Дякуємо за відвідування Nature.com. Версія браузера, яку ви використовуєте, має обмежену підтримку CSS. Для найкращого досвіду рекомендуємо використовувати оновлений браузер (або вимкнути режим сумісності в Internet Explorer). Тим часом, щоб забезпечити постійну підтримку, ми відображатимемо сайт без стилів та JavaScript.
Ми повідомляємо про докази активного підняття морського дна та викидів газу за кілька кілометрів від берега порту Неаполь (Італія). Виступи, кургани та кратери є особливостями морського дна. Ці утворення являють собою вершини неглибоких структур земної кори, включаючи пагоди, розломи та складки, які впливають на морське дно сьогодні. Вони зафіксували підйом, підвищення тиску та вивільнення гелію та вуглекислого газу в реакціях декарбонізації мантійних розплавів та порід земної кори. Ці гази, ймовірно, подібні до тих, що живлять гідротермальні системи Іскії, Кампі-Флегре та Сома-Везувій, що свідчить про джерело мантії, змішане з рідинами земної кори під Неаполітанською затокою. Підводне розширення та розрив, спричинені процесом газоліфту та підвищення тиску, вимагають надлишкового тиску 2-3 МПа. Підняття морського дна, розломи та викиди газу є проявами невулканічних зрушень, які можуть передвіщати виверження морського дна та/або гідротермальні вибухи.
Глибоководне гідротермальне вивільнення (гаряча вода та газ) є поширеною рисою серединно-океанічних хребтів та конвергентних меж плит (включаючи занурені частини острівних дуг), тоді як холодне вивільнення газових гідратів (хлатратів) часто характерне для континентальних шельфів та пасивних меж1, 2, 3, 4, 5. Виникнення гідротермальних вивільнень морського дна в прибережних районах передбачає наявність джерел тепла (резервуарів магми) в континентальній корі та/або мантії. Ці вивільнення можуть передувати підйому магми через верхні шари земної кори та завершуватися виверженням та розміщенням вулканічних підводних гір6. Тому ідентифікація (а) морфологій, пов'язаних з активною деформацією морського дна, та (б) викидів газу поблизу населених прибережних районів, таких як вулканічний регіон Неаполя в Італії (~1 мільйон жителів), є критично важливою для оцінки можливих вулканів. Мілководне виверження. Крім того, хоча морфологічні особливості, пов'язані з глибоководними гідротермальними або гідратними газовими викидами, відносно добре відомі завдяки їхнім геологічним та біологічним властивостям, винятком є ​​морфологічні особливості, пов'язані з мілководдями, за винятком тих, що відбуваються в озері В. 12, існує відносно мало записів. Тут ми представляємо нові батиметричні, сейсмічні, водяні та геохімічні дані для підводного, морфологічно та структурно складного регіону, що постраждав від викидів газу в Неаполітанській затоці (Південна Італія), приблизно за 5 км від порту Неаполя. Ці дані були зібрані під час круїзу SAFE_2014 (серпень 2014 року) на борту R/V Urania. Ми описуємо та інтерпретуємо морське дно та підземні структури, де відбуваються викиди газу, досліджуємо джерела вентиляційних рідин, визначаємо та характеризуємо механізми, що регулюють підйом газу та пов'язану з ним деформацію, а також обговорюємо вплив вулканології.
Неаполітанська затока утворює пліочетвертинний західний край, витягнуту з північного заходу на південний схід Кампанії тектонічну западину13,14,15. Зхідно-західний напрямок Іскьї (близько 150-1302 рр. н. е.), кратер Кампі-Флегре (близько 300-1538 рр.) та Сома-Везувій (з <360-1944 рр.). Це розташування обмежує затоку на півночі н. е.15, тоді як південь межує з півостровом Сорренто (рис. 1a). На Неаполітанську затоку впливають переважаючі значні розломи північного сходу на південний захід та вторинні значні розломи північного заходу на південний схід (рис. 1)14,15. Іскія, Кампі-Флегрей та Сомма-Везувій характеризуються гідротермальними проявами, деформацією ґрунту та неглибокою сейсмічністю16,17,18 (наприклад, турбулентна подія в Кампі-Флегрей у 1982-1984 роках з підняттям на 1,8 м та тисячами землетрусів). Недавні дослідження19,20 свідчать про те, що може бути зв'язок між динамікою Сома-Везувій та Кампі-Флегре, можливо, пов'язаний з «глибокими» окремими резервуарами магми. Вулканічна активність та коливання рівня моря протягом останніх 36 тис. років тому в Кампі-Флегре та 18 тис. років тому в Соммі-Везувій контролювали осадову систему Неаполітанської затоки. Низький рівень моря в останньому льодовиковому максимумі (18 тис. років тому) призвів до регресії шельфової мілководної осадової системи, яка згодом була заповнена трансгресивними подіями протягом пізнього плейстоцену-голоцену. Викиди підводного газу були виявлені навколо острова Іскія та біля узбережжя Кампі-Флегре, а також поблизу гори Сома-Везувій (рис. 1b).
