Ďakujeme, že ste navštívili Nature.com. Verzia prehliadača, ktorú používate, má obmedzenú podporu pre CSS. Pre najlepší zážitok vám odporúčame použiť aktualizovaný prehliadač (alebo vypnúť režim kompatibility v Internet Exploreri). Aby sme zabezpečili nepretržitú podporu, budeme stránku zobrazovať bez štýlov a JavaScriptu.
Hlásime dôkazy o aktívnom zdvíhaní morského dna a emisiách plynov niekoľko kilometrov od pobrežia od prístavu Neapol (Taliansko). Vrypy, kopčeky a krátery sú znakmi morského dna. Tieto útvary predstavujú vrcholy štruktúr plytkej kôry, vrátane pagod, zlomov a vrás, ktoré dnes ovplyvňujú morské dno. Zaznamenali vzostup a uvoľňovanie oxidu uhličitého a oxid uhličitý v dekarbonizácii s. Tieto plyny sú pravdepodobne podobné tým, ktoré napájajú hydrotermálne systémy Ischia, Campi Flegre a Soma-Vezuv, čo naznačuje, že zdroj plášťa zmiešaný s kôrovými tekutinami pod Neapolským zálivom. Podmorská expanzia a prasknutie spôsobené procesom plynového zdvihu a tlakovania si vyžaduje pretlak 2-3 MPa. erupcie na morskom dne a/alebo hydrotermálne výbuchy.
Hlbokomorské hydrotermálne (horúca voda a plyn) výtoky sú spoločným znakom stredooceánskych chrbtov a okrajov zbiehajúcich sa platní (vrátane ponorených častí ostrovných oblúkov), zatiaľ čo studené výtoky plynných hydrátov (chlatrátov) sú často charakteristické pre kontinentálne šelfy a pasívne okraje1, 2,3,4,5.Výskyt výbojov na morskom dne na morskom dne a pobrežných hydrotermálnych oblastiach/zdrojoch tepla v pobrežných/impaktných oblastiach. plášťa.Tieto výboje môžu predchádzať vzostupu magmy cez najvrchnejšie vrstvy zemskej kôry a vyvrcholiť erupciou a umiestnením vulkanických podmorských vrchov6. Preto je identifikácia (a) morfológií spojených s aktívnou deformáciou morského dna a (b) emisií plynu v blízkosti obývaných pobrežných oblastí, ako je napríklad sopka v Neapole, kritická možná oblasť Talianska. Okrem toho, zatiaľ čo morfologické znaky spojené s hlbokomorskými hydrotermálnymi alebo hydrátovými emisiami sú pomerne dobre známe vďaka svojim geologickým a biologickým vlastnostiam, výnimkou sú morfologické znaky spojené s plytkými vodami, okrem tých, ktoré sa vyskytujú v jazere Gug 12, existuje pomerne málo záznamov. Tu uvádzame nové batymetrické, seizmické, štrukturálne, vodné stĺpce a geochemické údaje v oblasti pod, geomorfologicky a geochemicky ovplyvnené ples (južné Taliansko), približne 5 km od prístavu v Neapole.Tieto údaje boli zozbierané počas plavby SAFE_2014 (august 2014) na palube R/V Urania. Opisujeme a interpretujeme štruktúry morského dna a podpovrchu, kde dochádza k emisiám plynov, skúmame zdroje odvetrávajúcich tekutín, identifikujeme a charakterizujeme mechanizmy, ktoré regulujú vznik plynu a súvisiaci vplyv.
Neapolský záliv tvorí Plio-štvrtohorný západný okraj, SZ-JV pretiahnutá tektonická depresia Kampánia13,14,15.VZ od Ischie (cca 150-1302 n.l.), kráter Campi Flegre (cca 300-1538) a usporiadanie Soma <3640 59 nl. kým na juhu hraničí so Sorrentským polostrovom (obr. 1a). Neapolský záliv je ovplyvnený prevládajúcimi SV-JZ a sekundárnymi SZ-JV výraznými zlomami (obr. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vezuv sa vyznačujú hydrotermálnymi prejavmi, deformáciami zeme a6 plytkým seizmickým vplyvom18,17 atampa1 Camp1 82-1984, so zdvihnutím 1,8 m a tisíckami zemetrasení). Nedávne štúdie19,20 naznačujú, že môže existovať súvislosť medzi dynamikou Soma-Vezuvu a Campi Flegre, pravdepodobne spojená s „hlbokými“ samostatnými rezervoármi magmy. Sopečná činnosť a oscilácie hladiny mora v posledných 36 systémoch usadenín Campigre a Vesuvka z Campi86 na Vesuvke. Neapolu. Nízka hladina mora na poslednom ľadovcovom maxime (18 ka) viedla k regresii pobrežného plytkého sedimentárneho systému, ktorý bol následne vyplnený transgresívnymi udalosťami počas neskorého pleistocénu-holocénu. Podmorské emisie plynu boli zistené okolo ostrova Ischia a pri pobreží Campi Flegre a pri Mount Soma-Vesuvius (obr.1b).
