Дзякуй за наведванне Nature.com. Версія браўзера, якой вы карыстаецеся, мае абмежаваную падтрымку CSS. Для найлепшага вопыту мы рэкамендуем вам выкарыстоўваць абноўлены браўзер (або выключыць рэжым сумяшчальнасці ў Internet Explorer). Тым часам, каб забяспечыць пастаянную падтрымку, мы будзем адлюстроўваць сайт без стыляў і JavaScript.
Мы паведамляем пра доказы актыўнага ўздыму марскога дна і выкідаў газу ў некалькіх кіламетрах ад берага порта Неапаля (Італія). На марскім дне ёсць плямы, груды і кратэры. Гэтыя ўтварэнні ўяўляюць сабой вяршыні неглыбокіх структур зямной кары, у тым ліку пагады, разломы і зморшчыны, якія ўплываюць на сучаснае марское дно. Яны зафіксавалі пад'ём, павышэнне ціску і вылучэнне гелія і вуглякіслага газу ў рэакцыях дэкарбанізацыі расплавы мантыі і горныя пароды зямной кары. Гэтыя газы, верагодна, падобныя на тыя, якія сілкуюць гідратэрмальныя сістэмы Іск'і, Кампі-Флегры і Сома-Везувій, што сведчыць аб крыніцы мантыі, змешанай з вадкасцямі кары ніжэй Неапалітанскага заліва. Падводнае пашырэнне і разрыў, выкліканы газліфтам і працэсам павышэння ціску, патрабуе залішняга ціску 2-3 МПа. Падняцці марскога дна, разломы і выкіды газу з'яўляюцца праявамі невулканічных узрушэнняў, якія могуць прадвесціць вывяржэнне марскога дна і/або гідратэрмальныя выбухі.
Глыбакаводныя гідратэрмальныя (гарачая вада і газ) выкіды з'яўляюцца агульнай рысай сярэдзінна-акіянічных хрыбтоў і краёў канвергентных пліт (у тым ліку пагружаных частак астраўных дуг), у той час як халодныя выкіды газагідратаў (хлатратаў) часта характэрныя для кантынентальных шэльфаў і пасіўных ускраін1, 2,3,4,5. З'яўленне гідратэрмальных выкідаў марскога дна ў прыбярэжных раёнах азначае крыніцы цяпла ( рэзервуары магмы) у кантынентальнай кары і/або мантыі. Гэтыя выкіды могуць папярэднічаць пад'ёму магмы праз самыя верхнія пласты зямной кары і завяршацца вывяржэннем і размяшчэннем вулканічных падводных гор6. Такім чынам, ідэнтыфікацыя (а) марфалогій, звязаных з актыўнай дэфармацыяй марскога дна, і (б) выкідаў газу паблізу населеных прыбярэжных раёнаў, такіх як вулкан рэгіён Неапаля ў Італіі (~1 мільён жыхароў) мае вырашальнае значэнне для ацэнкі магчымых вулканаў. Неглыбокае вывяржэнне. Акрамя таго, у той час як марфалагічныя асаблівасці, звязаныя з глыбакаводнымі выкідамі гідратэрмальных або гідратных газаў, адносна добра вядомыя дзякуючы іх геалагічным і біялагічным уласцівасцям, выключэннем з'яўляюцца марфалагічныя асаблівасці, звязаныя з больш дробнымі водамі, за выключэннем тых, што адбываюцца ў возеры 12, існуе адносна мала запісаў. Тут мы прадстаўляем новыя батыметрычныя, сейсмічныя, водныя і геахімічныя дадзеныя для падводнага, марфалагічна і структурна складанага рэгіёну, пацярпелага ад выкідаў газу ў Неапалітанскім заліве (Паўднёвая Італія), прыблізна ў 5 км ад порта Неапаля. Гэтыя даныя былі сабраныя падчас круізу SAFE_2014 (жнівень 2014 г.) на борце R/V Urania. Мы апісваем і інтэрпрэтуем марское дно і падземныя структуры, дзе адбываюцца выкіды газу адбываюцца, даследуюць крыніцы вентыляцыйных вадкасцей, вызначаюць і характарызуюць механізмы, якія рэгулююць павышэнне газу і звязаную з імі дэфармацыю, і абмяркоўваюць уздзеянне вулканалогіі.
Неапалітанскі заліў утварае заходнюю ўскраіну пліа-чацвярцічнага перыяду, выцягнутую на паўночным захадзе і паўднёвым захадзе тэктанічную западзіну Кампаніі13,14,15.Усходне-заходнюю ад Іск'і (каля 150-1302 гг. н.э.), кратэр Кампі-Флегры (каля 300-1538 гг.) і Сома-Везувій (з <360-1944 гг.) Размяшчэнне абмяжоўвае заліў да поўнач нашай эры)15, у той час як поўдзень мяжуе з паўвостравам Сарэнта (мал. 1а). На Неапалітанскі заліў уплываюць пераважныя паўночна-паўднёва-ўсходнія і другасныя паўночна-заходне-паўднёва-ўсходнія значныя разломы (мал. 1)14,15. Іск'я, Кампі-Флегрэй і Сома-Везувій характарызуюцца гідратэрмічнымі праявамі, дэфармацыяй грунта і дробнай сейсмічнасцю16,17,18 ( напрыклад, турбулентная падзея ў Кампі-Флегры ў 1982-1984 гадах з узняццем на 1,8 м і тысячамі землятрусаў. Нядаўнія даследаванні19,20 паказваюць, што можа існаваць сувязь паміж дынамікай Сома-Везувія і Кампі-Флегры, магчыма, звязаная з «глыбокімі» адзінкавымі магматычнымі рэзервуарамі. Вулканічная актыўнасць і ваганні ўзроўню мора за апошнія 36 тыс. гадоў Кампі-Флегрэй і 18 тыс. гадоў Сома Везувій кантраляваў асадкавую сістэму Неапалітанскага заліва. Нізкі ўзровень мора на апошнім максімуме ледавікоў (18 тыс. гадоў) прывёў да рэгрэсіі марско-плыткаводнай асадкавай сістэмы, якая пасля была запоўнена трансгрэсіўнымі падзеямі ў познім плейстацэне-галацэне. Падводныя газавыя выкіды былі выяўленыя вакол вострава Искья і ля яго ўзбярэжжа Кампі-Флегры і каля гары Сома-Везувій (мал.1б).
