Дякуємо за відвідування Nature.com. Версія веб-переглядача, яку ви використовуєте, має обмежену підтримку CSS. Для найкращого досвіду ми рекомендуємо вам використовувати оновлений браузер (або вимкнути режим сумісності в Internet Explorer). Тим часом, щоб забезпечити постійну підтримку, ми відображатимемо сайт без стилів і JavaScript.
Ми повідомляємо про докази активного підйому морського дна та викидів газу за кілька кілометрів від берега від порту Неаполя (Італія). Осмини, горби та кратери є особливостями морського дна. Ці утворення являють собою вершини неглибоких структур земної кори, включаючи пагоди, розломи та складки, які впливають на морське дно сьогодні. Вони зафіксували підйом, тиск і виділення гелію та вуглекислого газу в реакціях декарбонізації розплави мантії та породи земної кори. Ці гази, ймовірно, подібні до тих, що живлять гідротермальні системи Іскія, Кампі-Флегре та Сома-Везувій, що свідчить про джерело мантії, змішане з рідинами земної кори нижче Неаполітанської затоки. Підводне розширення та розрив, спричинений процесом газліфту та підвищення тиску, вимагає надлишкового тиску 2-3 МПа. Підняття морського дна, розломи та викид газу s є проявами невулканічних потрясінь, які можуть передвіщати виверження на морському дні та/або гідротермальні вибухи.
Глибоководні гідротермальні (гаряча вода та газ) викиди є спільною рисою серединно-океанічних хребтів і окраїн конвергентних плит (включаючи занурені частини острівних дуг), тоді як холодні викиди газогідратів (хлатратів) часто характерні для континентальних шельфів і пасивних окраїн1, 2,3,4,5. Поява гідротермальних викидів морського дна в прибережних районах означає джерела тепла ( резервуари магми) в межах континентальної кори та/або мантії. Ці викиди можуть передувати сходженню магми через найвищі шари земної кори та завершуватися виверженням і розміщенням вулканічних підводних гір6. Таким чином, ідентифікація (а) морфології, пов’язаної з активною деформацією морського дна, та (б) викидів газу поблизу населених прибережних районів, таких як вулканічні регіон Неаполя в Італії (~1 мільйон мешканців) має вирішальне значення для оцінки можливих вулканів. Неглибоке виверження. Крім того, хоча морфологічні особливості, пов’язані з глибоководними викидами гідротермального або гідратного газу, відносно добре відомі завдяки їхнім геологічним і біологічним властивостям, винятком є ​​морфологічні особливості, пов’язані з мілкішими водами, за винятком тих, що відбуваються в озері 12, є відносно мало записів. Тут ми представляємо нові батиметричні, сейсмічні, водяної товщі та геохімічні дані для підводного, морфологічно та структурно складного регіону, що постраждав від викидів газу в Неаполітанській затоці (Південна Італія), приблизно в 5 км від порту Неаполя. Ці дані були зібрані під час круїзу SAFE_2014 (серпень 2014 р.) на борту R/V Urania. Ми описуємо та інтерпретуємо структури морського дна та підповерхневих структур, де відбуваються викиди газу відбуваються, досліджувати джерела вентиляційних рідин, ідентифікувати та характеризувати механізми, які регулюють підйом газу та пов’язану з ним деформацію, а також обговорювати вплив вулканології.
Неаполітанська затока утворює пліо-четвертинний західний край, витягнуту тектонічну западину Кампанії на північний захід і південний захід13,14,15. на східний захід від Іскії (прибл. 150-1302 рр. н.е.), кратер Кампі-Флегре (прибл. 300-1538 рр.) і Сома-Везувій (від <360-1944 рр.) Композиція обмежує затоку до північ нашої ери)15, тоді як південь межує з півостровом Сорренто (рис. 1a). Неаполітанська затока вражена переважаючими значними розломами на північно-південному заході та вторинними північно-західними та південно-східними розломами (рис. 1)14,15. Іскья, Кампі Флегрей і Сомма-Везувій характеризуються гідротермальними проявами, деформацією ґрунту та неглибокою сейсмічністю16,17,18 ( наприклад, турбулентна подія в Кампі-Флегрі в 1982-1984 рр., з підняттям на 1,8 м і тисячами землетрусів). Нещодавні дослідження19, 20 припускають, що може існувати зв’язок між динамікою Сома-Везувію та динамікою Кампі-Флегрі, можливо, пов’язаний із «глибокими» одиночними резервуарами магми. Вулканічна активність і коливання рівня моря за останні 36 років тому Campi Flegrei та 18 тис. т. Сомма. Везувій контролює осадову систему Неаполітанської затоки. Низький рівень моря під час останнього льодовикового максимуму (18 тис. т.) призвів до регресії офшорно-мілководної осадової системи, яка згодом була заповнена трансгресивними подіями під час пізнього плейстоцену-голоцену. Підводні газові викиди були виявлені навколо острова Іскія та біля узбережжя Кампі-Флегрі та поблизу гори Сома-Везувій (рис.1б).
