Cảm ơn bạn đã ghé thăm Nature.com. Phiên bản trình duyệt bạn đang sử dụng có hỗ trợ CSS hạn chế. Để có trải nghiệm tốt nhất, chúng tôi khuyên bạn nên sử dụng trình duyệt được cập nhật (hoặc tắt chế độ tương thích trong Internet Explorer). Trong thời gian chờ đợi, để đảm bảo hỗ trợ liên tục, chúng tôi sẽ hiển thị trang web mà không có kiểu dáng và JavaScript.
Chúng tôi báo cáo bằng chứng về sự nâng lên tích cực của đáy biển và sự phát thải khí vài km ngoài khơi cảng Naples (Ý). Các vết lõm, gò đất và miệng hố là đặc điểm của đáy biển. Những cấu tạo này đại diện cho đỉnh của các cấu trúc vỏ Trái Đất nông, bao gồm các tháp, đứt gãy và nếp gấp ảnh hưởng đến đáy biển ngày nay. Chúng ghi lại sự dâng lên, tăng áp suất và giải phóng heli và carbon dioxide trong các phản ứng khử cacbon của chất nóng chảy trong lớp phủ và đá vỏ Trái Đất. Những khí này có thể tương tự như những khí cung cấp cho hệ thống thủy nhiệt của Ischia, Campi Flegre và Soma-Vesuvius, cho thấy nguồn gốc từ lớp phủ trộn lẫn với chất lỏng trong vỏ Trái Đất bên dưới Vịnh Naples. Sự giãn nở và đứt gãy dưới đáy biển do quá trình nâng khí và tăng áp suất đòi hỏi áp suất dư từ 2-3 MPa. Sự nâng lên của đáy biển, các đứt gãy và sự phát thải khí là những biểu hiện của sự biến động phi núi lửa có thể báo hiệu các vụ phun trào đáy biển và/hoặc các vụ nổ thủy nhiệt.
Sự phun trào thủy nhiệt (nước nóng và khí) dưới đáy biển sâu là đặc điểm phổ biến của các sống núi giữa đại dương và các rìa mảng hội tụ (bao gồm cả các phần chìm của vòng cung đảo), trong khi sự phun trào khí hydrat (chlatrat) lạnh thường là đặc trưng của thềm lục địa và rìa thụ động1, 2,3,4,5. Sự xuất hiện của các phun trào thủy nhiệt dưới đáy biển ở các khu vực ven biển ngụ ý các nguồn nhiệt (hồ chứa magma) bên trong lớp vỏ lục địa và/hoặc lớp phủ. Những phun trào này có thể xảy ra trước khi magma trồi lên qua các lớp trên cùng của vỏ Trái đất và dẫn đến sự phun trào và hình thành các núi lửa dưới biển6. Do đó, việc xác định (a) các hình thái liên quan đến sự biến dạng đáy biển đang hoạt động và (b) sự phát thải khí gần các khu vực ven biển đông dân cư như vùng núi lửa Naples ở Ý (~1 triệu dân) là rất quan trọng để đánh giá khả năng phun trào núi lửa nông. Hơn nữa, trong khi các đặc điểm hình thái liên quan đến sự phun trào thủy nhiệt hoặc khí hydrat dưới đáy biển sâu tương đối được biết đến do các đặc tính địa chất và sinh học của chúng, thì các ngoại lệ là các đặc điểm hình thái liên quan đến Ở vùng nước nông hơn, ngoại trừ những vùng nước ở Hồ 12, có tương đối ít dữ liệu ghi nhận. Tại đây, chúng tôi trình bày dữ liệu mới về độ sâu, địa chấn, cột nước và địa hóa học cho một khu vực dưới nước, có cấu trúc và hình thái phức tạp bị ảnh hưởng bởi sự phát thải khí ở Vịnh Naples (miền Nam nước Ý), cách cảng Naples khoảng 5 km. Những dữ liệu này được thu thập trong chuyến khảo sát SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) trên tàu nghiên cứu R/V Urania. Chúng tôi mô tả và giải thích cấu trúc đáy biển và dưới lòng đất nơi xảy ra sự phát thải khí, điều tra nguồn gốc của chất lỏng thoát ra, xác định và mô tả các cơ chế điều chỉnh sự dâng lên của khí và biến dạng liên quan, và thảo luận về tác động của núi lửa.
Vịnh Naples tạo thành rìa phía tây Pliocen-Đệ Tứ, vùng trũng kiến ​​tạo Campania kéo dài theo hướng Tây Bắc-Đông Nam13,14,15. Phía Tây của Ischia (khoảng 150-1302 sau Công nguyên), miệng núi lửa Campi Flegre (khoảng 300-1538) và Soma-Vesuvius (từ <360-1944) giới hạn vịnh ở phía bắc (sau Công nguyên)15, trong khi phía nam giáp với bán đảo Sorrento (Hình 1a). Vịnh Naples bị ảnh hưởng bởi các đứt gãy chính theo hướng Đông Bắc-Tây Nam và các đứt gãy thứ cấp theo hướng Tây Bắc-Đông Nam (Hình 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei và Soma-Vesuvius được đặc trưng bởi các biểu hiện thủy nhiệt, biến dạng mặt đất và địa chấn nông16,17,18 (ví dụ, sự kiện hỗn loạn tại Campi Flegrei năm 1982-1984, với sự nâng lên 1,8 m và hàng nghìn trận động đất). Gần đây Các nghiên cứu19,20 cho thấy có thể có mối liên hệ giữa động lực của Soma-Vesuvius và Campi Flegre, có thể liên quan đến các hồ chứa magma đơn 'sâu'. Hoạt động núi lửa và dao động mực nước biển trong 36.000 năm qua của Campi Flegre và 18.000 năm qua của Soma Vesuvius đã kiểm soát hệ thống trầm tích của Vịnh Naples. Mực nước biển thấp ở thời kỳ băng hà cực đại cuối cùng (18.000 năm trước) đã dẫn đến sự thoái lui của hệ thống trầm tích nông ngoài khơi, sau đó được lấp đầy bởi các sự kiện biển tiến trong thời kỳ Hậu Pleistocene-Holocene. Khí thải dưới đáy biển đã được phát hiện xung quanh đảo Ischia và ngoài khơi Campi Flegre và gần núi Soma-Vesuvius (Hình 1b).
