Dankie dat jy Nature.com besoek het. Die blaaierweergawe wat jy gebruik het beperkte ondersteuning vir CSS. Vir die beste ervaring, beveel ons aan dat jy 'n opgedateerde blaaier gebruik (of versoenbaarheidsmodus in Internet Explorer afskakel). Intussen, om volgehoue ​​ondersteuning te verseker, sal ons die werf sonder style en JavaScript vertoon.
Ons rapporteer bewyse van aktiewe seebodemopheffing en gasvrystellings etlike kilometers van die kus van die hawe van Napels (Italië) af. Pokmerke, heuwels en kraters is kenmerke van die seebodem. Hierdie formasies verteenwoordig die toppe van vlak korsstrukture, insluitend pagodes, foute en voue wat vandag die seebodem affekteer. Hulle het die gedrukte reaksie van manurisasie van koolsuurgas en smeltkoolstofdioksied aangeteken. ts en korsgesteentes.Hierdie gasse is waarskynlik soortgelyk aan dié wat die hidrotermiese stelsels van Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius voed, wat suggereer dat 'n mantelbron gemeng is met korsvloeistowwe onder die Golf van Napels. Ondersee-uitbreiding en breuk wat veroorsaak word deur die gasopheffing en drukproses vereis 'n oordruk van 2-, 3 vloeistowwe of gasse opwaartse druk van 2-3 vloeistowwe. nie-vulkaniese omwentelinge wat seebodemuitbarstings en/of hidrotermiese ontploffings kan aankondig.
Diepsee hidrotermiese (warm water en gas) ontladings is 'n algemene kenmerk van middel-oseaan rante en konvergente plaat marges (insluitend ondergedompelde dele van eiland boë), terwyl koue ontladings van gas hidrate (chlatrate) dikwels kenmerkend is van kontinentale rakke en passiewe rande van seewater ontladings1, 2,3,4, 5, 4, 4, 4, 4, 4, 3, 4, 5 s (magma reservoirs) binne die kontinentale kors en/of mantel.Hierdie ontladings kan die opkoms van magma deur die boonste lae van die aardkors voorafgaan en uitloop op die uitbarsting en inplasing van vulkaniese seeberge6.Daarom, identifisering van (a) morfologieë wat verband hou met die (a) morfologieë wat verband hou met die (a)bevolking van die seebevolking en gasbevolkings wat met die (aktiewe) see-vulkaniese vervorming geassosieer word. streek van Napels in Italië (~1 miljoen inwoners) is van kritieke belang vir die assessering van moontlike vulkane. Vlak uitbarsting. Verder, terwyl morfologiese kenmerke wat verband hou met diepsee hidrotermiese of hidraatgasvrystellings relatief goed bekend is as gevolg van hul geologiese en biologiese eienskappe, is die uitsonderings morfologiese kenmerke wat met vlakker waters geassosieer word, behalwe dié wat in die meer voorkom, behalwe dié wat in die meer voorkom12, is daar betreklik nuwe waters teenwoordig. smic, waterkolom, en geochemiese data vir 'n onderwater, morfologies en struktureel komplekse streek wat geraak word deur gasvrystellings in die Golf van Napels (Suid-Italië), ongeveer 5 km vanaf die hawe van Napels.Hierdie data is ingesamel tydens die SAFE_2014 (Augustus 2014) cruise aan boord van die R/V Urania struktuur en interpreteer gas aan boord van die see. die bronne van ventilasievloeistowwe te ondersoek, die meganismes wat gasopkoms en gepaardgaande vervorming reguleer te identifiseer en te karakteriseer, en vulkanologie-impakte te bespreek.
Die Golf van Napels vorm die Plio-Kwaternêre westelike marge, die NW-SO verlengde Campania tektoniese depressie13,14,15.EW van Ischia (ongeveer 150-1302 nC), Campi Flegre krater (ongeveer 300-1538) en Soma-SO langwerpige tektoniese depressie13,14,15.EW van Ischia (ongeveer 150-1302 nC), Campi Flegre-krater (ongeveer 300-1538) en Soma-SO-verlengde Kampanië-tektoniese depressie (vanaf 4 nC) die noordelike rangskikking tot 4 nC. 5, terwyl die suide aan die Sorrento-skiereiland grens (Fig. 1a). Die Golf van Napels word geraak deur die heersende NE-SW en sekondêre NW-SO beduidende verskuiwings (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesuvius word gekenmerk deur hidrotermiese manifestasies, en sal die grondvervorming,17,17,17 sekondêre gebeurtenisse,17,1,7 Som Flegrei in 1982-1984, met opheffing van 1,8 m en duisende aardbewings). Onlangse studies19,20 dui daarop dat daar 'n verband kan wees tussen die dinamika van Soma-Vesuvius en dié van Campi Flegre, wat moontlik geassosieer word met 'diep' enkelmagma-reservoirs. Vulkaniese aktiwiteit en seevlak van die Flegrei reservoirs en die seevlak1 van die Vegrei ka6-vlak. uvius het die sedimentêre stelsel van die Golf van Napels beheer. Die lae seevlak by die laaste gletsermaksimum (18 ka) het gelei tot die regressie van die aflandige-vlak sedimentêre stelsel, wat daarna gevul is deur transgressiewe gebeure tydens die Laat Pleistoseen-Holoseen. Duiksese gasvrystellings is opgespoor rondom die berge van die Ischius en die ooste van die Ischius-Vleë (someiland). Fig.1b).
