Děkujeme, že jste navštívili Nature.com. Verze prohlížeče, kterou používáte, má omezenou podporu pro CSS. Abyste dosáhli co nejlepšího zážitku, doporučujeme vám používat aktualizovaný prohlížeč (nebo vypnout režim kompatibility v Internet Exploreru). Abychom zajistili nepřetržitou podporu, budeme web mezitím zobrazovat bez stylů a JavaScriptu.
Hlásíme důkazy o aktivním zvednutí mořského dna a emisích plynu několik kilometrů od pobřeží od přístavu Neapol (Itálie). Vrypy, pahorky a krátery jsou rysy mořského dna. Tyto útvary představují vrcholy mělkých korových struktur, včetně pagod, zlomů a vrás, které dnes ovlivňují mořské dno. Zaznamenaly vzestup a uvolňování oxidu uhličitého a dekarbonizace manhelia s. Tyto plyny jsou pravděpodobně podobné těm, které zásobují hydrotermální systémy Ischie, Campi Flegre a Soma-Vesuv, což naznačuje, že pod Neapolským zálivem pochází plášťový zdroj smíchaný s tekutinami z kůry. Podmořská expanze a prasknutí způsobené procesem zvedání plynu a tlakování vyžaduje přetlak 2–3 MPa. erupce na mořském dně a/nebo hydrotermální exploze.
Hlubinné hydrotermální výboje (horká voda a plyn) jsou společným znakem středooceánských hřbetů a okrajů konvergujících desek (včetně ponořených částí ostrovních oblouků), zatímco studené výboje plynných hydrátů (chlatrátů) jsou často charakteristické pro kontinentální šelfy a pasivní okraje1, 2,3,4,5. pláště. Tyto výboje mohou předcházet výstupu magmatu přes nejsvrchnější vrstvy zemské kůry a vyvrcholit erupcí a umístěním sopečných podmořských hor6. Proto identifikace (a) morfologií spojených s aktivní deformací mořského dna a (b) emisí plynů v blízkosti obydlených pobřežních oblastí, jako je sopka v Itálii, je kritická pro posouzení kritické oblasti sopky v Neapolsku. Hallow erupce. Kromě toho, zatímco morfologické rysy spojené s hlubokomořskými hydrotermálními nebo hydrátovými emisemi jsou relativně dobře známé díky svým geologickým a biologickým vlastnostem, výjimkou jsou morfologické rysy spojené s mělčími vodami, kromě těch, které se vyskytují v jezeře 12, existuje relativně málo záznamů. Zde uvádíme nová batymetrická, seismická, strukturální data pro oblast pod vodou, ovlivněnou geomorfologií a plynem. ples (jižní Itálie), přibližně 5 km od neapolského přístavu. Tyto údaje byly shromážděny během plavby SAFE_2014 (srpen 2014) na palubě R/V Urania. Popisujeme a interpretujeme mořské dno a podpovrchové struktury, kde dochází k emisím plynů, zkoumáme zdroje odvětrávacích tekutin, identifikujeme a charakterizujeme mechanismy, které regulují vzestup plynu a související vliv.
Neapolský záliv tvoří Plio-kvartérní západní okraj, SZ-JV protáhlou tektonickou depresi Kampánie13,14,15.VZ od Ischie (asi 150-1302 n.l.), kráter Campi Flegre (asi 300-1538) a uspořádání Soma <3640 Thesuv, ba 1401 n.l. zatímco na jihu hraničí s poloostrovem Sorrento (obr. 1a). Neapolský záliv je ovlivněn převládajícími SV-JZ a sekundárními SZ-JV výraznými zlomy (obr. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesuvius se vyznačují hydrotermálními projevy, deformacemi země a6, mělkým seizmickým proudem18,17 at1 Camp1 82-1984, se zdvihem 1,8 m a tisíci zemětřeseními). Nedávné studie19,20 naznačují, že může existovat souvislost mezi dynamikou Soma-Vesuvu a Campi Flegre, pravděpodobně spojena s „hlubokými“ zásobami jediného magmatu. Sopečná činnost a oscilace hladiny moře v posledních 36 systémech Campigre v usazeninách Campigre a Vesuvka řízených v soustavě Campigre v oblasti Somma a Vesuvka Neapole. Nízká hladina moře na posledním ledovcovém maximu (18 ka) vedla k regresi mělkého sedimentárního systému na moři, který byl následně vyplněn transgresivními událostmi během pozdního pleistocénu-holocénu. Emise podmořských plynů byly zjištěny kolem ostrova Ischia a u pobřeží Campi Flegre a poblíž Mount Soma-Vesuvius (obr.1b).