(a) Морфологічні та структурні особливості континентального шельфу та Неаполітанської затоки 15, 23, 24, 48. Крапки позначають основні центри підводних вивержень; червоні лінії представляють основні розломи. (b) Батиметрія Неаполітанської затоки з виявленими флюїдними жерлами (крапки) та слідами сейсмічних ліній (чорні лінії). Жовті лінії – це траєкторії сейсмічних ліній L1 та L2, показані на рисунку 6. Межі куполоподібних структур Банко делла Монтанья (BdM) позначені синіми пунктирними лініями на (a,b). Жовті квадрати позначають розташування профілів акустичної водяної колони, а кадри CTD-EMBlank, CTD-EM50 та ROV представлені на рис. 5. Жовте коло позначає місцезнаходження викиду проб газу, а його склад показано в таблиці S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) використовує графіку, згенеровану Surfer® 13.
На основі даних, отриманих під час круїзу SAFE_2014 (серпень 2014 р.) (див. Методи), було побудовано нову цифрову модель рельєфу (ЦМР) Неаполітанської затоки з роздільною здатністю 1 м. ЦМР показує, що морське дно на південь від порту Неаполя характеризується пологою південною (нахил ≤3°) поверхнею, перерваною куполоподібною структурою розміром 5,0 × 5,3 км, відомою на місцевому рівні як Banco della Montagna (BdM). Рис. 1a,b).BdM розвивається на глибині приблизно від 100 до 170 метрів, на 15-20 метрів вище навколишнього морського дна. Купол BdM мав курганоподібну морфологію завдяки 280 курганам від підкруглих до овальних (рис. 2a), 665 конусам та 30 ямам (рис. 3 та 4). Курган має максимальну висоту та окружність 22 м та 1800 м відповідно. Окружність [C = 4π(площа/периметр2)] курганів зменшувалася зі збільшенням периметра (рис. 2b). Осьові співвідношення для курганів коливалися від 1 до 6,5, причому кургани з осьовим співвідношенням >2 демонстрували переважне простягання N45°E + 15° та більш розсіяне вторинне, більш розсіяне простягання N105°E - N145°E (рис. 2c). Поодинокі або вирівняні конуси існують на площині BdM та на вершині кургану (рис. 3a,b). Конічне розташування відповідає розташуванню курганів, на яких вони розташовані. Виступи зазвичай розташовані на плоскому морському дні (рис. 3c) та іноді на курганах. Просторова щільність конусів та виступів демонструє, що переважне північно-східне-південно-західне орієнтування обмежує північно-східні та південно-західні межі купола BdM (рис. 4a,b); менш протяжний північно-західно-південно-східний маршрут розташований у центральному регіоні BdM.
(a) Цифрова модель рельєфу (розмір комірки 1 м) купола Банко делла Монтанья (BdM).(b) Периметр та округлість курганів BdM.(c) Осьове співвідношення та кут (орієнтація) великої осі еліпса найкращого наближення, що оточує курган. Стандартна похибка цифрової моделі рельєфу становить 0,004 м; стандартні похибки периметра та округлості становлять 4,83 м та 0,01 відповідно, а стандартні похибки осьового співвідношення та кута становлять 0,04 та 3,34° відповідно.
Деталі виявлених конусів, кратерів, курганів та ям у регіоні BdM, витягнуті з DTM на рисунку 2.
(a) Конуси вирівнювання на плоскому морському дні; (b) конуси та кратери на струнких курганах північно-західно-південно-східного напрямку; (c) виїмки на злегка зануреній поверхні.
(a) Просторовий розподіл виявлених кратерів, ям та активних газових скидів.(b) Просторова щільність кратерів та ям, зазначена у (a) (кількість/0,2 км2).
Ми виявили 37 газоподібних викидів у регіоні BdM за допомогою зображень ехолота водяного стовпа ROV та прямих спостережень морського дна, отриманих під час круїзу SAFE_2014 у серпні 2014 року (рис. 4 та 5). Акустичні аномалії цих викидів показують вертикально витягнуті форми, що піднімаються з морського дна, в діапазоні вертикальних значень від 12 до приблизно 70 м (рис. 5a). У деяких місцях акустичні аномалії утворювали майже безперервний «шлейф». Спостережувані бульбашкові шлейфи сильно варіюються: від безперервних, щільних потоків бульбашок до короткочасних явищ (Додатковий фільм 1). Інспекція ROV дозволяє візуально перевірити наявність жерл рідини на морському дні та висвітлює невеликі плями на морському дні, іноді оточені червоними до помаранчевих осадів (рис. 5b). У деяких випадках канали ROV реактивують викиди. Морфологія жерла показує круглий отвір у верхній частині без спалаху у водяному стовпі. Рівень pH у водяному стовпі трохи вище точки скидання показав значне падіння, що вказує на більш кислі умови на місцевому рівні (рис. 5c,d). Зокрема, рН вище рівня викиду газу BdM о... Глибина на глибині 75 м зменшилася з 8,4 (на глибині 70 м) до 7,8 (на глибині 75 м) (рис. 5c), тоді як інші ділянки в Неаполітанській затоці мали значення pH від 0 до 160 м в інтервалі глибин від 8,3 до 8,5 (рис. 5d). Значних змін температури та солоності морської води не спостерігалося на двох ділянках всередині та за межами зони BdM Неаполітанської затоки. На глибині 70 м температура становить 15 °C, а солоність - близько 38 PSU (рис. 5c,d). Вимірювання pH, температури та солоності вказували на: а) участь кислих рідин, пов'язаних з процесом дегазації BdM, та б) відсутність або дуже повільне скидання термальних рідин та розсолу.
