Благодарим вас за посещение сайта Nature.com. Версия вашего браузера имеет ограниченную поддержку CSS. Для наилучшего взаимодействия с сайтом мы рекомендуем использовать обновленную версию браузера (или отключить режим совместимости в Internet Explorer). В настоящее время, для обеспечения дальнейшей поддержки, мы будем отображать сайт без стилей и JavaScript.
Мы представляем свидетельства активного поднятия морского дна и выбросов газа в нескольких километрах от порта Неаполя (Италия). Оспины, холмы и кратеры являются характерными особенностями морского дна. Эти образования представляют собой вершины мелководных структур земной коры, включая пагоды, разломы и складки, которые влияют на морское дно сегодня. Они зафиксировали подъем, повышение давления и выброс гелия и диоксида углерода в реакциях декарбонизации мантийных расплавов и пород земной коры. Эти газы, вероятно, аналогичны тем, которые питают гидротермальные системы Искьи, Кампи-Флегре и Сома-Везувия, что предполагает мантийный источник, смешанный с коровыми флюидами под Неаполитанским заливом. Подводное расширение и разрыв, вызванные процессом газового подъема и повышения давления, требуют избыточного давления в 2-3 МПа. Поднятия морского дна, разломы и выбросы газа являются проявлениями невулканических поднятий, которые могут предвещать извержения морского дна и/или гидротермальные взрывы.
Глубоководные гидротермальные выбросы (горячей воды и газа) являются распространенным явлением срединно-океанических хребтов и конвергентных границ плит (включая затопленные части островных дуг), тогда как холодные выбросы газовых гидратов (хлатратов) часто характерны для континентальных шельфов и пассивных окраин1, 2, 3, 4, 5. Наличие гидротермальных выбросов на морском дне в прибрежных районах подразумевает наличие источников тепла (резервуаров магмы) в континентальной коре и/или мантии. Эти выбросы могут предшествовать подъему магмы через верхние слои земной коры и завершаться извержением и образованием вулканических подводных гор6. Поэтому идентификация (а) морфологических особенностей, связанных с активной деформацией морского дна, и (б) газовых выбросов вблизи населенных прибрежных районов, таких как вулканический регион Неаполя в Италии (~1 миллион жителей), имеет решающее значение для оценки возможных вулканов. Кроме того, морфологические особенности, связанные с глубоководными гидротермальными выбросами, Выбросы гидратных газов относительно хорошо изучены благодаря их геологическим и биологическим свойствам, за исключением морфологических особенностей, связанных с более мелководьем, за исключением тех, которые встречаются в озере 12, где имеется относительно мало данных. Здесь мы представляем новые батиметрические, сейсмические, данные о водной толще и геохимические данные для подводного, морфологически и структурно сложного региона, подверженного выбросам газов в Неаполитанском заливе (Южная Италия), примерно в 5 км от порта Неаполя. Эти данные были собраны во время экспедиции SAFE_2014 (август 2014 г.) на борту научно-исследовательского судна «Урания». Мы описываем и интерпретируем структуры морского дна и подповерхностных слоев, где происходят выбросы газов, исследуем источники выходящих флюидов, выявляем и характеризуем механизмы, регулирующие подъем газа и связанную с этим деформацию, а также обсуждаем влияние вулканологии.
Неаполитанский залив образует плио-четвертичную западную окраину, вытянутую с северо-запада на юго-восток тектоническую депрессию Кампании13,14,15. К востоку-западу от Искьи (ок. 150-1302 гг. н.э.), кратера Кампи Флегре (ок. 300-1538 гг.) и Сома-Везувия (с <360-1944 гг.). Такое расположение ограничивает залив с севера (ок. н.э.)15, в то время как с юга он граничит с полуостровом Сорренто (рис. 1а). На Неаполитанский залив влияют преобладающие северо-восточно-юго-западные и вторичные северо-западно-юго-восточные значительные разломы (рис. 1)14,15. Искья, Кампи Флегре и Сома-Везувий характеризуются гидротермальными проявлениями, деформацией земной поверхности и неглубокой сейсмичностью16,17,18 (например, турбулентное событие в Кампи Флегре в 1982-1984 гг., с поднятием на 1,8 м и тысячами землетрясений). Недавние исследования19,20 предполагают, что может существовать связь между динамикой Сома-Везувия и Кампи-Флегре, возможно, связанная с «глубокими» едиными магматическими резервуарами. Вулканическая активность и колебания уровня моря в последние 36 тыс. лет Кампи-Флегре и 18 тыс. лет Сома-Везувия контролировали осадочную систему Неаполитанского залива. Низкий уровень моря во время последнего ледникового максимума (18 тыс. лет назад) привел к регрессии мелководной осадочной системы, которая впоследствии была заполнена трансгрессивными событиями в позднем плейстоцене-голоцене. Подводные газовые выбросы были обнаружены вокруг острова Искья, у побережья Кампи-Флегре и вблизи горы Сома-Везувий (рис. 1б).