a) Morfologické a strukturální uspořádání kontinentálního šelfu a Neapolského zálivu 15, 23, 24, 48. Tečky jsou hlavními centry podmořských erupcí;červené čáry představují hlavní poruchy.(b) Bathymetrie Neapolského zálivu se zjištěnými průduchy kapaliny (tečky) a stopami seismických čar (černé čáry). Žluté čáry jsou trajektorie seismických čar L1 a L2 uvedené na obrázku 6. Hranice kopulovitého tvaru C Banco della Montagna (BdM) čtvercové struktury (umístění a akustické přerušované čáry v profilu sloupce jsou označeny modrými přerušovanými čarami). Rámy EMBlank, CTD-EM50 a ROV jsou uvedeny na obr. 5. Žlutý kruh označuje umístění výboje vzorkovacího plynu a jeho složení je uvedeno v tabulce S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) využívá grafiku generovanou Surfer® 13.
Na základě údajů získaných během plavby SAFE_2014 (srpen 2014) (viz Metody) byl zkonstruován nový digitální model terénu (DTM) Neapolského zálivu s rozlišením 1 m. DTM ukazuje, že mořské dno jižně od Neapolského přístavu je charakterizováno mírně se svažující místní strukturou směřující k jihu (sklon ≤3°) přerušovaný 5 km × 3° jako Banco della Montagna (BdM).Obr.1a,b).BdM se vyvíjí v hloubce asi 100 až 170 metrů, 15 až 20 metrů nad okolním mořským dnem. Kopule BdM vykazovala mohylovou morfologii díky 280 podkruhovým až oválným pahorkům (obr. 2a), 665 kuželům a 30 maximálních výšek3 a2 circumference (obr. 2). 2 ma 1 800 m. Kruhovitost [C = 4π(plocha/obvod2)] pahorků se snižovala se zvětšujícím se obvodem (obr. 2b). Osové poměry pahorků se pohybovaly mezi 1 a 6,5, s valy s osovým poměrem rozptýlenějším >2, které vykazovaly výhodnější N45°105 + 5°E E úder (obr. 2c).Na rovině BdM a na vrchu mohyly existují jednotlivé nebo zarovnané kužely (obr. 3a,b). Kónická uspořádání sledují uspořádání pahorků, na kterých jsou umístěny. Vrypy se běžně nacházejí na plochém mořském dně (obr. 3c) a příležitostně i na hromadách. Prostorové hustoty kuželů a dlaň dokazují, že hranice SV-JZ jih omezují severovýchod a jih omezují (obr. 4a, b);méně rozšířená trasa SZ-JV se nachází v centrální oblasti BdM.
(a) Digitální model terénu (velikost buňky 1 m) kopule Banco della Montagna (BdM). (b) Obvod a zaoblení pahorků BdM. (c) Axiální poměr a úhel (orientace) hlavní osy nejlépe padnoucí elipsy obklopující pahorek. Standardní chyba modelu Digital Terrain je 0,004 m m.standardní chyby obvodu a kruhovitosti jsou 4,83 ma 0,01 a standardní chyby axiálního poměru a úhlu jsou 0,04 a 3,34°, v tomto pořadí.
Podrobnosti o identifikovaných kuželech, kráterech, kopcích a jamkách v oblasti BdM extrahovaných z DTM na obrázku 2.
a) vyrovnávací kužely na plochém mořském dně;b) kužely a krátery na SZ-JV štíhlých kopcích;c) rýhy na lehce namočeném povrchu.
(a) Prostorové rozložení detekovaných kráterů, důlků a aktivních výpustí plynu. (b) Prostorová hustota kráterů a důlků uvedená v bodě (a) (počet/0,2 km2).
