نشكرك على زيارة Nature.com. إصدار المتصفح الذي تستخدمه يدعم CSS بشكل محدود. للحصول على أفضل تجربة، نوصيك باستخدام متصفح محدث (أو إيقاف تشغيل وضع التوافق في Internet Explorer). في غضون ذلك، لضمان استمرار الدعم، سنعرض الموقع بدون أنماط وJavaScript.
نُبلغ عن أدلة على ارتفاع قاع البحر النشط وانبعاثات الغاز على بُعد عدة كيلومترات من ميناء نابولي (إيطاليا). تُعدّ الحفر والتلال والفوهات من سمات قاع البحر. تُمثّل هذه التكوينات قمم الهياكل القشرية الضحلة، بما في ذلك المعابد والصدوع والطيات التي تؤثر على قاع البحر اليوم. وقد سجّلوا ارتفاع وضغط وإطلاق الهيليوم وثاني أكسيد الكربون في تفاعلات إزالة الكربون من ذوبان الوشاح والصخور القشرية. من المُرجّح أن تكون هذه الغازات مُشابهة لتلك التي تُغذّي الأنظمة الحرارية المائية في إسكيا وكامبي فليجري وسوم فيزوف، مما يُشير إلى وجود مصدر للوشاح مُختلط بالسوائل القشرية أسفل خليج نابولي. يتطلّب التمدد والتمزق تحت سطح البحر الناتج عن عملية رفع الغاز والضغط ضغطًا زائدًا يتراوح بين 2 و3 ميجا باسكال. تُعد ارتفاعات قاع البحر والصدوع وانبعاثات الغاز مظاهر للاضطرابات غير البركانية التي قد تُنذر بثورات قاع البحر و/أو ثورات حرارية مائية. انفجارات.
تُعد التفريغات الحرارية المائية (الماء الساخن والغاز) في أعماق البحار سمة مشتركة لتلال منتصف المحيط وحواف الصفائح المتقاربة (بما في ذلك الأجزاء المغمورة من أقواس الجزر)، في حين أن التفريغات الباردة لهيدرات الغاز (الكلاترات) غالبًا ما تكون سمة مميزة للجروف القارية والحواف السلبية1، 2،3،4،5. يشير حدوث التفريغات الحرارية المائية في قاع البحر في المناطق الساحلية إلى مصادر حرارية (خزانات الصهارة) داخل القشرة القارية و/أو الوشاح. قد تسبق هذه التفريغات صعود الصهارة عبر الطبقات العليا من قشرة الأرض وتبلغ ذروتها في ثوران الجبال البحرية البركانية وتثبيتها6. لذلك، فإن تحديد (أ) الأشكال المرتبطة بتشوه قاع البحر النشط و(ب) انبعاثات الغاز بالقرب من المناطق الساحلية المأهولة بالسكان مثل منطقة نابولي البركانية في إيطاليا (حوالي مليون نسمة) أمر بالغ الأهمية لتقييم البراكين المحتملة. ثوران ضحل. علاوة على ذلك، بينما السمات المورفولوجية المرتبطة بانبعاثات الغازات الحرارية المائية أو الهيدراتية في أعماق البحار معروفة نسبيًا بسبب خصائصها الجيولوجية والبيولوجية، والاستثناءات هي السمات المورفولوجية المرتبطة بالمياه الضحلة، باستثناء تلك التي تحدث في بحيرة 12، حيث يوجد عدد قليل نسبيًا من السجلات. هنا، نقدم بيانات جديدة عن الأعماق والزلازل وعمود الماء والكيمياء الجيولوجية لمنطقة معقدة تحت الماء ومعقدة من الناحية المورفولوجية والبنيوية تتأثر بانبعاثات الغاز في خليج نابولي (جنوب إيطاليا)، على بعد حوالي 5 كم من ميناء نابولي. تم جمع هذه البيانات خلال رحلة SAFE_2014 (أغسطس 2014) على متن R / V Urania. نقوم بوصف وتفسير هياكل قاع البحر وتحت السطح حيث تحدث انبعاثات الغاز، والتحقيق في مصادر سوائل التهوية، وتحديد ووصف الآليات التي تنظم ارتفاع الغاز والتشوه المرتبط به، ومناقشة التأثيرات البركانية.
يشكل خليج نابولي الهامش الغربي لعصر البليو الرباعي، ومنخفض كامبانيا التكتوني الممتد من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي13،14،15.EW من إسكيا (حوالي 150-1302 م)، وحفرة كامبي فليجري (حوالي 300-1538) وبركان سوما فيزوف (من <360-1944). ويحصر هذا الترتيب الخليج في الشمال (15 م)، بينما يحد الجنوب شبه جزيرة سورينتو (الشكل 1أ). ويتأثر خليج نابولي بالصدوع الكبيرة السائدة من الشمال الشرقي إلى الجنوب الغربي والصدوع الثانوية من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي (الشكل 1)14،15. وتتميز إسكيا وكامبي فليجري وسوما فيزوف بالمظاهر الحرارية المائية وتشوه الأرض والزلازل الضحلة16،17،18 (على سبيل المثال، الحدث المضطرب في كامبي فليجري في تشير الدراسات الحديثة19،20 إلى أنه قد يكون هناك رابط بين ديناميكيات جبل سوما فيزوف وجبل كامبي فليجري، وربما يرتبط ذلك بخزانات الصهارة المفردة "العميقة". لقد سيطر النشاط البركاني وتذبذبات مستوى سطح البحر في آخر 36 ألف سنة من كامبي فليجري و18 ألف سنة من سوما فيزوف على النظام الرسوبي لخليج نابولي. أدى انخفاض مستوى سطح البحر عند أقصى ذروة جليدية (18 ألف سنة) إلى تراجع النظام الرسوبي الضحل قبالة الساحل، والذي امتلأ لاحقًا بأحداث متجاوزة خلال أواخر العصر البلستوسيني - الهولوسيني. تم اكتشاف انبعاثات غازية تحت الماء حول جزيرة إيشيا قبالة ساحل كامبي فليجري وبالقرب من جبل سوما فيزوف (الشكل 1 ب).