(a) Марфалагічнае і структурнае размяшчэнне кантынентальнага шэльфа і Неапалітанскага заліва 15, 23, 24, 48. Доты з'яўляюцца асноўнымі цэнтрамі падводных вывяржэнняў;чырвоныя лініі азначаюць асноўныя разломы. (b) Батыметрыя Неапалітанскага заліва з выяўленымі адтулінамі вадкасці (кропкі) і слядамі сейсмічных ліній (чорныя лініі). Жоўтыя лініі - гэта траекторыі сейсмічных ліній L1 і L2, прадстаўленых на малюнку 6. Межы купалападобных структур Banco della Montagna (BdM) пазначаны сінімі пункцірнымі лініямі ў (a, b). Жоўтыя квадраты пазначаюць размяшчэнне акустычныя профілі вадзянога слупа і кадры CTD-EMBlank, CTD-EM50 і ROV прадстаўлены на мал. 5. Жоўтым кружком пазначана месца адбору пробаў газавага разраду, а яго склад паказаны ў табліцы S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) выкарыстоўвае графіку, згенераваную Surfer® 13.
На падставе даных, атрыманых падчас круізу SAFE_2014 (жнівень 2014 г.) (гл. Метады), была пабудавана новая лічбавая мадэль рэльефу (DTM) Неапалітанскага заліва з раздзяленнем 1 м. DTM паказвае, што марское дно на поўдзень ад порта Неапаля характарызуецца спадзістым нахілам, звернутым на поўдзень (нахіл ≤3°), паверхняй, перарыванай 5,0 × 5,3 км купалападобная структура, мясцовая назва Banco della Montagna (BdM).Мал.1a,b). BdM развіваецца на глыбіні прыкладна ад 100 да 170 метраў, на вышыні ад 15 да 20 метраў над навакольным марскім дном. Купал BdM дэманстраваў марфалогію, падобную на курган, з-за 280 насыпаў ад субкруглых да авальных (мал. 2а), 665 конусаў і 30 ям (мал. 3 і 4). Курган мае максімальную вышыню і акружнасць 2 2 м і 1800 м, адпаведна. Кругласць [C = 4π (плошча/перыметр2)] курганоў памяншалася з павелічэннем перыметра (мал. 2b). Восевыя суадносіны для курганоў вагаліся ад 1 да 6,5, прычым курганы з восевым суадносінамі >2 дэманстравалі пераважнае распасціранне N45°E + 15° і больш рассеянае другаснае, больш дысперснае N105 Ад °E да N145°E (Мал. 2c).Адзінкавыя або выраўнаваныя конусы існуюць на плоскасці BdM і на вяршыні насыпу (мал. 3a,b). Канічнае размяшчэнне адпавядае размяшчэнню насыпаў, на якіх яны размешчаны. Оспіны звычайна размяшчаюцца на плоскім марскім дне (мал. 3c), а часам і на насыпах. Прасторавая шчыльнасць конусаў і воспін дэманструе, што пераважнае выраўноўванне на паўднёвым і паўднёвым захадзе размяжоўвае паўночна-ўсходнюю і паўднёва-заходнюю межы купала BdM (мал. 4а,б);менш працяглы маршрут з паўночнага захаду на паўднёвы ўсход размешчаны ў цэнтральным рэгіёне BdM.
(a) Лічбавая мадэль мясцовасці (памер ячэйкі 1 м) купала Banco della Montagna (BdM). (b) Перыметр і акругласць курганоў BdM. (c) Адносіны восяў і вугал (арыентацыя) галоўнай восі найлепшага эліпса, які атачае курган. Стандартная памылка мадэлі Digital Terrain складае 0,004 м;стандартныя памылкі перыметра і акругласці складаюць адпаведна 4,83 м і 0,01, а стандартныя памылкі суадносін восяў і кута - 0,04 і 3,34° адпаведна.
Дэталі ідэнтыфікаваных конусаў, кратэраў, курганоў і ям у рэгіёне BdM, вынятыя з DTM на малюнку 2.
(a) Конусы выраўноўвання на плоскім марскім дне;(б) конусы і кратэры на паўночна-заходне-паўднёва-ўсходніх стройных курганах;(c) воспіны на злёгку акунутай паверхні.
(a) Прасторавае размеркаванне выяўленых кратэраў, ям і актыўных выкідаў газу. (b) Прасторавая шчыльнасць кратэраў і ям, пададзеная ў (a) (колькасць/0,2 км2).
