Благодарим ви, че посетихте Nature.com. Версията на браузъра, която използвате, има ограничена поддръжка за CSS. За най-добро изживяване ви препоръчваме да използвате актуализиран браузър (или да изключите режима на съвместимост в Internet Explorer). Междувременно, за да осигурим непрекъсната поддръжка, ще показваме сайта без стилове и JavaScript.
Докладваме доказателства за активно повдигане на морското дъно и газови емисии на няколко километра от брега на пристанището на Неапол (Италия). Вдлъбнатини, могили и кратери са характеристики на морското дъно. Тези образувания представляват върховете на плитки корови структури, включително пагоди, разломи и гънки, които влияят на морското дъно днес. Те регистрираха издигането, налягането и отделянето на хелий и въглероден диоксид при реакции на декарбонизация на мантийни стопилки и корови скали. Тези газове вероятно са подобни на тези, които захранват хидротермалните системи на Иския, Кампи Флегре и Сома-Везувий, което предполага мантиен източник, смесен с корови флуиди под Неаполитанския залив. Подводното разширяване и разкъсване, причинени от процеса на газово повдигане и налягане, изискват свръхналягане от 2-3 MPa. Повдиганията, разломите и газовите емисии на морското дъно са прояви на невулканични катаклизми, които могат да предвещават изригвания на морското дъно и/или хидротермални експлозии.
Дълбоководните хидротермални (гореща вода и газ) изхвърляния са често срещана характеристика на средноокеанските хребети и конвергентните граници на плочите (включително потопените части на островните дъги), докато студените изхвърляния на газови хидрати (хлатрати) често са характерни за континенталните шелфове и пасивните граници1, 2,3,4,5. Появата на хидротермални изхвърляния на морското дъно в крайбрежните райони предполага наличието на източници на топлина (резервоари на магма) в континенталната кора и/или мантията. Тези изхвърляния могат да предшестват издигането на магмата през най-горните слоеве на земната кора и да кулминират в изригването и разполагането на вулканични подводни планини6. Следователно, идентифицирането на (а) морфологии, свързани с активна деформация на морското дъно, и (б) газови емисии в близост до населени крайбрежни райони, като вулканичния регион на Неапол в Италия (~1 милион жители), е от решаващо значение за оценката на възможните вулкани. Плитко изригване. Освен това, докато морфологичните характеристики, свързани с дълбоководните хидротермални или хидратни газови емисии, са сравнително добре познати поради техните геоложки и биологични свойства, изключенията са морфологичните характеристики, свързани с по-плитки води, с изключение на тези, които се срещат в езерото В 12, има сравнително малко записи. Тук представяме нови батиметрични, сеизмични, водно-стълбови и геохимични данни за подводен, морфологично и структурно сложен регион, засегнат от газови емисии в Неаполитанския залив (Южна Италия), на приблизително 5 км от пристанището на Неапол. Тези данни са събрани по време на круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) на борда на R/V Urania. Описваме и интерпретираме морското дъно и подземните структури, където се случват газови емисии, изследваме източниците на вентилационни флуиди, идентифицираме и характеризираме механизмите, които регулират покачването на газа и свързаната с него деформация, и обсъждаме вулканологичните въздействия.
Неаполитанският залив образува западния плио-кватернерен край, удължената северозападно-югоизточна тектонска депресия на Кампания13,14,15. Източноизточно от Иския (ок. 150-1302 г. сл. Хр.), кратера Кампи Флегре (ок. 300-1538 г.) и Сома-Везувий (от <360-1944 г. сл. Хр.). Разположението ограничава залива на север)15, докато на юг граничи със Соренто полуостров (фиг. 1а). Неаполитанският залив е засегнат от преобладаващите значителни разломи североизток-югозапад и вторични северозапад-югоизток (фиг. 1)14,15. Иския, Кампи Флегрей и Сома-Везувий се характеризират с хидротермални прояви, деформация на земята и плитка сеизмичност16,17,18 (напр. турбулентното събитие при Кампи Флегрей през 1982-1984 г., с издигане от 1,8 м и хиляди земетресения). Последните проучвания19,20 показват, че може да има връзка между динамиката на Сома-Везувий и тази на Кампи Флегре, вероятно свързана с „дълбоки“ единични резервоари на магма. Вулканичната активност и колебанията на морското равнище през последните 36 хиляди години на Кампи Флегрей и 18 хиляди години на Сома Везувий са контролирали седиментната система на Неаполитанския залив. Ниското морско равнище при последния ледников максимум (18 хиляди години) е довело до регресия на офшорната плитководна седиментна система, която впоследствие е била запълнена от трансгресивни събития през късния плейстоцен-холоцен. Подводни газови емисии са открити около остров Иския и край бреговете на Кампи Флегре и близо до планината Сома-Везувий (фиг. 1б).
