Благодарим ви, че посетихте Nature.com. Версията на браузъра, която използвате, има ограничена поддръжка за CSS. За най-добро изживяване ви препоръчваме да използвате актуализиран браузър (или да изключите режима на съвместимост в Internet Explorer). Междувременно, за да осигурим непрекъсната поддръжка, ние ще показваме сайта без стилове и JavaScript.
Докладваме доказателства за активно повдигане на морското дъно и газови емисии на няколко километра от пристанището на Неапол (Италия). Петна, могили и кратери са характерни черти на морското дъно. Тези образувания представляват върховете на плитки структури на земната кора, включително пагоди, разломи и гънки, които засягат морското дъно днес. Те регистрират покачването, херметизирането и освобождаването на хелий и въглероден диоксид в реакции на декарбонизация на топи се мантия и скали от земната кора. Тези газове вероятно са подобни на тези, които захранват хидротермалните системи на Иския, Кампи Флегре и Сома-Везувий, което предполага източник на мантия, смесен с флуиди от земната кора под Неаполския залив. Подводното разширение и разкъсване, причинено от газлифт и процес на херметизация, изисква свръхналягане от 2-3 MPa. Повдигания, разломи и емисии на газ на морското дъно s са прояви на невулканични катаклизми, които могат да предвестят изригвания на морското дъно и/или хидротермални експлозии.
Дълбоководните хидротермални (гореща вода и газ) изхвърляния са обща характеристика на средноокеанските хребети и границите на конвергентните плочи (включително потопени части от островните дъги), докато студените изхвърляния на газови хидрати (хлатрати) често са характерни за континенталните шелфове и пасивните ръбове1, 2,3,4,5. Появата на хидротермални изхвърляния на морското дъно в крайбрежните райони предполага източници на топлина ( магмени резервоари) в рамките на континенталната кора и/или мантията. Тези изхвърляния могат да предшестват издигането на магмата през най-горните слоеве на земната кора и да кулминират в изригването и поставянето на вулканични подводни възвишения6. Следователно идентифицирането на (а) морфологии, свързани с активна деформация на морското дъно и (б) газови емисии в близост до населени крайбрежни зони като вулканичния регион на Неапол в Италия (~1 милион жители) е от решаващо значение за оценка на възможни вулкани. Плитко изригване. Освен това, докато морфологичните характеристики, свързани с емисиите на дълбоководни хидротермални или хидратни газове, са сравнително добре известни поради техните геоложки и биологични свойства, изключенията са морфологичните характеристики, свързани с по-плитки води, с изключение на тези, които се срещат в В езеро 12, има сравнително малко записи. Тук представяме нови батиметрични, сеизмични, воден стълб и геохимични данни за подводен, морфологично и структурно сложен регион, засегнат от газови емисии в Неаполския залив (Южна Италия), приблизително на 5 км от пристанището на Неапол. Тези данни бяха събрани по време на круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) на борда на R/V Urania. Ние описваме и интерпретираме морското дъно и подповърхностните структури, където газовите емисии възникват, изследват източниците на изпускане на течности, идентифицират и характеризират механизмите, които регулират покачването на газа и свързаната с него деформация, и обсъждат вулканологичните въздействия.
Заливът на Неапол образува западния ръб на Плио-Кватернера, северозападно-югоизточната тектонска депресия Кампания13,14,15.EW от Иския (ок. 150-1302 г. сл. Хр.), кратера Кампи Флегре (ок. 300-1538 г.) и Сома-Везувий (от <360-1944 г.) Разположението ограничава залива до северната част на н.е.)15, докато южната част граничи с полуостров Соренто (фиг. 1а). Неаполитанският залив е засегнат от преобладаващите значителни разломи на СИ-ЮЗ и вторични СЗ-ЮИ (фиг. 1) 14,15. Иския, Кампи Флегрей и Сома-Везувий се характеризират с хидротермални прояви, деформация на земята и плитка сеизмичност16,17,18 ( например бурното събитие в Campi Flegrei през 1982-1984 г., с издигане от 1,8 m и хиляди земетресения). Последните проучвания19,20 предполагат, че може да има връзка между динамиката на Сома-Везувий и тази на Campi Flegre, вероятно свързана с „дълбоки“ единични резервоари от магма. Вулканична активност и колебания на морското ниво през последните 36 хил. от Campi Flegrei и 18 ka от Сома Везувий контролира седиментната система на Неаполитанския залив. Ниското морско ниво при последния ледников максимум (18 ka) доведе до регресия на офшорно-плитката седиментна система, която впоследствие беше запълнена от трансгресивни събития през късния плейстоцен-холоцен. Подводни газови емисии са открити около остров Иския и край крайбрежието на Кампи Флегре и близо до планината Сома-Везувий (фиг.1б).