(a) Вікно збору даних акустичного профілю водяного стовпа (ехометр Simrad EK60). Вертикальна зелена смуга, що відповідає газовому спалаху, виявленому на місці скидання рідини EM50 (близько 75 м нижче рівня моря), розташованому в області BdM; також показано мультиплексні сигнали дна та морського дна (b), зібрані за допомогою дистанційно керованого апарата в області BdM. На одному фото показано невеликий кратер (чорне коло), оточений червоно-помаранчевим осадом. (c,d) Дані CTD багатопараметричного зонда, оброблені за допомогою програмного забезпечення SBED-Win32 (Seasave, версія 7.23.2). Закономірності вибраних параметрів (солоність, температура, pH та кисень) водяного стовпа над місцем скидання рідини EM50 (панель c) та за межами області скидання Bdm (панель d).
Ми зібрали три зразки газу з досліджуваної області між 22 та 28 серпня 2014 року. Ці зразки мали подібний склад, переважаючи CO2 (934-945 ммоль/моль), далі йшли відповідні концентрації N2 (37-43 ммоль/моль), CH4 (16-24 ммоль/моль) та H2S (0,10 ммоль/моль) -0,44 ммоль/моль), тоді як H2 та He були менш поширеними (<0,052 та <0,016 ммоль/моль відповідно) (рис. 1b; таблиця S1, додатковий фільм 2). Також були виміряні відносно високі концентрації O2 та Ar (до 3,2 та 0,18 ммоль/моль відповідно). Сума легких вуглеводнів коливається від 0,24 до 0,30 ммоль/моль та складається з алканів C2-C4, ароматичних сполук (головним чином бензолу), пропену та сірковмісних сполук (тіофену). Значення 40Ar/36Ar відповідає повітрю. (295,5), хоча зразок EM35 (купол BdM) має значення 304, що показує незначне надлишок 40Ar. Співвідношення δ15N було вищим, ніж для повітря (до +1,98% порівняно з повітрям), тоді як значення δ13C-CO2 коливалися від -0,93 до 0,44% порівняно з V-PDB. Значення R/Ra (після корекції на забруднення повітря з використанням співвідношення 4He/20Ne) були між 1,66 та 1,94, що вказує на наявність великої частки мантійного He. Поєднуючи ізотоп гелію з CO2 та його стабільним ізотопом 22, можна додатково уточнити джерело викидів у BdM. На карті CO2 для CO2/3He порівняно з δ13C (рис. 6) склад газу BdM порівнюється зі складом фумарол Іскії, Кампі Флегрей та Сомми-Везувію. На рисунку 6 також наведено теоретичні лінії змішування між трьома різними джерелами вуглецю. які можуть бути задіяні у виробництві газу BdM: розчинені розплави мантійного походження, багаті на органіку осади та карбонати. Зразки BdM потрапляють на лінію змішування, зображену трьома вулканами Кампанії, тобто змішування мантійних газів (які, як вважається, дещо збагачені вуглекислим газом порівняно з класичними MORB для цілей апроксимації даних) та реакцій, спричинених декарбонізацією земної кори. Утворена газова порода.
Для порівняння наведено гібридні лінії між складом мантії та кінцевими членами вапняку та органічних осадів. Рамки представляють області фумаролів Іскії, Кампі Флегрей та Сомма-Весвію 59, 60, 61. Зразок BdM знаходиться в змішаному тренді вулкана Кампанія. Кінцевий газ змішаної лінії має мантійне джерело, тобто газ, що утворюється в результаті реакції зневуглецювання карбонатних мінералів.
