Tak, fordi du besøgte Nature.com. Den browserversion, du bruger, har begrænset understøttelse af CSS. For den bedste oplevelse anbefaler vi, at du bruger en opdateret browser (eller slår kompatibilitetstilstand fra i Internet Explorer). I mellemtiden vil vi for at sikre fortsat support vise webstedet uden stilarter og JavaScript.
Vi rapporterer beviser for aktiv havbundsløftning og gasemissioner flere kilometer offshore fra havnen i Napoli (Italien). Pockmarks, høje og kratere er kendetegn ved havbunden. Disse formationer repræsenterer toppene af lavvandede skorpestrukturer, herunder pagoder, forkastninger og folder, der påvirker havbunden i dag. De har registreret reaktionen med helium i kulstofdannelse og udslip af kulstof fra meldioxid. ts og jordskorpesten. Disse gasser ligner sandsynligvis dem, der føder de hydrotermiske systemer i Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuvius, hvilket tyder på en kappekilde blandet med skorpevæsker under Napolibugten.Undersøisk ekspansion og brud forårsaget af gasløft- og tryksætningsprocessen kræver et overtryk på 2-3 gasser, f. ikke-vulkaniske omvæltninger, der kan varsle havbundsudbrud og/eller hydrotermiske eksplosioner.
Dybhavshydrotermiske (varmt vand og gas) udledninger er et almindeligt træk ved midt-ocean-rygge og konvergerende pladekanter (inklusive nedsænkede dele af ø-buer), hvorimod kolde udledninger af gashydrater (chlatrater) ofte er karakteristiske for kontinentalsokler og passive marginer1, 2,3,4, hydrotermiske udledninger i havudledninger. s (magma reservoirer) inden for den kontinentale skorpe og/eller kappe. Disse udledninger kan gå forud for magmaens opstigning gennem de øverste lag af jordskorpen og kulminere i udbruddet og indplaceringen af ​​vulkanske havbjerge6. Derfor identificeres (a) morfologier, der er forbundet med gasbundsdeformationer i nærliggende områder og (aktive) vulkanske vulkanske områder, som f.eks. Regionen i Napoli i Italien (~1 million indbyggere) er kritisk for vurdering af mulige vulkaner. Lavvandet udbrud. Ydermere, mens morfologiske træk forbundet med dybhavshydrotermiske eller hydratgasemissioner er relativt velkendte på grund af deres geologiske og biologiske egenskaber, er undtagelserne morfologiske træk forbundet med lavvandede farvande, bortset fra dem, der forekommer i relativt få søer, seere, der forekommer i søen12. smic, vandsøjle og geokemiske data for en undersøisk, morfologisk og strukturelt kompleks region, der er påvirket af gasemissioner i Napolibugten (det sydlige Italien), ca. 5 km fra havnen i Napoli. Disse data blev indsamlet under SAFE_2014 (august 2014) krydstogt ombord på og fortolker gassen ombord på R/V, hvor vi beskriver og fortolker gassen ombord på R/V Urania. undersøge kilderne til udluftningsvæsker, identificere og karakterisere de mekanismer, der regulerer gasstigning og tilhørende deformation, og diskutere vulkanologiske påvirkninger.
Napolibugten danner den Plio-kvartære vestlige margin, den NW-SE aflange Campania tektoniske depression13,14,15.EW af Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-krateret (ca. 300-1538) og Soma-SØ-aflange Campania tektoniske fordybning 13,14,15.EW af Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-krateret (ca. 300-1538) og Soma-SØD-arrangementet den-1 e.Kr. 5, mens den sydlige grænse grænser op til Sorrento-halvøen (Fig. 1a). Napolibugten er påvirket af de fremherskende NØ-SV og sekundære NW-SØ signifikante forkastninger (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuv er karakteriseret ved hydrotermiske manifestationer, og skal have jorddeformation,17 ved jorddeformation,1 i Flegrei i 1982-1984, med en stigning på 1,8 m og tusindvis af jordskælv). Nylige undersøgelser19,20 tyder på, at der kan være en sammenhæng mellem dynamikken i Soma-Vesuv og Campi Flegre, muligvis forbundet med 'dybe' enkelte magma-reservoirer. Vulkanaktivitet og havniveau i Flegrei-ka6- og havniveauet i den sidste del af Vegrei-ka6- og havniveauet. uvius kontrollerede det sedimentære system i Napolibugten. Det lave havniveau ved det sidste istidsmaksimum (18 ka) førte til regression af det offshore-lavvandede sedimentære system, som efterfølgende blev fyldt af grænseoverskridende hændelser under den sene Pleistocæn-Holocæn. Ubådsgasemissioner er blevet opdaget ud for Ischius-bjerget og Somuv-lejren i nærheden af ​​bjerget og Somuv. Fig.1b).
