Благодарим вас за посещение Nature.com. Версия браузера, которую вы используете, имеет ограниченную поддержку CSS. Для наилучшей работы мы рекомендуем вам использовать обновленный браузер (или отключить режим совместимости в Internet Explorer). В то же время, чтобы обеспечить постоянную поддержку, мы будем отображать сайт без стилей и JavaScript.
Мы сообщаем о свидетельствах активного подъема морского дна и выбросах газа в нескольких километрах от порта Неаполь (Италия). Оспины, холмы и кратеры являются особенностями морского дна. Эти образования представляют собой верхушки мелководных структур земной коры, включая пагоды, разломы и складки, которые влияют на морское дно сегодня. Они зафиксировали подъем, повышение давления и высвобождение гелия и углекислого газа в реакциях декарбонизации расплавов мантии и пород земной коры. Эти газы, вероятно, аналогичны тем, которые питают гидротермальные системы Искья, Кампи-Флегре и Сома-Везувий, что предполагает наличие мантийного источника, смешанного с коровыми флюидами под Неаполитанским заливом. Подводное расширение и разрыв, вызванные процессом газлифта и повышения давления, требуют избыточного давления 2-3 МПа. Подъемы морского дна, разломы и выбросы газа являются проявлениями невулканических потрясений, которые могут предвещать извержения морского дна и/или гидротермальные взрывы.
Глубоководные гидротермальные (горячая вода и газ) выбросы являются общей чертой срединно-океанических хребтов и конвергентных окраин плит (включая подводные части островных дуг), тогда как холодные выбросы газовых гидратов (хлатратов) часто характерны для континентальных шельфов и пассивных окраин1, 2, 3, 4, 5. Возникновение гидротермальных выбросов морского дна в прибрежных районах подразумевает наличие источников тепла (магматических резервуаров) в континентальной коре и/или мантии. Эти выбросы могут предшествовать подъему магмы через самые верхние слои земной коры и достигать кульминации в извержении и размещении вулканических подводных гор6. Поэтому идентификация (a) морфологии, связанной с активной деформацией морского дна, и (b) выбросов газа вблизи населенных прибрежных районов, таких как вулканический регион Неаполя в Италии (~1 миллион жителей), имеет решающее значение для оценки возможных вулканов. Неглубокое извержение. Кроме того, в то время как морфологические особенности, связанные с глубоководными Гидротермальные или гидратные выбросы газа относительно хорошо известны из-за их геологических и биологических свойств, исключениями являются морфологические особенности, связанные с более мелкими водами, за исключением тех, которые происходят в Озере 12, имеется относительно мало записей. Здесь мы представляем новые батиметрические, сейсмические, водные и геохимические данные для подводного, морфологически и структурно сложного региона, затронутого выбросами газа в Неаполитанском заливе (Южная Италия), примерно в 5 км от порта Неаполя. Эти данные были собраны во время круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) на борту НИС «Урания». Мы описываем и интерпретируем морское дно и подповерхностные структуры, где происходят выбросы газа, исследуем источники вентилирующих жидкостей, идентифицируем и характеризуем механизмы, которые регулируют подъем газа и связанную с этим деформацию, а также обсуждаем воздействие вулканологии.
Неаполитанский залив образует плио-четвертичную западную окраину, вытянутую с северо-запада на юго-восток тектоническую депрессию Кампания13,14,15. К востоку от Искьи (ок. 150-1302 гг. н. э.), кратер Кампи-Флегре (ок. 300-1538 гг.) и Сома-Везувий (от <360 до 1944 гг.). Расположение ограничивает залив северной частью н. э.)15, в то время как юг граничит с полуостровом Сорренто (рис. 1а). Неаполитанский залив подвержен влиянию преобладающих северо-восточно-юго-западных и вторичных северо-западно-юго-восточных значительных разломов (рис. 1)14,15. Искья, Кампи-Флегреи и Сомма-Везувий характеризуются гидротермальными проявлениями, деформацией грунта и мелкой сейсмичностью16,17,18 (например, турбулентное событие в Кампи-Флегреи в 1982-1984 гг., с подъемом на 1,8 м и тысячами землетрясений). Недавние исследования19,20 предполагают, что может существовать связь между динамикой Сома-Везувия и динамикой Кампи-Флегре, возможно, связанная с «глубокими» едиными магматическими резервуарами. Вулканическая активность и колебания уровня моря в последние 36 тыс. лет на Кампи-Флегрей и 18 тыс. лет на Сомма-Везувий контролировали осадочную систему Неаполитанского залива. Низкий уровень моря во время последнего ледникового максимума (18 тыс. лет) привел к регрессии прибрежно-мелководной осадочной системы, которая впоследствии была заполнена трансгрессивными событиями в позднем плейстоцене-голоцене. Подводные выбросы газа были обнаружены вокруг острова Искья и у побережья Кампи-Флегре и около горы Сома-Везувий (рис. 1b).