Сейсмічні розрізи L1 та L2 (рис. 1b та ​​7) показують перехід між BdM та дистальними стратиграфічними послідовностями вулканічних регіонів Сомма-Везувій (L1, рис. 7a) та Кампі Флегрей (L2, рис. 7b). BdM характеризується наявністю двох основних сейсмічних утворень (MS та PS на рис. 7). Верхнє з них (MS) показує субпаралельні відбивачі з високою та помірною амплітудою та латеральною безперервністю (рис. 7b,c). Цей шар включає морські відкладення, що переносяться системою останнього льодовикового максимуму (LGM), і складається з піску та глини23. Нижній шар PS (рис. 7b–d) характеризується хаотичною до прозорої фази у формі колон або пісочного годинника. Вершина відкладень PS утворила кургани морського дна (рис. 7d). Ці діапіроподібні геометрії демонструють вторгнення прозорого матеріалу PS у верхні відкладення MS. Підняття відповідає за утворення складок та розломів, які впливають на шар MS та що перекривають сучасні відкладення морського дна BdM (рис. 7b–d). Стратиграфічний інтервал MS чітко розшаровується у ЕНВ-східній частині розрізу L1, тоді як у напрямку BdM він біліє через наявність газонасиченого шару (GSL), покритого деякими внутрішніми рівнями послідовності MS (рис. 7a). Гравітаційні керни, зібрані у верхній частині BdM, що відповідають прозорому сейсмічному шару, вказують на те, що верхні 40 см складаються з піску, що відкладався нещодавно до сьогодення; )24,25 та фрагменти пемзи від вибухового виверження вулкана Кампі Флегрей «Неаполітанського жовтого туфу» (14,8 тис. років тому)26. Прозору фазу шару PS не можна пояснити лише хаотичними процесами змішування, оскільки хаотичні шари, пов'язані зі зсувами, селевими потоками та пірокластичними потоками, виявлені за межами BdM у Неаполітанській затоці, є акустично непрозорими21,23,24. Ми робимо висновок, що спостережувані сейсмічні фації BdM PS, а також зовнішній вигляд підводного шару PS на виході (рис. 7d) відображають підняття природного газу.
(a) Одноканальний сейсмічний профіль L1 (навігаційна траєкторія на рис. 1b), що показує стовпчасте (пагодне) просторове розташування. Пагода складається з хаотичних відкладень пемзи та піску. Газонасичений шар, що існує під пагодою, порушує безперервність глибших утворень.(b) Одноканальний сейсмічний профіль L2 (навігаційна траєкторія на рис. 1b), що виділяє розріз та деформацію курганів морського дна, морських (MS) та відкладень пемзового піску (PS).(c) Деталі деформації в MS та PS наведено в (c,d). Припускаючи швидкість 1580 м/с у верхньому шарі осаду, 100 мс відповідає приблизно 80 м у вертикальній шкалі.
Морфологічні та структурні характеристики BdM подібні до інших підводних гідротермальних та газогідратних полів у світі2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 і часто пов'язані з підняттями (склепіння та кургани) та викидами газу (конуси, ями). Конуси та ями, що вирівнюються за BdM, та видовжені кургани вказують на структурно контрольовану проникність (рисунки 2 та 3). Просторове розташування курганів, ям та активних жерл свідчить про те, що їх розподіл частково контролюється ударними тріщинами північного заходу-південного сходу та північного сходу-південного заходу (рис. 4b). Це переважні простягання систем розломів, що впливають на вулканічні області Кампі Флегрей та Сомма-Везувій, а також на Неаполітанську затоку. Зокрема, структура першого контролює розташування гідротермального викиду з кратера Кампі Флегрей35. Таким чином, ми робимо висновок, що розломи та тріщини в Неаполітанській затоці є переважним маршрутом міграції газу на поверхню, що є спільною рисою для інших структурно контрольованих гідротермальних полів. системи36,37. Примітно, що конуси та ями BdM не завжди були пов'язані з курганами (рис. 3a,c). Це свідчить про те, що ці кургани не обов'язково є попередниками утворення ям, як інші автори припускали для зон газогідратів32,33. Наші висновки підтверджують гіпотезу про те, що порушення відкладень морського дна купола не завжди призводить до утворення ям.
Три зібрані газоподібні викиди демонструють хімічні характеристики, типові для гідротермальних флюїдів, а саме: переважно CO2 зі значною концентрацією відновлювальних газів (H2S, CH4 та H2) та легких вуглеводнів (особливо бензолу та пропілену)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Таблиця S1). Присутність атмосферних газів (таких як O2), які не очікуються у викидах підводних човнів, може бути пов'язана із забрудненням повітрям, розчиненим у морській воді, що контактує з газами, що зберігаються в пластикових коробках, що використовуються для відбору проб, оскільки підводні апарати (ROV) витягуються з океанського дна в море для відновлення. І навпаки, позитивні значення δ15N ​​та високе співвідношення N2/Ar (до 480), значно вище, ніж у ASW (насичена повітрям вода), свідчать про те, що більша частина N2 утворюється з позаатмосферних джерел, що узгоджується з переважним гідротермальним походженням цих газів. Гідротермально-вулканічне походження газу BdM підтверджується вмістом CO2 та He та їх ізотопними характеристиками. Ізотопи вуглецю (δ13C-CO2 від -0,93% до +0,4%) та значення CO2/3He (від 1,7 × 1010 до 4,1 × 1010) свідчать про те, що зразки BdM належать до змішаного тренду фумарол навколо кінцевих членів мантії Неаполітанської затоки та декарбонізації. Зв'язок між газами, що утворюються в результаті реакції (Рисунок 6). Більш конкретно, зразки газу BdM розташовані вздовж тренду змішування приблизно в тому ж місці, що й рідини з сусідніх вулканів Кампі Флегрей та Сомма-Везувій. Вони більш корові, ніж фумароли Іскії, які розташовані ближче до кінця мантії. Сомма-Везувій та Кампі Флегрей мають вищі значення 3He/4He (R/Ra між 2,6 та 2,9), ніж BdM (R/Ra між 1,66 та 1,96; Таблиця S1). Це свідчить про те, що додавання та накопичення радіогенного He походить з того ж джерела магми, що й живили вулкани Сомма-Везувій та Кампі Флегрей. Відсутність виявлених фракцій органічного вуглецю у викидах BdM свідчить про те, що органічні осади не беруть участі в процесі дегазації BdM.
