Хвала вам што сте посетили Nature.com. Верзија прегледача коју користите има ограничену подршку за CSS. За најбоље искуство, препоручујемо вам да користите ажурирани прегледач (или да искључите режим компатибилности у Internet Explorer-у). У међувремену, како бисмо осигурали континуирану подршку, приказиваћемо сајт без стилова и JavaScript-а.
Извештавамо о доказима активног издизања морског дна и емисије гасова неколико километара од обале луке Напуљ (Италија). Ознаке рупица, хумке и кратери су карактеристике морског дна. Ове формације представљају врхове плитких структура коре, укључујући пагоде, раседе и наборе који данас утичу на морско дно. Забележили су издизање, притисак и ослобађање хелијума и угљен-диоксида у реакцијама декарбонизације отопљених плашта и стена коре. Ови гасови су вероватно слични онима који хране хидротермалне системе Искије, Кампи Флегре и Сома-Везува, што сугерише извор плашта помешан са флуидима коре испод Напуљског залива. Подморско ширење и пуцање изазвано процесом издизања гаса и притиска захтева надпритисак од 2-3 MPa. Издизања морског дна, раседи и емисије гасова су манифестације невулканских потреса који могу најавити ерупције морског дна и/или хидротермалне експлозије.
Дубокоморска хидротермална (врућа вода и гас) пражњења су уобичајена карактеристика средњоокеанских гребена и конвергентних ивица плоча (укључујући потопљене делове острвских лукова), док су хладна пражњења гасних хидрата (хлатрата) често карактеристична за континенталне полице и пасивне ивице1, 2,3,4,5. Појава хидротермалних пражњења морског дна у приобалним подручјима подразумева изворе топлоте (резервоаре магме) унутар континенталне коре и/или плашта. Ова пражњења могу претходити успону магме кроз најгорње слојеве Земљине коре и кулминирати ерупцијом и постављањем вулканских подводних планина6. Стога је идентификација (а) морфологија повезаних са активном деформацијом морског дна и (б) емисија гасова близу насељених приобалних подручја као што је вулкански регион Напуља у Италији (~1 милион становника) кључна за процену могућих вулкана. Плитка ерупција. Штавише, док су морфолошке карактеристике повезане са дубокоморским хидротермалним или хидратним емисијама гасова релативно добро познате због својих геолошких и биолошких својстава, изузеци су морфолошке карактеристике повезане са плићим водама, осим оних које се јављају у језеру... 12, постоји релативно мало записа. Овде представљамо нове батиметријске, сеизмичке, податке о воденом стубу и геохемијске податке за подводни, морфолошки и структурно сложен регион погођен емисијама гасова у Напуљском заливу (Јужна Италија), приближно 5 км од луке Напуљ. Ови подаци су прикупљени током крстарења SAFE_2014 (август 2014) на броду R/V Urania. Описујемо и тумачимо структуре морског дна и подземља где се јављају емисије гасова, истражујемо изворе флуида који се избацују, идентификујемо и карактеришемо механизме који регулишу пораст гаса и повезане деформације, и разматрамо утицаје вулканологије.
Напуљски залив формира плио-квартарну западну маргину, издужену тектонску депресију Кампаније у правцу СЗ-ЈИ13,14,15. ЈИО Искије (око 150-1302. године нове ере), кратера Кампи Флегре (око 300-1538. године) и Сома-Везув (од <360-1944. године нове ере). Распоред ограничава залив на северу)15, док се југ граничи са полуострвом Соренто (Сл. 1а). Напуљски залив је погођен преовлађујућим значајним раседима североистока и југозапада и секундарним значајним раседима северозапада и југоистока (Сл. 1)14,15. Искија, Кампи Флегре и Сома-Везув карактеришу се хидротермалним манифестацијама, деформацијом тла и плитком сеизмичношћу16,17,18 (нпр. турбулентни догађај код Кампи Флегреја 1982-1984, са издизањем од 1,8 м и хиљадама земљотреса). Недавне студије19,20 сугеришу да може доћи до веза између динамике Сома-Везува и Кампи Флегреа, вероватно повезана са „дубоким“ појединачним резервоарима магме. Вулканска активност и осцилације нивоа мора у последњих 36 хиљада година Кампи Флегреа и 18 хиљада година Сома Везува контролисале су седиментни систем Напуљског залива. Низак ниво мора на последњем глацијалном максимуму (18 хиљада година) довео је до регресије приобалног-плитког седиментног система, који је потом испуњен трансгресивним догађајима током касног плеистоцена-холоцена. Емисије подморских гасова су откривене око острва Искија и код обале Кампи Флегреа и близу планине Сома-Везув (Сл. 1б).
