Благодарим вас за посещение Nature.com. Используемая вами версия браузера имеет ограниченную поддержку CSS. Для получения наилучших результатов мы рекомендуем вам использовать обновленный браузер (или отключить режим совместимости в Internet Explorer). Тем временем, чтобы обеспечить постоянную поддержку, мы будем отображать сайт без стилей и JavaScript.
Мы сообщаем об активном поднятии морского дна и выбросах газа в нескольких километрах от берега от порта Неаполя (Италия). Покмарки, насыпи и кратеры характерны для морского дна. Эти образования представляют собой вершины мелководных структур земной коры, включая пагоды, разломы и складки, которые влияют на морское дно сегодня. те, которые питают гидротермальные системы Искья, Кампи-Флегре и Сома-Везувий, предполагая источник мантии, смешанный с коровыми флюидами ниже Неаполитанского залива. Подводное расширение и разрыв, вызванные газлифтом и процессом повышения давления, требуют избыточного давления 2-3 МПа. Поднятия морского дна, разломы и выбросы газа являются проявлениями невулканических поднятий, которые могут предвещать извержения на морском дне и/или гидротермальные взрывы.
Глубоководные гидротермальные выбросы (горячая вода и газ) характерны для срединно-океанических хребтов и конвергентных окраин плит (включая подводные части островных дуг), тогда как холодные выбросы газогидратов (хлатратов) часто характерны для континентальных шельфов и пассивных окраин1, 2, 3, 4, 5. Наличие донных гидротермальных излияний в прибрежных районах предполагает наличие источников тепла (магматических резервуаров) в континентальной коре и/или мантии. Подъем магмы через самые верхние слои земной коры и завершается извержением и образованием вулканических подводных гор6. или выбросы газообразных гидратов относительно хорошо известны из-за их геологических и биологических свойств, исключения составляют морфологические особенности, связанные с более мелкими водами, за исключением тех, которые происходят в озере 12, записей относительно немного. Здесь мы представляем новые батиметрические, сейсмические, водную толщу и геохимические данные для подводного, морфологически и структурно сложного региона, затронутого выбросами газа в Неаполитанском заливе (Южная Италия), примерно в 5 км от порта Неаполя. Эти данные были собраны во время SAFE_20 14 (август 2014 г.) круиз на борту НИС «Урания». Мы описываем и интерпретируем структуры морского дна и подповерхностных слоев, где происходят выбросы газа, исследуем источники выхода флюидов, идентифицируем и описываем механизмы, которые регулируют подъем газа и связанную с ним деформацию, а также обсуждаем влияние вулканологии.
Неаполитанский залив образует западную окраину плио-четвертичного периода, удлиненную тектоническую депрессию Кампании с северо-запада на юго-восток13,14,15.востоко-запад от Искьи (ок. 150-1302 гг. н.э.), кратер Кампи-Флегре (ок. 300-1538 гг.) и Сома-Везувий (от <360-1944 гг.). граничит с полуостровом Сорренто (рис. 1а). Неаполитанский залив подвержен преобладающим СВ-ЮЗ и вторичным СЗ-ЮВ значительным разломам (рис. 1)14,15. Искья, Кампи-Флегрей и Сомма-Везувий характеризуются гидротермальными проявлениями, деформацией грунта и мелкой сейсмичностью16,17,18 (например, турбулентное событие в Кампи-Флегрей в 1982-1919 гг.). 84, с поднятием на 1,8 м и тысячами землетрясений). Недавние исследования19,20 предполагают, что может существовать связь между динамикой Сома-Везувия и динамикой Кампи Флегре, возможно, связанная с «глубокими» одиночными магматическими резервуарами. Вулканическая активность и колебания уровня моря в последние 36 тыс. уровня моря в последний ледниковый максимум (18 тыс. лет назад) привел к регрессии прибрежно-мелководной осадочной системы, которая впоследствии была заполнена трансгрессивными событиями в позднем плейстоцене-голоцене. Подводные газовые выбросы обнаружены вокруг острова Искья и у берегов Кампи-Флегре и у горы Сома-Везувий (рис.1б).
