Дзякуй за наведванне сайта Nature.com. Версія браўзера, якой вы карыстаецеся, мае абмежаваную падтрымку CSS. Для найлепшага карыстання рэкамендуем выкарыстоўваць абноўлены браўзер (або адключыць рэжым сумяшчальнасці ў Internet Explorer). Тым часам, каб забяспечыць бесперапынную падтрымку, мы будзем адлюстроўваць сайт без стыляў і JavaScript.
Мы паведамляем пра доказы актыўнага ўздыму марскога дна і выкідаў газу за некалькі кіламетраў ад берагоў порта Неапаль (Італія). Выпуклыя ўчасткі, курганы і кратэры з'яўляюцца асаблівасцямі марскога дна. Гэтыя ўтварэнні ўяўляюць сабой вяршыні неглыбокіх структур зямной кары, у тым ліку пагад, разломаў і зморшчын, якія ўплываюць на марское дно сёння. Яны зафіксавалі ўздым, ціск і вызваленне гелію і вуглякіслага газу ў рэакцыях дэкарбанізацыі мантыйных расплаваў і парод зямной кары. Гэтыя газы, верагодна, падобныя да тых, якія сілкуюць гідратэрмальныя сістэмы Іск'і, Кампі-Флегрэ і Сома-Везувій, што сведчыць аб наяўнасці мантыйнай крыніцы, змяшанай з флюідамі з зямной кары пад Неапалітанскім залівам. Падводнае пашырэнне і разрыў, выкліканыя працэсам газавага ўздыму і ціску, патрабуюць залішняга ціску 2-3 МПа. Уздымы, разломы і выкіды газу з'яўляюцца праявамі невулканічных зрушэнняў, якія могуць прадвесціць вывяржэнні марскога дна і/або гідратэрмальныя выбухі.
Глыбакаводныя гідратэрмальныя (гарачая вада і газ) выкіды з'яўляюцца агульнай рысай сярэдзінна-акіянічных хрыбтоў і канвергентных меж пліт (у тым ліку пагружаных частак астраўных дуг), у той час як халодныя выкіды газавых гідратаў (хлатратаў) часта характэрныя для кантынентальных шэльфаў і пасіўных межаў1, 2,3,4,5. Узнікненне гідратэрмальных выкідаў марскога дна ў прыбярэжных раёнах сведчыць аб наяўнасці крыніц цяпла (рэзервуараў магмы) у кантынентальнай кары і/або мантыі. Гэтыя выкіды могуць папярэднічаць уздыму магмы праз 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 вулканічны рэгіён Неапаля ў Італіі (~1 мільён жыхароў), мае вырашальнае значэнне для ацэнкі магчымых вулканаў. Вывяржэнне на невялікай глыбіні. Акрамя таго, хоць марфалагічныя асаблівасці, звязаныя з глыбакаводнымі гідратэрмальнымі або гідратнымі выкідамі газу, адносна добра вядомыя дзякуючы іх геалагічным і біялагічным уласцівасцям, выключэнне складаюць марфалагічныя асаблівасці, звязаныя з больш дробнымі водамі, за выключэннем тых, якія адбываюцца ў возеры... 12, запісаў адносна мала. Тут мы прадстаўляем новыя батыметрычныя, сейсмічныя, водныя і геахімічныя дадзеныя для падводнага, марфалагічна і структурна складанага рэгіёна, які пацярпеў ад выкідаў газу ў Неапалітанскім заліве (Паўднёвая Італія), прыблізна ў 5 км ад порта Неапаля. Гэтыя дадзеныя былі сабраны падчас круізу SAFE_2014 (жнівень 2014 г.) на борце R/V Urania. Мы апісваем і інтэрпрэтуем структуры марскога дна і падземных пластоў, дзе адбываюцца выкіды газу, даследуем крыніцы вентыляцыйных вадкасцей, вызначаем і характарызуем механізмы, якія рэгулююць пад'ём газу і звязаную з ім дэфармацыю, а таксама абмяркоўваем уздзеянне вулканалогіі.
Неапалітанскі заліў утварае пліячацвярцічную заходнюю ўскраіну, паўночна-заходне-паўднёва-ўсходнюю выцягнутую тэктанічную дэпрэсію Кампаніі13,14,15. Усходне-ўсходняя частка Іск'і (каля 150-1302 гг. н. э.), кратар Кампі-Флегрэ (каля 300-1538 гг.) і Сома-Везувій (з <360-1944 гг.). Гэта размяшчэнне абмяжоўвае заліў на поўначы н. э.15, а поўдзень мяжуе з паўвостравам Сарэнта (мал. 1a). На Неапалітанскі заліў уплываюць пераважныя паўночна-паўднёва-заходнія і другасныя паўночна-заходне-паўднёва-ўсходнія значныя разломы (мал. 1)14,15. Іск'я, Кампі-Флегрэі і Сома-Везувій характарызуюцца гідратэрмальнымі праявамі, дэфармацыяй грунту і неглыбокай сейсмічнасцю16,17,18 (напрыклад, турбулентная падзея ў Кампі-Флегрэі ў 1982-1984 гадах з узняццем 1,8 м і тысячамі землятрусаў). Нядаўнія даследаванні19,20 сведчаць аб тым, што можа быць Сувязь паміж дынамікай Сома-Везувій і Кампі-Флегрэ, магчыма, звязаная з «глыбокімі» адзінкавымі магматычнымі рэзервуарамі. Вулканічная актыўнасць і ваганні ўзроўню мора за апошнія 36 тыс. гадоў таму ў Кампі-Флегрэй і 18 тыс. гадоў таму ў Сома-Везувій кантралявалі асадкавую сістэму Неапалітанскага заліва. Нізкі ўзровень мора ў апошні ледавіковы максімум (18 тыс. гадоў таму) прывёў да рэгрэсіі афшорнай мелкаводнай асадкавай сістэмы, якая пасля была запоўнена трансгрэсіўнымі падзеямі ў познім плейстацэне-галацэне. Выкіды падводнага газу былі выяўлены вакол вострава Іск'я, ля ўзбярэжжа Кампі-Флегрэ і каля гары Сома-Везувій (мал. 1b).