(a) Cấu trúc và hình thái của thềm lục địa và Vịnh Naples 15, 23, 24, 48. Các chấm là các trung tâm phun trào dưới biển chính; các đường màu đỏ biểu thị các đứt gãy chính. (b) Độ sâu đáy Vịnh Naples với các lỗ thông hơi được phát hiện (chấm) và dấu vết của các tuyến địa chấn (đường màu đen). Các đường màu vàng là quỹ đạo của các tuyến địa chấn L1 và L2 được báo cáo trong Hình 6. Ranh giới của các cấu trúc dạng vòm Banco della Montagna (BdM) được đánh dấu bằng các đường chấm màu xanh lam trong (a,b). Các hình vuông màu vàng đánh dấu vị trí của các mặt cắt cột nước âm thanh, và các khung CTD-EMBlank, CTD-EM50 và ROV được báo cáo trong Hình 5. Vòng tròn màu vàng đánh dấu vị trí xả khí lấy mẫu, và thành phần của nó được hiển thị trong Bảng S1. Phần mềm Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) sử dụng đồ họa được tạo bởi Surfer® 13.
Dựa trên dữ liệu thu được trong chuyến khảo sát SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) (xem Phương pháp), một Mô hình Địa hình Số (DTM) mới của Vịnh Naples với độ phân giải 1 m đã được xây dựng. DTM cho thấy đáy biển phía nam Cảng Naples được đặc trưng bởi một bề mặt dốc nhẹ hướng về phía nam (độ dốc ≤3°) bị gián đoạn bởi một cấu trúc hình vòm có kích thước 5,0 × 5,3 km, được biết đến với tên gọi địa phương là Banco della Montagna (BdM). Hình. 1a,b). BdM phát triển ở độ sâu khoảng 100 đến 170 mét, cao hơn đáy biển xung quanh từ 15 đến 20 mét. Vòm BdM thể hiện hình thái giống như gò đất do có 280 gò đất hình bán nguyệt đến hình bầu dục (Hình 2a), 665 hình nón và 30 hố (Hình 3 và 4). Gò đất có chiều cao và chu vi tối đa lần lượt là 22 m và 1.800 m. Độ tròn [C = 4π(diện tích/chu vi2)] của các gò đất giảm khi chu vi tăng (Hình 2b). Tỷ lệ trục của các gò đất nằm trong khoảng từ 1 đến 6,5, với các gò đất có tỷ lệ trục >2 cho thấy hướng ưu tiên N45°E + 15° và hướng thứ cấp phân tán hơn, phân tán hơn từ N105°E đến N145°E (Hình 2c). Các hình nón đơn lẻ hoặc thẳng hàng tồn tại trên mặt phẳng BdM và trên đỉnh gò đất (Hình 3a,b). Sự sắp xếp hình nón tuân theo sự sắp xếp của các gò đất mà chúng nằm trên đó. Các hố lõm thường nằm trên đáy biển bằng phẳng (Hình 3c) và đôi khi trên các gò đất. Mật độ không gian của các hình nón và hố lõm cho thấy sự sắp xếp chủ yếu theo hướng Đông Bắc-Tây Nam xác định ranh giới phía đông bắc và tây nam của vòm BdM (Hình 4a,b); tuyến đường ít mở rộng hơn theo hướng Tây Bắc-Đông Nam nằm ở vùng trung tâm BdM.
(a) Mô hình địa hình số (kích thước ô 1 m) của mái vòm Ngân hàng Montagna (BdM). (b) Chu vi và độ tròn của các gò đất BdM. (c) Tỷ lệ trục và góc (hướng) của trục chính của hình elip phù hợp nhất bao quanh gò đất. Sai số chuẩn của mô hình địa hình số là 0,004 m; sai số chuẩn của chu vi và độ tròn lần lượt là 4,83 m và 0,01, và sai số chuẩn của tỷ lệ trục và góc lần lượt là 0,04 và 3,34°.
Chi tiết về các hình nón, miệng núi lửa, gò đất và hố được xác định trong khu vực BdM được trích xuất từ ​​mô hình địa hình số (DTM) trong Hình 2.
(a) Các hình nón thẳng hàng trên đáy biển bằng phẳng; (b) các hình nón và miệng núi lửa trên các gò đất thon dài theo hướng Tây Bắc-Đông Nam; (c) các vết lõm trên bề mặt hơi dốc.
(a) Phân bố không gian của các miệng hố, hố sâu và các điểm thoát khí đang hoạt động được phát hiện. (b) Mật độ không gian của các miệng hố và hố sâu được báo cáo trong (a) (số lượng/0,2 km2).