(а) Морфологическое и структурное расположение континентального шельфа и Неаполитанского залива 15, 23, 24, 48. Точки — основные центры подводных извержений; Красные линии обозначают основные разломы. (b) Батиметрия Неаполитанского залива с обнаруженными выходами жидкости (точки) и следами сейсмических линий (черные линии). Желтые линии — это траектории сейсмических линий L1 и L2, представленные на рисунке 6. Границы куполообразных структур Банко делла Монтанья (BdM) обозначены синими пунктирными линиями на (a, b). Желтые квадраты обозначают местоположение акустических профилей водной толщи, а кадры CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV представлены на рисунке 5. Желтый круг обозначает местоположение выброса проб газа, а его состав показан в таблице S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) использует графику, созданную Surfer® 13.
На основе данных, полученных во время круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) (см. Методы), была построена новая цифровая модель рельефа (ЦМР) Неаполитанского залива с разрешением 1 м. ЦМР показывает, что морское дно к югу от порта Неаполя характеризуется пологой поверхностью, обращенной на юг (уклон ≤3°), прерываемой куполообразной структурой размером 5,0 × 5,3 км, известной среди местных жителей как Банко делла Монтанья (БДМ).Рис. 1a,b). BdM развивается на глубине около 100–170 метров, на высоте 15–20 метров над окружающим морским дном. Купол BdM имел курганообразную морфологию из-за 280 субкруглых или овальных курганов (рис. 2a), 665 конусов и 30 ям (рис. 3 и 4). Курган имел максимальную высоту и окружность 22 м и 1800 м соответственно. Округлость [C = 4π(площадь/периметр2)] курганов уменьшалась с увеличением периметра (рис. 2b). Осевые соотношения для курганов варьировались от 1 до 6,5, при этом курганы с осевым соотношением >2 показывали предпочтительное простирание N45°E + 15° и более рассеянное вторичное, более рассеянное простирание N105°E - N145°E (рис. 2c). На плоскости BdM и на вершине холма имеются одиночные или выровненные конусы (рис. 3a, b). Конические расположения следуют расположению холмов, на которых они расположены. Оспины обычно располагаются на плоском морском дне (рис. 3c) и иногда на холмах. Пространственная плотность конусов и оспин показывает, что преобладающее выравнивание NE-SW определяет северо-восточные и юго-западные границы купола BdM (рис. 4a, b); менее протяженный маршрут NW-SE расположен в центральной области BdM.
(a) Цифровая модель рельефа (размер ячейки 1 м) купола Банко делла Монтанья (BdM). (b) Периметр и округлость курганов BdM. (c) Осевое отношение и угол (ориентация) большой оси эллипса наилучшего соответствия, окружающего курган. Стандартная ошибка цифровой модели рельефа составляет 0,004 м; стандартные ошибки периметра и округлости составляют 4,83 м и 0,01 соответственно, а стандартные ошибки осевого отношения и угла составляют 0,04 и 3,34° соответственно.
Подробная информация об идентифицированных конусах, кратерах, холмах и ямках в регионе BdM, извлеченная из DTM на рисунке 2.
(a) Выравнивающие конусы на плоском морском дне; (b) конусы и кратеры на тонких холмах, простирающихся с северо-запада на юго-восток; (c) оспины на слегка наклонной поверхности.
(a) Пространственное распределение обнаруженных кратеров, ям и активных газовых выбросов. (b) Пространственная плотность кратеров и ям, указанных в (a) (количество/0,2 км2).
Мы идентифицировали 37 газообразных выбросов в регионе BdM с помощью изображений эхолота водной толщи ROV и прямых наблюдений за морским дном, полученных во время круиза SAFE_2014 в августе 2014 года (рисунки 4 и 5). Акустические аномалии этих выбросов показывают вертикально вытянутые формы, поднимающиеся от морского дна, по вертикали от 12 до примерно 70 м (рис. 5a). В некоторых местах акустические аномалии образовывали почти непрерывный «поезд». Наблюдаемые пузырьковые шлейфы сильно различаются: от непрерывных плотных пузырьковых потоков до кратковременных явлений (дополнительный фильм 1). Осмотр ROV позволяет визуально проверить наличие выходов жидкости на морском дне и выделить небольшие оспины на морском дне, иногда окруженные красными или оранжевыми отложениями (рис. 5b). В некоторых случаях каналы ROV реактивируют выбросы. Морфология выхода показывает круглое отверстие в верхней части без вспышки в водной толще. Уровень pH в водной толще непосредственно над точкой сброса показал значительное падение, что указывает на более кислые условия локально (рис. 5c, d). В частности, pH над газовым выбросом BdM на глубине 75 м снизился с 8,4 (на глубине 70 м) до 7,8 (на глубине 75 м) (рис. 5c), тогда как другие участки в Неаполитанском заливе имели значения pH от 0 до 160 м в интервале глубин от 8,3 до 8,5 (рис. 5d). Значительные изменения температуры и солености морской воды отсутствовали на двух участках внутри и за пределами области BdM Неаполитанского залива. На глубине 70 м температура составляет 15 °C, а соленость составляет около 38 PSU (рис. 5c, d). Измерения pH, температуры и солености показали: а) участие кислых жидкостей, связанных с процессом дегазации BdM, и б) отсутствие или очень медленный выброс термальных жидкости и рассолы.
