Ви благодариме што ја посетивте Nature.com. Верзијата на прелистувачот што ја користите има ограничена поддршка за CSS. За најдобро искуство, препорачуваме да користите ажуриран прелистувач (или да го исклучите режимот на компатибилност во Internet Explorer). Во меѓувреме, за да обезбедиме континуирана поддршка, ќе ја прикажеме страницата без стилови и JavaScript.
Пријавуваме докази за активно подигнување на морското дно и емисии на гас неколку километри оддалеченост од пристаништето во Неапол (Италија). Дупките, насипите и кратерите се карактеристики на морското дно. Овие формации ги претставуваат врвовите на плитки корални структури, вклучувајќи пагоди, раседи и набори што влијаат на морското дно денес. Тие го регистрираа подигнувањето, притисокот и ослободувањето на хелиум и јаглерод диоксид во реакциите на декарбонизација на топењата на мантиите и карпите на кората. Овие гасови се веројатно слични на оние што ги хранат хидротермалните системи на Искија, Кампи Флегре и Сома-Везув, што укажува на извор на мантии измешан со корални течности под Неаполскиот Залив. Подводното ширење и руптура предизвикани од процесот на подигнување на гасот и притисок бараат преголем притисок од 2-3 MPa. Подигнувањата на морското дно, раседите и емисиите на гасови се манифестации на невулкански потреси што можат да најават ерупции и/или хидротермални експлозии на морското дно.
Длабоките хидротермални испуштања (топла вода и гас) се честа карактеристика на средноокеанските гребени и конвергентните маргини на плочите (вклучувајќи ги и потопените делови од островските лакови), додека ладните испуштања на гасни хидрати (хлатрати) често се карактеристични за континенталните гребени и пасивните маргини1, 2,3,4,5. Појавата на хидротермални испуштања на морското дно во крајбрежните области подразбира извори на топлина (магматски резервоари) во рамките на континенталната кора и/или мантија. Овие испуштања може да претходат на искачувањето на магмата низ најгорните слоеви на Земјината кора и да кулминираат со ерупција и поставување на вулкански морски планини6. Затоа, идентификацијата на (а) морфологиите поврзани со активна деформација на морското дно и (б) емисии на гасови во близина на населени крајбрежни области како што е вулканскиот регион Неапол во Италија (~1 милион жители) е критична за проценка на можни вулкани. Плитка ерупција. Понатаму, додека морфолошките карактеристики поврзани со длабокоморските хидротермални или емисии на хидратни гасови се релативно добро познати поради нивните геолошки и биолошки својства, исклучоци се морфолошките карактеристики поврзани со поплитки води, освен оние што се јавуваат во... За езерото 12, има релативно малку записи. Овде презентираме нови батиметриски, сеизмички, податоци за воден столб и геохемиски податоци за подводен, морфолошки и структурно комплексен регион погоден од емисии на гасови во Неаполскиот Залив (Јужна Италија), приближно 5 км од пристаништето во Неапол. Овие податоци се собрани за време на крстарењето SAFE_2014 (август 2014 година) на бродот R/V Urania. Ги опишуваме и толкуваме структурите на морското дно и подземните структури каде што се јавуваат емисии на гасови, ги истражуваме изворите на испуштање на течности, ги идентификуваме и карактеризираме механизмите што го регулираат покачувањето на гасот и поврзаната деформација и ги дискутираме влијанијата врз вулканологијата.
Неаполскиот Залив го формира плио-кватернерниот западен раб, северозападно-југоисточната издолжена тектонска депресија Кампанија13,14,15. источно од Искија (околу 150-1302 н.е.), кратерот Кампи Флегре (околу 300-1538) и Сома-Везув (од <360-1944). Распоредот го ограничува заливот на север од н.е.15, додека на југ се граничи со полуостровот Соренто (сл. 1а). Неаполскиот Залив е под влијание на преовладувачките значајни раседи североисточно-југоисточно и секундарни северозападно-југоисточни раседи (сл. 1)14,15. Искија, Кампи Флегреј и Сома-Везув се карактеризираат со хидротермални манифестации, деформација на земјиштето и плитка сеизмичност16,17,18 (на пр., турбулентниот настан кај Кампи Флегреј во 1982-1984 година, со подигнување од 1,8 м и илјадници земјотреси). Неодамнешните студии19,20 сугерираат дека може да постои врска. помеѓу динамиката на Сома-Везув и онаа на Кампи Флегре, веројатно поврзана со „длабоки“ резервоари на единечна магма. Вулканската активност и осцилациите на нивото на морето во последните 36 ka од Кампи Флегре и 18 ka од Сома Везув го контролирале седиментниот систем на Неаполскиот Залив. Ниското ниво на морето при последниот глацијален максимум (18 ka) довело до регресија на крајбрежното-плитко седиментно ниво, кое подоцна било исполнето со трансгресивни настани за време на доцниот плеистоцен-холоцен. Емисии на подводни гасови се откриени околу островот Искија и покрај брегот на Кампи Флегре и во близина на планината Сома-Везув (Сл. 1б).