Chúng tôi đã xác định được 37 điểm phát thải khí trong khu vực BdM từ hình ảnh máy đo độ sâu bằng sóng âm cột nước ROV và quan sát trực tiếp đáy biển thu được trong chuyến khảo sát SAFE_2014 vào tháng 8 năm 2014 (Hình 4 và 5). Các dị thường âm thanh của những điểm phát thải này cho thấy hình dạng kéo dài theo chiều dọc nổi lên từ đáy biển, có chiều cao từ 12 đến khoảng 70 m (Hình 5a). Ở một số nơi, các dị thường âm thanh tạo thành một “chuỗi” gần như liên tục. Các cột bong bóng quan sát được rất đa dạng: từ dòng bong bóng liên tục, dày đặc đến các hiện tượng tồn tại trong thời gian ngắn (Video bổ sung 1). Việc kiểm tra bằng ROV cho phép xác minh trực quan sự xuất hiện của các lỗ thông hơi chất lỏng dưới đáy biển và làm nổi bật các vết lõm nhỏ trên đáy biển, đôi khi được bao quanh bởi trầm tích màu đỏ đến cam (Hình 5b). Trong một số trường hợp, các kênh ROV kích hoạt lại sự phát thải. Hình thái lỗ thông hơi cho thấy một lỗ tròn ở phía trên mà không có sự bùng phát trong cột nước. Độ pH trong cột nước ngay phía trên điểm xả cho thấy sự giảm đáng kể, cho thấy điều kiện axit hơn ở cục bộ (Hình 5c,d). Đặc biệt, độ pH phía trên Lượng khí thải BdM ở độ sâu 75 m giảm từ 8,4 (ở độ sâu 70 m) xuống 7,8 (ở độ sâu 75 m) (Hình 5c), trong khi các vị trí khác trong Vịnh Naples có giá trị pH từ 0 đến 160 m trong khoảng độ sâu từ 8,3 đến 8,5 (Hình 5d). Không có sự thay đổi đáng kể về nhiệt độ và độ mặn của nước biển tại hai vị trí bên trong và bên ngoài khu vực BdM của Vịnh Naples. Ở độ sâu 70 m, nhiệt độ là 15 °C và độ mặn khoảng 38 PSU (Hình 5c,d). Các phép đo pH, nhiệt độ và độ mặn cho thấy: a) sự tham gia của các chất lỏng có tính axit liên quan đến quá trình thoát khí BdM và b) sự vắng mặt hoặc sự thải ra rất chậm của các chất lỏng nhiệt và nước muối.
(a) Cửa sổ thu thập dữ liệu về cấu hình cột nước bằng sóng âm (máy đo tiếng vang Simrad EK60). Dải màu xanh lá cây thẳng đứng tương ứng với ngọn lửa khí được phát hiện trên đường ống xả chất lỏng EM50 (khoảng 75 m dưới mực nước biển) nằm trong khu vực BdM; tín hiệu đa kênh đáy và đáy biển cũng được hiển thị. (b) Dữ liệu được thu thập bằng phương tiện điều khiển từ xa trong khu vực BdM. Ảnh đơn cho thấy một miệng hố nhỏ (vòng tròn đen) được bao quanh bởi trầm tích màu đỏ đến cam. (c,d) Dữ liệu CTD của đầu dò đa thông số được xử lý bằng phần mềm SBED-Win32 (Seasave, phiên bản 7.23.2). Các mẫu thông số được chọn (độ mặn, nhiệt độ, pH và oxy) của cột nước phía trên đường ống xả chất lỏng EM50 (hình c) và bên ngoài khu vực xả BdM (hình d).
Chúng tôi đã thu thập ba mẫu khí từ khu vực nghiên cứu trong khoảng thời gian từ ngày 22 đến 28 tháng 8 năm 2014. Các mẫu này cho thấy thành phần tương tự, chủ yếu là CO2 (934-945 mmol/mol), tiếp theo là nồng độ đáng kể của N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) và H2S (0,10 mmol/mol - 0,44 mmol/mol), trong khi H2 và He có hàm lượng thấp hơn (<0,052 và <0,016 mmol/mol, tương ứng) (Hình 1b; Bảng S1, Video bổ sung 2). Nồng độ O2 và Ar tương đối cao cũng được đo (lên đến 3,2 và 0,18 mmol/mol, tương ứng). Tổng lượng hydrocarbon nhẹ dao động từ 0,24 đến 0,30 mmol/mol và bao gồm các ankan C2-C4, các hợp chất thơm (chủ yếu là benzen), propen và các hợp chất chứa lưu huỳnh (thiophene). Giá trị 40Ar/36Ar phù hợp với không khí (295,5), mặc dù mẫu EM35 (mái vòm BdM) có giá trị là 304, cho thấy lượng 40Ar hơi dư. Tỷ lệ δ15N cao hơn so với không khí (lên đến +1,98% so với không khí), trong khi giá trị δ13C-CO2 dao động từ -0,93 đến 0,44% so với V-PDB. Giá trị R/Ra (sau khi hiệu chỉnh ô nhiễm không khí bằng tỷ lệ 4He/20Ne) nằm giữa 1,66 và 1,94, cho thấy sự hiện diện của một lượng lớn heli từ lớp phủ. Bằng cách kết hợp đồng vị heli với CO2 và đồng vị ổn định 22 của nó, nguồn phát thải ở BdM có thể được làm rõ hơn. Trong bản đồ CO2 cho CO2/3He so với δ13C (Hình 6), thành phần khí của BdM được so sánh với thành phần khí của Ischia, Campi Flegrei và Các lỗ phun khí Somma-Vesuvius. Hình 6 cũng trình bày các đường pha trộn lý thuyết giữa ba nguồn carbon khác nhau có thể liên quan đến quá trình sản xuất khí BdM: chất nóng chảy hòa tan có nguồn gốc từ lớp phủ, trầm tích giàu chất hữu cơ và cacbonat. Các mẫu BdM nằm trên đường pha trộn được mô tả bởi ba ngọn núi lửa Campania, tức là sự pha trộn giữa khí lớp phủ (được giả định là giàu carbon dioxide hơn một chút so với MORB cổ điển nhằm mục đích phù hợp với dữ liệu) và các phản ứng gây ra bởi quá trình khử cacbon trong vỏ trái đất. Đá khí hình thành sau đó.
Các đường lai giữa thành phần manti và các thành phần cuối của đá vôi và trầm tích hữu cơ được báo cáo để so sánh. Các ô vuông đại diện cho các khu vực phun khí của Ischia, Campi Flegrei và Somma-Vesvius 59, 60, 61. Mẫu BdM nằm trong xu hướng hỗn hợp của núi lửa Campania. Khí thành phần cuối của đường hỗn hợp có nguồn gốc từ manti, là khí được tạo ra bởi phản ứng khử cacbon của các khoáng chất cacbonat.