(أ) الترتيبات المورفولوجية والبنيوية للجرف القاري وخليج نابولي 15، 23، 24، 48. النقاط هي مراكز رئيسية للثوران تحت الماء؛ الخطوط الحمراء تمثل الصدوع الرئيسية. (ب) قياس الأعماق لخليج نابولي مع اكتشاف فتحات السوائل (النقاط) وآثار الخطوط الزلزالية (الخطوط السوداء). الخطوط الصفراء هي مسارات الخطوط الزلزالية L1 و L2 المذكورة في الشكل 6. حدود الهياكل الشبيهة بالقبة في Banco della Montagna (BdM) موضحة بخطوط زرقاء متقطعة في (أ، ب). تشير المربعات الصفراء إلى مواقع مقاطع عمود الماء الصوتي، ويتم الإبلاغ عن إطارات CTD-EMBlank و CTD-EM50 و ROV في الشكل 5. تشير الدائرة الصفراء إلى موقع تفريغ غاز العينة، ويظهر تكوينه في الجدول S1. تستخدم Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) الرسومات التي تم إنشاؤها بواسطة Surfer® 13.
بناءً على البيانات التي تم الحصول عليها أثناء رحلة SAFE_2014 (أغسطس 2014) (انظر الأساليب)، تم إنشاء نموذج تضاريس رقمي جديد (DTM) لخليج نابولي بدقة 1 متر. يوضح DTM أن قاع البحر جنوب ميناء نابولي يتميز بسطح منحدر بلطف مواجه للجنوب (منحدر ≤ 3 درجات) متقطع بواسطة هيكل يشبه القبة بحجم 5.0 × 5.3 كم، والمعروف محليًا باسم Banco della Montagna (BdM). الشكل. 1أ، ب). تتطور BdM على عمق حوالي 100 إلى 170 مترًا، على ارتفاع 15 إلى 20 مترًا فوق قاع البحر المحيط. أظهرت قبة BdM مورفولوجيا تشبه التل بسبب 280 تلًا شبه دائري إلى بيضاوي (الشكل 2أ)، و665 مخروطًا، و30 حفرة (الشكلان 3 و4). يبلغ أقصى ارتفاع ومحيط للتل 22 مترًا و1800 مترًا على التوالي. انخفضت دائرية التلال [C = 4π (المساحة / المحيط 2)] مع زيادة المحيط (الشكل 2ب). تراوحت النسب المحورية للتلال بين 1 و6.5، مع ظهور التلال ذات النسبة المحورية >2 ضربة مفضلة N45°E + 15° وضربة ثانوية أكثر تشتتًا وأكثر تشتتًا N105°E إلى N145°E (الشكل 2ج). توجد مخاريط مفردة أو مصطفة على مستوى BdM وعلى قمة الكومة (الشكل 3أ، ب). تتبع الترتيبات المخروطية ترتيب الكومات التي تقع عليها. توجد الحفر عادةً على قاع البحر المسطح (الشكل 3ج) وأحيانًا على الكومات. توضح الكثافات المكانية للمخاريط والحفر أن المحاذاة السائدة من الشمال الشرقي إلى الجنوب الغربي تحدد الحدود الشمالية الشرقية والجنوبية الغربية لقبة BdM (الشكل 4أ، ب)؛ يقع المسار الأقل امتدادًا من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي في منطقة BdM المركزية.
(أ) نموذج التضاريس الرقمي (حجم خلية 1 متر) لقبة بنكو ديلا مونتانا (BdM). (ب) محيط واستدارة تلال BdM. (ج) النسبة المحورية وزاوية (الاتجاه) للمحور الرئيسي لأفضل قطع ناقص مناسب يحيط بالتلة. الخطأ المعياري لنموذج التضاريس الرقمي هو 0.004 متر؛ والأخطاء المعيارية للمحيط والاستدارة هي 4.83 متر و0.01 على التوالي، والأخطاء المعيارية للنسبة المحورية والزاوية هي 0.04 و3.34 درجة على التوالي.
تفاصيل المخاريط والحفر والتلال والحفر التي تم تحديدها في منطقة BdM المستخرجة من DTM في الشكل 2.
(أ) مخاريط المحاذاة على قاع البحر المسطح؛ (ب) المخاريط والحفر على التلال النحيلة الممتدة من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي؛ (ج) الحفر على سطح منحدر قليلاً.
(أ) التوزيع المكاني للحفر والحفر المكتشفة وتصريفات الغاز النشطة. (ب) الكثافة المكانية للحفر والحفر المذكورة في (أ) (العدد/0.2 كم2).
حددنا 37 انبعاثات غازية في منطقة BdM من صور صدى أعمدة المياه ROV والملاحظات المباشرة لقاع البحر التي تم الحصول عليها أثناء رحلة SAFE_2014 في أغسطس 2014 (الشكلان 4 و 5). تُظهر الشذوذات الصوتية لهذه الانبعاثات أشكالًا مستطيلة رأسية ترتفع من قاع البحر، وتتراوح رأسيًا بين 12 وحوالي 70 مترًا (الشكل 5 أ). في بعض الأماكن، شكلت الشذوذات الصوتية "قطارًا" مستمرًا تقريبًا. تتنوع أعمدة الفقاعات المرصودة على نطاق واسع: من تدفقات فقاعات كثيفة مستمرة إلى ظواهر قصيرة العمر (الفيلم التكميلي 1). يسمح فحص ROV بالتحقق البصري من حدوث فتحات سوائل قاع البحر ويسلط الضوء على علامات صغيرة على قاع البحر، محاطة أحيانًا برواسب حمراء إلى برتقالية (الشكل 5 ب). في بعض الحالات، تعيد قنوات ROV تنشيط الانبعاثات. يُظهر شكل الفتحة فتحة دائرية في الأعلى بدون أي توهج في عمود الماء. أظهر الرقم الهيدروجيني في عمود الماء أعلى نقطة التفريغ مباشرةً انخفاض، مما يشير إلى ظروف أكثر حمضية محليًا (الشكل 5 ج، د). وعلى وجه الخصوص، انخفض الرقم الهيدروجيني فوق تفريغ غاز BdM على عمق 75 مترًا من 8.4 (على عمق 70 مترًا) إلى 7.8 (على عمق 75 مترًا) (الشكل 5 ج)، في حين أن المواقع الأخرى في خليج نابولي كان لها قيم الرقم الهيدروجيني بين 0 و160 مترًا في فترة العمق بين 8.3 و8.5 (الشكل 5 د). لم تحدث تغييرات كبيرة في درجة حرارة مياه البحر والملوحة في موقعين داخل وخارج منطقة BdM في خليج نابولي. على عمق 70 مترًا، تكون درجة الحرارة 15 درجة مئوية والملوحة حوالي 38 وحدة فوسفات (الشكل 5 ج، د). أشارت قياسات الرقم الهيدروجيني ودرجة الحرارة والملوحة إلى: أ) مشاركة السوائل الحمضية المرتبطة بعملية إزالة غاز BdM و ب) غياب أو بطء تصريف السوائل الحرارية والمحلول الملحي.