(a) Морфолошки и структурни аранжмани на континенталниот гребен и Неаполскиот Залив 15, 23, 24, 48. Точките се главни подводни центри на ерупции; црвените линии претставуваат големи раседи. (b) Батиметрија на Неаполскиот Залив со откриени отвори за течност (точки) и траги од сеизмички линии (црни линии). Жолтите линии се траекториите на сеизмичките линии L1 и L2 прикажани на Слика 6. Границите на куполните структури на Banco della Montagna (BdM) се означени со сини испрекинати линии во (a, b). Жолтите квадрати ги означуваат локациите на профилите на акустичните водни колони, а рамките CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV се прикажани на Слика 5. Жолтиот круг ја означува локацијата на испуштањето на гасот за земање примероци, а неговиот состав е прикажан во Табела S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) користи графики генерирани од Surfer® 13.
Врз основа на податоците добиени за време на крстарењето SAFE_2014 (август 2014 година) (видете Методи), конструиран е нов дигитален модел на терен (DTM) на Неаполскиот Залив со резолуција од 1 м. DTM покажува дека морското дно јужно од пристаништето во Неапол се карактеризира со благо наклонета површина свртена кон југ (наклон ≤3°) прекината со куполеста структура од 5,0 × 5,3 км, локално позната како Банко дела Монтања (BdM). Сл. 1a,b). BdM се развива на длабочина од околу 100 до 170 метри, 15 до 20 метри над околното морско дно. Куполата BdM покажувала морфологија слична на насип поради 280 подкружни до овални насипи (сл. 2a), 665 конуси и 30 јами (сл. 3 и 4). Насипот има максимална висина и обем од 22 m и 1.800 m, соодветно. Кружноста [C = 4π(површина/периметар2)] на насипите се намалувала со зголемување на периметарот (сл. 2b). Аксијалните односи за насипите се движеле помеѓу 1 и 6,5, при што насипите со аксијален однос >2 покажуваат претпочитан удар од N45°E + 15° и поразбирлив секундарен, поразбирлив удар од N105°E до N145°E (сл. 2c). На рамнината BdM и на врвот на насипот постојат единечни или порамнети конуси (сл. 3а, б). Конусните распореди го следат распоредот на насипите на кои се наоѓаат. Дабовите најчесто се наоѓаат на рамното морско дно (сл. 3в) и повремено на насипи. Просторните густини на конусите и дабовите покажуваат дека доминантната порамнување североисточно-југозападно ги ограничува североисточните и југозападните граници на куполата BdM (сл. 4а, б); помалку проширената рута северозападно-југоисточно се наоѓа во централниот регион BdM.
(a) Дигитален модел на терен (големина на ќелија од 1 m) на куполата на Банко дела Монтања (BdM). (b) Периметар и заобленост на BdM насипи. (c) Аксијален однос и агол (ориентација) на главната оска на најдобро прилагодената елипса што го опкружува насипот. Стандардната грешка на дигиталниот модел на терен е 0,004 m; стандардните грешки на периметарот и заобленоста се 4,83 m и 0,01, соодветно, а стандардните грешки на аксијалниот однос и аголот се 0,04 и 3,34°, соодветно.
Детали за идентификувани конуси, кратери, насипи и јами во регионот BdM извлечени од DTM на Слика 2.
(а) Конуси за усогласување на рамно морско дно; (б) конуси и кратери на тенки насипи северозападно-југоисточно; (в) дупчиња на лесно навалена површина.
(a) Просторна распределба на откриени кратери, јами и активни гасни празнења. (b) Просторна густина на кратери и јами наведени во (a) (број/0,2 km2).
Идентификувавме 37 гасовити емисии во регионот BdM од слики од ехосондер на воден колона ROV и директни набљудувања на морското дно добиени за време на крстарењето SAFE_2014 во август 2014 година (слики 4 и 5). Акустичните аномалии на овие емисии покажуваат вертикално издолжени форми што се издигаат од морското дно, вертикално движејќи се помеѓу 12 и околу 70 m (сл. 5а). На некои места, акустичните аномалии формираа речиси континуиран „воз“. Набљудуваните меурчиња варираат во голема мера: од континуирани, густи меурчиња до краткотрајни феномени (Дополнителен филм 1). ROV инспекцијата овозможува визуелна верификација на појавата на отвори за течност на морското дно и ги истакнува малите дупки на морското дно, понекогаш опкружени со црвени до портокалови седименти (сл. 5б). Во некои случаи, ROV каналите ги реактивираат емисиите. Морфологијата на отворите покажува кружен отвор на врвот без разгорување во водениот колона. pH вредноста во водениот колона веднаш над точката на испуштање покажа значителен пад, што укажува на покисели услови локално (сл. 5в, г). Особено, pH вредноста над испуштањето на гасот BdM на Длабочината на 75 метри се намали од 8,4 (на длабочина од 70 метри) на 7,8 (на длабочина од 75 метри) (сл. 5в), додека другите локации во Неаполскиот Залив имаа pH вредности помеѓу 0 и 160 метри во длабочинскиот интервал помеѓу 8,3 и 8,5 (сл. 5д). Значајни промени во температурата и соленоста на морската вода не беа забележани на две локации во и надвор од областа BdM на Неаполскиот Залив. На длабочина од 70 метри, температурата е 15 °C, а соленоста е околу 38 PSU (сл. 5в,г). Мерењата на pH, температурата и соленоста покажаа: а) учество на кисели течности поврзани со процесот на дегазирање на BdM и б) отсуство или многу бавно испуштање на термални течности и саламура.