(a) Марфалагічнае і структурнае размяшчэнне кантынентальнага шэльфа і Неапалітанскага заліва 15, 23, 24, 48. Кропкі — асноўныя цэнтры падводных вывяржэнняў; чырвоныя лініі абазначаюць асноўныя разломы. (b) Батыметрыя Неапалітанскага заліва з выяўленымі крыніцамі вадкасці (кропкі) і слядамі сейсмічных ліній (чорныя лініі). Жоўтыя лініі — гэта траекторыі сейсмічных ліній L1 і L2, паказаныя на малюнку 6. Межы купалападобных структур Банка дэла Маньяна (BdM) пазначаны сінімі пункцірнымі лініямі ў (a,b). Жоўтыя квадраты пазначаюць месцазнаходжанне профіляў акустычнага слупа вады, а кадры CTD-EMBlank, CTD-EM50 і ROV паказаны на малюнку 5. Жоўты круг пазначае месцазнаходжанне выкіду пробы газу, а яго склад паказаны ў табліцы S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) выкарыстоўвае графіку, згенераваную Surfer® 13.
На падставе дадзеных, атрыманых падчас круізу SAFE_2014 (жнівень 2014 г.) (гл. Метады), была пабудавана новая лічбавая мадэль рэльефу (ЦМР) Неапалітанскага заліва з дазволам 1 м. ЦМР паказвае, што марское дно на поўдзень ад порта Неапаля характарызуецца спадзістай паўднёвай (нахіл ≤3°) паверхняй, якая перарываецца купалападобнай структурай памерам 5,0 × 5,3 км, мясцова вядомай як Banco della Montagna (BdM). Мал. 1a,b).BdM развіваецца на глыбіні прыкладна ад 100 да 170 метраў, на 15-20 метраў вышэй за навакольнае марское дно. Купал BdM меў падобную на курган марфалогію з-за 280 курганоў ад падкруглай да авальнай формы (мал. 2a), 665 конусаў і 30 ям (мал. 3 і 4). Курган мае максімальную вышыню і акружнасць 22 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 паказвалі пераважнае прасціранне N45°E + 15° і больш дысперснае другаснае, больш дысперснае прасціранне N105°E да N145°E (мал. 2c). Адзінкавыя або выраўнаваныя конусы існуюць на плоскасці BdM і на вяршыні кургана (мал. 3a,b). Канічнае размяшчэнне адпавядае размяшчэнню курганоў, на якіх яны размешчаны. Пакаванні звычайна размяшчаюцца на плоскім марскім дне (мал. 3c) і часам на курганах. Прасторавая шчыльнасць конусаў і пакаванняў паказвае, што пераважнае паўночна-ўсходняе-паўднёва-заходняе выраўноўванне абмяжоўвае паўночна-ўсходнія і паўднёва-заходнія межы купала BdM (мал. 4a,b); менш працяглы паўночна-заходне-паўднёва-ўсходні маршрут размешчаны ў цэнтральнай вобласці BdM.
(a) Лічбавая мадэль рэльефу (памер ячэйкі 1 м) купала Банка дэла Мантанья (BdM).(b) Перыметр і акругласць курганоў BdM.(c) Восевае суадносіны і вугал (арыентацыя) вялікай восі найлепшага эліпса, які атачае курган. Стандартная памылка лічбавай мадэлі рэльефу складае 0,004 м; стандартныя памылкі перыметра і акругласці складаюць 4,83 м і 0,01 адпаведна, а стандартныя памылкі восевага суадносін і вугла складаюць 0,04 і 3,34° адпаведна.
Падрабязная інфармацыя пра выяўленыя конусы, кратэры, курганы і ямкі ў рэгіёне BdM, вынятая з DTM на малюнку 2.
(a) Конусы выраўноўвання на плоскім марскім дне; (b) конусы і кратэры на вузкіх курганах, накіраваных у паўночна-заходняй частцы краіны на паўднёвы захад; (c) сляды ад выемак на злёгку нахіленай паверхні.
(a) Прасторавае размеркаванне выяўленых кратараў, ям і актыўных газавых выкідаў. (b) Прасторавая шчыльнасць кратараў і ям, пазначаная ў (a) (колькасць/0,2 км2).
Мы вызначылі 37 газавых выкідаў у рэгіёне BdM па здымках воднага слупа, атрыманых рэхалотам ROV, і непасрэдных назіраннях марскога дна, атрыманых падчас круізу SAFE_2014 у жніўні 2014 года (малюнкі 4 і 5). Акустычныя анамаліі гэтых выкідаў паказваюць вертыкальна выцягнутую форму, якая ўздымаецца з марскога дна, на вышыні ад 12 да прыблізна 70 м (мал. 5a). У некаторых месцах акустычныя анамаліі ўтваралі амаль бесперапынны «шлейф». Назіраныя бурбалкавыя шлейфы моцна адрозніваюцца: ад бесперапынных, шчыльных патокаў бурбалак да кароткачасовых з'яў (дадатковы фільм 1). Інспекцыя ROV дазваляе візуальна праверыць наяўнасць вентыляцыйных адтулін на марскім дне і вылучае невялікія плямы на марскім дне, часам акружаныя чырвонымі да аранжавых адкладаў (мал. 5b). У некаторых выпадках каналы ROV рэактывуюць выкіды. Марфалогія вентыляцыйнай адтуліны паказвае круглую адтуліну ўверсе без расцяжэння ў водным слупе. pH у водным слупе крыху вышэй за кропку скіду паказаў значнае падзенне, што сведчыць аб больш кіслых умовах на мясцовым узроўні (мал. 5c,d). У прыватнасці, pH вышэй за скід газу BdM у Глыбіня на 75 м паменшылася з 8,4 (на глыбіні 70 м) да 7,8 (на глыбіні 75 м) (мал. 5c), у той час як у іншых месцах у Неапалітанскім заліве значэнні pH вагаліся ад 0 да 160 м у інтэрвале глыбінь ад 8,3 да 8,5 (мал. 5d). Істотных змен тэмпературы і салёнасці марской вады не назіралася на двух месцах унутры і па-за зонай 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 выкід тэрмальных вадкасцей і расолу.