Các mặt cắt địa chấn L1 và L2 (Hình 1b và 7) cho thấy sự chuyển tiếp giữa BdM và các trình tự địa tầng xa của các vùng núi lửa Somma-Vesuvius (L1, Hình 7a) và Campi Flegrei (L2, Hình 7b). BdM được đặc trưng bởi sự hiện diện của hai thành tạo địa chấn chính (MS và PS trong Hình 7). Thành tạo trên cùng (MS) cho thấy các phản xạ song song với biên độ cao đến trung bình và tính liên tục theo chiều ngang (Hình 7b,c). Lớp này bao gồm các trầm tích biển được kéo theo bởi hệ thống Kỷ Băng hà Cuối cùng (LGM) và bao gồm cát và đất sét23. Lớp PS bên dưới (Hình 7b–d) được đặc trưng bởi một pha hỗn loạn đến trong suốt có hình dạng cột hoặc đồng hồ cát. Phần trên cùng của trầm tích PS tạo thành các gò đáy biển (Hình 7d). Các hình dạng giống như diapir này chứng minh sự xâm nhập của vật liệu trong suốt PS vào các trầm tích MS trên cùng. Sự nâng lên chịu trách nhiệm cho sự hình thành các nếp gấp và Các đứt gãy ảnh hưởng đến lớp MS và các trầm tích hiện tại nằm phía trên đáy biển BdM (Hình 7b–d). Khoảng địa tầng MS bị tách lớp rõ ràng ở phần ENE của mặt cắt L1, trong khi nó chuyển dần về phía BdM do sự hiện diện của lớp bão hòa khí (GSL) được bao phủ bởi một số tầng bên trong của chuỗi MS (Hình 7a). Các lõi trọng lực được thu thập ở đỉnh BdM tương ứng với lớp địa chấn trong suốt cho thấy 40 cm trên cùng bao gồm cát được lắng đọng gần đây đến hiện tại; )24,25 và các mảnh đá bọt từ vụ phun trào dữ dội của Campi Flegrei thuộc “Naples Yellow Tuff” (14,8 ka)26.Giai đoạn trong suốt của lớp PS không thể chỉ được giải thích bằng các quá trình trộn lẫn hỗn loạn, bởi vì các lớp hỗn loạn liên quan đến sạt lở đất, dòng bùn và dòng pyroclastic được tìm thấy bên ngoài BdM ở Vịnh Naples là mờ đục về mặt âm học21,23,24.Chúng tôi kết luận rằng tướng địa chấn BdM PS quan sát được cũng như sự xuất hiện của lớp PS lộ ra dưới đáy biển (Hình 7d) phản ánh sự nâng lên của khí tự nhiên.
(a) Mặt cắt địa chấn đơn tuyến L1 (đường đi trong Hình 1b) cho thấy sự sắp xếp không gian dạng cột (hình chùa). Hình chùa bao gồm các trầm tích hỗn loạn của đá bọt và cát. Lớp bão hòa khí tồn tại bên dưới hình chùa làm gián đoạn sự liên tục của các tầng địa chất sâu hơn. (b) Mặt cắt địa chấn đơn kênh L2 (đường đi trong Hình 1b), làm nổi bật sự xói mòn và biến dạng của các gò đáy biển, trầm tích biển (MS) và trầm tích cát đá bọt (PS). (c) Chi tiết biến dạng trong MS và PS được trình bày trong (c,d). Giả sử vận ​​tốc là 1580 m/s trong lớp trầm tích trên cùng, 100 m/s tương ứng với khoảng 80 m trên thang đo chiều dọc.
Các đặc điểm hình thái và cấu trúc của BdM tương tự như các mỏ khí hydrat và thủy nhiệt dưới biển khác trên toàn cầu2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 và thường liên quan đến các vùng nâng (vòm và gò) và sự thoát khí (hình nón, hố). Các hình nón và hố thẳng hàng với BdM và các gò kéo dài cho thấy tính thấm được kiểm soát bởi cấu trúc (Hình 2 và 3). Sự sắp xếp không gian của các gò, hố và lỗ thông hơi hoạt động cho thấy sự phân bố của chúng một phần được kiểm soát bởi các vết nứt do tác động theo hướng Tây Bắc-Đông Nam và Đông Bắc-Tây Nam (Hình 4b). Đây là các hướng ưu tiên của hệ thống đứt gãy ảnh hưởng đến các khu vực núi lửa Campi Flegrei và Somma-Vesuvius và Vịnh Naples. Đặc biệt, cấu trúc của khu vực trước đây kiểm soát vị trí thoát thủy nhiệt từ miệng núi lửa Campi Flegrei35. Do đó, chúng tôi kết luận rằng các đứt gãy và vết nứt trong Vịnh Naples đại diện cho tuyến đường ưu tiên cho sự di chuyển khí lên bề mặt, một đặc điểm chung của các cấu trúc khác. các hệ thống thủy nhiệt được kiểm soát36,37.Đáng chú ý, các nón và hố BdM không phải lúc nào cũng liên quan đến các gò (Hình 3a,c). Điều này cho thấy rằng những gò này không nhất thiết phải là tiền thân của sự hình thành hố, như các tác giả khác đã đề xuất đối với các vùng hydrat khí32,33.Kết luận của chúng tôi ủng hộ giả thuyết rằng sự phá vỡ trầm tích đáy biển dạng vòm không phải lúc nào cũng dẫn đến sự hình thành các hố.