(a) Морфологічний і структурний устрій континентального шельфу та Неаполітанської затоки 15, 23, 24, 48. Дотс є основними центрами підводних вивержень;червоні лінії позначають основні розломи. (b) Батиметрія Неаполітанської затоки з виявленими джерелами рідини (точки) і слідами сейсмічних ліній (чорні лінії). Жовті лінії являють собою траєкторії сейсмічних ліній L1 і L2, наведених на малюнку 6. Межі куполоподібних структур Banco della Montagna (BdM) позначені синіми пунктирними лініями в (a, b). Жовті квадрати позначають розташування акустичні профілі водяного стовпа та кадри CTD-EMBlank, CTD-EM50 і ROV представлені на рис. 5. Жовте коло позначає місце викиду пробного газу, а його склад показано в таблиці S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) використовує графіку, згенеровану Surfer® 13.
На основі даних, отриманих під час круїзу SAFE_2014 (серпень 2014 р.) (див. Методи), була побудована нова цифрова модель рельєфу (DTM) Неаполітанської затоки з роздільною здатністю 1 м. DTM показує, що морське дно на південь від порту Неаполя характеризується пологою нахиленою на південь (нахил ≤3°) поверхнею, перериваною 5,0 × 5,3 км куполоподібна структура, місцева назва Banco della Montagna (BdM). Рис.1a,b). BdM розвивається на глибині приблизно від 100 до 170 метрів, на висоті від 15 до 20 метрів над навколишнім морським дном. Купол BdM мав морфологію, схожу на курган, завдяки 280 курганам від субкруглої до овальної форми (рис. 2a), 665 конусів і 30 ям (рис. 3 і 4). Курган має максимальну висоту й окружність 2 2 м і 1800 м відповідно. Круглість [C = 4π(площа/периметр2)] курганів зменшувалася зі збільшенням периметра (рис. 2b). Осьові співвідношення для курганів коливалося від 1 до 6,5, причому кургани з осьовим співвідношенням >2 демонстрували переважне простягання N45°E + 15° і більш дисперсне вторинне, більш дисперсне N105 від °E до N145°E (рис. 2c).Поодинокі або вирівняні конуси існують на площині BdM і на вершині кургану (рис. 3a,b). Конусоподібне розташування повторює розташування курганів, на яких вони розташовані. Оспинки зазвичай розташовані на плоскому морському дні (рис. 3c), а іноді й на горбках. Просторова щільність конусів і віспин показує, що переважаюче вирівнювання ПН-ПД розмежовує північно-східну та південно-західну межі купола BdM (рис. 4а,б);менш протяжний маршрут NW-SE розташований у центральному регіоні BdM.
(a) Цифрова модель місцевості (розмір комірки 1 м) купола Banco della Montagna (BdM). (b) Периметр і округлість курганів BdM. (c) Осьове співвідношення та кут (орієнтація) великої осі найкращого еліпса, що оточує курган. Стандартна похибка моделі Digital Terrain становить 0,004 м;стандартні похибки периметра та округлості становлять відповідно 4,83 м та 0,01, а стандартні похибки співвідношення осей та кута – 0,04 та 3,34° відповідно.
Деталі виявлених конусів, кратерів, курганів і ям у регіоні BdM, отримані з DTM на малюнку 2.
(a) Конуси вирівнювання на плоскому морському дні;(b) конуси та кратери на струнких пагорбах з ПнЗ-Пд;(c) віспи на злегка зануреній поверхні.
(a) Просторовий розподіл виявлених кратерів, ям і активних газових викидів. (b) Просторова щільність кратерів і ям, зазначена в (a) (кількість/0,2 км2).