(a) Акно збору дадзеных акустычнага профілю воднага слупа (эхаметр Simrad EK60). Вертыкальная зялёная паласа, якая адпавядае газавай успышке, выяўленай падчас выкіду вадкасці EM50 (каля 75 м ніжэй за ўзровень мора), размешчанага ў вобласці BdM; таксама паказаны мультыплексныя сігналы дна і марскога дна. (b), сабраныя з дапамогай дыстанцыйна кіраванага апарата ў вобласці BdM. На адным фота паказаны невялікі кратэр (чорны круг), акружаны чырвоным да аранжавага колеру асадкам. (c,d) Дадзеныя CTD шматпараметравага зонда, апрацаваныя з выкарыстаннем праграмнага забеспячэння SBED-Win32 (Seasave, версія 7.23.2). Заканамернасці выбраных параметраў (салёнасць, тэмпература, pH і кісларод) воднага слупа над выкідам вадкасці EM50 (панэль c) і па-за зонай выкіду Bdm (панэль d).
Мы сабралі тры пробы газу з даследаванай тэрыторыі паміж 22 і 28 жніўня 2014 года. Гэтыя пробы мелі падобны склад, пераважна CO2 (934-945 ммоль/моль), затым адпаведныя канцэнтрацыі N2 (37-43 ммоль/моль), CH4 (16-24 ммоль/моль) і H2S (0,10 ммоль/моль) -0,44 ммоль/моль), у той час як H2 і He былі менш распаўсюджаныя (<0,052 і <0,016 ммоль/моль адпаведна) (мал. 1b; табліца S1, дадатковы фільм 2). Таксама былі вымераны 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 алканаў C2-C4, араматычных злучэнняў (у асноўным бензолу), прапену і серазмяшчальных злучэнняў (тыяфену). Значэнне 40Ar/36Ar адпавядае атмасфернаму (295,5), хоць узор EM35 (купал BdM) мае значэнне 304, што паказвае невялікі лішак 40Ar. Суадносіны δ15N было вышэй, чым для паветра (да +1,98% у параўнанні з паветрам), у той час як значэнні δ13C-CO2 вагаліся ад -0,93 да 0,44% у параўнанні з V-PDB. Значэнні R/Ra (пасля карэкцыі на забруджванне паветра з выкарыстаннем суадносін 4He/20Ne) былі паміж 1,66 і 1,94, што сведчыць аб наяўнасці вялікай долі мантыйнага He. Спалучаючы ізатоп гелію з CO2 і яго стабільным ізатопам 22, крыніцу выкідаў у BdM можна дадаткова ўдакладніць. На карце CO2 для CO2/3He у параўнанні з δ13C (мал. 6) склад газу BdM параўноўваецца са складам фумарол Іск'я, Кампі Флегрэй і Сома-Везувій. На малюнку 6 таксама паказаны тэарэтычныя лініі змешвання паміж трыма рознымі крыніцамі вугляроду. якія могуць удзельнічаць у вытворчасці газу BdM: раствораныя расплавы мантыйнага паходжання, багатыя арганічнымі рэчывамі адклады і карбанаты. Узоры BdM трапляюць на лінію змешвання, намаляваную трыма вулканамі Кампаніі, гэта значыць змешванне паміж мантыйнымі газамі (якія, як мяркуецца, нязначна ўзбагачаныя вуглякіслым газам у параўнанні з класічнымі MORB для мэтаў падбору дадзеных) і рэакцыямі, выкліканымі дэкарбанізацыяй зямной кары. Утварылася газавая парода.
Для параўнання прадстаўлены гібрыдныя лініі паміж складам мантыі і канчатковымі членамі вапняка і арганічных адкладаў. Рамкі прадстаўляюць фумарольныя вобласці Іск'і, Кампі Флегрэй і Сома-Весвій 59, 60, 61. Узор BdM знаходзіцца ў змешаным трэндзе вулкана Кампанія. Газ канцавога члена змешанай лініі мае мантыйную крыніцу, гэта значыць газ, які ўтвараецца ў выніку рэакцыі дэкарбурызацыі карбанатных мінералаў.