(а) Морфологическое и структурное устройство континентального шельфа и Неаполитанского залива 15, 23, 24, 48. Точки являются крупными подводными центрами извержений;красные линии представляют собой основные разломы. (b) Батиметрия Неаполитанского залива с обнаруженными флюидными жерлами (точки) и следами сейсмических линий (черные линии). Желтые линии представляют собой траектории сейсмических линий L1 и L2, показанные на рисунке 6. Границы куполообразных структур Banco della Montagna (BdM) отмечены синими пунктирными линиями на (a, b). Желтыми квадратами отмечены местоположения акустических профилей водной толщи и CTD Кадры EMBlank, CTD-EM50 и ROV показаны на рис. 5. Желтым кружком отмечено место выброса газа для отбора проб, а его состав показан в таблице S1. Программное обеспечение Golden (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) использует графику, созданную Surfer® 13.
На основе данных, полученных во время круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) (см. Методы), была построена новая цифровая модель рельефа (ЦММ) Неаполитанского залива с разрешением 1 м. ЦММ показывает, что морское дно к югу от порта Неаполя характеризуется пологой обращенной на юг (наклон ≤3°) поверхностью, прерываемой куполообразной структурой размером 5,0 × 5,3 км, известной как Банко. делла Монтанья (BdM).Рис.1a,b). BdM развивается на глубине от 100 до 170 метров, на высоте 15-20 метров над окружающим морским дном. Купол BdM имеет курганообразную морфологию из-за 280 субкруглых или овальных холмов (рис. 2a), 665 конусов и 30 ям (рис. 3 и 4). Курган имеет максимальную высоту и окружность 22 м и 1 800 м соответственно. Округлость [C = 4π(площадь/периметр2)] курганов уменьшалась с увеличением периметра (рис. 2b). Отношение осей для курганов колебалось от 1 до 6,5, при этом курганы с отношением осей >2 демонстрировали преимущественное простирание с севера на 45° в.д. + 15° и более рассеянное вторичное простирание с севера на 105° в.Одиночные или выровненные конусы существуют на плоскости BDM и на кургане (Fig. 3A, b). Конические расположения следуют за расположением насыпей, на которых они расположены. Плавные костюмы обычно расположены на плоском морском дне (рис. 3c) и иногда на курганах. M Dome (рис. 4а, б);менее протяженный маршрут СЗ-ЮВ расположен в центральном регионе БдМ.
(a) Цифровая модель местности (размер ячейки 1 м) купола Banco della Montagna (BdM). (b) Периметр и округлость насыпей BdM. (c) Осевое отношение и угол (ориентация) главной оси наиболее подходящего эллипса, окружающего насыпь. Стандартная ошибка модели Digital Terrain составляет 0,004 м;стандартные ошибки периметра и округлости составляют 4,83 м и 0,01 соответственно, а стандартные ошибки отношения осей и угла составляют 0,04 и 3,34° соответственно.
Детали идентифицированных конусов, кратеров, насыпей и ям в области BdM, извлеченные из ЦМР на рисунке 2.
а) выравнивающие конусы на плоском морском дне;(б) конусы и кратеры на стройных холмах СЗ-ЮВ;в) оспины на слегка смоченной поверхности.
(а) Пространственное распределение обнаруженных кратеров, ям и выбросов активного газа. (б) Пространственная плотность кратеров и ям, указанная в (а) (количество/0,2 км2).
Мы идентифицировали 37 газовых выбросов в районе БдМ по изображениям эхолота водяного столба ДУА и прямым наблюдениям за морским дном, полученным во время рейса SAFE_2014 в августе 2014 г. (рис. 4 и 5). Акустические аномалии этих выбросов представляют собой вытянутые по вертикали формы, возвышающиеся над морским дном на высоте от 12 до примерно 70 м по вертикали (рис. 5а). В некоторых местах акустические аномалии сформировали почти непрерывный «шлейф». : от непрерывных плотных пузырьковых потоков до кратковременных явлений (дополнительный фильм 1). Осмотр с дистанционным управлением позволяет визуально подтвердить наличие выходных отверстий для жидкости на морском дне и выявляет небольшие оспины на морском дне, иногда окруженные отложениями от красного до оранжевого цвета (рис. 5b). В некоторых случаях каналы с дистанционным управлением повторно активируют выбросы. локально (рис.5в,г). В частности, рН над выбросом газа БдМ на глубине 75 м снизился с 8,4 (на глубине 70 м) до 7,8 (на глубине 75 м) (рис. 5в), тогда как на других участках Неаполитанского залива значения рН находились в пределах от 0 до 160 м в интервале глубин от 8,3 до 8,5 (рис. 5г). участки внутри и вне зоны БдМ Неаполитанского залива. На глубине 70 м температура составляет 15 °C, а соленость около 38 PSU (рис. 5в, г). Измерения рН, температуры и солености показали: а) участие кислых флюидов, связанных с процессом дегазации БдМ, и б) отсутствие или очень медленный сброс термальных флюидов и рассола.