(а) Морфолошки и структурни распореди континенталног шелфа и Напуљског залива 15, 23, 24, 48. Тачке представљају главне центре подморских ерупција; црвене линије представљају главне раседе. (б) Батиметрија Напуљског залива са детектованим отворима флуида (тачке) и траговима сеизмичких линија (црне линије). Жуте линије су путање сеизмичких линија L1 и L2 приказане на слици 6. Границе куполастих структура Банко дела Монтања (BdM) означене су плавим испрекиданим линијама на (а, б). Жути квадрати означавају локације акустичних профила воденог стуба, а оквири CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV су приказани на слици 5. Жути круг означава локацију испуштања узорковања гаса, а његов састав је приказан у табели S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) користи графику генерисану помоћу Surfer® 13.
На основу података добијених током крстарења SAFE_2014 (август 2014) (видети Методе), конструисан је нови дигитални модел терена (DTM) Напуљског залива са резолуцијом од 1 м. DTM показује да морско дно јужно од луке Напуљ карактерише благо нагнута површина окренута ка југу (нагиб ≤3°) коју прекида куполаста структура димензија 5,0 × 5,3 км, локално позната као Banco della Montagna (BdM). Сл. 1а,б). БдМ се развија на дубини од око 100 до 170 метара, 15 до 20 метара изнад околног морског дна. Купола БдМ показала је морфологију сличну хумци због 280 субкружних до овалних хумки (Сл. 2а), 665 купа и 30 јама (Сл. 3 и 4). Хумка има максималну висину и обим од 22 м и 1.800 м, респективно. Кружност [C = 4π(површина/периметар2)] хумки се смањивала са повећањем периметара (Сл. 2б). Аксијални односи за хумке кретали су се између 1 и 6,5, при чему хумке са аксијалним односом >2 показују преферирани правац N45°E + 15° и диспергованији секундарни, диспергованији правац N105°E до N145°E (Сл. 2ц). Појединачни или поравнати конуси постоје на равни BdM и на врху хумке (Сл. 3а,б). Конусни распоред прати распоред хумки на којима се налазе. Ознаке јабука се обично налазе на равном морском дну (Сл. 3ц), а повремено и на хумкама. Просторне густине конуса и ознака јабука показују да претежно поравнање североисточно-југозападно одређује североисточне и југозападне границе куполе BdM (Сл. 4а,б); мање проширена рута северозапад-југоисток налази се у централном региону BdM.
(а) Дигитални модел терена (величина ћелије 1 м) куполе Банко дела Монтања (BdM).(б) Обим и округлост BdM хумки.(ц) Аксијални однос и угао (оријентација) главне осе најбоље прилагођене елипсе која окружује хумку. Стандардна грешка дигиталног модела терена је 0,004 м; стандардне грешке обима и округлости су 4,83 м и 0,01, респективно, а стандардне грешке аксијалног односа и угла су 0,04 и 3,34°, респективно.
Детаљи идентификованих купа, кратера, хумки и јама у BdM региону издвојени из DTM-а на слици 2.
(а) Конуси за поравнање на равном морском дну; (б) конуси и кратери на витким хумкама у правцу северозапад-југоисток; (ц) трагови удубљења на благо нагнутој површини.
(а) Просторна расподела откривених кратера, јама и активних гасних пражњења.(б) Просторна густина кратера и јама приказана у (а) (број/0,2 km2).
Идентификовали смо 37 гасних емисија у региону БдМ са снимака воденог стуба добијених ехолотом РОВ-а и директних посматрања морског дна добијених током крстарења SAFE_2014 у августу 2014. (слике 4 и 5). Акустичне аномалије ових емисија показују вертикално издужене облике који се уздижу са морског дна, у распону вертикално између 12 и око 70 м (слика 5а). На неким местима, акустичне аномалије су формирале готово континуирани „низ“. Посматрани перјаници мехурића варирају у великој мери: од континуираних, густих токова мехурића до краткотрајних феномена (Додатни филм 1). Инспекција РОВ-а омогућава визуелну проверу појаве отвора за флуиде са морског дна и истиче мале трагове рупица на морском дну, понекад окружене црвеним до наранџастим седиментима (слика 5б). У неким случајевима, канали РОВ-а реактивирају емисије. Морфологија отвора показује кружни отвор на врху без избоја у воденом стубу. pH вредност у воденом стубу непосредно изнад тачке испуштања показала је значајан пад, што указује на локално киселије услове (слика 5ц,д). Конкретно, pH вредност изнад испуштања гаса БдМ на Дубина на 75 м смањила се са 8,4 (на 70 м дубине) на 7,8 (на 75 м дубине) (Сл. 5ц), док су друга места у Напуљском заливу имала pH вредности између 0 и 160 м у интервалу дубине између 8,3 и 8,5 (Сл. 5д). Значајне промене у температури и салинитету морске воде нису биле примећене на два места унутар и ван подручја BdM у Напуљском заливу. На дубини од 70 м, температура је 15 °C, а салинитет око 38 PSU (Сл. 5ц,д). Мерења pH, температуре и салинитета указала су на: а) учешће киселих флуида повезаних са процесом дегазације BdM и б) одсуство или веома споро испуштање термалних флуида и слане воде.