a) Morfologické a štrukturálne usporiadanie kontinentálneho šelfu a Neapolského zálivu 15, 23, 24, 48. Bodky sú hlavné centrá erupcií ponoriek;červené čiary predstavujú hlavné poruchy.(b) Bathymetria Neapolského zálivu so zistenými prieduchmi tekutín (bodky) a stopami seizmických čiar (čierne čiary). Žlté čiary sú trajektórie seizmických čiar L1 a L2 uvedené na obrázku 6. Hranice štvorcových štruktúr Banco della Montagna (BdM) sú označené modrými prerušovanými čiarami v profile stĺpca (modrá čiarkovaná čiara). Rámy EMBlank, CTD-EM50 a ROV sú uvedené na obr. 5. Žltý kruh označuje miesto vypúšťania vzorkovacieho plynu a jeho zloženie je uvedené v tabuľke S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) využíva grafiku generovanú Surfer® 13.
Na základe údajov získaných počas plavby SAFE_2014 (august 2014) (pozri Metódy) bol skonštruovaný nový digitálny model terénu (DTM) Neapolského zálivu s rozlíšením 1 m. DTM ukazuje, že morské dno južne od Neapolského prístavu je charakteristické mierne sa zvažujúcou miestnou štruktúrou orientovanou na juh (sklon) 5 a 3° prerušenou 5 km a 3°. ako Banco della Montagna (BdM).Obr.1a,b).BdM sa vyvíja v hĺbke asi 100 až 170 metrov, 15 až 20 metrov nad okolitým morským dnom. Kupola BdM vykazovala mohylovitú morfológiu vďaka 280 podkruhovým až oválnym kopcom (obr. 2a), 665 kužeľom a 30 kužeľom a maximálne 30 jamiek a2. 2 ma 1 800 m. Kruhovitosť [C = 4π(plocha/obvod2)] kopcov sa zmenšovala so zväčšujúcim sa obvodom (obr. 2b). Osové pomery kopcov sa pohybovali medzi 1 a 6,5, pričom kopy s osovým pomerom rozptýlené >2 vykazovali výhodnejšiu N45°105 + 5° E. E úder (obr. 2c).Jednotlivé alebo zarovnané kužele existujú na rovine BdM a na vrchu vyvýšeniny (obr. 3a,b). Kužeľové usporiadania sledujú usporiadanie kopcov, na ktorých sa nachádzajú. Vrypy sa bežne nachádzajú na plochom morskom dne (obr. 3c) a príležitostne aj na návršiach. Priestorové hustoty kužeľov a ryhy ukazujú, že SV-JZ juhozápad ohraničujú hranice SV-JZ juh. (obr. 4a, b);menej rozšírená trasa SZ-JV sa nachádza v centrálnom regióne BdM.
(a) Digitálny model terénu (veľkosť bunky 1 m) kupoly Banco della Montagna (BdM). (b) Obvod a zaoblenie kopcov BdM. (c) Axiálny pomer a uhol (orientácia) hlavnej osi najvhodnejšej elipsy obklopujúcej kopu. Štandardná chyba modelu Digital Terrain je 0,004 mmštandardné chyby obvodu a zaoblenia sú 4,83 ma 0,01 a štandardné chyby axiálneho pomeru a uhla sú 0,04 a 3,34°, v tomto poradí.
Podrobnosti o identifikovaných kužeľoch, kráteroch, kopcoch a jamách v oblasti BdM extrahovaných z DTM na obrázku 2.
a) Zarovnanie kužeľov na plochom morskom dne;b) kužele a krátery na SZ-JV štíhlych kopcoch;c) ryhy na mierne namočenom povrchu.
(a) Priestorové rozloženie zistených kráterov, jám a aktívnych výpustí plynov. (b) Priestorová hustota kráterov a jám uvedená v bode (a) (počet/0,2 km2).