(а) Окно сбора акустического профиля водной толщи (эхометр Simrad EK60). Вертикальная зеленая полоса, соответствующая газовому факелу, обнаруженному на выбросе жидкости EM50 (около 75 м ниже уровня моря), расположенном в районе БдМ;также показаны мультиплексные сигналы дна и морского дна (б), собранные с помощью дистанционно управляемого аппарата в районе БдМ. На одной фотографии показан небольшой кратер (черный кружок), окруженный отложениями от красного до оранжевого цвета. (в, г) Данные CTD многопараметрического зонда, обработанные с помощью программного обеспечения SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Графики выбранных параметров (соленость, температура, рН и кислород) водной толщи над выпуском флюида EM50 (панель в) и за пределами Панель зоны разгрузки БДМ (d).
В период с 22 по 28 августа 2014 г. мы отобрали три пробы газа в районе исследования. Эти пробы показали схожий состав, в котором преобладал CO2 (934-945 ммоль/моль), за которым следовали соответствующие концентрации N2 (37-43 ммоль/моль), CH4 (16-24 ммоль/моль) и H2S (0,10 ммоль/моль) -0,44 ммоль/моль), в то время как H2 и He были менее распространены (<0,052 и <0,016 ммоль/моль соответственно) (рис. 1b; таблица S1, дополнительный фильм 2). Также были измерены относительно высокие концентрации O2 и Ar (до 3,2 и 0,18 ммоль/моль соответственно). Сумма легких углеводородов колеблется от 0,24 до 0,30 ммоль/моль и состоит из алканов C2-C4, ароматических соединений (в основном бензола), пропена и серосодержащих соединений ( тиофен). Значение 40Ar/36Ar соответствует воздуху (295,5), хотя образец EM35 (купол BdM) имеет значение 304, демонстрируя небольшое превышение 40Ar. Соотношение δ15N было выше, чем для воздуха (до +1,98% по сравнению с воздухом), а значения δ13C-CO2 варьировались от -0,93 до 0,44% по сравнению со значениями V-PDB.R/Ra ( после поправки на загрязнение воздуха с использованием отношения 4He/20Ne) были между 1,66 и 1,94, что указывает на присутствие большой доли мантийного He. Сочетая изотоп гелия с CO2 и его стабильным изотопом 22, можно уточнить источник выбросов в BdM. На карте CO2 для CO2/3He в зависимости от δ13C (рис.6) состав газа BdM сравнивается с составом фумарол Искья, Кампи Флегрей и Сомма-Везувий. На рис. 6 также показаны теоретические линии смешения между тремя различными источниками углерода, которые могут быть вовлечены в образование газа BdM: растворенными мантийными расплавами, отложениями, богатыми органическими веществами, и карбонатами. Образцы BdM попадают на линию смешения, изображенную тремя вулканами Кампании, т. углекислого газа по сравнению с классическими MORB с целью подгонки данных) и реакциями, вызванными декарбонизацией земной коры Образовавшаяся газовая порода.
Гибридные линии между составом мантии и конечными элементами известняка и органических отложений приведены для сравнения. Блоки представляют фумарольные районы Искьи, Кампи Флегрей и Сомма-Везвий 59, 60, 61. Образец BdM находится в смешанном тренде вулкана Кампания. Конечный газ смешанной линии имеет мантийный источник, который представляет собой газ, образующийся в результате реакции обезуглероживания карбонатных минералов.