(a) Морфологични и структурни подредби на континенталния шелф и Неаполския залив 15, 23, 24, 48. Точките са основни центрове на подводни изригвания;червените линии представляват големи разломи. (b) Батиметрия на Неаполския залив с открити отвори за течности (точки) и следи от сеизмични линии (черни линии). Жълтите линии са траекториите на сеизмичните линии L1 и L2, докладвани на Фигура 6. Границите на куполообразните структури на Banco della Montagna (BdM) са маркирани със сини пунктирани линии в (a, b). Жълтите квадратчета маркират местоположенията на акустичните профили на водния стълб и CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV кадрите са докладвани на Фиг. 5. Жълтият кръг маркира местоположението на газовия разряд за вземане на проби и съставът му е показан в Таблица S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) използва графики, генерирани от Surfer® 13.
Въз основа на данни, получени по време на круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) (вижте Методи), е конструиран нов цифров модел на терена (DTM) на Неаполския залив с разделителна способност 1 m. DTM показва, че морското дъно на юг от пристанището на Неапол се характеризира с леко наклонена повърхност с южно изложение (наклон ≤3°), прекъсната от 5,0 × 5,3 km куполообразна структура, известна на местно ниво като Banco della Montagna (BdM). Фиг.1a,b). BdM се развива на дълбочина от около 100 до 170 метра, 15 до 20 метра над околното морско дъно. Куполът на BdM показва подобна на могила морфология поради 280 субкръгли до овални могили (фиг. 2a), 665 конуса и 30 ями (фиг. 3 и 4). Могилата има максимална височина и обиколка от 2 2 m и 1800 m, съответно. Кръглостта [C = 4π(площ/периметър2)] на могилите намалява с увеличаване на периметъра (фиг. 2b). Аксиалните съотношения за могилите варират между 1 и 6,5, като могилите с аксиално съотношение >2 показват предпочитан N45°E + 15° простирание и по-разпръснато вторично, по-разпръснато N105 °E до N145°E удар (фиг. 2c).Единични или подравнени конуси съществуват в равнината на BdM и на върха на могилата (фиг. 3a, b). Коничните подредби следват разположението на могилите, върху които са разположени. Пукнатините обикновено се намират на плоското морско дъно (фиг. 3c) и понякога върху могилите. Пространствената плътност на конусите и петната показва, че преобладаващото подравняване СИ-ЮЗ ограничава североизточните и югозападните граници на BdM купола (фиг. 4a,b);по-малко удълженият маршрут от СЗ-ЮИ се намира в централния регион на BdM.
(a) Цифров модел на терена (1 m размер на клетката) на купола на Banco della Montagna (BdM). (b) Периметър и закръгленост на BdM могилите. (c) Аксиално съотношение и ъгъл (ориентация) на главната ос на най-подходящата елипса, заобикаляща могилата. Стандартната грешка на цифровия модел на терена е 0,004 m;стандартните грешки на периметъра и заоблеността са съответно 4,83 m и 0,01, а стандартните грешки на аксиалното съотношение и ъгъла са съответно 0,04 и 3,34°.
Подробности за идентифицирани конуси, кратери, могили и ями в района на BdM, извлечени от DTM на фигура 2.
а) Конуси за подравняване на плоско морско дъно;(b) конуси и кратери върху тънки могили от СЗ-ЮИ;в) петна върху леко натопена повърхност.
(a) Пространствено разпределение на откритите кратери, ями и активни газови изхвърляния. (b) Пространствена плътност на кратери и ями, докладвани в (a) (брой/0,2 km2).