Identifikovali sme 37 plynných emisií v oblasti BdM zo snímok echolotu s vodným stĺpcom ROV a priamych pozorovaní morského dna získaných počas plavby SAFE_2014 v auguste 2014 (obrázky 4 a 5). Akustické anomálie týchto emisií ukazujú vertikálne predĺžené tvary stúpajúce z morského dna, ktoré sa pohybujú vo zvislom smere medzi 7012 miestami. takmer nepretržitý „vlak.“ Pozorované oblaky bublín sa značne líšia: od nepretržitých, hustých tokov bublín až po krátkodobé javy (doplnkový film 1). Kontrola ROV umožňuje vizuálne overiť výskyt prieduchov tekutín na morskom dne a zvýrazňuje malé ryhy na morskom dne, niekedy obklopené červenými až oranžovými sedimentmi (obr. 5b). vodný stĺpec tesne nad vypúšťacím bodom vykazoval výrazný pokles, čo naznačuje lokálne kyslejšie podmienky (obr.5c, d). Najmä pH nad výbojom plynu BdM v hĺbke 75 m sa znížilo z 8,4 (v hĺbke 70 m) na 7,8 (v hĺbke 75 m) (obr. 5c), zatiaľ čo iné miesta v Neapolskom zálive mali hodnoty pH medzi 0 a 160 mv hĺbke a teplotnom intervale S 8.5 sal-3. chýbali na dvoch miestach vo vnútri a mimo oblasti BdM Neapolského zálivu. V hĺbke 70 m je teplota 15 °C a salinita asi 38 PSU (obr. 5c, d). Merania pH, teploty a salinity indikovali: a) účasť kyslých kvapalín spojených s tepelným procesom alebo neprítomnosť odplyňovania tekutiny bdM veľmi pomalé.
(a) Akvizičné okno profilu akustického vodného stĺpca (echometer Simrad EK60). Vertikálny zelený pás zodpovedajúci erupcii plynu zistenej na kvapalinovom výboji EM50 (asi 75 m pod hladinou mora) umiestnenom v oblasti BdM;zobrazené sú aj multiplexné signály dna a morského dna (b) zozbierané diaľkovo ovládaným vozidlom v oblasti BdM Jediná fotografia zobrazuje malý kráter (čierny kruh) obklopený červeným až oranžovým sedimentom.(c,d) CTD dáta multiparametrovej sondy spracované pomocou softvéru SBED-Win32 (Seasave, verzia 7.23.2) (Vzory vypúšťania vody, teplota stĺpca kyslíka a vybrané parametre tekutiny 5) panel c) a mimo panel oblasti výtlaku Bdm (d).
V období od 22. do 28. augusta 2014 sme zo skúmanej oblasti odobrali tri vzorky plynov. Tieto vzorky vykazovali podobné zloženie, dominoval CO2 (934-945 mmol/mol), nasledovaný relevantnými koncentráciami N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) a H2S (0,10 mmol/mol) a H0,44 mmol/mol 2 a H0,44 mmol/mol – 0,44 mmol/mol. 016 mmol/mol) (obr. 1b; tabuľka S1, doplnkový film 2). Boli namerané aj relatívne vysoké koncentrácie O2 a Ar (do 3,2 a 0,18 mmol/mol). Súčet ľahkých uhľovodíkov sa pohybuje od 0,24 do 0,30 mmol/mol a skladá sa z C2-C4 aromatických zlúčenín obsahujúcich síru, propenkany a síru Hodnota 40Ar/36Ar je v súlade so vzduchom (295,5), hoci vzorka EM35 (kupoly BdM) má hodnotu 304, čo ukazuje mierny prebytok 40Ar. Pomer δ15N bol vyšší ako pre vzduch (až do +1,98 % vs. vzduch), zatiaľ čo správne hodnoty δ13C-CO2 sa pohybovali v rozmedzí od -0.R. pre znečistenie ovzdušia pomocou pomeru 4He/20Ne) boli medzi 1,66 a 1,94, čo naznačuje prítomnosť veľkej frakcie plášťového He. Spojením izotopu hélia s CO2 a jeho stabilným izotopom 22 možno ďalej objasniť zdroj emisií v BdM. Na mape CO2 pre CO2/3C verzus (obr.6), zloženie plynu BdM sa porovnáva so zložením fumarol Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesuvius. Obrázok 6 tiež uvádza teoretické zmiešavacie línie medzi tromi rôznymi zdrojmi uhlíka, ktoré sa môžu podieľať na výrobe plynu BdM: rozpustené taveniny odvodené z plášťa, sedimenty bohaté na organické látky a uhličitany. obohatené o oxid uhličitý v porovnaní s klasickými MORB na účely prispôsobenia údajov) a reakcie spôsobené dekarbonizáciou kôry Výsledný plynný kameň.
Hybridné línie medzi zložením plášťa a koncovými členmi vápenca a organických sedimentov sú uvedené na porovnanie. Krabice predstavujú fumarolové oblasti Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesvius 59, 60, 61. Vzorka BdM je v zmiešanom trende sopky Campania. Plyn koncového člena zmiešanej línie je zdrojom uhlíkového plynu produkovaného zdrojom dekarbonovej reakcie.