Сейсмические разрезы L1 и L2 (рис. 1b и 7) показывают переход между BdM и дистальными стратиграфическими толщами вулканических областей Сомма-Везувий (L1, рис. 7a) и Кампи Флегрей (L2, рис. 7b). BdM характеризуется наличием двух основных сейсмических формаций (MS и PS на рис. 7). амплитуда и латеральная непрерывность (рис. 7b,c). Этот слой включает морские отложения, затянутые системой последнего ледникового максимума (LGM), и состоит из песка и глины23. Нижележащий слой PS (рис. 7b–d) характеризуется хаотичной или прозрачной фазой в форме столбцов или песочных часов. Верхняя часть отложений PS сформировала насыпи морского дна (рис. 7d). Подъем ответственен за формирование складок и разломов, затрагивающих слой МС и перекрывающие современные отложения морского дна БдМ (рис. 7б–г). Стратиграфический интервал МС отчетливо расслоен в восточно-северо-восточном участке разреза L1, а по направлению к БдМ он белеет за счет наличия газонасыщенного слоя (ГПС), перекрытого некоторыми внутренними уровнями разреза МС (рис.7а). Гравитационные керны, собранные в верхней части BdM, соответствующие прозрачному сейсмическому слою, показывают, что самые верхние 40 см состоят из песка, отложившегося недавно до настоящего времени;)24,25 и фрагменты пемзы эксплозивного извержения Campi Flegrei «Неаполитанского желтого туфа» (14,8 тыс. лет назад)26. Прозрачная фаза слоя PS не может быть объяснена только хаотическими процессами перемешивания, потому что хаотические слои, связанные с оползнями, селевыми потоками и пирокластическими потоками, обнаруженные за пределами BdM в Неаполитанском заливе, акустически непрозрачны21,23,24.Мы делаем вывод, что наблюдаемый BdM PS-сейсм ические фации, а также внешний вид подводного обнажения слоя ПС (рис. 7г) отражают поднятие природного газа.
(а) Однопутный сейсмический профиль L1 (навигационная трасса на рис. 1b), показывающий столбчатое (пагода) пространственное расположение. Пагода состоит из хаотических отложений пемзы и песка. Газонасыщенный слой, существующий под пагодой, нарушает непрерывность более глубоких образований. отложения (PS). (c) Детали деформации в MS и PS представлены в (c, d). Предполагая скорость 1580 м/с в самых верхних отложениях, 100 мс соответствует примерно 80 м по вертикальной шкале.
Морфологические и структурные характеристики БдМ сходны с другими подводными гидротермальными и газогидратными месторождениями во всем мире2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и часто связаны с поднятиями (своды и насыпи) и разгрузкой газа (конусы, ямы). Выровненные по БдМ конусы и ямы и удлиненные насыпи указывают на структурно контролируемую проницаемость (рис. 2 и 3). Расположение насыпей, ям и активных жерл предполагает, что их распространение частично контролируется ударными трещинами СЗ-ЮВ и СВ-ЮЗ (рис. 4b). Это предпочтительные простирания систем разломов, влияющих на вулканические районы Кампи Флегрей и Сомма-Везувий и Неаполитанский залив. s в Неаполитанском заливе представляют собой предпочтительный путь миграции газа на поверхность, что свойственно другим структурно контролируемым гидротермальным системам36,37. Примечательно, что конусы и ямы BdM не всегда были связаны с холмами (рис.3a,c). Это говорит о том, что эти насыпи не обязательно являются предшественниками образования ям, как предполагали другие авторы для зон газогидратов 32,33. Наши выводы подтверждают гипотезу о том, что разрушение донных отложений купола не всегда приводит к образованию ям.