(a) Морфологични и структурни подредби на континенталния шелф и Неаполитанския залив 15, 23, 24, 48. Точките са основни центрове на подводни изригвания; червените линии представляват основни разломи. (b) Батиметрия на Неаполитанския залив с открити флуидни отвори (точки) и следи от сеизмични линии (черни линии). Жълтите линии са траекториите на сеизмичните линии L1 и L2, показани на Фигура 6. Границите на куполообразните структури на Banco della Montagna (BdM) са маркирани със сини пунктирани линии в (a,b). Жълтите квадрати маркират местоположенията на акустичните профили на водния стълб, а кадрите CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV са показани на Фиг. 5. Жълтият кръг маркира местоположението на изпускането на пробата от газ, а съставът му е показан в Таблица S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) използва графики, генерирани от Surfer® 13.
Въз основа на данни, получени по време на круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) (вижте Методи), е изграден нов цифров модел на терена (DTM) на Неаполския залив с резолюция 1 м. DTM показва, че морското дъно южно от пристанището на Неапол се характеризира с леко наклонена повърхност с южно изложение (наклон ≤3°), прекъсната от куполообразна структура с размери 5,0 × 5,3 км, известна на местно ниво като Banco della Montagna (BdM). Фиг. 1a,b).BdM се развива на дълбочина от около 100 до 170 метра, на 15 до 20 метра над околното морско дъно. Куполът на BdM показва могилоподобна морфология поради 280 субкръгли до овални могили (фиг. 2a), 665 конуса и 30 ями (фиг. 3 и 4). Могилата има максимална височина и обиколка съответно 22 м и 1800 м. Кръгообразността [C = 4π(площ/периметър2)] на могилите намалява с увеличаване на периметъра (фиг. 2b). Осевите съотношения за могилите варират между 1 и 6,5, като могилите с осово съотношение >2 показват предпочитано простиране N45°E + 15° и по-разпръснато вторично, по-разпръснато простиране N105°E до N145°E (фиг. 2c). Единични или подредени конуси съществуват върху равнината на BdM и върху върха на могилата (фиг. 3a,b). Коничните подредби следват разположението на могилите, върху които са разположени. „Покмарките“ обикновено са разположени върху плоското морско дъно (фиг. 3c) и понякога върху могили. Пространствената плътност на конусите и „покмарките“ показва, че преобладаващото направление североизток-югозапад определя североизточните и югозападните граници на купола на BdM (фиг. 4a,b); по-малко разширеното направление северозапад-югоизток е разположено в централния регион на BdM.
(a) Цифров модел на терена (размер на клетката 1 м) на купола на Banco della Montagna (BdM).(b) Периметър и закръгленост на могилите BdM.(c) Аксиално съотношение и ъгъл (ориентация) на главната ос на най-подходящата елипса, обграждаща могилата. Стандартната грешка на цифровия модел на терена е 0,004 м; стандартните грешки на периметъра и закръглеността са съответно 4,83 м и 0,01, а стандартните грешки на аксиалното съотношение и ъгъла са съответно 0,04 и 3,34°.
Подробности за идентифицираните конуси, кратери, могили и ями в района на BdM, извлечени от DTM на Фигура 2.
(а) Конуси за подравняване върху плоско морско дъно; (б) конуси и кратери върху тънки могили от северозападна на югоизток; (в) следи от дупки върху леко наклонена повърхност.
(а) Пространствено разпределение на откритите кратери, ями и активни газови изхвърляния.(б) Пространствена плътност на кратерите и ямите, посочени в (а) (брой/0,2 km2).
Идентифицирахме 37 газообразни емисии в района на BdM от изображения от ехолот на водния стълб на ROV и директни наблюдения на морското дъно, получени по време на круиза SAFE_2014 през август 2014 г. (Фигури 4 и 5). Акустичните аномалии на тези емисии показват вертикално удължени форми, издигащи се от морското дъно, вариращи вертикално между 12 и около 70 м (Фиг. 5а). На някои места акустичните аномалии образуват почти непрекъснат „влак“. Наблюдаваните мехурчести струи варират значително: от непрекъснати, плътни потоци от мехурчета до краткотрайни явления (Допълнителен филм 1). Инспекцията с ROV позволява визуална проверка на наличието на отвори за флуиди на морското дъно и подчертава малки петна по морското дъно, понякога заобиколени от червени до оранжеви седименти (Фиг. 5б). В някои случаи каналите на ROV реактивират емисиите. Морфологията на отвора показва кръгъл отвор в горната част без разширение във водния стълб. pH във водния стълб точно над точката на изпускане показва значителен спад, което показва по-кисели условия на местно ниво (Фиг. 5в,г). По-специално, pH над газовия изпускател на BdM при Дълбочината на 75 м е намаляла от 8,4 (при 70 м дълбочина) до 7,8 (при 75 м дълбочина) (фиг. 5в), докато други места в Неаполитанския залив са имали стойности на pH между 0 и 160 м в интервала на дълбочина между 8,3 и 8,5 (фиг. 5г). Значителни промени в температурата и солеността на морската вода липсват на две места във и извън зоната BdM на Неаполитанския залив. На дълбочина 70 м температурата е 15 °C, а солеността е около 38 PSU (фиг. 5в,г). Измерванията на pH, температурата и солеността показват: а) участието на киселинни флуиди, свързани с процеса на дегазиране на BdM, и б) отсъствието или много бавното изпускане на термални флуиди и саламура.