Seizmické rezy L1 a L2 (obr. 1b a 7) ukazujú prechod medzi BdM a distálnymi stratigrafickými sekvenciami vulkanických oblastí Somma-Vezuv (L1, obr. 7a) a Campi Flegrei (L2, obr. 7b). plitude a laterálna kontinuita (obr. 7b,c).Táto vrstva zahŕňa morské sedimenty ťahané systémom posledného ľadovcového maxima (LGM) a pozostáva z piesku a ílu23.Podkladová vrstva PS (obr. 7b–d) je charakterizovaná chaotickou až priehľadnou fázou v tvare stĺpcov alebo presýpacích hodín. Vrch sedimentov PS tvorili sedimenty podobné morskému dnu (obr. 7 priehľadný materiál). do najvrchnejších ložísk MS. Výzdvih je zodpovedný za tvorbu vrás a zlomov, ktoré ovplyvňujú vrstvu MS a nadložné súčasné sedimenty morského dna BdM (obr. 7b–d). Stratigrafický interval MS je zreteľne delaminovaný v ENE časti úseku L1, zatiaľ čo belie smerom k BdM v dôsledku prítomnosti vnútornej sekvencie MS (GSL) pokrytej vnútornými úrovňami MS. Obr.7a). Gravitačné jadrá zhromaždené v hornej časti BdM zodpovedajúce priehľadnej seizmickej vrstve naznačujú, že najvyšších 40 cm pozostáva z piesku uloženého nedávno až do súčasnosti;)24,25 a úlomky pemzy z výbušnej erupcie Campi Flegrei „Neapolského žltého tufu“ (14,8 ka)26. Priehľadnú fázu vrstvy PS nemožno vysvetliť len chaotickými procesmi miešania, pretože pozorované chaotické vrstvy spojené so zosuvmi pôdy, prúdmi bahna a pyroklastickými tokmi nachádzajúcimi sa mimo BdM v zálive Neapol, B2241 sú v akustickom zálive. Seizmická facia M PS, ako aj vzhľad podmorskej výbežkovej PS vrstvy (obr. 7d) odrážajú vzostup zemného plynu.
(a) Jednokoľajový seizmický profil L1 (navigačná stopa na obr. 1b) zobrazujúci stĺpcové (pagodové) priestorové usporiadanie. Pagoda pozostáva z chaotických nánosov pemzy a piesku. Plynom nasýtená vrstva, ktorá existuje pod pagodou, odstraňuje kontinuitu hlbších útvarov.(b) Jednokanálová seizmická stopa v seizmickom profile L2 a zvýraznenie seizmického profilu na obr. mohyly, morské (MS) a pemzové nánosy piesku (PS).(c) Podrobnosti o deformácii v MS a PS sú uvedené v (c,d). Za predpokladu rýchlosti 1580 m/s v najvrchnejšom sedimente predstavuje 100 ms asi 80 m na zvislej mierke.
Morfologické a štrukturálne charakteristiky BdM sú podobné iným podmorským hydrotermálnym poliam a poliam s hydrátmi plynu globálne2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 a často sú spojené so zdvihmi (klenby a kopčeky) a výbojom plynu (kužele, jamy). ).Priestorové usporiadanie kopcov, jám a aktívnych prieduchov naznačuje, že ich distribúcia je čiastočne riadená nárazovými puklinami SZ-JV a SV-JZ (obr. 4b). Ide o preferované údery zlomových systémov ovplyvňujúcich vulkanické oblasti Campi Flegrei a Somma-Vezuv. Neapolský záliv a Neapolský záliv. Predovšetkým teda štruktúra výtoku z prvého zlomu Flether3 ovláda Camp5grecrat a Camp5grecrat. zlomy v Neapolskom zálive predstavujú preferovanú cestu migrácie plynu na povrch, čo je znak zdieľaný inými štrukturálne riadenými hydrotermálnymi systémami36, 37. Predovšetkým kužele a jamy BdM neboli vždy spojené s kopcami (obr.3a, c). To naznačuje, že tieto mohyly nemusia nevyhnutne predstavovať prekurzory tvorby jám, ako navrhli iní autori pre zóny hydrátov plynu32, 33. Naše závery podporujú hypotézu, že narušenie dómových sedimentov morského dna nevedie vždy k tvorbe jám.
Tri zhromaždené plynné emisie vykazujú chemické znaky typické pre hydrotermálne kvapaliny, a to najmä CO2 s významnými koncentráciami redukčných plynov (H2S, CH4 a H2) a ľahkých uhľovodíkov (najmä benzénu a propylénu)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabuľka S1). v dôsledku kontaminácie zo vzduchu rozpusteného v morskej vode, ktorá prichádza do kontaktu s plynmi uloženými v plastových boxoch používaných na odber vzoriek, pretože ROV sú extrahované z oceánskeho dna do mora, aby sa vzbúrili. Naopak, kladné hodnoty δ15N a vysoké hodnoty N2/Ar (až 480) výrazne vyššie ako ASW (voda nasýtená vzduchom). mal-vulkanický pôvod plynu BdM je potvrdený obsahom CO2 a He a ich izotopovými znakmi. Izotopy uhlíka (δ13C-CO2 od -0,93 % do +0,4 %) a hodnoty CO2/3He (od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) naznačujú, že mužský koniec Gulf de marples trendových členov a členov BdM okolo karbonizácia Vzťah medzi plynmi produkovanými pri reakcii (obrázok 6). Konkrétnejšie, vzorky plynov BdM sa nachádzajú pozdĺž trendu miešania približne na rovnakom mieste ako tekutiny zo susedných sopiek Campi Flegrei a Somma-Veusivus. Sú viac kôrovité ako fumaroly Ischia, ktoré sú bližšie ku koncu plášťa a majú vyššie hodnoty He-3Hesuv/S Campi-Vegreom/Sampa4. Ra medzi 2,6 a 2,9) ako BdM (R/Ra medzi 1,66 a 1,96;Tabuľka S1). To naznačuje, že prídavok a akumulácia rádiogénneho He pochádza z rovnakého zdroja magmy, ktorý napája sopky Somma-Vezuv a Campi Flegrei. Neprítomnosť detekovateľných organických uhlíkových frakcií v emisiách BdM naznačuje, že organické sedimenty nie sú zapojené do procesu odplyňovania BdM.