Мы ідэнтыфікавалі 37 газавых выкідаў у рэгіёне BdM з выяваў рэхалота воднага слупа ROV і прамых назіранняў за марскім дном, атрыманых падчас круізу SAFE_2014 у жніўні 2014 г. (малюнкі 4 і 5). Акустычныя анамаліі гэтых выкідаў паказваюць вертыкальна выцягнутыя формы, якія падымаюцца з марскога дна, вагаючыся па вертыкалі ад 12 да прыкладна 70 м (Fi g. 5a). У некаторых месцах акустычныя анамаліі ўтварылі амаль бесперапынны «шлейф». Назіраныя шлейфы бурбалак вар'іруюцца ў шырокіх межах: ад бесперапынных, шчыльных патокаў бурбалак да кароткачасовых з'яў (Дадатковы фільм 1). Агляд ROV дазваляе візуальна праверыць наяўнасць вентыляцыйных адтулін марскога дна і вылучае невялікія плямы на марскім дне, часам акружаныя чырвонымі да аранжавых адкладаў (мал. 5b). У некаторых выпадках, Каналы ROV рэактывуюць выкіды. Марфалогія вентыляцыйнага адтуліны паказвае круглую адтуліну ў верхняй частцы без факела ў тоўшчы вады. РН у тоўшчы вады непасрэдна над кропкай скіду паказала значнае падзенне, што сведчыць аб больш кіслотных умовах на мясцовым узроўні (мал.5c,d). У прыватнасці, pH над газавы разрадам BdM на глыбіні 75 м знізіўся з 8,4 (на глыбіні 70 м) да 7,8 (на глыбіні 75 м) (мал. 5c), у той час як іншыя месцы ў Неапалітанскім заліве мелі значэнні pH ад 0 да 160 м у інтэрвале глыбінь ад 8,3 да 8,5 (мал. 5d). Значныя змены тэмпературы і салёнасці марской вады не хапала ў двух месцах унутры і за межамі зоны BdM Неапалітанскага заліва. На глыбіні 70 м тэмпература складае 15 °C, а салёнасць каля 38 PSU (мал. 5c, d). Вымярэнні pH, тэмпературы і салёнасці паказалі: а) удзел кіслых вадкасцей, звязаных з працэсам дэгазацыі BdM і б) адсутнасць або вельмі павольны разрад цеплавога вадкасці і расола.
(a) Акно здымкі акустычнага профілю слупа вады (эхаметр Simrad EK60). Вертыкальная зялёная паласа, якая адпавядае газавай факелу, выяўленаму на разрадзе вадкасці EM50 (прыкладна на 75 м ніжэй за ўзровень мора), размешчаным у раёне BdM;таксама паказаны мультыплексныя сігналы дна і марскога дна (b), сабраныя з дапамогай апарата з дыстанцыйным кіраваннем у рэгіёне BdM. На адным фота бачны невялікі кратэр (чорны круг), акружаны адкладамі ад чырвонага да аранжавага колеру. (c, d) Даныя CTD шматпараметрічнага зонда, апрацаваныя з дапамогай праграмнага забеспячэння SBED-Win32 (Seasave, версія 7.23.2). Шаблоны выбраных параметраў (салёнасць, тэмпература, pH і кісларод) слуп вады над разрадам вадкасці EM50 (панэль c) і па-за панэллю вобласці разраду Bdm (d).
Мы сабралі тры пробы газу з даследаванай тэрыторыі ў перыяд з 22 па 28 жніўня 2014 г. Гэтыя ўзоры паказалі падобны склад, з перавагай CO2 (934-945 ммоль/моль), за якім ідуць адпаведныя канцэнтрацыі N2 (37-43 ммоль/моль), CH4 (16-24 ммоль/моль) і H2S (0,10 ммоль/моль) -0,44 ммоль/моль), а H2 і He былі менш багатыя (<0,052 і <0,016 ммоль/моль адпаведна) (мал. 1b; табліца S1, дадатковы фільм 2). Таксама былі вымераныя адносна высокія канцэнтрацыі O2 і Ar (да 3,2 і 0,18 ммоль/моль адпаведна). Сума лёгкіх вуглевадародаў вагаецца ад 0,24 да 0,30 ммоль/моль і складаецца з C2-C4 al. каны, араматычныя рэчывы (у асноўным бензол), прапен і серазмяшчальныя злучэнні (тыяфен). Значэнне 40Ar/36Ar супадае з паветрам (295,5), хоць узор EM35 (BdM купал) мае значэнне 304, дэманструючы нязначнае перавышэнне 40Ar. Стаўленне δ15N было вышэй, чым для паветра (да +1,98% у параўнанні з паветрам), у той час як Значэнні δ13C-CO2 вар'іраваліся ад -0,93 да 0,44% у параўнанні са значэннямі V-PDB.R/Ra (пасля карэкцыі на забруджванне паветра з выкарыстаннем суадносін 4He/20Ne) былі паміж 1,66 і 1,94, што паказвае на прысутнасць вялікай долі мантыйнага Не. Камбінуючы ізатоп гелія з CO2 і яго стабільным ізатопам 22, крыніца выкідаў s у BdM можна дадаткова ўдакладніць. На карце CO2 для CO2/3He у параўнанні з δ13C (мал.6), газавы склад BdM параўноўваецца з газавым складам Іск'і, Кампі-Флегрэй і Сома-Везувійскіх фумарол. На малюнку 6 таксама прадстаўлены тэарэтычныя лініі змешвання паміж трыма рознымі крыніцамі вугляроду, якія могуць удзельнічаць у вытворчасці газу BdM: раствораныя расплавы, атрыманыя з мантыі, багатыя арганікай адклады і карбанаты. Узоры BdM трапляюць на лінію змешвання, намаляваную трыма вулканамі Кампаніі, што гэта змешванне мантыйных газаў (якія, як мяркуецца, крыху ўзбагачаны вуглякіслым газам у параўнанні з класічнымі MORB для падганяння дадзеных) і рэакцыі, выкліканыя дэкарбанізацыяй зямной кары.
Для параўнання паведамляецца пра гібрыдныя лініі паміж складам мантыі і канчатковымі членамі вапняковых і арганічных адкладаў. als.