Сейсмічныя разрэзы L1 і L2 (мал. 1b і 7) паказваюць пераход паміж BdM і дыстальнымі стратыграфічнымі паслядоўнасцямі вулканічных рэгіёнаў Сома-Везувій (L1, мал. 7a) і Кампі Флегрэй (L2, мал. 7b). BdM характарызуецца наяўнасцю двух асноўных сейсмічных утварэнняў (MS і PS на мал. 7). Верхняе з іх (MS) паказвае субпаралельныя адбівальнікі высокай і ўмеранай амплітуды і папярочнай бесперапыннасці (мал. 7b,c). Гэты пласт уключае марскія адклады, якія пераносяцца сістэмай апошняга ледавіковага максімуму (LGM), і складаецца з пяску і гліны23. Ніжні пласт PS (мал. 7b-d) характарызуецца хаатычнай да празрыстай фазай у форме калон або пясочных гадзіннікаў. Верхняя частка адкладаў PS утварыла курганы марскога дна (мал. 7d). Гэтыя дыяпірападобныя геаметрыі дэманструюць пранікненне празрыстага матэрыялу PS у самыя верхнія адклады MS. Узняцце адказвае за ўтварэнне складак і разломаў, якія ўплываюць на пласт MS і вышэйшыя за сучасныя адклады марскога дна BdM (мал. 7b–d). Стратыграфічны інтэрвал MS выразна расслаены ва ўсходне-ўсходняй частцы разрэзу L1, у той час як у напрамку BdM ён бялее з-за наяўнасці газанасычанага пласта (GSL), пакрытага некаторымі ўнутранымі ўзроўнямі паслядоўнасці MS (мал. 7a). Гравітацыйныя керны, сабраныя ў верхняй частцы BdM, якія адпавядаюць празрыстаму сейсмічнаму пласту, паказваюць, што верхнія 40 см складаюцца з пяску, які адклаўся нядаўна і да цяперашняга часу; )24,25 і фрагменты пемзы ад выбуховага вывяржэння вулкана Кампі-Флегрэй «Неапалітанскага жоўтага туфу» (14,8 тыс. гадоў таму)26. Празрыстую фазу пласта PS нельга растлумачыць толькі хаатычнымі працэсамі змешвання, паколькі хаатычныя пласты, звязаныя з апоўзнямі, гразевымі патокамі і піракластычнымі патокамі, якія знаходзяцца за межамі BdM у Неапалітанскім заліве, акустычна непразрыстыя21,23,24. Мы робім выснову, што назіраныя сейсмічныя фацыі BdM PS, а таксама знешні выгляд падводнага пласта PS (мал. 7d) адлюстроўваюць узняцце прыроднага газу.
(a) Аднатракавы сейсмічны профіль L1 (навігацыйная траекторыя на мал. 1b), які паказвае слупчастую (пагадную) прасторавую структуру. Пагада складаецца з хаатычных адкладаў пемзы і пяску. Газанасычаны пласт, які існуе пад пагадай, парушае бесперапыннасць глыбокіх утварэнняў. (b) Аднаканальны сейсмічны профіль L2 (навігацыйная траекторыя на мал. 1b), які падкрэслівае разрэз і дэфармацыю донных курганоў, марскіх (MS) і адкладаў пемзавага пяску (PS). (c) Падрабязнасці дэфармацыі ў MS і PS прадстаўлены ў (c,d). Калі выказаць здагадку, што хуткасць у самым верхнім адклады складае 1580 м/с, 100 мс адпавядае каля 80 м па вертыкалі.
Марфалагічныя і структурныя характарыстыкі BdM падобныя да іншых падводных гідратэрмальных і газагідратных палёў ва ўсім свеце2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 і часта звязаны з узняццямі (склепеннямі і курганамі) і выкідам газу (конусамі, ямамі). Конусы і ямы, выраўнаваныя па тыпу BdM, і падоўжаныя курганы сведчаць аб структурна кантраляванай пранікальнасці (малюнкі 2 і 3). Прасторавае размяшчэнне курганоў, ям і актыўных крыніц сведчыць аб тым, што іх размеркаванне часткова кантралюецца паўночна-заходне-паўднёва-ўсходне-паўночна-паўднёва-заходне ... сістэмы36,37. Варта адзначыць, 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 іншыя аўтары выказалі здагадку для зон газавых гідратаў32,33. Нашы высновы пацвярджаюць гіпотэзу аб тым, што разбурэнне адкладаў марскога дна купала не заўсёды прыводзіць да ўтварэння ям.
Тры сабраныя газавыя выкіды паказваюць хімічныя характарыстыкі, тыповыя для гідратэрмальных вадкасцей, а менавіта ў асноўным CO2 са значнай канцэнтрацыяй аднаўляльных газаў (H2S, CH4 і H2) і лёгкіх вуглевадародаў (асабліва бензолу і прапілену)38,39,40,41,42,43,44,45 (табліца S1). Прысутнасць атмасферных газаў (такіх як O2), якія не павінны прысутнічаць у выкідах падводных лодак, можа быць выклікана забруджваннем паветрам, раствораным у марской вадзе, якое кантактуе з газамі, якія захоўваюцца ў пластыкавых скрынях, якія выкарыстоўваюцца для адбору проб, паколькі падводныя апараты здабываюцца з дна акіяна ў мора для паўстання. І наадварот, станоўчыя значэнні δ15N і высокае суадносіны N2/Ar (да 480), значна вышэйшае, чым у ASW (паветранасычаная вада), сведчаць аб тым, што большая частка N2 выпрацоўваецца з пазаатмасферных крыніц, што адпавядае пераважнаму гідратэрмальнаму паходжанню гэтых газаў. Гідратэрмальна-вулканічнае паходжанне газу BdM пацвярджаецца ўтрыманнем CO2 і He і іх ізатопнымі характарыстыкамі. Ізатопы вугляроду. (δ13C-CO2 ад -0,93% да +0,4%) і значэнні CO2/3He (ад 1,7 × 1010 да 4,1 × 1010) сведчаць аб тым, што ўзоры BdM належаць да змешанай тэндэнцыі фумарол вакол канцавых членаў мантыі Неапалітанскага заліва і дэкарбанізацыі. Суадносіны паміж газамі, якія ўтвараюцца ў выніку рэакцыі (малюнак 6). Больш канкрэтна, узоры газу BdM размешчаны ўздоўж тэндэнцыі змешвання прыблізна ў тым жа месцы, што і вадкасці з суседніх вулканаў Кампі-Флегрэй і Сома-Везувій. Яны больш коравыя, чым фумаролы Іск'і, якія знаходзяцца бліжэй да канца мантыі. Сома-Везувій і Кампі-Флегрэй маюць больш высокія значэнні 3He/4He (R/Ra паміж 2,6 і 2,9), чым BdM (R/Ra паміж 1,66 і 1,96; табліца S1). Гэта сведчыць аб тым, што даданне і назапашванне радыегеннага He паходзіць з той жа крыніцы магмы, што і сілкавалі вулканы Сома-Везувій і Кампі-Флегрэй. Адсутнасць выяўленых фракцый арганічнага вугляроду ў выкідах BdM сведчыць аб тым, што арганічныя адклады не ўдзельнічаюць у працэсе дэгазацыі BdM.