Идентифицирахме 37 газови емисии в района на BdM от изображения на ехолот на воден стълб ROV и директни наблюдения на морското дъно, получени по време на круиза SAFE_2014 през август 2014 г. (Фигури 4 и 5). Акустичните аномалии на тези емисии показват вертикално удължени форми, издигащи се от морското дъно, вариращи вертикално между 12 и около 70 m (Fi g. 5a). На някои места акустичните аномалии образуват почти непрекъснат „влак“. Наблюдаваните струи от мехурчета варират в широки граници: от непрекъснати, плътни потоци от мехурчета до краткотрайни явления (допълнителен филм 1). ROV инспекцията позволява визуална проверка на появата на отвори за флуиди на морското дъно и подчертава малки петна по морското дъно, понякога заобиколени от червени до оранжеви седименти (фиг. 5b). В някои случаи, ROV каналите реактивират емисиите. Морфологията на вентилационния отвор показва кръгъл отвор в горната част без пламъци във водния стълб. pH във водния стълб точно над точката на изпускане показва значителен спад, което показва по-киселинни условия на местно ниво (фиг.5c,d). По-специално, pH над газовия разряд BdM на 75 m дълбочина намалява от 8,4 (на 70 m дълбочина) до 7,8 (на 75 m дълбочина) (фиг. 5c), докато други места в Неаполитанския залив имат стойности на pH между 0 и 160 m в интервала на дълбочина между 8,3 и 8,5 (фиг. 5d). Значителни промени температурата и солеността на морската вода липсват на две места във и извън зоната на BdM в Неаполския залив. На дълбочина от 70 m температурата е 15 °C, а солеността е около 38 PSU (фиг. 5c,d). Измерванията на pH, температурата и солеността показват: a) участието на киселинни течности, свързани с процеса на дегазиране на BdM и b) отсъствието или много бавното изпускане на термична вода течности и саламура.
(a) Прозорец за придобиване на профила на акустичния воден стълб (ехометър Simrad EK60). Вертикална зелена лента, съответстваща на газовото изригване, открито при изхвърлянето на течност EM50 (около 75 m под морското равнище), разположено в района на BdM;мултиплексните сигнали на дъното и морското дъно също са показани (b), събрани с дистанционно управлявано превозно средство в района на BdM. Единствената снимка показва малък кратер (черен кръг), заобиколен от червена до оранжева утайка. (c, d) CTD данни от многопараметрична сонда, обработени с помощта на софтуер SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Модели на избрани параметри (соленост, температура, pH и кислород) на воден стълб над изпускането на течност EM50 (панел c) и извън панела на зоната за изпускане на Bdm (d).
Събрахме три газови проби от изследваната зона между 22 и 28 август 2014 г. Тези проби показаха сходни състави, доминирани от CO2 (934-945 mmol/mol), последвани от съответните концентрации на N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) и H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), докато H2 и He са по-малко изобилни (<0,052 и <0,016 mmol/mol, съответно) (фиг. 1b; таблица S1, допълнителен филм 2). Измерени са също относително високи концентрации на O2 и Ar (съответно до 3,2 и 0,18 mmol/mol). Сумата на леките въглеводороди варира от 0,24 до 0,30 mmol/mol и се състои от C2-C4 al кани, ароматни съединения (основно бензен), пропен и съдържащи сяра съединения (тиофен). Стойността 40Ar/36Ar е в съответствие с въздуха (295,5), въпреки че проба EM35 (BdM купол) има стойност 304, показваща лек излишък от 40Ar. Съотношението δ15N е по-високо, отколкото за въздуха (до +1,98% спрямо въздуха), докато Стойностите на δ13C-CO2 варират от -0,93 до 0,44% спрямо стойностите на V-PDB.R/Ra (след корекция за замърсяване на въздуха с помощта на съотношението 4He/20Ne) са между 1,66 и 1,94, което показва наличието на голяма част от мантийния He. Чрез комбиниране на изотоп хелий с CO2 и неговия стабилен изотоп 22, източникът на емисиите s в BdM могат да бъдат допълнително изяснени. В CO2 картата за CO2/3He спрямо δ13C (фиг.6), газовият състав на BdM се сравнява с този на фумаролите Ischia, Campi Flegrei и Somma-Vesuvius. Фигура 6 също така отчита теоретични линии на смесване между три различни източника на въглерод, които могат да участват в производството на BdM газ: разтворени стопилки, получени от мантия, богати на органични утайки и карбонати. Пробите BdM попадат на линията на смесване, изобразена от трите вулкана в Кампания, които е смесване между газове от мантията (за които се приема, че са леко обогатени на въглероден диоксид спрямо класическите MORB с цел напасване на данните) и реакции, причинени от декарбонизацията на земната кора Получената газова скала.
Hybrid lines between mantle composition and end members of limestone and organic sediments are reported for comparison.Boxes represent the fumarole areas of Ischia, Campi Flegrei and Somma-Vesvius 59, 60, 61.The BdM sample is in the mixed trend of the Campania volcano.The endmember gas of the mixed line is of mantle source, which is the gas produced by the decarburization reaction of carbonate minerals.