(a) Morfologiese en strukturele rangskikkings van die kontinentale plat en die Golf van Napels 15, 23, 24, 48. Punte is belangrike ondersese uitbarstingsentrums;rooi lyne verteenwoordig groot foute.(b) Batimetrie van die Baai van Napels met bespeurde vloeistofopenings (kolletjies) en spore van seismiese lyne (swart lyne). Die geel lyne is die trajekte van seismiese lyne L1 en L2 wat in Figuur 6 gerapporteer word. Die grense van die Banco della Montagna (BdM) is gemerk deur die geel-streep struktuur (BdM) gemerk deur die geel-streep struktuur. liggings van die akoestiese waterkolomprofiele, en die CTD-EMBlank-, CTD-EM50- en ROV-rame word in Fig. 5 gerapporteer. Die geel sirkel dui die ligging van die monstergasontlading aan, en die samestelling daarvan word in Tabel S1 getoon.Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) gebruik Surfer®-grafika gegenereer deur Surfer® 13.
Gebaseer op data wat verkry is tydens die SAFE_2014 (Augustus 2014)-vaart (sien Metodes), is 'n nuwe Digitale Terreinmodel (DTM) van die Golf van Napels met 'n resolusie van 1 m gekonstrueer. DTM toon dat die seebodem suid van die Napelshawe gekenmerk word deur 'n ligweg skuins suidgerigte (helling ≤3°5) plaaslik onderbreek deur 'n 5-0°5-oppervlak. bekend as Banco della Montagna (BdM).Fig.1a,b).BdM ontwikkel op 'n diepte van ongeveer 100 tot 170 meter, 15 tot 20 meter bokant die omliggende seebodem. Die BdM-koepel het 'n heuwelagtige morfologie vertoon as gevolg van 280 subsirkulêre tot ovaalheuwels (Fig. 2a), 665 keëls, en die hoogte van 'n maksimum van 30 m en 30 m hoogte. 22 m en 1 800 m, onderskeidelik.Die sirkelvormigheid [C = 4π(area/omtrek2)] van die hope het afgeneem met toenemende omtrek (Fig. 2b). Aksiale verhoudings vir hope het gewissel tussen 1 en 6.5, met hope met 'n aksiale verhouding >2 wat 'n voorkeur N15° versprei het en N15 meer versprei het, N15° meer versprei het. °O tot N145°O slaan (Fig. 2c).Enkele of belynde keëls bestaan ​​op die BdM-vlak en bo-op die heuwel (Fig. 3a,b). Die keëlvormige rangskikkings volg die rangskikking van die heuwels waarop hulle geleë is. Pokmerke is gewoonlik op die plat seebodem (Fig. 3c) en soms op heuwels geleë. Die ruimtelike digthede van keëls en die predominante suidwestelike begrensing demonstreer dat die suidoostelike grens en die suidwestelike begrensing in lyn is. ries van die BdM-koepel (Fig. 4a,b);die minder uitgebreide NW-SO-roete is in die sentrale BdM-streek geleë.
(a) Digitale terreinmodel (1 m selgrootte) van die koepel van Banco della Montagna (BdM).(b) Omtrek en rondheid van BdM-hope.(c) Aksiale verhouding en hoek (oriëntasie) van die hoofas van die beste gepaste ellips wat die heuwel omring. Die standaardfout van die Digital Terrain-model is 0,004 m;die standaardfoute van omtrek en rondheid is onderskeidelik 4,83 m en 0,01, en die standaardfoute van aksiale verhouding en hoek is onderskeidelik 0,04 en 3,34°.
Besonderhede van geïdentifiseerde keëls, kraters, heuwels en putte in die BdM-streek wat uit die DTM in Figuur 2 onttrek is.
(a) Belyningskegels op 'n plat seebodem;(b) keëls en kraters op NW-SO skraal heuwels;(c) sakmerke op 'n oppervlak wat liggies gedoop is.
(a) Ruimtelike verspreiding van bespeurde kraters, putte en aktiewe gasontladings.(b) Ruimtelike digtheid van kraters en putte gerapporteer in (a) (getal/0.2 km2).