(a) Окно сбора данных акустического профиля водной толщи (эхолот Simrad EK60). Вертикальная зеленая полоса, соответствующая газовому факелу, обнаруженному на выходе жидкости EM50 (примерно 75 м ниже уровня моря), расположенном в регионе BdM; также показаны мультиплексные сигналы дна и морского дна (b), собранные с помощью дистанционно управляемого транспортного средства в регионе BdM. На единственной фотографии показан небольшой кратер (черный круг), окруженный красно-оранжевым осадком. (c, d) Данные многопараметрического зонда CTD, обработанные с использованием программного обеспечения SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Шаблоны выбранных параметров (соленость, температура, pH и кислород) водной толщи над выходом жидкости EM50 (панель c) и за пределами области выхода Bdm, панель (d).
Мы собрали три образца газа из исследуемой области в период с 22 по 28 августа 2014 года. Эти образцы показали схожий состав, в котором преобладает CO2 (934-945 ммоль/моль), за которым следуют соответствующие концентрации N2 (37-43 ммоль/моль), CH4 (16-24 ммоль/моль) и H2S (0,10 ммоль/моль) -0,44 ммоль/моль), в то время как H2 и He были менее распространены (<0,052 и <0,016 ммоль/моль соответственно) (рис. 1b; таблица S1, дополнительный фильм 2). Также были измерены относительно высокие концентрации O2 и Ar (до 3,2 и 0,18 ммоль/моль соответственно). Сумма легких углеводородов колеблется от 0,24 до 0,30 ммоль/моль и состоит из алканов C2-C4, ароматических соединений (в основном бензола), пропена и серосодержащих соединения (тиофен). Значение 40Ar/36Ar согласуется с воздухом (295,5), хотя образец EM35 (купол BdM) имеет значение 304, показывая небольшое превышение 40Ar. Отношение δ15N было выше, чем для воздуха (до +1,98% по сравнению с воздухом), в то время как значения δ13C-CO2 варьировались от -0,93 до 0,44% по сравнению с V-PDB. Значения R/Ra (после коррекции на загрязнение воздуха с использованием отношения 4He/20Ne) составляли от 1,66 до 1,94, что указывает на присутствие большой доли мантийного He. Объединив изотоп гелия с CO2 и его стабильным изотопом 22, можно дополнительно прояснить источник выбросов в BdM. На карте CO2 для CO2/3He в зависимости от δ13C (рис. 6) состав газа BdM сравнивается с составом фумарол Искья, Кампи Флегрей и Сомма-Везувий. На рисунке 6 также показаны теоретические линии смешения между тремя различными источниками углерода, которые могут участвовать в образовании газа BdM: расплавы, полученные из растворенной мантии, осадки, богатые органикой, и карбонаты. Образцы BdM попадают на линию смешения, изображенную тремя вулканами Кампании, то есть смешивание между мантийными газами (которые, как предполагается, слегка обогащены углекислым газом по сравнению с классическими MORB с целью подгонки данных) и реакциями, вызванными декарбонизацией земной коры. Образовавшийся газ образует породу.
Для сравнения приведены гибридные линии между составом мантии и конечными членами известняка и органических осадков. Ящики представляют области фумарол Искьи, Кампи Флегрей и Сомма-Везвий 59, 60, 61. Образец BdM находится в смешанном тренде вулкана Кампания. Конечный член смешанной линии имеет мантийное происхождение, то есть газ, образующийся в результате реакции декарбонизации карбонатных минералов.
