Paldies, ka apmeklējāt vietni Nature.com. Jūsu izmantotajai pārlūkprogrammas versijai ir ierobežots CSS atbalsts. Lai nodrošinātu vislabāko pieredzi, iesakām izmantot atjauninātu pārlūkprogrammu (vai izslēgt saderības režīmu pārlūkprogrammā Internet Explorer). Tikmēr, lai nodrošinātu nepārtrauktu atbalstu, vietne tiks attēlota bez stiliem un JavaScript.
Mēs ziņojam par aktīvas jūras gultnes pacelšanās un gāzu emisiju pierādījumiem vairākus kilometrus no Neapoles ostas (Itālija) no krasta. Bedras, lūzumi un krāteri ir jūras gultnes iezīmes. Šie veidojumi attēlo seklu garozas struktūru virsotnes, tostarp pagodas, lūzumus un krokas, kas mūsdienās ietekmē jūras gultni. Tie reģistrēja hēlija un oglekļa dioksīda pacelšanos, spiediena pieaugumu un izdalīšanos mantijas kušanas un garozas iežu dekarbonizācijas reakcijās. Šīs gāzes, visticamāk, ir līdzīgas tām, kas baro Iskijas, Kampi Flegres un Somas-Vezuva hidrotermālās sistēmas, kas liecina par mantijas avotu, kas sajaukts ar garozas šķidrumiem zem Neapoles līča. Zemūdens izplešanās un plīsumi, ko izraisa gāzes pacelšanās un spiediena process, prasa 2-3 MPa pārspiedienu. Jūras gultnes pacelšanās, lūzumi un gāzu emisijas ir nevulkānisku satricinājumu izpausmes, kas var liecināt par jūras gultnes izvirdumiem un/vai hidrotermāliem sprādzieniem.
Dziļūdens hidrotermālās (karstā ūdens un gāzes) izplūdes ir izplatīta iezīme vidusokeāna grēdās un konverģentu plātņu malās (tostarp salu loku applūdušajās daļās), savukārt aukstās gāzu hidrātu (hlātrātu) izplūdes bieži ir raksturīgas kontinentālajiem šelfiem un pasīvajām malām1, 2,3,4,5. Jūras gultnes hidrotermālo izplūžu rašanās piekrastes zonās norāda uz siltuma avotiem (magmas rezervuāriem) kontinentālajā garozā un/vai mantijā. Šīs izplūdes var notikt pirms magmas pacelšanās caur Zemes garozas augšējiem slāņiem un kulminēt ar vulkānisko jūras kalnu izvirdumu un izvietošanos6. Tāpēc ir svarīgi identificēt (a) morfoloģijas, kas saistītas ar aktīvu jūras gultnes deformāciju, un (b) gāzu emisijas apdzīvotu piekrastes zonu, piemēram, Neapoles vulkāniskā reģiona Itālijā (~1 miljons iedzīvotāju), tuvumā, lai novērtētu iespējamos vulkānu izvirdumus.Sekla izvirduma gadījumā. Turklāt, lai gan morfoloģiskās pazīmes, kas saistītas ar dziļūdens hidrotermālo vai hidrātu gāzu emisijām, ir relatīvi labi zināmas to ģeoloģisko un bioloģisko īpašību dēļ, izņēmumi ir morfoloģiskās pazīmes, kas saistītas ar seklākiem ūdeņiem, izņemot tās, kas rodas In ezerā. 12, ir salīdzinoši maz ierakstu. Šeit mēs piedāvājam jaunus batimetriskiskos, seismiskos, ūdens staba un ģeoķīmiskos datus par zemūdens, morfoloģiski un strukturāli sarežģītu reģionu Neapoles līcī (Itālijas dienvidos), aptuveni 5 km attālumā no Neapoles ostas, ko ietekmē gāzu emisijas. Šie dati tika apkopoti SAFE_2014 (2014. gada augustā) kruīza laikā ar kuģi Urania. Mēs aprakstām un interpretējam jūras gultnes un pazemes struktūras, kur notiek gāzu emisijas, pētām ventilācijas šķidrumu avotus, identificējam un raksturojam mehānismus, kas regulē gāzes pacelšanos un ar to saistīto deformāciju, un apspriežam vulkanoloģijas ietekmi.
Neapoles līcis veido Plio-kvartāra rietumu malu, ZR-DA pagarināto Kampānijas tektonisko ieplaku13,14,15. Uz AU no Iskijas (apm. 150.–1302. g. m.ē.), Kampi Flegrei krātera (apm. 300.–1538. g. m.ē.) un Somas-Vezuva (no <360. g.–1944. g. m.ē.). Šī struktūra ierobežo līci ziemeļos)15, savukārt dienvidos tā robežojas ar Sorento pussalu (1. att.). Neapoles līci ietekmē dominējošie ZR-DR un sekundārie ZR-DA nozīmīgie lūzumi (1. att.)14,15. Iskijai, Kampi Flegrei un Somas-Vezuvam raksturīgas hidrotermālas izpausmes, zemes deformācija un sekla seismiskums16,17,18 (piemēram, turbulences notikums Kampi Flegrei 1982.–1984. gadā ar 1,8 m pacēlumu un tūkstošiem zemestrīču). Jaunākie pētījumi19,20 liecina, ka varētu pastāvēt Saikne starp Soma-Vezuva un Campi Flegre dinamiku, iespējams, saistīta ar "dziļām" atsevišķām magmas rezervuāriem. Vulkāniskā aktivitāte un jūras līmeņa svārstības pēdējos 36 tūkstošos gadu Campi Flegrei un 18 tūkstošos gadu Somma Vezuva kontrolēja Neapoles līča nogulumiežu sistēmu. Zemais jūras līmenis pēdējā ledāja maksimuma laikā (18 tūkstoši gadu) noveda pie seklās jūras nogulumiežu sistēmas regresijas, ko vēlāk aizpildīja transgresīvi notikumi vēlā pleistocēna-holocēna laikā. Zemūdens gāzu emisijas ir konstatētas ap Iskijas salu, pie Campi Flegre krastiem un netālu no Soma-Vezuva kalna (1.b att.).