Identifikovali jsme 37 plynných emisí v oblasti BdM ze snímků vodního sloupce ROV z echolotů a přímých pozorování mořského dna získaných během plavby SAFE_2014 v srpnu 2014 (obrázky 4 a 5). Akustické anomálie těchto emisí ukazují vertikálně protáhlé tvary stoupající z mořského dna a pohybující se vertikálně mezi 7,12 téměř nepřetržitý „vlak.“ Pozorované bublinkové oblaky se značně liší: od nepřetržitých, hustých bublinkových toků až po krátkodobé jevy (doplňkový film 1). Inspekce ROV umožňuje vizuální ověření výskytu průduchů tekutin na mořském dně a zvýrazňuje malé rýhy na mořském dně, někdy obklopené červenými až oranžovými sedimenty (obr. 5b). vodní sloupec těsně nad místem vypouštění vykazoval výrazný pokles, což indikovalo lokálně kyselejší podmínky (obr.5c,d). Konkrétně pH nad výbojem plynu BdM v hloubce 75 m se snížilo z 8,4 (v hloubce 70 m) na 7,8 (v hloubce 75 m) (obr. 5c), zatímco ostatní místa v Neapolském zálivu měla hodnoty pH mezi 0 a 160 m v hloubkovém intervalu a teplotním intervalu S 8.5 salin® 3. Obr. Chyběly na dvou místech uvnitř i vně oblasti BdM Neapolského zálivu. V hloubce 70 m je teplota 15 °C a slanost asi 38 PSU (obr. 5c, d). Měření pH, teploty a salinity indikovalo: a) účast kyselých tekutin související s tepelným procesem nebo nepřítomností kapaliny bdM a nepřítomností bdM.
(a) Akviziční okno profilu akustického vodního sloupce (echometr Simrad EK60). Vertikální zelený pás odpovídající erupci plynu detekované na výtoku kapaliny EM50 (asi 75 m pod hladinou moře) umístěném v oblasti BdM;jsou také zobrazeny multiplexní signály dna a mořského dna (b) shromážděné dálkově ovládaným vozidlem v oblasti BdM Jediná fotografie ukazuje malý kráter (černý kruh) obklopený červeným až oranžovým sedimentem.(c,d) Data CTD multiparametrové sondy zpracována pomocí softwaru SBED-Win32 (Seasave, verze 7.23.2). panel c) a mimo panel oblasti výtlaku Bdm (d).
Mezi 22. a 28. srpnem 2014 jsme ze studované oblasti odebrali tři vzorky plynů. Tyto vzorky vykazovaly podobné složení, dominoval CO2 (934-945 mmol/mol), následované relevantními koncentracemi N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) a H2S (0,10 mmol/mol) a H02,05 mmol/mol a H02,05 mmol/mol a méně než 0,44 mmol/mol 016 mmol/mol) (obr. 1b; tabulka S1, doplňkový film 2). Byly také naměřeny relativně vysoké koncentrace O2 a Ar (až 3,2 a 0,18 mmol/mol). Součet lehkých uhlovodíků se pohybuje od 0,24 do 0,30 mmol/mol a skládá se ze sloučenin obsahujících C2-C4 propeny a thiofeny síry. Hodnota 40Ar/36Ar je v souladu se vzduchem (295,5), ačkoli vzorek EM35 (BdM kopule) má hodnotu 304, což ukazuje mírný přebytek 40Ar. Poměr δ15N byl vyšší než u vzduchu (až +1,98 % vs. vzduch), zatímco hodnoty δ13C-CO2 se pohybovaly v rozmezí od -0. ing pro znečištění ovzduší pomocí poměru 4He/20Ne) byly mezi 1,66 a 1,94, což ukazuje na přítomnost velké části pláště He. Kombinací izotopu helia s CO2 a jeho stabilním izotopem 22 lze zdroj emisí v BdM dále objasnit. Na mapě CO2 pro CO2/3He versus Obr.6), je složení plynu BdM porovnáno se složením fumarol Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesuvius. Obrázek 6 také uvádí teoretické směšovací linie mezi třemi různými zdroji uhlíku, které se mohou podílet na výrobě plynu BdM: rozpuštěné taveniny odvozené z pláště, sedimenty bohaté na organické látky a uhličitany. obohacené o oxid uhličitý vzhledem ke klasickým MORB za účelem přizpůsobení dat) a reakce způsobené dekarbonizací kůry Výsledná plynná hornina.
Pro srovnání jsou uvedeny hybridní linie mezi složením pláště a koncovými členy vápence a organických sedimentů. Krabice představují fumarolové oblasti Ischia, Campi Flegrei a Somma-Vesvius 59, 60, 61. Vzorek BdM je ve smíšeném trendu sopky Kampánie. Plyn koncového členu smíšené linie je uhlíkový plyn produkovaný zdrojem dekarbonové reakce.