(a) Прозорец за събиране на данни на акустичния профил на водния стълб (ехометър Simrad EK60). Вертикална зелена лента, съответстваща на газовото изригване, открито при изпускането на флуид EM50 (около 75 м под морското равнище), разположено в района на BdM; показани са и мултиплексните сигнали от дъното и морското дъно (b), събрани с дистанционно управлявано превозно средство в района на BdM. Единичната снимка показва малък кратер (черен кръг), заобиколен от червен до оранжев седимент. (c,d) CTD данни от многопараметрична сонда, обработени с помощта на софтуера SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Модели на избрани параметри (соленост, температура, pH и кислород) на водния стълб над изпускането на флуид EM50 (панел c) и извън зоната на изпускане на Bdm (d).
Събрахме три газови проби от изследваната област между 22 и 28 август 2014 г. Тези проби показаха сходен състав, доминиран от CO2 (934-945 mmol/mol), следван от съответните концентрации на N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) и H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), докато H2 и He бяха по-малко изобилни (съответно <0,052 и <0,016 mmol/mol) (фиг. 1b; таблица S1, допълнителен филм 2). Измерени бяха и относително високи концентрации на O2 и Ar (съответно до 3,2 и 0,18 mmol/mol). Сумата от леките въглеводороди варира от 0,24 до 0,30 mmol/mol и се състои от C2-C4 алкани, ароматни съединения (главно бензен), пропен и сяросъдържащи съединения (тиофен). Стойността 40Ar/36Ar е в съответствие с въздуха. (295.5), въпреки че проба EM35 (куполът на BdM) има стойност 304, показвайки лек излишък на 40Ar. Съотношението δ15N е по-високо, отколкото за въздуха (до +1.98% спрямо въздуха), докато стойностите на δ13C-CO2 варират от -0.93 до 0.44% спрямо V-PDB. Стойностите на R/Ra (след корекция за замърсяване на въздуха, използвайки съотношението 4He/20Ne) са между 1.66 и 1.94, което показва наличието на голяма фракция мантиен He. Чрез комбиниране на изотопа на хелия с CO2 и неговия стабилен изотоп 22, източникът на емисиите в BdM може да бъде допълнително изяснен. В картата на CO2 за CO2/3He спрямо δ13C (фиг. 6), съставът на газа BdM е сравнен с този на фумаролите Ischia, Campi Flegrei и Somma-Vezuvius. Фигура 6 също така представя теоретични линии на смесване между три различни източника на въглерод. които могат да участват в производството на газ BdM: разтворени стопилки, получени от мантията, богати на органични вещества седименти и карбонати. Пробите BdM попадат на линията на смесване, изобразена от трите вулкана Кампания, т.е. смесване между мантийни газове (за които се приема, че са леко обогатени с въглероден диоксид в сравнение с класическите MORB с цел напасване на данните) и реакции, причинени от декарбонизация на земната кора. Получената газова скала.
За сравнение са представени хибридни линии между състава на мантията и крайните членове на варовика и органичните седименти. Кутиите представляват фумаролните области на Иския, Кампи Флегрей и Сома-Весвий 59, 60, 61. Пробата BdM е в смесения тренд на вулкана Кампания. Газът от крайните членове на смесената линия е от мантиен източник, който е газът, получен от реакцията на декарбонизация на карбонатни минерали.