На основі наведених вище даних та результатів експериментальних моделей куполоподібних структур, пов'язаних з підводними регіонами, багатими на газ, глибокий газовий тиск може бути відповідальним за формування куполів BdM кілометрового масштабу. Щоб оцінити надлишковий тиск Pdef, що призводить до склепіння BdM, ми застосували модель механіки тонких пластин33,34, припускаючи, виходячи зі зібраних морфологічних та сейсмічних даних, що склепіння BdM являє собою підкруглий лист радіуса a, більшого за деформоване м'яке в'язке відкладення. Вертикальне максимальне зміщення w та товщина h (Додатковий рис. S1). Pdef - це різниця між загальним тиском та статичним тиском породи плюс тиск водяного стовпа. У BdM радіус становить близько 2500 м, w - 20 м, а максимум h, оцінений за сейсмічним профілем, становить близько 100 м. Ми обчислюємо Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 зі співвідношення, де D - жорсткість на згин; D визначається як (E h3)/[12(1 – ν2)], де E – модуль Юнга відкладу, ν – коефіцієнт Пуассона (~0,5)33. Оскільки механічні властивості відкладень BdM неможливо виміряти, ми встановлюємо E = 140 кПа, що є прийнятним значенням для прибережних піщаних відкладень47, подібних до BdM14,24. Ми не враховуємо вищі значення E, зазначені в літературі для відкладень мулистої глини (300 < E < 350 000 кПа)33,34, оскільки відкладення BDM складаються переважно з піску, а не з мулу чи мулистої глини24. Ми отримуємо Pdef = 0,3 Па, що узгоджується з оцінками процесів підняття морського дна в середовищах газогідратних басейнів, де Pdef змінюється від 10-2 до 103 Па, причому нижчі значення представляють низьке співвідношення води до поверхні та/або поверхні. У BdM зниження жорсткості через локальне насичення відкладень газом та/або поява вже існуючих тріщин також може сприяти руйнуванню та подальшому вивільненню газу, що дозволяє утворювати спостережувані вентиляційні структури. Зібрані відбиті сейсмічні профілі (рис. 7) показали, що відкладення PS були підняті з GSL, виштовхуючи вище розташовані морські відкладення MS, що призвело до утворення курганів, складок, розломів та осадових розрізів (рис. 7b,c). Це свідчить про те, що пемза віком від 14,8 до 12 тис. років проникла в молодший шар MS через процес висхідного газопереносу. Морфологічні особливості структури BdM можна розглядати як результат надлишкового тиску, створеного викидом рідини, що утворюється GSL. Враховуючи, що активний викид можна побачити з морського дна до глибини понад 170 м над рівнем моря48, ми припускаємо, що надлишковий тиск рідини в межах GSL перевищує 1700 кПа. Висхідна міграція газів у відкладеннях також мала ефект очищення матеріалу, що міститься в MS, що пояснює наявність хаотичних відкладень у гравітаційних кернах, відібраних на BdM25. Крім того, Надлишковий тиск суходолу створює складну систему розломів (полігональний розлом на рис. 7b). У сукупності ця морфологія, структура та стратиграфічне заселення, що називаються «пагодами»49,50, спочатку пояснювалися вторинними ефектами старих льодовикових утворень, а зараз інтерпретуються як наслідки підняття газу31,33 або евапоритів50. На континентальній околиці Кампанії випарні відкладення є рідкісними, принаймні в межах верхніх 3 км земної кори. Тому механізм росту пагод BdM, ймовірно, контролюється підняттям газу в осадах. Цей висновок підтверджується прозорими сейсмічними фаціями пагоди (рис. 7), а також даними гравіметрії, про які повідомлялося раніше24, де сучасний пісок вивергається з «Pomici Principali»25 та «Naples Yellow Tuff»26 Campi Flegrei. Крім того, відкладення PS вторглися та деформували верхній шар MS (рис. 7d). Така структурна схема свідчить про те, що пагода являє собою підняття структура, а не просто газопровід. Таким чином, формування пагоди відбувається за двох основних процесів: а) щільність м'якого осаду зменшується, коли газ надходить знизу; б) газоосадова суміш піднімається, що є спостережуваною складчастістю, розломами та тріщиноподібністю, що викликає відкладення MS (рис. 7). Подібний механізм формування був запропонований для пагод, пов'язаних з газовими гідратами в Південному морі Шотландії (Антарктида). Пагоди BdM з'являлися групами в горбистих районах, а їхня вертикальна протяжність становила в середньому 70–100 м за час двостороннього руху (TWTT) (рис. 7a). Через наявність хвилястості MS та враховуючи стратиграфію гравітаційного ядра BdM, ми робимо висновок, що вік формування структур пагоди становить менше ніж приблизно 14–12 тис. років. Крім того, ріст цих структур все ще активний (рис. 7d), оскільки деякі пагоди вторглися та деформували сучасний пісок BdM, що лежить вище (рис. 7d).