Seismické řezy L1 a L2 (obr. 1b a 7) ukazují přechod mezi BdM a distální stratigrafickou sekvencí vulkanických oblastí Somma-Vesuv (L1, obr. 7a) a Campi Flegrei (L2, obr. 7b). plitude a laterální kontinuita (obr. 7b,c).Tato vrstva zahrnuje mořské sedimenty vlečené systémem Last Glacial Maximum (LGM) a skládá se z písku a jílu23.Podkladová vrstva PS (obr. 7b–d) je charakterizována chaotickou až průhlednou fází ve tvaru sloupců nebo přesýpacích hodin. Vrchní část PS sedimentů tvořila sedimenty podobné mořskému dnu (obr. 7 metrise průsvitný materiál). do nejsvrchnějších ložisek MS. Uplift je zodpovědný za tvorbu vrás a zlomů, které ovlivňují vrstvu MS a nadložní současné sedimenty mořského dna BdM (obr. 7b–d). Stratigrafický interval MS je jasně delaminován v části ENE části L1, zatímco směrem k BdM bělá v důsledku přítomnosti vnitřní sekvence nasycené plynem MS (GSL) pokrytá vrstvou nasycené plynem.7a). Gravitační jádra shromážděná v horní části BdM odpovídající průhledné seismické vrstvě naznačují, že nejvyšších 40 cm tvoří písek uložený nedávno až do současnosti;)24,25 a fragmenty pemzy z explozivní erupce Campi Flegrei „Neapolského žlutého tufu“ (14,8 ka)26. Průhlednou fázi vrstvy PS nelze vysvětlit pouze chaotickými procesy míchání, protože chaotické vrstvy spojené se sesuvy půdy, proudy bahna a pyroklastickými proudy nalezenými mimo BdM v zálivu B2324 jsou v akustickém zálivu. Seismická facie M PS stejně jako vzhled podmořské výchozové PS vrstvy (obr. 7d) odrážejí vzestup zemního plynu.
(a) Jednokolejný seismický profil L1 (navigační stopa na obr. 1b) zobrazující sloupcové (pagodové) prostorové uspořádání. Pagoda se skládá z chaotických nánosů pemzy a písku. Plynem nasycená vrstva, která existuje pod pagodou, odstraňuje kontinuitu hlubších formací. mohyly, mořská (MS) a ložiska pemzy (PS).(c) Podrobnosti o deformaci v MS a PS jsou uvedeny v (c,d). Za předpokladu rychlosti 1580 m/s v nejvyšším sedimentu představuje 100 ms asi 80 m na vertikálním měřítku.
Morfologické a strukturní charakteristiky BdM jsou podobné ostatním podmořským hydrotermálním a plynovým hydrátovým polím globálně2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 a jsou často spojeny se zdvihy (klenby a valy) a výtlakem plynu (kužele, prohlubně). ).Prostorové uspořádání valů, jam a aktivních průduchů naznačuje, že jejich distribuce je částečně řízena impaktními puklinami SZ-JV a SV-JZ (obr. 4b).Jedná se o preferované údery zlomových systémů postihujících vulkanické oblasti Campi Flegrei a Somma-Vesuvius a Neapolský záliv. Zejména umístění výtoku prvního hydrokratu z průlomu Campigre3 a Campigrecrat, který kontroluje průsmyk Flether3 a Campi. zlomy v Neapolském zálivu představují preferovanou cestu pro migraci plynu na povrch, což je rys sdílený jinými strukturálně řízenými hydrotermálními systémy36,37. Pozoruhodné je, že kužely a jámy BdM nebyly vždy spojeny s mohylami (obr.3a, c). To naznačuje, že tyto mohyly nemusí nutně představovat prekurzory tvorby důlků, jak navrhovali jiní autoři pro zóny hydrátů plynu32,33. Naše závěry podporují hypotézu, že narušení dómových sedimentů mořského dna nevede vždy k tvorbě důlků.