Сеизмичните разрези L1 и L2 (фиг. 1b и 7) показват прехода между BdM и дисталните стратиграфски последователности на вулканичните региони Сома-Везувий (L1, фиг. 7a) и Кампи Флегрей (L2, фиг. 7b). BdM се характеризира с наличието на две основни сеизмични формации (MS и PS на фиг. 7). Горната (MS) показва субпаралелни отражатели с висока до умерена амплитуда и странична непрекъснатост (фиг. 7b,c). Този слой включва морски седименти, увлечени от системата на Последния ледников максимум (LGM), и се състои от пясък и глина23. Подлежащият PS слой (фиг. 7b-d) се характеризира с хаотична до прозрачна фаза във формата на колони или пясъчни часовници. Горната част на PS седиментите е образувала могили на морското дъно (фиг. 7d). Тези диапироподобни геометрии демонстрират проникването на прозрачен PS материал в най-горните MS отлагания. Издигането е отговорно за образуването на гънки и разломи, които засягат MS слоя и над съвременните седименти на морското дъно BdM (фиг. 7b–d). Стратиграфският интервал MS е ясно разслоен в частта ENE на секцията L1, докато към BdM той се избелва поради наличието на газонаситен слой (GSL), покрит от някои вътрешни нива на MS последователността (фиг. 7a). Гравитационните ядра, събрани в горната част на BdM, съответстващи на прозрачния сеизмичен слой, показват, че най-горните 40 cm се състоят от пясък, отложен наскоро до наши дни; )24,25 и фрагменти от пемза от експлозивното изригване на Кампи Флегрей от „Неаполитански жълт туф“ (14,8 ka)26. Прозрачната фаза на слоя PS не може да се обясни само с хаотични процеси на смесване, тъй като хаотичните слоеве, свързани със свлачища, кални потоци и пирокластични потоци, открити извън BdM в Неаполитанския залив, са акустично непрозрачни21,23,24. Заключаваме, че наблюдаваните сеизмични фации на BdM PS, както и появата на подводния разкритие на слоя PS (фиг. 7d), отразяват издигането на природен газ.
(a) Едноканален сеизмичен профил L1 (навигационна следа на фиг. 1b), показващ колонно (пагодно) пространствено разположение. Пагодата се състои от хаотични отлагания от пемза и пясък. Газонаситеният слой, който съществува под пагодата, премахва непрекъснатостта на по-дълбоките формации.(b) Едноканален сеизмичен профил L2 (навигационна следа на фиг. 1b), подчертаващ разреза и деформацията на могили на морското дъно, морски (MS) и отлагания от пемзов пясък (PS).(c) Детайлите за деформацията в MS и PS са представени в (c,d). Ако приемем скорост от 1580 m/s в най-горния седимент, 100 ms представлява около 80 m във вертикалната скала.
Морфологичните и структурните характеристики на BdM са подобни на други подводни хидротермални и газохидратни полета в световен мащаб2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и често са свързани с издигания (сводове и могили) и изхвърляне на газ (конуси, ями). Конусите и ямите, подравнени с BdM, и удължените могили показват структурно контролирана пропускливост (Фигури 2 и 3). Пространственото разположение на могилите, ямите и активните отвори предполага, че тяхното разпределение е частично контролирано от ударните фрактури северозапад-югоизток и североизток-югозапад (Фиг. 4б). Това са предпочитаните простирания на разломните системи, засягащи вулканичните области Кампи Флегрей и Сома-Везувий и Неаполитанския залив. По-специално, структурата на първия контролира местоположението на хидротермалния изхвърляне от кратера Кампи Флегрей35. Следователно заключаваме, че разломите и фрактурите в Неаполитанския залив представляват предпочитания път за миграция на газ към повърхността, характеристика, споделяна от други структурно контролирани хидротермални системи36,37. Забележително е, че конусите и ямите на BdM не винаги са били свързани с могили (фиг. 3a,c). Това предполага, че тези могили не представляват непременно предшественици на образуването на ями, както други автори предполагат за газовите хидратни зони32,33. Нашите заключения подкрепят хипотезата, че разрушаването на седиментите на морското дъно на купола не винаги води до образуването на ями.
Трите събрани газообразни емисии показват химични сигнатури, типични за хидротермални флуиди, а именно главно CO2 със значителни концентрации на редуциращи газове (H2S, CH4 и H2) и леки въглеводороди (особено бензен и пропилен)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Таблица S1). Наличието на атмосферни газове (като O2), които не се очаква да присъстват в емисиите на подводници, може да се дължи на замърсяване от въздух, разтворен в морска вода, влизащ в контакт с газове, съхранявани в пластмасови кутии, използвани за вземане на проби, тъй като ROV се извличат от океанското дъно до морето, за да се разбунтуват. Обратно, положителните стойности на δ15N ​​и високото N2/Ar (до 480) значително по-високо от ASW (наситена с въздух вода) предполагат, че по-голямата част от N2 се произвежда от извънатмосферни източници, в съответствие с преобладаващия хидротермален произход на тези газове. Хидротермално-вулканичният произход на газа BdM се потвърждава от съдържанието на CO2 и He и техните изотопни сигнатури. Въглеродни изотопи (δ13C-CO2 от -0,93% до +0,4%) и стойностите на CO2/3He (от 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) предполагат, че пробите BdM принадлежат към смесена тенденция на фумароли около крайните членове на мантията на Неаполитанския залив и декарбонизация. Връзката между газовете, произведени от реакцията (Фигура 6). По-конкретно, газовите проби BdM са разположени по протежение на тенденцията на смесване на приблизително същото място като флуидите от съседните вулкани Кампи Флегрей и Сома-Везув. Те са по-корови от фумаролите на Иския, които са по-близо до края на мантията. Сома-Везувий и Кампи Флегрей имат по-високи стойности на 3He/4He (R/Ra между 2,6 и 2,9) от BdM (R/Ra между 1,66 и 1,96; Таблица S1). Това предполага, че добавянето и натрупването на радиогенен He произхожда от същия източник на магма, който... захранва вулканите Сома-Везувий и Кампи Флегрей. Липсата на откриваеми фракции на органичен въглерод в емисиите на BdM предполага, че органичните седименти не участват в процеса на дегазиране на BdM.