(a) Kontinentālā šelfa un Neapoles līča morfoloģiskā un strukturālā struktūra 15, 23, 24, 48. Punkti ir galvenie zemūdens izvirdumu centri; sarkanās līnijas apzīmē galvenos lūzumus. (b) Neapoles līča batimetrija ar atklātiem šķidruma atverēm (punkti) un seismisko līniju pēdām (melnās līnijas). Dzeltenās līnijas ir seismisko līniju L1 un L2 trajektorijas, kas parādītas 6. attēlā. Banco della Montagna (BdM) kupolveida struktūru robežas ir atzīmētas ar zilām pārtrauktām līnijām (a, b). Dzeltenie kvadrāti apzīmē akustisko ūdens staba profilu atrašanās vietas, un CTD-EMBlank, CTD-EM50 un ROV kadri ir parādīti 5. attēlā. Dzeltenais aplis apzīmē paraugu ņemšanas gāzes izplūdes vietu, un tās sastāvs ir parādīts S1 tabulā. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) izmanto Surfer® 13 ģenerētu grafiku.
Pamatojoties uz datiem, kas iegūti SAFE_2014 (2014. gada augusts) kruīza laikā (sk. Metodes), ir izveidots jauns Neapoles līča digitālais reljefa modelis (DTM) ar 1 m izšķirtspēju. DTM rāda, ka jūras gultnei uz dienvidiem no Neapoles ostas raksturīga lēzeni slīpa, uz dienvidiem vērsta virsma (slīpums ≤3°), ko pārtrauc 5,0 × 5,3 km liela kupolveida struktūra, kas vietēji pazīstama kā Banco della Montagna (BdM). Att. 1.a,b).BdM attīstās aptuveni 100 līdz 170 metru dziļumā, 15 līdz 20 metrus virs apkārtējās jūras gultnes.BdM kupolam bija uzkalniņam līdzīga morfoloģija, pateicoties 280 apakšapļa līdz ovāliem uzkalniem (2.a att.), 665 konusiem un 30 bedrēm (3. un 4. att.).Uzkalniņa maksimālais augstums un apkārtmērs ir attiecīgi 22 m un 1800 m.Uzkalniņu apaļums [C = 4π(laukums/perimetrs2)] samazinājās, palielinoties perimetram (2.b att.).Uzkalniņu aksiālās attiecības svārstījās no 1 līdz 6,5, uzkalniem ar aksiālo attiecību > 2 uzrādot vēlamo N45°E + 15° triecienu un izkliedētāku sekundāru, izkliedētāku N105°E līdz N145°E triecienu (2.c att.). Atsevišķi vai izlīdzināti konusi atrodas BdM plaknē un uzkalniņa augšpusē (3.a,b att.). Konusu izvietojums atbilst uzkalniņu izvietojumam, uz kuriem tie atrodas. Bedras parasti atrodas uz līdzenā jūras gultnes (3.c att.) un reizēm uz uzkalniņiem. Konusu un bedras telpiskais blīvums liecina, ka dominējošais ZA-DR izvietojums norobežo BdM kupola ziemeļaustrumu un dienvidrietumu robežas (4.a,b att.); mazāk paplašinātais ZR-DA maršruts atrodas centrālajā BdM reģionā.
(a) Banco della Montagna (BdM) kupola digitālais reljefa modelis (1 m šūnas izmērs). (b) BdM uzkalnu perimetrs un apaļums. (c) Vispiemērotākās elipses, kas ieskauj uzkalnu, galvenās ass aksiālā attiecība un leņķis (orientācija). Digitālā reljefa modeļa standarta kļūda ir 0,004 m; perimetra un apaļuma standartkļūdas ir attiecīgi 4,83 m un 0,01, un aksiālās attiecības un leņķa standartkļūdas ir attiecīgi 0,04 un 3,34°.
2. attēlā no DTM iegūtā informācija par identificētajiem konusiem, krāteriem, uzkalniem un bedrēm BdM reģionā.
(a) Izlīdzināšanas konusi uz līdzena jūras gultnes; (b) konusi un krāteri uz ZR-DA virziena tieviem uzkalniem; (c) bedrainas vietas uz viegli iegremdētas virsmas.
(a) Atklāto krāteru, bedru un aktīvo gāzu izlāžu telpiskais sadalījums. (b) (a) punktā ziņotais krāteru un bedru telpiskais blīvums (skaits/0,2 km2).
No ROV ūdens staba eholotes attēliem un tiešajiem jūras gultnes novērojumiem, kas iegūti SAFE_2014 kruīza laikā 2014. gada augustā, mēs identificējām 37 gāzveida emisijas BdM reģionā (4. un 5. attēls). Šo emisiju akustiskās anomālijas rāda vertikāli pagarinātas formas, kas paceļas no jūras gultnes, vertikāli svārstoties no 12 līdz aptuveni 70 m (5. a att.). Dažās vietās akustiskās anomālijas veidoja gandrīz nepārtrauktu “vilcienu”. Novērotās burbuļu strūklas ir ļoti dažādas: no nepārtrauktām, blīvām burbuļu plūsmām līdz īslaicīgām parādībām (1. papildfilma). ROV pārbaude ļauj vizuāli pārbaudīt jūras gultnes šķidruma atveru rašanos un izceļ nelielas bedras jūras gultnē, dažreiz tās ieskauj sarkani līdz oranži nogulumi (5. b att.). Dažos gadījumos ROV kanāli atkārtoti aktivizē emisijas. Atveres morfoloģija rāda apļveida atveri augšpusē bez uzliesmojuma ūdens stabā. pH līmenis ūdens stabā tieši virs izplūdes vietas uzrādīja ievērojamu kritumu, kas norāda uz skābākiem apstākļiem lokāli (5. c, d att.). Jo īpaši pH līmenis virs BdM gāzes izplūdes pie 75 m dziļumā pH samazinājās no 8,4 (70 m dziļumā) līdz 7,8 (75 m dziļumā) (5.c att.), savukārt citās Neapoles līča vietās pH vērtības dziļuma intervālā no 8,3 līdz 8,5 bija no 0 līdz 160 m (5.d att.). Divās vietās Neapoles līča BdM apgabalā un ārpus tā nebija būtisku jūras ūdens temperatūras un sāļuma izmaiņu. 70 m dziļumā temperatūra ir 15 °C un sāļums ir aptuveni 38 PSU (5.c,d att.). pH, temperatūras un sāļuma mērījumi liecināja par: a) skābu šķidrumu līdzdalību, kas saistīti ar BdM degazēšanas procesu, un b) termisko šķidrumu un sālsūdens neesamību vai ļoti lēnu izplūdi.
