapısal Fizik 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Ada yaylarındaki volkanik kül gazındaki karbon kaynakları. Kimyasal Jeoloji. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Kanyonu stratigrafisi: Dış kıta sahanlığında deniz seviyesi düşüşüne ve tektonik yükselmeye verilen tepkiler (Doğu Tiren kıyı şeridi, İtalya). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).