Ons het 37 gasvrystellings in die BdM-streek geïdentifiseer vanaf ROV-waterkolom-ekoloodbeelde en direkte waarnemings van die seebodem wat tydens die SAFE_2014-vaart in Augustus 2014 verkry is (Figure 4 en 5). Die akoestiese afwykings van hierdie emissies toon vertikaal langwerpige vorms wat tussen die seebodem en vertikaal 71 m opstyg. , het akoestiese anomalieë 'n byna aaneenlopende "trein" gevorm.Die waargenome borrelpluime verskil baie: van aaneenlopende, digte borrelvloei tot kortstondige verskynsels (Supplementary Movie 1).ROV-inspeksie maak voorsiening vir visuele verifikasie van die voorkoms van seebodem-vloeistofopenings en beklemtoon klein pokkies op die seebodem, soms sebdi-gevalle omring deur die seebodem. emissies. Die ventilasie-morfologie toon 'n sirkelvormige opening aan die bokant met geen opvlam in die waterkolom nie. Die pH in die waterkolom net bokant die afvoerpunt het 'n aansienlike daling getoon, wat plaaslik meer suur toestande aandui (Fig.5c,d). Die pH bokant die BdM-gasafvoer op 75 m diepte het veral van 8,4 (op 70 m diepte) tot 7,8 (op 75 m diepte) (Fig. 5c) afgeneem, terwyl ander terreine in die Golf van Napels pH-waardes tussen 0 en 160 m tussen 0 en 160 m in die 5. Fig. beduidende veranderinge in seewatertemperatuur en soutgehalte het ontbreek by twee terreine binne en buite die BdM-gebied van die Golf van Napels. Op 'n diepte van 70 m is die temperatuur 15 °C en die soutgehalte is ongeveer 38 PSU (Fig. 5c,d). Metings van pH, temperatuur en suurgehalte het geassosieer met die afwesigheid van die soutgehalte en die suurgehalte wat geassosieer word met die afwesigheid van BM en bd) of baie stadige ontlading van termiese vloeistowwe en pekelwater.
(a) Verkrygingsvenster van die akoestiese waterkolomprofiel (egometer Simrad EK60).Vertikale groen band wat ooreenstem met die gasvlam wat bespeur is op die EM50-vloeistofafvoer (ongeveer 75 m onder seevlak) geleë in die BdM-streek;die onderste en seebodem-multiplekseine word ook getoon (b) versamel met 'n afstandbeheerde voertuig in die BdM-streek Die enkele foto toon 'n klein krater (swart sirkel) omring deur rooi tot oranje sediment.(c,d) Multiparameter sonde CTD data verwerk met behulp van SBED-Win32 sagteware (Seasave, weergawe 7.23.2, weergawe 7.23.2). EM50 (paneel c) en buite die Bdm-ontladingsarea paneel (d).
Ons het tussen 22 en 28 Augustus 2014 drie gasmonsters van die studie-area versamel. Hierdie monsters het soortgelyke samestellings getoon, oorheers deur CO2 (934-945 mmol/mol), gevolg deur relevante konsentrasies van N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) en H2S (41 mmol/mol) en H20 mmol/mol. mier (onderskeidelik <0,052 en <0,016 mmol/mol) (Fig. 1b; Tabel S1, Aanvullende film 2). Relatiewe hoë konsentrasies O2 en Ar is ook gemeet (tot onderskeidelik 3,2 en 0,18 mmol/mol). (hoofsaaklik benseen), propeen en swaelbevattende verbindings (tiofeen). Die 40Ar/36Ar-waarde stem ooreen met lug (295.5), alhoewel monster EM35 (BdM-koepel) 'n waarde van 304 het, wat 'n geringe oormaat van 40Ar toon. Die δ15N-verhouding tot +15N-verhouding was hoër as vir lug-18s, (δ15N-verhouding tot +1.9C), terwyl δ15N-verhouding hoër was as vir lug- .9s, (δ-op-waarde) (δ-op). gewissel van -0.93 tot 0.44% teenoor V-PDB.R/Ra waardes (na regstelling vir lugbesoedeling deur gebruik te maak van die 4He/20Ne verhouding) was tussen 1.66 en 1.94, wat die teenwoordigheid van 'n groot fraksie van die mantel aandui. Deur die helium isotoop te kombineer, kan die B-bron van CO2 in die missie van CO2 en B ise verder uitgeklaar.In die CO2-kaart vir CO2/3He versus δ13C (Fig.6), word die BdM-gassamestelling vergelyk met dié van die Ischia-, Campi Flegrei- en Somma-Vesuvius fumaroles.Figuur 6 rapporteer ook teoretiese menglyne tussen drie verskillende koolstofbronne wat by BdM-gasproduksie betrokke kan wees: opgeloste mantel-afgeleide smelte, organies-ryke sedimente, en karbonate wat op die BdM-vulkane val wat op die BdM-vulkane val, en karbonate val. , vermenging tussen mantelgasse (wat aanvaar word om effens verryk te wees in koolstofdioksied relatief tot klassieke MORB's vir die doel om die data te pas) en reaksies wat veroorsaak word deur kors ontkarbonisering Die resulterende gasgesteente.
Hibriede lyne tussen mantelsamestelling en eindlede van kalksteen en organiese sedimente word gerapporteer vir vergelyking. Bokse verteenwoordig die fumaroolgebiede van Ischia, Campi Flegrei en Somma-Vesvius 59, 60, 61. Die BdM-monster is in die gemengde neiging van die Campania-vulkaan. Die eindlidgas van die mantle-bron-koolstofreaksie van die koolstofbron is die koolstofreaksie wat deur die kool geproduseer word.