Tři nasbírané plynné emise vykazují chemické znaky typické pro hydrotermální kapaliny, a to především CO2 s významnými koncentracemi redukčních plynů (H2S, CH4 a H2) a lehkých uhlovodíků (zejména benzenu a propylenu)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabulka S1). v důsledku kontaminace vzduchem rozpuštěným v mořské vodě přicházející do kontaktu s plyny uloženými v plastových boxech používaných pro odběr vzorků, protože ROV jsou extrahovány ze dna oceánu do moře, aby se vzbouřily. Naopak kladné hodnoty δ15N a vysoké hodnoty N2/Ar (až 480) výrazně vyšší než ASW (voda nasycená vzduchem) naznačují, že většina těchto plynů N2 je produkována v extra-atmosférické shodě s hydroizolačními zdroji mal-vulkanický původ plynu BdM je potvrzen obsahy CO2 a He a jejich izotopovými signaturami. Izotopy uhlíku (δ13C-CO2 od -0,93 % do +0,4 %) a hodnoty CO2/3He (od 1,7 × 1010 do 4,1 × 1010) naznačují, že mužský konec Gulf fumar de smíšené vzorky vzorků BdM v okolí karbonizace Vztah mezi plyny produkovanými reakcí (obrázek 6). Přesněji řečeno, vzorky plynů BdM jsou umístěny podél trendu míšení přibližně ve stejném místě jako tekutiny ze sousedních sopek Campi Flegrei a Somma-Veusivus. Jsou více krustální než fumaroly Ischia, které jsou blíže ke konci pláště a mají vyšší hodnoty He-3Hesuv/S Flegreom/Campisuva. Ra mezi 2,6 a 2,9) než BdM (R/Ra mezi 1,66 a 1,96;Tabulka S1). To naznačuje, že přídavek a akumulace radiogenního He pochází ze stejného zdroje magmatu, který napájel sopky Somma-Vesuvius a Campi Flegrei. Absence detekovatelných frakcí organického uhlíku v emisích BdM naznačuje, že organické sedimenty nejsou zapojeny do procesu odplyňování BdM.
Na základě údajů uvedených výše a výsledků z experimentálních modelů kupolovitých struktur spojených s oblastmi bohatými na podmořský plyn může být hluboké natlakování plynu zodpovědné za vytvoření kopulí BdM v měřítku kilometrů. K odhadu přetlaku Pdef vedoucího k klenbě BdM jsme použili model mechaniky tenkých desek33,34 za předpokladu, že ze shromážděných morfologických a listových seismických kleneb je větší než seismická klenba B větší než iscous deposit Vertikální maximální posunutí w a tloušťka h (doplňkový obr. S1). Pdef je rozdíl mezi celkovým tlakem a statickým tlakem horniny plus tlak vodního sloupce. Při BdM je poloměr asi 2 500 m, w je 20 m, a h maximum odhadnuté ze seismického profilu je asi 100 m def46 therflex P = def46 therflex vypočítáme ze vztahu D = def46 theflex ness;D je dáno vztahem (E h3)/[12(1 – ν2)], kde E je Youngův modul ložiska, ν je Poissonův poměr (~0,5)33. Vzhledem k tomu, že mechanické vlastnosti sedimentů BdM nelze změřit, nastavíme E = 140 kPa, což je přiměřená hodnota pro pobřežní písčité sedimenty v literatuře pro vyšší hodnoty E2 47 neuvažujeme. V ložiskách bahnitého jílu (300 < E < 350 000 kPa)33,34 protože ložiska BDM se skládají převážně z písku, nikoli z bahna nebo bahnitého jílu24. Získáváme Pdef = 0,3 Pa, což je v souladu s odhady procesů zdvihání mořského dna v prostředí povodí plynových hydrátů, kde se Pdef pohybuje od 103 Papres a nižších hodnot W/2 až B. M, snížení tuhosti v důsledku místního nasycení sedimentu plynem a/nebo výskyt již existujících zlomů může také přispět k selhání a následnému uvolnění plynu, což umožní vytvoření pozorovaných ventilačních struktur. Sesbírané odražené seismické profily (obr. 7) naznačovaly, že sedimenty PS byly vyzdviženy z GSL, vytlačily překrývající se mořské sedimenty MS, což mělo za následek mohyly, zářezy a zlomy (obr.7b,c). To naznačuje, že 14,8 až 12 ka stará pemza pronikla do mladší vrstvy MS prostřednictvím vzestupného procesu transportu plynu. Morfologické rysy struktury BdM lze vidět jako výsledek přetlaku vytvořeného výtokem tekutiny produkovaným GSL. Vzhledem k tomu, že aktivní výboj lze vidět z mořského dna, překračuje tlak GSL 048 až přes 17 ,700 kPa.Vzestupná migrace plynů v sedimentech měla také vliv skrápěcího materiálu obsaženého v MS, vysvětlujícího přítomnost chaotických sedimentů v gravitačních jádrech odebraných na BdM25. Navíc přetlak GSL vytváří složitý puklinový systém (polygonální zlom na obr. 7b). účinky starých ledovcových útvarů a jsou v současnosti interpretovány jako účinky stoupajícího plynu31,33 nebo evaporitů50 .Na kontinentálním okraji Kampánie jsou vypařovací sedimenty vzácné, alespoň v horních 3 km kůry. Proto je mechanismus růstu pagod BdM pravděpodobně řízen vzestupem plynu fada.7), stejně jako údaje o gravitačním jádru, jak bylo uvedeno dříve24, kde současný písek vybuchuje s 'Pomici Principali'25 a 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Kromě toho ložiska PS napadla a zdeformovala nejsvrchnější vrstvu MS (obr. 7d). Toto strukturální uspořádání naznačuje, že pagoda a nepředstavuje pouze dva hlavní procesy plynového povstání struktury. : a) hustota měkkého sedimentu klesá, jak plyn vstupuje zespodu;b) stoupá směs plynu a sedimentu, což je pozorované vrásnění, zlomy a zlomy Příčina MS depozit (obrázek 7). Podobný mechanismus tvorby byl navržen pro pagody spojené s hydráty plynu v jižním Skotském moři (Antarktida). zvlnění a s ohledem na stratigrafii gravitačního jádra BdM usuzujeme, že stáří struktur pagody je menší než asi 14–12 ka. Kromě toho je růst těchto struktur stále aktivní (obr. 7d), protože některé pagody napadly a deformovaly překrývající dnešní písek BdM (obr. 7d).