Зыходзячы з вышэйзгаданых дадзеных і вынікаў эксперыментальных мадэляў купалападобных структур, звязаных з падводнымі газабагатымі рэгіёнамі, глыбокі ціск газу можа быць адказным за ўтварэнне купалоў BdM кіламетравага маштабу. Каб ацаніць залішні ціск Pdef, які прыводзіць да скляпення BdM, мы ўжылі мадэль механікі тонкіх пласцін33,34, мяркуючы, зыходзячы з сабраных марфалагічных і сейсмічных дадзеных, што скляпенне BdM уяўляе сабой падкруглы ліст радыуса a, большага за дэфармаванае мяккае вязкае адклад. Вертыкальнае максімальнае зрушэнне w і таўшчыня h (Дадатковы малюнак S1). Pdef - гэта розніца паміж агульным ціскам і статычным ціскам горных парод плюс ціск вадзянога слупа. У BdM радыус складае каля 2500 м, w - 20 м, а максімум h, ацэнены па сейсмічным профілі, складае каля 100 м. Мы разлічваем Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 з суадносін, дзе D - калянасць на згін; D задаецца як (E h3)/[12(1 – ν2)], дзе E — модуль Юнга адкладу, ν — каэфіцыент Пуасона (~0,5)33. Паколькі механічныя ўласцівасці адкладаў BdM немагчыма вымераць, мы ўсталёўваем E = 140 кПа, што з'яўляецца разумным значэннем для прыбярэжных пясчаных адкладаў47, падобных да BdM14,24. Мы не ўлічваем больш высокія значэнні E, паведамленыя ў літаратуры для адкладаў глеістай гліны (300 < E < 350 000 кПа)33,34, таму што адклады BDM складаюцца ў асноўным з пяску, а не з глею або глеістай гліны24. Мы атрымліваем Pdef = 0,3 Па, што адпавядае ацэнкам працэсаў узняцця марскога дна ў асяроддзях газагідратных басейнаў, дзе Pdef вар'іруецца ад 10-2 да 103 Па, прычым больш нізкія значэнні прадстаўляюць нізкае суадносіны вады і паветра. У BdM зніжэнне калянасці з-за лакальнага газанасычэння адкладаў. і/або з'яўленне раней існуючых расколін таксама можа спрыяць разбурэнню і наступнаму вызваленню газу, што дазваляе ўтварыць назіраныя вентыляцыйныя структуры. Сабраныя адлюстраваныя сейсмічныя профілі (мал. 7) паказалі, што адклады PS былі падняты з пласта MS, выштурхоўваючы вышэйшыя марскія адклады MS, што прывяло да ўтварэння курганоў, складак, разломаў і асадкавых разрэзаў (мал. 7b,c). Гэта сведчыць аб тым, што пемза ва ўзросце ад 14,8 да 12 тыс. гадоў пранікла ў маладзейшы пласт MS праз працэс пераносу газу ўверх. Марфалагічныя асаблівасці структуры BdM можна разглядаць як вынік залішняга ціску, створанага выкідам вадкасці, які вырабляецца GSL. Улічваючы, што актыўны выкід можна ўбачыць з марскога дна да больш чым 170 м над узроўнем мора48, мы мяркуем, што залішні ціск вадкасці ў межах GSL перавышае 1700 кПа. Узыходзячая міграцыя газаў у адкладах таксама мела эфект вымывання 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 стратыграфічнае пасяленне, якія называюцца «пагадамі»49,50, першапачаткова прыпісваліся другасным эфектам старых ледавіковых утварэнняў і ў цяперашні час інтэрпрэтуюцца як наступствы ўздыму газу31,33 або эвапарытаў50. На кантынентальнай ускраіне Кампаніі выпарныя адклады рэдкія, прынамсі, у межах верхніх 3 км зямной кары. Такім чынам, механізм росту пагад BdM, верагодна, кантралюецца ўздымам газу ў адкладах. Гэтая выснова пацвярджаецца празрыстымі сейсмічнымі фацыямі пагады (мал. 7), а таксама дадзенымі гравітацыйнага керна, пра якія паведамлялася раней24, дзе сучасны пясок вывяргаецца з «Pomici Principali»25 і «Naples Yellow Tuff»26 Campi Flegrei. Акрамя таго, адклады PS праніклі і дэфармавалі верхні пласт MS (мал. 7d). Гэта структурнае размяшчэнне сведчыць аб тым, што пагада ўяўляе сабой узняцце. структура, а не проста газаправод. Такім чынам, утварэнне пагоды рэгулюецца двума асноўнымі працэсамі: а) шчыльнасць мяккіх асадкаў памяншаецца па меры паступлення газу знізу; б) сумесь газу і асадкаў падымаецца, што з'яўляецца назіранай складчатасцю, разломамі і разломамі, якія выклікаюць адклады MS (малюнак 7). Падобны механізм утварэння быў прапанаваны для пагад, звязаных з газавымі гідратамі ў Паўднёвым Шатландскім моры (Антарктыда). Пагады BdM з'яўляліся групамі ў пагорыстых раёнах, а іх вертыкальная працягласць складала ў сярэднім 70-100 м за час двухбаковага руху (TWTT) (мал. 7a). З-за наяўнасці хвалістасцей MS і ўлічваючы стратыграфію гравітацыйнага ядра BdM, мы мяркуем, што ўзрост утварэння структур пагод складае менш за 14-12 тыс. гадоў таму. Акрамя таго, рост гэтых структур усё яшчэ актыўны (мал. 7d), паколькі некаторыя пагады ўварваліся і дэфармавалі вышэйзгаданы сучасны пясок BdM (мал. 7d).