Три собранных газообразных выброса демонстрируют химические признаки, типичные для гидротермальных флюидов, а именно, в основном CO2 со значительными концентрациями восстановительных газов (H2S, CH4 и H2) и легких углеводородов (особенно бензола и пропилена)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (таблица S1). вода, вступающая в контакт с газами, хранящимися в пластиковых ящиках, используемых для отбора проб, поскольку ROV извлекаются со дна океана в море для восстания. И наоборот, положительные значения δ15N и высокое значение N2/Ar (до 480), значительно превышающее ASW (вода, насыщенная воздухом), позволяют предположить, что большая часть N2 производится из внеатмосферных источников, что согласуется с преобладающим гидротермальным происхождением этих газов. Содержание He и их изотопные характеристики. Изотопы углерода (δ13C-CO2 от -0,93% до +0,4%) и значения CO2/3He (от 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) позволяют предположить, что образцы BdM относятся к смешанной тенденции фумарол вокруг концевых членов мантии Неаполитанского залива и декарбонизации. Связь между газами, образующимися в результате реакции (рис. 6). Образцы газа BdM расположены вдоль тренда смешения примерно в том же месте, что и флюиды соседних вулканов Кампи Флегрей и Сомма-Вевзив. Они более коровые, чем фумаролы Искьи, которые ближе к концу мантии. Сомма-Везувий и Кампи Флегрей имеют более высокие значения 3He/4He (R/Ra между 2,6 и 2,9), чем BdM (R/Ra между 1,66). и 1,96;Таблица S1). Это предполагает, что добавление и накопление радиогенного Не происходит из того же источника магмы, который питал вулканы Сомма-Везувий и Кампи Флегрей. Отсутствие обнаруживаемых фракций органического углерода в выбросах BdM предполагает, что органические отложения не участвуют в процессе дегазации BdM.
Основываясь на приведенных выше данных и результатах экспериментальных моделей куполообразных структур, связанных с подводными газоносными регионами, глубокое давление газа может быть ответственным за формирование куполов BdM километрового масштаба. вязкие отложения Вертикальное максимальное смещение w и толщина h (дополнительный рис. S1). Pdef — это разница между общим давлением и статическим давлением породы плюс давление водяного столба. При BdM радиус составляет около 2500 м, w — 20 м, а максимальное значение h, оцененное по сейсмическому профилю, — около 100 м. Мы рассчитываем Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 из соотношения, где D — жесткость на изгиб;D определяется формулой (E h3)/[12(1 – ν2)], где E — модуль Юнга отложений, ν — коэффициент Пуассона (~0,5)33. Поскольку механические свойства отложений BdM невозможно измерить, мы установили E = 140 кПа, что является разумным значением для прибрежных песчаных отложений 47, подобных BdM14,24. Мы не рассматриваем более высокие значения E, указанные в литературе для отложения илистой глины (300 < E < 350 000 кПа)33,34, поскольку отложения БДМ состоят в основном из песка, а не ила или илистой глины24. Мы получаем Pdef = 0,3 Па, что согласуется с оценками процессов поднятия морского дна в средах газогидратных бассейнов, где Pdef варьируется от 10-2 до 103 Па, с более низкими значениями, представляющими низкие значения w/a и/или чего. В BdM снижение жесткости из-за локального газонасыщения отложений и/или появления ранее существовавших трещин также может способствовать разрушению и последующему выделению газа, что позволяет сформировать наблюдаемые вентиляционные структуры. Собранные отраженные сейсмические профили (рис. 7) показали, что отложения PS были подняты из GSL, выталкивая вышележащие морские отложения MS, что привело к образованию холмов, складок, разломов и осадочных разрезов (рис.7b,c). Это говорит о том, что пемза возрастом от 14,8 до 12 тыс. лет внедрилась в более молодой слой MS в результате восходящего процесса переноса газа. Морфологические особенности структуры BdM можно рассматривать как результат избыточного давления, создаваемого выбросом жидкости, создаваемым GSL. Учитывая, что активный выброс можно наблюдать со дна моря до высоты более 170 м над уровнем моря48, мы предполагаем, что избыточное давление жидкости в пределах GSL превышает 1700 кПа. Восходящая миграция газов в отложениях также привела к очистке материала, содержащегося в МС, что объясняет присутствие хаотических отложений в гравитационных кернах, отобранных на BdM25. Кроме того, избыточное давление GSL создает сложную систему трещин (полигональный разлом на рис. 7b). В совокупности морфология, структура и стратиграфическое поселение, именуемые «пагодами»49,50, первоначально приписывались вторичным эффектам старых ледниковых образований. , и в настоящее время интерпретируются как эффекты поднимающегося газа31,33 или эвапоритов50 .На континентальной окраине Кампании испаряющиеся отложения редки, по крайней мере, в пределах самых верхних 3 км коры. Следовательно, механизм роста пагод BdM, вероятно, контролируется подъемом газа в отложениях.7), а также данные гравитационного керна, о которых сообщалось ранее24, где современный песок извергается с «Pomici Principali»25 и «Неаполитанским желтым туфом»26 Campi Flegrei. Кроме того, отложения PS вторглись и деформировали самый верхний слой MS (рис. 7d). Такое структурное расположение предполагает, что пагода представляет собой возвышающееся сооружение, а не просто газопровод. Таким образом, формированием пагоды управляют два основных процесса: а) плотность мягкий осадок уменьшается по мере поступления газа снизу;б) газоосадочная смесь поднимается, что является наблюдаемой складчатостью, разломами и трещинами. Причина отложений MS (рис. 7). Аналогичный механизм образования был предложен для пагод, связанных с газогидратами в море Южной Шотландии (Антарктида). Из стратиграфии гравитационного ядра БдМ мы делаем вывод, что возраст формирования пагодных структур составляет менее 14–12 тыс. лет. Кроме того, рост этих структур все еще активен (рис. 7d), поскольку некоторые пагоды вторглись и деформировали вышележащий современный песок БдМ (рис. 7d).