Neschopnost pagody překonat dnešní mořské dno naznačuje, že (a) stoupání plynu a/nebo lokální zastavení míšení plynu a sedimentu a/nebo (b) možný boční tok směsi plynu a sedimentu neumožňuje lokalizovaný proces přetlaku. rychlost může souviset se zvýšením hustoty směsi v důsledku vymizení dodávky plynu.Výsledky shrnuté výše a vztlakem řízený vzestup pagody nám umožňují odhadnout výšku vzduchového sloupce hg. Vztlak je dán vztahem ΔP = hgg (ρw – ρg), kde g je gravitace (9,8 m/s2) a Pg jsou vypočtené hustoty plynu aρ.ρw jsou dříve vypočtené hustoty plynu def a litostatický tlak Plith desky sedimentu, tj. ρsg h, kde ρs je hustota sedimentu. V tomto případě je hodnota hg potřebná pro požadovaný vztlak dána vztahem hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. V BdM nastavíme Pdef = 0,3 Pa,3 m = 0,2 kg = 10 m,ρ (viz výše 10),ρ. ,500 kg/m3, ρg je zanedbatelné, protože ρw ≫ρg. Dostaneme hg = 245 m, což je hodnota představující hloubku dna GSL.ΔP je 2,4 MPa, což je přetlak potřebný k protržení mořského dna BdM a vytvoření průduchů.
Složení plynu BdM je v souladu se zdroji pláště pozměněnými přidáním tekutin souvisejících s dekarbonizačními reakcemi hornin kůry (obr. 6). Hrubé EW zarovnání kopulí BdM a aktivních vulkánů, jako je Ischia, Campi Flegre a Soma-Vesuv, spolu se složením plynů emitovaných z celé oblasti člověka více a více naznačují, že jsou smíšené plyny emitované z celé oblasti člověka. tekutiny se pohybují ze západu (Ischia) na východ (Somma-Vesuivus) (obr. 1b a 6).
Došli jsme k závěru, že v Neapolském zálivu, několik kilometrů od Neapolského přístavu, je 25 km2 široká kupolovitá struktura, která je ovlivněna aktivním odplyňovacím procesem a je způsobena umístěním pagod a pahorků. V současné době signatury BdM naznačují, že nemagmatické turbulence53 mohou předcházet embryonálnímu vulkanismu a monitorovat tepelné výboje vulkanismu a analyzovat je k časnému nebo časnému provedení. detekovat geochemické a geofyzikální signály svědčící o potenciálních magmatických poruchách.
Akustické profily vodního sloupce (2D) byly pořízeny během plavby SAFE_2014 (srpen 2014) na R/V Urania (CNR) Institutem pobřežního mořského prostředí (IAMC) Národní výzkumné rady. Akustické vzorkování bylo provedeno vědeckým echolotem Simrad EK60 pracujícím při 38 kHz, snímky byly zaznamenány při průměrné rychlosti 38 kHz identifikace akustických dat. výtoky tekutin a přesně definovat jejich umístění v oblasti sběru (mezi 74 a 180 m bsl). Měření fyzikálních a chemických parametrů ve vodním sloupci pomocí multiparametrových sond (vodivost, teplota a hloubka, CTD). Data byla sbírána pomocí sondy CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) a zpracována pomocí softwaru SBED. pomocí zařízení „Pollux III“ (GEItaliana) ROV (dálkově ovládané vozidlo) se dvěma kamerami (s nízkým a vysokým rozlišením).