Нездольнасць пагады перасекчы сучаснае марское дно сведчыць аб тым, што (а) пад'ём газу і/або лакальнае спыненне змешвання газу і асадкаў, і/або (б) магчымы бакавы паток сумесі газу і асадкаў не дазваляе лакалізаваць працэс павышэння ціску. Згодна з мадэллю тэорыі дыяпіра52, бакавы паток дэманструе адмоўны баланс паміж хуткасцю падачы сумесі бруду і газу знізу і хуткасцю, з якой пагада рухаецца ўверх. Зніжэнне хуткасці падачы можа быць звязана з павелічэннем шчыльнасці сумесі з-за знікнення падачы газу. Вынікі, падсумаваныя вышэй, і кантраляваны плавучасцю пад'ём пагады дазваляюць нам ацаніць вышыню паветранага слупа hg. Плавучасць задаецца як ΔP = hgg (ρw – ρg), дзе g - сіла цяжару (9,8 м/с2), а ρw і ρg - шчыльнасці вады і газу адпаведна. ΔP - гэта сума раней разлічанага Pdef і літастатычнага ціску Plith асадкавай пліты, г.зн. ρsg h, дзе ρs — шчыльнасць асадкавых парод. У гэтым выпадку значэнне hg, неабходнае для дасягнення патрэбнай плавучасці, задаецца як hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. У BdM мы ўсталёўваем Pdef = 0,3 Па і h = 100 м (гл. вышэй), ρw = 1030 кг/м3, ρs = 2500 кг/м3, ρg можна занядбаць, бо ρw ≫ρg. Атрымліваем hg = 245 м, значэнне, якое адпавядае глыбіні дна геалагічнага слоя. ΔP складае 2,4 МПа, што з'яўляецца залішнім ціскам, неабходным для прарыву марскога дна BdM і ўтварэння вентыляцыйных адтулін.
Склад газу BdM адпавядае мантыйным крыніцам, змененым даданнем вадкасцей, звязаных з рэакцыямі дэкарбанізацыі парод зямной кары (мал. 6). Прыблізныя ўсходне-ўсходнія размяшчэнні купалоў BdM і дзеючых вулканаў, такіх як Іск'я, Кампі-Флегрэ і Сома-Везувій, разам са складам выкінутых газаў сведчаць аб тым, што газы, якія выкідваюцца з мантыі пад усім вулканічным рэгіёнам Неапаля, змешаныя. Усё больш і больш каравых вадкасцей рухаецца з захаду (Іск'я) на ўсход (Сома-Везувій) (мал. 1b і 6).
Мы прыйшлі да высновы, што ў Неапалітанскім заліве, за некалькі кіламетраў ад порта Неапаля, знаходзіцца купалападобная структура шырынёй 25 км2, на якую ўплывае актыўны працэс дэгазацыі і якая выклікана размяшчэннем пагад і курганоў. У цяперашні час сігнатуры BdM сведчаць аб тым, што немагматычная турбулентнасць53 можа папярэднічаць эмбрыянальнаму вулканізму, г.зн. ранняму выкіду магмы і/або тэрмальных вадкасцей. Неабходна праводзіць маніторынгавыя мерапрыемствы для аналізу эвалюцыі з'яў і выяўлення геахімічных і геафізічных сігналаў, якія сведчаць аб патэнцыйных магматычных парушэннях.
Акустычныя профілі воднага слупа (2D) былі атрыманы падчас круізу SAFE_2014 (жнівень 2014 г.) на судне R/V Urania (CNR) Інстытутам прыбярэжнага марскога асяроддзя Нацыянальнай даследчай рады (IAMC). Акустычны адбор проб праводзіўся з дапамогай навуковага прамянёвага эхалота Simrad EK60, які працуе на частаце 38 кГц. Акустычныя дадзеныя запісваліся пры сярэдняй хуткасці каля 4 км. Сабраныя выявы эхалота выкарыстоўваліся для ідэнтыфікацыі скідаў вадкасці і дакладнага вызначэння іх месцазнаходжання ў зоне збору (паміж 74 і 180 м над узроўнем мора). Вымяраліся фізічныя і хімічныя параметры ў водным слупе з дапамогай шматпараметрычных зондаў (праводнасць, тэмпература і глыбіня, CTD). Дадзеныя 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 (дыстанцыйна кіраваны апарат) «Pollux III» (GEItaliana) з двума... камеры (нізкай і высокай выразнасці).