Na základe údajov uvedených vyššie a výsledkov z experimentálnych modelov kupolovitých štruktúr spojených s oblasťami bohatými na podmorský plyn môže byť hlboké pretlakovanie plynu zodpovedné za vytvorenie kupoly BdM v kilometrovom meradle. Na odhadnutie pretlaku Pdef vedúceho k klenbe BdM sme použili model mechaniky tenkých dosiek33,34 za predpokladu, že zo zozbieraných morfologických a listových radiálnych klenieb mäkkej klenby je väčšia ako hĺbková seizmická klenba. iscous deposit Vertikálne maximálne posunutie w a hrúbka h (doplnkový obr. S1). Pdef je rozdiel medzi celkovým tlakom a statickým tlakom horniny plus tlak vodného stĺpca. Pri BdM je polomer asi 2 500 m, w je 20 m a h maximum odhadnuté zo seizmického profilu je asi 100 m def46 thePral P = def4a4 theflex theflex. ness;D je dané (E h3)/[12(1 – ν2)], kde E je Youngov modul ložiska, ν je Poissonov pomer (~0,5)33. Keďže mechanické vlastnosti sedimentov BdM sa nedajú zmerať, nastavili sme E = 140 kPa, čo je primeraná hodnota pre pobrežné piesočnaté sedimenty v literatúre pre vyššie hodnoty E2 47 neuvažujeme. V ložiskách bahnitého ílu (300 < E < 350 000 kPa)33,34 pretože ložiská BDM pozostávajú hlavne z piesku, nie z bahna alebo bahnitého ílu24. Získame Pdef = 0,3 Pa, čo je v súlade s odhadmi procesov zdvíhania morského dna v prostrediach nádrží s hydrátom plynu, kde sa Pdef pohybuje od 103 Papres a nižších hodnôt w/res a B. M, zníženie tuhosti v dôsledku lokálneho nasýtenia sedimentu plynom a/alebo výskyt už existujúcich zlomov môže tiež prispieť k zlyhaniu a následnému uvoľneniu plynu, čo umožňuje vytvorenie pozorovaných ventilačných štruktúr. Zhromaždené odrazené seizmické profily (obr. 7) naznačovali, že sedimenty PS boli vyzdvihnuté z GSL, čím sa vytlačili nadložné morské sedimenty MS, čo viedlo k vzniku kopcov, zárezov a zlomov (obr.7b,c). To naznačuje, že 14,8 až 12 ka stará pemza prenikla do mladšej vrstvy MS prostredníctvom procesu transportu plynu smerom nahor. Morfologické vlastnosti štruktúry BdM možno vidieť ako výsledok pretlaku vytvoreného výtokom tekutiny produkovaným GSL. Vzhľadom na to, že aktívny výboj je možné vidieť z morského dna, že presahuje tlak GSL 48 až do 17 bsl ,700 kPa.Smerná migrácia plynov v sedimentoch mala vplyv aj na drhnutie materiálu obsiahnutého v MS, vysvetľujúce prítomnosť chaotických sedimentov v gravitačných jadrách vzorkovaných na BdM25. Okrem toho pretlak GSL vytvára zložitý puklinový systém (polygonálny zlom na obr. 7b). účinky starých ľadovcových útvarov a v súčasnosti sa interpretujú ako účinky stúpajúceho plynu31,33 alebo evaporitov50 .Na kontinentálnom okraji Kampánie sú výparné sedimenty vzácne, aspoň v rámci najvyšších 3 km kôry. Preto je mechanizmus rastu pagod BdM pravdepodobne riadený vzostupom plynu fada priehľadný v pago.7), ako aj údaje o gravitačnom jadre, ako už bolo uvedené24, kde súčasný piesok vybuchuje s „Pomici Principali“25 a „Neapolský žltý tuf“26 Campi Flegrei. Okrem toho depozity PS napadli a zdeformovali najvrchnejšiu vrstvu MS (obr. 7d). Toto štrukturálne usporiadanie naznačuje, že pagoda a nepredstavuje len formáciu dvoch hlavných plynovodov, štruktúru povstania. : a) hustota mäkkého sedimentu klesá, keď plyn vstupuje zdola;b) stúpa zmes plynu a sedimentu, čo je pozorované vrásnenie, zlomenie a zlom Príčina ložísk MS (obrázok 7). Podobný mechanizmus tvorby bol navrhnutý pre pagody spojené s hydrátmi plynu v južnom Škótskom mori (Antarktida). zvlnenia a s prihliadnutím na stratigrafiu gravitačného jadra BdM usudzujeme, že vek tvorby štruktúr pagod je nižší ako približne 14–12 ka. Okrem toho je rast týchto štruktúr stále aktívny (obr. 7d), pretože niektoré pagody napadli a zdeformovali nadložný dnešný piesok BdM (obr. 7d).