Въз основа на данните, докладвани по-горе, и резултатите от експериментални модели на куполообразни структури, свързани с подводни региони, богати на газ, дълбокото газово налягане може да е причина за образуването на километрични куполи на BdM. За да оценим свръхналягането Pdef, водещо до свода на BdM, приложихме модел на механика на тънки плочи33,34, приемайки, от събраните морфологични и сеизмични данни, че сводът на BdM е подкръгъл лист с радиус a, по-голям от деформиран мек вискозен депозит. Вертикалното максимално изместване w и дебелината h на (Допълнителна фигура S1). Pdef е разликата между общото налягане и статичното налягане в скалата плюс налягането на водния стълб. При BdM радиусът е около 2500 m, w е 20 m, а максимумът h, оценен от сеизмичния профил, е около 100 m. Изчисляваме Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 от уравнението, където D е огъващата коравина; D се дава от (E h3)/[12(1 – ν2)], където E е модулът на Юнг на отлаганията, ν е коефициентът на Поасон (~0.5)33. Тъй като механичните свойства на седиментите BdM не могат да бъдат измерени, ние задаваме E = 140 kPa, което е разумна стойност за крайбрежни песъчливи седименти47, подобни на BdM14,24. Не вземаме предвид по-високите стойности на E, докладвани в литературата за отлагания от тиняви глини (300 < E < 350 000 kPa)33,34, защото отлаганията BDM се състоят главно от пясък, а не от тиня или тиняви глина24. Получаваме Pdef = 0.3 Pa, което е в съответствие с оценките за процесите на повдигане на морското дъно в среди на газови хидратни басейни, където Pdef варира от 10-2 до 103 Pa, като по-ниските стойности представляват ниско съотношение вода/вода и/или газ. В BdM намаляването на твърдостта се дължи на локалното насищане с газ на седиментите. и/или появата на предварително съществуващи фрактури също може да допринесе за разрушаване и последващо отделяне на газ, позволявайки образуването на наблюдаваните вентилационни структури. Събраните отразени сеизмични профили (фиг. 7) показват, че PS седиментите са били издигнати от GSL, изтласквайки нагоре покриващите морски седименти на MS, което е довело до образуването на могили, гънки, разломи и седиментни разрези (фиг. 7b,c). Това предполага, че пемзата на възраст от 14,8 до 12 хиляди години е проникнала в по-младия MS слой чрез процес на възходящ газов транспорт. Морфологичните характеристики на структурата BdM могат да се разглеждат като резултат от свръхналягането, създадено от флуидния дебит, произведен от GSL. Като се има предвид, че активен дебит може да се наблюдава от морското дъно до над 170 m дълбочина48, предполагаме, че флуидното свръхналягане в GSL надвишава 1700 kPa. Възходящата миграция на газове в седиментите също е имала ефект на изтъркване на материал, съдържащ се в MS, което обяснява наличието на хаотични седименти в гравитационните ядра, взети проби от BdM25. Освен това, Свръхналягането на GSL създава сложна фрактурна система (полигонален разлом на Фиг. 7b). Взети заедно, тази морфология, структура и стратиграфско селище, наричани „пагоди“49,50, първоначално са били приписвани на вторични ефекти на стари ледникови образувания и понастоящем се интерпретират като ефекти на издигащ се газ31,33 или евапорити50. На континенталния край на Кампания изпарителните седименти са оскъдни, поне в най-горните 3 км от земната кора. Следователно, механизмът на растеж на пагодите BdM вероятно се контролира от издигането на газ в седиментите. Това заключение се подкрепя от прозрачните сеизмични фации на пагодата (Фиг. 7), както и от данните от гравитационното ядро, както е съобщено по-рано24, където съвременният пясък изригва с „Pomici Principali“25 и „Naples Yellow Tuff“26 Campi Flegrei. Освен това, PS отлаганията са нахлули и са деформирали най-горния MS слой (Фиг. 7d). Тази структурна подредба предполага, че пагодата представлява издигане структура, а не просто газопровод. По този начин, два основни процеса управляват образуването на пагодата: а) плътността на мекия седимент намалява с навлизането на газ отдолу; б) газо-седиментната смес се издига, което е наблюдаваното сгъване, разломяване и фрактуриране, причиняващи MS отлагания (Фигура 7). Подобен механизъм на образуване е предложен за пагоди, свързани с газови хидрати в Южно Скотия море (Антарктида). Пагодите BdM са се появили на групи в хълмисти райони, а вертикалният им обхват е бил средно 70–100 m при време на двупосочно пътуване (TWTT) (Фиг. 7a). Поради наличието на MS вълни и като се има предвид стратиграфията на гравитационното ядро ​​BdM, ние заключаваме, че възрастта на образуване на пагодните структури е по-малка от около 14–12 000 години. Освен това, растежът на тези структури е все още активен (Фиг. 7d), тъй като някои пагоди са нахлули и са деформирали покриващия съвременен BdM пясък (Фиг. 7d).