(أ) نافذة الاستحواذ على ملف تعريف عمود الماء الصوتي (مقياس الصدى Simrad EK60). النطاق الأخضر الرأسي المقابل للشعلة الغازية المكتشفة على تفريغ السائل EM50 (حوالي 75 مترًا تحت مستوى سطح البحر) الموجود في منطقة BdM؛ كما تظهر إشارات الإرسال المتعدد للقاع وقاع البحر (ب) تم جمعها بواسطة مركبة يتم التحكم فيها عن بعد في منطقة BdM. تُظهر الصورة الفردية حفرة صغيرة (دائرة سوداء) محاطة برواسب حمراء إلى برتقالية. (ج، د) بيانات CTD لمسبار متعدد المعلمات تمت معالجتها باستخدام برنامج SBED-Win32 (Seasave، الإصدار 7.23.2). أنماط المعلمات المحددة (الملوحة ودرجة الحرارة والرقم الهيدروجيني والأكسجين) لعمود الماء فوق تفريغ السائل EM50 (اللوحة ج) وخارج لوحة منطقة تفريغ Bdm (د).
جمعنا ثلاث عينات غازية من منطقة الدراسة بين 22 و28 أغسطس 2014. أظهرت هذه العينات تركيبات متشابهة، يهيمن عليها ثاني أكسيد الكربون (934-945 ملي مول/مول)، تليها تركيزات ذات صلة من النيتروجين (37-43 ملي مول/مول)، والميثان (16-24 ملي مول/مول) وكبريتات الهيدروجين (0.10 ملي مول/مول) -0.44 ملي مول/مول)، بينما كان الهيدروجين والهليوم أقل وفرة (<0.052 و<0.016 ملي مول/مول، على التوالي) (الشكل 1ب؛ الجدول S1، الفيلم التكميلي 2). كما تم قياس تركيزات عالية نسبيًا من الأكسجين والأرجون (تصل إلى 3.2 و0.18 ملي مول/مول، على التوالي). يتراوح مجموع الهيدروكربونات الخفيفة من 0.24 إلى 0.30 ملي مول/مول وتتكون من ألكانات C2-C4 والعطريات (البنزين بشكل أساسي) والبروبيلين و المركبات المحتوية على الكبريت (ثيوفين). تتوافق قيمة 40Ar/36Ar مع الهواء (295.5)، على الرغم من أن العينة EM35 (قبة BdM) لها قيمة 304، مما يدل على وجود فائض طفيف في 40Ar. كانت نسبة δ15N أعلى من نسبة الهواء (حتى +1.98% مقابل الهواء)، بينما تراوحت قيم δ13C-CO2 من -0.93 إلى 0.44% مقابل قيم V-PDB.R/Ra (بعد التصحيح لتلوث الهواء باستخدام نسبة 4He/20Ne) بين 1.66 و1.94، مما يشير إلى وجود جزء كبير من He في الوشاح. ومن خلال الجمع بين نظير الهيليوم مع ثاني أكسيد الكربون ونظيره المستقر 22، يمكن توضيح مصدر الانبعاثات في BdM بشكل أكبر. في خريطة ثاني أكسيد الكربون لـ CO2/3He مقابل δ13C (الشكل 6)، تمت مقارنة تركيب غاز BdM مع تركيب فوهات Ischia و Campi Flegrei و Somma-Vesuvius. يوضح الشكل 6 أيضًا خطوط الخلط النظرية بين ثلاثة مصادر كربون مختلفة قد تشارك في إنتاج غاز BdM: المصهور المذاب المشتق من الوشاح، والرواسب الغنية بالمواد العضوية، والكربونات. تقع عينات BdM على خط الخلط الذي تصوره البراكين الثلاثة في كامبانيا، أي الخلط بين غازات الوشاح (التي يُفترض أنها غنية قليلاً بثاني أكسيد الكربون نسبة إلى MORBs الكلاسيكية لغرض ملاءمة البيانات) والتفاعلات الناجمة عن إزالة الكربون من القشرة الأرضية. صخرة الغاز الناتجة.
تم الإبلاغ عن الخطوط الهجينة بين تركيب الوشاح والأعضاء النهائية للحجر الجيري والرواسب العضوية للمقارنة. تمثل الصناديق مناطق الفتحات البركانية في إسكيا وكامبي فليجري وسوما فيسفيوس 59، 60، 61. توجد عينة BdM في الاتجاه المختلط لبركان كامبانيا. الغاز الطرفي للخط المختلط هو من مصدر الوشاح، وهو الغاز الناتج عن تفاعل إزالة الكربونات من المعادن الكربونية.