(а) Морфологическое и структурное устройство континентального шельфа и Неаполитанского залива 15, 23, 24, 48. Точки обозначают основные центры подводных извержений; Красные линии обозначают основные разломы. (b) Батиметрия Неаполитанского залива с обнаруженными выходами флюидов (точки) и следами сейсмических линий (черные линии). Желтые линии — это траектории сейсмических линий L1 и L2, представленные на рисунке 6. Границы куполообразных структур Банка делла Монтанья (BdM) отмечены синими пунктирными линиями на рисунках (a,b). Желтые квадраты обозначают места расположения профилей акустической толщи воды, а кадры CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV представлены на рисунке 5. Желтый круг обозначает место выброса проб газа, а его состав показан в таблице S1. Компания Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) использует графику, сгенерированную программой Surfer® 13.
На основе данных, полученных во время экспедиции 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 Неаполитанского порта характеризуется пологим склоном, обращенным на юг (уклон ≤3°), прерываемым куполообразной структурой размером 5,0 × 5,3 км, известной в местном масштабе как Банко делла Монтанья (БдМ). 1a,b). Бульон BdM развивается на глубине около 100–170 метров, на 15–20 метров выше окружающего морского дна. Купол BdM имел холмообразную морфологию, образованную 280 субкруглыми или овальными буграми (рис. 2a), 665 конусами и 30 ямами (рис. 3 и 4). Максимальная высота и окружность бугра составляют 22 м и 1800 м соответственно. Круглость [C = 4π(площадь/периметр²)] бугров уменьшалась с увеличением периметра (рис. 2b). Осевые отношения для бугров варьировались от 1 до 6,5, при этом бугры с осевым отношением >2 демонстрировали предпочтительное направление N45°E + 15° и более рассеянное вторичное направление N105°E – N145°E (рис. 2c). На плоскости Бульвара Бурь-де-Мур и на вершине холма существуют одиночные или выровненные конусы (рис. 3a,b). Конические образования следуют за расположением холмов, на которых они находятся. Оспины обычно расположены на плоском морском дне (рис. 3c) и иногда на холмах. Пространственная плотность конусов и оспин показывает, что преобладающая ориентация с северо-востока на юго-запад ограничивает северо-восточную и юго-западную границы купола Бульвара Бурь-де-Мур (рис. 4a,b); менее протяженный маршрут с северо-запада на юго-восток расположен в центральной части Бульвара Бурь-де-Мур.
(a) Цифровая модель рельефа (размер ячейки 1 м) купола Банко делла Монтанья (БдМ). (b) Периметр и округлость холмов БдМ. (c) Осевое отношение и угол (ориентация) главной оси эллипса наилучшего соответствия, окружающего холм. 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.
Детали выявленных конусов, кратеров, холмов и ям в районе БдМ, извлеченные из цифровой модели рельефа на рисунке 2.
(a) Конусы ориентации на плоском морском дне; (b) конусы и кратеры на тонких холмах, ориентированных с северо-запада на юго-восток; (c) оспины на слегка наклоненной 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 выявили 37 газовых выбросов в районе БдМ по изображениям эхолота водной толщи, полученным с помощью подводного аппарата с дистанционным управлением (ROV), и прямым наблюдениям морского дна, проведенным во время экспедиции SAFE_2014 в августе 2014 года (рисунки 4 и 5). Акустические аномалии этих выбросов имеют вертикально вытянутую форму, поднимающуюся от морского дна на высоту от 12 до примерно 70 м (рис. 5а). В некоторых местах акустические аномалии образовывали почти непрерывный «шлейф». Наблюдаемые пузырьковые шлейфы сильно различаются: от непрерывных, плотных потоков пузырьков до кратковременных явлений (дополнительное видео 1). Инспекция с помощью ROV позволяет визуально подтвердить наличие гидротермальных источников на морском дне и выявить небольшие оспины на морском дне, иногда окруженные красными или оранжевыми отложениями (рис. 5б). В некоторых случаях каналы ROV активируют выбросы. Морфология источника показывает круглое отверстие сверху без расширения в водной толще. pH в водной толще непосредственно над точкой выброса значительно снизился, что указывает на более кислые условия. локально (рис. 5c,d). В частности, значение pH над местом выброса газа BdM на глубине 75 м снизилось с 8,4 (на глубине 70 м) до 7,8 (на глубине 75 м) (рис. 5c), тогда как на других участках Неаполитанского залива значения pH находились в диапазоне от 0 до 160 м, в интервале глубин от 8,3 до 8,5 (рис. 5d). Значительных изменений температуры и солености морской воды не наблюдалось на двух участках внутри и за пределами зоны BdM в Неаполитанском заливе. На глубине 70 м температура составляет 15 °C, а соленость — около 38 PSU (рис. 5c,d). Измерения pH, температуры и солености показали: а) участие кислых флюидов, связанных с процессом дегазации BdM, и б) отсутствие или очень медленный выброс термальных флюидов. рассол.