Сеизмични разрези L1 и L2 (фиг. 1b и 7) показват прехода между BdM и дисталните стратиграфски последователности на вулканичните региони Сома-Везувий (L1, фиг. 7a) и Campi Flegrei (L2, фиг. 7b). BdM се характеризира с наличието на две големи сеизмични образувания (MS и PS на фиг. 7). Горният (MS) показва субпаралелно отражение или с висока до умерена амплитуда и странична непрекъснатост (фиг. 7b,c). Този слой включва морски седименти, повлечени от системата на последния ледников максимум (LGM) и се състои от пясък и глина23. Подлежащият PS слой (фиг. 7b–d) се характеризира с хаотична до прозрачна фаза във формата на колони или пясъчни часовници. Горната част на PS седиментите образува могили на морското дъно (фиг. 7d). ).Тези подобни на диапир геометрии демонстрират навлизането на PS прозрачен материал в най-горните MS отлагания. Издигането е отговорно за образуването на гънки и разломи, които засягат MS слоя и покриващите съвременни седименти на BdM морското дъно (фиг. 7b–d). MS стратиграфският интервал е ясно разслоен в ENE частта на L1 секцията, докато избелява към BdM поради наличието на наситен с газ слой (GSL), обхванати от някои вътрешни нива на MS последователността (фиг.7a). Гравитационни ядра, събрани в горната част на BdM, съответстваща на прозрачния сеизмичен слой, показват, че най-горните 40 cm се състоят от пясък, отложен наскоро до настоящето;)24,25 и фрагменти от пемза от експлозивното изригване на Campi Flegrei от „Неаполски жълт туф“ (14,8 ka)26. Прозрачната фаза на слоя PS не може да се обясни само с хаотични процеси на смесване, тъй като хаотичните слоеве, свързани със свлачища, кални потоци и пирокластични потоци, открити извън BdM в Неаполитанския залив, са акустично непрозрачни21,2 3,24. Ние заключаваме, че наблюдаваният BdM PS сеизмичен фациес, както и появата на подводния разкритие PS слой (фиг. 7d) отразяват издигането на природен газ.
(a) Еднопътен сеизмичен профил L1 (навигационна следа на Фиг. 1b), показващ колонно (пагода) пространствено разположение. Пагодата се състои от хаотични отлагания на пемза и пясък. Наситеният с газ слой, който съществува под пагодата, премахва непрекъснатостта на по-дълбоките образувания. (b) Едноканален сеизмичен профил L2 (навигационна следа на Фиг. 1b), подчертавайки в разрязване и деформация на могили на морското дъно, морски (MS) и пемзови пясъчни отлагания (PS).(c) Подробностите за деформацията в MS и PS са докладвани в (c,d). Приемайки скорост от 1580 m/s в най-горния седимент, 100 ms представляват около 80 m по вертикалната скала.
Морфологичните и структурни характеристики на BdM са подобни на други подводни хидротермални и газохидратни полета в световен мащаб2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и често се свързват с издигания (сводове и могили) и изпускане на газ (конуси, ями). BdM-подравнени конуси и ями и удължени могили показват структурно контролирана пропускливост ( Фигури 2 и 3). Пространственото разположение на могили, ями и активни отвори предполага, че тяхното разпределение е частично контролирано от ударните фрактури от СЗ-ЮИ и СИ-ЮЗ (фиг. 4b). Това са предпочитаните удари на системите от разломи, засягащи вулканичните зони Campi Flegrei и Somma-Vesuvius и залива на Неапол. По-специално, структурата на първите контролира местоположението на хидротермалното изхвърляне от кратерът Campi Flegrei35. Следователно заключаваме, че разломите и фрактурите в Неаполския залив представляват предпочитания път за миграция на газ към повърхността, характеристика, споделяна от други структурно контролирани хидротермални системи36,37. За отбелязване е, конусите и ямите на BdM не винаги са били свързани с могили (фиг.3a,c). Това предполага, че тези могили не представляват непременно предшественици на образуването на ями, както други автори предполагат за газохидратни зони 32, 33. Нашите заключения подкрепят хипотезата, че разрушаването на куполните седименти на морското дъно не винаги води до образуването на ями.