Vícepaprskové získávání dat bylo provedeno pomocí vícepaprskového sonarového systému 100 kHz Simrad EM710 (Kongsberg). Systém je propojen s diferenciálním globálním polohovacím systémem pro zajištění submetrických chyb při určování polohy paprsku. Akustický pulz má frekvenci 100 kHz, vypalovací pulz 150° stupňů a celé otevření 400 paprsků v reálném čase a při použití profilu rychlosti zvuku P2D000 byly zpracovány software (Reson-Thales) podle standardu Mezinárodní hydrografické organizace (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pro navigaci a korekci přílivu a odlivu. Snížení šumu v důsledku náhodných špiček nástroje a nekvalitního vyloučení paprsku bylo provedeno pomocí nástrojů pro úpravu pásem a de-spiking. Nepřetržitá detekce rychlosti zvuku je prováděna a aplikuje se v blízkosti stanice s profilem a kýlovým kanálem, která se nachází v blízkosti kýlové stanice. sloupec každých 6–8 hodin, aby byla zajištěna rychlost zvuku v reálném čase pro správné nasměrování paprsku. Celá datová sada se skládá z přibližně 440 km2 (hloubka 0–1 200 m). Data byla použita k vytvoření digitálního modelu terénu s vysokým rozlišením (DTM) charakterizovaného velikostí buňky mřížky 1 m. Konečný DTM (obr.1a) bylo provedeno s údaji o terénu (>0 m nad mořem) získanými při velikosti buněk mřížky 20 m Italským geo-vojenským institutem.
55kilometrový jednokanálový seismický datový profil s vysokým rozlišením, shromážděný během bezpečných oceánských plaveb v letech 2007 a 2014, pokrýval plochu přibližně 113 kilometrů čtverečních, oba na profilech R/V Urania.Marisk (např. seismický profil L1, obr. 1b), které byly získány pomocí systému a2ThemAran.BoIKB. zdroj a přijímač jsou umístěny.Zdrojová signatura se skládá z jediného pozitivního píku, který je charakterizován ve frekvenčním rozsahu 1-10 kHz a umožňuje rozlišení reflektorů oddělených 25 cm. Bezpečné seismické profily byly získány pomocí 1,4 Kj vícehrotového seismického zdroje Geospark propojeného se softwarem Geotrace (Geo Marine Survey System). Systém se skládá ze zdroje 012 až 60 sekund v měkkém katamaránu. sediment pod mořským dnem, s teoretickým vertikálním rozlišením 30 cm. Zařízení Safe i Marsik byly získány rychlostí 0,33 výstřelu/s s rychlostí plavidla <3 kn. Data byla zpracována a prezentována pomocí softwaru Geosuite Allworks s následujícím pracovním postupem: korekce dilatace, ztlumení vodního sloupce, pásmová propust 2-6 KHz ICIR filtrace a AG
Plyn z podvodního fumarolu byl shromažďován na mořském dně pomocí plastového boxu opatřeného na horní straně pryžovou membránou, umístěného dnem vzhůru u ROV nad ventilačním otvorem. Jakmile vzduchové bubliny vstupující do boxu zcela nahradily mořskou vodu, ROV je zpět do hloubky 1 m a potápěč převádí nasbíraný plyn přes pryžovou přepážku, která je vybavena teflonovou přepážkou, do dvou skleněných uzávěrů. naplněné 20 ml 5N roztoku NaOH (baňka Gegenbachova typu). Hlavní kyselé plyny (CO2 a H2S) jsou rozpuštěny v alkalickém roztoku, zatímco nízkorozpustné plyny (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 a lehké uhlovodíky) jsou skladovány v horním prostoru vzorkovací láhve. m dlouhá kolona s molekulárním sítem 5A a detektorem tepelné vodivosti (TCD) 54.Argon a O2 byly analyzovány pomocí plynového chromatografu Thermo Focus vybaveného 30 m dlouhou kolonou s kapilárním molekulárním sítem a TCD. Metan a lehké uhlovodíky byly analyzovány pomocí plynového chromatografu Shimadzu 14A vybaveného chromatografem s dlouhým ocelovým náplní 100m PAW s nerezovým 101m sorbentem PAW 23% SP 1700 a plamenoionizačním detektorem (FID). Kapalná fáze byla použita pro analýzu 1) CO2, as, titrovaného 0,5 N roztokem HCl (Metrohm Basic Titrino) a 2) H2S, as, po oxidaci 5 ml H2O2 (33 %), iontovou chromatografií (IC) (IC) (IC) titrace menší než G1, chyba analýzy než G1) (WC). 5%. Po standardní extrakci a purifikačních postupech pro směsi plynů byl 13C/12C CO2 (vyjádřeno jako δ13C-CO2% a V-PDB) analyzován pomocí hmotnostního spektrometru Finningan Delta S55,56. Standardy použité k odhadu externí přesnosti byly mramor Carrara a San Vincenzo a mramor (vnitřní a NBS195% analytická), NBS195% analytická ±0,1 %, resp.