Сейсмічныя разрэзы L1 і L2 (мал. 1b і 7) паказваюць пераход паміж BdM і дыстальнымі стратыграфічнымі паслядоўнасцямі вулканічных рэгіёнаў Сомма-Везувій (L1, мал. 7a) і Кампі-Флегрэй (L2, мал. 7b). BdM характарызуецца наяўнасцю дзвюх асноўных сейсмічных утварэнняў (MS і PS на мал. 7). Верхні (MS) паказвае субпаралельнае адлюстраванне або высокай да ўмеранай амплітуды і бакавой бесперапыннасці (мал. 7b,c). Гэты пласт уключае марскія адклады, перацягнутыя сістэмай апошняга ледавіковага максімуму (LGM), і складаецца з пяску і гліны23. Падсцілаючы пласт PS (мал. 7b–d) характарызуецца хаатычнай або празрыстай фазай у форме калон або пясочных гадзін. Верхняя частка адкладаў PS утварае насыпы марскога дна (мал. 7d). ).Гэтыя геаметрыі, падобныя на дыяпір, дэманструюць уварванне празрыстага матэрыялу PS у самыя верхнія адклады MS. Пад'ём адказвае за ўтварэнне зморшчын і разломаў, якія ўплываюць на пласт MS і перакрываючыя сучасныя адклады марскога дна BdM (мал. 7b–d). Стратыграфічны інтэрвал MS выразна адслойваецца ў частцы ENE секцыі L1, у той час як ён бялее ў бок BdM з-за наяўнасці газанасычанага пласта. (GSL), пакрытай некаторымі ўнутранымі ўзроўнямі паслядоўнасці MS (мал.7a). Гравітацыйныя стрыжні, сабраныя ў верхняй частцы BdM, якія адпавядаюць празрыстаму сейсмічнаму слою, паказваюць, што самыя верхнія 40 см складаюцца з пяску, які адклаўся нядаўна і да цяперашняга часу;)24,25 і фрагменты пемзы ад выбуховага вывяржэння Campi Flegrei з «Неапалітанскага жоўтага туфу» (14,8 тысячы гадоў)26. Празрыстую фазу пласта PS нельга растлумачыць толькі хаатычным працэсам змешвання, таму што хаатычныя пласты, звязаныя з апоўзнямі, гразевымі патокамі і піракластычнымі патокамі, знойдзенымі за межамі BdM у Неапалітанскім заліве, з'яўляюцца акустычна непразрыстымі21,2. 3, 24. Мы прыходзім да высновы, што назіраныя сейсмічныя фацыі BdM PS, а таксама знешні выгляд пласта PS падводнага агалення (мал. 7d) адлюстроўваюць падняцце прыроднага газу.
(a) Аднаканальны сейсмічны профіль L1 (навігацыйная траса на мал. 1b), якая дэманструе прасторавае размяшчэнне калон (пагады). Пагада складаецца з хаатычных адкладаў пемзы і пяску. Газанасычаны пласт, які існуе пад пагадай, пазбаўляе суцэльнасць глыбейшых утварэнняў. (b) Аднаканальны сейсмічны профіль L2 (навігацыйная траса на мал. 1b), вылучаючы на ​​расшчапленне і дэфармацыя насыпаў марскога дна, марскіх (MS) і адкладаў пемзавага пяску (PS).(c) Падрабязнасці дэфармацыі ў MS і PS прадстаўлены ў (c,d). Мяркуючы, што хуткасць 1580 м/с у самых верхніх пластах асадка, 100 мс уяўляюць сабой каля 80 м па вертыкальнай шкале.
Марфалагічныя і структурныя характарыстыкі BdM падобныя да іншых падводных гідратэрмальных і газагідратных радовішчаў ва ўсім свеце2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 і часта звязаны з падняццямі (скляпенні і курганы) і газавымі разрадамі (конусы, ямы). Выраўнаваныя BdM конусы і ямы і выцягнутыя груды паказваюць на структурна кантраляваную пранікальнасць ( Малюнкі 2 і 3). Прасторавае размяшчэнне курганоў, ям і актыўных адтулін дазваляе меркаваць, што іх размеркаванне часткова кантралюецца ўдарнымі разломамі на паўночным захадзе-ўсходнім і паўночным захадзе (мал. 4b). Гэта пераважныя працягласці сістэм разломаў, якія закранаюць вулканічныя вобласці Кампі-Флегрэй і Сома-Везувій і Неапалітанскі заліў. У прыватнасці, структура першых кантралюе размяшчэнне гідратэрмальных выкідаў з кратэр Кампі Флегрэй35. Такім чынам, мы прыходзім да высновы, што разломы і разломы ў Неапалітанскім заліве ўяўляюць сабой пераважны шлях для міграцыі газу на паверхню, асаблівасць, агульную для іншых структурна кантраляваных гідратэрмальных сістэм36,37. Характэрна, што конусы і ямы BdM не заўсёды былі звязаны з курганамі (мал.3a,c). Гэта сведчыць аб тым, што гэтыя курганы не абавязкова з'яўляюцца папярэднікамі ўтварэння ям, як меркавалі іншыя аўтары для зон газагідратаў 32, 33. Нашы высновы пацвярджаюць гіпотэзу аб тым, што разбурэнне купалавых адкладаў марскога дна не заўсёды прыводзіць да ўтварэння ям.