(a) Окно сбора данных акустического профиля водной толщи (эхометр Simrad EK60). Вертикальная зеленая полоса, соответствующая газовому факелу, обнаруженному на выходе жидкости EM50 (примерно на 75 м ниже уровня моря), расположенном в районе BdM; также показаны мультиплексные сигналы от дна и морского дна. (b) Собрано с помощью дистанционно управляемого аппарата в районе BdM. На отдельном фото показан небольшой кратер (черный круг), окруженный красными и оранжевыми отложениями. (c,d) Данные CTD многопараметрического зонда, обработанные с помощью 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 зоны выхода жидкости Bdm (панель d).
В период с 22 по 28 августа 2014 года мы отобрали три пробы газа из исследуемой области. Эти пробы показали сходный состав, в котором преобладал CO2 (934-945 ммоль/моль), за которым следовали 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, дополнительное видео 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 соединений. (тиофен). Значение 40Ar/36Ar соответствует воздуху (295,5), хотя образец EM35 (купол БдМ) имеет значение 304, что указывает на небольшой избыток 40Ar. Соотношение 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 соотношения 4He/20Ne) находились в диапазоне от 1,66 до 1,94, что указывает на присутствие большой доли мантийного гелия. Комбинируя изотоп гелия с CO2 и его стабильным изотопом 22, можно дополнительно уточнить источник выбросов в БдМ. На карте CO2 для CO2/3He в зависимости от δ13C (рис. На рисунке 6 состав газа BdM сравнивается с составом фумарол Искьи, Кампи Флегреи и Сомма-Везувия. На рисунке 6 также представлены теоретические линии смешивания между тремя различными источниками углерода, которые могут участвовать в образовании газа BdM: растворенными расплавами мантийного происхождения, богатыми органическими веществами осадочными породами и карбонатами. Образцы BdM попадают на линию смешивания, изображенную тремя вулканами Кампании, то есть смешивание мантийных газов (которые, как предполагается, слегка обогащены диоксидом углерода по сравнению с классическими MORB для целей подгонки данных) и реакций, вызванных декарбонизацией земной коры. В результате образуется газовая порода.
Для сравнения представлены гибридные линии между составом мантии и конечными членами известняка и органических отложений. На рисунках показаны фумарольные зоны Искьи, Кампи Флегреи и Сомма-Весвиуса 59, 60, 61. Образец BdM находится в смешанном тренде вулкана Кампания. Конечный газ смешанной линии имеет мантийное происхождение и представляет собой газ, образующийся в результате реакции обезуглероживания 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 Флегреи (L2, рис. 7b). BdM характеризуется наличием двух основных сейсмических формаций (MS и PS на рис. 7). Верхняя (MS) демонстрирует субпараллельные отражатели высокой и средней амплитуды и латеральной непрерывности (рис. 7b,c). Этот слой включает морские отложения, перенесенные системой последнего ледникового максимума (LGM), и состоит из песка и глины23. Подстилающий слой PS (рис. 7b–d) характеризуется хаотической или прозрачной фазой в форме колонн или песочных часов. Верхняя часть отложений PS образовала донные холмы (рис. 7d). Эти диапироподобные структуры демонстрируют внедрение прозрачного материала PS в самые верхние отложения MS. Поднятие ответственны за образование складок и разломов, которые затрагивают слой MS и вышележащие современные осадки морского дна BdM (рис. 7b–d). Стратиграфический интервал MS четко расслоен в восточно-северо-восточной части разреза L1, в то время как он бледнеет по направлению к BdM из-за наличия газонасыщенного слоя (GSL), перекрытого некоторыми внутренними уровнями последовательности MS (рис. 7a). Гравитационные керны, отобранные в верхней части BdM, соответствующей прозрачному сейсмическому слою, показывают, что верхние 40 см состоят из песка, отложенного относительно недавнего времени; )24,25 и фрагменты пемзы от взрывного извержения Кампи Флегреи «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, обнаруженные за пределами BdM в Неаполитанском заливе, акустически непрозрачны21,23,24. Мы заключаем, что наблюдаемые сейсмические фации BdM PS, а также появление подводного обнажения слоя PS (рис. 7d) отражают поднятие природного газа.