(а) Прозор за аквизицију акустичног профила воденог стуба (ехометар Simrad EK60). Вертикална зелена трака која одговара гасном избијању детектованом на испуштању флуида EM50 (око 75 м испод нивоа мора) које се налази у региону BdM; приказани су и мултиплекс сигнали дна и морског дна (б) прикупљени возилом на даљинско управљање у региону BdM. Једна фотографија приказује мали кратер (црни круг) окружен црвеним до наранџастим седиментом. (ц,д) Подаци CTD вишепараметарске сонде обрађени коришћењем софтвера SBED-Win32 (Seasave, верзија 7.23.2). Обрасци одабраних параметара (салинитет, температура, pH и кисеоник) воденог стуба изнад испуштања флуида EM50 (панел c) и ван панела подручја испуштања Bdm (д).
Прикупили смо три узорка гаса из подручја истраживања између 22. и 28. августа 2014. године. Ови узорци су показали сличне саставе, у којима је доминирао CO2 (934-945 mmol/mol), затим релевантне концентрације N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) и H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), док су H2 и He били мање заступљени (<0,052 и <0,016 mmol/mol, респективно) (Слика 1б; Табела S1, Додатни филм 2). Такође су измерене релативно високе концентрације O2 и Ar (до 3,2 и 0,18 mmol/mol, респективно). Збир лаких угљоводоника креће се од 0,24 до 0,30 mmol/mol и састоји се од C2-C4 алкана, ароматичних једињења (углавном бензена), пропена и једињења која садрже сумпор (тиофен). Вредност 40Ar/36Ar је у складу са ваздухом... (295,5), иако узорак EM35 (купола BdM) има вредност од 304, што показује благи вишак 40Ar. Однос δ15N био је већи него за ваздух (до +1,98% у односу на ваздух), док су се вредности δ13C-CO2 кретале од -0,93 до 0,44% у односу на V-PDB. Вредности R/Ra (након корекције загађења ваздуха коришћењем односа 4He/20Ne) биле су између 1,66 и 1,94, што указује на присуство великог удела He у мантилу. Комбиновањем изотопа хелијума са CO2 и његовим стабилним изотопом 22, извор емисија у BdM може се додатно разјаснити. На мапи CO2 за CO2/3He у односу на δ13C (слика 6), састав гаса BdM упоређен је са саставом фумарола Ischia, Campi Flegrei и Somma-Vesuvius. Слика 6 такође приказује теоријске линије мешања између три различита извора угљеника. који могу бити укључени у производњу BdM гаса: растворени растопи из мантила, седименти богати органским материјама и карбонати. BdM узорци падају на линију мешања коју приказују три вулкана Кампаније, односно мешање између гасова мантила (за које се претпоставља да су благо обогаћени угљен-диоксидом у односу на класичне MORB-ове ради уклапања података) и реакција изазваних декарбонизацијом коре. Добијена гасна стена.
Ради поређења, приказане су хибридне линије између састава мантила и крајњих чланова кречњака и органских седимената. Оквири представљају подручја фумарола Искије, Кампи Флегреја и Сома-Весвија 59, 60, 61. Узорак BdM је у мешовитом тренду вулкана Кампанија. Гас крајњег члана мешовите линије је мантилског извора, што је гас произведен реакцијом декарбуризације карбонатних минерала.