Neschopnosť pagody prekonať súčasné morské dno naznačuje, že (a) stúpanie plynu a/alebo miestne zastavenie miešania plynu a sedimentu a/alebo (b) možný laterálny tok zmesi plynu a sedimentu neumožňuje lokalizovaný proces pretlaku. Podľa modelu diapirovej teórie52 bočný tok demonštruje negatívnu rovnováhu medzi rýchlosťou znižovania množstva bahnitého plynu v prívode bahna smerom nahor smerom nahor. rýchlosť môže súvisieť so zvýšením hustoty zmesi v dôsledku zmiznutia dodávky plynu. Vyššie zhrnuté výsledky a vztlakom riadený vzostup pagody nám umožňujú odhadnúť výšku vzduchového stĺpca hg. Vztlak je daný vzťahom ΔP = hgg (ρw – ρg), kde g je gravitácia (9,8 m/s2) a Pg sú vypočítané hustoty plynu a Δρw sú predtým vypočítané hustoty plynu def a litostatický tlak Plith sedimentovej platne, teda ρsg h, kde ρs je hustota sedimentu. V tomto prípade je hodnota hg potrebná na požadovaný vztlak daná hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. V BdM nastavíme Pdef = 0,3 Pa,3ρ = 10 m, ρ = 10 m,ρ (pozri vyššie). ,500 kg/m3, ρg je zanedbateľné, pretože ρw ≫ρg. Dostaneme hg = 245 m, hodnotu predstavujúcu hĺbku dna GSL.ΔP je 2,4 MPa, čo je pretlak potrebný na pretrhnutie BdM morského dna a vytvorenie prieduchov.
Zloženie plynu BdM je v súlade so zdrojmi plášťa, ktoré sa zmenili pridaním tekutín spojených s dekarbonizačnými reakciami kôrových hornín (obr. 6). Hrubé zarovnanie EW dómov BdM a aktívnych sopiek, ako sú Ischia, Campi Flegre a Soma-Vezuv, spolu so zložením plynov emitovaných z celej volnej oblasti, naznačujú, že plyny emitované z viac volnej oblasti sú zmiešané. tekutiny sa pohybujú zo západu (Ischia) na východ (Somma-Vesuivus) (obr. 1b a 6).
Dospeli sme k záveru, že v Neapolskom zálive, niekoľko kilometrov od Neapolského prístavu, je 25 km2 široká kupolovitá štruktúra, ktorá je ovplyvnená aktívnym procesom odplyňovania a spôsobená umiestnením pagod a kopcov. V súčasnosti signatúry BdM naznačujú, že nemagmatické turbulencie53 môžu predchádzať embryonálnym vulkanickým javom a monitorovať tepelné výboje vulkanizmu a analyzovať ich čo najskôr. detekovať geochemické a geofyzikálne signály indikujúce potenciálne magmatické poruchy.
Akustické profily vodného stĺpca (2D) boli získané počas plavby SAFE_2014 (august 2014) na R/V Urania (CNR) Inštitútom Národnej rady pre výskum pobrežného morského prostredia (IAMC). Akustické vzorkovanie bolo vykonané vedeckým echolotom Simrad EK60 pracujúcim pri frekvencii 38 kHz. Snímky boli zaznamenané pri priemernej rýchlosti 4 km. prietoky tekutín a presne definujte ich umiestnenie v oblasti odberu (medzi 74 a 180 m bsl). Merajte fyzikálne a chemické parametre vo vodnom stĺpci pomocou multiparametrových sond (vodivosť, teplota a hĺbka, CTD). Údaje boli zbierané pomocou sondy CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) a spracované pomocou softvéru SBED. pomocou zariadenia „Pollux III“ (GEItaliana) ROV (diaľkovo ovládané vozidlo) s dvoma kamerami (nízke a vysoké rozlíšenie).