(a) Akustiskā ūdens staba profila iegūšanas logs (ehometrs Simrad EK60). Vertikāla zaļa josla, kas atbilst gāzes uzliesmojumam, kas konstatēts EM50 šķidruma izplūdē (apmēram 75 m zem jūras līmeņa), kas atrodas BdM reģionā; ir parādīti arī gultnes un jūras gultnes multipleksa signāli. (b) savākti ar tālvadības transportlīdzekli BdM reģionā. Vienīgajā fotoattēlā redzams neliels krāteris (melns aplis), ko ieskauj sarkani līdz oranži nogulumi. (c, d) Daudzparametru zondes CTD dati, kas apstrādāti, izmantojot SBED-Win32 programmatūru (Seasave, 7.23.2. versija). Izvēlēto ūdens staba parametru (sāļums, temperatūra, pH un skābeklis) modeļi virs šķidruma izplūdes EM50 (c panelis) un ārpus Bdm izplūdes zonas paneļa (d).
Laikā no 2014. gada 22. līdz 28. augustam no pētījuma zonas mēs savācām trīs gāzes paraugus. Šie paraugi uzrādīja līdzīgu sastāvu, dominējot CO2 (934–945 mmol/mol), kam sekoja atbilstošas ​​N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) un H2S (0,10 mmol/mol) koncentrācijas –0,44 mmol/mol, savukārt H2 un He bija mazāk izplatīti (attiecīgi <0,052 un <0,016 mmol/mol) (1.b attēls; S1 tabula, 2. papildfilma). Tika izmērītas arī relatīvi augstas O2 un Ar koncentrācijas (attiecīgi līdz 3,2 un 0,18 mmol/mol). Vieglo ogļūdeņražu summa svārstās no 0,24 līdz 0,30 mmol/mol un sastāv no C2-C4 alkāniem, aromātiskiem savienojumiem (galvenokārt benzola), propēna un sēru saturošiem savienojumiem (tiofēna). 40Ar/36Ar vērtība atbilst gaisa (295,5), lai gan paraugam EM35 (BdM kupols) ir vērtība 304, kas uzrāda nelielu 40Ar pārpalikumu. δ15N attiecība bija augstāka nekā gaisam (līdz +1,98% pret gaisu), savukārt δ13C-CO2 vērtības svārstījās no -0,93 līdz 0,44% pret V-PDB. R/Ra vērtības (pēc gaisa piesārņojuma korekcijas, izmantojot 4He/20Ne attiecību) bija no 1,66 līdz 1,94, kas norāda uz lielu He mantijas frakcijas klātbūtni. Apvienojot hēlija izotopu ar CO2 un tā stabilo izotopu 22, emisiju avotu BdM var vēl vairāk noskaidrot. CO2 kartē CO2/3He pret δ13C (6. att.) BdM gāzes sastāvs ir salīdzināts ar Iskijas, Kampi Flegrei un Sommas-Vezuva fumarolām. 6. attēlā ir redzamas arī teorētiskās sajaukšanās līnijas starp trim dažādām oglekļa atomiem. Avoti, kas var būt iesaistīti BdM gāzes ražošanā: izšķīduši no mantijas radušies kausējumi, organiskām vielām bagāti nogulumi un karbonāti. BdM paraugi atrodas uz sajaukšanās līnijas, ko attēlo trīs Kampānijas vulkāni, tas ir, sajaukšanās starp mantijas gāzēm (kuras datu pielāgošanas nolūkos tiek pieņemtas kā nedaudz bagātinātas ar oglekļa dioksīdu salīdzinājumā ar klasiskajiem MORB) un reakcijām, ko izraisa garozas dekarbonizācija. Iegūtais gāzes iezis.
Salīdzināšanas nolūkā ir norādītas hibrīdlīnijas starp mantijas sastāvu un kaļķakmens un organisko nogulumu gala locekļiem. Kastes attēlo Iskijas, Campi Flegrei un Somma-Vesvius 59, 60, 61 fumarolu apgabalus. BdM paraugs atrodas Kampānijas vulkāna jauktajā tendencē. Jauktās līnijas gala locekļu gāze ir no mantijas avota, kas ir gāze, kas rodas karbonātu minerālu dekarburizācijas reakcijā.