(a) Прозорец за аквизиција на профилот на акустичната водена колона (ехометр Simrad EK60). Вертикална зелена лента што одговара на гасниот пламен откриен на испуштањето на флуидот EM50 (околу 75 m под нивото на морето) лоциран во регионот BdM; прикажани се и мултиплекс сигналите на дното и морското дно. (b) собрани со далечинско управување во регионот BdM. Едната фотографија покажува мал кратер (црн круг) опкружен со црвен до портокалов седимент. (c,d) Податоците од CTD сонда за повеќе параметри обработени со помош на софтверот SBED-Win32 (Seasave, верзија 7.23.2). Модели на избрани параметри (соленост, температура, pH и кислород) на водната колона над испуштањето на флуидот EM50 (панел c) и надвор од панелот на областа за испуштање на Bdm (d).
Собравме три примероци од гас од областа на проучување помеѓу 22 и 28 август 2014 година. Овие примероци покажаа слични состави, доминирани од CO2 (934-945 mmol/mol), проследени со релевантни концентрации на N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) и H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), додека H2 и He беа помалку застапени (<0,052 и <0,016 mmol/mol, соодветно) (Сл. 1б; Табела S1, Дополнителен филм 2). Релативно високи концентрации на O2 и Ar беа исто така измерени (до 3,2 и 0,18 mmol/mol, соодветно). Збирот на лесните јаглеводороди се движи од 0,24 до 0,30 mmol/mol и се состои од C2-C4 алкани, ароматични соединенија (главно бензен), пропен и соединенија што содржат сулфур (тиофен). Вредноста 40Ar/36Ar е во согласност со воздухот (295,5), иако примерокот EM35 (BdM купола) има вредност од 304, што покажува мало зголемување на 40Ar. Односот δ15N беше повисок отколку за воздухот (до +1,98% во однос на воздухот), додека вредностите на δ13C-CO2 се движеа од -0,93 до 0,44% во однос на V-PDB. Вредностите на R/Ra (по корекција на загадувањето на воздухот со користење на односот 4He/20Ne) беа помеѓу 1,66 и 1,94, што укажува на присуство на голем дел од мантилскиот He. Со комбинирање на изотопот на хелиум со CO2 и неговиот стабилен изотоп 22, изворот на емисиите во BdM може дополнително да се разјасни. На мапата на CO2 за CO2/3He во однос на δ13C (сл. 6), составот на гасот BdM е спореден со оној на фумаролите Искија, Кампи Флегреј и Сома-Везув. Слика 6, исто така, прикажува теоретски линии на мешање помеѓу три различни извори на јаглерод што можат да бидат вклучени во производството на BdM гас: растворени стопи добиени од мантија, седименти богати со органски материи и карбонати. Примероците од BdM паѓаат на линијата на мешање прикажана од трите вулкани во Кампанија, односно мешање помеѓу гасовите од мантија (за кои се претпоставува дека се малку збогатени со јаглерод диоксид во однос на класичните MORB за целите на вклопување на податоците) и реакции предизвикани од декарбонизација на кората. Резултирачката гасна карпа.
Хибридните линии помеѓу составот на мантилот и крајните елементи на варовник и органски седименти се наведени за споредба. Кутиите ги претставуваат фумаролните области на Искија, Кампи Флегреј и Сома-Весвиус 59, 60, 61. Примерокот BdM е во мешаниот тренд на вулканот Кампанија. Гасот на крајните елементи на мешаната линија е од извор на мантија, што е гасот произведен со реакцијата на декарбуризација на карбонатни минерали.