Нездатність пагоди перетнути сучасне морське дно вказує на те, що (а) підйом газу та/або локальне припинення змішування газу та осаду, та/або (б) можливий бічний потік газо-осадової суміші не допускає локалізованого процесу надлишкового тиску. Згідно з моделлю теорії діапіру52, бічний потік демонструє негативний баланс між швидкістю подачі брудо-газової суміші знизу та швидкістю, з якою пагода рухається вгору. Зменшення швидкості подачі може бути пов'язане зі збільшенням щільності суміші через зникнення подачі газу. Результати, узагальнені вище, та контрольований підйом пагоди плавучістю дозволяють нам оцінити висоту повітряного стовпа hg. Плавучість задається формулою ΔP = hgg (ρw – ρg), де g – сила тяжіння (9,8 м/с2), а ρw та ρg – щільності води та газу відповідно. ΔP – сума раніше розрахованого Pdef та літостатичного тиску Plith осадової плити, тобто ρsg h, де ρs – щільність осаду. У цьому випадку значення hg, необхідне для бажаної плавучості, визначається як hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. У BdM ми встановлюємо Pdef = 0,3 Па та h = 100 м (див. вище), ρw = 1030 кг/м3, ρs = 2500 кг/м3, ρg можна нехтувати, оскільки ρw ≫ρg. Ми отримуємо hg = 245 м, значення, що представляє глибину дна GSL. ΔP становить 2,4 МПа, що є надлишковим тиском, необхідним для прориву морського дна BdM та утворення жерл.
Склад газу BdM узгоджується з мантійними джерелами, зміненими додаванням рідин, пов'язаних з реакціями декарбонізації порід земної кори (рис. 6). Грубі EW-орієнтації куполів BdM та активних вулканів, таких як Іскія, Кампі-Флегре та Сома-Везувій, разом зі складом викидів газів, свідчать про те, що гази, що викидаються з мантії під усім вулканічним регіоном Неаполя, є змішаними. Все більше і більше рідин земної кори рухаються із заходу (Іскія) на схід (Сомма-Везувій) (рис. 1b та ​​6).
Ми дійшли висновку, що в Неаполітанській затоці, за кілька кілометрів від порту Неаполя, знаходиться куполоподібна структура шириною 25 км2, на яку впливає активний процес дегазації та яка спричинена розміщенням пагод і курганів. Наразі сигнатури BdM свідчать про те, що немагматична турбулентність53 може передувати ембріональному вулканізму, тобто ранньому викиду магми та/або термальних рідин. Слід впроваджувати моніторингові заходи для аналізу еволюції явищ та виявлення геохімічних та геофізичних сигналів, що вказують на потенційні магматичні порушення.
Акустичні профілі водяного стовпа (2D) були отримані під час рейсу SAFE_2014 (серпень 2014 року) на радіоактивному судні Urania (CNR) Інститутом прибережного морського середовища Національної дослідницької ради (IAMC). Акустичний відбір проб проводився за допомогою наукового ехолота Simrad EK60 з розділенням променя, що працює на частоті 38 кГц. Акустичні дані реєструвалися із середньою швидкістю близько 4 км. Зібрані зображення ехолота використовувалися для ідентифікації скидів рідини та точного визначення їхнього місцезнаходження в зоні збору (між 74 та 180 м над рівнем моря). Вимірювали фізичні та хімічні параметри у водяному стовпі за допомогою багатопараметричних зондів (провідність, температура та глибина, CTD). Дані збирали за допомогою зонда CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) та обробляли за допомогою програмного забезпечення SBED-Win32 (Seasave, версія 7.23.2). Візуальний огляд морського дна проводився за допомогою дистанційно керованого апарату «Pollux III» (GEItaliana) з двома... (низької та високої чіткості) камери.