Ba mẫu khí thải thu được cho thấy dấu hiệu hóa học điển hình của chất lỏng thủy nhiệt, cụ thể là chủ yếu CO2 với nồng độ đáng kể các khí khử (H2S, CH4 và H2) và hydrocarbon nhẹ (đặc biệt là benzen và propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Bảng S1). Sự hiện diện của các khí quyển (như O2), vốn không được dự đoán là có trong khí thải dưới nước, có thể là do ô nhiễm từ không khí hòa tan trong nước biển tiếp xúc với khí được lưu trữ trong các hộp nhựa được sử dụng để lấy mẫu, khi ROV được đưa từ đáy đại dương lên biển để hoạt động. Ngược lại, giá trị δ15N dương và tỷ lệ N2/Ar cao (lên đến 480) cao hơn đáng kể so với ASW (nước bão hòa không khí) cho thấy hầu hết N2 được tạo ra từ các nguồn ngoài khí quyển, phù hợp với nguồn gốc thủy nhiệt chủ yếu của các khí này. Nguồn gốc thủy nhiệt-núi lửa của khí BdM được xác nhận bởi hàm lượng CO2 và He và đồng vị của chúng. Các dấu hiệu. Đồng vị cacbon (δ13C-CO2 từ -0,93% đến +0,4%) và giá trị CO2/3He ​​(từ 1,7 × 1010 đến 4,1 × 1010) cho thấy các mẫu BdM thuộc về xu hướng hỗn hợp của các lỗ phun khí xung quanh các thành phần cuối của lớp phủ Vịnh Naples và quá trình khử cacbon. Mối quan hệ giữa các khí được tạo ra bởi phản ứng (Hình 6). Cụ thể hơn, các mẫu khí BdM nằm dọc theo xu hướng hỗn hợp ở vị trí gần giống với các chất lỏng từ các núi lửa Campi Flegrei và Somma-Vesuvius liền kề. Chúng có nguồn gốc vỏ Trái Đất nhiều hơn so với các lỗ phun khí Ischia, nằm gần cuối lớp phủ hơn. Somma-Vesuvius và Campi Flegrei có giá trị 3He/4He ​​cao hơn (R/Ra từ 2,6 đến 2,9) so với BdM (R/Ra từ 1,66 đến 1,96; Bảng S1). Điều này cho thấy rằng Sự bổ sung và tích lũy heli phóng xạ bắt nguồn từ cùng một nguồn magma đã cung cấp cho các núi lửa Somma-Vesuvius và Campi Flegrei. Việc không phát hiện thấy các thành phần carbon hữu cơ trong khí thải BdM cho thấy rằng trầm tích hữu cơ không tham gia vào quá trình thoát khí BdM.
Dựa trên dữ liệu được báo cáo ở trên và kết quả từ các mô hình thực nghiệm về cấu trúc dạng vòm liên quan đến các vùng giàu khí dưới đáy biển, sự tăng áp suất khí sâu có thể là nguyên nhân hình thành các vòm BdM quy mô ki-lô-mét. Để ước tính áp suất dư Pdef dẫn đến vòm BdM, chúng tôi đã áp dụng mô hình cơ học tấm mỏng33,34, giả định, từ dữ liệu hình thái và địa chấn thu thập được, rằng vòm BdM là một tấm bán nguyệt có bán kính a lớn hơn một lớp trầm tích mềm nhớt bị biến dạng. Độ dịch chuyển tối đa theo phương thẳng đứng w và độ dày h của (Hình bổ sung S1). Pdef là sự khác biệt giữa tổng áp suất và áp suất tĩnh của đá cộng với áp suất cột nước. Tại BdM, bán kính khoảng 2.500 m, w là 20 m và h tối đa ước tính từ mặt cắt địa chấn là khoảng 100 m. Chúng tôi tính toán Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 từ mối quan hệ, trong đó D là độ cứng uốn; D được tính bằng (E h3)/[12(1 – ν2)], trong đó E là mô đun Young của trầm tích, ν là hệ số Poisson (~0,5)33. Vì các đặc tính cơ học của trầm tích BdM không thể đo được, chúng tôi đặt E = 140 kPa, đây là giá trị hợp lý cho các trầm tích cát ven biển 47 tương tự như BdM14,24. Chúng tôi không xem xét các giá trị E cao hơn được báo cáo trong tài liệu đối với các trầm tích sét pha bùn (300 < E < 350.000 kPa)33,34 vì trầm tích BDM chủ yếu bao gồm cát, không phải bùn hoặc sét pha bùn24. Chúng tôi thu được Pdef = 0,3 Pa, phù hợp với ước tính về các quá trình nâng đáy biển trong môi trường lưu vực khí hydrat, trong đó Pdef thay đổi từ 10-2 đến 103 Pa, với các giá trị thấp hơn thể hiện w/a thấp và/hoặc gì. Trong BdM, độ cứng giảm do sự bão hòa khí cục bộ của trầm tích và/hoặc sự xuất hiện của các vết nứt có sẵn cũng có thể góp phần gây ra sự phá vỡ và giải phóng khí, cho phép hình thành các cấu trúc thông gió được quan sát. Các mặt cắt địa chấn phản xạ thu thập được (Hình 7) cho thấy trầm tích PS đã được nâng lên từ GSL, đẩy các trầm tích biển MS nằm phía trên lên, dẫn đến sự hình thành các gò, nếp gấp, đứt gãy và các vết cắt trầm tích (Hình 7b,c). Điều này cho thấy đá bọt có tuổi từ 14,8 đến 12 ka đã xâm nhập vào lớp MS trẻ hơn thông qua quá trình vận chuyển khí hướng lên. Các đặc điểm hình thái của cấu trúc BdM có thể được coi là kết quả của áp suất dư do sự xả chất lỏng được tạo ra bởi GSL. Vì sự xả hoạt động có thể được quan sát từ đáy biển lên đến hơn 170 m bsl48, chúng tôi giả định rằng áp suất dư chất lỏng bên trong GSL vượt quá 1.700 kPa. Sự di chuyển hướng lên của khí trong trầm tích cũng có tác dụng làm sạch vật liệu chứa trong MS, giải thích sự hiện diện của trầm tích hỗn loạn trong các lõi trọng lực được lấy mẫu trên BdM25.Hơn nữa, áp suất dư của GSL tạo ra một hệ thống đứt gãy phức tạp (đứt gãy đa giác trong Hình 7b).Nhìn chung, hình thái, cấu trúc và sự lắng đọng địa tầng này, được gọi là “chùa”49,50, ban đầu được cho là do tác động thứ cấp của các thành tạo băng hà cổ, và hiện được giải thích là do tác động của khí nổi lên31,33 hoặc trầm tích bốc hơi50.Tại rìa lục địa Campania, trầm tích bốc hơi rất khan hiếm, ít nhất là trong vòng 3 