Ми ідентифікували 37 газоподібних викидів у регіоні BdM із зображень ехолота водяного стовпа ROV та прямих спостережень морського дна, отриманих під час круїзу SAFE_2014 у серпні 2014 року (рис. 4 і 5). Акустичні аномалії цих викидів демонструють вертикально витягнуті форми, що піднімаються з морського дна, коливаючись по вертикалі від 12 до приблизно 70 м (Fi g. 5a). У деяких місцях акустичні аномалії утворювали майже безперервний «шлейф». Спостережувані шлейфи бульбашок варіюються в широких межах: від безперервних щільних потоків бульбашок до короткочасних явищ (додатковий фільм 1). Огляд ROV дозволяє візуально перевірити наявність отворів рідини морського дна та висвітлює невеликі плями на морському дні, іноді оточені відкладеннями від червоного до помаранчевого кольору (рис. 5b). У деяких випадках, Канали ROV відновлюють викиди. Морфологія вентиляційного отвору демонструє круглий отвір у верхній частині без спалахів у товщі води. РН у товщі води безпосередньо над точкою викиду показало значне зниження, що вказує на більш кислі умови на місцевому рівні (рис.5c,d). Зокрема, рН над газовим розрядом BdM на глибині 75 м знизився з 8,4 (на глибині 70 м) до 7,8 (на глибині 75 м) (рис. 5c), тоді як інші ділянки Неаполітанської затоки мали значення pH від 0 до 160 м в інтервалі глибин між 8,3 і 8,5 (рис. 5d). Значні зміни температури та солоності морської води не вистачало на двох ділянках всередині та поза зоною BdM Неаполітанської затоки. На глибині 70 м температура становить 15 °C, а солоність становить близько 38 PSU (рис. 5c, d). Вимірювання pH, температури та солоності показали: a) участь кислих рідин, пов’язаних із процесом дегазації BdM, і b) відсутність або дуже повільне виділення тепла рідини і розсолу.
(a) Вікно отримання акустичного профілю стовпа води (ехометр Simrad EK60). Вертикальна зелена смуга, що відповідає спалаху газу, виявленому на викиді рідини EM50 (приблизно 75 м нижче рівня моря), розташованому в регіоні BdM;також показані мультиплексні сигнали дна та морського дна (b), зібрані за допомогою дистанційно керованого транспортного засобу в регіоні BdM. На одній фотографії показано невеликий кратер (чорне коло), оточений осадом від червоного до помаранчевого кольору. (c, d) Дані багатопараметричного зонда CTD, оброблені за допомогою програмного забезпечення SBED-Win32 (Seasave, версія 7.23.2). Шаблони вибраних параметрів (солоність, температура, рН і кисень) водяний стовп над випуском рідини EM50 (панель c) і поза панеллю зони випуску Bdm (d).
Ми відібрали три проби газу з досліджуваної території між 22 і 28 серпня 2014 року. Ці проби показали подібний склад, переважаючи CO2 (934-945 ммоль/моль), за яким слідували відповідні концентрації N2 (37-43 ммоль/моль), CH4 (16-24 ммоль/моль) і H2S (0,10 ммоль/моль) -0,44 ммоль/моль), тоді як H2 і He були менш поширені (<0,052 і <0,016 ммоль/моль відповідно) (рис. 1b; таблиця S1, додатковий фільм 2). Також були виміряні відносно високі концентрації O2 і Ar (до 3,2 і 0,18 ммоль/моль відповідно). Сума легких вуглеводнів коливається від 0,24 до 0,30 ммоль/моль і складається з C2-C4 al. кани, ароматичні речовини (головним чином бензол), пропен і сірковмісні сполуки (тіофен). Значення 40Ar/36Ar відповідає значенню повітря (295,5), хоча зразок EM35 (купол BdM) має значення 304, демонструючи невелике перевищення 40Ar. Співвідношення δ15N було вищим, ніж для повітря (до +1,98% порівняно з повітрям), тоді як Значення δ13C-CO2 коливаються від -0,93 до 0,44% порівняно зі значеннями V-PDB.R/Ra (після поправки на забруднення повітря за допомогою співвідношення 4He/20Ne) становили від 1,66 до 1,94, що вказує на наявність великої частки мантійного He. Поєднання ізотопу гелію з CO2 та його стабільним ізотопом 22, джерело викидів s у BdM можна додатково уточнити. На карті CO2 для CO2/3He проти δ13C (рис.6) газовий склад BdM порівнюється з фумаролами Іскія, Кампі-Флегрей і Сомма-Везувій. На малюнку 6 також наведено теоретичні лінії змішування між трьома різними джерелами вуглецю, які можуть брати участь у виробленні газу BdM: розчинені розплави, отримані з мантії, багаті органікою осади та карбонати. Зразки BdM потрапляють на лінію змішування, зображену трьома вулканами Кампанії, що це змішування мантійних газів (які, як передбачається, трохи збагачені вуглекислим газом порівняно з класичними MORB для підгонки даних) і реакцій, спричинених декарбонізацією земної кори. Отримана газова порода.
Hybrid lines between mantle composition and end members of limestone and organic sediments are reported for comparison.Boxes represent the fumarole areas of Ischia, Campi Flegrei and Somma-Vesvius 59, 60, 61.The BdM sample is in the mixed trend of the Campania volcano.The endmember gas of the mixed line is of mantle source, which is the gas produced by the decarburization reaction of carbonate minerals.