(a) Morfologiske og strukturelle arrangementer af kontinentalsoklen og Napolibugten 15, 23, 24, 48. Prikker er vigtige undersøiske udbrudscentre;røde linjer repræsenterer store forkastninger.(b) Batymetri af Napoli-bugten med detekterede væskeåbninger (prikker) og spor af seismiske linjer (sorte linjer). De gule linjer er banerne for seismiske linjer L1 og L2 rapporteret i figur 6. Banco della Montagnas grænser (BdM) er markeret med firkantede linjer (BdM) med firkantede linjer med kuppel (BdM). placeringen af ​​de akustiske vandsøjleprofiler, og CTD-EMBlank, CTD-EM50 og ROV-rammerne er rapporteret i Fig. 5. Den gule cirkel markerer placeringen af ​​prøvetagningsgasudledningen, og dens sammensætning er vist i tabel S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) bruger Surfer-grafik genereret af Surfer® 13.
Baseret på data opnået under SAFE_2014 (august 2014) krydstogt (se Metoder), er der konstrueret en ny digital terrænmodel (DTM) af Napolibugten med en opløsning på 1 m. DTM viser, at havbunden syd for Napoli Havn er karakteriseret ved en let skrånende sydvendt (skråning ≤3°-lignende overflade afbrudt af ≤3° 5 km-lignende overflade. kendt som Banco della Montagna (BdM). Fig.1a,b).BdM udvikler sig i en dybde på omkring 100 til 170 meter, 15 til 20 meter over den omgivende havbund. BdM-kuplen udviste en højlignende morfologi på grund af 280 subcirkulære til ovale høje (fig. 2a), 665 kegler og 30 m høje og 30 m høje. hhv. 22 m og 1.800 m. Højenes cirkularitet [C = 4π(areal/perimeter2)] faldt med stigende omkreds (fig. 2b). Aksiale forhold for høje varierede mellem 1 og 6,5, med høje med et aksialt forhold >2, der viste en foretrukken N15° spredte N15° og mere spredt N15°, N15° spredte sig. °E til N145°E strejker (fig. 2c).Enkelte eller justerede kegler findes på BdM-planet og på toppen af ​​højen (fig. 3a,b). De kegleformede arrangementer følger arrangementet af højene, som de er placeret på. Pockmarks er almindeligvis placeret på den flade havbund (fig. 3c) og lejlighedsvis på høje. rier af BdM-kuplen (fig. 4a,b);den mindre udvidede NW-SE-rute er placeret i den centrale BdM-region.
(a) Digital terrænmodel (1 m cellestørrelse) af kuplen af ​​Banco della Montagna (BdM).(b) Omkreds og rundhed af BdM-høje.(c) Aksialforhold og vinkel (orientering) af hovedaksen for den bedst passende ellipse, der omgiver højen. Standardfejlen for Digital Terrain-modellen er 0,004 m;standardfejlene for omkreds og rundhed er henholdsvis 4,83 m og 0,01, og standardfejlene for aksialforhold og vinkel er henholdsvis 0,04 og 3,34°.
Detaljer om identificerede kegler, kratere, høje og gruber i BdM-regionen ekstraheret fra DTM i figur 2.
(a) Justeringskegler på en flad havbund;(b) kogler og kratere på NW-SE slanke høje;(c) pockmarks på en let dyppet overflade.
(a) Rumlig fordeling af detekterede kratere, gruber og aktive gasudledninger.(b) Rumlig tæthed af kratere og gruber rapporteret i (a) (antal/0,2 km2).
Vi identificerede 37 gasformige emissioner i BdM-regionen fra ROV-vandsøjle-ekkolodbilleder og direkte observationer af havbunden erhvervet under SAFE_2014-krydstogtet i august 2014 (figur 4 og 5). De akustiske anomalier af disse emissioner viser lodret langstrakte former, der stiger fra havbunden, ca. 5 F. , dannede akustiske anomalier et næsten kontinuerligt "tog." De observerede boblefaner varierer meget: fra kontinuerlige, tætte boblestrømme til kortvarige fænomener (Supplerende film 1). ROV-inspektion giver mulighed for visuel verifikation af forekomsten af ​​havbundens væskeudluftninger og fremhæver små pockmarks på havbunden, nogle gange omgivet af røde kanaler (Fig,5 kanaler). emissioner. Ventilationsmorfologien viser en cirkulær åbning i toppen uden blus i vandsøjlen. PH i vandsøjlen lige over udledningspunktet viste et signifikant fald, hvilket indikerer surere forhold lokalt (fig.5c,d). Især faldt pH-værdien over BdM-gasudledningen i 75 m dybde fra 8,4 (i 70 m dybde) til 7,8 (i 75 m dybde) (Fig. 5c), hvorimod andre steder i Napolibugten havde pH-værdier mellem 0 og 160 m mellem 0 og 160 m mellem 8. F. betydelige ændringer i havvandstemperatur og saltholdighed manglede på to steder inden for og uden for BdM-området i Napolibugten. I en dybde på 70 m er temperaturen 15 °C, og saltholdigheden er omkring 38 PSU (fig. 5c,d). Målinger af pH, temperatur og saltholdighed indikerede: a) syreindholdet i forbindelse med bM-processen og bd-gasserne indikerede: eller meget langsom udledning af termiske væsker og saltlage.