Сейсмические разрезы L1 и L2 (рис. 1b и 7) показывают переход между BdM и дистальными стратиграфическими последовательностями вулканических регионов Сомма-Везувий (L1, рис. 7a) и Кампи Флегрей (L2, рис. 7b). BdM характеризуется наличием двух основных сейсмических формаций (MS и PS на рис. 7). Верхняя (MS) показывает субпараллельные отражатели высокой или умеренной амплитуды и латеральную непрерывность (рис. 7b,c). Этот слой включает морские отложения, перетащенные системой последнего ледникового максимума (LGM), и состоит из песка и глины23. Нижележащий слой PS (рис. 7b–d) характеризуется хаотичной до прозрачной фазой в форме колонн или песочных часов. Верхняя часть осадков PS образовала холмы морского дна (рис. 7d). Эти диапироподобные геометрии демонстрируют внедрение прозрачного материала PS в самый верхний MS отложения. Поднятие ответственно за образование складок и разломов, которые влияют на слой MS и перекрывающие его современные отложения морского дна BdM (рис. 7b–d). Стратиграфический интервал MS четко расслаивается в ENE-части разреза L1, в то время как он белеет по направлению к BdM из-за наличия газонасыщенного слоя (GSL), покрытого некоторыми внутренними уровнями последовательности MS (рис. 7a). Гравитационные керны, собранные в верхней части BdM, соответствующие прозрачному сейсмическому слою, указывают на то, что самые верхние 40 см состоят из песка, отложившегося недавно и по настоящее время; )24,25 и фрагменты пемзы от эксплозивного извержения Кампи Флегрей «Неаполитанского желтого туфа» (14,8 тыс. лет назад)26. Прозрачная фаза слоя PS не может быть объяснена только хаотическими процессами смешивания, поскольку хаотические слои, связанные с оползнями, грязевыми потоками и пирокластическими потоками, обнаруженными за пределами BdM в Неаполитанском заливе, акустически непрозрачны21,23,24. Мы приходим к выводу, что наблюдаемые сейсмические фации BdM PS, а также внешний вид подводного обнажения слоя PS (рис. 7d) отражают подъем природного газа.
(a) Одноканальный сейсмический профиль L1 (навигационная трасса на рис. 1b), показывающий столбчатое (пагодное) пространственное расположение. Пагода состоит из хаотичных отложений пемзы и песка. Газонасыщенный слой, который существует под пагодой, нарушает непрерывность более глубоких образований. (b) Одноканальный сейсмический профиль L2 (навигационная трасса на рис. 1b), подчеркивающий врез и деформацию холмов морского дна, морских (MS) и отложений пемзового песка (PS). (c) Детали деформации в MS и PS представлены в (c, d). Предполагая, что скорость 1580 м/с в самом верхнем слое осадка, 100 мс представляют собой около 80 м в вертикальном масштабе.
Морфологические и структурные характеристики BdM аналогичны другим подводным гидротермальным и газогидратным месторождениям во всем мире2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и часто связаны с поднятиями (своды и курганы) и газовыми выбросами (конусы, ямы). Выровненные по BdM конусы и ямы, а также удлиненные курганы указывают на структурно контролируемую проницаемость (рисунки 2 и 3). Пространственное расположение курганов, ям и активных жерл предполагает, что их распределение частично контролируется ударными трещинами СЗ-ЮВ и СВ-ЮЗ (рис. 4b). Это предпочтительные простирания систем разломов, влияющих на вулканические области Кампи-Флегрей и Сомма-Везувий, а также Неаполитанский залив. В частности, структура первой контролирует местоположение гидротермального выброса из кратера Кампи-Флегрей35. Поэтому мы приходим к выводу, что Разломы и трещины в Неаполитанском заливе представляют собой предпочтительный маршрут миграции газа на поверхность, что является особенностью других структурно контролируемых гидротермальных систем36,37. Примечательно, что конусы и ямы BdM не всегда были связаны с насыпями (рис. 3a,c). Это говорит о том, что эти насыпи не обязательно являются предшественниками образования ям, как предполагали другие авторы для зон газогидратов32,33. Наши выводы подтверждают гипотезу о том, что разрушение купольных осадков морского дна не всегда приводит к образованию ям.
Три собранных газообразных выброса показывают химические сигнатуры, типичные для гидротермальных жидкостей, а именно, в основном CO2 со значительными концентрациями восстановительных газов (H2S, CH4 и H2) и легких углеводородов (особенно бензола и пропилена)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (таблица S1). Присутствие атмосферных газов (таких как O2), которые, как ожидается, не будут присутствовать в подводных выбросах, может быть связано с загрязнением от воздуха, растворенного в морской воде, вступающего в контакт с газами, хранящимися в пластиковых ящиках, используемых для отбора проб, когда ROV извлекаются со дна океана в море для восстания. Наоборот, положительные значения δ15N и высокое N2/Ar (до 480), значительно превышающее ASW (вода, насыщенная воздухом), предполагают, что большая часть N2 производится из внеатмосферных источников, что согласуется с преобладающим гидротермальным происхождением этих газов. Гидротермально-вулканическое происхождение BdM газ подтверждается содержанием CO2 и He и их изотопными сигнатурами. Изотопы углерода (δ13C-CO2 от -0,93% до +0,4%) и значения CO2/3He (от 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) предполагают, что образцы BdM принадлежат к смешанному тренду фумарол вокруг конечных членов мантии Неаполитанского залива и декарбонизации. Связь между газами, полученными в результате реакции (рисунок 6). Более конкретно, образцы газа BdM расположены вдоль тренда смешения примерно в том же месте, что и флюиды из соседних вулканов Кампи Флегрей и Сомма-Везувий. Они более корковые, чем фумаролы Искьи, которые находятся ближе к концу мантии. Сомма-Везувий и Кампи Флегрей имеют более высокие значения 3He/4He (R/Ra между 2,6 и 2,9), чем BdM (R/Ra между 1,66 и 1,96; Таблица S1). Это говорит о том, что добавление и накопление радиогенного Не произошло из того же источника магмы, который питал вулканы Сомма-Везувий и Кампи-Флегрей. Отсутствие обнаруживаемых фракций органического углерода в выбросах BdM говорит о том, что органические отложения не участвуют в процессе дегазации BdM.