تُظهر المقاطع الزلزالية L1 وL2 (الشكلان 1ب و7) الانتقال بين BdM والتسلسلات الطبقية البعيدة لمنطقتي Somma-Vesuvius (L1، الشكل 7أ) وCampi Flegrei (L2، الشكل 7ب). يتميز BdM بوجود تكوينين زلزاليين رئيسيين (MS وPS في الشكل 7). يُظهر التكوين العلوي (MS) عاكسات شبه متوازية ذات سعة عالية إلى متوسطة واستمرارية جانبية (الشكل 7ب، ج). تتضمن هذه الطبقة رواسب بحرية جرها نظام الحد الأقصى الجليدي الأخير (LGM) وتتكون من الرمل والطين23. تتميز طبقة PS الأساسية (الشكل 7ب-د) بمرحلة فوضوية إلى شفافة على شكل أعمدة أو ساعات رملية. شكل الجزء العلوي من رواسب PS تلالًا في قاع البحر (الشكل 7د). تُظهر هذه الأشكال الهندسية الشبيهة بالحجاب تسلل مادة شفافة من PS إلى رواسب MS العليا. الرفع مسؤول عن تكوين الطيات والصدوع التي تؤثر على طبقة MS والرواسب الحالية التي تعلوها لقاع البحر BdM (الشكل 7ب-د). تم فصل الفاصل الطبقي MS بوضوح في الجزء ENE من القسم L1، بينما يتحول إلى اللون الأبيض تجاه BdM بسبب وجود طبقة مشبعة بالغاز (GSL) مغطاة ببعض المستويات الداخلية لتسلسل MS (الشكل 7أ). تشير نوى الجاذبية التي تم جمعها في الجزء العلوي من BdM المقابلة للطبقة الزلزالية الشفافة إلى أن أعلى 40 سم تتكون من رمال مترسبة مؤخرًا حتى الوقت الحاضر؛ )24،25 وشظايا الخفاف من الانفجار البركاني لـ Campi Flegrei من "Naples Yellow Tuff" (14.8 ka)26. لا يمكن تفسير المرحلة الشفافة لطبقة PS من خلال عمليات الخلط الفوضوية وحدها، لأن الطبقات الفوضوية المرتبطة بالانهيارات الأرضية وتدفقات الطين والتدفقات البركانية الفتاتية الموجودة خارج BdM في خليج نابولي معتمة صوتيًا21،23،24. نستنتج أن السمات الزلزالية لـ BdM PS المرصودة بالإضافة إلى مظهر طبقة PS البارزة تحت سطح البحر (الشكل 7 د) تعكس ارتفاع الغاز الطبيعي.
(أ) ملف تعريف زلزالي أحادي المسار L1 (أثر الملاحة في الشكل 1ب) يظهر ترتيبًا مكانيًا عموديًا (باغودا). يتكون الباغودا من رواسب فوضوية من الخفاف والرمل. تزيل الطبقة المشبعة بالغاز الموجودة أسفل الباغودا استمرارية التكوينات العميقة. (ب) ملف تعريف زلزالي أحادي القناة L2 (أثر الملاحة في الشكل 1ب)، يسلط الضوء على شق وتشوه تلال قاع البحر والرواسب البحرية (MS) ورواسب رمل الخفاف (PS). (ج) تم الإبلاغ عن تفاصيل التشوه في MS وPS في (ج، د). بافتراض سرعة 1580 م/ث في الرواسب العليا، فإن 100 مللي ثانية تمثل حوالي 80 م على المقياس الرأسي.
الخصائص المورفولوجية والبنيوية لـ BdM مماثلة لحقول المياه الحرارية البحرية وحقول هيدرات الغاز الأخرى على مستوى العالم2،12،27،28،29،30،31،32،33،34 وغالبًا ما ترتبط بالارتفاعات (الأقبية والتلال) وتصريف الغاز (المخاريط والحفر). تشير المخاريط والحفر والتلال الطويلة المحاذية لـ BdM إلى نفاذية يتم التحكم فيها هيكليًا (الشكلان 2 و3). يشير الترتيب المكاني للتلال والحفر والفتحات النشطة إلى أن توزيعها يتم التحكم فيه جزئيًا بواسطة كسور التأثير من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي ومن الشمال الشرقي إلى الجنوب الغربي (الشكل 4ب). هذه هي الضربات المفضلة لأنظمة الصدع التي تؤثر على المناطق البركانية كامبي فليجري وسوما فيزوف وخليج نابولي. وعلى وجه الخصوص، يتحكم هيكل الأول في موقع التفريغ الحراري المائي من فوهة كامبي فليجري35. لذلك نستنتج أن الصدوع والكسور تمثل المناطق في خليج نابولي الطريق المفضل لهجرة الغاز إلى السطح، وهي ميزة مشتركة مع أنظمة حرارية مائية أخرى يتم التحكم فيها هيكليًا36،37. والجدير بالذكر أن مخاريط وحفر BdM لم تكن مرتبطة دائمًا بالتلال (الشكل 3أ، ج). ويشير هذا إلى أن هذه التلال لا تمثل بالضرورة مقدمة لتكوين الحفر، كما اقترح مؤلفون آخرون لمناطق هيدرات الغاز32،33. وتدعم استنتاجاتنا الفرضية القائلة بأن تعطيل رواسب قاع البحر القبة لا يؤدي دائمًا إلى تكوين الحفر.
تظهر الانبعاثات الغازية الثلاثة المجمعة توقيعات كيميائية نموذجية للسوائل الحرارية المائية، وهي بشكل أساسي ثاني أكسيد الكربون مع تركيزات كبيرة من الغازات المختزلة (H2S وCH4 وH2) والهيدروكربونات الخفيفة (وخاصة البنزين والبروبيلين)38،39، 40، 41، 42، 43، 44، 45 (الجدول S1). قد يكون وجود الغازات الجوية (مثل O2)، والتي لا يُتوقع وجودها في الانبعاثات البحرية، بسبب التلوث الناجم عن الهواء المذاب في مياه البحر الذي يتلامس مع الغازات المخزنة في الصناديق البلاستيكية المستخدمة في أخذ العينات، حيث يتم استخراج المركبات التي يتم التحكم فيها عن بعد من قاع المحيط إلى البحر للثوران. وعلى العكس من ذلك، تشير قيم δ15N الإيجابية وقيمة N2/Ar المرتفعة (حتى 480) أعلى بكثير من ASW (الماء المشبع بالهواء) إلى أن معظم N2 يتم إنتاجه من مصادر خارج الغلاف الجوي، بما يتفق مع الأصل الحراري المائي السائد لهذه الغازات. تم تأكيد الأصل البركاني الحراري المائي لغاز BdM من خلال محتويات CO2 و He وتوقيعاتها النظيرية. تشير نظائر الكربون (δ13C-CO2 من -0.93٪ إلى +0.4٪) وقيم CO2 / 3He (من 1.7 × 1010 إلى 4.1 × 1010) إلى أن عينات BdM تنتمي إلى اتجاه مختلط من الفتحات البركانية حول أطراف وشاح خليج نابولي وإزالة الكربون العلاقة بين الغازات الناتجة عن التفاعل (الشكل 6). وبشكل أكثر تحديدًا، تقع عينات غاز BdM على طول اتجاه الخلط في نفس الموقع تقريبًا مثل السوائل من بركاني Campi Flegrei و Somma-Veusivus المجاورين. إنها أكثر قشرة من فتحات Ischia، والتي تقع أقرب إلى نهاية الوشاح. تتمتع Somma-Vesuvius و Campi Flegrei بقيم 3He / 4He أعلى (R / Ra بين (R/Ra بين 1.66 و1.96؛ الجدول S1). ويشير هذا إلى أن إضافة وتراكم الهيليوم المشع نشأ من نفس مصدر الصهارة الذي غذّى بركاني سوما فيزوف وكامبي فليجري. ويشير غياب كسور الكربون العضوي القابلة للكشف في انبعاثات BdM إلى أن الرواسب العضوية لا تشارك في عملية إزالة غاز BdM.