Тры сабраныя газападобныя выкіды дэманструюць хімічныя прыкметы, характэрныя для гідратэрмальных флюідаў, а менавіта CO2 са значнымі канцэнтрацыямі аднаўляючых газаў (H2S, CH4 і H2) і лёгкіх вуглевадародаў (асабліва бензолу і прапілену)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (табліца S1). Наяўнасць атмасферных газаў (такіх як O 2), якія, як чакаецца, не будуць прысутнічаць у выкідах з падводных лодак, могуць быць звязаныя з забруджваннем паветра, растворанага ў марской вадзе, які ўступае ў кантакт з газамі, якія захоўваюцца ў пластыкавых скрынках, якія выкарыстоўваюцца для адбору пробаў, калі ROV здабываюцца з дна акіяна ў мора, каб паўстаць. І наадварот, станоўчыя значэнні δ15N і высокі N2/Ar (да 480), значна вышэйшы за ASW (насычаная паветрам вада), сведчаць аб тым, што большая частка N2 вырабляецца з пазаатмасферных крыніц у адпаведнасці з пераважным гідратэрмальным паходжаннем гэтых газаў. Гідратэрмальна-вулканічнае паходжанне газу BdM пацвярджаецца зместам CO2 і He і іх ізатопнымі прыкметамі. Ізатопы вугляроду (δ13C-CO2 ад -0,93% да +0,4%) і значэнні CO2/3He (ад 1,7 × 1010 да 4,1 × 101 0) мяркуюць, што ўзоры BdM належаць да змешанай тэндэнцыі фумаролаў вакол канчатковых членаў мантыі Неапалітанскага заліва і дэкарбанізацыі. Узаемасувязь паміж газамі, якія ўтвараюцца ў выніку рэакцыі (малюнак 6). Дакладней, узоры газу BdM размешчаны ўздоўж тэндэнцыі змешвання прыкладна ў тым жа месцы, што і вадкасці з суседніх вулканаў Кампі-Флегрэй і Сомма-Веўсіў. Яны больш кары, чым Фума Іск'і. ролі, якія знаходзяцца бліжэй да канца мантыі. Сомма-Везувій і Кампі Флегрэй маюць больш высокія значэнні 3He/4He (R/Ra ад 2,6 да 2,9), чым BdM (R/Ra ад 1,66 да 1,96;Табліца S1). Гэта сведчыць аб тым, што дабаўленне і назапашванне радыегеннага He адбывалася з той самай крыніцы магмы, якая сілкавала вулканы Сомма-Везувій і Кампі-Флегрэй. Адсутнасць выяўленых фракцый арганічнага вугляроду ў выкідах BdM сведчыць аб тым, што арганічныя адклады не ўдзельнічаюць у працэсе дэгазацыі BdM.
На падставе прыведзеных вышэй дадзеных і вынікаў эксперыментальных мадэляў купалападобных структур, звязаных з падводнымі багатымі газам рэгіёнамі, глыбокі ціск газу можа быць адказным за фарміраванне кіламетровых купалоў BdM. Каб ацаніць залішні ціск Pdef, які вядзе да скляпення BdM, мы ўжылі мадэль механікі тонкіх пласцін33,34, мяркуючы, на аснове сабраных марфалагічных і сейсмічных даных, што скляпенне BdM з'яўляецца субкруглай et з радыусам большага, чым дэфармаваны мяккі глейкі адклад. Максімальнае вертыкальнае зрушэнне w і таўшчыня h пласта (дадатковы малюнак S1). Pdef - гэта розніца паміж агульным ціскам і статычным ціскам пароды плюс ціск вадзянога слупа. У BdM радыус складае каля 2500 м, w складае 20 м, а максімум h, ацэнены з сейсмічнага профілю, складае каля 100 м. Мы разлічваем Pdef 46P def = w 64 D/a4 з суадносін, дзе D - калянасць на выгіб;D задаецца як (E h3)/[12(1 – ν2)], дзе E — модуль Юнга адкладу, ν — каэфіцыент Пуасона (~0,5)33. Паколькі механічныя ўласцівасці адкладаў BdM нельга вымераць, мы ўстанавілі E = 140 кПа, што з'яўляецца разумным значэннем для прыбярэжных пясчаных адкладаў 47, падобных да BdM14,24. Мы не разглядаем больш высокія значэнні E для перанесена ў літаратуры для адкладаў глеістай гліны (300 < E < 350 000 кПа)33,34, таму што адклады BDM складаюцца ў асноўным з пяску, а не глею або глеістай гліны24. Мы атрымліваем Pdef = 0,3 Па, што адпавядае ацэнкам працэсаў падняцця марскога дна ў асяроддзі газагідратнага басейна, дзе Pdef змяняецца ад 10-2 да 103 Па, пры гэтым больш нізкія значэнні ўяўляюць сабой нізкія w/a і/або што. У BdM памяншэнне калянасці з-за лакальнай газанасычанасці асадка і/або з'яўлення раней існуючых разломаў можа таксама спрыяць адмове і наступнаму выкіду газу, дазваляючы ўтварыць назіраныя вентыляцыйныя структуры. Сабраныя адлюстраваныя сейсмічныя профілі (мал. 7) паказваюць, што адклады PS былі паднятыя з GSL, падштурхоўваючы вышэйлеглыя марскія адклады MS, што прывяло да ўзнікнення курганаў , зморшчыны, разломы і разрэзы ападкаў (мал.7b,c). Гэта дазваляе выказаць здагадку, што пемза ўзростам ад 14,8 да 12 тыс. тысяч чалавек пранікла ў больш малады пласт MS праз працэс транспарціроўкі газу ўверх. Марфалагічныя асаблівасці структуры BdM можна разглядаць як вынік залішняга ціску, які ствараецца выкідам вадкасці, які ствараецца GSL. Улічваючы, што актыўны разрад можна ўбачыць з марскога дна да вышыні больш за 170 м bsl48, мы мяркуем, што залішні ціск вадкасці ў межах GSL перавышае 1700 кПа. Узыходзячая міграцыя газаў у адкладах таксама мела эфект ачысткі матэрыялу, які змяшчаецца ў MS, што тлумачыць наяўнасць хаатычных адкладаў у гравітацыйных кернах, адабраных на BdM25. Акрамя таго, залішні ціск GSL стварае складаную сістэму разломаў (паліганальны разлом на мал. 7b). У сукупнасці гэтая марфалогія, структура і стратыграфія паселішчы, якія называюцца «пагадамі»49,50, першапачаткова тлумачыліся другасным уздзеяннем старых ледавіковых утварэнняў і ў цяперашні час інтэрпрэтуюцца