(a) Одноканальный сейсмический профиль L1 (навигационная трасса на рис. 1b), показывающий столбчатое (пагодообразное) пространственное расположение. Пагода состоит из хаотичных отложений пемзы и песка. Газонасыщенный слой, существующий под пагодой, нарушает непрерывность более глубоких формаций. (b) Одноканальный сейсмический профиль L2 (навигационная трасса на рис. 1b), демонстрирующий врезание и деформацию донных холмов, морских (MS) и пемзовых песчаных отложений (PS). (c) Детали деформации в MS и PS приведены на рисунках (c,d). Предполагая скорость 1580 м/с в верхнем слое осадка, 100 м/с соответствует примерно 80 м по вертикальной шкале.
Морфологические и структурные характеристики BdM схожи с другими подводными гидротермальными и газогидратными полями в мире2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и часто связаны с поднятиями (сводами и холмами) и выходом газа (конусами, ямами). Выровненные по BdM конусы и ямы, а также вытянутые холмы указывают на структурно контролируемую проницаемость (рисунки 2 и 3). Пространственное расположение холмов, ям и активных жерл предполагает, что их распределение частично контролируется ударными трещинами северо-запад-юго-востока и северо-восток-юго-запада (рис. 4b). Это предпочтительные направления систем разломов, затрагивающих вулканические районы Кампи Флегреи и Сомма-Везувий, а также Неаполитанский залив. В частности, структура первого контролирует местоположение гидротермального выхода из кратера Кампи Флегреи35. Поэтому мы приходим к выводу, что разломы и Трещины в Неаполитанском заливе представляют собой предпочтительный путь миграции газа к поверхности, что характерно и для других структурно контролируемых гидротермальных систем36,37. Примечательно, что конусы и ямки BdM не всегда были связаны с холмами (рис. 3a,c). Это говорит о том, что эти холмы не обязательно являются предшественниками образования ямок, как предполагали другие авторы для зон газовых гидратов32,33. Наши выводы подтверждают гипотезу о том, что разрушение осадочных пород купольного морского дна не всегда приводит к образованию ямок.
Три собранных образца газообразных выбросов демонстрируют химические характеристики, типичные для гидротермальных флюидов, 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 обусловлено загрязнением из воздуха, растворенного в морской воде, контактирующего с газами, хранящимися в пластиковых контейнерах, используемых для отбора проб, когда подводные аппараты с дистанционным управлением (ROV) извлекаются со дна океана в море для проведения работ. Напротив, положительные значения δ15N и высокое соотношение N2/Ar (до 480), значительно превышающее ASW (вода, насыщенная воздухом), предполагают, что большая часть N2 образуется из внеатмосферных источников, что согласуется с преобладающим гидротермальным происхождением этих газов. Гидротермально-вулканическое происхождение газа BdM подтверждено. на основе содержания CO2 и He и их изотопных характеристик. Изотопы углерода (δ13C-CO2 от -0,93% до +0,4%) и значения CO2/3He (от 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) указывают на то, что образцы BdM относятся к смешанному тренду фумарол вокруг мантийных конечных членов Неаполитанского залива и декарбонизации газов, образующихся в результате реакции (рис. 6). Более конкретно, газовые образцы BdM расположены вдоль тренда смешения примерно в том же месте, что и флюиды из соседних вулканов Кампи Флегреи и Сомма-Везувий. Они более коровые, чем фумаролы Искьи, которые находятся ближе к концу мантии. Сомма-Везувий и Кампи Флегреи имеют более высокие значения 3He/4He (R/Ra между 2,6 и 2,9), чем BdM (R/Ra от 1,66 до 1,96; Таблица S1). Это предполагает, что добавление и накопление радиогенного гелия происходило из того же источника магмы, который питал вулканы Сомма-Везувий и Кампи-Флегрей. Отсутствие обнаруживаемых фракций органического углерода в выбросах BdM предполагает, 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, глубинное повышение давления газа может быть причиной образования куполов BdM километрового масштаба. Для оценки избыточного давления Pdef, приводящего к образованию свода BdM, мы применили модель механики