بناءً على البيانات المذكورة أعلاه ونتائج النماذج التجريبية للهياكل الشبيهة بالقبة المرتبطة بالمناطق الغنية بالغاز تحت سطح البحر، قد يكون الضغط الغازي العميق مسؤولاً عن تكوين قباب BdM بمقياس كيلومتر. لتقدير Pdef للضغط الزائد المؤدي إلى قبو BdM، طبقنا نموذج ميكانيكا الصفائح الرقيقة33،34 بافتراض، من البيانات المورفولوجية والزلزالية المجمعة، أن قبو BdM عبارة عن صفيحة دائرية نصف قطرها أكبر من رواسب لزجة ناعمة مشوهة. أقصى إزاحة رأسية w وسمك h لـ (الشكل التكميلي S1). Pdef هو الفرق بين الضغط الكلي وضغط الصخور الساكنة بالإضافة إلى ضغط عمود الماء. عند BdM، يبلغ نصف القطر حوالي 2500 متر، وw هو 20 مترًا، والحد الأقصى h المقدر من الملف الزلزالي حوالي 100 متر. نحسب Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 من العلاقة، حيث D هي صلابة الانحناء؛ يتم إعطاء D بواسطة (E h3) / [12 (1 - ν2)]، حيث E هو معامل يونغ للرواسب، ν هي نسبة بواسون (~ 0.5) 33. نظرًا لأنه لا يمكن قياس الخصائص الميكانيكية لرواسب BdM، فقد حددنا E = 140 كيلو باسكال، وهي قيمة معقولة للرواسب الرملية الساحلية 47 مماثلة لـ BdM14،24. لا نأخذ في الاعتبار قيم E الأعلى المذكورة في الأدبيات لرواسب الطين الغريني (300 < E < 350،000 كيلو باسكال) 33،34 لأن رواسب BDM تتكون بشكل أساسي من الرمل، وليس الطمي أو الطين الغريني 24. نحصل على Pdef = 0.3 باسكال، وهو ما يتفق مع تقديرات عمليات رفع قاع البحر في بيئات حوض هيدرات الغاز، حيث يتراوح Pdef من 10-2 إلى 103 باسكال، مع قيم أقل تمثل انخفاض w / a و / أو ماذا. في BdM، قد يساهم انخفاض الصلابة بسبب تشبع الرواسب بالغاز المحلي و/أو ظهور كسور سابقة أيضًا في الفشل وإطلاق الغاز اللاحق، مما يسمح بتكوين هياكل التهوية المرصودة. أشارت ملفات تعريف الزلازل المنعكسة المجمعة (الشكل 7) إلى أن رواسب PS قد تم رفعها من GSL، مما دفع الرواسب البحرية MS التي تعلوها، مما أدى إلى ظهور تلال وطيات وصدوع وقطع رسوبية (الشكل 7 ب، ج). يشير هذا إلى أن الخفاف القديم الذي يتراوح عمره بين 14.8 و12 ألف سنة قد تسلل إلى طبقة MS الأحدث من خلال عملية نقل الغاز إلى الأعلى. يمكن رؤية السمات المورفولوجية لهيكل BdM كنتيجة للضغط الزائد الناتج عن تفريغ السوائل الناتج عن GSL. ونظرًا لأنه يمكن رؤية التفريغ النشط من قاع البحر حتى أكثر من 170 مترًا فوق مستوى سطح البحر48، فإننا نفترض أن الضغط الزائد للسائل داخل GSL يتجاوز 1700 كيلو باسكال. الهجرة الصاعدة للغازات في كان للرواسب أيضًا تأثير مادة التنظيف الموجودة في MS، مما يفسر وجود رواسب فوضوية في عينات الجاذبية المأخوذة من BdM25. وعلاوة على ذلك، فإن الضغط الزائد لـ GSL يخلق نظام كسر معقد (صدع متعدد الأضلاع في الشكل 7ب). وبشكل جماعي، يُعزى هذا الشكل والبنية والتسوية الطبقية، المشار إليها باسم "المعابد"49،50، في الأصل إلى التأثيرات الثانوية للتكوينات الجليدية القديمة، ويتم تفسيرها حاليًا على أنها تأثيرات الغاز المتصاعد31،33 أو المتبخرات50. على الهامش القاري لكامانيا، تكون الرواسب التبخرية نادرة، على الأقل في أعلى 3 كم من القشرة. لذلك، من المرجح أن يتم التحكم في آلية نمو معابد BdM من خلال ارتفاع الغاز في الرواسب. ويدعم هذا الاستنتاج الوجوه الزلزالية الشفافة للباغودا (الشكل 7)، بالإضافة إلى بيانات جوهر الجاذبية كما ورد سابقًا24، حيث الرمال الحالية ينفجر مع "بوميسي برينسيبالي"25 و"نابولي يلو تاف"26 كامبي فليجري. وعلاوة على ذلك، غزت رواسب PS الطبقة العليا من MS وشوَّهتها (الشكل 7د). يشير هذا الترتيب الهيكلي إلى أن الباغودا تمثل بنية صاعدة وليس مجرد خط أنابيب غاز. وبالتالي، تحكم عمليتان رئيسيتان تكوين الباغودا: أ) تقل كثافة الرواسب اللينة مع دخول الغاز من الأسفل؛ ب) يرتفع خليط الغاز والرواسب، وهو ما يُلاحظ حدوث طيات وتصدعات وكسر في رواسب MS (الشكل 7). وقد تم اقتراح آلية تكوين مماثلة للباغودات المرتبطة بهيدرات الغاز في بحر جنوب سكوشا (أنتاركتيكا). ظهرت باغودات BdM في مجموعات في المناطق الجبلية، وبلغ متوسط ​​امتدادها الرأسي 70-100 متر في زمن السفر في الاتجاهين (TWTT) (الشكل 7أ). ونظرًا لوجود تموجات MS ونظرًا لطبقات قلب الجاذبية BdM، فإننا نستنتج أن عمر تكوين هياكل الباغودات أقل من حوالي 14-12 ألف سنة. وعلاوة على ذلك، لا يزال نمو هذه الهياكل نشطًا (الشكل 7د) حيث غزت بعض الباغودات رمال BdM الحالية التي تعلوها وشوهتها (الشكل 7د).