km trên cùng của vỏ Trái đất.Do đó, cơ chế phát triển của các tháp BdM có khả năng bị kiểm soát bởi sự nổi lên của khí trong trầm tích. Kết luận này được hỗ trợ bởi tướng địa chấn trong suốt của tháp (Hình 7), cũng như dữ liệu lõi trọng lực như đã báo cáo trước đây24, trong đó cát hiện nay phun trào với 'Pomici Principali'25 và 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei.Hơn nữa, các trầm tích PS đã xâm lấn và làm biến dạng lớp MS trên cùng. (Hình 7d). Sự sắp xếp cấu trúc này cho thấy ngôi chùa đại diện cho một cấu trúc nổi lên chứ không chỉ là một đường ống dẫn khí. Do đó, hai quá trình chính chi phối sự hình thành của ngôi chùa: a) mật độ của trầm tích mềm giảm khi khí đi vào từ bên dưới; b) Hỗn hợp khí-trầm tích dâng lên, đây là nguyên nhân gây ra sự uốn nếp, đứt gãy và nứt vỡ trong quá trình hình thành trầm tích MS (Hình 7). Một cơ chế hình thành tương tự đã được đề xuất cho các cấu trúc dạng chùa liên quan đến hydrat khí ở Nam Biển Scotia (Nam Cực). Các cấu trúc dạng chùa BdM xuất hiện theo nhóm ở các vùng đồi núi, và chiều cao thẳng đứng trung bình của chúng là 70–100 m trong thời gian di chuyển khứ hồi (TWTT) (Hình 7a). Do sự hiện diện của các gợn sóng MS và xem xét địa tầng của lõi trọng lực BdM, chúng tôi suy ra tuổi hình thành của các cấu trúc dạng chùa là dưới khoảng 14–12 ka. Hơn nữa, sự phát triển của các cấu trúc này vẫn đang diễn ra (Hình 7d) vì một số cấu trúc dạng chùa đã xâm lấn và làm biến dạng lớp cát BdM hiện tại nằm phía trên (Hình 7d).
Việc tháp không vượt qua được đáy biển hiện tại cho thấy rằng (a) sự dâng lên của khí và/hoặc sự ngừng trộn khí-trầm tích cục bộ, và/hoặc (b) dòng chảy ngang có thể có của hỗn hợp khí-trầm tích không cho phép quá trình quá áp cục bộ xảy ra. Theo mô hình lý thuyết diapir52, dòng chảy ngang thể hiện sự cân bằng âm giữa tốc độ cung cấp hỗn hợp bùn-khí từ bên dưới và tốc độ tháp di chuyển lên trên. Sự giảm tốc độ cung cấp có thể liên quan đến sự tăng mật độ của hỗn hợp do sự biến mất của nguồn cung cấp khí. Các kết quả được tóm tắt ở trên và sự nổi lên được kiểm soát bởi lực nổi của tháp cho phép chúng ta ước tính chiều cao cột không khí hg. Lực nổi được cho bởi ΔP = hgg (ρw – ρg), trong đó g là trọng lực (9,8 m/s2) và ρw và ρg lần lượt là mật độ của nước và khí. ΔP là tổng của Pdef đã được tính toán trước đó và áp suất thạch tĩnh Plith của tấm trầm tích, tức là ρsg h, trong đó ρs là mật độ trầm tích. Trong trường hợp này, giá trị hg cần thiết cho lực nổi mong muốn được cho bởi hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Trong BdM, chúng ta đặt Pdef = 0,3 Pa và h = 100 m (xem ở trên), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg có thể bỏ qua vì ρw ≫ρg. Ta thu được hg = 245 m, một giá trị biểu thị độ sâu của đáy GSL. ΔP là 2,4 MPa, là áp suất dư cần thiết để phá vỡ đáy biển BdM và hình thành các lỗ thông hơi.
Thành phần của khí BdM phù hợp với nguồn gốc từ lớp phủ bị biến đổi do sự bổ sung các chất lỏng liên quan đến phản ứng khử cacbon của đá vỏ Trái Đất (Hình 6). Sự sắp xếp theo hướng Đông-Tây gần đúng của các vòm BdM và các núi lửa đang hoạt động như Ischia, Campi Flegre và Soma-Vesuvius, cùng với thành phần của khí phát ra, cho thấy rằng khí phát ra từ lớp phủ bên dưới toàn bộ khu vực núi lửa Naples được trộn lẫn. Ngày càng nhiều chất lỏng từ vỏ Trái Đất di chuyển từ tây (Ischia) sang đông (Somma-Vesuivus) (Hình 1b và 6).
Chúng tôi kết luận rằng tại Vịnh Naples, cách cảng Naples vài km, có một cấu trúc hình vòm rộng 25 km2 bị ảnh hưởng bởi quá trình thoát khí tích cực và được tạo ra bởi vị trí của các chùa và gò đất. Hiện tại, các dấu hiệu BdM cho thấy sự nhiễu loạn phi magma53 có thể xảy ra trước giai đoạn hình thành núi lửa sơ khai, tức là sự phóng thích sớm magma và/hoặc chất lỏng nhiệt. Cần thực hiện các hoạt động giám sát để phân tích sự tiến hóa của các hiện tượng và phát hiện các tín hiệu địa hóa và địa vật lý cho thấy sự xáo trộn magma tiềm tàng.
Dữ liệu về cấu hình cột nước bằng sóng âm (2D) được thu thập trong chuyến khảo sát SAFE_2014 (tháng 8 năm 2014) trên tàu nghiên cứu R/V Urania (CNR) bởi Viện Môi trường Biển ven bờ thuộc Hội đồng Nghiên cứu Quốc gia (IAMC). Việc lấy mẫu âm thanh được thực hiện bằng máy đo độ sâu hồi âm khoa học Simrad EK60 hoạt động ở tần số 38 kHz. Dữ liệu âm thanh được ghi lại với tốc độ trung bình khoảng 4 km/h. Các hình ảnh hồi âm thu được được sử dụng để xác định các điểm xả chất lỏng và xác định chính xác vị trí của chúng trong khu vực thu thập (giữa 74 và 180 m dưới mực nước biển). Các thông số vật lý và hóa học trong cột nước được đo bằng các đầu dò đa thông số (độ dẫn điện, nhiệt độ và độ sâu, CTD). Dữ liệu được thu thập bằng đầu dò CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) và được xử lý bằng phần mềm SBED-Win32 (Seasave, phiên bản 7.23.2). Việc kiểm tra trực quan đáy biển được thực hiện bằng thiết bị ROV “Pollux III” (GEItaliana). (Phương tiện điều khiển từ xa) với hai camera (độ phân giải thấp và cao).