Seismiskie griezumi L1 un L2 (1.b un 7. att.) parāda pāreju starp BdM un Somma-Vezuvija (L1, 7.a att.) un Campi Flegrei (L2, 7.b att.) vulkānisko reģionu distālajām stratigrāfiskajām sekvencēm. BdM raksturo divu galveno seismisko veidojumu klātbūtne (MS un PS 7. attēlā). Augšējais slānis (MS) rāda subparalēlus reflektorus ar augstu līdz vidēju amplitūdu un sānu nepārtrauktību (7.b,c att.). Šis slānis ietver jūras nogulumus, ko vilkusi pēdējā ledāja maksimuma (LGM) sistēma, un sastāv no smiltīm un māla23. Pamatā esošajam PS slānim (7.b–d att.) raksturīga haotiska līdz caurspīdīga fāze kolonnu vai smilšu pulksteņu formā. PS nogulumu augšdaļa veidoja jūras gultnes uzbērumus (7.d att.). Šīs diapīriem līdzīgās ģeometrijas parāda PS caurspīdīga materiāla iekļūšanu augšējos MS nogulumos. Pacēlums ir atbildīgs par kroku un lūzumu veidošanos, kas ietekmē MS slāni un tā virsējo slāni. Mūsdienu BdM jūras gultnes nogulumi (7.b–d att.). MS stratigrāfiskais intervāls ir skaidri delaminēts L1 sekcijas ZA daļā, savukārt tas kļūst baltāks BdM virzienā, jo tajā atrodas ar gāzi piesātināts slānis (GSL), ko klāj daži MS secības iekšējie līmeņi (7.a att.). Gravitācijas serdeņi, kas savākti BdM augšpusē, kas atbilst caurspīdīgajam seismiskajam slānim, norāda, ka augšējie 40 cm sastāv no smiltīm, kas nogulsnējušās nesen līdz mūsdienām; )24,25 un pumeka fragmenti no Campi Flegrei sprādzienbīstamā izvirduma “Neapoles dzeltenajā tufā” (14,8 kat.)26. PS slāņa caurspīdīgo fāzi nevar izskaidrot tikai ar haotiskiem sajaukšanās procesiem, jo ​​haotiskie slāņi, kas saistīti ar zemes nogruvumiem, dubļu plūsmām un piroklastiskajām plūsmām, kas atrodami ārpus BdM Neapoles līcī, ir akustiski necaurspīdīgi21,23,24. Mēs secinām, ka novērotās BdM PS seismiskās fācijas, kā arī zemūdens atseguma PS slāņa izskats (7.d att.) atspoguļo dabasgāzes pacelšanos.
(a) Vienvirziena seismiskais profils L1 (navigācijas trase 1.b attēlā), kurā attēlots kolonnu (pagodas) telpiskais izkārtojums. Pagoda sastāv no haotiskiem pumeka un smilšu nogulumiem. Ar gāzi piesātinātais slānis, kas atrodas zem pagodas, novērš dziļāko veidojumu nepārtrauktību. (b) Vienkanāla seismiskais profils L2 (navigācijas trase 1.b attēlā), kurā izcelti jūras gultnes uzbērumu, jūras (MS) un pumeka smilšu nogulumu (PS) iegriezumi un deformācijas. (c) Deformācijas detaļas MS un PS ir norādītas (c, d). Pieņemot, ka augšējā nogulumu slānī ātrums ir 1580 m/s, 100 ms atbilst aptuveni 80 m vertikālajā mērogā.
BdM morfoloģiskās un strukturālās īpašības ir līdzīgas citiem zemūdens hidrotermālajiem un gāzu hidrātu laukiem visā pasaulē2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 un bieži ir saistītas ar pacēlumiem (velvēm un uzkalniem) un gāzes izplūdi (konusiem, bedrēm). BdM izlīdzināti konusi un bedres, kā arī iegareni uzkalniņi norāda uz strukturāli kontrolētu caurlaidību (2. un 3. attēls). Uzkalniņu, bedru un aktīvo atveru telpiskais izvietojums liecina, ka to izplatību daļēji kontrolē ZR-DA un ZA-DR trieciena plaisas (4.b att.). Šīs ir vēlamās lūzumu sistēmu zonas, kas ietekmē Campi Flegrei un Somma-Vezuvija vulkāniskās zonas un Neapoles līci. Jo īpaši pirmā struktūra kontrolē hidrotermālās izplūdes atrašanās vietu no Campi Flegrei krātera35. Tāpēc mēs secinām, ka lūzumi un plaisas Neapoles līcī ir vēlamais gāzes migrācijas ceļš uz virsmu, kas ir raksturīga arī citiem strukturāli kontrolētiem hidrotermālajiem laukiem. sistēmas36,37. Jāatzīmē, ka BdM konusi un bedres ne vienmēr bija saistītas ar uzkalniem (3.a, c att.). Tas liecina, ka šie uzkalniņi ne vienmēr ir bedru veidošanās priekšteči, kā citi autori ir norādījuši uz gāzes hidrātu zonām32,33. Mūsu secinājumi apstiprina hipotēzi, ka kupola jūras gultnes nogulumu izjaukšana ne vienmēr noved pie bedru veidošanās.