يشير فشل الباغودا في عبور قاع البحر الحالي إلى أن (أ) ارتفاع الغاز و/أو التوقف المحلي لاختلاط الغاز بالرواسب، و/أو (ب) التدفق الجانبي المحتمل لخليط الغاز بالرواسب لا يسمح بعملية ضغط زائد موضعي. ووفقًا لنموذج نظرية ديابير52، يُظهر التدفق الجانبي توازنًا سلبيًا بين معدل إمداد خليط الطين والغاز من الأسفل والمعدل الذي يتحرك به الباغودا إلى الأعلى. قد يكون الانخفاض في معدل الإمداد مرتبطًا بزيادة كثافة الخليط بسبب اختفاء إمداد الغاز. تسمح لنا النتائج الملخصة أعلاه والارتفاع الذي يتم التحكم فيه بالطفو للباغودا بتقدير ارتفاع عمود الهواء hg. يتم إعطاء الطفو بواسطة ΔP = hgg (ρw – ρg)، حيث g هي الجاذبية (9.8 م/ث²) وρw وρg هما كثافتا الماء والغاز على التوالي. ΔP هو مجموع تم حساب Pdef مسبقًا والضغط الليثوستاتيكي Plith للوحة الرواسب، أي ρsg h، حيث ρs هي كثافة الرواسب. في هذه الحالة، يتم إعطاء قيمة hg المطلوبة للطفو المطلوب بواسطة hg = (Pdef + Plith) / [g (ρw – ρg)]. في BdM، نضبط Pdef = 0.3 Pa و h = 100 m (انظر أعلاه)، ρw = 1,030 kg/m3، ρs = 2,500 kg/m3، ρg مهمل لأن ρw ≫ρg. نحصل على hg = 245 m، وهي قيمة تمثل عمق قاع GSL. ΔP هو 2.4 MPa، وهو الضغط الزائد المطلوب لكسر قاع البحر BdM وتشكيل الفتحات.
يتوافق تركيب غاز BdM مع مصادر الوشاح التي تغيرت بإضافة السوائل المرتبطة بتفاعلات إزالة الكربون من الصخور القشرية (الشكل 6). تشير محاذاة EW الخشنة لقباب BdM والبراكين النشطة مثل إسكيا وكامبي فليجري وسوما فيزوف، إلى جانب تركيب الغازات المنبعثة، إلى أن الغازات المنبعثة من الوشاح أسفل منطقة نابولي البركانية بأكملها مختلطة. ينتقل المزيد والمزيد من السوائل القشرية من الغرب (إسكيا) إلى الشرق (سوما فيزوف) (الشكل 1ب و6).
لقد خلصنا إلى أنه في خليج نابولي، على بعد بضعة كيلومترات من ميناء نابولي، يوجد هيكل يشبه القبة بعرض 25 كيلومترًا مربعًا يتأثر بعملية إزالة الغازات النشطة ويتسبب فيه وضع المعابد والتلال. في الوقت الحالي، تشير توقيعات BdM إلى أن الاضطرابات غير البركانية53 قد تسبق النشاط البركاني الجنيني، أي التفريغ المبكر للماغما و/أو السوائل الحرارية. يجب تنفيذ أنشطة المراقبة لتحليل تطور الظواهر والكشف عن الإشارات الجيوكيميائية والجيوفيزيائية التي تشير إلى الاضطرابات البركانية المحتملة.
تم الحصول على ملفات تعريف عمود الماء الصوتي (ثنائي الأبعاد) أثناء رحلة SAFE_2014 (أغسطس 2014) على متن سفينة الأبحاث Urania (CNR) بواسطة معهد البيئة البحرية الساحلية التابع للمجلس الوطني للبحوث (IAMC). تم أخذ العينات الصوتية بواسطة جهاز صدى علمي يعمل بتقسيم الحزمة Simrad EK60 يعمل بتردد 38 كيلو هرتز. تم تسجيل البيانات الصوتية بسرعة متوسطة تبلغ حوالي 4 كم. تم استخدام صور جهاز صدى الصوت المجمعة لتحديد تصريفات السوائل وتحديد موقعها بدقة في منطقة التجميع (بين 74 و180 مترًا فوق مستوى سطح البحر). قياس المعلمات الفيزيائية والكيميائية في عمود الماء باستخدام مجسات متعددة المعلمات (الموصلية ودرجة الحرارة والعمق، CTD). تم جمع البيانات باستخدام مسبار CTD 911 (SeaBird، Electronics Inc.) ومعالجتها باستخدام برنامج SBED-Win32 (Seasave، الإصدار 7.23.2). تم إجراء فحص بصري لقاع البحر باستخدام جهاز "Pollux III" (GEItaliana) ROV (مركبة يتم التحكم فيها عن بعد) مزود بكاميرتين (منخفضة وعالية الدقة).
تم إجراء اكتساب بيانات متعدد الحزم باستخدام نظام سونار متعدد الحزم Simrad EM710 بتردد 100 كيلو هرتز (Kongsberg). يرتبط النظام بنظام تحديد المواقع العالمي التفاضلي لضمان وجود أخطاء دون المتر في تحديد موضع الشعاع. يبلغ تردد النبضة الصوتية 100 كيلو هرتز ونبضة إطلاق 150 درجة وفتح كامل لـ 400 شعاع. قم بقياس وتطبيق ملفات تعريف سرعة الصوت في الوقت الفعلي أثناء الاستحواذ. تمت معالجة البيانات باستخدام برنامج PDS2000 (Reson-Thales) وفقًا لمعيار المنظمة الهيدروغرافية الدولية (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) للملاحة وتصحيح المد والجزر. تم إجراء تقليل الضوضاء بسبب ارتفاعات الأجهزة العرضية واستبعاد الشعاع رديء الجودة باستخدام أدوات تحرير النطاق وإزالة الارتفاعات. يتم إجراء الكشف المستمر عن سرعة الصوت بواسطة محطة عارضة تقع بالقرب من محول متعدد الحزم وتكتسب وتطبق تم إجراء ملفات تعريف لسرعة الصوت في الوقت الفعلي في عمود الماء كل 6-8 ساعات لتوفير سرعة صوتية في الوقت الفعلي لتوجيه الشعاع بشكل صحيح. تتكون مجموعة البيانات بالكامل من حوالي 440 كم 2 (عمق 0-1200 متر). تم استخدام البيانات لتوفير نموذج تضاريس رقمي عالي الدقة (DTM) يتميز بحجم خلية شبكية 1 متر. تم إجراء DTM النهائي (الشكل 1 أ) باستخدام بيانات التضاريس (>0 متر فوق مستوى سطح البحر) التي تم الحصول عليها عند حجم خلية الشبكة 20 مترًا بواسطة المعهد الجغرافي العسكري الإيطالي.