Seismiese afdelings L1 en L2 (Fig. 1b en 7) toon die oorgang tussen BdM en die distale stratigrafiese rye van die Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) en Campi Flegrei (L2, Fig. 7b) vulkaniese streke. tot matige amplitude en laterale kontinuïteit (Fig. 7b,c).Hierdie laag sluit mariene sedimente in wat deur die Laaste Glacial Maximum (LGM)-stelsel gesleep word en bestaan ​​uit sand en klei23.Die onderliggende PS-laag (Fig. 7b–d) word gekenmerk deur 'n chaotiese tot deursigtige fase in die vorm van kolomme of uurglase.Die bokant van die see- of seesire-afsettings. soortgelyke geometrieë demonstreer die indringing van PS deursigtige materiaal in die boonste MS-afsettings. Opheffing is verantwoordelik vir die vorming van voue en verskuiwings wat die MS-laag en oorliggende hedendaagse sedimente van die BdM-seebodem affekteer (Fig. 7b–d). Die MS-stratigrafiese interval is duidelik gedelamineer in die BENE-gedeelte van die L1-gas-gedeelte in die rigting van die BENE-gedeelte van die duns, terwyl dit in die rigting van die L1-Gas gedelamineer is. ) gedek deur sommige interne vlakke van die MS-volgorde (Fig.7a). Swaartekragkerne wat aan die bokant van die BdM versamel is wat ooreenstem met die deursigtige seismiese laag, dui aan dat die boonste 40 cm bestaan ​​uit sand wat onlangs tot op hede neergelê is;)24,25 en puimsteenfragmente van die plofbare uitbarsting van Campi Flegrei van “Naples Yellow Tuff” (14.8 ka)26.Die deursigtige fase van die PS-laag kan nie alleen deur chaotiese vermengingsprosesse verklaar word nie, want die chaotiese lae geassosieer met grondverskuiwings, moddervloei en piroklastiese strome wat buite die Golf van Napels2, 3d is. 24.Ons kom tot die gevolgtrekking dat die waargenome BdM PS seismiese fasies sowel as die voorkoms van die ondersese uitloper PS-laag (Fig. 7d) die opheffing van aardgas weerspieël.
(a) Enkelspoor seismiese profiel L1 (navigasiespoor in Fig. 1b) wat 'n kolomvormige (pagode) ruimtelike rangskikking aantoon. Die pagode bestaan ​​uit chaotiese neerslae van puimsteen en sand. Die gasversadigde laag wat onder die pagode bestaan, verwyder die kontinuïteit van die dieper formasies.(b) Enkelkanaal-in-2kanaal-afsetting (seisimiese profiel) en Fig. seebodemhope, mariene (MS) en puimsteensandafsettings (PS).(c) Die vervormingsbesonderhede in MS en PS word in (c,d) gerapporteer. As 'n snelheid van 1580 m/s in die boonste sediment aanvaar word, verteenwoordig 100 ms ongeveer 80 m op die vertikale skaal.
Die morfologiese en strukturele kenmerke van BdM is soortgelyk aan ander ondersese hidrotermiese en gashidraatvelde wêreldwyd2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 en word dikwels geassosieer met opheffings (gewelfe en heuwels) en gasontlading (keëls, putte wat gekonstrueer en in lyn is). vermoë (Figure 2 en 3).Die ruimtelike rangskikking van heuwels, putte en aktiewe vents dui daarop dat hul verspreiding gedeeltelik beheer word deur die NW-SO en NE-SW impakfrakture (Fig. 4b).Dit is die voorkeuraanvalle van verskuiwingsstelsels wat die Campi Flegrei en Somma-Vesuvius beïnvloed, die ligging van die vulkaniese struktuur van die golf en die Golf van die eertydse vulkaniese struktuur en die Golf beheer van die besondere vulkaniese gebiede en die Golf. Campi Flegrei krater35.Ons kom dus tot die gevolgtrekking dat verskuiwings en breuke in die Golf van Napels die voorkeurroete vir gasmigrasie na die oppervlak verteenwoordig, 'n kenmerk wat deur ander struktureel beheerde hidrotermiese stelsels gedeel word36,37.3a,c).Dit dui daarop dat hierdie heuwels nie noodwendig voorlopers tot putvorming verteenwoordig nie, soos ander skrywers voorgestel het vir gashidraatsones32,33.Ons gevolgtrekkings ondersteun die hipotese dat ontwrigting van koepel seebodemsedimente nie altyd tot die vorming van putte lei nie.