тонких пластин33,34, предполагая, исходя из собранных морфологических и сейсмических данных, что свод BdM представляет собой субкруглый лист радиусом a, больший, чем деформированный мягкий вязкий осадок. Вертикальное максимальное смещение w и толщина h (дополнительный рис. S1). Pdef — это разница между полным давлением и статическим давлением породы плюс давление водяного столба. В BdM радиус составляет около 2500 м, w — 20 м, а максимальная высота h, оцененная по сейсмическому профилю, составляет около 100 м. Мы рассчитываем Pdef = w 64 D/a4 из соотношения, где D — изгибная жесткость; D определяется по формуле (E h3)/[12(1 – ν2)], где E — модуль Юнга отложений, ν — коэффициент Пуассона (~0,5)33. Поскольку механические свойства отложений BdM не могут быть измерены, мы устанавливаем E = 140 кПа, что является разумным значением для прибрежных песчаных отложений 47, подобных BdM14,24. Мы не рассматриваем более высокие значения E, указанные в литературе для илистых 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 поднятия морского дна в условиях бассейнов газовых гидратов, где Pdef варьируется от 10⁻² до 10³ Па, причем более низкие значения представляют собой низкое соотношение воды и воды и/или В BdM снижение жесткости из-за локального насыщения осадка газом и/или появления ранее существовавших трещин также может способствовать разрушению и последующему высвобождению газа, что позволяет формировать наблюдаемые вентиляционные структуры. Собранные отраженные сейсмические профили (рис. 7) показали, что осадки PS были подняты из GSL, выталкивая вышележащие морские осадки MS, что привело к образованию холмов, складок, разломов и осадочных разрезов (рис. 7b,c). Это предполагает, что пемза возрастом от 14,8 до 12 тыс. лет внедрилась в более молодой слой MS посредством процесса восходящего переноса газа. Морфологические особенности структуры BdM можно рассматривать как результат избыточного давления, создаваемого разгрузкой флюидов, производимой GSL. Учитывая, что активная разгрузка наблюдается со дна моря на глубине более 170 м ниже уровня моря48, мы предполагаем, что избыточное давление флюидов внутри GSL превышает 1700 кПа. Восходящая миграция газов в Осадки также оказывали эффект вымывания материала, содержащегося в MS, что объясняет наличие хаотичных осадков в гравитационных кернах, отобранных на BdM25. Кроме того, избыточное давление GSL создает сложную систему разломов (полигональный разлом на рис. 7b). В совокупности эта морфология, структура и стратиграфическое расположение, называемые «пагодами»49,50, первоначально приписывались вторичным эффектам древних ледниковых образований, а в настоящее время интерпретируются как эффекты подъема газа31,33 или эвапоритов50. На континентальной окраине Кампании испарительные осадки редки, по крайней мере, в пределах 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 гравитационных кернов, как сообщалось ранее24, где происходит извержение современного песка. с «Pomici Principali»25 и «Naples Yellow Tuff»26 Campi Flegrei. Кроме того, отложения PS проникли в самый верхний слой MS и деформировали его (рис. 7d). Такое структурное расположение предполагает, что пагода представляет собой поднимающуюся структуру, а не просто газопровод. Таким образом, формирование пагоды определяется двумя основными процессами: а) плотность мягких отложений уменьшается по мере поступления газа снизу; б) Газоосадочная смесь поднимается, что приводит к наблюдаемым складкам, разломам и трещинам, вызывающим образование отложений MS (рис. 7). Аналогичный механизм образования был предложен для пагод, связанных с газовыми гидратами в Южном море Скотия (Антарктида). Пагоды BdM появились группами в холмистых районах, и их вертикальная протяженность в среднем составляла 70–100 м по времени двустороннего распространения (TWTT) (рис. 7а). Из-за наличия волнообразных изменений MS и с учетом стратиграфии гравитационного керна BdM мы предполагаем, что возраст образования пагодовых структур составляет менее 14–12 тыс. лет. Кроме того, рост этих структур все еще активен (рис. 7d), поскольку некоторые пагоды проникли в вышележащий современный песок BdM и деформировали его (рис. 7d).