Неуспехът на пагодата да пресече съвременното морско дъно показва, че (а) покачването на газ и/или локалното спиране на смесването на газ и утайки, и/или (б) евентуалният страничен поток от смес от газ и утайки не позволява локализиран процес на свръхналягане. Според модела на диапирната теория52, страничният поток демонстрира отрицателен баланс между скоростта на подаване на сместа от кал и газ отдолу и скоростта, с която пагодата се движи нагоре. Намаляването на скоростта на подаване може да е свързано с увеличаването на плътността на сместа поради изчезването на подаването на газ. Обобщените по-горе резултати и контролираното от плаваемостта покачване на пагодата ни позволяват да оценим височината на въздушния стълб hg. Плаваемостта се дава от ΔP = hgg (ρw – ρg), където g е гравитацията (9,8 m/s2), а ρw и ρg са съответно плътностите на водата и газа. ΔP е сумата от предварително изчисленото Pdef и литостатичното налягане Plith на седиментната плоча, т.е. ρsg h, където ρs е плътността на седимента. В този случай стойността на hg, необходима за желаната плаваемост, се дава от hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. В BdM, задаваме Pdef = 0,3 Pa и h = 100 m (виж по-горе), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg е пренебрежимо малко, защото ρw ≫ρg. Получаваме hg = 245 m, стойност, представляваща дълбочината на дъното на GSL. ΔP е 2,4 MPa, което е свръхналягането, необходимо за разрушаване на морското дъно на BdM и образуване на отвори.
Съставът на газа BdM е в съответствие с мантийните източници, променени от добавянето на флуиди, свързани с реакции на декарбонизация на скалите на земната кора (фиг. 6). Грубите EW подравнения на куполите на BdM и активните вулкани като Иския, Кампи Флегре и Сома-Везувий, заедно със състава на емитираните газове, предполагат, че газовете, емитирани от мантията под целия вулканичен регион на Неапол, са смесени. Все повече и повече флуиди в земната кора се движат от запад (Иския) на изток (Сома-Везув) (фиг. 1b и 6).
Стигнахме до заключението, че в Неаполския залив, на няколко километра от пристанището на Неапол, има куполообразна структура с ширина 25 км2, която е засегната от активен процес на дегазация и е причинена от разполагането на пагоди и могили. Понастоящем, BdM сигнатурите показват, че немагматичната турбуленция53 може да предшества ембрионалния вулканизъм, т.е. ранното изхвърляне на магма и/или термални флуиди. Трябва да се прилагат мониторингови дейности, за да се анализира еволюцията на явленията и да се открият геохимични и геофизични сигнали, показващи потенциални магматични смущения.
Акустични профили на водния стълб (2D) бяха получени по време на круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) на крайбрежния кораб Urania (CNR) от Националния изследователски съвет, Институт за крайбрежна морска среда (IAMC). Акустичното вземане на проби беше извършено с научен ехолот Simrad EK60 с разделяне на лъча, работещ на 38 kHz. Акустичните данни бяха записани при средна скорост от около 4 км. Събраните изображения от ехолота бяха използвани за идентифициране на флуидни изхвърляния и точно определяне на местоположението им в зоната на събиране (между 74 и 180 м надморска височина). Физическите и химичните параметри във водния стълб бяха измерени с помощта на многопараметрични сонди (проводимост, температура и дълбочина, CTD). Данните бяха събрани с помощта на сонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) и обработени с помощта на софтуера SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Визуална проверка на морското дъно беше извършена с помощта на дистанционно управлявано устройство „Pollux III“ (GEItaliana) с две... (ниско- и висококачествени) камери.