Trīs savāktās gāzveida emisijas uzrāda hidrotermāliem šķidrumiem raksturīgas ķīmiskās pazīmes, proti, galvenokārt CO2 ar ievērojamu reducējošo gāzu (H2S, CH4 un H2) un vieglo ogļūdeņražu (īpaši benzola un propilēna) koncentrāciju38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (S1 tabula). Atmosfēras gāzu (piemēram, O2) klātbūtne, kuru klātbūtne zemūdeņu emisijās nav paredzama, var būt saistīta ar piesārņojumu no jūras ūdenī izšķīdušā gaisa, kas nonāk saskarē ar gāzēm, kas uzglabātas plastmasas kastēs, ko izmanto paraugu ņemšanai, jo ROV tiek izvadīti no okeāna dibena jūrā, lai tos noņemtu. Turpretī pozitīvas δ15N vērtības un augsts N2/Ar (līdz 480), kas ir ievērojami augstāks nekā ASW (ar gaisu piesātināts ūdens), liecina, ka lielākā daļa N2 tiek ražota no ārpusatmosfēras avotiem, kas atbilst šo gāzu dominējošajai hidrotermālajai izcelsmei. BdM gāzes hidrotermāli vulkānisko izcelsmi apstiprina CO2 un He saturs un to izotopu pazīmes.Oglekļa izotopi (δ13C-CO2 no -0,93% līdz +0,4%) un CO2/3He vērtības ​​(no 1,7 × 1010 līdz 4,1 × 1010) liecina, ka BdM paraugi pieder pie jauktas fumarolu tendences ap Neapoles līča apvalka gala locekļiem un dekarbonizāciju. Attiecība starp reakcijas laikā radītajām gāzēm (6. attēls). Precīzāk, BdM gāzes paraugi atrodas gar sajaukšanās tendenci aptuveni tajā pašā vietā, kur šķidrumi no blakus esošajiem Campi Flegrei un Somma-Veusivus vulkāniem. Tie ir vairāk klāti ar Zemes garozu nekā Ischia fumaroli, kas atrodas tuvāk apvalka galam. Somma-Vezuvijs un Campi Flegrei ir augstākas 3He/4He vērtības ​​(R/Ra no 2,6 līdz 2,9) nekā BdM (R/Ra no 1,66 līdz 1,96; S1 tabula). Tas liecina, ka radiogēnā He pievienošana un uzkrāšanās radusies no viena un tā paša magmas avota. kas baroja Somma-Vezuvija un Kampi Flegrei vulkānus. Nosakāmu organiskā oglekļa frakciju trūkums BdM emisijās liecina, ka organiskie nogulumi nav iesaistīti BdM degazēšanas procesā.
Pamatojoties uz iepriekš minētajiem datiem un eksperimentālo kupolveida struktūru modeļu rezultātiem, kas saistīti ar zemūdens gāzi bagātiem reģioniem, dziļa gāzes spiediena ietekme var būt atbildīga par kilometru mēroga BdM kupolu veidošanos. Lai novērtētu pārspiedienu Pdef, kas noved pie BdM velves, mēs izmantojām plānslāņu mehānikas modeli33,34, pieņemot, ka no apkopotajiem morfoloģiskajiem un seismiskajiem datiem BdM velve ir apakšapļa loksne ar rādiusu a, kas ir lielāks nekā deformēta mīksta viskoza nogulsne. Vertikālā maksimālā nobīde w un biezums h (1. papildattēls). Pdef ir starpība starp kopējo spiedienu un iežu statisko spiedienu plus ūdens staba spiedienu. BdM gadījumā rādiuss ir aptuveni 2500 m, w ir 20 m, un h maksimums, kas aprēķināts no seismiskā profila, ir aptuveni 100 m. Mēs aprēķinām Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 no sakarības, kur D ir lieces stingrība; D ir dots ar (E h3)/[12(1 – ν2)], kur E ir noguluma Janga modulis, ν ir Puasona koeficients (~0,5)33. Tā kā BdM nogulumu mehāniskās īpašības nevar izmērīt, mēs noteicām E = 140 kPa, kas ir saprātīga vērtība piekrastes smilšainiem nogulumiem47, līdzīgi kā BdM14,24. Mēs neņemam vērā augstākas E vērtības, kas literatūrā ziņotas par māla nogulumiem (300 < E < 350 000 kPa)33,34, jo BDM nogulumi galvenokārt sastāv no smiltīm, nevis no dūņām vai māla24. Mēs iegūstam Pdef = 0,3 Pa, kas atbilst jūras gultnes pacelšanās procesu aplēsēm gāzes hidrātu baseinu vidē, kur Pdef svārstās no 10-2 līdz 103 Pa, un zemākas vērtības norāda uz zemu ūdens/a un/vai ko. BdM stingrības samazināšanās nogulumu lokālas gāzes piesātinājuma dēļ un/vai Jau esošu plaisu parādīšanās var arī veicināt bojājumus un sekojošu gāzes izdalīšanos, ļaujot veidoties novērotajām ventilācijas struktūrām. Savāktie atstarotie seismiskie profili (7. att.) liecināja, ka PS nogulumi tika pacelti no GSL, izspiežot virsējos MS jūras nogulumus, kā rezultātā veidojās uzkalniņi, krokas, lūzumi un nogulumu iegriezumi (7.b,c att.). Tas liecina, ka 14,8 līdz 12 tūkstošus gadu vecais pumeks ir iekļuvis jaunākajā MS slānī, izmantojot augšupvērstu gāzes transportēšanas procesu. BdM struktūras morfoloģiskās iezīmes var uzskatīt par GSL radītās šķidruma izplūdes radītā pārspiediena rezultātu. Ņemot vērā, ka aktīvu izplūdi var redzēt no jūras dibena līdz pat 170 m virs jūras līmeņa48, mēs pieņemam, ka šķidruma pārspiediens GSL pārsniedz 1700 kPa. Gāzu migrācija uz augšu nogulumos arī izraisīja MS esošā materiāla beršanu, izskaidrojot haotisku nogulumu klātbūtni gravitācijas kodolos, kas ņemti uz BdM25. Turklāt GSL pārspiediens rada sarežģītu lūzumu sistēmu (daudzstūra lūzums 7.b attēlā). Kopumā šī morfoloģija, struktūra un stratigrāfiskā apmetne, ko dēvē par "pagodām"49,50, sākotnēji tika attiecināta uz vecu ledāju veidojumu sekundāro ietekmi, un pašlaik tiek interpretētas kā augošas gāzes31,33 vai evaporītu50 ietekme. Kampānijas kontinentālajā malā iztvaikojošie nogulumi ir reti sastopami, vismaz garozas augšējos 3 km. Tāpēc BdM pagodu augšanas mehānismu, visticamāk, kontrolē gāzes līmeņa paaugstināšanās nogulumos. Šo secinājumu apstiprina pagodas caurspīdīgās seismiskās facijas (7. att.), kā arī iepriekš ziņotie gravitācijas kodola dati24, kur mūsdienu smiltis izvirst ar "Pomici Principali"25 un "Naples Yellow Tuff"26 Campi Flegrei. Turklāt PS nogulumi iebruka un deformēja augšējo MS slāni (7.d att.). Šis strukturālais izvietojums liecina, ka pagoda attēlo augošu struktūru, nevis tikai gāzes cauruļvads. Tādējādi pagodas veidošanos nosaka divi galvenie procesi: a) mīksto nogulumu blīvums samazinās, gāzei ieplūstot no apakšas; b) gāzes un nogulumu maisījums ceļas, kas ir novērotais krokošanās, lūzuma un lūzuma cēlonis MS nogulumos (7. attēls). Līdzīgs veidošanās mehānisms ir ierosināts pagodām, kas saistītas ar gāzes hidrātiem Dienvidskotijas jūrā (Antarktīdā). BdM pagodas parādījās grupās kalnainos apgabalos, un to vertikālais apjoms divvirzienu ceļošanas laikā (TWTT) bija vidēji 70–100 m (7.a att.). MS viļņošanās klātbūtnes dēļ un ņemot vērā BdM gravitācijas kodola stratigrāfiju, mēs secinām, ka pagodas struktūru veidošanās vecums ir mazāks par aptuveni 14–12 000 gadiem. Turklāt šo struktūru augšana joprojām ir aktīva (7.d att.), jo dažas pagodas ir iebrukušas un deformējušas mūsdienu BdM smiltis (7.d att.).