Сеизмичките пресеци L1 и L2 (сл. 1б и 7) ја покажуваат транзицијата помеѓу BdM и дисталните стратиграфски секвенци на вулканските региони Сома-Везув (L1, сл. 7а) и Кампи Флегреј (L2, сл. 7б). BdM се карактеризира со присуство на две главни сеизмички формации (MS и PS на сл. 7). Горниот (MS) покажува субпаралелни рефлектори со висока до умерена амплитуда и страничен континуитет (сл. 7б, в). Овој слој вклучува морски седименти влечени од системот на Последен глацијален максимум (LGM) и се состои од песок и глина23. Основниот PS слој (сл. 7б-д) се карактеризира со хаотична до транспарентна фаза во форма на колони или песочни часовници. Врвот на PS седиментите формирал насипи на морското дно (сл. 7д). Овие геометрии слични на дијапир ја демонстрираат интрузијата на PS транспарентен материјал во најгорните MS наслаги. Подигнувањето е одговорно за формирање на набори и раседи кои влијаат на MS слојот и над кои се наоѓаат денешни седименти од морското дно BdM (сл. 7b–d). Стратиграфскиот интервал MS е јасно деламиниран во ENE делот од делот L1, додека побелува кон BdM поради присуството на слој заситен со гас (GSL) покриен со некои внатрешни нивоа на MS секвенцата (сл. 7a). Гравитациските јадра собрани на врвот на BdM што одговараат на транспарентниот сеизмички слој укажуваат дека најгорните 40 cm се состојат од песок нанесен неодамна до денес; )24,25 и фрагменти од пемза од експлозивната ерупција на Кампи Флегреј на „Неаполскиот жолт туф“ (14,8 ka)26. Транспарентната фаза на PS слојот не може да се објасни само со хаотични процеси на мешање, бидејќи хаотичните слоеви поврзани со лизгање на земјиштето, калливите текови и пирокластичните текови пронајдени надвор од BdM во Неаполскиот Залив се акустично непроѕирни21,23,24. Заклучуваме дека набљудуваните BdM PS сеизмички фации, како и изгледот на подводниот PS слој (Сл. 7d) го одразуваат подигнувањето на природниот гас.
(a) Едноканален сеизмички профил L1 (навигациска трага на сл. 1б) што прикажува просторен распоред на столбови (пагода). Пагодата се состои од хаотични наслаги од пемза и песок. Слојот заситен со гас што постои под пагодата го отстранува континуитетот на подлабоките формации. (b) Едноканален сеизмички профил L2 (навигациска трага на сл. 1б), кој ги истакнува засекот и деформацијата на насипите од морското дно, морските (MS) и пемзните наслаги (PS). (c) Деталите за деформацијата во MS и PS се прикажани во (c,d). Претпоставувајќи брзина од 1580 m/s во најгорниот седимент, 100 ms претставуваат околу 80 m на вертикална скала.
Морфолошките и структурните карактеристики на BdM се слични на другите подводни хидротермални и гасни хидратни полиња на глобално ниво2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и често се поврзуваат со издигнувања (сводови и насипи) и испуштање на гас (конуси, јами). Конусите и јамите усогласени со BdM и издолжените насипи укажуваат на структурно контролирана пропустливост (Слики 2 и 3). Просторниот распоред на насипите, јамите и активните отвори сугерира дека нивната дистрибуција е делумно контролирана од ударните фрактури северозападно-југоисточно и североисточно-југозападно (Сл. 4б). Ова се претпочитаните удари на раседните системи што влијаат на вулканските области Кампи Флегреј и Сома-Везув и Неаполскиот Залив. Особено, структурата на првиот ја контролира локацијата на хидротермалното испуштање од кратерот Кампи Флегреј35. Затоа заклучуваме дека раседите и фрактурите во Неаполскиот Залив претставуваат претпочитан пат за миграција на гас кон површината, карактеристика што ја делат и другите структурно контролирани хидротермални системи36,37. Имено, BdM конусите и јамите не биле секогаш поврзани со насипи (Сл. 3а, в). Ова сугерира дека овие насипи не мора да претставуваат претходници на формирање на јами, како што други автори сугерираат за зони на гасни хидрати32,33. Нашите заклучоци ја поддржуваат хипотезата дека нарушувањето на седиментите на куполата на морското дно не секогаш води до формирање на јами.
Трите собрани гасовити емисии покажуваат хемиски потписи типични за хидротермалните флуиди, имено главно CO2 со значителни концентрации на редуцирачки гасови (H2S, CH4 и H2) и лесни јаглеводороди (особено бензен и пропилен)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Табела S1). Присуството на атмосферски гасови (како што е O2), за кои не се очекува да бидат присутни во подморските емисии, може да се должи на контаминација од воздух растворен во морска вода што доаѓа во контакт со гасови складирани во пластични кутии што се користат за земање примероци, бидејќи ROV се извлекуваат од океанското дно во морето за да се револтираат. Спротивно на тоа, позитивните вредности на δ15N и високиот N2/Ar (до 480) значително повисок од ASW (вода заситена со воздух) сугерираат дека поголемиот дел од N2 се произведува од вонатмосферски извори, во согласност со доминантното хидротермално потекло на овие гасови. Хидротермалното-вулканско потекло на гасот BdM е потврдено со содржината на CO2 и He и нивните изотопски потписи. Јаглеродни изотопи (δ13C-CO2 од -0,93% до +0,4%) и вредностите на CO2/3He (од 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) сугерираат дека примероците од BdM припаѓаат на мешан тренд на фумароли околу крајните членови на мантија на Неаполскиот Залив и декарбонизацијата. Односот помеѓу гасовите произведени од реакцијата (Слика 6). Поконкретно, примероците од гас BdM се наоѓаат по должината на трендот на мешање на приближно иста локација како и течностите од соседните вулкани Кампи Флегреј и Сома-Веузив. Тие се повеќе корални од фумаролите Искја, кои се поблиску до крајот на мантија. Сома-Везув и Кампи Флегреј имаат повисоки вредности на 3He/4He (R/Ra помеѓу 2,6 и 2,9) од BdM (R/Ra помеѓу 1,66 и 1,96; Табела S1). Ова сугерира дека додавањето и акумулацијата на радиоген He потекнува од истата магма. извор што ги хранел вулканите Сома-Везув и Кампи Флегреј. Отсуството на детектабилни фракции на органски јаглерод во емисиите на BdM сугерира дека органските седименти не се вклучени во процесот на дегазирање на BdM.