Неспособность пагоды пересечь современное морское дно указывает на то, что (а) происходит подъем газа и/или локальное прекращение смешивания газа и осадка, и/или (б) возможное боковое течение смеси газа и осадка не позволяет локализовать процесс избыточного давления. Согласно модели теории диапира52, боковое течение демонстрирует отрицательное равновесие между скоростью поступления смеси грязи и газа снизу и скоростью подъема пагоды. Снижение скорости поступления может быть связано с увеличением плотности смеси из-за исчезновения поступления газа. Приведенные выше результаты и подъем пагоды, контролируемый плавучестью, позволяют оценить высоту воздушного столба hg. Плавучесть определяется формулой ΔP = hgg (ρw – ρg), где g — ускорение свободного падения (9,8 м/с²), а ρw и ρg — плотности воды и газа соответственно. ΔP — это 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 формулой hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. В BdM мы принимаем 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 разрушения морского дна BdM и образования гидротермальных источников.
Состав газа BdM соответствует мантийным источникам, измененным добавлением флюидов, связанных с реакциями декарбонизации коровых пород (рис. 6). Приблизительное расположение куполов BdM и действующих вулканов, таких как Искья, Кампи Флегре и Сома-Везувий, с ориентацией в направлении восток-запад, наряду с составом выбрасываемых газов, предполагает, что газы, выбрасываемые из мантии под всей вулканической зоной Неаполя, представляют собой смесь. Все 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, находится куполообразная структура шириной 25 км², подверженная активному процессу дегазации, вызванному размещением пагод и курганов. В настоящее время данные BdM указывают на то, что немагматическая турбулентность53 могла предшествовать зародышевому вулканизму, то есть раннему выбросу магмы и/или термальных флюидов. Необходимо проводить мониторинговые мероприятия для анализа эволюции явлений и выявления геохимических и геофизических сигналов, указывающих на потенциальные магматические нарушения.
Акустические профили водной толщи (2D) были получены во время экспедиции SAFE_2014 (август 2014 г.) на научно-исследовательском судне «Урания» (CNR) Национальным исследовательским советом Института прибрежной морской среды (IAMC). Акустическое зондирование проводилось с помощью научного эхолота Simrad EK60 с разделением луча, работающего на частоте 38 кГц. Акустические данные записывались со средней скоростью около 4 км. Полученные эхолотные изображения использовались для идентификации потоков жидкости и точного определения их местоположения в районе сбора данных (от 74 до 180 м ниже уровня моря). Физические и химические параметры в водной толще измерялись 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 прибора «Pollux III». (GEItaliana) Устройство ROV (дистанционно управляемый подводный аппарат) с двумя камерами (низкого и высокого разрешения).
Сбор данных с помощью многолучевого эхолота осуществлялся с использованием многолучевой гидроакустической системы Simrad EM710 (Kongsberg) с частотой 100 кГц. Система связана с дифференциальной системой глобального позиционирования для обеспечения субметровых ошибок в позиционировании лучей. 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 проводилась с помощью 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. Снижение шума, вызванного случайными скачками показаний прибора и некачественным исключением лучей, выполнялось с помощью инструментов редактирования полос и удаления скачков. Непрерывное определение скорости звука осуществляется килевой станцией, расположенной рядом с многолучевым преобразователем, которая собирает и применяет профили скорости звука в реальном времени в толще воды каждые Для обеспечения определения скорости звука в реальном времени и правильного управления направлением луча потребовалось 6-8 часов. Весь набор данных охватывает приблизительно 440 км² (глубина 0-1200 м). Данные были использованы для создания цифровой модели рельефа (ЦМР) высокого разрешения с размером ячейки сетки 1 м. Окончательная ЦМР (рис. 1а) была создана с использованием данных о рельефе местности (>0 ​​м над уровнем моря), полученных с размером ячейки сетки 20 м Итальянским геовоенным институтом.