Неспособность пагоды пересечь современное морское дно указывает на то, что (а) подъем газа и/или местное прекращение смешения газа с осадками и/или (б) возможное боковое течение смеси газа с осадками не допускает локализованного процесса избыточного давления. связано с увеличением плотности смеси из-за прекращения подачи газа. Обобщенные выше результаты и управляемый плавучестью подъем пагоды позволяют оценить высоту столба воздуха hg. Плавучесть определяется выражением ΔP = hgg (ρw – ρg), где g — сила тяжести (9,8 м/с2), а ρw и ρg — плотности воды и газа соответственно. ΔP — сумма ранее рассчитанных Pdef и литостатическое давление Plith осадочной плиты, т. е. ρsg h, где ρs — плотность наносов. В этом случае значение hg, необходимое для желаемой плавучести, определяется как hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw — ρg)]. В BdM мы принимаем Pdef = 0,3 Па и h = 100 м (см. 0 кг/м3, ρg пренебрежимо мал, поскольку ρw ≫ρg. Мы получаем hg = 245 м, значение, представляющее глубину дна GSL. ΔP составляет 2,4 МПа, что является избыточным давлением, необходимым для разрушения морского дна BdM и образования жерл.
Состав газа BdM согласуется с мантийными источниками, измененными добавлением флюидов, связанных с реакциями декарбонизации пород земной коры (рис. 6). Грубое расположение куполов BdM и действующих вулканов, таких как Искья, Кампи-Флегре и Сома-Везувий, по ВЗ, а также состав выбрасываемых газов позволяют предположить, что газы, выбрасываемые из мантии под всем вулканическим регионом Неаполя, смешаны. Все больше и больше флюидов земной коры перемещается с запада (Искья). ) на восток (Сомма-Везуив) (рис. 1б и 6).
Мы пришли к выводу, что в Неаполитанском заливе, в нескольких километрах от порта Неаполя, находится куполообразная структура площадью 25 км2, на которую воздействует активный процесс дегазации, вызванный размещением пагод и курганов. явлений и для обнаружения геохимических и геофизических сигналов, указывающих на потенциальные магматические нарушения.
Акустические профили водной толщи (2D) были получены во время рейса SAFE_2014 (август 2014 г.) на НИС «Урания» (CNR) Национальным исследовательским советом Института прибрежной морской среды (IAMC). сбросов и точно определить их местоположение в районе сбора (от 74 до 180 м над уровнем моря). Измерение физико-химических параметров в толще воды с помощью многопараметрических датчиков (электропроводность, температура и глубина, CTD). Данные были собраны с помощью датчика CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) и обработаны с помощью программного обеспечения SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). (GEItaliana) Устройство ROV (автомобиль с дистанционным управлением) с двумя камерами (низкой и высокой четкости).
Многолучевой сбор данных был выполнен с использованием многолучевой гидроакустической системы Simrad EM710 (Kongsberg) с частотой 100 кГц. Система связана с дифференциальной системой глобального позиционирования для обеспечения субметрических ошибок в позиционировании луча. -Thales) в соответствии со стандартом Международной гидрографической организации (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) для навигации и поправки на прилив. Уменьшение шума из-за случайных пиков приборов и исключения некачественного луча было выполнено с помощью инструментов редактирования полос и удаления пиков. -8 часов, чтобы обеспечить скорость звука в реальном времени для правильного управления лучом. Весь набор данных состоит примерно из 440 км2 (глубина 0-1200 м). Данные использовались для создания цифровой модели местности (ЦМР) с высоким разрешением, характеризующейся размером ячейки сетки 1 м. Окончательный ЦМР (рис.1a) было выполнено с данными о местности (>0 ​​м над уровнем моря), полученными с размером ячейки сетки 20 м Итальянским геовоенным институтом.