Врз основа на податоците објавени погоре и резултатите од експерименталните модели на структури слични на куполи поврзани со подводни региони богати со гас, длабоката гасна притисок може да биде одговорна за формирање на BdM куполи со километарска големина. За да го процениме преголемиот притисок Pdef што води до BdM сводот, применивме модел на механика на тенки плочи33,34 претпоставувајќи, од собраните морфолошки и сеизмички податоци, дека BdM сводот е подкружен лист со радиус a поголем од деформиран мек вискозен нанос. Вертикалното максимално поместување w и дебелината h на (Дополнителна слика S1). Pdef е разликата помеѓу вкупниот притисок и статичкиот притисок на карпата плус притисокот на водената колона. При BdM, радиусот е околу 2.500 m, w е 20 m, а h максимумот проценет од сеизмичкиот профил е околу 100 m. Пресметуваме Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 од релацијата, каде што D е цврстината на свиткување; D е дадено со (E h3)/[12(1 – ν2)], каде што E е Јанговиот модул на наслагите, ν е Пуасоновиот однос (~0,5)33. Бидејќи механичките својства на BdM седиментите не можат да се измерат, поставивме E = 140 kPa, што е разумна вредност за крајбрежните песочни седименти 47 слични на BdM14,24. Не ги земаме предвид повисоките E вредности објавени во литературата за наслаги од тињаста глина (300 < E < 350.000 kPa)33,34 бидејќи наслагите од BDM се состојат главно од песок, а не од тиња или тињаста глина24. Добиваме Pdef = 0,3 Pa, што е во согласност со проценките за процесите на подигнување на морското дно во средини со сливови со гасни хидрати, каде што Pdef варира од 10-2 до 103 Pa, при што пониските вредности претставуваат ниска w/a и/или што. Во BdM, намалувањето на цврстината поради локалната гасна сатурација на седиментот и/или појавата на претходно постоечки фрактури, исто така, може да придонесе за дефект и последователно ослободување на гас, овозможувајќи формирање на набљудуваните вентилациски структури. Собраните рефлектирани сеизмички профили (Сл. 7) покажаа дека PS седиментите се подигнати од GSL, туркајќи ги нагоре надземните MS морски седименти, што резултираше со насипи, набори, раседи и седиментни засеци (Сл. 7б, в). Ова сугерира дека пемзата стара 14,8 до 12 ka навлегла во помладиот MS слој преку процес на нагорен транспорт на гас. Морфолошките карактеристики на BdM структурата може да се видат како резултат на преголемиот притисок создаден од испуштањето на течност произведено од GSL. Со оглед на тоа што активното испуштање може да се види од морското дно до над 170 m bsl48, претпоставуваме дека преголемиот притисок на течноста во GSL надминува 1.700 kPa. Миграцијата на гасовите нагоре во седиментите, исто така, имаше ефект на чистење на материјалот содржан во MS, објаснувајќи го присуството на хаотични седименти во гравитационите јадра земени како примероци на BdM25. Понатаму, Преголемиот притисок на GSL создава комплексен систем на фрактури (полигонален расед на Сл. 7б). Заедно, оваа морфологија, структура и стратиграфска населба, наречени „пагоди“49,50, првично се припишуваа на секундарни ефекти од стари глацијални формации, а во моментов се толкуваат како ефекти од зголемувањето на гасот31,33 или евапорити50. На континенталниот раб на Кампанија, испарувачките седименти се ретки, барем во рамките на најгорните 3 км од кората. Затоа, механизмот на раст на BdM пагодите веројатно е контролиран од зголемувањето на гасот во седиментите. Овој заклучок е поткрепен со транспарентните сеизмички фациеси на пагодата (Сл. 7), како и податоците од гравитационото јадро како што беше претходно објавено24, каде што денешниот песок еруптира со „Pomici Principali“25 и „Неаполски жолт туф“26 Campi Flegrei. Понатаму, PS наслаги го нападнале и деформирале најгорниот MS слој (Сл. 7д). Овој структурен распоред сугерира дека пагодата претставува востание структура, а не само гасовод. Така, два главни процеса го регулираат формирањето на пагодата: а) густината на мекиот седимент се намалува како што гасот влегува одоздола; б) мешавината гас-седимент се крева, што е забележано преклопување, раседување и фрактура. Предизвика MS наслаги (Слика 7). Сличен механизам на формирање е предложен за пагоди поврзани со гасни хидрати во Јужното Шкотско Море (Антарктик). BdM пагодите се појавувале во групи во ридски области, а нивниот вертикален обем во просек изнесувал 70-100 m во време на патување во два правци (TWTT) (Слика 7а). Поради присуството на MS бранувања и земајќи ја предвид стратиграфијата на гравитационото јадро BdM, заклучуваме дека возраста на формирање на структурите на пагодата е помала од околу 14-12 ka. Понатаму, растот на овие структури е сè уште активен (Слика 7d) бидејќи некои пагоди го нападнале и деформирале прекривачкиот денешен BdM песок (Слика 7d).