Трите събрани газови емисии показват химични сигнатури, типични за хидротермалните флуиди, а именно главно CO2 със значителни концентрации на редуциращи газове (H2S, CH4 и H2) и леки въглеводороди (особено бензен и пропилей)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Таблица S1). Наличието на атмосферни газове (като O 2), които не се очаква да присъстват в подводните емисии, може да се дължат на замърсяване от въздух, разтворен в морска вода, влизащ в контакт с газове, съхранявани в пластмасови кутии, използвани за вземане на проби, тъй като ROVs се извличат от дъното на океана в морето, за да се разбунтуват. Обратно, положителните стойности на δ15N и високите стойности на N2/Ar (до 480), значително по-високи от ASW (наситена с въздух вода), предполагат, че повечето от N2 се произвежда от извънатмосферни източници, в съответствие с преобладаващия хидротермален произход на тези газове. Хидротермално-вулканичният произход на газа BdM се потвърждава от съдържанието на CO2 и He и техните изотопни сигнатури. Въглеродни изотопи (δ13C-CO2 от -0,93% до +0,4%) и стойности на CO2/3He (от 1,7 × 1010 до 4,1 × 101 0) предполагат, че BdM пробите принадлежат към смесена тенденция от фумароли около крайните елементи на мантията на Неаполския залив и декарбонизация Връзката между газовете, произведени от реакцията (Фигура 6). По-конкретно, газовите проби BdM са разположени по протежение на тенденцията на смесване на приблизително същото място като течностите от съседните вулкани Campi Flegrei и Somma-Veusivus. Те са по-корови от Ischia fuma роли, които са по-близо до края на мантията. Somma-Vesuvius и Campi Flegrei имат по-високи стойности на 3He/4He (R/Ra между 2,6 и 2,9) от BdM (R/Ra между 1,66 и 1,96;Таблица S1). Това предполага, че добавянето и натрупването на радиогенен He произлиза от същия източник на магма, който захранва вулканите Somma-Vesuvius и Campi Flegrei. Липсата на откриваеми органични въглеродни фракции в емисиите на BdM предполага, че органичните утайки не участват в процеса на дегазиране на BdM.
Въз основа на данните, докладвани по-горе, и резултатите от експериментални модели на куполовидни структури, свързани с подводни богати на газ региони, дълбокото газово налягане може да е отговорно за образуването на BdM куполи с километричен мащаб. За да оценим свръхналягането Pdef, водещо до BdM свода, ние приложихме механичен модел на тънка плоча33, 34, приемайки от събраните морфологични и сеизмични данни, че BdM сводът е подкръгла тя et на радиус a по-голям от деформиран мек вискозен депозит Вертикалното максимално изместване w и дебелината h на (допълнителна фигура S1). Pdef е разликата между общото налягане и статичното налягане на скалата плюс налягането на водния стълб. При BdM радиусът е около 2500 m, w е 20 m, а максимумът h, изчислен от сеизмичния профил, е около 100 m. Ние изчисляваме Pdef 46P def = w 64 D/a4 от зависимостта, където D е коравина на огъване;D се дава от (E h3)/[12(1 – ν2)], където E е модулът на Йънг на депозита, ν е коефициентът на Поасон (~0,5)33. Тъй като механичните свойства на BdM седиментите не могат да бъдат измерени, ние задаваме E = 140 kPa, което е разумна стойност за крайбрежни пясъчни седименти 47, подобни на BdM14,24. Ние не разглеждаме по-високите E стойности за пренесени в литературата за отлагания на тинеста глина (300 < E < 350 000 kPa) 33, 34, тъй като отлаганията на BDM се състоят главно от пясък, а не от тиня или тинеста глина w/a и/или какво. В BdM намаляването на твърдостта поради локално газово насищане на седимента и/или появата на вече съществуващи фрактури може също да допринесе за повреда и последващо отделяне на газ, което позволява образуването на наблюдаваните вентилационни структури. Събраните отразени сеизмични профили (Фиг. 7) показват, че PS седиментите са били повдигнати от GSL, изтласквайки надвисналите MS морски седименти, което води до могили , гънки, разломи и седиментни разрези (фиг.7b,c). Това предполага, че пемзата на възраст от 14,8 до 12 ka е навлязла в по-младия слой MS чрез процес на транспортиране на газ нагоре. Морфологичните характеристики на структурата на BdM могат да се разглеждат като резултат от свръхналягането, създадено от изхвърлянето на течност, произведено от GSL. Като се има предвид, че активното изхвърляне може да се види от морското дъно до над 170 m bsl48, ние приемаме, че свръхналягането на течността в рамките на GSL надвишава 1700 kPa. Възходящата миграция на газовете в седиментите също има ефект на промивния материал, съдържащ се в MS, обяснявайки наличието на хаотични утайки в гравитационни ядра, взети на BdM25. Освен това, свръхналягането на GSL създава сложна система от пукнатини (полигонален разлом на Фиг. 7b). Взети заедно, тази морфология, структура и стратиграфия селища, наричани „пагоди“49,50, първоначално са били приписвани на вторични ефекти от стари ледникови образувания и понастоящем се тълкуват като ефекти от издигащ се газ31,33 или изпарители50. В континенталната граница на Кампания изпарителните утайки са оскъдни, поне в най-горните 3 km от земната кора. Следователно, механизмът на растеж на BdM