Pagodas nespēja šķērsot mūsdienu jūras gultni norāda, ka (a) gāzes pacelšanās un/vai lokāla gāzes un nogulumu sajaukšanās pārtraukšana un/vai (b) iespējama gāzes un nogulumu maisījuma sānu plūsma neļauj notikt lokalizētam pārspiediena procesam. Saskaņā ar diapīra teorijas modeli52 sānu plūsma demonstrē negatīvu līdzsvaru starp dubļu un gāzes maisījuma padeves ātrumu no apakšas un ātrumu, ar kādu pagoda pārvietojas uz augšu. Padeves ātruma samazināšanās var būt saistīta ar maisījuma blīvuma palielināšanos gāzes padeves izzušanas dēļ. Iepriekš apkopotie rezultāti un pagodas peldspējas kontrolētā pacelšanās ļauj mums novērtēt gaisa staba augstumu hg. Peldspēju izsaka ar ΔP = hgg (ρw – ρg), kur g ir gravitācija (9,8 m/s2) un ρw un ρg ir attiecīgi ūdens un gāzes blīvumi. ΔP ir iepriekš aprēķinātā Pdef un nogulumu plātnes litostatiskā spiediena Plith summa, t.i., ρsg h, kur ρs ir nogulumu blīvums. Šajā gadījumā hg vērtība, kas nepieciešama vēlamajai peldspējai, ir hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. BdM mēs iestatām Pdef = 0,3 Pa un h = 100 m (skatīt iepriekš), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg ir niecīgs, jo ρw ≫ρg. Mēs iegūstam hg = 245 m, vērtību, kas atspoguļo GSL dibena dziļumu. ΔP ir 2,4 MPa, kas ir pārspiediens, kas nepieciešams, lai pārrautu BdM jūras gultni un izveidotu ventilācijas atveres.
BdM gāzes sastāvs atbilst mantijas avotiem, ko maina šķidrumu pievienošana, kas saistīta ar garozas iežu dekarbonizācijas reakcijām (6. att.). BdM kupolu un aktīvo vulkānu, piemēram, Iskijas, Kampi Flegres un Somas-Vezuva, aptuvenais izvietojums AW virzienā, kā arī izdalīto gāzu sastāvs liecina, ka gāzes, kas izplūst no mantijas zem visa Neapoles vulkāniskā reģiona, ir sajauktas. Arvien vairāk garozas šķidrumu pārvietojas no rietumiem (Iskija) uz austrumiem (Soma-Vezuvijs) (1.b un 6. att.).
Esam secinājuši, ka Neapoles līcī, dažus kilometrus no Neapoles ostas, atrodas 25 km2 plata kupola veida struktūra, ko ietekmē aktīvs degazēšanas process un ko izraisa pagodu un uzkalniņu izvietojums. Pašlaik BdM paraksti liecina, ka nemagmatiska turbulence53 varētu būt pirms embrionāla vulkānisma, t.i., magmas un/vai termisko šķidrumu agrīnas izplūdes. Jāievieš monitoringa pasākumi, lai analizētu parādību evolūciju un atklātu ģeoķīmiskos un ģeofizikālos signālus, kas liecina par potenciāliem magmatiskiem traucējumiem.
Akustiskie ūdens staba profili (2D) tika iegūti SAFE_2014 (2014. gada augusts) kruīza laikā uz kuģa Urania (CNR), ko veica Nacionālās pētniecības padomes Piekrastes jūras vides institūts (IAMC). Akustisko paraugu ņemšanu veica zinātniskā staru sadalīšanas eholote Simrad EK60, kas darbojas ar 38 kHz frekvenci. Akustiskie dati tika reģistrēti ar vidējo ātrumu aptuveni 4 km. Savāktie eholotes attēli tika izmantoti, lai identificētu šķidrumu noplūdes un precīzi noteiktu to atrašanās vietu savākšanas zonā (no 74 līdz 180 m virs jūras līmeņa). Fizikālie un ķīmiskie parametri ūdens stabā tika mērīti, izmantojot daudzparametru zondes (vadītspēja, temperatūra un dziļums, CTD). Dati tika apkopoti, izmantojot CTD 911 zondi (SeaBird, Electronics Inc.), un apstrādāti, izmantojot SBED-Win32 programmatūru (Seasave, 7.23.2. versija). Jūras gultnes vizuāla pārbaude tika veikta, izmantojot “Pollux III” (GEItaliana) ROV ierīci (tālvadības transportlīdzeklis) ar diviem (zemas un augstas izšķirtspējas) kameras.