На основании приведенных выше данных и результатов экспериментальных моделей куполообразных структур, связанных с подводными газоносными регионами, глубокое газовое давление может быть ответственно за образование куполов BdM километрового масштаба. Чтобы оценить избыточное давление Pdef, приводящее к своду BdM, мы применили модель механики тонкой пластины33,34, предполагая на основе собранных морфологических и сейсмических данных, что свод BdM представляет собой субкруглый слой радиусом a, большим, чем деформированное мягкое вязкое отложение. Максимальное вертикальное смещение w и толщина h (дополнительный рис. S1). Pdef - это разница между полным давлением и статическим давлением горных пород плюс давление столба воды. В BdM радиус составляет около 2500 м, w - 20 м, а максимальное значение h, оцененное по сейсмическому профилю, составляет около 100 м. Мы вычисляем Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 из соотношения, где D - изгибное жесткость; D определяется как (E h3)/[12(1 – ν2)], где E — модуль Юнга отложения, ν — коэффициент Пуассона (~0,5)33. Поскольку механические свойства осадков BdM не могут быть измерены, мы устанавливаем E = 140 кПа, что является разумным значением для прибрежных песчаных отложений47, подобных BdM14,24. Мы не рассматриваем более высокие значения E, указанные в литературе для илисто-глинистых отложений (300 < E < 350 000 кПа)33,34, поскольку отложения BDM состоят в основном из песка, а не из ила или илистой глины24. Мы получаем Pdef = 0,3 Па, что согласуется с оценками процессов подъема морского дна в средах газогидратных бассейнов, где Pdef варьируется от 10-2 до 103 Па, а более низкие значения представляют низкое отношение w/a и/или что. В BdM снижение жесткости из-за локального газонасыщения осадка и/или появления ранее существовавших трещин также может способствовать разрушению и последующему выделению газа, что позволяет сформировать наблюдаемые вентиляционные структуры. Собранные отраженные сейсмические профили (рис. 7) показали, что осадки PS были подняты из GSL, выталкивая вверх вышележащие морские осадки MS, что привело к образованию насыпей, складок, разломов и осадочных разрезов (рис. 7b,c). Это говорит о том, что пемза возрастом от 14,8 до 12 тыс. лет проникла в более молодой слой MS посредством процесса транспортировки газа вверх. Морфологические особенности структуры BdM можно рассматривать как результат избыточного давления, созданного выбросом жидкости, произведенным GSL. Учитывая, что активный выброс можно увидеть со дна моря до более чем 170 м над уровнем моря48, мы предполагаем, что избыточное давление жидкости в пределах GSL превышает 1700 кПа. Восходящая миграция Газы в осадках также оказали влияние на очистку материала, содержащегося в MS, что объясняет наличие хаотичных осадков в гравитационных кернах, отобранных на BdM25. Кроме того, избыточное давление GSL создает сложную систему трещин (полигональный разлом на рис. 7b). В совокупности эта морфология, структура и стратиграфическое оседание, называемые «пагодами»49,50, изначально приписывались вторичным эффектам старых ледниковых образований и в настоящее время интерпретируются как эффекты поднимающегося газа31,33 или эвапоритов50. На континентальной окраине Кампании испарительные осадки редки, по крайней мере, в пределах самых верхних 3 км земной коры. Поэтому механизм роста пагод BdM, вероятно, контролируется подъемом газа в осадках. Этот вывод подтверждается прозрачными сейсмическими фациями пагоды (рис. 7), а также данными гравитационного керна, как сообщалось ранее24, где современный песок извергается с «Pomici Principali»25 и «Naples Yellow Tuff»26 Кампи Флегрей. Кроме того, отложения PS вторглись в самый верхний слой MS и деформировали его (рис. 7d). Такое структурное расположение предполагает, что пагода представляет собой восходящее сооружение, а не просто газопровод. Таким образом, два основных процесса управляют образованием пагоды: а) плотность мягкого осадка уменьшается по мере поступления газа снизу; б) смесь газа и осадка поднимается, что является наблюдаемой причиной складчатости, разломов и трещин в отложениях MS (рисунок 7). Похожий механизм формирования был предложен для пагод, связанных с газовыми гидратами в море Южная Скотия (Антарктида). Пагоды BdM появлялись группами в холмистых районах, и их вертикальная протяженность в среднем составляла 70–100 м за время прохождения в обе стороны (TWTT) (рисунок 7a). Из-за наличия волнистости MS и с учетом стратиграфии гравитационного ядра BdM мы предполагаем, что возраст формирования структур пагод составляет менее 14–12 тыс. лет назад. Более того, рост этих структур все еще активен (рисунок 7d), поскольку некоторые пагоды вторглись в лежащий выше современный песок BdM и деформировали его (рисунок 7d).