пагодите е вероятно да се контролира от покачването на газа в седиментите. Това заключение се подкрепя от прозрачния сеизмичен фациес на пагодата (фиг.7), както и данните от гравитационното ядро, както беше съобщено по-рано24, където днешният пясък изригва с „Pomici Principali“25 и „Naples Yellow Tuff“26 Campi Flegrei. Освен това, PS отлагания нахлуха и деформираха най-горния слой MS (фиг. 7d). Това структурно разположение предполага, че пагодата представлява въстанаща структура, а не просто газопровод. По този начин два основни процеса управляват формирането на пагодата: а) плътността на меката утайка намалява, когато газът навлиза отдолу;b) газово-седиментната смес се издига, което е наблюдаваното нагъване, разлом и счупване. Причинява MS отлагания (Фигура 7). Подобен механизъм на образуване е предложен за пагоди, свързани с газови хидрати в Южно Скотско море (Антарктида). BdM пагоди се появяват на групи в хълмисти райони и техният вертикален обхват е средно 70–100 m при двупосочно време за пътуване (TWTT) (Фиг. 7a).Du e за наличието на MS вълни и като се има предвид стратиграфията на гравитационното ядро ​​на BdM, ние правим извода, че възрастта на образуване на структурите на пагодата е по-малка от около 14–12 ka. Освен това, растежът на тези структури е все още активен (фиг. 7d), тъй като някои пагоди са нахлули и деформирали надлежащия днешен BdM пясък (фиг. 7d).
Неуспехът на пагодата да пресече днешното морско дъно показва, че (а) покачване на газа и/или локално спиране на смесването газ-седимент и/или (б) възможен страничен поток от смес газ-седимент не позволява локализиран процес на свръхналягане. Според модела на теорията на диапира52, страничният поток демонстрира отрицателен баланс между скоростта на подаване на сместа кал-газ отдолу и скоростта, с която пагодата се движи нагоре. намаляването на скоростта на подаване може да е свързано с увеличаването на плътността на сместа поради изчезването на подаването на газ. Резултатите, обобщени по-горе, и контролираното от плаваемостта издигане на пагодата ни позволяват да оценим височината на въздушния стълб hg. Плаваемостта се дава от ΔP = hgg (ρw – ρg), където g е гравитацията (9,8 m/s2), а ρw и ρg са съответно плътностите на водата и газа .ΔP е сумата от предварително изчисленото Pdef и литостатичното налягане Plith на седиментната плоча, т.е. ρsg h, където ρs е плътността на утайката. В този случай стойността на hg, необходима за желаната плаваемост, се дава от hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. В BdM задаваме Pdef = 0,3 Pa и h = 100 m (виж по-горе), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg е незначително, защото ρw ≫ρg. Получаваме hg = 245 m, стойност, представляваща дълбочината на дъното на GSL. ΔP е 2,4 MPa, което е свръхналягането, необходимо за разрушаване на морското дъно на BdM и образуване на отвори.
Съставът на газа BdM е в съответствие с източниците на мантията, променени от добавянето на течности, свързани с реакциите на декарбонизация на скалите в земната кора (фиг. 6). Грубите EW подравнявания на BdM куполи и активни вулкани като Ischia, Campi Flegre и Soma-Vesuvius, заедно със състава на изпусканите газове, предполагат, че газовете, изпускани от мантията под целия вулканичен регион на Неапол, са смесени Още и повече течности от земната кора се движат от запад (Ischia) на изток (Somma-Vesuivus) (фиг. 1b и 6).
Стигнахме до заключението, че в залива на Неапол, на няколко километра от пристанището на Неапол, има куполообразна структура с ширина 25 km2, която е засегната от активен процес на обезгазяване и е причинена от поставянето на пагоди и могили. Понастоящем сигнатурите на BdM предполагат, че немагматичната турбуленция53 може да предшества ембрионалния вулканизъм, т.е. ранното изхвърляне на магма и/или термални течности. Мониторинговите дейности трябва да бъдат приложени за анализиране на развитието на явленията и за откриване на геохимични и геофизични сигнали, показателни за потенциални магматични смущения.
Акустични профили на воден стълб (2D) бяха получени по време на круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) на R/V Urania (CNR) от Института за крайбрежна морска среда на Националния изследователски съвет (IAMC). Акустичните проби бяха извършени от научен ехолот Simrad EK60 с разделяне на лъча, работещ на 38 kHz. Акустичните данни бяха записани при средна скорост от около 4 km. Събраните изображения от ехолот бяха използвани за идентифициране на изтичане на течности и точно определяне на местоположението им в зоната за събиране (между 74 и 180 m надморска височина). Измерете физичните и химичните параметри във водния стълб с помощта на многопараметрични сонди (проводимост, температура и дълбочина, CTD). Данните бяха събрани с помощта на сонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) и обработени с помощта на софтуер SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Извършена е визуална проверка на морското дъно с помощта на ROV устройство „Pollux III“ (GEItaliana) (дистанционно управлявано превозно средство) с две камери (ниска и висока разделителна способност).