Высокоразрешающий одноканальный сейсмический профиль длиной 55 километров, собранный во время безопасных морских экспедиций в 2007 и 2014 годах, охватывал площадь приблизительно 113 квадратных километров, обе на научно-исследовательском судне «Урания». Профили Мариска (например, сейсмический профиль L1, рис. 1b) были получены с использованием системы IKB-Seistec boomer. Блок сбора данных состоит из 2,5-метрового катамарана, в котором размещены источник и приемник. Сигнатура источника представляет собой один положительный пик, характеризующийся в частотном диапазоне 1-10 кГц и позволяющий различать отражающие горизонты, разделенные расстоянием в 25 см. Безопасные сейсмические профили были получены с использованием многоканального сейсмического источника Geospark мощностью 1,4 кДж, подключенного к программному обеспечению Geotrace (Geo Marine Survey System). Система состоит из катамарана, содержащего источник 1–6,02 кГц, который проникает до 400 миллисекунд в мягкие осадки под поверхностью. Морское дно, с теоретическим вертикальным разрешением 30 см. Данные с устройств Safe и Marsik регистрировались со скоростью 0,33 импульса/сек при скорости судна <3 узлов. Обработка и представление данных осуществлялись с помощью программного обеспечения Geosuite Allworks со следующим рабочим процессом: коррекция дилатации, подавление шума в толще воды, полосовая фильтрация IIR 2-6 кГц и АРУ.
Газ из подводной фумаролы собирали на морском дне с помощью пластикового ящика, снабженного резиновой диафрагмой на верхней стороне, который подводным аппаратом с дистанционным управлением (ROV) переворачивали над вентиляционным отверстием. После того, как пузырьки воздуха, попадающие в ящик, полностью вытесняли морскую воду, ROV возвращался на глубину 1 м, и водолаз перекачивал собранный газ через резиновую перегородку в две предварительно вакуумированные стеклянные колбы объемом 60 мл, снабженные тефлоновыми кранами, одна из которых была заполнена 20 мл 5N раствора NaOH (колба типа Гегенбаха). Основные кислые газообразные вещества (CO2 и H2S) растворялись в щелочном растворе, в то время как газообразные вещества с низкой растворимостью (N2, Ar + O2, CO, H2, He, Ar, CH4 и легкие углеводороды) хранились в газовом пространстве над пробоотборной бутылкой. Неорганические газы с низкой растворимостью анализировали методом газовой хроматографии (ГХ) с использованием прибора Shimadzu 15A, оснащенного колонкой с молекулярным ситом 5A длиной 10 м и Детектор теплопроводности (TCD) 54. Аргон и O2 анализировались с помощью газового хроматографа Thermo Focus, оснащенного капиллярной колонкой с молекулярным ситом длиной 30 м и детектором теплопроводности (TCD). Метан и легкие углеводороды анализировались с помощью газового хроматографа Shimadzu 14A, оснащенного колонкой из нержавеющей стали длиной 10 м, заполненной Chromosorb PAW 80/100 меш, покрытой 23% SP 1700, и пламенно-ионизационным детектором (FID). Жидкая фаза использовалась для анализа 1) CO2 в исходном состоянии, титрованного 0,5 N раствором HCl (Metrohm Basic Titrino), и 2) H2S в исходном состоянии, после окисления 5 мл H2O2 (33%), методом ионной хроматографии (IC) (Wantong 761). Аналитическая погрешность титрования, ГХ и IC анализа составляет менее 5%. После стандартных процедур экстракции и очистки газовых смесей, 13C/12C Содержание CO2 (выраженное как δ13C-CO2% и V-PDB) анализировалось с помощью масс-спектрометра Finningan Delta S55,56. В качестве стандартов для оценки внешней точности использовались каррарский и сан-винченцо мрамор (внутренние стандарты), NBS18 и NBS19 (международные стандарты), а аналитическая погрешность и воспроизводимость составляли ±0,05% и ±0,1% соответственно.
Значения δ15N (выраженные в % относительно воздуха) и 40Ar/36Ar определялись с помощью газового хроматографа Agilent 6890 N, соединенного с масс-спектрометром непрерывного потока Finnigan Delta plusXP. Погрешность анализа составляет: δ15N ± 0,1%, 36Ar < 1%, 40Ar < 3%. Изотопное отношение He (выраженное как R/Ra, где R — отношение 3He/4He, измеренное в образце, а Ra — такое же отношение в атмосфере: 1,39 × 10−6)57 определялось в лаборатории INGV-Палермо (Италия). 3He, 4He и 20Ne определялись с помощью двухколлекторного масс-спектрометра (Helix SFT-GVI)58 после разделения He и Ne. Погрешность анализа ≤ 0,3%. Типичные холостые пробы для He и Ne: <10-14 и <10-16 моль соответственно.