Việc thu thập dữ liệu đa tia được thực hiện bằng hệ thống sonar đa tia Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Hệ thống này được kết nối với hệ thống định vị toàn cầu vi sai để đảm bảo sai số dưới mét trong định vị tia. Xung âm thanh có tần số 100 KHz, góc xung kích hoạt 150° và toàn bộ độ mở là 400 tia. Đo và áp dụng hồ sơ vận tốc âm thanh theo thời gian thực trong quá trình thu thập. Dữ liệu được xử lý bằng phần mềm PDS2000 (Reson-Thales) theo tiêu chuẩn của Tổ chức Thủy văn Quốc tế (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) để điều hướng và hiệu chỉnh thủy triều. Việc giảm nhiễu do các xung đột ngẫu nhiên của thiết bị và loại bỏ tia chất lượng kém được thực hiện bằng các công cụ chỉnh sửa băng tần và khử xung đột. Việc phát hiện vận tốc âm thanh liên tục được thực hiện bởi một trạm đáy tàu đặt gần đầu dò đa tia và thu thập và áp dụng hồ sơ vận tốc âm thanh theo thời gian thực trong cột nước cứ sau 6-8 giờ để cung cấp vận tốc âm thanh theo thời gian thực cho việc điều khiển tia chính xác. Toàn bộ tập dữ liệu bao gồm Với diện tích xấp xỉ 440 km2 (độ sâu 0-1200 m). Dữ liệu này được sử dụng để tạo ra mô hình địa hình số (DTM) độ phân giải cao với kích thước ô lưới 1 m. DTM cuối cùng (Hình 1a) được tạo ra từ dữ liệu địa hình (>0 m so với mực nước biển) thu thập được với kích thước ô lưới 20 m bởi Viện Địa quân sự Ý.
Một mặt cắt dữ liệu địa chấn đơn kênh độ phân giải cao dài 55 km, được thu thập trong các chuyến khảo sát đại dương an toàn năm 2007 và 2014, bao phủ một khu vực khoảng 113 km vuông, cả hai đều trên tàu nghiên cứu R/V Urania. Các mặt cắt Marisk (ví dụ: mặt cắt địa chấn L1, Hình 1b) được thu thập bằng cách sử dụng hệ thống boomer IKB-Seistec. Thiết bị thu thập bao gồm một catamaran dài 2,5 m, trong đó đặt nguồn và máy thu. Tín hiệu nguồn bao gồm một đỉnh dương duy nhất được đặc trưng trong dải tần số 1-10 kHz và cho phép phân giải các mặt phản xạ cách nhau 25 cm. Các mặt cắt địa chấn an toàn được thu thập bằng cách sử dụng nguồn địa chấn đa đầu Geospark 1,4 Kj được kết nối với phần mềm Geotrace (Geo Marine Survey System). Hệ thống bao gồm một catamaran chứa nguồn 1–6,02 KHz xuyên sâu tới 400 mili giây trong trầm tích mềm bên dưới đáy biển, với độ phân giải thẳng đứng lý thuyết là 30 m. cm.Cả thiết bị Safe và Marsik đều được thu thập ở tốc độ 0,33 lần chụp/giây với vận tốc mạch <3 Kn.Dữ liệu được xử lý và trình bày bằng phần mềm Geosuite Allworks với quy trình làm việc sau: hiệu chỉnh giãn nở, loại bỏ cột nước, lọc IIR dải tần 2-6 KHz và AGC.
Khí từ lỗ phun khí dưới nước được thu thập trên đáy biển bằng một hộp nhựa có màng cao su ở mặt trên, được ROV đặt úp ngược phía trên lỗ phun. Sau khi các bọt khí đi vào hộp thay thế hoàn toàn nước biển, ROV quay trở lại độ sâu 1 m, và thợ lặn chuyển khí đã thu thập qua một màng chắn cao su vào hai bình thủy tinh 60 mL đã được hút chân không trước, có trang bị van Teflon, trong đó một bình được đổ đầy 20 mL dung dịch NaOH 5N (bình kiểu Gegenbach). Các loại khí axit chính (CO2 và H2S) được hòa tan trong dung dịch kiềm, trong khi các loại khí có độ hòa tan thấp (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 và hydrocarbon nhẹ) được lưu trữ trong không gian phía trên bình lấy mẫu. Các khí vô cơ có độ hòa tan thấp được phân tích bằng sắc ký khí (GC) sử dụng máy Shimadzu 15A được trang bị cột sàng phân tử 5A dài 10 m và đầu dò dẫn nhiệt (TCD) 54.Argon và O2 được phân tích bằng máy sắc ký khí Thermo Focus được trang bị cột sàng phân tử mao dẫn dài 30 m và đầu dò dẫn nhiệt (TCD). Methane và các hydrocacbon nhẹ được phân tích bằng máy sắc ký khí Shimadzu 14A được trang bị cột thép không gỉ dài 10 m chứa chất nhồi Chromosorb PAW 80/100 mesh, phủ 23% SP 1700 và đầu dò ion hóa ngọn lửa (FID). Pha lỏng được sử dụng để phân tích 1) CO2, được chuẩn độ bằng dung dịch HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) và 2) H2S, sau khi oxy hóa với 5 mL H2O2 (33%), bằng sắc ký ion (IC) (Wantong 761). Sai số phân tích của phép chuẩn độ, phân tích GC và IC nhỏ hơn 5%. Sau các quy trình chiết xuất và tinh chế tiêu chuẩn cho hỗn hợp khí, 13C/12C CO2 (biểu thị dưới dạng δ13C-CO2% và V-PDB) được phân tích bằng cách sử dụng... Máy đo phổ khối Finningan Delta S55,56. Các tiêu chuẩn được sử dụng để ước tính độ chính xác bên ngoài là đá cẩm thạch Carrara và San Vincenzo (nội bộ), NBS18 và NBS19 (quốc tế), trong khi sai số phân tích và độ lặp lại lần lượt là ±0,05% và ±0,1%.