ملف تعريف بيانات زلزالية أحادي القناة عالي الدقة بطول 55 كيلومترًا، تم جمعه أثناء رحلات بحرية آمنة في المحيط في عامي 2007 و2014، غطى مساحة تبلغ حوالي 113 كيلومترًا مربعًا، وكلاهما على متن سفينة الأبحاث Urania. تم الحصول على ملفات تعريف Marrisk (على سبيل المثال، ملف تعريف زلزالي L1، الشكل 1ب) باستخدام نظام IKB-Seistec boomer. تتكون وحدة الاستحواذ من قارب كاتاماران بطول 2.5 متر يوضع فيه المصدر والمستقبل. يتكون توقيع المصدر من ذروة موجبة واحدة تتميز في نطاق التردد 1-10 كيلو هرتز وتسمح بحل العاكسات المنفصلة بمقدار 25 سم. تم الحصول على ملفات تعريف زلزالية آمنة باستخدام مصدر زلزالي Geospark متعدد الأطراف بقوة 1.4 كيلو جول متصل ببرنامج Geotrace (نظام المسح الجيولوجي البحري). يتكون النظام من قارب كاتاماران يحتوي على مصدر 1-6.02 كيلو هرتز يخترق ما يصل إلى 400 مللي ثانية في الرواسب اللينة أسفل تم الحصول على كل من أجهزة Safe و Marsik بمعدل 0.33 لقطة / ثانية مع سرعة السفينة <3 Kn. تمت معالجة البيانات وتقديمها باستخدام برنامج Geosuite Allworks مع سير العمل التالي: تصحيح التمدد، كتم عمود الماء، ترشيح IIR بنطاق ترددي 2-6 كيلو هرتز، و AGC.
تم جمع الغاز من الفتحة البركانية تحت الماء في قاع البحر باستخدام صندوق بلاستيكي مزود بغشاء مطاطي على جانبه العلوي، تم وضعه رأسًا على عقب بواسطة ROV فوق الفتحة. بمجرد استبدال فقاعات الهواء التي تدخل الصندوق بمياه البحر تمامًا، يعود ROV إلى عمق 1 متر، وينقل الغواص الغاز الذي تم جمعه من خلال حاجز مطاطي إلى قارورتين زجاجيتين مفرغتين مسبقًا سعة 60 مل ومزودتين بسدادات تيفلون حيث تم ملء إحداهما بـ 20 مل من محلول هيدروكسيد الصوديوم 5N (قارورة من نوع Gegenbach). يتم إذابة أنواع الغاز الحمضي الرئيسية (CO2 و H2S) في المحلول القلوي، بينما يتم تخزين أنواع الغاز منخفضة الذوبان (N2 و Ar + O2 و CO و H2 و He و Ar و CH4 والهيدروكربونات الخفيفة) في مساحة رأس زجاجة أخذ العينات. تم تحليل الغازات منخفضة الذوبان غير العضوية بواسطة كروماتوغرافيا الغاز (GC) باستخدام Shimadzu 15A مزود بعمود غربال جزيئي 5A بطول 10 أمتار وكاشف توصيل حراري (TCD) 54. تم تحليل الأرجون والأكسجين باستخدام كروماتوغرافيا الغاز Thermo Focus المزودة بعمود غربال جزيئي شعري بطول 30 مترًا وكاشف توصيل حراري (TCD). تم تحليل الميثان والهيدروكربونات الخفيفة باستخدام كروماتوغرافيا الغاز Shimadzu 14A المزودة بعمود من الفولاذ المقاوم للصدأ بطول 10 أمتار معبأ بشبكة Chromosorb PAW 80/100 ومطلية بـ 23٪ SP 1700 وكاشف تأين اللهب (FID). تم استخدام الطور السائل لتحليل 1) CO2، كما هو، معاير بمحلول 0.5 N HCl (Metrohm Basic Titrino) و 2) H2S، كما هو، بعد الأكسدة مع 5 مل H2O2 (33٪)، بواسطة كروماتوغرافيا الأيونات (IC) (IC) (Wantong 761). الخطأ التحليلي للمعايرة، GC وتحليل IC أقل من 5٪. بعد إجراءات الاستخلاص والتنقية القياسية لمخاليط الغاز، تم تحليل 13C / 12C CO2 (المعبر عنها بـ δ13C-CO2٪ و V-PDB) باستخدام مطياف الكتلة Finningan Delta S55،56. كانت المعايير المستخدمة لتقدير الدقة الخارجية هي رخام كارارا وسان فينسينزو (الداخلي)، و NBS18 و NBS19 (الدولية)، في حين كان الخطأ التحليلي وقابلية التكرار ± 0.05٪ و ± 0.1٪ على التوالي.
تم تحديد قيم δ15N (معبرًا عنها كنسبة مئوية مقابل الهواء) وقيم 40Ar/36Ar باستخدام كروماتوجراف الغاز Agilent 6890 N (GC) المقترن بمطياف الكتلة التدفقي المستمر Finnigan Delta plusXP. خطأ التحليل هو: δ15N±0.1%، 36Ar<1%، 40Ar<3%. تم تحديد نسبة نظير الهيليوم (معبرًا عنها كـ R/Ra، حيث R هي 3He/4He المقاسة في العينة وRa هي نفس النسبة في الغلاف الجوي: 1.39 × 10−6)57 في مختبر INGV-Palermo (إيطاليا). تم تحديد 3He و4He و20Ne باستخدام مطياف الكتلة ثنائي المجمع (Helix SFT-GVI)58 بعد فصل الهيليوم والنيكل. خطأ التحليل ≤ 0.3%. الفراغات النموذجية للهليوم والنيكل هي <10-14 و<10-16 مول، على التوالي.