Многолъчевото събиране на данни е извършено с помощта на 100 KHz многолъчева сонарна система Simrad EM710 (Kongsberg). Системата е свързана с диференциална глобална система за позициониране, за да се осигурят субметрични грешки при позиционирането на лъча. Акустичният импулс е с честота 100 KHz, импулс на задействане 150° градуса и пълен отвор от 400 лъча. Измерване и прилагане на профили на скоростта на звука в реално време по време на събирането на данни. Данните са обработени с помощта на софтуера PDS2000 (Reson-Thales) съгласно стандарта на Международната хидрографска организация (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) за навигация и корекция на приливите и отливите. Намаляването на шума, дължащо се на случайни пикове на инструментите и изключване на лъча с лошо качество, е извършено с инструменти за редактиране на ленти и премахване на пикове. Непрекъснатото откриване на скоростта на звука се извършва от килова станция, разположена близо до многолъчевия преобразувател, и събира и прилага профили на скоростта на звука в реално време във водния стълб на всеки 6-8 часа, за да осигури скорост на звука в реално време за правилно насочване на лъча. Цялата... Наборът от данни се състои от приблизително 440 km2 (0-1200 m дълбочина). Данните са използвани за предоставяне на цифров модел на терена (DTM) с висока резолюция, характеризиращ се с размер на клетката на мрежата 1 m. Крайният DTM (фиг. 1a) е направен с данни за терена (>0 m над морското равнище), получени с размер на клетката на мрежата 20 m от Италианския гео-военен институт.
55-километров профил с висока резолюция от едноканални сеизмични данни, събран по време на безопасни океански круизи през 2007 г. и 2014 г., обхваща площ от приблизително 113 квадратни километра, и двата на R/V Urania. Профилите Marisk (напр. сеизмичен профил L1, фиг. 1b) са получени с помощта на системата IKB-Seistec boomer. Устройството за събиране на данни се състои от 2,5-метров катамаран, в който са разположени източникът и приемникът. Сигнатурата на източника се състои от единичен положителен пик, който се характеризира в честотния диапазон 1-10 kHz и позволява да се разделят отражатели, разделени от 25 cm. Безопасните сеизмични профили са получени с помощта на 1,4 Kj многовърхов сеизмичен източник Geospark, свързан със софтуера Geotrace (Geo Marine Survey System). Системата се състои от катамаран, съдържащ източник 1–6,02 KHz, който прониква до 400 милисекунди в меки седименти под морското дъно, с теоретична вертикална резолюция от 30 cm. Както устройствата Safe, така и Marsik са получени при... честота от 0,33 изстрела/сек със скорост на съда <3 Kn. Данните бяха обработени и представени с помощта на софтуера Geosuite Allworks със следния работен процес: корекция на дилатацията, заглушаване на водния стълб, 2-6 KHz лентово IIR филтриране и AGC.
Газът от подводната фумарола е събран на морското дъно с помощта на пластмасова кутия, снабдена с гумена диафрагма от горната си страна, поставена с главата надолу от ROV над вентилационния отвор. След като въздушните мехурчета, влизащи в кутията, напълно заменят морската вода, ROV се връща на дълбочина от 1 м и водолазът прехвърля събрания газ през гумена преграда в две предварително евакуирани стъклени колби от 60 мл, снабдени с тефлонови спирателни кранове, едната от които е напълнена с 20 мл 5N разтвор на NaOH (колба тип Гегенбах). Основните киселинни газове (CO2 и H2S) се разтварят в алкалния разтвор, докато нискоразтворимите газове (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и леки въглеводороди) се съхраняват в пространството над бутилката за вземане на проби. Неорганичните нискоразтворими газове са анализирани чрез газова хроматография (GC), използвайки Shimadzu 15A, оборудван с 10 м дълга 5A молекулно-ситова колона и детектор за топлопроводимост (TCD) 54. Аргон и O2 са анализирани с помощта на Thermo Focus. Газов хроматограф, оборудван с 30 m капилярна молекулярно-ситова колона и TCD. Метанът и леките въглеводороди бяха анализирани с помощта на газов хроматограф Shimadzu 14A, оборудван с 10 m колона от неръждаема стомана, запълнена с Chromosorb PAW 80/100 mesh, покрита с 23% SP 1700 и пламъчно-йонизационен детектор (FID). Течната фаза беше използвана за анализ на 1) CO2, as, титруван с 0.5 N разтвор на HCl (Metrohm Basic Titrino) и 2) H2S, as, след окисление с 5 mL H2O2 (33%), чрез йонна хроматография (IC) (IC) (Wantong 761). Аналитичната грешка на титруването, GC и IC анализа е по-малка от 5%. След стандартни процедури за екстракция и пречистване на газови смеси, 13C/12C CO2 (изразен като δ13C-CO2% и V-PDB) беше анализиран с помощта на масспектрометър Finningan Delta S55,56. Стандартите, използвани за оценка на външната прецизност, бяха мрамор от Карара и Сан Винченцо (вътрешна), NBS18 и NBS19 (международна), докато аналитичната грешка и възпроизводимост бяха съответно ±0,05% и ±0,1%.