Giá trị δ15N (biểu thị bằng % so với không khí) và 40Ar/36Ar được xác định bằng máy sắc ký khí Agilent 6890 N (GC) kết hợp với máy quang phổ khối dòng chảy liên tục Finnigan Delta plusXP. Sai số phân tích là: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Tỷ lệ đồng vị He (biểu thị bằng R/Ra, trong đó R là 3He/4He đo được trong mẫu và Ra là tỷ lệ tương tự trong khí quyển: 1,39 × 10−6)57 được xác định tại phòng thí nghiệm của INGV-Palermo (Ý). 3He, 4He và 20Ne được xác định bằng máy quang phổ khối thu kép (Helix SFT-GVI)58 sau khi tách He và Ne. Sai số phân tích ≤ 0,3%. Giá trị nền điển hình cho He và Ne là <10-14 và <10-16. mol, tương ứng.
Cách trích dẫn bài báo này: Passaro, S. et al. Sự nâng lên của đáy biển do quá trình khử khí cho thấy hoạt động núi lửa đang nảy nở dọc theo bờ biển. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Địa chất và sinh học của các mạch và miệng phun hydrocarbon dưới đáy biển hiện đại và cổ đại: phần giới thiệu. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Sự xuất hiện toàn cầu của hydrat khí. Trong Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hydrat khí tự nhiên: Sự xuất hiện, phân bố và phát hiện. Chuyên khảo Địa vật lý số 124 của Hiệp hội Địa vật lý Hoa Kỳ, 2001).
Fisher, AT. Các ràng buộc địa vật lý đối với sự tuần hoàn thủy nhiệt. Trong: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Báo cáo Hội thảo Durham, Truyền năng lượng và khối lượng trong hệ thống thủy nhiệt biển, Nhà xuất bản Đại học Durham, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Cấu trúc và động lực của hệ thống thủy nhiệt sống núi giữa đại dương. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS. Quan điểm hiện tại về nguồn tài nguyên khí hydrat. năng lượng. và môi trường. khoa học. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Cấu trúc bên trong và lịch sử phun trào của một hệ thống núi lửa bùn quy mô ki-lô-mét ở phía Nam Biển Caspi. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. và cộng sự. Đặc điểm đáy biển liên quan đến sự rò rỉ hydrocarbon từ các gò bùn cacbonat nước sâu ở Vịnh Cadiz: từ dòng bùn đến trầm tích cacbonat. Địa lý tháng 3. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Mô hình địa chấn 3D của các đường ống thoát chất lỏng quy mô ki-lô-mét ngoài khơi Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ. ​​Đặc điểm dòng chảy chất lỏng trong hệ thống đường ống dẫn dầu khí: Chúng cho chúng ta biết gì về sự tiến hóa của lưu vực? Địa chất tháng 3. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Sự tiến hóa theo chiều dọc của cấu trúc xả chất lỏng kỷ Đệ Tứ Neogen liên quan đến dòng khí trong lưu vực Hạ Congo, ngoài khơi Angola. Địa chất tháng 3. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY và cộng sự. Hoạt động thủy nhiệt và kiến ​​tạo ở phía bắc hồ Yellowstone, Wyoming. Địa chất. Đảng Xã hội. Có. Bản tin 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Lưu vực Tyrrhenian và vòng cung Apennine: Mối quan hệ động học kể từ cuối kỷ Totonian. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia và cộng sự.Cấu trúc kiến ​​tạo và vỏ trái đất tại rìa lục địa Campania: mối quan hệ với hoạt động núi lửa.khoáng sản.xăng.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Vai trò tương đối của kiến ​​tạo đứt gãy và quá trình nâng magma: suy luận từ dữ liệu địa vật lý, cấu trúc và địa hóa học trong khu vực núi lửa Naples (miền nam nước Ý). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Cơ chế chuyển động thẳng đứng của vỏ trái đất gần đây trong miệng núi lửa Campi Flegrei ở miền nam nước Ý. Địa chất. Đảng Xã hội. Có. Đặc tả. 263, trang 1-47 (1991).
Orsi, G. và cộng sự. Biến dạng mặt đất ngắn hạn và hoạt động địa chấn trong miệng núi lửa Campi Flegrei lồng nhau (Ý): một ví dụ về sự phục hồi khối lượng tích cực trong khu vực dân cư đông đúc. Tạp chí núi lửa, địa nhiệt và hồ chứa. 91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., và Saccorotti, G. Nguồn gốc thủy nhiệt của hoạt động 4D kéo dài trong phức hợp núi lửa Campi Flegrei ở Ý. J. Volcano.geothermal.reservoir. 177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. và Mastrolorenzo, G. Sự phân hóa nhanh chóng trong các bể chứa magma dạng sill: một nghiên cứu điển hình từ miệng núi lửa Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Chuỗi thời gian InSAR, phân tích tương quan và mô hình tương quan thời gian tiết lộ khả năng kết nối giữa Campi Flegrei và Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir. 280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Cấu trúc và địa tầng của nửa đầu rãnh Tyrrhenian (Vịnh Naples, Ý). Vật lý kiến ​​tạo 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Nguồn gốc cacbon trong khí tro núi lửa từ các vòng cung đảo. Địa chất hóa học. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Địa tầng hẻm núi Dohrn: Phản ứng với sự sụt giảm mực nước biển và sự nâng lên do kiến ​​tạo trên thềm lục địa ngoài khơi (mép Tyrrhenian phía Đông, Ý). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).