Збор шматпрамянёвых дадзеных праводзіўся з выкарыстаннем шматпрамянёвага гідралакатара Simrad EM710 з частатой 100 кГц (Kongsberg). Сістэма падключана да дыферэнцыяльнай глабальнай сістэмы пазіцыянавання для забеспячэння субметрычных памылак у пазіцыянаванні прамяня. Акустычны імпульс мае частату 100 кГц, імпульс спрацоўвання 150° градусаў і поўны ахоп 400 прамянёў. Вымярэнне і прымяненне профіляў хуткасці гуку ў рэжыме рэальнага часу падчас збору дадзеных. Дадзеныя апрацоўваліся з выкарыстаннем 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. Зніжэнне шуму з-за выпадковых скокаў прыбораў і выключэння прамяня нізкай якасці праводзілася з дапамогай інструментаў рэдагавання паласы і выдалення скокаў. Бесперапыннае вызначэнне хуткасці гуку выконваецца кілевай станцыяй, размешчанай побач з шматпрамянёвым пераўтваральнікам, і атрымлівае і прымяняе профілі хуткасці гуку ў тоўшчы вады ў рэжыме рэальнага часу кожныя 6-8 гадзін, каб забяспечыць хуткасць гуку ў рэжыме рэальнага часу для правільнага кіравання прамянём. Увесь Набор даных складаецца прыблізна з 440 км2 (глыбіня 0-1200 м). Дадзеныя былі выкарыстаны для стварэння лічбавай мадэлі мясцовасці (ЦММ) высокага разрознення, якая характарызуецца памерам ячэйкі сеткі 1 м. Канчатковая ЦММ (мал. 1a) была зроблена з выкарыстаннем даных мясцовасці (>0 м над узроўнем мора), атрыманых з памерам ячэйкі сеткі 20 м Італьянскім ваенна-геалагічным інстытутам.
55-кіламетровы аднаканальны сейсмічны профіль з высокім разрозненнем, сабраны падчас бяспечных акіянскіх круізаў у 2007 і 2014 гадах, ахопліваў плошчу прыблізна 113 квадратных кіламетраў, абодва на R/V Urania. Профілі Marisk (напрыклад, сейсмічны профіль L1, мал. 1b) былі атрыманы з выкарыстаннем сістэмы бумера IKB-Seistec. Блок збору дадзеных складаецца з 2,5-метровага катамарана, у якім размешчаны крыніца і прыёмнік. Сігнатура крыніцы складаецца з аднаго станоўчага піка, які характарызуецца ў дыяпазоне частот 1-10 кГц і дазваляе адрозніваць адбівальнікі, падзеленыя на 25 см. Бяспечныя сейсмічныя профілі былі атрыманы з выкарыстаннем шматканцовай сейсмічнай крыніцы Geospark 1,4 кДж, падключанай да праграмнага забеспячэння Geotrace (Geo Marine Survey System). Сістэма складаецца з катамарана, які змяшчае крыніцу 1–6,02 кГц, якая пранікае да 400 мілісекунд у мяккія адклады пад марскім дном, з тэарэтычным вертыкальным разрозненнем 30 см. Як прылады Safe, так і Marsik былі атрыманы ў... хуткасцю 0,33 стрэлу/сек пры хуткасці судна <3 кН. Дадзеныя былі апрацаваны і прадстаўлены з дапамогай праграмнага забеспячэння Geosuite Allworks з наступным працоўным працэсам: карэкцыя дылатацыі, прыглушэнне воднага слупа, паласавая фільтрацыя IIR 2-6 кГц і АРУ.
Газ з падводнай фумаролы збіраўся на марскім дне з дапамогай пластыкавай скрыні з гумовай дыяфрагмай уверсе, якая была перавернута дагары нагамі аўтамабілем над вентыляцыйнай адтулінай. Пасля таго, як бурбалкі паветра, якія трапляюць у скрыню, цалкам выцясняюць марскую ваду, аўтаматычны падводны апарат вяртаецца на глыбіню 1 м, і вадалаз пераносіць сабраны газ праз гумовую перагародку ў дзве папярэдне адпампаваныя шкляныя колбы аб'ёмам 60 мл, абсталяваныя тэфлонавымі кранамі, адна з якіх была запоўнена 20 мл 5N раствора NaOH (колба тыпу Гегенбаха). Асноўныя кіслыя газы (CO2 і H2S) раствараюцца ў шчолачным растворы, у той час як газы з нізкай растваральнасцю (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 і лёгкія вуглевадароды) захоўваюцца ў прасторы над бутэлькай для адбору проб. Неарганічныя газы з нізкай растваральнасцю аналізаваліся метадам газавай храматаграфіі (ГХ) з выкарыстаннем Shimadzu 15A, абсталяванага малекулярна-сітавай калонай 5A даўжынёй 10 м і цеплаправодным дэтэктарам (TCD) 54. Аргон і O2 аналізаваліся з дапамогай Thermo Focus. Газавы храматограф, абсталяваны 30-метровай капілярнай малекулярна-сітавай калонкай і ТХД. Метан і лёгкія вуглевадароды аналізавалі з дапамогай газавага храматографа Shimadzu 14A, абсталяванага 10-метровай калонкай з нержавеючай сталі, запоўненай Chromosorb PAW 80/100 mesh, пакрытай 23% SP 1700, і полымяна-іянізацыйным дэтэктарам (FID). Вадкая фаза выкарыстоўвалася для аналізу 1) CO2, як, тытраванага 0,5 N растворам HCl (Metrohm Basic Titrino) і 2) H2S, як, пасля акіслення 5 мл H2O2 (33%), метадам іённай 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) аналізавалі з дапамогай мас-спектрометра Finningan Delta S55,56. Стандартамі для ацэнкі знешняй дакладнасці былі мармур Карара і Сан-Вінчэнца (унутраная дакладнасць), NBS18 і NBS19 (міжнародныя), а аналітычная памылка і ўзнаўляльнасць складалі ±0,05% і ±0,1% адпаведна.
Значэнні δ15N (выражаныя ў % ад паветра) і 40Ar/36Ar былі вызначаны з дапамогай газавага храматографа (ГХ) Agilent 6890 N, падлучанага да мас-спектрометра бесперапыннага патоку Finnigan Delta plusXP. Памылка аналізу складае: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Суадносіны ізатопаў He (выражаныя як R/Ra, дзе R — 3He/4He, вымераныя ва ўзоры, а Ra — такое ж суадносіны ў атмасферы: 1,39 × 10−6)57 былі вызначаны ў лабараторыі INGV-Палерма (Італія). 3He, 4He і 20Ne былі вызначаны з дапамогай мас-спектрометра з падвойным калектарам (Helix SFT-GVI)58 пасля падзелу He і Ne. Памылка аналізу ≤ 0,3%. Тыповыя халастыя пробы для He і Ne складаюць <10-14 і <10-16 моль адпаведна.