Неспособность пагоды пересечь современное морское дно указывает на то, что (a) подъем газа и/или локальное прекращение смешивания газа и осадка, и/или (b) возможный боковой поток смеси газа и осадка не допускает локализованного процесса избыточного давления. Согласно модели теории диапира52, боковой поток демонстрирует отрицательный баланс между скоростью подачи смеси грязи и газа снизу и скоростью, с которой пагода движется вверх. Уменьшение скорости подачи может быть связано с увеличением плотности смеси из-за исчезновения подачи газа. Результаты, обобщенные выше, и подъем пагоды, контролируемый плавучестью, позволяют нам оценить высоту столба воздуха hg. Плавучесть определяется как ΔP = hgg (ρw – ρg), где g — сила тяжести (9,8 м/с2), а ρw и ρg — плотности воды и газа соответственно. ΔP — сумма ранее рассчитанных Pdef и литостатическое давление Plith осадочной плиты, т. е. ρsg h, где ρs — плотность осадка. В этом случае значение hg, необходимое для желаемой плавучести, определяется по формуле hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. В BdM мы устанавливаем Pdef = 0,3 Па и h = 100 м (см. выше), ρw = 1030 кг/м3, ρs = 2500 кг/м3, ρg пренебрежимо мало, поскольку ρw ≫ρg. Получаем hg = 245 м, значение, представляющее глубину дна GSL. ΔP составляет 2,4 МПа, что является избыточным давлением, необходимым для прорыва морского дна BdM и образования отверстий.
Состав газа BdM согласуется с мантийными источниками, измененными добавлением флюидов, связанных с реакциями декарбонизации пород земной коры (рис. 6). Грубое выравнивание куполов BdM и активных вулканов, таких как Искья, Кампи-Флегре и Сома-Везувий, в направлении с востока на запад, а также состав выделяемых газов позволяют предположить, что газы, выделяемые из мантии под всем вулканическим регионом Неаполя, смешиваются. Все больше и больше коровых флюидов перемещается с запада (Искья) на восток (Сомма-Везувий) (рис. 1b и 6).
Мы пришли к выводу, что в Неаполитанском заливе, в нескольких километрах от порта Неаполя, имеется куполообразная структура шириной 25 км2, на которую влияет активный процесс дегазации и которая вызвана размещением пагод и курганов. В настоящее время сигнатуры BdM предполагают, что немагматическая турбулентность53 может предшествовать эмбриональному вулканизму, т. е. раннему выбросу магмы и/или термальных жидкостей. Необходимо осуществлять мониторинговые мероприятия для анализа эволюции явлений и обнаружения геохимических и геофизических сигналов, указывающих на потенциальные магматические возмущения.
Акустические профили водной толщи (2D) были получены во время круиза SAFE_2014 (август 2014 г.) на исследовательском судне Urania (CNR) Национальным исследовательским советом Института прибрежной морской среды (IAMC). Акустическая выборка выполнялась с помощью научного лучеделительного эхолота Simrad EK60, работающего на частоте 38 кГц. Акустические данные записывались со средней скоростью около 4 км. Собранные изображения эхолота использовались для идентификации сбросов жидкости и точного определения их местоположения в области сбора (от 74 до 180 м над уровнем моря). Измерение физических и химических параметров в водной толще с помощью многопараметрических зондов (проводимость, температура и глубина, CTD). Данные собирались с помощью зонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) и обрабатывались с помощью программного обеспечения SBED-Win32 (Seasave, версия 7.23.2). Визуальный осмотр морского дна проводился с помощью «Pollux Устройство ROV (дистанционно управляемый аппарат) «III» (GEItaliana) с двумя камерами (низкой и высокой четкости).
Сбор данных многолучевым методом выполнялся с использованием многолучевой гидролокационной системы Simrad EM710 100 кГц (Kongsberg). Система связана с дифференциальной глобальной системой позиционирования для обеспечения субметровых ошибок в позиционировании луча. Акустический импульс имеет частоту 100 кГц, импульс срабатывания 150° градусов и полное раскрытие 400 лучей. Измерение и применение профилей скорости звука в реальном времени во время сбора данных. Обработка данных производилась с использованием программного обеспечения PDS2000 (Reson-Thales) в соответствии со стандартом Международной гидрографической организации (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) для навигации и коррекции приливов. Подавление шума из-за случайных скачков прибора и некачественного исключения луча выполнялось с помощью инструментов редактирования полосы и удаления скачков. Непрерывное обнаружение скорости звука выполняется килевой станцией, расположенной рядом с многолучевым преобразователем, и получает и применяет профили скорости звука в реальном времени в толще воды каждые 6-8 часов для получения данных о скорости звука в реальном времени для правильного управления лучом. Весь набор данных охватывает площадь около 440 км2 (глубина 0-1200 м). Данные использовались для создания цифровой модели рельефа (ЦМР) с высоким разрешением, характеризующейся размером ячейки сетки 1 м. Окончательная ЦМР (рис. 1а) была создана с использованием данных о рельефе (>0 м над уровнем моря), полученных с размером ячейки сетки 20 м Итальянским военно-геологическим институтом.