كيفية الاستشهاد بهذه المقالة: Passaro, S. et al.Seafloor uplift driven by a degassing process reveal budding volcanic activity along the coast.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
أهارون، ب. جيولوجيا وبيولوجيا تسربات وفتحات الهيدروكربون في قاع البحر الحديثة والقديمة: مقدمة. رايت المحيط الجغرافي. 14، 69-73 (1994).
بول، سي كيه وديلون، دبليو بي. الانتشار العالمي لهيدرات الغاز. في كفينفولدن، كيه إيه ولورنسون، تي دي (المحرران) 3-18 (هيدرات الغاز الطبيعي: الانتشار والتوزيع والكشف. دراسة جيوفيزيائية للاتحاد الجيوفيزيائي الأمريكي 124، 2001).
فيشر، AT القيود الجيوفيزيائية على الدورة الحرارية المائية. في: هالباش، بي إي، وتونيكليف، في. وهين، جيه آر (المحررون) 29-52 (تقرير ورشة عمل دورهام، نقل الطاقة والكتلة في الأنظمة الحرارية المائية البحرية، مطبعة جامعة دورهام، برلين (2003) ).
كومو، د.، دريسنر، ت. وهينريش، ج. بنية وديناميكيات أنظمة المياه الحرارية في سلسلة التلال الوسطى للمحيط. العلوم 321، 1825-1828 (2008).
بوسويل، ر. وكوليت، تي إس. وجهات النظر الحالية حول موارد هيدرات الغاز.الطاقة والبيئة.العلوم.4، 1206-1215 (2011).
إيفانز، آر جيه، ديفيز، آر جيه، وستيوارت، إس إيه. البنية الداخلية وتاريخ ثوران نظام بركان طيني بمقياس كيلومتر واحد في جنوب بحر قزوين. خزان الحوض 19، 153-163 (2007).
ليون، ر. وآخرون. سمات قاع البحر المرتبطة بتسرب الهيدروكربونات من تلال الطين الكربونية في المياه العميقة في خليج قادس: من تدفق الطين إلى الرواسب الكربونية. الجغرافيا، مارش. رايت. 27، 237-247 (2007).
موس، جيه إل وكارترايت، جيه. تمثيل زلزالي ثلاثي الأبعاد لأنابيب هروب السوائل بمقياس كيلومتر قبالة سواحل ناميبيا. خزان الحوض 22، 481-501 (2010).
أندرسن، كيه جيه خصائص تدفق السوائل في أنظمة خطوط أنابيب النفط والغاز: ماذا تخبرنا عن تطور الحوض؟ جيولوجيا مارس. 332، 89-108 (2012).
هو، إس.، كارترايت، جيه إيه وإيمبرت، بي. التطور الرأسي لهيكل تصريف السوائل في العصر النيوجيني الرباعي فيما يتعلق بتدفقات الغاز في حوض الكونغو السفلي، قبالة سواحل أنجولا. جيولوجيا مارس. 332-334، 40-55 (2012).
جونسون، إس واي وآخرون. النشاط الهيدروحراري والتكتوني في شمال بحيرة يلوستون، وايومنغ. الجيولوجيا. الحزب الاشتراكي. نعم. الثور. 115، 954-971 (2003).
باتاكا، إي. وسارتوري، آر. وسكاندون، بي. حوض التيراني وقوس الأبينيني: العلاقات الحركية منذ أواخر العصر التوتوني. مجلة الجيولوجيا الاجتماعية الإيطالية 45، 425-451 (1990).
ميليا وآخرون. البنية التكتونية والقشرية على الهامش القاري لكامانيا: العلاقة بالنشاط البركاني. المعادن. البنزين. 79، 33-47 (2003)
بيوكي، م.، برونو ب. ب. ودي أستيس ج. الدور النسبي لتكتونيات الصدع وعمليات الرفع الصخري: الاستدلال من البيانات الجيوفيزيائية والبنيوية والجيوكيميائية في منطقة نابولي البركانية (جنوب إيطاليا). جي كيوبيد، 6(7)، 1-25 (2005).
دفوراك، جيه جيه وماسترولورينزو، جي. آليات الحركة القشرية الرأسية الحديثة في فوهة كامبي فليجري في جنوب إيطاليا. الجيولوجيا. الحزب الاشتراكي. نعم. المواصفات. 263، ص 1-47 (1991).
أورسي، ج. وآخرون. تشوه الأرض قصير المدى والنشاط الزلزالي في فوهة كامبي فليجري المتداخلة (إيطاليا): مثال على استعادة الكتلة النشطة في منطقة مكتظة بالسكان. مجلة البراكين والخزانات الحرارية الأرضية. 91، 415-451 (1999).
كوسانو، ب.، بيتروسينو، س.، وساكوروتي، ج. الأصول الحرارية المائية للنشاط الرباعي طويل الأمد المستدام في مجمع كامبي فليجري البركاني في إيطاليا. مجلة البراكين والخزانات الحرارية الأرضية. 177، 1035-1044 (2008).
بابالاردو، ل. وماسترولورينزو، ج. التمايز السريع في الخزانات الصخرية الشبيهة بالعتبة: دراسة حالة من فوهة كامبي فليجري. ساينس. ريب. 2، 10.1038/srep00712 (2012).
والتر، تي آر وآخرون. تكشف سلسلة الزمن InSAR وتحليل الارتباط ونمذجة الارتباط الزمني عن اقتران محتمل بين كامبي فليجري وبركان فيزوف. جيه. بركان.خزان حراري أرضي.280، 104-110 (2014).
ميليا، أ. وتورينتي، م. البنية البنيوية والطبقية للنصف الأول من الخندق التيراني (خليج نابولي، إيطاليا). الفيزياء البنائية 315، 297-314.
سانو، واي. ومارتي، بي. مصادر الكربون في غاز الرماد البركاني من أقواس الجزيرة. الجيولوجيا الكيميائية. 119، 265-274 (1995).
ميليا، أ. دوهرن، طبقات الوادي: الاستجابات لانخفاض مستوى سطح البحر والارتفاع التكتوني على الجرف القاري الخارجي (هامش شرق التيراني، إيطاليا). رسائل جيولوجية بحرية 20/2، 101-108 (2000).