як наступствы ўздыму газу31,33 або эвапарытаў50. На кантынентальнай ускраіне Кампаніі адклады, якія выпараюцца, недастатковыя, па меншай меры, у самых верхніх 3 км кары. Такім чынам, механізм росту пагад BdM, верагодна, кантралюецца ўздымам газу у адкладах. Гэтую выснову пацвярджаюць празрыстыя сейсмічныя фацыі пагады (мал.7), а таксама даныя гравітацыйнага ядра, як паведамлялася раней24, дзе сучасны пясок вывяргаецца з «Pomici Principali»25 і «Naples Yellow Tuff»26 Campi Flegrei. Акрамя таго, адклады PS уварваліся і дэфармавалі самы верхні пласт MS (мал. 7d). Такое структурнае размяшчэнне сведчыць аб тым, што пагада ўяўляе сабой паўстанчую структуру, а не проста газаправод. Такім чынам, два асноўных працэсу абумоўліваюць утварэнне пагады: а) шчыльнасць мяккага асадка памяншаецца па меры паступлення газу знізу;б) газава-ападкавая сумесь падымаецца, што з'яўляецца назіраным складкаваннем, разломамі і разломамі, якія выклікаюць адклады MS (малюнак 7). Падобны механізм утварэння быў прапанаваны для пагад, звязаных з гідратамі газу ў моры Паўднёвая Шатландыя (Антарктыда). Пагады BdM з'яўляліся групамі ў пагорыстых раёнах, і іх вертыкальная працягласць складала ў сярэднім 70–100 м у часе двухбаковага шляху (TWTT) (мал. 7a).Du У сувязі з наяўнасцю MS-хвалістасці і з улікам стратыграфіі гравітацыйнага ядра BdM, мы робім выснову, што ўзрост фарміравання збудаванняў пагады меншы за 14–12 тыс. гадоў. Акрамя таго, рост гэтых структур усё яшчэ актыўны (мал. 7d), паколькі некаторыя пагады ўварваліся ў сучасны пясок BdM і дэфармавалі яго (мал. 7d).
Няздольнасць пагады перасекчы сучаснае марское дно паказвае на тое, што (а) уздым газу і/або лакальнае спыненне змешвання газу і ападкаў, і/або (б) магчымы бакавы паток газава-асадкавай сумесі не дазваляе лакалізаваць працэс залішняга ціску. Згодна з мадэллю тэорыі дыяпіра52, бакавы паток дэманструе адмоўны баланс паміж хуткасцю падачы гразева-газавай сумесі знізу і хуткасцю, з якой пагада рухаецца ўверх. памяншэнне хуткасці падачы можа быць звязана з павелічэннем шчыльнасці сумесі з-за знікнення падачы газу. Вынікі, абагульненыя вышэй, і пад'ём пагады, які кантралюецца плавучасцю, дазваляюць ацаніць вышыню паветранага слупа hg. Плавучасць вызначаецца як ΔP = hgg (ρw – ρg), дзе g — гравітацыя (9,8 м/с2), а ρw і ρg — шчыльнасці вады і газу адпаведна .ΔP — сума раней разлічанага Pdef і літастатычнага ціску Plith ападкавай пліты, г.зн. ρsg h, дзе ρs — шчыльнасць адкладаў. У гэтым выпадку значэнне hg, неабходнае для жаданай плавучасці, задаецца як hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. У BdM мы ўсталявалі Pdef = 0,3 Па і h = 100 м (гл. вышэй), ρw = 1030 кг/м3, ρs = 2500 кг/м3, ρg нікчэмна малы, таму што ρw ≫ρg. Мы атрымліваем hg = 245 м, значэнне, якое адлюстроўвае глыбіню дна GSL.ΔP складае 2,4 МПа, што з'яўляецца залішнім ціскам, неабходным для разрыву марскога дна BdM і фарміравання вентыляцыйных адтулін.
Склад газу BdM адпавядае мантыйным крыніцам, змененым даданнем вадкасцей, звязаных з рэакцыямі дэкарбанізацыі парод зямной кары (мал. 6). Грубыя арыентацыі купалоў BdM і дзеючых вулканаў, такіх як Іск'я, Кампі-Флегры і Сома-Везувій, разам са складам газаў, якія вылучаюцца, сведчаць аб тым, што газы, якія вылучаюцца з мантыі ніжэй за ўвесь вулканічны рэгіён Неапаля, змешаны Больш і больш флюідаў зямной кары рухаецца з захаду (Іск'я) на ўсход (Сома-Везуйв) (мал. 1b і 6).
Мы прыйшлі да высновы, што ў Неапалітанскай бухце, у некалькіх кіламетрах ад порта Неапаля, ёсць купалападобная структура плошчай 25 км2, на якую ўплывае актыўны працэс дэгазацыі і выклікана размяшчэннем пагад і курганоў. У цяперашні час сігнатуры BdM сведчаць аб тым, што немагматычная турбулентнасць53 можа папярэднічаць эмбрыянальнаму вулканізму, гэта значыць ранняму выкіду магмы і/або тэрмальных флюідаў. быць рэалізаваны для аналізу эвалюцыі з'яў і выяўлення геахімічных і геафізічных сігналаў, якія сведчаць аб магчымых магматычных парушэннях.
Акустычныя профілі воднага слупа (2D) былі атрыманы падчас круізу SAFE_2014 (жнівень 2014 г.) на R/V Urania (CNR) Інстытутам прыбярэжнага марскога асяроддзя Нацыянальнага даследчага савета (IAMC). Акустычная выбарка была выканана з дапамогай навуковага рэхалота Simrad EK60 з падзелам прамяня, які працуе на частаце 38 кГц. Акустычныя даныя запісваліся на сярэдняй хуткасці каля 4 км. Выявы, сабраныя эхалотам, выкарыстоўваліся для ідэнтыфікацыі выкідаў вадкасці і дакладнага вызначэння іх месцазнаходжання ў зоне збору (ад 74 да 180 м над узроўнем мора). Вымярайце фізічныя і хімічныя параметры ў тоўшчы вады з дапамогай шматпараметрычных зондаў (праводнасць, тэмпература і глыбіня, CTD). Даныя збіраліся з дапамогай зонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) і апрацоўваліся з дапамогай праграмнага забеспячэння SBED-Win32 (Seasave, версія 7.23.2). Візуальны агляд марскога дна быў праведзены з дапамогай прылады ROV «Pollux III» (GEItaliana) (дыстанцыйна кіраваны транспартны сродак) з дзвюма камерамі (нізкай і высокай выразнасці).