Сейсмічні розрізи L1 і L2 (рис. 1b і 7) показують перехід між BdM і дистальними стратиграфічними послідовностями вулканічних регіонів Сомма-Везувій (L1, рис. 7a) і Кампі-Флегрей (L2, рис. 7b). BdM характеризується наявністю двох основних сейсмічних утворень (MS і PS на рис. 7). Верхній (MS) показує субпаралельне відображення. або високої до помірної амплітуди та латеральної суцільності (рис. 7b,c). Цей шар включає морські відкладення, затягнені системою останнього льодовикового максимуму (LGM), і складається з піску та глини23. Нижній шар PS (рис. 7b–d) характеризується хаотичною або прозорою фазою у формі колон або пісочного годинника. Верх відкладень PS утворив горби на морському дні (рис. 7d). ).Ці діапірові геометрії демонструють вторгнення прозорого матеріалу PS у найвищі відкладення MS. Підйом відповідає за формування складок і розломів, які впливають на шар MS і перекривають сучасні відкладення морського дна BdM (рис. 7b–d). Стратиграфічний інтервал MS чітко відшаровується в частині ENE розрізу L1, тоді як він біліє до BdM через наявність газонасиченого шару. (GSL), охоплений деякими внутрішніми рівнями послідовності MS (рис.7a). Гравітаційні керни, зібрані у верхній частині BdM, що відповідає прозорому сейсмічному шару, вказують на те, що верхні 40 см складаються з піску, який відклався нещодавно до теперішнього часу;)24,25 та фрагменти пемзи від вибухового виверження Кампі Флегрі з «Неаполітанського жовтого туфу» (14,8 тисячоліття)26. Прозору фазу шару PS не можна пояснити лише хаотичними процесами змішування, оскільки хаотичні шари, пов’язані зі зсувами, селевими потоками та пірокластичними потоками, знайденими за межами BdM у Неаполітанській затоці, є акустично непрозорими21,2. 3,24. Ми робимо висновок, що спостережувана сейсмічна фація BdM PS, а також поява шару PS підводного оголення (рис. 7d) відображають підняття природного газу.
(a) Одноканальний сейсмічний профіль L1 (навігаційна траса на рис. 1b), що демонструє колоноподібне (пагода) просторове розташування. Пагода складається з хаотичних відкладень пемзи та піску. Газонасичений шар, який існує під пагодою, усуває безперервність глибших утворень. (b) Одноканальний сейсмічний профіль L2 (навігаційна траса на рис. 1b), підсвічуючи на розріз і деформація насипів морського дна, морських (MS) і пемзових піщаних відкладень (PS).(c) Деталі деформації в MS і PS наведено в (c,d). Припускаючи, що швидкість 1580 м/с у найвищому осаді, 100 мс представляє приблизно 80 м у вертикальній шкалі.
Морфологічні та структурні характеристики BdM подібні до інших підводних гідротермальних і газогідратних родовищ у всьому світі2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 і часто пов’язані з підняттями (склепіння та пагорби) та газорозрядом (конуси, ями). Вирівняні за BdM конуси та ями та подовжені горби вказують на структурно контрольовану проникність ( Малюнки 2 і 3). Просторове розміщення курганів, ям і активних жерл дозволяє припустити, що їх розподіл частково контролюється ударними тріщинами з північного заходу на південний захід та південного південного заходу (рис. 4b). Це переважні простягання систем розломів, що впливають на вулканічні зони Кампі Флегрей і Сомма-Везувій і Неаполітанську затоку. Зокрема, структура першого контролює розташування гідротермального викиду з кратер Кампі Флегрей35. Таким чином, ми робимо висновок, що розломи та тріщини в Неаполітанській затоці представляють кращий шлях для міграції газу на поверхню, рису, спільну з іншими структурно контрольованими гідротермальними системами36,37. Примітно, що конуси та ями BdM не завжди пов’язувалися з курганами (рис.3a,c). Це свідчить про те, що ці кургани не обов’язково є попередниками утворення ям, як це припускали інші автори для газогідратних зон32,33. Наші висновки підтверджують гіпотезу про те, що руйнування купольних відкладень морського дна не завжди призводить до утворення ям.