Сеизмички пресеци L1 и L2 (слике 1б и 7) приказују прелаз између BdM и дисталних стратиграфских секвенци вулканских региона Сома-Везув (L1, слика 7а) и Кампи Флегреј (L2, слика 7б). BdM карактерише присуство две главне сеизмичке формације (MS и PS на слици 7). Горња (MS) приказује субпаралелне рефлекторе високе до умерене амплитуде и бочног континуитета (слике 7б,ц). Овај слој укључује морске седименте које је повукао систем последњег глацијалног максимума (LGM) и састоји се од песка и глине23. Доњи PS слој (слика 7б–д) карактерише се хаотичном до транспарентном фазом у облику стубова или пешчаних сатова. Врх PS седимената формирао је хумке на морском дну (слика 7д). Ове геометрије сличне дијапирима показују продор PS транспарентног материјала у најгорње MS наслаге. Уздизање је одговорно за формирање набора и раседа који утичу на MS слој и прекривајући данашње седименте морског дна BdM (Сл. 7б–д). Стратиграфски интервал MS је јасно деламиниран у ENE делу L1 секвенце, док се према BdM бели због присуства слоја засићеног гасом (GSL) покривеног неким унутрашњим нивоима MS секвенце (Сл. 7а). Гравитациона језгра прикупљена на врху BdM-а која одговарају транспарентном сеизмичком слоју указују да се најгорњих 40 цм састоји од песка таложеног недавно до данас; )24,25 и фрагменти пловућца из експлозивне ерупције Кампи Флегреи „Напуљског жутог туфа“ (14,8 ka)26. Транспарентна фаза слоја PS не може се објаснити само хаотичним процесима мешања, јер су хаотични слојеви повезани са клизиштима, токовима блата и пирокластичним токовима пронађеним изван BdM у Напуљском заливу акустично непрозирни21,23,24. Закључујемо да посматране сеизмичке фације BdM PS, као и изглед подморског изданка PS слоја (Сл. 7д) одражавају издизање природног гаса.
(а) Једноканални сеизмички профил Л1 (навигациони траг на слици 1б) који приказује стубасти (пагода) просторни распоред. Пагода се састоји од хаотичних наслага пешчане пловућке и песка. Слој засићен гасом који постоји испод пагоде уклања континуитет дубљих формација.(б) Једноканални сеизмички профил Л2 (навигациони траг на слици 1б), који истиче усецање и деформацију хумки морског дна, морских (МС) и наслага пешчане пловућке (ПС).(ц) Детаљи деформације у МС и ПС су приказани у (ц,д). Под претпоставком брзине од 1580 м/с у најгорњем седименту, 100 м/с представља око 80 м на вертикалној скали.
Морфолошке и структурне карактеристике BdM-а сличне су другим подморским хидротермалним и гасним хидратним пољима широм света2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и често су повезане са издизањима (сводовима и хумкама) и испуштањем гаса (куповима, јамама). Купови и јаме поравнати са BdM-ом и издужени хумци указују на структурно контролисану пропустљивост (слике 2 и 3). Просторни распоред хумки, јама и активних отвора сугерише да је њихова дистрибуција делимично контролисана ударним фрактурама СЗ-ЈИ и СИ-ЈЗ (слика 4б). То су преферирани правци раседних система који утичу на вулканска подручја Кампи Флегреи и Сома-Везув и Напуљски залив. Конкретно, структура првог контролише локацију хидротермалног испуштања из кратера Кампи Флегреи35. Стога закључујемо да раседи и фрактуре у Напуљском заливу представљају преферирани пут за миграцију гаса на површину, карактеристику коју деле и други структурно контролисани хидротермални извори. системи36,37. Приметно је да BdM конуси и јаме нису увек били повезани са хумкама (Сл. 3а,ц). Ово сугерише да ове хумке не представљају нужно прекурсоре формирања јама, као што су други аутори сугерисали за зоне гасних хидрата32,33. Наши закључци подржавају хипотезу да поремећај седимената морског дна куполе не доводи увек до формирања јама.
Три прикупљене гасовите емисије показују хемијске потписе типичне за хидротермалне флуиде, наиме углавном CO2 са значајним концентрацијама редукујућих гасова (H2S, CH4 и H2) и лаких угљоводоника (посебно бензена и пропилена)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Табела С1). Присуство атмосферских гасова (као што је O2), за које се не очекује да буду присутни у емисијама подморница, може бити последица контаминације из ваздуха раствореног у морској води који долази у контакт са гасовима складиштеним у пластичним кутијама које се користе за узорковање, јер се подводна возила (ROV) ваде са океанског дна у море да би се подигла. Насупрот томе, позитивне вредности δ15N ​​и висок N2/Ar (до 480) значајно виши од ASW (вода засићена ваздухом) сугеришу да се већина N2 производи из екстраатмосферских извора, што је у складу са претежним хидротермалним пореклом ових гасова. Хидротермално-вулканско порекло гаса BdM потврђује садржај CO2 и He и њихови изотопски потписи. Изотопи угљеника (δ13C-CO2 од -0,93% до +0,4%) и вредности CO2/3He (од 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) сугеришу да узорци BdM припадају мешовитом тренду фумарола око крајњих чланова плашта Напуљског залива и декарбонизацији. Однос између гасова произведених реакцијом (Слика 6). Прецизније, узорци гаса BdM налазе се дуж тренда мешања на приближно истој локацији као и флуиди из суседних вулкана Кампи Флегреј и Сома-Везув. Они су више корасти од фумарола Искије, који су ближи крају плашта. Сома-Везув и Кампи Флегреј имају веће вредности 3He/4He (R/Ra између 2,6 и 2,9) од BdM (R/Ra између 1,66 и 1,96; Табела S1). Ово сугерише да је додавање и акумулација радиогеног He потекло из истог извора магме који... хранио је вулкане Сома-Везув и Кампи Флегреи. Одсуство детектабилних фракција органског угљеника у емисијама BdM сугерише да органски седименти нису укључени у процес дегазације BdM.