Шматпрамянёвы збор даных праводзіўся з выкарыстаннем шматпрамянёвай гідралакатычнай сістэмы Simrad EM710 (Kongsberg) з частатой 100 кГц. Сістэма звязана з дыферэнцыяльнай сістэмай глабальнага пазіцыянавання, каб гарантаваць субметрычныя памылкі ў пазіцыянаванні прамяня. Акустычны імпульс мае частату 100 кГц, запальваючы імпульс 150° градусаў і ўвесь праём з 400 прамянёў. Вымярайце і прымяняйце профілі хуткасці гуку ў рэжыме рэальнага часу. падчас збору дадзеных. Дадзеныя апрацоўваліся з дапамогай праграмнага забеспячэння PDS2000 (Reson-Thales) у адпаведнасці са стандартам Міжнароднай гідраграфічнай арганізацыі (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) для навігацыі і карэкцыі прыліваў і адліваў. Зніжэнне шуму з-за выпадковых скокаў прыбора і выключэння няякаснага прамяня выконвалася з дапамогай інструментаў рэдагавання паласы і памяншэння пікаў. Бесперапыннае вызначэнне хуткасці гуку выконваецца Кілевая станцыя, размешчаная каля шматпрамянёвага пераўтваральніка, атрымоўвае і прымяняе профілі хуткасці гуку ў тоўшчы вады ў рэальным часе кожныя 6-8 гадзін, каб забяспечыць хуткасць гуку ў рэальным часе для правільнага кіравання прамянём. Увесь набор даных складаецца з прыблізна 440 км2 (глыбіня 0-1200 м). Дадзеныя выкарыстоўваліся для стварэння лічбавай мадэлі рэльефу з высокім раздзяленнем (DTM), якая характарызуецца памерам ячэек сеткі 1 м. Канчатковы DTM (мал.1a) зроблены з дадзенымі аб мясцовасці (>0 м над узроўнем мора), атрыманымі з памерам ячэйкі сеткі 20 м Італьянскім ваенна-геалагічным інстытутам.
55-кіламетровы аднаканальны сейсмічны профіль высокага разрознення, сабраны падчас бяспечных акіянскіх круізаў у 2007 і 2014 гадах, ахопліваў плошчу прыкладна 113 квадратных кіламетраў, абодва на R/V Urania. Профілі Marisk (напрыклад, сейсмічны профіль L1, мал. 1b) былі атрыманы з дапамогай бумернай сістэмы IKB-Seistec. Блок збору складаецца з 2,5-метровы катамаран, у якім размешчаны крыніца і прыёмнік. Сігнатура крыніцы складаецца з аднаго станоўчага піка, які характарызуецца ў дыяпазоне частот 1-10 кГц і дазваляе раздзяляць адбівальнікі на адлегласці 25 см. Бяспечныя сейсмічныя профілі былі атрыманы з выкарыстаннем сейсмічнай крыніцы Geospark з некалькімі наканечнікамі 1,4 Кдж, звязанай з праграмным забеспячэннем Geotrace (Geo Marine Survey System). Сістэма складаецца з катамарана, які змяшчае 1-6 Крыніца 0,02 кГц, якая пранікае да 400 мілісекунд у мяккія адклады пад марскім дном, з тэарэтычным вертыкальным дазволам 30 см. Абодва прылады Safe і Marsik былі атрыманы з хуткасцю 0,33 стрэлу/сек з хуткасцю судна <3 Kn. ВК-фільтрацыя і АРУ.
Газ з падводнай фумаролы быў сабраны на марскім дне з дапамогай пластыкавай скрынкі, абсталяванай гумавай дыяфрагмай на верхнім баку, размешчанай ROV дагары нагамі над вентыляцыйнай адтулінай. Пасля таго, як бурбалкі паветра, якія ўваходзяць у скрыню, цалкам замяняюць марскую ваду, ROV вяртаецца на глыбіню 1 м, і дайвер пераносіць сабраны газ праз гумовую перагародку ў дзве папярэдне адвакуяваныя шкляныя колбы аб'ёмам 60 мл, абсталяваныя Teflo. n запорных кранаў, у якія адзін быў запоўнены 20 мл 5N раствора NaOH (колба тыпу Гегенбаха). Асноўныя віды кіслотнага газу (CO2 і H2S) раствараюцца ў шчолачным растворы, у той час як віды газу з нізкай растваральнасцю (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 і лёгкія вуглевадароды) захоўваюцца ў прасторы бутэлькі для пробы. Неарганічныя газы з нізкай растваральнасцю аналізуюцца метадам каляровасці газу таграфія (GC) з выкарыстаннем Shimadzu 15A, абсталяванага калонкай малекулярнага сіта даўжынёй 10 м 5A і дэтэктарам цеплаправоднасці (TCD) 54. Аргон і O2 былі прааналізаваны з дапамогай газавага храматографа Thermo Focus, абсталяванага калонкай капілярнага малекулярнага сіта даўжынёй 30 м і TCD. Метан і лёгкія вуглевадароды аналізаваліся з дапамогай газавага храматографа Shimadzu 14A, абсталяванага калонка з нержавеючай сталі даўжынёй 10 м, запоўненая сеткай Chromosorb PAW 80/100, пакрытай 23% SP 1700 і дэтэктарам іянізацыі полымя (FID). Вадкую фазу выкарыстоўвалі для аналізу 1) CO2, as, тытравалі 0,5 N растворам HCl (Metrohm Basic Titrino) і 2) H2S, as, пасля акіслення 5 мл H2O2 (33%) метадам іоннай храматаграфіі (IC) (IC) (Wantong 761). Аналітычная памылка тытравання, ГХ і IC-аналізу складае менш за 5%. Пасля стандартных працэдур экстракцыі і ачысткі газавых сумесяў 13C/12C CO2 (выражаны як δ13C-CO2% і V-PDB) быў прааналізаваны з дапамогай мас-спектрометра Finningan Delta S55,56. Стандарты, якія выкарыстоўваліся для ацэнка знешняй дакладнасці: мармур Carrara і San Vincenzo (унутраны), NBS18 і NBS19 (міжнародны), у той час як аналітычная памылка і ўзнаўляльнасць складалі ±0,05% і ±0,1% адпаведна.