Збір багатопроменевих даних проводився за допомогою багатопроменевої гідролокаційної системи Simrad EM710 з частотою 100 кГц (Kongsberg). Система підключена до диференціальної глобальної системи позиціонування для забезпечення субметричних похибок у позиціонуванні променя. Акустичний імпульс має частоту 100 кГц, імпульс спрацьовування 150° градусів та повний діапазон 400 променів. Вимірювання та застосування профілів швидкості звуку в режимі реального часу під час збору даних. Дані оброблялися за допомогою програмного забезпечення PDS2000 (Reson-Thales) відповідно до стандарту Міжнародної гідрографічної організації (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) для навігації та корекції припливів. Зменшення шуму, спричиненого випадковими піками приладів та виключенням променя низької якості, проводилося за допомогою інструментів редагування діапазонів та видалення піків. Безперервне виявлення швидкості звуку виконується кільовою станцією, розташованою поблизу багатопроменевого перетворювача, яка отримує та застосовує профілі швидкості звуку в реальному часі в товщі води кожні 6-8 годин, щоб забезпечити швидкість звуку в реальному часі для правильного керування променем. Весь Набір даних складається приблизно з 440 км2 (глибина 0-1200 м). Дані були використані для створення цифрової моделі місцевості (ЦММ) високої роздільної здатності, що характеризується розміром комірок сітки 1 м. Остаточна ЦММ (рис. 1a) була створена з використанням даних місцевості (>0 м над рівнем моря), отриманих з розміром комірок сітки 20 м Італійським військово-геологічним інститутом.
55-кілометровий одноканальний сейсмічний профіль даних з високою роздільною здатністю, зібраний під час безпечних океанських круїзів у 2007 та 2014 роках, охоплював площу приблизно 113 квадратних кілометрів, обидва на R/V Urania. Профілі Marisk (наприклад, сейсмічний профіль L1, рис. 1b) були отримані за допомогою системи бумерів IKB-Seistec. Блок збору даних складається з 2,5-метрового катамарана, в якому розміщені джерело та приймач. Сигнатура джерела складається з одного позитивного піку, який характеризується діапазоном частот 1-10 кГц і дозволяє розрізняти відбивачі, розділені 25 см. Безпечні сейсмічні профілі були отримані за допомогою багатовершкового сейсмічного джерела Geospark 1,4 кДж, інтегрованого з програмним забезпеченням Geotrace (Geo Marine Survey System). Система складається з катамарана, що містить джерело 1–6,02 кГц, яке проникає до 400 мілісекунд у м'які осади під морським дном, з теоретичною вертикальною роздільною здатністю 30 см. Як пристрої Safe, так і Marsik були отримані на... Швидкість 0,33 пострілів/сек зі швидкістю судна <3 кН. Дані були оброблені та представлені за допомогою програмного забезпечення Geosuite Allworks з наступним робочим процесом: корекція дилатації, приглушення водяного стовпа, смугова фільтрація IIR 2-6 кГц та АРУ.
Газ з підводної фумароли збирали на морському дні за допомогою пластикової коробки, оснащеної гумовою діафрагмою з верхньої сторони, яку перевернув ROV над вентиляційним отвором. Після того, як бульбашки повітря, що потрапляють у коробку, повністю замінюють морську воду, ROV повертається на глибину 1 м, і водолаз переносить зібраний газ через гумову перегородку у дві попередньо евакуйовані скляні колби об'ємом 60 мл, оснащені тефлоновими запірними кранами, одна з яких була заповнена 20 мл 5N розчину NaOH (колба типу Гегенбаха). Основні кислі гази (CO2 та H2S) розчиняються в лужному розчині, тоді як гази з низькою розчинністю (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 та легкі вуглеводні) зберігаються в газовому просторі пляшки для відбору проб. Неорганічні гази з низькою розчинністю аналізували за допомогою газової хроматографії (ГХ) з використанням Shimadzu 15A, оснащеного 10-метровою колонкою молекулярного сита 5A та детектором теплопровідності (TCD) 54. Аргон та O2 аналізували за допомогою Thermo Focus. Газовий хроматограф, оснащений 30-метровою капілярною колонкою з молекулярним ситом та ТХД. Метан та легкі вуглеводні аналізували за допомогою газового хроматографа Shimadzu 14A, оснащеного 10-метровою колонкою з нержавіючої сталі, заповненою Chromosorb PAW 80/100 mesh, покритою 23% SP 1700, та полум'яно-іонізаційним детектором (FID). Рідку фазу використовували для аналізу 1) CO2, як, титрованого 0,5 N розчином HCl (Metrohm Basic Titrino) та 2) H2S, як, після окислення 5 мл H2O2 (33%), методом іонної хроматографії (IC) (IC) (Wantong 761). Аналітична похибка титрування, ГХ та ІХ аналізу становить менше 5%. Після стандартних процедур екстракції та очищення газових сумішей, 13C/12C CO2 (виражений як δ13C-CO2% та V-PDB) аналізували за допомогою мас-спектрометра Finningan Delta S55,56. Стандартами для оцінки зовнішньої прецизійності були мармур Каррари та Сан-Вінченцо (внутрішня), NBS18 та NBS19 (міжнародні), тоді як аналітична похибка та відтворюваність становили ±0,05% та ±0,1% відповідно.
Значення δ15N (виражене у % відносно повітря) та 40Ar/36Ar визначали за допомогою газового хроматографа (ГХ) Agilent 6890 N, з'єднаного з мас-спектрометром безперервного потоку Finnigan Delta plusXP. Похибка аналізу становить: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Співвідношення ізотопів He (виражене як R/Ra, де R – 3He/4He, виміряне у зразку, а Ra – таке ж співвідношення в атмосфері: 1,39 × 10−6)57 було визначено в лабораторії INGV-Палермо (Італія). 3He, 4He та 20Ne визначали за допомогою мас-спектрометра з подвійним колектором (Helix SFT-GVI)58 після розділення He та Ne. Похибка аналізу ≤ 0,3%. Типові холості проби для He та Ne становлять <10-14 та <10-16 моль відповідно.