На основу горе наведених података и резултата експерименталних модела куполастих структура повезаних са подморским регионима богатим гасом, дубоко повећање притиска гаса може бити одговорно за формирање купола BdM километарских размера. Да бисмо проценили надпритисак Pdef који води до BdM свода, применили смо модел механике танких плоча33,34 претпостављајући, из прикупљених морфолошких и сеизмичких података, да је BdM свод субкружна плоча полупречника a већег од деформисаног меког вискозног наслага. Вертикално максимално померање w и дебљина h (Допунска слика S1). Pdef је разлика између укупног притиска и статичког притиска стене плус притисак воденог стуба. Код BdM, полупречник је око 2.500 m, w је 20 m, а h максимум процењен из сеизмичког профила је око 100 m. Израчунавамо Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 из релације, где је D крутост на савијање; D је дато са (E h3)/[12(1 – ν2)], где је E Јангов модул еластичности седимента, ν је Поасонов коефицијент (~0,5)33. Пошто се механичка својства BdM седимената не могу измерити, поставили смо E = 140 kPa, што је разумна вредност за приобалне песковите седименте47 сличне BdM14,24. Не узимамо у обзир веће вредности E пријављене у литератури за наслаге муљевите глине (300 < E < 350.000 kPa)33,34 јер се BDM наслаге састоје углавном од песка, а не од муља или муљевите глине24. Добијамо Pdef = 0,3 Pa, што је у складу са проценама процеса издизања морског дна у окружењима басена гасних хидрата, где Pdef варира од 10-2 до 103 Pa, при чему ниже вредности представљају низак однос воде/воде и/или воде. Код BdM, смањење крутости услед локалног засићења седимента гасом и/или појава већ постојећих пукотина такође може допринети кварању и последичном ослобађању гаса, омогућавајући формирање посматраних вентилационих структура. Прикупљени рефлектовани сеизмички профили (Сл. 7) указују на то да су седименти ПС подигнути из ГСЛ-а, гурајући прекривајуће морске седименте МС-а, што је резултирало хумкама, наборима, раседима и седиментним резовима (Сл. 7б,ц). Ово сугерише да је пловућац стар 14,8 до 12 хиљада година продрла у млађи слој МС кроз процес транспорта гаса навише. Морфолошке карактеристике структуре БдМ могу се видети као резултат прекомерног притиска створеног испуштањем флуида које производи ГСЛ. С обзиром да се активно испуштање може видети са морског дна до преко 170 м дубине48, претпостављамо да прекомерни притисак флуида унутар ГСЛ-а прелази 1.700 kPa. Узлазна миграција гасова у седиментима такође је имала ефекат чишћења материјала садржаног у МС-у, објашњавајући присуство хаотичних седимената у гравитационим језгрима узоркованим на БдМ25. Штавише, Прекомерни притисак ГСЛ-а ствара сложен систем прелома (полигонални расед на слици 7б). Заједно, ова морфологија, структура и стратиграфско насеље, названи „пагоде“49,50, првобитно су приписани секундарним ефектима старих глацијалних формација, а тренутно се тумаче као ефекти издизања гаса31,33 или евапорита50. На континенталном рубу Кампаније, испарљиви седименти су оскудни, барем унутар горњих 3 км коре. Стога је механизам раста БдМ пагода вероватно контролисан издизањем гаса у седиментима. Овај закључак поткрепљују транспарентне сеизмичке фације пагоде (слика 7), као и подаци о гравитационом језгру, као што је раније објављено24, где данашњи песак еруптира са „Pomici Principali“25 и „Naples Yellow Tuff“26 Campi Flegrei. Штавише, PS наслаге су продрле и деформисале најгорњи слој MS (слика 7д). Овај структурни распоред сугерише да пагода представља издизање структура, а не само гасовод. Дакле, два главна процеса управљају формирањем пагоде: а) густина меког седимента се смањује како гас улази одоздо; б) смеша гаса и седимента се подиже, што је уочено савијање, раседање и ломљење узрокују MS наслаге (слика 7). Сличан механизам формирања је предложен за пагоде повезане са гасним хидратима у Јужном Шкотском мору (Антарктик). BdM пагоде су се појавиле у групама у брдовитим подручјима, а њихов вертикални обим је у просеку износио 70–100 м у двосмерном времену путовања (TWTT) (слика 7а). Због присуства MS ундулација и узимајући у обзир стратиграфију гравитационог језгра BdM, закључујемо да је старост формирања структура пагода мања од око 14–12 хиљада година. Штавише, раст ових структура је и даље активан (слика 7д) јер су неке пагоде продрле и деформисале прекривајући данашњи BdM песак (слика 7д).