Die drie versamelde gasvrystellings toon chemiese handtekeninge tipies van hidrotermiese vloeistowwe, naamlik hoofsaaklik CO2 met beduidende konsentrasies van reducerende gasse (H2S, CH4 en H2) en ligte koolwaterstowwe (veral benseen en propileen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 gasse wat teenwoordig is by (Opher, 44, 45). wat nie na verwagting teenwoordig sal wees in ondersese emissies nie, kan wees as gevolg van besoedeling van lug opgelos in seewater wat in kontak kom met gasse wat in plastiekbokse gestoor word wat vir monsterneming gebruik word, aangesien ROV's van die seebodem na die see onttrek word om in opstand te kom. Omgekeerd, positiewe δ15N-waardes en 'n hoë N2/Ar (tot 480 hoër as A-2 is wat ekstra geproduseer word) mosferiese bronne, in ooreenstemming met die oorheersende hidrotermiese oorsprong van hierdie gasse. Die hidrotermiese-vulkaniese oorsprong van die BdM-gas word bevestig deur die CO2- en He-inhoude en hul isotopiese handtekeninge. Koolstofisotope (δ13C-CO2 van -0.93% tot +0.4%) en CO2/3He-waardes dui op 1 × 01 tot 01 s. × 01 s. dat die BdM-monsters behoort aan 'n gemengde neiging van fumarole rondom die Golf van Napels se mantel-eindlede en ontkarbonisering Die verwantskap tussen die gasse wat deur die reaksie geproduseer word (Figuur 6). Meer spesifiek, die BdM-gasmonsters is langs die mengneiging op ongeveer dieselfde plek geleë as die vloeistowwe van die aangrensende Campi Flegrei en Somma-vroue, wat meer naby die vol-Vees is. r tot aan die einde van die mantel. Somma-Vesuvius en Campi Flegrei het hoër 3He/4He-waardes (R/Ra tussen 2,6 en 2,9) as BdM (R/Ra tussen 1,66 en 1,96;Tabel S1).Dit dui daarop dat die byvoeging en akkumulasie van radiogene He afkomstig is van dieselfde magmabron wat die Somma-Vesuvius en Campi Flegrei vulkane gevoed het.Die afwesigheid van waarneembare organiese koolstoffraksies in BdM-vrystellings dui daarop dat organiese sedimente nie by die BdM-ontgassingsproses betrokke is nie.
Gebaseer op die data wat hierbo gerapporteer is en resultate van eksperimentele modelle van koepelagtige strukture wat met ondersese gasryke streke geassosieer word, kan diepgasdrukvorming verantwoordelik wees vir die vorming van kilometerskaal BdM-koepels. Om die oordruk Pdef wat na die BdM-gewelf lei, te skat, het ons 'n dunplaatmeganika-model33,34 toegepas, met die veronderstelling dat die vM-sirkulêre data is, van 'n subsirkel van radius 'n groter as 'n vervormde sagte viskose afsetting Die vertikale maksimum verplasing w en dikte h van die (Aanvullende Fig. S1).Pdef is die verskil tussen totale druk en rots statiese druk plus waterkolomdruk.By BdM is die radius ongeveer 2 500 m, w is 20 m, en die h maksimum geskat vanaf die seismiese wPde is ongeveer 460 Pfde = 140 Pfde profiel. D/a4 van die verhouding, waar D die buigstyfheid is;D word gegee deur (E h3)/[12(1 – ν2)], waar E die Young se modulus van die afsetting is, ν Poisson se verhouding (~0.5)33 is. Aangesien die meganiese eienskappe van BdM sedimente nie gemeet kan word nie, stel ons E = 140 kPa, wat 'n redelike waarde is vir BdM sediment 417y hoër as die kussand 417y hoër. waardes gerapporteer in die literatuur vir slikklei-afsettings (300 < E < 350,000 kPa)33,34 omdat BDM-afsettings hoofsaaklik uit sand bestaan, nie slik of slikklei24. ing low w/a and/of what.In BdM kan styfheidsvermindering as gevolg van plaaslike gasversadiging van die sediment en/of die voorkoms van voorafbestaande frakture ook bydra tot mislukking en gevolglike gasvrystelling, wat die vorming van die waargenome ventilasiestrukture moontlik maak. heuwels, voue, foute en sedimentêre snitte (Fig.7b,c).Dit dui daarop dat die 14.8 tot 12 ka ou puimsteen deur 'n opwaartse gasvervoerproses in die jonger MS-laag binnegedring het. Die morfologiese kenmerke van die BdM-struktuur kan gesien word as die resultaat van die oordruk wat geskep word deur die vloeistofafvoer wat deur die GSL geproduseer word. Gegewe dat aktiewe ontlading vanaf die seebodem tot bo-oor die seebodem 140 tot by die GSL-druk gesien kan word. oorskry 1 700 kPa. Opwaartse migrasie van gasse in die sedimente het ook die effek gehad van skropmateriaal wat in die MS vervat is, wat die teenwoordigheid van chaotiese sedimente in swaartekragkerne wat op BdM25 geneem is, verduidelik. Verder skep die oordruk van die GSL 'n komplekse breukstelsel (polygonale fout in Fig. ”49,50, is oorspronklik toegeskryf aan sekondêre effekte van ou gletserformasies, en word tans geïnterpreteer as die effekte van stygende gas31,33 of evaporites50 .By die kontinentale marge van Kampanië is verdampingssedimente skaars, ten minste binne die boonste 3 km van die kors, word die groeimeganisme van die kors waarskynlik beheer om die groei van die kors te beheer. die sedimente. Hierdie gevolgtrekking word ondersteun deur die deursigtige seismiese gesigte van die pagode (Fig.7), asook gravitasiekerndata soos voorheen gerapporteer24, waar hedendaagse sand uitbars met 'Pomici Principali'25 en 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Verder het PS-afsettings die boonste MS-laag binnegedring en vervorm (Fig. 7d). Hierdie strukturele rangskikking dui daarop dat die pagoda-hoofpyplyn en nie net 'n pagoda-pyplyn gaan nie. vorming van die pagode: a) die digtheid van die sagte sediment neem af soos gas van onder af inkom;b) die gas-sedimentmengsel styg, wat die waargenome vou-, verskuiwings- en breuk is wat MS-afsettings veroorsaak (Figuur 7). 'n Soortgelyke vormingsmeganisme is voorgestel vir pagodes wat met gashidrate in die Suid-Skotiese See (Antarktika) geassosieer word. van MS-golwings en met inagneming van die stratigrafie van die BdM swaartekragkern, lei ons af dat die vormingsouderdom van die pagodestrukture minder as ongeveer 14–12 ka is.Verder is die groei van hierdie strukture steeds aktief (Fig. 7d) aangesien sommige pagodes die oorliggende hedendaagse BdM sand (Fig.7d) binnegeval en vervorm het.