Viaclúčové získavanie údajov sa uskutočnilo pomocou 100 kHz viaclúčového sonarového systému Simrad EM710 (Kongsberg). Systém je prepojený s diferenciálnym globálnym polohovacím systémom, aby sa zabezpečili submetrické chyby pri umiestňovaní lúča. Akustický impulz má frekvenciu 100 kHz, impulz odpálenia 150° stupňov a celé otvorenie 400 lúčov v reálnom čase a pri použití profilu rýchlosti zvuku P2000 boli spracované skutočné softvér (Reson-Thales) podľa štandardu Medzinárodnej hydrografickej organizácie (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) na navigáciu a korekciu prílivu a odlivu. Redukcia šumu v dôsledku náhodných otrasov prístroja a nekvalitného vylúčenia lúča sa vykonalo pomocou nástrojov na úpravu pásiem a odstraňovania špičiek. Nepretržitá detekcia rýchlosti zvuku sa vykonáva v blízkosti stanice so skutočným profilom a kýlovým kanálom, ktorá sa nachádza vo vode stĺpec každých 6-8 hodín, aby sa zabezpečila rýchlosť zvuku v reálnom čase pre správne nasmerovanie lúča.Celý súbor údajov pozostáva z približne 440 km2 (hĺbka 0-1200 m). Údaje sa použili na poskytnutie digitálneho modelu terénu (DTM) s vysokým rozlíšením, ktorý sa vyznačuje veľkosťou bunky mriežky 1 m. Konečný DTM (obr.1a) sa uskutočnilo s údajmi o teréne (> 0 m nad morom) získanými pri veľkosti buniek mriežky 20 m Talianskym geo-vojenským inštitútom.
55-kilometrový jednokanálový seizmický dátový profil s vysokým rozlíšením, zozbieraný počas bezpečných oceánskych plavieb v rokoch 2007 a 2014, pokrýval plochu približne 113 kilometrov štvorcových, oba na profiloch R/V Urania.Marisk (napr. seizmická jednotka L1, obr. 1b), boli získané pomocou systému získavania Seistecma.2Them a2. zdroj a prijímač sú umiestnené.Zdrojová signatúra pozostáva z jedného pozitívneho vrcholu, ktorý je charakterizovaný vo frekvenčnom rozsahu 1-10 kHz a umožňuje rozlíšiť reflektory vzdialené 25 cm. Bezpečné seizmické profily boli získané pomocou 1,4 Kj viachrotového seizmického zdroja Geospark prepojeného so softvérom Geotrace (Geo Marine Survey System). Systém sa skladá zo zdroja s 012 až 60 sekundami prenikania do mäkkého katamaránu. sediment pod morským dnom, s teoretickým vertikálnym rozlíšením 30 cm. Zariadenia Safe aj Marsik boli získané rýchlosťou 0,33 záberu/s s rýchlosťou plavidla <3 kn. Údaje boli spracované a prezentované pomocou softvéru Geosuite Allworks s nasledujúcim pracovným postupom: korekcia dilatácie, stlmenie vodného stĺpca, 2-6 KHz pásmová ICIR filtrácia a AG
Plyn z podvodného fumarolu sa zbieral na morskom dne pomocou plastovej škatule vybavenej gumovou membránou na hornej strane, umiestnenej obrátene ROV nad ventilačným otvorom. Akonáhle vzduchové bubliny vstupujúce do škatule úplne nahradili morskú vodu, ROV je späť do hĺbky 1 m a potápač prenáša zozbieraný plyn cez gumenú prepážku, ktorá je vybavená teflónovou prepážkou, ktorá je vybavená dvoma sklenenými uzávermi. naplnené 20 ml 5N roztoku NaOH (banka Gegenbachovho typu). Hlavné kyslé plynné druhy (CO2 a H2S) sú rozpustené v alkalickom roztoku, zatiaľ čo nízkorozpustné plynné druhy (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 a ľahké uhľovodíky) sú skladované v hornom priestore vzorkovacej fľaše. m dlhá 5A kolóna s molekulovým sitom a detektor tepelnej vodivosti (TCD) 54.Argón a O2 boli analyzované pomocou plynového chromatografu Thermo Focus vybaveného 30 m dlhou kolónou s kapilárnym molekulovým sitom a TCD. Metán a ľahké uhľovodíky boli analyzované pomocou plynového chromatografu Shimadzu 14A vybaveného chromatografom s dlhou oceľou 100 sorbovanou z nehrdzavejúcej ocele P0AW s kopolymérom Cosh01m 23% SP 1700 a plameňovo-ionizačným detektorom (FID). Kvapalná fáza sa použila na analýzu 1) CO2, as, titrovaného 0,5 N roztokom HCl (Metrohm Basic Titrino) a 2) H2S, as, po oxidácii 5 ml H2O2 (33 %), iónovou chromatografiou (IC) (IC) (IC) titračná chyba menšia ako GC, IC6) (Chyba analýzy GC 76) (W). 5 %. Po štandardných extrakčných a purifikačných postupoch pre zmesi plynov sa 13C/12C CO2 (vyjadrené ako δ13C-CO2% a V-PDB) analyzoval pomocou hmotnostného spektrometra Finningan Delta S55,56. Štandardy použité na odhad vonkajšej presnosti boli mramor Carrara a San Vincenzo (interná a NBS18% analytická chyba), reverzifikácia 095 % ±0,1 %, resp.