55-километровый одноканальный профиль сейсмических данных высокого разрешения, собранный во время безопасных океанских круизов в 2007 и 2014 гг., покрыл площадь приблизительно 113 квадратных километров, оба на НИС «Урания». Профили Мариск (например, сейсмический профиль L1, рис. 1b) были получены с использованием бумерной системы IKB-Seistec. Блок сбора данных состоит из 2,5-метрового катамарана, в котором размещены источник и приемник. Сигнатура источника состоит из одного положительного пика, который характеризуется частотным диапазоном 1-10 кГц и позволяет различать отражатели, разделенные расстоянием 25 см. Безопасные сейсмические профили были получены с использованием многоканального сейсмического источника Geospark 1,4 кДж, сопряженного с программным обеспечением Geotrace (Geo Marine Survey System). 30 см. Оба устройства Safe и Marsik были получены со скоростью 0,33 выстрела в секунду при скорости сосуда <3 Kn. Данные были обработаны и представлены с использованием программного обеспечения Geosuite Allworks со следующим рабочим процессом: коррекция дилатации, приглушение водяного столба, полосовая БИХ-фильтрация 2–6 кГц и АРУ.
Газ из подводной фумаролы собирался на морском дне с помощью пластиковой коробки, снабженной резиновой диафрагмой на верхней стороне, которую ТПА переворачивал вверх дном над вентиляционным отверстием. После того, как пузырьки воздуха, поступающие в коробку, полностью вытеснили морскую воду, ТПА возвращается на глубину 1 м, и водолаз перекачивает собранный газ через резиновую перегородку в две предварительно вакуумированные стеклянные колбы емкостью 60 мл, оснащенные тефлоновыми кранами, в одну из которых было заполнено 20 мл 5 н. раствора NaOH (колба типа Гегенбаха). Основные кислые газы (CO2 и H2S) растворяются в щелочном растворе, а низкорастворимые газы (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и легкие углеводороды) хранятся в свободном пространстве над бутылью для проб. ситовую колонку и детектор по теплопроводности (ТХД) 54. Аргон и О2 анализировали с помощью газового хроматографа Thermo Focus, оснащенного капиллярной молекулярно-ситовой колонкой длиной 30 м и ТХД. Жидкую фазу использовали для анализа 1) CO2, as, оттитрованного 0,5 N раствором HCl (Metrohm Basic Titrino) и 2) H2S, as, после окисления 5 мл H2O2 (33%), методом ионной хроматографии (IC) (IC) (Wantong 761). Аналитическая погрешность титрования, ГХ и IC-анализа составляет менее 5%. 3C/12C CO2 (выраженный как δ13C-CO2% и V-PDB) анализировали с использованием масс-спектрометра Finningan Delta S55,56. Для оценки внешней прецизионности использовались стандарты мрамора Каррара и Сан-Винченцо (внутренние), NBS18 и NBS19 (международные), а аналитическая погрешность и воспроизводимость составляли ±0,05% и ±0,1% соответственно.
Значения δ15N (выраженные в % по отношению к воздуху) и 40Ar/36Ar определяли с использованием газового хроматографа (ГХ) Agilent 6890 N, соединенного с масс-спектрометром с непрерывным потоком Finnigan Delta plusXP. в образце и Ra такое же соотношение в атмосфере: 1,39 × 10–6)57 определено в лаборатории INGV-Palermo (Италия) 3He, 4He и 20Ne определены с помощью масс-спектрометра с двойным коллектором (Helix SFT-GVI)58 после разделения He и Ne. Ошибка анализа ≤ 0,3%. моль соответственно.
Как цитировать эту статью: Пассаро, С. и др. Подъем морского дна, вызванный процессом дегазации, свидетельствует о зарождающейся вулканической активности вдоль побережья.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геология и биология современных и древних просачиваний и жерл углеводородов на морском дне: введение. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Полл, К.К. и Диллон, В.П. Глобальное распространение газовых гидратов. Квенволден, К.А. и Лоренсон, Т.Д. (ред.) 3–18 (Природные газовые гидраты: возникновение, распределение и обнаружение. Геофизическая монография Американского геофизического союза 124, 2001 г.).