Как цитировать эту статью: Passaro, S. et al. Seafloor uplift driven by a degassing process reveals budding volcanic activity along the coast. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геология и биология современных и древних выходов углеводородов на морском дне: введение. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Паулл, К.К. и Диллон, В.П. Глобальное распространение газовых гидратов. В: Квенволден, К.А. и Лоренсон, Т.Д. (ред.) 3–18 (Природные газовые гидраты: распространение, распределение и обнаружение. Геофизическая монография Американского геофизического союза № 124, 2001).
Фишер, А.Т. Геофизические ограничения на гидротермальную циркуляцию. В: Хальбах, П.Е., Танниклифф, В. и Хайн, Дж.Р. (ред.) 29–52 (Отчет Даремского семинара по переносу энергии и массы в морских гидротермальных системах, издательство Даремского университета, Берлин (2003)).
Куму, Д., Дриснер, Т. и Хайнрих, К. Структура и динамика гидротермальных систем срединно-океанических хребтов. Science 321, 1825–1828 (2008).
Босвелл, Р. и Коллет, Т.С. Современные взгляды на ресурсы газовых гидратов. Энергетика и окружающая среда. Наука.4, 1206–1215 (2011).
Эванс, Р. Дж., Дэвис, Р. Дж. и Стюарт, С. А. Внутренняя структура и история извержений километровой системы грязевых вулканов в Южном Каспийском море. Бассейн водохранилища 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. и др. Особенности морского дна, связанные с просачиванием углеводородов из глубоководных карбонатных грязевых насыпей в Кадисском заливе: от грязевых потоков до карбонатных отложений. География, март. Райт. 27, 237–247 (2007).
Мосс, Дж. Л. и Картрайт, Дж. Трехмерное сейсмическое представление километровых трубопроводов для утечки жидкости у берегов Намибии. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Андресен, К. Дж. Характеристики потока жидкости в системах нефте- и газопроводов: что они говорят нам об эволюции бассейнов? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрайт, Дж. А. и Имберт, П. Вертикальная эволюция структуры разгрузки флюидов неогенового и четвертичного периодов в связи с потоками газа в нижнем бассейне Конго, шельф Анголы. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Джонсон, С.Й. и др. Гидротермальная и тектоническая активность в северной части озера Йеллоустоун, штат Вайоминг. Геология. Социалистическая партия. Да. Бюллетень. 115, 954–971 (2003).
Патакка, Э., Сартори, Р. и Скандоне, П. Тирренский бассейн и Апеннинская дуга: кинематические взаимосвязи с позднего тотонского периода. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Милиа и др. Тектоническая и коровая структура на континентальной окраине Кампании: связь с вулканической активностью. Mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Пиоки, М., Бруно П.П. и Де Астис Г. Относительная роль рифтовой тектоники и процессов магматического поднятия: выводы на основе геофизических, структурных и геохимических данных в вулканическом регионе Неаполя (южная Италия). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, Дж. Дж. и Мастролоренцо, Г. Механизмы недавних вертикальных движений земной коры в кратере Кампи Флегреи на юге Италии. Геология. Социалистическая партия. Да. Спецификация. 263, стр. 1-47 (1991).
Орси, Г. и др. Кратковременная деформация земной поверхности и сейсмичность вложенного кратера Кампи Флегреи (Италия): пример активного восстановления массы в густонаселенном районе. Журнал вулканов, геотермальных резервуаров. 91, 415–451 (1999)
Кусано, П., Петросино, С., и Саккоротти, Г. Гидротермальное происхождение устойчивой долговременной 4D-активности в вулканическом комплексе Кампи Флегреи в Италии. Журнал вулканов, геотермальных резервуаров. 177, 1035–1044 (2008).
Паппалардо, Л. и Мастролоренцо, Г. Быстрая дифференциация в силлоподобных магматических резервуарах: пример из кратера Кампи Флегреи. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Уолтер, Т.Р. и др. Временные ряды InSAR, корреляционный анализ и моделирование временной корреляции выявляют возможную связь между Кампи Флегреи и Везувием. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Милиа, А. и Торренте, М. Структурная и стратиграфическая структура первой половины Тирренского грабена (Неаполитанский залив, Италия). Конструктивная физика 315, 297–314.
Сано, Й. и Марти, Б. Источники углерода в вулканическом пепле островных дуг. Химическая геология. 119, 265–274 (1995).
Милиа, А. Стратиграфия каньона Дорн: Реакция на понижение уровня моря и тектоническое поднятие на внешнем континентальном шельфе (восточная окраина Тирренского моря, Италия). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).