Hodnoty δ15N (vyjadrené ako % vs. vzduch) a 40Ar/36Ar boli stanovené pomocou plynového chromatografu (GC) Agilent 6890 N spojeného s hmotnostným spektrometrom s kontinuálnym prietokom Finnigan Delta plusXP. Chyba analýzy je: δ15N±0,1%, 36Ar, vyjadrené ako R3%, pomer R3He je R3. /4He namerané vo vzorke a Ra je rovnaký pomer v atmosfére: 1,39 × 10−6)57 bolo stanovené v laboratóriu INGV-Palermo (Taliansko) 3He, 4He a 20Ne boli stanovené pomocou hmotnostného spektrometra s dvojitým kolektorom (Helix SFT-GVI)58 po oddelení He a Ne.10 blank pre analýzu a chybu analýzy a Ne303 %. <10-16 mol.
Ako citovať tento článok: Passaro, S. et al. Zdvíhanie morského dna poháňané procesom odplyňovania odhaľuje začínajúcu sopečnú aktivitu pozdĺž pobrežia.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geológia a biológia moderných a starovekých presakov a prieduchov uhľovodíkov na morskom dne: úvod. Geografický oceán Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Globálny výskyt hydrátov plynov. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hydraty prírodných plynov: Výskyt, distribúcia a detekcia. Geofyzikálna monografia American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofyzikálne obmedzenia hydrotermálnej cirkulácie. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds.) 29–52 (Správa z Durhamského workshopu, prenos energie a hmoty v morských hydrotermálnych systémoch, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Štruktúra a dynamika hydrotermálnych systémov stredooceánskych hrebeňov. Veda 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuálne názory na zdroje hydrátov plynu.energiu.a životné prostredie.vedu.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Vnútorná štruktúra a história erupcií kilometrového systému bahenných sopiek v južnom Kaspickom mori. Povodie 19, 153-163 (2007).
Leon, R. et al. Vlastnosti morského dna spojené s presakovaním uhľovodíkov z hlbokovodných karbonátových bahenných kopcov v Cádizskom zálive: od toku bahna po karbonátové sedimenty. Geografia March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seizmická reprezentácia kilometrových potrubí na únik tekutín z pobrežia Namibia.Basin Reservoir 22, 481-501 (2010).
Andresen, KJ Charakteristiky toku tekutín v systémoch ropovodov a plynovodov: Čo nám hovoria o vývoji povodia?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikálny vývoj neogénnej kvartérnej výbojovej štruktúry vo vzťahu k tokom plynu v Dolnom Kongu panvy, pobrežná Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY a kol. Hydrotermálna a tektonická aktivita v severnom Yellowstonskom jazere, Wyoming. geológia. Socialistická strana. Áno. býk. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. The Tyrrhenian Basin and the Apennine Arc: Kinematic Relationships since the Late Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonická a kôrová štruktúra na kontinentálnom okraji Kampánie: vzťah k vulkanickej aktivite.minerálny.benzín.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Relatívna úloha riftovej tektoniky a procesov magmatického zdvihu: odvodenie z geofyzikálnych, štrukturálnych a geochemických údajov vo vulkanickej oblasti Neapol (južné Taliansko). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanizmy nedávneho pohybu vertikálnej kôry v kráteri Campi Flegrei v južnom Taliansku.geológia.Socialistická strana.Áno.Špecifikácia.263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Krátkodobá zemná deformácia a seizmicita vo vnorenom kráteri Campi Flegrei (Taliansko): príklad aktívnej obnovy hmoty v husto obývanej oblasti.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. a Saccorotti, G. Hydrotermálne počiatky trvalej dlhodobej 4D aktivity vo vulkanickom komplexe Campi Flegrei v Taliansku.J.Sopka.geotermálna.nádrž.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. a Mastrolorenzo, G. Rýchla diferenciácia v magmatických nádržiach podobných parapetom: prípadová štúdia z krátera Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR a kol. Časové rady InSAR, korelačná analýza a modelovanie časovej korelácie odhaľujú možné spojenie Campi Flegrei a Vesuvius.J.Sopka.geotermálna.rezervoár.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Štrukturálna a stratigrafická štruktúra prvej polovice tyrhénskeho grabenu (Neapolský záliv, Taliansko). Konštruktívna fyzika 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Zdroje uhlíka v plyne sopečného popola z Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafia kaňonu Dohrn: Reakcie na pokles hladiny mora a tektonický zdvih na vonkajšom kontinentálnom šelfe (okraj východného Tyrhénskeho mora, Taliansko). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).