Неуспех пагоде да пређе данашње морско дно указује на то да (а) пораст гаса и/или локални прекид мешања гаса и седимента, и/или (б) могући бочни ток смеше гаса и седимента не дозвољава локализовани процес прекомерног притиска. Према моделу теорије диапира52, бочни ток показује негативну равнотежу између брзине довода смеше блата и гаса одоздо и брзине којом се пагода креће навише. Смањење брзине довода може бити повезано са повећањем густине смеше због нестанка довода гаса. Резултати сумирани горе и пораст пагоде контролисан потиском омогућавају нам да проценимо висину ваздушног стуба hg. Потисак је дат са ΔP = hgg (ρw – ρg), где је g гравитација (9,8 m/s2), а ρw и ρg су густине воде и гаса, респективно. ΔP је збир претходно израчунатог Pdef и литостатског притиска Plith седиментне плоче, тј. ρsg h, где је ρs је густина седимента. У овом случају, вредност hg потребна за жељени пловни капацитет дата је са hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. У BdM, постављамо Pdef = 0,3 Pa и h = 100 m (видети горе), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg је занемарљиво јер је ρw ≫ρg. Добијамо hg = 245 m, вредност која представља дубину дна GSL. ΔP је 2,4 MPa, што је надпритисак потребан да се пробије BdM морско дно и формирају отвори.
Састав гаса BdM је у складу са изворима мантила измењеним додавањем флуида повезаних са реакцијама декарбонизације стена коре (Сл. 6). Груба EW поравнања купола BdM и активних вулкана као што су Искија, Кампи Флегре и Сома-Везув, заједно са саставом емитованих гасова, сугеришу да су гасови емитовани из мантила испод целог вулканског региона Напуља помешани. Све више и више флуида коре се креће од запада (Искија) ка истоку (Сома-Везув) (Сл. 1б и 6).
Закључили смо да се у Напуљском заливу, неколико километара од луке Напуљ, налази куполаста структура ширине 25 км2 која је погођена активним процесом дегазације и узрокована постављањем пагода и хумки. Тренутно, BdM сигнали указују на то да немагматска турбуленција53 може претходити ембрионалном вулканизму, тј. раном избацивању магме и/или термалних флуида. Требало би спровести активности мониторинга како би се анализирала еволуција феномена и открили геохемијски и геофизички сигнали који указују на потенцијалне магматске поремећаје.
Акустични профили воденог стуба (2Д) су снимљени током крстарења SAFE_2014 (август 2014) на R/V Urania (CNR) од стране Националног истраживачког савета, Института за приобално морско окружење (IAMC). Акустично узорковање је обављено научним ехосондером са раздвајањем снопа Simrad EK60 који ради на 38 kHz. Акустични подаци су снимљени просечном брзином од око 4 km. Прикупљене слике ехосондера су коришћене за идентификацију испуштања флуида и прецизно дефинисање њихове локације у подручју сакупљања (између 74 и 180 m bsl). Мерење физичких и хемијских параметара у воденом стубу помоћу вишепараметарских сонди (проводљивост, температура и дубина, CTD). Подаци су прикупљени помоћу сонде CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) и обрађени помоћу софтвера SBED-Win32 (Seasave, верзија 7.23.2). Визуелни преглед морског дна је извршен помоћу ROV уређаја „Pollux III“ (GEItaliana) (возило са даљинским управљањем) са два... (камере ниске и високе дефиниције).
Прикупљање података са више снопова извршено је коришћењем вишеснопног сонарног система Simrad EM710 од 100 KHz (Kongsberg). Систем је повезан са диференцијалним глобалним системом позиционирања како би се осигурале субметријске грешке у позиционирању снопа. Акустични импулс има фреквенцију од 100 KHz, импулс паљења од 150° степени и цео отвор од 400 снопова. Мерење и примена профила брзине звука у реалном времену током аквизиције. Подаци су обрађени коришћењем софтвера PDS2000 (Reson-Thales) у складу са стандардом Међународне хидрографске организације (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) за навигацију и корекцију плиме и осеке. Смањење шума услед случајних шиљака инструмента и искључивања снопа лошег квалитета извршено је алатима за уређивање опсега и уклањање шиљака. Континуирано детектовање брзине звука врши се помоћу кобиличне станице која се налази у близини вишеснопног претварача и прикупља и примењује профиле брзине звука у реалном времену у воденом стубу сваких 6-8 сати како би се обезбедила брзина звука у реалном времену за правилно управљање снопом. Читав... Скуп података се састоји од приближно 440 км2 (дубина од 0 до 1200 м). Подаци су коришћени за израду дигиталног модела терена (ДМТ) високе резолуције који карактерише величина ћелије мреже од 1 м. Коначни ДМТ (Сл. 1а) је урађен са подацима о терену (>0 м надморске висине) прикупљеним на величини ћелије мреже од 20 м од стране Италијанског гео-војног института.