Daudzstaru datu iegūšana tika veikta, izmantojot 100 kHz Simrad EM710 daudzstaru hidrolokatoru sistēmu (Kongsberg). Sistēma ir savienota ar diferenciālo globālās pozicionēšanas sistēmu, lai nodrošinātu submetriskas kļūdas stara pozicionēšanā. Akustiskā impulsa frekvence ir 100 kHz, impulsa leņķis ir 150°, un kopējais atvērums ir 400 stari. Iegūšanas laikā reāllaikā mēriet un lietojiet skaņas ātruma profilus. Dati tika apstrādāti, izmantojot PDS2000 programmatūru (Reson-Thales) saskaņā ar Starptautiskās Hidrogrāfijas organizācijas standartu (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) navigācijai un plūdmaiņu korekcijai. Trokšņa samazināšana nejaušu instrumentu impulsu un sliktas kvalitātes stara izslēgšanas dēļ tika veikta ar joslu rediģēšanas un impulsu noņemšanas rīkiem. Nepārtrauktu skaņas ātruma noteikšanu veic ķīļa stacija, kas atrodas netālu no daudzstaru devēja, un ik pēc 6–8 stundām iegūst un lieto reāllaika skaņas ātruma profilus ūdens stabā, lai nodrošinātu reāllaika skaņas ātrumu pareizai stara stūrēšanai. Viss datu kopums sastāv no aptuveni 440 km2 (0–1200 m dziļumā). Dati tika izmantoti, lai izveidotu augstas izšķirtspējas digitālo reljefa modeli (DTM), kam raksturīgs 1 m režģa šūnas izmērs. Galīgais DTM (1.a att.) tika izveidots, izmantojot reljefa datus (>0 m virs jūras līmeņa), ko ieguva Itālijas Ģeomilitārais institūts ar 20 m režģa šūnas izmēru.
55 kilometru garš augstas izšķirtspējas vienkanāla seismisko datu profils, kas tika savākts drošu okeāna kruīzu laikā 2007. un 2014. gadā, aptvēra aptuveni 113 kvadrātkilometru lielu platību, abos gadījumos uz kuģa Urania. Marisk profili (piemēram, L1 seismiskais profils, 1.b att.) tika iegūti, izmantojot IKB-Seistec bumera sistēmu. Iegūšanas bloks sastāv no 2,5 m gara katamarāna, kurā atrodas avots un uztvērējs. Avota paraksts sastāv no viena pozitīva pīķa, kas raksturojas frekvenču diapazonā no 1 līdz 10 kHz un ļauj izšķirt reflektorus, kas atdalīti ar 25 cm attālumu. Droši seismiskie profili tika iegūti, izmantojot 1,4 Kj daudzvirzienu Geospark seismisko avotu, kas savienots ar Geotrace programmatūru (Geo Marine Survey System). Sistēma sastāv no katamarāna, kas satur 1–6,02 kHz avotu, kas iekļūst mīkstos nogulumos zem jūras gultnes līdz 400 milisekundēm ar teorētisko vertikālo izšķirtspēju 30 cm. Gan Safe, gan Marsik ierīces tika iegūtas par ātrums 0,33 šāvieni/sekundē ar kuģa ātrumu <3 Kn. Dati tika apstrādāti un attēloti, izmantojot Geosuite Allworks programmatūru ar šādu darbplūsmu: dilatācijas korekcija, ūdens staba apslāpēšana, 2–6 kHz joslas caurlaidības IIR filtrēšana un AGC.
Zemūdens fumarola gāze tika savākta jūras gultnē, izmantojot plastmasas kasti, kuras augšpusē bija gumijas diafragma, un kuru ROV novietoja otrādi virs ventilācijas atveres. Kad kastē nonākošie gaisa burbuļi ir pilnībā aizstājuši jūras ūdeni, ROV atgriežas 1 m dziļumā, un nirējs pārvieto savākto gāzi caur gumijas starpsienu divās iepriekš iztukšotās 60 ml stikla kolbās, kas aprīkotas ar teflona aizbāžņiem, no kurām viena bija piepildīta ar 20 ml 5N NaOH šķīduma (Gegenbaha tipa kolba). Galvenās skābās gāzes (CO2 un H2S) tiek izšķīdinātas sārmainā šķīdumā, savukārt mazšķīstošās gāzes (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 un vieglie ogļūdeņraži) tiek uzglabātas paraugu ņemšanas pudeles augšējā telpā. Neorganiskās mazšķīstošās gāzes tika analizētas ar gāzu hromatogrāfiju (GC), izmantojot Shimadzu 15A, kas aprīkots ar 10 m garu 5A molekulārā sieta kolonnu un siltumvadītspējas detektoru (TCD) 54. Argons un O2 tika analizēti, izmantojot Thermo Focus gāzes detektoru. hromatogrāfs, kas aprīkots ar 30 m garu kapilārā molekulārā sieta kolonnu un TCD. Metāns un vieglie ogļūdeņraži tika analizēti, izmantojot Shimadzu 14A gāzu hromatogrāfu, kas aprīkots ar 10 m garu nerūsējošā tērauda kolonnu, kas pildīta ar Chromosorb PAW 80/100 mesh, pārklāta ar 23% SP 1700 un liesmas jonizācijas detektoru (FID). Šķidrā fāze tika izmantota 1) CO2, kā titrēts ar 0,5 N HCl šķīdumu (Metrohm Basic Titrino), un 2) H2S, kā pēc oksidēšanas ar 5 ml H2O2 (33%) analīzei, izmantojot jonu hromatogrāfiju (IC) (IC) (Wantong 761). Titrēšanas, GC un IC analīzes analītiskā kļūda ir mazāka par 5%. Pēc standarta ekstrakcijas un attīrīšanas procedūrām gāzu maisījumiem 13C/12C CO2 (izteikts kā δ13C-CO2% un V-PDB) tika analizēts, izmantojot Finningan Delta S masas spektrometru55,56. Ārējās Precizitāte bija Karāras un Sanvinčenco marmors (iekšējais), NBS18 un NBS19 (starptautiskais), savukārt analītiskā kļūda un reproducējamība bija attiecīgi ±0,05% un ±0,1%.