Получаването на многолъчеви данни беше извършено с помощта на 100 KHz многолъчева сонарна система Simrad EM710 (Kongsberg). Системата е свързана с диференциална система за глобално позициониране, за да се осигурят субметрични грешки в позиционирането на лъча. Акустичният импулс има честота 100 KHz, импулс на изстрелване от 150° градуса и цял отвор от 400 лъча. Измерете и приложете профили на скоростта на звука в реално време по време на придобиване. Данните бяха обработени с помощта на софтуер PDS2000 (Reson-Thales) съгласно стандарта на Международната хидрографска организация (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) за навигация и корекция на приливите и отливите. Намаляването на шума поради случайни пикове на инструмента и изключване на лъч с лошо качество беше извършено с инструменти за редактиране на лента и премахване на пикове. Непрекъснатото откриване на скоростта на звука се извършва от килова станция, разположена близо до многолъчевия преобразувател, и придобива и прилага профили на скоростта на звука в реално време във водния стълб на всеки 6-8 часа, за да осигури скорост на звука в реално време за правилно управление на лъча. Целият набор от данни се състои от приблизително 440 km2 (дълбочина 0-1200 m). Данните бяха използвани за предоставяне на цифров модел на терена с висока разделителна способност (DTM), характеризиращ се с размер на клетката на мрежата 1 m. Крайният DTM (фиг.1а) беше направено с данни за терена (>0 m над морското равнище), получени при размер на клетката от 20 m от Италианския геовоенен институт.
55-километров едноканален профил на сеизмични данни с висока разделителна способност, събран по време на безопасни океански круизи през 2007 г. и 2014 г., покрива площ от приблизително 113 квадратни километра, и двата на R/V Urania. Профилите на Marisk (напр. L1 сеизмичен профил, Фиг. 1b) са получени с помощта на бумерната система IKB-Seistec. Устройството за събиране се състои от 2,5 m катамаран, в който са поставени източникът и приемникът. Сигнатурата на източника се състои от единичен положителен пик, който се характеризира в честотния диапазон 1-10 kHz и позволява да се разделят рефлектори, разделени от 25 cm. Безопасните сеизмични профили са получени с помощта на 1,4 Kj многовърхов сеизмичен източник Geospark, свързан със софтуера Geotrace (Geo Marine Survey System). Системата се състои от катамаран, съдържащ 1–6 0,02 KHz източник, който прониква до 400 милисекунди в меки седименти под морското дъно, с теоретична вертикална разделителна способност от 30 cm. Както устройствата Safe, така и Marsik са получени при скорост от 0,33 изстрела/сек със скорост на кораба <3 Kn. Данните са обработени и представени с помощта на софтуера Geosuite Allworks със следния работен процес: корекция на дилатацията, заглушаване на водния стълб, 2-6 KHz bandpass I IR филтриране и AGC.
Газът от подводния фумарол се събира на морското дъно с помощта на пластмасова кутия, снабдена с гумена диафрагма от горната страна, поставена с главата надолу от ROV над вентилационния отвор. След като въздушните мехурчета, влизащи в кутията, напълно заменят морската вода, ROV се връща на дълбочина от 1 m и водолазът прехвърля събрания газ през гумена преграда в две предварително вакуумирани 60 ml стъклени колби, оборудвани с Teflo n спирателни кранове, в които One е напълнен с 20 mL 5N разтвор на NaOH (колба тип Гегенбах). Основните киселинни газове (CO2 и H2S) се разтварят в алкалния разтвор, докато газовите видове с ниска разтворимост (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и леки въглеводороди) се съхраняват в горното пространство на бутилката за проби. Неорганичните газове с ниска разтворимост се анализират чрез газова хроматография тография (GC), използвайки Shimadzu 15A, оборудван с 10 m дълга колона с молекулярно сито 5A и детектор за топлопроводимост (TCD) 54. Аргонът и O2 бяха анализирани с помощта на газов хроматограф Thermo Focus, оборудван с 30 m дълга колона с капилярно молекулярно сито и TCD. Метанът и леките въглеводороди бяха анализирани с помощта на газов хроматограф Shimadzu 14A, оборудван с колона от неръждаема стомана с дължина 10 m, напълнена с Chromosorb PAW 80/100 mesh, покрита с 23% SP 1700 и пламъчно-йонизационен детектор (FID). Течната фаза се използва за анализ на 1) CO2, as, титруван с 0,5 N разтвор на HCl (Metrohm Basic Titrino) и 2) H2S, as, след окисление с 5 mL H2O2 (33%) чрез йонна хроматография (IC) (IC) (Wantong 761). Аналитичната грешка на титруване, GC и IC анализ е по-малка от 5%. След стандартни процедури за екстракция и пречистване на газови смеси, 13C/12C CO2 (изразен като δ13C-CO2% и V-PDB) се анализира с помощта на масспектрометър Finningan Delta S55,56. Стандартите, използвани за оценената външна прецизност беше мрамор Carrara и San Vincenzo (вътрешен), NBS18 и NBS19 (международен), докато аналитичната грешка и възпроизводимостта бяха съответно ±0,05% и ±0,1%.