Профил сеизмичких података високе резолуције једног канала од 55 километара, прикупљен током безбедних океанских крстарења 2007. и 2014. године, покривао је површину од приближно 113 квадратних километара, оба на R/V Urania. Мариск профили (нпр. Л1 сеизмички профил, сл. 1б) добијени су коришћењем IKB-Seistec бумер система. Јединица за аквизицију се састоји од катамарана од 2,5 м у којем су смештени извор и пријемник. Сигнатура извора се састоји од једног позитивног врха који је окарактерисан у фреквентном опсегу 1-10 kHz и омогућава раздвајање рефлектора раздвојених 25 цм. Безбедни сеизмички профили су добијени коришћењем вишеврсног Geospark сеизмичког извора од 1,4 Kj повезаног са Geotrace софтвером (Geo Marine Survey System). Систем се састоји од катамарана који садржи извор од 1–6,02 KHz који продире до 400 милисекунди у меки седимент испод морског дна, са теоријском вертикалном резолуцијом од 30 цм. И Safe и Marsik уређаји су добијени на... брзина од 0,33 удараца/сек са брзином пловила <3 Kn. Подаци су обрађени и приказани коришћењем софтвера Geosuite Allworks са следећим током рада: корекција дилатације, искључивање воденог стуба, IIR филтрирање пропусног опсега од 2-6 KHz и AGC.
Гас из подводне фумароле сакупљен је на морском дну помоћу пластичне кутије опремљене гуменом дијафрагмом на горњој страни, коју је РОВ окренуо наопачке преко отвора. Када мехурићи ваздуха који улазе у кутију потпуно замене морску воду, РОВ се враћа на дубину од 1 м, а ронилац преноси сакупљени гас кроз гумену преграду у две претходно евакуисане стаклене боце од 60 мл опремљене тефлонским славинама, од којих је једна напуњена са 20 мл 5N раствора NaOH (боца типа Гегенбах). Главне врсте киселих гасова (CO2 и H2S) су растворене у алкалном раствору, док се врсте гасова ниске растворљивости (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и лаки угљоводоници) чувају у простору изнад боце за узорковање. Неоргански гасови ниске растворљивости анализирани су гасном хроматографијом (GC) коришћењем Shimadzu 15A опремљеног молекуларно ситастом колоном од 5А дужине 10 м и детектором топлотне проводљивости (TCD) 54. Аргон и O2 су анализирани помоћу Thermo Focus-а. гасни хроматограф опремљен капиларном молекуларно-ситном колоном дужине 30 м и ТЦД-ом. Метан и лаки угљоводоници анализирани су помоћу гасног хроматографа Shimadzu 14A опремљеног колоном од нерђајућег челика дужине 10 м, напуњеном Chromosorb PAW 80/100 mesh, обложеним са 23% SP 1700 и детектором пламене јонизације (FID). Течна фаза је коришћена за анализу 1) CO2, као, титрираног са 0,5 N раствором HCl (Metrohm Basic Titrino) и 2) H2S, као, након оксидације са 5 mL H2O2 (33%), јонском хроматографијом (IC) (IC) (Wantong 761). Аналитичка грешка титрације, GC и IC анализе је мања од 5%. Након стандардних поступака екстракције и пречишћавања за гасне смеше, 13C/12C CO2 (изражен као δ13C-CO2% и V-PDB) је анализиран помоћу Finningan Delta S масеног спектрометра55,56. Стандарди који су коришћени за процену спољашње прецизности били су мермер Карара и Сан Винченцо (интерни), NBS18 и NBS19 (међународни), док су аналитичка грешка и репродуктивност биле ±0,05% и ±0,1%, респективно.
Вредности δ15N (изражено као % у односу на ваздух) и 40Ar/36Ar су одређене коришћењем гасног хроматографа (GC) Agilent 6890 N повезаног са Finnigan Delta plusXP масеним спектрометром континуираног протока. Грешка анализе је: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Однос изотопа He (изражен као R/Ra, где је R 3He/4He измерен у узорку, а Ra је исти однос у атмосфери: 1,39 × 10−6)57 је одређен у лабораторији INGV-Палермо (Италија). 3He, 4He и 20Ne су одређени коришћењем масеног спектрометра са двоструким колектором (Helix SFT-GVI)58 након раздвајања He и Ne. Грешка анализе ≤ 0,3%. Типичне слепе пробе за He и Ne су <10-14 и <10-16 mol, респективно.