55-километровый профиль одноканальных сейсмических данных высокого разрешения, собранный во время безопасных океанских круизов в 2007 и 2014 годах, покрыл площадь около 113 квадратных километров, оба на НИС «Урания». Профили Marisk (например, сейсмический профиль L1, рис. 1b) были получены с помощью системы бумеров IKB-Seistec. Устройство сбора данных состоит из катамарана длиной 2,5 м, в котором размещены источник и приемник. Сигнатура источника состоит из одного положительного пика, который характеризуется в диапазоне частот 1–10 кГц и позволяет разрешать отражатели, разделенные 25 см. Безопасные сейсмические профили были получены с помощью сейсмического источника Geospark с несколькими наконечниками 1,4 кДж, сопряженного с программным обеспечением Geotrace (система морских исследований Geo Marine Survey System). Система состоит из катамарана, содержащего источник 1–6,02 кГц, который проникает до 400 миллисекунд в мягкие отложения. ниже морского дна с теоретическим вертикальным разрешением 30 см. Оба устройства Safe и Marsik были получены с частотой 0,33 кадра/сек при скорости судна <3 узлов. Данные были обработаны и представлены с помощью программного обеспечения Geosuite Allworks со следующим рабочим процессом: коррекция расширения, подавление шума водной толщи, полосовая БИХ-фильтрация 2–6 кГц и АРУ.
Газ из подводной фумаролы собирался на морском дне с помощью пластиковой коробки, оснащенной резиновой диафрагмой на верхней стороне, помещенной вверх дном ROV над вентиляционным отверстием. После того, как пузырьки воздуха, поступающие в коробку, полностью вытесняют морскую воду, ROV возвращается на глубину 1 м, и водолаз переносит собранный газ через резиновую перегородку в две предварительно откачанные стеклянные колбы объемом 60 мл, оснащенные тефлоновыми кранами, в одну из которых было добавлено 20 мл 5N раствора NaOH (колба типа Гегенбаха). Основные виды кислых газов (CO2 и H2S) растворяются в щелочном растворе, в то время как виды газов с низкой растворимостью (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и легкие углеводороды) хранятся в свободном пространстве пробоотборной бутылки. Неорганические газы с низкой растворимостью анализировались методом газовой хроматографии (ГХ) с использованием Shimadzu 15A, оснащенного молекулярным ситом 5A длиной 10 м. колонка и детектор теплопроводности (ДТП) 54. Аргон и O2 анализировали с помощью газового хроматографа Thermo Focus, оснащенного колонкой с капиллярным молекулярным ситом длиной 30 м и ДТП. Метан и легкие углеводороды анализировали с помощью газового хроматографа Shimadzu 14A, оснащенного колонкой из нержавеющей стали длиной 10 м, заполненной сеткой Chromosorb PAW 80/100, покрытой 23% SP 1700, и пламенно-ионизационным детектором (ПИД). Жидкую фазу использовали для анализа 1) CO2, как, титрованного 0,5 N раствором HCl (Metrohm Basic Titrino) и 2) H2S, как, после окисления 5 мл H2O2 (33%), с помощью ионной хроматографии (ИХ) (ИХ) (Wantong 761). Аналитическая погрешность титрования, ГХ и ИХ анализа составляет менее 5%. После стандартных процедур экстракции и очистки газовых смесей, 13C/12C CO2 (выраженный как δ13C-CO2% и V-PDB) анализировали с помощью масс-спектрометра Finningan Delta S55,56. Стандартами, использованными для оценки внешней точности, были мрамор Каррара и Сан-Винченцо (внутренний), NBS18 и NBS19 (международный), в то время как аналитическая погрешность и воспроизводимость составляли ±0,05% и ±0,1% соответственно.
Значения δ15N (выраженные в % по отношению к воздуху) и 40Ar/36Ar определялись с использованием газового хроматографа (ГХ) Agilent 6890 N, соединенного с масс-спектрометром непрерывного потока Finnigan Delta plusXP. Погрешность анализа составляет: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Соотношение изотопов He (выраженное как R/Ra, где R — это 3He/4He, измеренное в образце, а Ra — это то же самое отношение в атмосфере: 1,39 × 10−6)57 определялось в лаборатории INGV-Palermo (Италия). 3He, 4He и 20Ne определялись с использованием двухколлекторного масс-спектрометра (Helix SFT-GVI)58 после разделения He и Ne. Погрешность анализа ≤ 0,3%. Типичные бланки для He и Ne <10-14 и <10-16 моль соответственно.