Hodnoty δ15N (vyjádřené jako % vs. Vzduch) a 40Ar/36Ar byly stanoveny pomocí plynového chromatografu (GC) Agilent 6890 N spojeného s hmotnostním spektrometrem s kontinuálním průtokem Finnigan Delta plusXP. Chyba analýzy je: δ15N±0,1%, 36Ar vyjádřeno jako R3%, poměr R3He je R3. /4He naměřeno ve vzorku a Ra je stejný poměr v atmosféře: 1,39 × 10−6)57 bylo stanoveno v laboratoři INGV-Palermo (Itálie) 3He, 4He a 20Ne byly stanoveny pomocí hmotnostního spektrometru s dvojitým kolektorem (Helix SFT-GVI)58 po separaci He a Ne.1blank 01-01 chyba analýzy a Ne3 %. <10-16 mol.
Jak citovat tento článek: Passaro, S. et al. Zdvih mořského dna řízený procesem odplynění odhaluje pučící sopečnou aktivitu podél pobřeží.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologie a biologie moderního a starověkého mořského dna prosakuje a ventiluje uhlovodíky: úvod. Geografický oceán Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Globální výskyt hydrátů plynů. V Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hydraty přírodních plynů: Výskyt, distribuce a detekce. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geofyzikální omezení hydrotermální cirkulace. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds.) 29–52 (Zpráva z Durhamského workshopu, Přenos energie a hmoty v mořských hydrotermálních systémech, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktura a dynamika hydrotermálních systémů středooceánských hřbetů. Věda 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuální názory na zdroje hydrátů plynu.energie.a životní prostředí.věda.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Vnitřní struktura a historie erupcí kilometrového systému bahenních sopek v jižním Kaspickém moři. Přehrada 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Vlastnosti mořského dna spojené s průsakem uhlovodíků z hlubinných karbonátových bahenních mohyl v Cádizském zálivu: z toku bahna do karbonátových sedimentů. Geografie March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismické znázornění kilometrových únikových potrubí na moři Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Charakteristika proudění kapalin v systémech ropovodů a plynovodů: Co nám říkají o vývoji pánve? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikální vývoj struktury neogenního kvartérního výboje tekutiny ve vztahu k tokům plynu v pánvi Dolního Konga, pobřežní Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY a kol. Hydrotermální a tektonická aktivita v severním Yellowstonském jezeře, Wyoming. geologie. Socialistická strana. Ano. býk. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tyrhénské pánve a Apeninský oblouk: Kinematické vztahy od pozdního totonianu. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tektonická a korová struktura na kontinentálním okraji Kampánie: vztah k vulkanické činnosti.minerální.benzín.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Relativní role tektoniky trhlin a procesů magmatického zdvihu: závěr z geofyzikálních, strukturálních a geochemických dat v sopečné oblasti Neapol (jižní Itálie). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvořák, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanismy nedávného vertikálního pohybu zemské kůry v kráteru Campi Flegrei v jižní Itálii. geologie. Socialistická strana. Ano. Specifikace. 263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Krátkodobá zemní deformace a seismicita ve vnořeném kráteru Campi Flegrei (Itálie): příklad aktivní obnovy hmoty v hustě osídlené oblasti.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., and Saccorotti, G. Hydrotermální původ trvalé dlouhodobé 4D aktivity ve vulkanickém komplexu Campi Flegrei v Itálii.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. a Mastrolorenzo, G. Rychlá diferenciace v parapetních magmatických nádržích: případová studie z kráteru Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR a kol. Časové řady InSAR, korelační analýza a modelování časové korelace odhalují možné spojení Campi Flegrei a Vesuvius.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturní a stratigrafická struktura první poloviny tyrhénského grabenu (Neapolský záliv, Itálie). Konstruktivní fyzika 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Zdroje uhlíku v plynu sopečného popela z Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafie kaňonu Dohrn: Reakce na pokles hladiny moře a tektonický vzestup na vnějším kontinentálním šelfu (okraj východního Tyrhénského moře, Itálie). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).