Стойностите на δ15N (изразени като % спрямо въздуха) и 40Ar/36Ar бяха определени с помощта на газов хроматограф (GC) Agilent 6890 N, свързан с масспектрометър с непрекъснат поток Finnigan Delta plusXP. Грешката на анализа е: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Съотношението на изотопите He (изразено като R/Ra, където R е 3He/4He, измерено в пробата, а Ra е същото съотношение в атмосферата: 1,39 × 10−6)57 беше определено в лабораторията на INGV-Палермо (Италия). 3He, 4He и 20Ne бяха определени с помощта на масспектрометър с двоен колектор (Helix SFT-GVI)58 след разделяне на He и Ne. Грешка на анализа ≤ 0,3%. Типичните празни проби за He и Ne са съответно <10-14 и <10-16 mol.
Как да цитирате тази статия: Passaro, S. et al. Повдигането на морското дъно, предизвикано от процес на дегазация, разкрива зараждаща се вулканична активност по крайбрежието. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Ахарон, П. Геология и биология на съвременните и древни изтичания и отвори на въглеводороди от морското дъно: въведение. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Глобалното разпространение на газови хидрати. В Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (ред.) 3–18 (Хидрати на природен газ: Разпространение и откриване. Геофизична монография на Американския геофизичен съюз 124, 2001).
Fisher, AT Геофизични ограничения върху хидротермалната циркулация. В: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (ред.) 29–52 (Доклад от семинара в Дърам, „Пренос на енергия и маса в морските хидротермални системи“, Durham University Press, Берлин (2003)).
Куму, Д., Дриснер, Т. и Хайнрих, К. Структура и динамика на хидротермалните системи на средноокеанските хребети. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Съвременни възгледи за ресурсите на газови хидрати. Енергия. и околна среда. Наука. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Вътрешна структура и история на изригванията на километрична кална вулканична система в Южно Каспийско море. Резервоар 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Характеристики на морското дъно, свързани с просмукване на въглеводороди от дълбоководни карбонатни кални могили в залива Кадис: от кален поток до карбонатни седименти. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D сеизмично представяне на километрични тръбопроводи за изтичане на флуиди край бреговете на Намибия. Резервоар 22, 481–501 (2010).
Андресен, К. Дж. Характеристики на флуидния поток в нефтопроводни и газопроводи: Какво ни казват те за еволюцията на басейна? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Вертикална еволюция на структурата на кватернерния флуиден дебит в неогена във връзка с газовите потоци в басейна на Долно Конго, край бреговете на Ангола. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Джонсън, С.Ю. и др. Хидротермална и тектонична активност в северната част на езерото Йелоустоун, Уайоминг. Геология. Социалистическа партия. Yes.bull. 115, 954–971 (2003).
Патака, Е., Сартори, Р. и Скандоне, П. Тиренският басейн и Апенинската дъга: Кинематични зависимости от късния тотон. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Милия и др. Тектонична и корова структура на континенталния край на Кампания: връзка с вулканичната активност.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Относителната роля на рифтовата тектоника и процесите на магмено издигане: изводи от геофизични, структурни и геохимични данни във вулканичния регион на Неапол (Южна Италия). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Механизми на скорошно вертикално движение на земната кора в кратера Кампи Флегрей в Южна Италия. Геология. Социалистическа партия. Да. Спецификация. 263, стр. 1-47 (1991).
Орси, Г. и др. Краткосрочна деформация на земята и сеизмичност в гнездения кратер Кампи Флегрей (Италия): пример за възстановяване на активна маса в гъсто населен район. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., и Saccorotti, G. Хидротермален произход на устойчива дългосрочна 4D активност във вулканичния комплекс Campi Flegrei в Италия. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. и Mastrolorenzo, G. Бърза диференциация в силовидни магматични резервоари: казус от кратера Кампи Флегрей. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Временните серии на InSAR, корелационният анализ и моделирането на времевата корелация разкриват възможно свързване на Кампи Флегрей и Везувий. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Милия, А. и Торенте, М. Структурна и стратиграфска структура на първата половина на Тиренския грабен (Неаполитански залив, Италия). Конструктивна физика 315, 297–314.
Сано, Й. и Марти, Б. Източници на въглерод във вулканичен пепелен газ от островни дъги. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Милия, А. Стратиграфия на каньона Дорн: Реакции на понижаване на морското равнище и тектонично издигане на външния континентален шелф (Източен Тиренски ръб, Италия). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).