δ15N (izteiktas kā % pret gaisu) vērtības un 40Ar/36Ar tika noteiktas, izmantojot Agilent 6890 N gāzu hromatogrāfu (GC), kas savienots ar Finnigan Delta plusXP nepārtrauktas plūsmas masas spektrometru. Analīzes kļūda ir: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. He izotopu attiecība (izteikta kā R/Ra, kur R ir 3He/4He, kas izmērīts paraugā, un Ra ir tāda pati attiecība atmosfērā: 1,39 × 10−6)57 tika noteikta INGV-Palermo laboratorijā (Itālija). 3He, 4He un 20Ne tika noteikti, izmantojot divu kolektoru masas spektrometru (Helix SFT-GVI)58 pēc He un Ne atdalīšanas. Analīzes kļūda ≤ 0,3%. Tipiski He un Ne tukšie paraugi ir attiecīgi <10-14 un <10-16 mol.
Kā citēt šo rakstu: Passaro, S. et al. Jūras gultnes pacelšanās, ko izraisa degazēšanas process, atklāj pumpurojošu vulkānisko aktivitāti gar krastu. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Mūsdienu un seno jūras dibena ogļūdeņražu filtrāciju un izplūdes atveru ģeoloģija un bioloģija: ievads. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Gāzu hidrātu globālā sastopamība. Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Dabasgāzes hidrāti: sastopamība, izplatība un noteikšana. Amerikas Ģeofizikas savienības ģeofizikas monogrāfija 124, 2001).
Fišers, AT. Ģeofizikālie ierobežojumi hidrotermālajā cirkulācijā. Grāmatā: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red.) 29.–52. lpp. (Darhamas semināra ziņojums “Enerģijas un masas pārnešana jūras hidrotermālajās sistēmās”, Durhamas Universitātes izdevniecība, Berlīne (2003. g.)).
Coumou, D., Driesner, T. un Heinrich, C. Vidusokeāna grēdu hidrotermālo sistēmu struktūra un dinamika. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Pašreizējie uzskati par gāzes hidrātu resursiem.enerģija.un vide.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Dienvidkaspijas jūras kilometru mēroga dubļu vulkānu sistēmas iekšējā struktūra un izvirduma vēsture. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Jūras gultnes īpatnības, kas saistītas ar ogļūdeņražu noplūdi no dziļūdens karbonātu dūņu uzkalniem Kadisas līcī: no dūņu plūsmas līdz karbonātu nogulumiem. Ģeogrāfija, marts. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL un Cartwright, J. Kilometru mēroga šķidruma izplūdes cauruļvadu 3D seismiskais attēlojums Namībijas piekrastē. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Šķidruma plūsmas raksturlielumi naftas un gāzes cauruļvadu sistēmās: ko tie mums stāsta par baseina evolūciju? Marta ģeoloģija. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA un Imbert, P. Neogēna kvartāra šķidruma izplūdes struktūras vertikālā evolūcija saistībā ar gāzes plūsmām Kongo baseina lejasdaļā, Angolas piekrastē. Marta ģeoloģija. 332–334, 40–55 (2012).
Džonsons, SY et al. Hidrotermālā un tektoniskā aktivitāte Jeloustounas ezera ziemeļos, Vaiomingā. ģeoloģija. Sociālistiskā partija. Jā. bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. un Scandone, P. Tirēnu baseins un Apenīnu loks: kinemātiskās attiecības kopš vēlā totoniskā perioda. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektoniskā un garozas struktūra Kampānijas kontinentālajā malā: saistība ar vulkānisko aktivitāti.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP un De Astis G. Rifta tektonikas un magmatiskās pacelšanās procesu relatīvā loma: secinājumi no ģeofizikālajiem, strukturālajiem un ģeoķīmiskajiem datiem Neapoles vulkāniskajā reģionā (Itālijas dienvidos). Gcubed, 6(7), 1–25 (2005).
Dvorak, JJ un Mastrolorenzo, G. Neseno vertikālo garozas kustību mehānismi Campi Flegrei krāterī Itālijas dienvidos. ģeoloģija. Sociālistiskā partija. Jā. Specifikācija. 263, 1.–47. lpp. (1991).
Orsi, G. et al. Īstermiņa zemes deformācija un seismiskums ligzdotajā Campi Flegrei krāterī (Itālija): aktīvas masas atjaunošanās piemērs blīvi apdzīvotā vietā. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. un Saccorotti, G. Ilgstošas ​​4D aktivitātes hidrotermālā izcelsme Campi Flegrei vulkāniskajā kompleksā Itālijā. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. un Mastrolorenzo, G. Ātra diferenciācija slāņveida magmatiskās rezervuāros: gadījuma izpēte no Campi Flegrei krātera. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Valters, TR u. c. InSAR laika rindas, korelācijas analīze un laika korelācijas modelēšana atklāj iespējamu Campi Flegrei un Vezuva sasaisti. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. un Torrente, M. Tirēnu grabena (Neapoles līcis, Itālija) pirmās puses strukturālā un stratigrāfiskā struktūra. Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. un Marty, B. Oglekļa avoti vulkānisko pelnu gāzē no salu arkām. Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dorna kanjona stratigrafija: reakcijas uz jūras līmeņa pazemināšanos un tektonisko pacēlumu ārējā kontinentālajā šelfā (Austrumu Tirēnu jūras mala, Itālija). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).