Фишер, А.Т. Геофизические ограничения гидротермальной циркуляции. В: Хальбах, П.Е., Танниклифф, В. и Хайн, Дж. Р. (ред.) 29–52 (Отчет семинара в Дареме, Энергия и массообмен в морских гидротермальных системах, Издательство Даремского университета, Берлин (2003)).
Куму Д., Дриснер Т. и Хайнрих К. Структура и динамика гидротермальных систем срединно-океанических хребтов. Science 321, 1825–1828 (2008).
Босуэлл, Р. и Коллетт, Т.С. Текущие взгляды на ресурсы газогидратов, энергию и науку об окружающей среде.4, 1206–1215 (2011).
Эванс, Р.Дж., Дэвис, Р.Дж. и Стюарт, С.А. Внутренняя структура и история извержений системы грязевых вулканов километрового масштаба в Южном Каспийском море. Резервуар бассейна 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. и др. Особенности морского дна, связанные с просачиванием углеводородов из глубоководных карбонатных грязевых насыпей в Кадисском заливе: от грязевого потока к карбонатным отложениям. География, март. Райт. 27, 237–247 (2007).
Мосс, Дж. Л. и Картрайт, Дж. Трехмерное сейсмическое представление трубопроводов для сброса жидкости километрового масштаба на шельфе Намибии. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Андресен, К. Дж. Характеристики потока жидкости в системах нефте- и газопроводов: что они говорят нам об эволюции бассейна? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрайт, Дж. А. и Имберт, П. Вертикальная эволюция структуры выброса неогеновых четвертичных флюидов в связи с потоками газа в Нижнем бассейне Конго, на шельфе Анголы. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Джонсон, С.Ю. и др. Гидротермальная и тектоническая активность в северной части Йеллоустонского озера, Вайоминг. Геология. Социалистическая партия. Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Патакка, Э., Сартори, Р. и Скандоне, П. Тирренский бассейн и Апеннинская дуга: кинематические отношения с позднего тотона. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Милиа и др. Тектоническая структура и структура земной коры на континентальной окраине Кампании: связь с вулканической активностью. минерал. бензин. 79, 33–47 (2003)
Пиочи М., Бруно П.П. и Де Астис Г. Относительная роль тектоники рифтов и процессов магматического поднятия: вывод на основе геофизических, структурных и геохимических данных в вулканическом регионе Неаполя (южная Италия). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, Дж. Дж. и Мастролоренцо, Г. Механизмы недавнего вертикального движения земной коры в кратере Кампи Флегрей на юге Италии. Геология. Социалистическая партия. Да. Спецификация. 263, стр. 1–47 (1991).
Орси, Г. и др. Кратковременная деформация грунта и сейсмичность в гнездовом кратере Кампи Флегрей (Италия): пример активного восстановления массы в густонаселенном районе.Вулкан.геотермальный.резервуар.91, 415–451 (1999)
Кузано, П., Петрозино, С., и Саккоротти, Г. Гидротермальное происхождение устойчивой долгосрочной 4D-активности в вулканическом комплексе Кампи Флегрей в Италии.Вулкан.геотермальный.водохранилище.177, 1035–1044 (2008).
Паппалардо, Л. и Мастролоренцо, Г. Быстрая дифференциация в силлоподобных магматических резервуарах: тематическое исследование кратера Кампи Флегрей.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Уолтер, Т.Р. и др. Временные ряды InSAR, корреляционный анализ и моделирование временной корреляции показывают возможную связь Кампи Флегрей и Везувия. Дж.Вулкан.геотермальный.водохранилище.280, 104–110 (2014).
Милиа А. и Торренте М. Структурное и стратиграфическое строение первой половины Тирренского грабена (Неаполитанский залив, Италия). Конструктивная физика 315, 297–314.
Сано Ю. и Марти Б. Источники углерода в газе вулканического пепла из Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Милиа, А. Стратиграфия каньона Дорн: реакция на падение уровня моря и тектоническое поднятие на внешнем континентальном шельфе (восточная окраина Тиррена, Италия). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).