Неуспехот на пагодата да го премине денешното морско дно укажува дека (а) покачувањето на гасот и/или локалното прекинување на мешањето на гас-седимент и/или (б) можниот страничен тек на мешавината гас-седимент не дозволува локализиран процес на преголем притисок. Според моделот на теоријата на дијапир52, страничниот тек покажува негативна рамнотежа помеѓу стапката на снабдување со мешавината од кал и гас одоздола и стапката со која пагодата се движи нагоре. Намалувањето на стапката на снабдување може да биде поврзано со зголемувањето на густината на смесата поради исчезнувањето на снабдувањето со гас. Резултатите сумирани погоре и покачувањето на пагодата контролирано од пловноста ни овозможуваат да ја процениме висината на воздушниот столб hg. Пловноста е дадена со ΔP = hgg (ρw – ρg), каде што g е гравитацијата (9,8 m/s2), а ρw и ρg се густините на водата и гасот, соодветно. ΔP е збирот од претходно пресметаниот Pdef и литостатскиот притисок Plith на седиментната плоча, т.е. ρsg h, каде што ρs е густината на седиментот. Во овој случај, вредноста на hg потребна за саканата пловност е дадена со hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Во BdM, поставуваме Pdef = 0,3 Pa и h = 100 m (видете погоре), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg е занемарлив бидејќи ρw ≫ρg. Добиваме hg = 245 m, вредност што ја претставува длабочината на дното на GSL. ΔP е 2,4 MPa, што е надпритисокот потребен за пробивање на морското дно на BdM и формирање отвори.
Составот на гасот BdM е во согласност со изворите на мантија изменети со додавање на флуиди поврзани со реакции на декарбонизација на карпите од кората (Сл. 6). Грубите EW усогласувања на куполите BdM и активните вулкани како што се Искија, Кампи Флегре и Сома-Везув, заедно со составот на емитирани гасови, сугерираат дека гасовите емитирани од мантија под целиот вулкански регион во Неапол се мешани. Сè повеќе и повеќе корални флуиди се движат од запад (Искија) кон исток (Сома-Везув) (Сл. 1б и 6).
Заклучивме дека во Неаполскиот Залив, на неколку километри од пристаништето во Неапол, постои структура слична на купола широка 25 км2 која е под влијание на активен процес на дегазирање и предизвикана од поставувањето на пагоди и насипи. Во моментов, BdM потписите сугерираат дека немагматската турбуленција53 може да претходи на ембрионалниот вулканизам, т.е. раното испуштање на магма и/или термички флуиди. Треба да се спроведат активности за следење за да се анализира еволуцијата на феномените и да се детектираат геохемиски и геофизички сигнали што укажуваат на потенцијални магматски нарушувања.
Акустичните профили на водените колони (2D) беа добиени за време на крстарењето SAFE_2014 (август 2014) на R/V Urania (CNR) од страна на Националниот истражувачки институт за крајбрежна морска средина (IAMC). Акустичното земање примероци беше извршено со научен ехо-сондер Simrad EK60 со разделување на зраци кој работеше на 38 kHz. Акустичните податоци беа снимени со просечна брзина од околу 4 km. Собраните слики од ехо-сондерот беа користени за идентификување на испуштањата на флуиди и прецизно дефинирање на нивната локација во зоната на собирање (помеѓу 74 и 180 m BSL). Мерење на физичките и хемиските параметри во водениот столб со помош на повеќепараметарски сонди (спроводливост, температура и длабочина, CTD). Податоците беа собрани со помош на сонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) и обработени со помош на софтверот SBED-Win32 (Seasave, верзија 7.23.2). Визуелна инспекција на морското дно беше извршена со помош на ROV уред „Pollux III“ (GEItaliana) (далечинско управувано возило) со две камери (ниска и висока дефиниција).