Die pagode se versuim om die hedendaagse seebodem oor te steek, dui daarop dat (a) gasopkoms en/of plaaslike staking van gas-sedimentvermenging, en/of (b) moontlike laterale vloei van gas-sedimentmengsel nie 'n gelokaliseerde oordrukproses toelaat nie.Volgens die diapir-teorie-model52 toon die laterale vloei 'n negatiewe balans tussen die tempo van toevoer van onder en opwaartse gasverlaging in die tempo van toevoer in die pagodas opwaarts. die toevoertempo kan verband hou met die toename in die digtheid van die mengsel as gevolg van die verdwyning van die gastoevoer. Die resultate wat hierbo opgesom is en die dryfkrag-beheerde styging van die pagode laat ons toe om die lugkolomhoogte hg te skat. Die dryfvermoë word gegee deur ΔP = hgg (ρw – ρg), waar g swaartekrag (9.8 m/s) is, en ρw die water van die water en ρw respek is. ΔP is die som van die voorheen berekende Pdef en die litostatiese druk Plith van die sedimentplaat, dws ρsg h, waar ρs die sedimentdigtheid is. In hierdie geval word die waarde van hg wat benodig word vir die verlangde dryfkrag gegee deur hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw)/[g (ρw) ] – ρg (ρw) ] we. 0d = (M,0) ] we. sien hierbo), ρw = 1,030 kg/m3, ρs = 2,500 kg/m3, ρg is weglaatbaar omdat ρw ≫ρg.Ons kry hg = 245 m, 'n waarde wat die diepte van die bodem van die GSL verteenwoordig.ΔP is 2,4 MPa, wat die oordruk- of MVA-vorm vereis om te breek.
Die samestelling van die BdM-gas stem ooreen met mantelbronne wat verander is deur die byvoeging van vloeistowwe wat geassosieer word met dekarbonisasiereaksies van korsgesteentes (Fig. 6). Ruwe EW-belynings van BdM-koepels en aktiewe vulkane soos Ischia, Campi Flegre en Soma-Vesuvius, tesame met die hele samestelling van die gasse gasse wat vrygestel word, dui daarop dat die Na-gasse wat vrygestel word onder en meer van die gasse wat vrygestel word, dui meer korsvloeistowwe beweeg van wes (Ischia) na oos (Somma-Vesuivus) (Fig. 1b en 6).
Ons het tot die gevolgtrekking gekom dat daar in die Baai van Napels, 'n paar kilometer van die hawe van Napels, 'n 25 km2 wye koepelagtige struktuur is wat deur 'n aktiewe ontgassingsproses beïnvloed word en veroorsaak word deur die plasing van pagodes en heuwels. Tans dui BdM-handtekeninge daarop dat nie-magmatiese turbulensie53 die embrioniese vloeistowwe en die vroeë vulkaan-aktiwiteite kan ontlaai. moet geïmplementeer word om die evolusie van verskynsels te ontleed en om geochemiese en geofisiese seine op te spoor wat dui op potensiële magmatiese versteurings.
Akoestiese waterkolomprofiele (2D) is tydens die SAFE_2014 (Augustus 2014) vaart op die R/V Urania (CNR) deur die Nasionale Navorsingsraad Instituut vir Kus Mariene Omgewing (IAMC) verkry. Akoestiese steekproefneming is uitgevoer deur 'n wetenskaplike bundelsplitsende eggoloods Simrad EK60 wat teen 38 kHz gemiddeld gewerk het. onderbeelde is gebruik om vloeistofontladings te identifiseer en hul ligging in die versamelarea (tussen 74 en 180 m bsl) akkuraat te definieer. Meet fisiese en chemiese parameters in die waterkolom met behulp van multiparameter-probes (geleidingsvermoë, temperatuur en diepte, CTD). Data is ingesamel met behulp van 'n CTD 911-sonde (SeaBird, SBird, 3D, Inc.) en verwerk (SeaBird, 3, 3, 3, 3, 3, 2, 3, 3, 2, 2, 2). .2). 'n Visuele inspeksie van die seebodem is uitgevoer met behulp van 'n “Pollux III” (GEItaliana) ROV-toestel (afstandbeheerde voertuig) met twee (lae en hoë definisie) kameras.