Как цитировать эту статью: Пассаро, С. и др. Подъем морского дна, вызванный процессом дегазации, свидетельствует о зарождающейся вулканической активности вдоль побережья. Science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геология и биология современных и древних углеводородных просачиваний и источников на морском дне: введение. Географический океан Райт. 14, 69–73 (1994).
Полл, К.К. и Диллон, В.П. Глобальное распространение газовых гидратов. В Квенволдене, К.А. и Лоренсоне, Т.Д. (ред.) 3–18 (Природные газовые гидраты: распространение, распространение и обнаружение. Геофизическая монография 124 Американского геофизического союза, 2001).
Фишер, А. Т. Геофизические ограничения гидротермальной циркуляции. В: Хальбах, П. Э., Танниклифф, В. и Хайн, Дж. Р. (ред.) 29–52 (Отчет семинара в Дареме, Энерго- и массообмен в морских гидротермальных системах, Издательство Даремского университета, Берлин (2003) ).
Куму, Д., Драйснер, Т. и Хайнрих, К. Структура и динамика гидротермальных систем срединно-океанических хребтов. Science 321, 1825–1828 (2008).
Босвелл, Р. и Коллетт, Т.С. Современные взгляды на ресурсы газогидратов, энергетику и науку об окружающей среде.4, 1206–1215 (2011).
Эванс, Р. Дж., Дэвис, Р. Дж. и Стюарт, С. А. Внутренняя структура и история извержений системы грязевых вулканов километрового масштаба в Южном Каспийском море. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. и др. Особенности морского дна, связанные с просачиванием углеводородов из глубоководных карбонатных грязевых холмов в заливе Кадис: от грязевого потока до карбонатных отложений. География. Март. Райт. 27, 237–247 (2007).
Мосс, Дж. Л. и Картрайт, Дж. Трехмерное сейсмическое изображение километровых трубопроводов для сброса жидкости у побережья Намибии. Бассейновый резервуар 22, 481–501 (2010).
Андресен, К. Дж. Характеристики потока жидкости в системах нефте- и газопроводов: что они говорят нам об эволюции бассейна? Март Геология. 332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрайт, Дж. А. и Имберт, П. Вертикальная эволюция структуры разгрузки флюида неогенового четвертичного периода в связи с потоками газа в бассейне Нижнего Конго, на шельфе Анголы. Март Геология. 332–334, 40–55 (2012).
Джонсон, С.Й. и др. Гидротермальная и тектоническая активность в северной части озера Йеллоустоун, Вайоминг. Геология. Социалистическая партия. Да. Бюллетень. 115, 954–971 (2003).
Патакка, Э., Сартори, Р. и Скандоне, П. Тирренский бассейн и Апеннинская дуга: кинематические связи с позднего тотона. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Милия и др. Тектоническая и земная структура на континентальной окраине Кампании: связь с вулканической активностью. минерал. бензин. 79, 33–47 (2003)
Пиочи, М., Бруно П.П. и Де Астис Г. Относительная роль рифтовой тектоники и процессов магматического поднятия: выводы из геофизических, структурных и геохимических данных в вулканическом регионе Неаполя (южная Италия). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворжак, Дж. Дж. и Мастролоренцо, Г. Механизмы недавнего вертикального движения земной коры в кратере Кампи Флегрей на юге Италии. Геология. Социалистическая партия. Да. Спецификация. 263, стр. 1-47 (1991).
Орси, Г. и др. Краткосрочная деформация грунта и сейсмичность во вложенном кратере Кампи Флегрей (Италия): пример активного восстановления массы в густонаселенной местности. Журнал.геотермальных.водохранилищ.91, 415–451 (1999)
Кузано, П., Петрозино, С. и Саккоротти, Дж. Гидротермальные истоки устойчивой долгосрочной 4D активности в вулканическом комплексе Кампи-Флегрей в Италии. J. Вулканический.геотермальный.резервуар.177, 1035–1044 (2008).
Паппалардо, Л. и Мастролоренцо, Г. Быстрая дифференциация в силлообразных магматических резервуарах: исследование случая кратера Кампи Флегрей. Наука. Отчет 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Уолтер, ТР и др. Временные ряды InSAR, корреляционный анализ и моделирование временной корреляции выявляют возможную связь Флегрейских полей и Везувия. J. Вулканический.геотермальный.резервуар.280, 104–110 (2014).
Милия, А. и Торренте, М. Структурное и стратиграфическое строение первой половины Тирренского грабена (Неаполитанский залив, Италия). Конструктивная физика 315, 297–314.
Сано, Й. и Марти, Б. Источники углерода в вулканическом пепле из Island Arcs. Химическая геология. 119, 265–274 (1995).
Милия, А. Дорн Стратиграфия каньона: реакция на падение уровня моря и тектонический подъем на внешнем континентальном шельфе (восточная окраина Тирренского моря, Италия). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).