Як цытаваць гэты артыкул: Passaro, S. et al. Узняцце марскога дна, выкліканае працэсам дэгазацыі, выяўляе пачатковую вулканічную актыўнасць уздоўж узбярэжжа. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геалогія і біялогія сучасных і старажытных вытокаў і крыніц вуглевадародаў на марскім дне: уводзіны. Геаграфічны акіян Райт. 14, 69–73 (1994).
Пол, К.К. і Дылан, В.П. Глабальнае распаўсюджванне газавых гідратаў. У кн. Квенвольдэна, К.А. і Лорэнсана, Т.Д. (рэд.) 3–18 (Гідраты прыроднага газу: распаўсюджанне, размеркаванне і выяўленне. Геафізічная манаграфія Амерыканскага геафізічнага саюза 124, 2001).
Фішэр, А. Т. Геафізічныя абмежаванні на гідратэрмальную цыркуляцыю. У: Халбах, П. Е., Тунікліф, В. і Хайн, Дж. Р. (рэд.) 29–52 (Справаздача семінара ў Дарэме, Перанос энергіі і маса ў марскіх гідратэрмальных сістэмах, Durham University Press, Берлін (2003)).
Куму, Д., Дрыснер, Т. і Генрых, К. Структура і дынаміка гідратэрмальных сістэм сярэдзінна-акіянічных хрыбтоў. Навука 321, 1825–1828 (2008).
Босуэл, Р. і Колет, Т.С. Сучасныя погляды на рэсурсы газавых гідратаў. Энергетыка і навакольнае асяроддзе. Навука. 4, 1206–1215 (2011).
Эванс, Р.Дж., Дэвіс, Р.Дж. і Сцюарт, С.А. Унутраная структура і гісторыя вывяржэнняў кіламетровай сістэмы гразевых вулканаў у Паўднёвым Каспійскім моры. Вадасховішча басейна 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. і інш. Асаблівасці марскога дна, звязаныя з прасочваннем вуглевадародаў з глыбакаводных карбанатных гразевых курганоў у Кадыскім заліве: ад гразевага патоку да карбанатных адкладаў. Геаграфія, сакавік. Райт. 27, 237–247 (2007).
Мос, Дж. Л. і Картрайт, Дж. Трохмернае сейсмічнае адлюстраванне кіламетравых трубаправодаў для ўцечкі вадкасці ля берагоў Намібіі. Басейн вадасховішча 22, 481–501 (2010).
Андрэсен, К. Дж. Характарыстыкі патоку вадкасці ў нафтагазаправодных сістэмах: што яны кажуць нам пра эвалюцыю басейнаў? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрайт, Дж. А. і Імберт, П. Вертыкальная эвалюцыя структуры разраду чацвярцічных флюідаў неагена ў сувязі з патокамі газу ў ніжнім басейне ракі Конга ля берагоў Анголы. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Джонсан, С.Ю. і інш. Гідратэрмальная і тэктанічная актыўнасць у паўночнай частцы возера Елаўстон, штат Ваёмінг. геалогія. Сацыялістычная партыя. Так. bull. 115, 954–971 (2003).
Патака, Э., Сарторы, Р. і Скандон, П. Тырэнскі басейн і Апенінская дуга: кінематычныя сувязі з позняга татонскага перыяду. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Мілія і інш. Тэктанічная і зямная структура на кантынентальнай ускраіне Кампаніі: сувязь з вулканічнай актыўнасцю. мінерал.бензін.79, 33–47 (2003)
Піёкі, М., Бруна П.П. і Дэ Асціс Г. Адносная роля рыфтавай тэктонікі і працэсаў магматычнага ўзняцця: высновы з геафізічных, структурных і геахімічных дадзеных у вулканічным рэгіёне Неапаля (паўднёвая Італія). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, Дж. Дж. і Мастраларэнца, Г. Механізмы нядаўняга вертыкальнага руху зямной кары ў кратары Кампі Флегрэй на поўдні Італіі. геалогія. Сацыялістычная партыя. Так. Спецыфікацыя. 263, с. 1-47 (1991).
Орсі, Г. і інш. Кароткатэрміновая дэфармацыя грунту і сейсмічнасць у гнёздзе кратара Кампі-Флегрэй (Італія): прыклад аднаўлення актыўнай масы ў густанаселеным раёне. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Кузана, П., Петрасіна, С. і Сакароці, Г. Гідратэрмальныя паходжанні ўстойлівай доўгатэрміновай 4D актыўнасці ў вулканічным комплексе Кампі-Флегрэй у Італіі. J. ​​Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. і Mastrolorenzo, G. Хуткая дыферэнцыяцыя ў магматычных рэзервуарах тыпу «сіл»: прыклад кратара Кампі-Флегрэй. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Часовыя шэрагі InSAR, карэляцыйны аналіз і мадэляванне карэляцыі часу паказваюць магчымую сувязь Кампі Флегрэй і Везувія. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Мілія, А. і Торэнтэ, М. Структурная і стратыграфічная структура першай паловы Тырэнскага грабена (Неапалітанскі заліў, Італія). Канструктыўная фізіка 315, 297–314.
Сано, Ю. і Марці, Б. Крыніцы вугляроду ў вулканічным попеле астраўных дуг. Хімічная геалогія. 119, 265–274 (1995).
Мілія, А. Стратыграфія каньёна Дорн: рэакцыя на паніжэнне ўзроўню мора і тэктанічнае ўзняцце на знешнім кантынентальным шэльфе (усходняя ўскраіна Тырэнскага мора, Італія). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).