Multistraal data-verkryging is uitgevoer met behulp van 'n 100 KHz Simrad EM710 multibeam sonarstelsel (Kongsberg). Die stelsel is gekoppel aan 'n differensiële globale posisioneringstelsel om sub-metriese foute in straalposisionering te verseker. Die akoestiese pols het 'n frekwensie van 100 KHz, 'n afvuurpuls van 150° opening van 'n straal van 40 grade en 'n reële stralingssnelheid van 40 grade en 'n reële stralingssnelheidsprofiel. tyd tydens verkryging.Data is verwerk met behulp van PDS2000-sagteware (Reson-Thales) volgens die Internasionale Hydrografiese Organisasie-standaard (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) vir navigasie en gety-korreksie. Geraasvermindering as gevolg van toevallige instrumentspieke en swak gehalte straaluitsluiting is uitgevoer met die bandopsporing en depisiteitsbanduitsluiting is uitgevoer en de- banduitsluiting is uitgevoer. 'n kielstasie wat naby die multi-straal-omskakelaar geleë is en elke 6-8 uur intydse klanksnelheidsprofiele in die waterkolom verkry en toepas om intydse klanksnelheid vir behoorlike straalstuur te verskaf.Die hele datastel bestaan ​​uit ongeveer 440 km2 (0-1200 m diepte). Die data is gebruik om 'n hoë-resolusie digitale terreinmodel (D.TM grid sel) te verskaf (D.TM) finale grootte (D.TM)1a) is gedoen met terreindata (>0 m bo seespieël) wat by die 20 m-roosterselgrootte deur die Italiaanse Geo-Militêre Instituut verkry is.
'n 55-kilometer hoë-resolusie enkelkanaal seismiese dataprofiel, wat tydens veilige seevaarte in 2007 en 2014 ingesamel is, het 'n gebied van ongeveer 113 vierkante kilometer beslaan, beide op die R/V Urania. Marisk-profiele (bv. L1 seismiese profiel, Fig. 1b) is verkry deur die gebruik van die 55-kilometer-eenheid van die boemer-katioenstelsel. gehardloop waarin die bron en ontvanger geplaas is.Die bronhandtekening bestaan ​​uit 'n enkele positiewe piek wat gekenmerk word in die frekwensiereeks 1-10 kHz en dit moontlik maak om weerkaatsers wat deur 25 cm geskei is, op te los. Veilige seismiese profiele is verkry deur gebruik te maak van 'n 1.4 Kj meerpuntige Geospark seismiese bron wat gekoppel is aan Geotrace-sisteem-sagteware van System a K. z bron wat tot 400 millisekondes in sagte sediment onder die seebodem penetreer, met 'n teoretiese vertikale resolusie van 30 cm. Beide Safe en Marsik toestelle is verkry teen 'n tempo van 0.33 skote/sek met 'n vaartuig snelheid <3 Kn. Data is verwerk en aangebied deur gebruik te maak van Geosuite Allworks vloei-sagteware met die volgende korrekte werksvloei-sagteware met Geosuite Allworks-band, KIR, IH, M. filter, en AGC.
Die gas van die onderwater fumarool is op die seebodem opgevang deur gebruik te maak van 'n plastiekboks wat toegerus is met 'n rubberdiafragma aan sy bokant, wat onderstebo deur die ROV oor die ventilasiegat geplaas is. Sodra die lugborrels wat die boks binnekom die seewater heeltemal vervang het, is die ROV terug na 'n diepte van 1 m, en die duiker dra die opgevange gas oor in twee afla- 6 mL toegeruste rubberglas. n afsluitkrane waarin Een gevul is met 20 mL 5N NaOH-oplossing (Gegenbach-tipe fles). Die hoof suurgasspesies (CO2 en H2S) word in die alkaliese oplossing opgelos, terwyl die lae oplosbaarheid gasspesies (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 en ligte koolwaterstowwe deur middel van 'n lae oplosbaarheid van die gas in die kop van die organiese gas gestoor is, is lae-oplosbaarheid van die gas in die gas in die ruimte ontleed. (GC) met behulp van 'n Shimadzu 15A toegerus met 'n 10 m lange 5A molekulêre sifkolom en 'n termiese konduktiwiteitsdetektor (TCD) 54. Argon en O2 is ontleed deur gebruik te maak van 'n Thermo Focus gaschromatograaf toegerus met 'n 30 m lange kapillêre molekulêre sifkolom en TCD met behulp van Shimad a4 ligte hidrokoolstof ontleed. 0 m lange vlekvrye staalkolom gepak met Chromosorb PAW 80/100 mesh, bedek met 23% SP 1700 en 'n vlamionisasiedetektor (FID). Die vloeistoffase is gebruik vir die ontleding van 1) CO2, as, getitreer met 0.5 N HCl-oplossing (Metrohm Basic Titrino) en 2) (H2S-oksidasie, 3, 2) en 2) chromatografie (IC) (IC) (Wantong 761).Die analitiese fout van titrasie, GC en IC analise is minder as 5%.Na standaard ekstraksie- en suiweringsprosedures vir gasmengsels, is 13C/12C CO2 (uitgedruk as δ13C-CO2% en V-PDB) ontleed deur gebruik te maak van 'n Finnaringan Delta5-standaard massa en Sanraringan 55-standaard massa en Vinraringan Delta S55 presisie. cenzo marmer (intern), NBS18 en NBS19 (internasionaal), terwyl analitiese fout en reproduceerbaarheid onderskeidelik ±0.05% en ±0.1% was.