Три зібрані газоподібні викиди демонструють хімічні ознаки, типові для гідротермальних флюїдів, а саме CO2 зі значними концентраціями відновних газів (H2S, CH4 і H2) і легких вуглеводнів (особливо бензолу та пропілену)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Таблиця S1). Наявність атмосферних газів (таких як O 2), які, як очікується, не будуть присутні у викидах підводних човнів, можуть бути наслідком забруднення повітря, розчиненого в морській воді, що вступає в контакт з газами, що зберігаються в пластикових боксах, які використовуються для відбору проб, оскільки ROV витягуються з дна океану в море для повстання. Навпаки, позитивні значення δ15N і високий N2/Ar (до 480), значно вищий, ніж ASW (насичена повітрям вода), припускають, що більшість N2 виробляється з позаатмосферних джерел, відповідно до переважного гідротермального походження цих газів. Гідротермально-вулканічне походження газу BdM підтверджується вмістом CO2 і He та їхніми ізотопними ознаками. Ізотопи вуглецю (δ13C-CO2 від -0,93% до +0,4%) і значення CO2/3He (від 1,7 × 1010 до 4,1 × 101 0) припускають, що зразки BdM належать до змішаної тенденції фумарол навколо кінцевих елементів мантії Неаполітанської затоки та декарбонізації. Взаємозв’язок між газами, утвореними в результаті реакції (рис. 6). Більш конкретно, зразки газу BdM розташовані вздовж тенденції змішування приблизно в тому самому місці, що й рідини з сусідніх вулканів Кампі Флегрей та Сомма-Вевсивус. Вони мають більшу кору, ніж Фума Іскія. ролі, які знаходяться ближче до кінця мантії. Сомма-Везувій і Кампі Флегрей мають вищі значення 3He/4He (R/Ra від 2,6 до 2,9), ніж BdM (R/Ra від 1,66 до 1,96;Таблиця S1). Це свідчить про те, що додавання та накопичення радіогенного He відбувалося з того самого джерела магми, яке живило вулкани Сомма-Везувій і Кампі-Флегрей. Відсутність виявлених фракцій органічного вуглецю у викидах BdM свідчить про те, що органічні відкладення не беруть участь у процесі дегазації BdM.
На підставі наведених вище даних і результатів експериментальних моделей куполоподібних структур, пов’язаних із підводними багатими газом регіонами, глибокий тиск газу може бути відповідальним за формування кілометрових куполів BdM. Щоб оцінити надлишковий тиск Pdef, що веде до сховища BdM, ми застосували модель механіки тонких пластин33, 34, припускаючи, на основі зібраних морфологічних і сейсмічних даних, що склепіння BdM є субкруглою et радіуса a більшого, ніж деформований м’який в’язкий відклад. Вертикальне максимальне зміщення w і товщина h (додатковий рис. S1). Pdef – це різниця між загальним тиском і статичним тиском породи плюс тиск водяного стовпа. У BdM радіус становить приблизно 2500 м, w – 20 м, а максимум h, оцінений за сейсмічним профілем, становить приблизно 100 м. Ми обчислюємо Pdef 46P. def = w 64 D/a4 із співвідношення, де D – жорсткість на вигин;D визначається як (E h3)/[12(1 – ν2)], де E – модуль Юнга відкладення, ν – коефіцієнт Пуассона (~0,5)33. Оскільки механічні властивості відкладень BdM неможливо виміряти, ми встановлюємо E = 140 кПа, що є розумним значенням для прибережних піщаних відкладень 47, подібних до BdM14,24. Ми не розглядаємо вищі значення E для перенесено в літературі для мулистих глинистих відкладень (300 < E < 350 000 кПа)33,34, оскільки відкладення BDM складаються в основному з піску, а не мулу або мулистої глини24. Ми отримуємо Pdef = 0,3 Па, що узгоджується з оцінками процесів підйому морського дна в середовищах газогідратного басейну, де Pdef змінюється від 10-2 до 103 Па, з нижчими значеннями, що представляють низькі значення. w/a та/або що. У BdM зниження жорсткості через локальне газонасичення осаду та/або появу вже існуючих тріщин також може сприяти руйнуванню та подальшому вивільненню газу, дозволяючи утворити спостережувані вентиляційні структури. Зібрані відбиті сейсмічні профілі (рис. 7) показали, що PS відкладення були підняті з GSL, штовхаючи морські відкладення MS, що лежать вище, що призвело до курганів , складки, розломи та осадові розрізи (рис.7b,c). Це свідчить про те, що пемза віком від 14,8 до 12 тис. т. вторглася в молодший шар MS через висхідний процес транспортування газу. Морфологічні особливості структури BdM можна розглядати як результат надлишкового тиску, створеного викидом рідини, створеним GSL. Враховуючи, що активний розряд можна побачити з морського дна до понад 170 м над рівнем моря48, ми припускаємо, що надлишковий тиск рідини всередині GSL перевищує 1700 кПа. Висхідна міграція газів у відкладеннях також мала вплив скрабуючого матеріалу, що міститься в MS, пояснюючи наявність хаотичних відкладень у гравітаційних кернах, відібраних на BdM25. Крім того, надлишковий тиск GSL створює складну систему тріщин (полігональний розлом на рис. 7b). У сукупності ця морфологія, структура та стратиграфія Поселення, які називаються «пагодами»49,50, спочатку приписувалися вторинним ефектам старих льодовикових утворень, а в даний час інтерпретуються як вплив газу, що піднімається,31,33 або евапоритів50. На континентальній околиці Кампанії випаровувані осади є дефіцитними, принаймні у верхніх 3 км земної кори. Таким чином, механізм росту пагод BdM, ймовірно, контролюється підйомом газу в осадових відкладеннях. Цей висновок підтверджується прозорими сейсмічними фаціями пагоди (рис.7), а також дані про гравітаційне ядро, як повідомлялося раніше24, де сучасний пісок вивергається з «Pomici Principali»25 і «Naples Yellow Tuff»26 Campi Flegrei. Крім того, відкладення PS вторглися та деформували верхній шар MS (рис. 7d). Таке структурне розташування свідчить про те, що пагода представляє повстанню структуру, а не просто газопровід. Таким чином, два основних процеси визначають утворення пагоди: а) щільність м’якого осаду зменшується в міру надходження газу знизу;б) газо-осадова суміш піднімається, що є спостережуваним утворенням складок, розломами та тріщинами, що спричиняють відкладення MS (рис. 7). Подібний механізм утворення був запропонований для пагод, пов’язаних із газовими гідратами в морі Південної Шотландії (Антарктида). Пагоди BdM з’являлися групами в горбистих районах, а їх вертикальна протяжність становила в середньому 70–100 м за час двостороннього подорожі (TWTT) (рис. 7a). e через наявність хвилястості MS і враховуючи стратиграфію гравітаційного ядра BdM, ми робимо висновок, що вік формування структур пагоди становить менше ніж приблизно 14–12 тисячоліття. Крім того, ріст цих структур все ще активний (рис. 7d), оскільки деякі пагоди вторглися та деформували верхній сучасний пісок BdM (рис. 7d).