Снимањето на повеќезрачни податоци беше извршено со помош на повеќезрачен сонарен систем Simrad EM710 од 100 KHz (Kongsberg). Системот е поврзан со диференцијален глобален систем за позиционирање за да се обезбедат субметрички грешки во позиционирањето на зракот. Акустичниот пулс има фреквенција од 100 KHz, импулс на палење од 150° степени и целосен отвор од 400 зраци. Мерење и примена на профили на брзина на звук во реално време за време на снимањето. Податоците беа обработени со помош на софтверот PDS2000 (Reson-Thales) според стандардот на Меѓународната хидрографска организација (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) за навигација и корекција на плимата и осеката. Намалувањето на шумот поради случајни шилци на инструментите и исклучување на зракот со слаб квалитет беше извршено со алатки за уредување на ленти и отстранување на шилци. Континуираното откривање на брзината на звукот се врши со кил станица лоцирана во близина на повеќезрачниот предавател и стекнува и применува профили на брзина на звук во реално време во водната колона на секои 6-8 часа за да се обезбеди брзина на звук во реално време за соодветен зрак. управување. Целиот збир на податоци се состои од приближно 440 km2 (длабочина 0-1200 m). Податоците беа искористени за да се обезбеди дигитален модел на терен (DTM) со висока резолуција, карактеризиран со големина на мрежна ќелија од 1 m. Конечниот DTM (Сл. 1а) беше направен со податоци за теренот (>0 m надморска височина) добиени на мрежна ќелија со големина од 20 m од страна на Италијанскиот гео-воен институт.
Профил на сеизмички податоци со висок квалитет од 55 километри, собран за време на безбедни океански крстарења во 2007 и 2014 година, опфати површина од приближно 113 квадратни километри, обете на R/V Urania. Профилите на Marisk (на пр., сеизмички профил L1, Сл. 1б) беа добиени со користење на бумерскиот систем IKB-Seistec. Единицата за аквизиција се состои од катамаран од 2,5 метри во кој се сместени изворот и приемникот. Потписот на изворот се состои од еден позитивен врв кој се карактеризира во фреквентниот опсег 1-10 kHz и овозможува да се разделат рефлектори одвоени по 25 cm. Безбедните сеизмички профили беа добиени со користење на сеизмички извор Geospark со повеќе врвови од 1,4 Kj поврзан со софтверот Geotrace (Geo Marine Survey System). Системот се состои од катамаран што содржи извор од 1–6,02 KHz што продира до 400 милисекунди во мек седимент под морското дно, со теоретска вертикална резолуција од 30 cm. И Safe и Marsik уредите беа добиени со брзина од 0,33 истрели/сек со брзина на садот <3 Kn. Податоците беа обработени и презентирани со помош на софтверот Geosuite Allworks со следниов работен тек: корекција на дилатација, пригушување на водната колона, филтрирање на IIR опсег од 2-6 KHz и AGC.
Гасот од подводната фумарола беше собран на морското дно со помош на пластична кутија опремена со гумена дијафрагма на горната страна, поставена наопаку од ROV над отворот. Откако воздушните меурчиња што влегуваат во кутијата целосно ќе ја заменат морската вода, ROV се враќа на длабочина од 1 m, а нуркачот го пренесува собраниот гас преку гумена преграда во две претходно евакуирани стаклени колби од 60 mL опремени со тефлонски затворачи, од кои едната беше наполнета со 20 mL раствор од 5N NaOH (колба од типот Гегенбах). Главните видови кисели гасови (CO2 и H2S) се растворени во алкалниот раствор, додека видовите гасови со ниска растворливост (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и лесни јаглеводороди) се складираат во главниот простор на шишето за земање примероци. Неорганските гасови со ниска растворливост беа анализирани со гасна хроматографија (GC) со помош на Shimadzu 15A опремен со колона од молекуларно сито од 5A долга 10 m и детектор за топлинска спроводливост (TCD) 54. Аргонот и O2 беа анализирани со помош на Гасен хроматограф Thermo Focus опремен со колона од капиларно молекуларно сито долга 30 метри и TCD. Метанот и лесните јаглеводороди беа анализирани со помош на гасен хроматограф Shimadzu 14A опремен со колона од не'рѓосувачки челик долга 10 метри, наполнета со мрежа Chromosorb PAW 80/100, обложена со 23% SP 1700 и детектор за јонизација на пламен (FID). Течната фаза беше користена за анализа на 1) CO2, како, титриран со раствор од 0,5 N HCl (Metrohm Basic Titrino) и 2) H2S, како, по оксидација со 5 mL H2O2 (33%), со јонска хроматографија (IC) (IC) (Wantong 761). Аналитичката грешка на титрацијата, GC и IC анализата е помала од 5%. По стандардните процедури за екстракција и прочистување за гасни мешавини, 13C/12C CO2 (изразен како δ13C-CO2% и V-PDB) беше анализиран со помош на маса од Finningan Delta S. Спектрометр55,56. Стандардите што се користеа за проценка на надворешната прецизност беа мермер од Карара и Сан Винченцо (внатрешен), NBS18 и NBS19 (меѓународен), додека аналитичката грешка и репродуктивноста беа ±0,05% и ±0,1%, соодветно.