δ15N (uitgedruk as % vs. lug) waardes en 40Ar/36Ar is bepaal deur gebruik te maak van 'n Agilent 6890 N gaschromatograaf (GC) gekoppel aan 'n Finnigan Delta plusXP deurlopende vloei massaspektrometer. Die ontledingsfout is: δ15N±0.1%, 36Ar <Ar<express%, 36Ar<express%, 36Ar<express%, 36Ar<express%-verhouding. waar R 3He/4He is gemeet in die monster en Ra is dieselfde verhouding in die atmosfeer: 1.39 × 10−6)57 is bepaal by die laboratorium van INGV-Palermo (Italië) 3He, 4He en 20Ne is bepaal deur gebruik te maak van 'n dubbele versamelaar massaspektrometer (Helix SFT-Alysna-fout van 5% en 3% na skeiding van GVI). spasies vir He en Ne is onderskeidelik <10-14 en <10-16 mol.
Hoe om hierdie artikel aan te haal: Passaro, S. et al. Seebodemopheffing aangedryf deur 'n ontgassingsproses openbaar ontluikende vulkaniese aktiwiteit langs die kus.wetenskap.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Die geologie en biologie van moderne en antieke seebodemkoolwaterstofsypels en ventilasies: 'n inleiding. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Die globale voorkoms van gashidrate.In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (reds.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofisiese beperkings op hidrotermiese sirkulasie.In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Report of the Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlyn (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktuur en dinamika van middel-oseaanrif hidrotermiese stelsels.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Huidige sienings oor gashidraathulpbronne.energie.en omgewing.wetenskap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Interne struktuur en uitbarstingsgeskiedenis van 'n kilometerskaal moddervulkaanstelsel in die Suid-Kaspiese See.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Seebodemkenmerke wat geassosieer word met deursypeling van koolwaterstowwe vanaf diepwaterkarbonaatmodderhope in die Golf van Cadiz: van moddervloei na karbonaatsedimente.Geografie March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismiese voorstelling van kilometerskaal vloeistofontsnappingspypleidings van die kus van Namibië.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vloeistofvloeieienskappe in olie- en gaspypleidingstelsels: Wat sê hulle vir ons oor komevolusie?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikale evolusie van die Neogene Kwaternêre vloeistofafvoerstruktuur in verhouding tot gasvloeie in die Laer Kongo-kom, aflandige Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hidrotermiese en tektoniese aktiwiteit in die noorde van Yellowstone Lake, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. The Tyrrhenian Basin and the Apennine Arc: Kinematic Relationships Since the Late Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Tektoniese en korsstruktuur by die kontinentale rand van Kampanië: verwantskap met vulkaniese aktiwiteit.mineraal.petrol.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Die relatiewe rol van skeurtektoniek en magmatiese opheffingsprosesse: afleiding uit geofisiese, strukturele en geochemiese data in die Napels-vulkaanstreek (Suid-Italië).Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Meganismes van onlangse vertikale korsbeweging in die Campi Flegrei-krater in suidelike Italië.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Korttermyn grondvervorming en seismisiteit in die geneste Campi Flegrei-krater (Italië): 'n voorbeeld van aktiewe massaherwinning in 'n digbevolkte gebied.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., en Saccorotti, G. Hidrotermiese oorsprong van volgehoue ​​langtermyn 4D-aktiwiteit in die Campi Flegrei-vulkaankompleks in Italië.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. en Mastrolorenzo, G. Vinnige differensiasie in drumpelagtige magmatiese reservoirs: 'n gevallestudie van die Campi Flegrei-krater.wetenskap.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR tydreekse, korrelasie-analise en tyd-korrelasie modellering openbaar 'n moontlike koppeling van Campi Flegrei en Vesuvius.J.Vulkaan.geotermiese.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturele en stratigrafiese struktuur van die eerste helfte van die Tyrreense graben (Golf van Napels, Italië).Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Bronne van koolstof in vulkaniese asgas van Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon-stratigrafie: Reaksies op seevlakdaling en tektoniese opheffing op die buitenste kontinentale plat (Oos-Tirreense marge, Italië). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).