Стойностите на δ15N (изразени като % спрямо въздух) и 40Ar/36Ar бяха определени с помощта на газов хроматограф (GC) Agilent 6890 N, свързан с масов спектрометър с непрекъснат поток Finnigan Delta plusXP. Грешката при анализа е: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Изотопното съотношение He (изразено като R/Ra, където R е 3He/4He, измерено в пробата, а Ra е същото съотношение в атмосферата: 1,39 × 10−6)57 беше определено в лабораторията на INGV-Палермо (Италия) 3He, 4He и 20Ne бяха определени с помощта на масспектрометър с двоен колектор (Helix SFT-GVI)58 след разделяне на He и Ne. Грешка при анализа ≤ 0,3%. Типични празни проби за He и Ne са съответно <10-14 и <10-16 mol.
Как да цитирам тази статия: Passaro, S. et al. Издигането на морското дъно, предизвикано от процес на обезгазяване, разкрива зараждаща се вулканична дейност по крайбрежието.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Геологията и биологията на съвременните и древни въглеводородни канали и отвори на морското дъно: въведение.Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Глобалната поява на газови хидрати. В Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Природни газови хидрати: Поява, разпространение и откриване. Геофизична монография на Американския геофизичен съюз 124, 2001).
Fisher, AT Геофизични ограничения върху хидротермалната циркулация. В: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Доклад от семинара в Дърам, Пренос на енергия и маса в морските хидротермални системи, Дърамска университетска преса, Берлин (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Структура и динамика на хидротермалните системи на средноокеанския хребет. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Текущи възгледи за газови хидратни ресурси.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Вътрешна структура и история на изригването на километрова кална вулканична система в Южно Каспийско море. Басейн Резервоар 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Характеристики на морското дъно, свързани с просмукване на въглеводороди от дълбоководни могили от карбонатна кал в залива на Кадис: от поток от кал до карбонатни седименти. Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D сеизмично представяне на тръбопроводи за изтичане на флуиди в километричен мащаб край брега на Намибия. Басейн Резервоар 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Характеристики на флуидния поток в нефто- и газопроводните системи: Какво ни казват те за еволюцията на басейна? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Вертикална еволюция на неогенската кватернерна флуидна структура във връзка с газовите потоци в басейна на Долно Конго, офшорна Ангола. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Хидротермална и тектонична активност в северното езеро Йелоустоун, Уайоминг.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Тиренският басейн и Апенинската дъга: Кинематични връзки от късния тотонски период. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Тектонска и земна структура на континенталната граница на Кампания: връзка с вулканичната активност.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Относителната роля на рифтовата тектоника и процесите на магматично издигане: извод от геофизични, структурни и геохимични данни във вулканичния регион на Неапол (южна Италия).Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Механизми на скорошно вертикално движение на кората в кратера Campi Flegrei в южна Италия.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, стр. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Краткосрочна земна деформация и сеизмичност в вградения кратер Campi Flegrei (Италия): пример за активно масово възстановяване в гъсто населен район. J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. и Saccorotti, G. Хидротермален произход на продължителна дългосрочна 4D активност във вулканичния комплекс Campi Flegrei в Италия.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. и Mastrolorenzo, G. Бърза диференциация в первазоподобни магматични резервоари: казус от кратера Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Времевите серии на InSAR, корелационният анализ и моделирането на времевата корелация разкриват възможно свързване на Campi Flegrei и Vesuvius.J.Вулкан.геотермален.резервоар.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Структурна и стратиграфска структура на първата половина на Тиренския грабен (Неаполския залив, Италия). Конструктивна физика 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Източници на въглерод във вулканична пепел от Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Стратиграфия на каньона: Отговори на спада на морското ниво и тектонично издигане на външния континентален шелф (източен Тиренски край, Италия). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).