Як цитувати цю статтю: Passaro, S. et al. Підняття морського дна, зумовлене процесом дегазації, виявляє вулканічну активність, що зароджується, вздовж узбережжя. science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Аарон, П. Геологія та біологія сучасних та стародавніх витоків та жерл вуглеводнів на морському дні: вступ. Географічний океан Райт. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Глобальне поширення газових гідратів. У Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (ред.) 3–18 (Гідрати природного газу: поширення, розподіл та виявлення. Американський геофізичний союз, геофізична монографія 124, 2001).
Фішер, А.Т. Геофізичні обмеження на гідротермальну циркуляцію. У: Халбах, П.Е., Таннікліфф, В. та Хайн, Дж.Р. (ред.) 29–52 (Звіт про семінар у Даремі, Енергія та масоперенос у морських гідротермальних системах, видавництво Даремського університету, Берлін (2003)).
Куму, Д., Дріснер, Т. та Генріх, К. Структура та динаміка гідротермальних систем серединно-океанічних хребтів. Science 321, 1825–1828 (2008).
Босвелл, Р. та Коллетт, Т.С. Сучасні погляди на ресурси газогідратів. Енергетика та навколишнє середовище. Наука. 4, 1206–1215 (2011).
Еванс, Р.Дж., Девіс, Р.Дж. та Стюарт, С.А. Внутрішня будова та історія вивержень кілометрової системи грязьових вулканів у Південному Каспійському морі. Басейн водосховища 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. та ін. Особливості морського дна, пов'язані з просочуванням вуглеводнів з глибоководних карбонатних мулистих курганів у Кадісській затоці: від мулового потоку до карбонатних осадів. Географія, березень. Райт. 27, 237–247 (2007).
Мосс, Дж. Л. та Картрайт, Дж. 3D сейсмічне зображення кілометрових трубопроводів для витоку рідини біля берегів Намібії. Басейнове водосховище 22, 481–501 (2010).
Андресен, К. Дж. Характеристики потоку рідини в системах нафто- та газопроводів: що вони говорять нам про еволюцію басейну? Березнева геологія. 332, 89–108 (2012).
Хо, С., Картрайт, Дж. А. та Імберт, П. Вертикальна еволюція структури розвантаження четвертинних флюїдів неогенового періоду у зв'язку з потоками газу в басейні Нижнього Конго, біля берегів Анголи. Березнева геологія. 332–334, 40–55 (2012).
Джонсон, С.Й. та ін. Гідротермальна та тектонічна активність у північній частині озера Єллоустоун, Вайомінг. Геологія. Соціалістична партія. Так. bull. 115, 954–971 (2003).
Патакка, Е., Сарторі, Р. та Скандоне, П. Тірренський басейн та Апеннінська дуга: кінематичні зв'язки з пізнього тотонського періоду. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Мілія та ін. Тектонічна та корова структура на континентальній околиці Кампанії: зв'язок з вулканічною активністю. Мінерал. Бензин. 79, 33–47 (2003)
Піочі, М., Бруно П.П. та Де Астіс Г. Відносна роль рифтової тектоніки та процесів магматичного підняття: висновки з геофізичних, структурних та геохімічних даних у вулканічному регіоні Неаполя (південна Італія). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, Дж. Дж. та Мастролоренцо, Г. Механізми нещодавнього вертикального руху земної кори в кратері Кампі Флегрей на півдні Італії. Геологія. Соціалістична партія. Так. Специфікація. 263, с. 1-47 (1991).
Орсі, Г. та ін. Короткочасна деформація ґрунту та сейсмічність у вкладеному кратері Кампі Флегрей (Італія): приклад відновлення активної маси в густонаселеному районі. J. ​​Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., та Saccorotti, G. Гідротермальне походження стійкої довготривалої 4D активності у вулканічному комплексі Кампі Флегрей в Італії. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Паппалардо, Л. та Мастролоренцо, Г. Швидка диференціація в магматичних резервуарах типу Сілл: тематичне дослідження кратера Кампі Флегрей. science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Часові ряди InSAR, кореляційний аналіз та моделювання часової кореляції показують можливий зв'язок Кампі Флегрей та Везувію. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Мілія, А. та Торренте, М. Структурна та стратиграфічна структура першої половини Тірренського грабену (Неаполітанська затока, Італія). Конструктивна фізика 315, 297–314.
Сано, Ю. та Марті, Б. Джерела вуглецю у вулканічному попелі з острівних дуг. Хімічна геологія. 119, 265–274 (1995).
Мілія, А. Стратиграфія каньйону Дорн: реакція на зниження рівня моря та тектонічне підняття на зовнішньому континентальному шельфі (східна околиця Тірренського моря, Італія). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).