Нездатність пагоди перетнути сучасне морське дно вказує на те, що (а) підйом газу та/або локальне припинення змішування газу з осадами, та/або (б) можливий бічний потік суміші газу та осадів не допускає локального процесу надлишкового тиску. Згідно з моделлю теорії діапіру52, бічний потік демонструє негативний баланс між швидкістю подачі суміші грязі та газу знизу та швидкістю, з якою пагода рухається вгору. зменшення швидкості подачі може бути пов’язане зі збільшенням щільності суміші через зникнення подачі газу. Узагальнені вище результати та контрольований плавучістю підйом пагоди дозволяють нам оцінити висоту повітряного стовпа hg. Плавучість задана як ΔP = hgg (ρw – ρg), де g – сила тяжіння (9,8 м/с2), а ρw і ρg – густина води та газу відповідно .ΔP – це сума попередньо розрахованого Pdef і літостатичного тиску Plith осадової пластини, тобто ρsg h, де ρs – щільність осаду. У цьому випадку значення hg, необхідне для бажаної плавучості, визначається як hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. У BdM ми встановлюємо Pdef = 0,3 Па і h = 100 м (див. вище), ρw = 1030 кг/м3, ρs = 2500 кг/м3, ρg є незначним, тому що ρw ≫ρg. Ми отримуємо hg = 245 м, значення, яке представляє глибину дна GSL. ΔP становить 2,4 МПа, що є надлишковим тиском, необхідним для розриву морського дна BdM і формування жерл.
Склад газу BdM узгоджується з мантійними джерелами, зміненими додаванням флюїдів, пов’язаних з реакціями декарбонізації гірських порід (рис. 6). Приблизне EW вирівнювання куполів BdM і діючих вулканів, таких як Іскія, Кампі-Флегрі та Сома-Везувій, а також склад газів, що викидаються, припускають, що гази, що виділяються з мантії нижче всього вулканічного регіону Неаполя, є змішаними. більша кількість флюїдів земної кори рухається із заходу (Іскія) на схід (Сомма-Везуйв) (рис. 1b і 6).
Ми дійшли висновку, що в Неаполітанській затоці, за кілька кілометрів від порту Неаполя, є куполоподібна структура площею 25 км2, на яку впливає активний процес дегазації та спричинений розміщенням пагод і курганів. Наразі сигнатури BdM припускають, що немагматична турбулентність53 може передувати ембріональному вулканізму, тобто ранньому викиду магми та/або термальних флюїдів. Моніторингова діяльність повинна бути реалізованим для аналізу еволюції явищ і виявлення геохімічних і геофізичних сигналів, що вказують на потенційні магматичні збурення.
Акустичні профілі водяного стовпа (2D) були отримані під час круїзу SAFE_2014 (серпень 2014) на R/V Urania (CNR) Національною дослідницькою радою Інституту прибережного морського середовища (IAMC). Акустичний відбір проб проводився науковим ехолотом Simrad EK60 з розділенням променя, що працює на частоті 38 кГц. Акустичні дані записувалися на середній швидкості близько 4 км. Зібрані зображення ехолота використовувалися для ідентифікації викидів рідини та точного визначення їх розташування в зоні збору (між 74 і 180 м над рівнем моря). Вимірюйте фізичні та хімічні параметри у товщі води за допомогою багатопараметричних зондів (провідність, температура та глибина, CTD). Дані збирали за допомогою зонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) і обробляли за допомогою програмного забезпечення SBED-Win32. (Seasave, версія 7.23.2). Візуальний огляд морського дна проводився за допомогою пристрою ROV «Pollux III» (GEItaliana) (дистанційно керованого автомобіля) з двома камерами (низької та високої чіткості).