Како цитирати овај чланак: Passaro, S. et al. Подизање морског дна вођено процесом дегазације открива вулканску активност у настајању дуж обале. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Ахарон, П. Геологија и биологија модерних и древних изливања и отвора угљоводоника са морског дна: увод. Географски океан Рајт. 14, 69–73 (1994).
Пол, ЦК и Дилон, ВП Глобална појава гасних хидрата. У Квенволден, КА и Лоренсон, ТД (ур.) 3–18 (Хидрати природног гаса: Појава, дистрибуција и детекција. Америчка геофизичка унија, Геофизичка монографија 124, 2001).
Фишер, А.Т. Геофизичка ограничења хидротермалне циркулације. У: Халбах, П.Е., Туниклиф, В. и Хајн, Ј.Р. (ур.) 29–52 (Извештај са радионице у Дараму, Пренос енергије и масе у морским хидротермалним системима, Durham University Press, Берлин (2003)).
Куму, Д., Дризнер, Т. и Хајнрих, К. Структура и динамика хидротермалних система средњоокеанског гребена. Science 321, 1825–1828 (2008).
Босвел, Р. и Колет, Т. С. Тренутни погледи на ресурсе гасних хидрата. Енергија. и животна средина. Наука. 4, 1206–1215 (2011).
Еванс, РЈ, Дејвис, РЈ и Стјуарт, СА Унутрашња структура и историја ерупција система блатних вулкана километарских размера у Јужном Каспијском мору. Резервоар басена 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. и др. Карактеристике морског дна повезане са продирањем угљоводоника из дубоководних карбонатних блатних хумки у Кадиском заливу: од блатног тока до карбонатних седимената. Географија, март. Рајт. 27, 237–247 (2007).
Мос, Џ. Л. и Картрајт, Џ. 3Д сеизмички приказ цевовода за избацивање флуида километарских размера на обали Намибије. Резервоар басена 22, 481–501 (2010).
Андресен, КЈ Карактеристике тока флуида у системима нафтовода и гасовода: Шта нам говоре о еволуцији басена? March Geology.332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрајт, ЈА и Имберт, П. Вертикална еволуција структуре испуштања флуида у неогену квартару у односу на флуксове гаса у басену Доњег Конга, на обали Анголе. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Џонсон, С.Ј. и др. Хидротермална и тектонска активност у северном делу језера Јелоустоун, Вајоминг. Геологија. Социјалистичка партија. Да. бул. 115, 954–971 (2003).
Патака, Е., Сартори, Р. и Скандоне, П. Тиренски басен и Апенински лук: Кинематички односи од касног тотонског периода. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Милија и др. Тектонска и кораста структура на континенталном рубу Кампаније: однос према вулканској активности. минерал. бензин. 79, 33–47 (2003)
Пиочи, М., Бруно ПП и Де Астис Г. Релативна улога рифтске тектонике и процеса магматског издизања: закључак из геофизичких, структурних и геохемијских података у вулканском региону Напуља (јужна Италија). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, ЈЈ и Мастролоренцо, Г. Механизми скорашњег вертикалног кретања коре у кратеру Кампи Флегреи у јужној Италији. геологија. Социјалистичка партија. Да. Спецификација. 263, стр. 1-47 (1991).
Орси, Г. и др. Краткорочна деформација тла и сеизмичност у угнежђеном кратеру Кампи Флегреи (Италија): пример опоравка активне масе у густо насељеном подручју. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Кусано, П., Петросино, С. и Сакороти, Г. Хидротермално порекло одрживе дугорочне 4Д активности у вулканском комплексу Кампи Флегреи у Италији. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Папалардо, Л. и Мастролоренцо, Г. Брза диференцијација у магматским резервоарима сличним праговима: студија случаја из кратера Кампи Флегреи. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Волтер, ТР и др. Временске серије InSAR-а, корелациона анализа и моделирање временске корелације откривају могуће повезивање Кампи Флегреи и Везува. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Милија, А. и Торенте, М. Структурна и стратиграфска структура прве половине Тиренског грабена (Напуљски залив, Италија). Конструктивна физика 315, 297–314.
Сано, Ј. и Марти, Б. Извори угљеника у вулканском пепелу са острвских лукова. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Милија, А. Стратиграфија кањона Дорн: Одговори на пад нивоа мора и тектонско издизање на спољашњем континенталном шелфу (источна тиренска маргина, Италија). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).