Вредностите на δ15N (изразени како % наспроти воздух) и 40Ar/36Ar беа одредени со помош на гасен хроматограф (GC) Agilent 6890 N поврзан со масен спектрометар со континуиран проток Finnigan Delta plusXP. Грешката во анализата е: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Односот на изотопите He (изразен како R/Ra, каде што R е 3He/4He мерено во примерокот, а Ra е ист однос во атмосферата: 1,39 × 10−6)57 беше определен во лабораторијата на INGV-Палермо (Италија). 3He, 4He и 20Ne беа определени со помош на масен спектрометар со двоен колектор (Helix SFT-GVI)58 по одвојувањето на He и Ne. Грешка во анализата ≤ 0,3%. Типични празни проби за He и Ne се <10-14 и <10-16 mol, соодветно.
Како да се цитира оваа статија: Пасаро, С. и др. Подигнувањето на морското дно предизвикано од процес на дегазирање открива вулканска активност во подем по должината на брегот. наука. Реп. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Ахарон, П. Геологијата и биологијата на модерните и античките јаглеводороди и отвори на морското дно: вовед. Географски океан Рајт.14, 69–73 (1994).
Пол, ЦК и Дилон, ВП Глобалната појава на гасни хидрати. Во Квенволден, КА и Лоренсон, ТД (ур.) 3–18 (Хидрати на природен гас: Појава, дистрибуција и детекција. Геофизичка монографија 124 на Американската геофизичка унија, 2001).
Фишер, АТ Геофизички ограничувања на хидротермалната циркулација. Во: Халбах, П.Е., Туниклиф, В. и Хајн, Ј.Р. (ур.) 29–52 (Извештај од работилницата во Дарам, Пренос на енергија и маса во морските хидротермални системи, Durham University Press, Берлин (2003)).
Куму, Д., Дриснер, Т. и Хајнрих, К. Структура и динамика на хидротермални системи на средноокеанскиот гребен. Наука 321, 1825–1828 (2008).
Босвел, Р. и Колет, Т.С. Актуелни ставови за ресурсите на гасни хидрати. енергија. и животна средина. наука.4, 1206–1215 (2011).
Еванс, РЈ, Дејвис, РЈ и Стјуарт, СА Внатрешна структура и историја на ерупции на систем од калливи вулкани со километарска скала во Јужното Касписко Море. Резервоар за базени 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. и др. Карактеристики на морското дно поврзани со протекување на јаглеводороди од длабоки карбонатни калливи насипи во Кадискиот Залив: од проток на кал до карбонатни седименти. Географија Марч. Рајт.27, 237–247 (2007).
Мос, Џ.Л. и Картрајт, Џ. 3Д сеизмички приказ на цевководи за истекување на течности во километарска размерка во офшор Намибија. Резервоар за базени 22, 481–501 (2010).
Андресен, КЈ Карактеристики на протокот на флуиди во нафтоводните и гасоводните системи: Што ни кажуваат тие за еволуцијата на сливот? March Geology.332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрајт, ЈА и Имберт, П. Вертикална еволуција на неогенската кватернерна структура на испуштање на флуиди во однос на гасните флукси во Долниот Конгоски басен, крајбрежје на Ангола. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Џонсон, СИ и др. Хидротермална и тектонска активност во северниот дел на езерото Јелоустоун, Вајоминг. геологија. Социјалистичка партија. Да. бул. 115, 954–971 (2003).
Патака, Е., Сартори, Р. и Скандоне, П. Тиренскиот басен и Апенинскиот лак: Кинематски односи од доцниот Тотониски период. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Милија и др. Тектонска и корална структура на континенталниот раб на Кампанија: врска со вулканската активност. mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Пиоки, М., Бруно ПП и Де Астис Г. Релативната улога на тектонските рифтови и процесите на магматско подигнување: заклучоци од геофизички, структурни и геохемиски податоци во вулканскиот регион на Неапол (јужна Италија). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворжак, ЈЈ и Мастролоренцо, Г. Механизми на неодамнешното вертикално движење на кората во кратерот Кампи Флегреј во јужна Италија. геологија. Социјалистичка партија. Да. Спецификација. 263, стр. 1-47 (1991).
Орси, Г. и др. Краткорочна деформација на земјата и сеизмичност во вгнездениот кратер Кампи Флегреј (Италија): пример за активно обновување на масата во густо населена област. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Кусано, П., Петросино, С. и Сакороти, Г. Хидротермални потекла на одржлива долгорочна 4D активност во вулканскиот комплекс Кампи Флегреј во Италија. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Папалардо, Л. и Мастролоренцо, Г. Брза диференцијација во магматски резервоари слични на праг: студија на случај од кратерот Кампи Флегреј. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Волтер, Т.Р. и др. Во временските серии на SAR, корелациската анализа и моделирањето на временската корелација откриваат можна поврзаност на Кампите Флегреј и Везув. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Милија, А. и Торенте, М. Структурна и стратиграфска структура на првата половина од Тиренскиот грабен (Неаполски Залив, Италија). Конструктивна физика 315, 297–314.
Сано, Ј. и Марти, Б. Извори на јаглерод во гас од вулканска пепел од островските лакови. Хемиска геологија.119, 265–274 (1995).
Стратиграфија на кањонот Милија, А. Дорн: Реакции на падот на нивото на морето и тектонското покачување на надворешниот континентален гребен (источен тиренски раб, Италија). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).