Збір багатопроменевих даних проводився за допомогою багатопроменевої гідролокаційної системи Simrad EM710 (Kongsberg) на 100 кГц. Система пов’язана з диференціальною глобальною системою позиціонування, щоб гарантувати субметричні помилки позиціонування променя. Акустичний імпульс має частоту 100 кГц, пусковий імпульс 150° градусів і повний отвір із 400 променів. Вимірюйте та застосовуйте профілі швидкості звуку в режимі реального часу. під час збору даних. Дані були оброблені за допомогою програмного забезпечення PDS2000 (Reson-Thales) відповідно до стандарту Міжнародної гідрографічної організації (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) для навігації та корекції припливів. Зменшення шуму через випадкові хвилі приладу та виключення променів низької якості було виконано за допомогою інструментів редагування смуги та усунення спайків. Безперервне визначення швидкості звуку виконується за допомогою Кілева станція, розташована біля багатопроменевого перетворювача, кожні 6-8 годин отримує та застосовує профілі швидкості звуку у товщі води в реальному часі, щоб забезпечити швидкість звуку в реальному часі для правильного керування променем. Весь набір даних складається приблизно з 440 км2 (глибина 0-1200 м). Дані використовувалися для створення цифрової моделі рельєфу (DTM) з високою роздільною здатністю, що характеризується розміром клітинки сітки 1 м. Остаточна DTM (рис.1a) було виконано з даними місцевості (>0 м над рівнем моря), отриманими з розміром комірки сітки 20 м Італійським військовим інститутом.
55-кілометровий одноканальний профіль сейсмічних даних з високою роздільною здатністю, зібраний під час безпечних океанських круїзів у 2007 та 2014 роках, охопив площу приблизно 113 квадратних кілометрів, обидва на Н/С Urania. Профілі Marisk (наприклад, сейсмічний профіль L1, рис. 1b) були отримані за допомогою системи бумера IKB-Seistec. Блок збору складається з 2,5-метровий катамаран, у якому розміщено джерело та приймач. Сигнатура джерела складається з одного позитивного піку, який характеризується в частотному діапазоні 1-10 кГц і дозволяє розрізняти рефлектори, розділені на 25 см. Безпечні сейсмічні профілі були отримані за допомогою сейсмічного джерела Geospark з декількома наконечниками 1,4 КДж, поєднаного з програмним забезпеченням Geotrace (Geo Marine Survey System). Система складається з катамарана, що містить 1–6 Джерело 0,02 кГц, яке проникає до 400 мілісекунд у м’який осад під морським дном, з теоретичною вертикальною роздільною здатністю 30 см. Обидва пристрої Safe і Marsik були отримані зі швидкістю 0,33 пострілу/с із швидкістю судна <3 Kn. Дані були оброблені та представлені за допомогою програмного забезпечення Geosuite Allworks із таким робочим процесом: корекція розширення, приглушення водяного стовпа, смуга пропускання 2–6 кГц I ІЧ-фільтрація та АРУ.
Газ із підводної фумароли збирали на морському дні за допомогою пластикової коробки, оснащеної гумовою діафрагмою на верхній стороні, розміщеної ROV догори дном над вентиляційним отвором. Після того, як повітряні бульбашки, що надходять у коробку, повністю замінили морську воду, ROV повертається на глибину 1 м, і дайвер переносить зібраний газ через гумову перегородку у дві попередньо вакуумовані скляні колби об’ємом 60 мл, оснащені Teflo. n запірних кранів, в яких один був заповнений 20 мл 5 н. розчину NaOH (колба типу Гегенбаха). Основні види кислотного газу (CO2 і H2S) розчиняються в лужному розчині, тоді як види газу з низькою розчинністю (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 і легкі вуглеводні) зберігаються в просторі пляшки для відбору проб. Неорганічні гази з низькою розчинністю аналізувалися за допомогою газової кольоровості. тографії (GC) з використанням Shimadzu 15A, оснащеного колонкою з молекулярним ситом довжиною 10 м і детектором теплопровідності (TCD) 54. Аргон і O2 аналізували за допомогою газового хроматографа Thermo Focus, оснащеного колонкою з капілярним молекулярним ситом довжиною 30 м і TCD. Метан і легкі вуглеводні аналізували за допомогою газового хроматографа Shimadzu 14A, оснащеного колонка з нержавіючої сталі довжиною 10 м, наповнена сіткою Chromosorb PAW 80/100, покрита 23% SP 1700 і полум’яно-іонізаційним детектором (FID). Рідку фазу використовували для аналізу 1) CO2, as, титрували 0,5 N розчином HCl (Metrohm Basic Titrino) і 2) H2S, as, після окислення 5 мл H2O2 (33%) за допомогою іонної хроматографії (IC) (IC) (Wantong 761). Аналітична похибка титрування, аналізу GC та IC становить менше 5%. Після стандартних процедур екстракції та очищення газових сумішей 13C/12C CO2 (виражений як δ13C-CO2% та V-PDB) аналізували за допомогою мас-спектрометра Finningan Delta S55,56. Стандарти, що використовуються для оцінка зовнішньої точності була мармуром Carrara та San Vincenzo (внутрішня), NBS18 та NBS19 (міжнародна), тоді як аналітична похибка та відтворюваність становили ±0,05% та ±0,1% відповідно.