Значэнні δ15N (выражаныя ў % адносна паветра) і 40Ar/36Ar былі вызначаны з дапамогай газавага храматографа (GC) Agilent 6890 N, злучанага з бесперапынным праточным мас-спектрометрам Finnigan Delta plusXP. Памылка аналізу: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Стаўленне ізатопаў He (выражанае як R/Ra, дзе R 3He/4He вымяраецца ва ўзоры, а Ra ўяўляе сабой такое ж суадносіны ў атмасферы: 1,39 × 10−6)57 было вызначана ў лабараторыі INGV-Палерма (Італія). 3He, 4He і 20Ne вызначаліся з дапамогай мас-спектрометра з падвойным калектарам (Helix SFT-GVI)58 пасля падзелу He і Ne. Памылка аналізу ≤ 0,3%. Тыповыя пустыя пробы для He і Ne <10-14 і <10-16 моль адпаведна.
Як цытаваць гэты артыкул: Passaro, S. et al. Пад'ём марскога дна, абумоўлены працэсам дэгазацыі, паказвае пачатак вулканічнай актыўнасці ўздоўж узбярэжжа.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геалогія і біялогія сучасных і старажытных вуглевадародных каналаў марскога дна: увядзенне. Геаграфічны акіян Райт.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Глабальнае з'яўленне газавых гідратаў. У Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Прыродныя газавыя гідраты: З'яўленне, размеркаванне і выяўленне. Геафізічная манаграфія Амерыканскага геафізічнага саюза 124, 2001).
Fisher, AT Геафізічныя абмежаванні на гідратэрмальную цыркуляцыю. У: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (рэд.) 29–52 (Справаздача Даремскага семінара, энергія і масаабмен у марскіх гідратэрмальных сістэмах, Durham University Press, Берлін (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Структура і дынаміка гідратэрмальных сістэм сярэдзінна-акіянічнага хрыбта. Навука 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Сучасныя погляды на газагідратныя resources.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Эванс, Р.Дж., Дэвіс, Р.Ж. і Сцюарт, С.А. Унутраная структура і гісторыя вывяржэння кіламетровай сістэмы гразевых вулканаў у Паўднёвым Каспійскім моры. Басейн вадасховішча 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Асаблівасці марскога дна, звязаныя з прасочваннем вуглевадародаў з глыбакаводных насыпаў карбанатнага глею ў заліве Кадыс: ад патоку гразі да карбанатных адкладаў. Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Мос, Дж. Л. і Картрайт, Дж. 3D-сейсмічнае прадстаўленне кіламетровых трубаправодаў для адводу вадкасці ад берага Намібіі. Басейн вадасховішча 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Характарыстыкі патоку вадкасці ў сістэмах нафта- і газаправодаў: што яны кажуць нам пра эвалюцыю басейна? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Вертыкальная эвалюцыя неагенавай чацвярцічнай структуры разраду вадкасці ў сувязі з патокамі газу ў басейне Ніжняга Конга, на беразе Анголы. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Гідратэрмальная і тэктанічная актыўнасць у паўночнай частцы возера Елаўстон, штат Ваёмінг. Geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Тырэнскі басейн і Апенінская дуга: кінематычныя ўзаемасувязі з позняга татонскага перыяду. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Тэктанічная структура і структура кары на кантынентальнай ускраіне Кампаніі: сувязь з вулканічнай актыўнасцю.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Адносная роля тэктонікі рыфтаў і працэсаў магматычнага ўздыму: вывад з геафізічных, структурных і геахімічных даных у вулканічным рэгіёне Неапаля (паўднёвая Італія).Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, JJ & Mastrolorenzo, G. Механізмы нядаўняга вертыкальнага руху зямной кары ў кратары Кампі Флегрэй на поўдні Італіі. Geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, стар. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Кароткачасовая дэфармацыя грунта і сейсмічнасць ва ўкладзеным кратары Кампі Флегрэй (Італія): прыклад актыўнага аднаўлення масы ў густанаселенай мясцовасці. J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., і Saccorotti, G. Гідратэрмальныя паходжання ўстойлівай доўгатэрміновай 4D актыўнасці ў Кампі Флегрэй вулканічнага комплексу ў Італіі.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. і Mastrolorenzo, G. Хуткая дыферэнцыяцыя ў падобных на парогі магматычных рэзервуарах: тэматычнае даследаванне з кратэра Кампі Флегрэй.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR і інш. Часовыя шэрагі InSAR, карэляцыйны аналіз і мадэляванне часовай карэляцыі паказваюць магчымую сувязь Кампі Флегрэй і Везувія.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Структурная і стратыграфічная структура першай паловы Тырэнскага грабена (Неапалітанскі заліў, Італія). Канструктыўная фізіка 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Крыніцы вугляроду ў газе вулканічнага попелу з Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon Stratigraphy: Responses to a sea level and tectonic lifts on the external continental шэльф (Усходняя Тырэнская ўскраіна, Італія). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).