Значення δ15N (виражені як % відносно повітря) та 40Ar/36Ar були визначені за допомогою газового хроматографа (GC) Agilent 6890 N, з’єднаного з безперервним проточним мас-спектрометром Finnigan Delta plusXP. Похибка аналізу становить: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Ізотопне співвідношення He (виражене як R/Ra, де R 3He/4He, виміряний у зразку, а Ra є таким же співвідношенням в атмосфері: 1,39 × 10−6)57 було визначено в лабораторії INGV-Палермо (Італія). 3He, 4He та 20Ne були визначені за допомогою подвійного колекторного мас-спектрометра (Helix SFT-GVI)58 після розділення He та Ne. Похибка аналізу ≤ 0,3%. Типові пробі для He і Ne <10-14 і <10-16 моль відповідно.
Як цитувати цю статтю: Passaro, S. et al. Підняття морського дна, спричинене процесом дегазації, показує початок вулканічної активності вздовж узбережжя.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геологія та біологія сучасних і стародавніх вуглеводневих витоків і жерл морського дна: вступ. Географічний океан Райт. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP. Глобальне виникнення газових гідратів. У Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Фішер, А. Т. Геофізичні обмеження гідротермальної циркуляції. В: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Звіт Даремського семінару, Перенесення енергії та маси в морських гідротермальних системах, Durham University Press, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Структура та динаміка гідротермальних систем серединно-океанічного хребта. Наука 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Сучасні погляди на газогідратні ресурси.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Внутрішня структура та історія вивержень системи грязьових вулканів кілометрового масштабу в Південному Каспійському морі. Басейн Водосховище 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Характеристики морського дна, пов’язані з просочуванням вуглеводнів із глибоководних карбонатних грязьових насипів у затоці Кадіс: від потоку грязі до карбонатних відкладень. Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Мосс, Дж. Л. та Картрайт, Дж. 3D-сейсмічна репрезентація кілометрових трубопроводів для відведення рідини біля берега Намібії. Басейн Резервуар 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ. ​​Характеристики потоку рідини в системах нафто- та газопроводів: що вони говорять нам про еволюцію басейну? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Вертикальна еволюція неогенової четвертинної структури розряду флюїдів у зв’язку з газовими потоками в басейні Нижнього Конго, на березі Анголи. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY та ін. Гідротермальна та тектонічна активність у північній частині Єллоустонського озера, Вайомінг. Geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Тірренський басейн і Апеннінська дуга: кінематичні зв’язки з пізнього тотонського періоду. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia та ін. Тектонічна структура та структура земної кори на континентальній околиці Кампанії: взаємозв’язок з вулканічною діяльністю.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Відносна роль рифтової тектоніки та магматичних процесів підняття: висновок на основі геофізичних, структурних і геохімічних даних у вулканічному регіоні Неаполя (південна Італія). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворжак, Дж. Дж. і Мастролоренцо, Г. Механізми недавнього вертикального руху земної кори в кратері Кампі Флегрей на півдні Італії. Геологія. Соціалістична партія. Так. Специфікація. 263, стор. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Короткочасна деформація ґрунту та сейсмічність у вкладеному кратері Кампі Флегрей (Італія): приклад активного відновлення маси в густонаселеній місцевості. J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., and Saccorotti, G. Гідротермальне походження стійкої довготривалої 4D активності в вулканічному комплексі Campi Flegrei в Італії.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Паппалардо, Л. та Мастролоренцо, Г. Швидка диференціація в силл-подібних магматичних резервуарах: приклад із кратера Кампі Флегрей.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR та ін. Часові ряди InSAR, кореляційний аналіз і часово-кореляційне моделювання виявляють можливий зв’язок між Кампі Флегрей та Везувієм.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Структурна та стратиграфічна структура першої половини Тірренського грабена (Неаполітанська затока, Італія). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Джерела вуглецю в газі вулканічного попелу з Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Стратиграфія каньйону: Реакція на падіння рівня моря та тектонічне підняття на зовнішньому континентальному шельфі (Східна Тірренська околиця, Італія). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).