(a) Optagelsesvindue for den akustiske vandsøjleprofil (ekometer Simrad EK60). Lodret grønt bånd svarende til gasblus detekteret på EM50-væskeudledningen (ca. 75 m under havoverfladen) placeret i BdM-regionen;bund- og havbundsmultiplekssignalerne er også vist (b) opsamlet med et fjernstyret køretøj i BdM-regionen. Enkeltbilledet viser et lille krater (sort cirkel) omgivet af rødt til orange sediment.(c,d) Multiparameter-probe CTD-data behandlet ved hjælp af SBED-Win32-software (Seasave, version 7.23.2). EM50 (panel c) og uden for Bdm-udledningsområdepanelet (d).
Vi indsamlede tre gasprøver fra undersøgelsesområdet mellem 22. og 28. august 2014. Disse prøver viste lignende sammensætninger, domineret af CO2 (934-945 mmol/mol), efterfulgt af relevante koncentrationer af N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) og H2S (42 mmol/mol) og H2S-mmol (42 mmol)/mol. myre (henholdsvis <0,052 og <0,016 mmol/mol) (Fig. 1b; Tabel S1, Supplerende film 2). Der blev også målt relativt høje koncentrationer af O2 og Ar (hhv. op til 3,2 og 0,18 mmol/mol). (hovedsageligt benzen), propen og svovlholdige forbindelser (thiophen). 40Ar/36Ar-værdien stemmer overens med luft (295,5), selvom prøven EM35 (BdM-dome) har en værdi på 304, hvilket viser et lille overskud på 40Ar. varierede fra -0,93 til 0,44% vs. V-PDB.R/Ra-værdier (efter korrigering for luftforurening ved brug af 4He/20Ne-forholdet) var mellem 1,66 og 1,94, hvilket indikerer tilstedeværelsen af ​​en stor del af kappen He. yderligere afklaret. I CO2-kortet for CO2/3He versus δ13C (fig.6), sammenlignes BdM-gassammensætningen med sammensætningen af ​​Ischia-, Campi Flegrei- og Somma-Vesuvius fumaroles. Figur 6 rapporterer også teoretiske blandingslinjer mellem tre forskellige kulstofkilder, der kan være involveret i BdM-gasproduktion: opløste kappeafledte smelter, organisk-rige sedimenter, og carbonater, der falder på BdM-prøven, og carbonater, der falder på BdM-prøven. , blanding mellem kappegasser (som antages at være let beriget med kuldioxid i forhold til klassiske MORB'er med det formål at tilpasse dataene) og reaktioner forårsaget af skorpeafkarbonisering Den resulterende gassten.
Hybride linjer mellem kappesammensætning og endedele af kalksten og organiske sedimenter er rapporteret til sammenligning. Bokser repræsenterer fumarole-områderne i Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM-prøven er i den blandede trend af Campania-vulkanen. Slutdelen af ​​gassen i den blandede kulstof-reaktion af kulstofkilden af ​​kulstofreaktionen af ​​kulstof-reaktionen af ​​kulstof fra kulstoffet.
Seismiske sektioner L1 og L2 (fig. 1b og 7) viser overgangen mellem BdM og de distale stratigrafiske sekvenser af Somma-Vesuvius (L1, fig. 7a) og Campi Flegrei (L2, fig. 7b) vulkanske regioner. BdM er karakteriseret ved tilstedeværelsen af ​​to store seismiske formationer i fig. til moderat amplitude og lateral kontinuitet (fig. 7b,c).Dette lag omfatter marine sedimenter slæbt af Last Glacial Maximum (LGM)-systemet og består af sand og ler23.Det underliggende PS-lag (fig. 7b–d) er karakteriseret ved en kaotisk til gennemsigtig fase i form af søjler eller timeglas. lignende geometrier demonstrerer indtrængen af ​​PS-gennemsigtigt materiale i de øverste MS-aflejringer. Opløftning er ansvarlig for dannelsen af ​​folder og forkastninger, der påvirker MS-laget og overliggende nuværende sedimenter af BdM-havbunden (fig. 7b-d). MS-stratigrafiske interval er tydeligt delamineret i BENE-delen af ​​det hvide lag mod L1-gas, mens tilstedeværelsen af ​​det hvide lag af L1-Gas (fig. 7b-d). ) dækket af nogle interne niveauer af MS-sekvensen (fig.7a). Tyngdekraftskerner opsamlet i toppen af ​​BdM svarende til det transparente seismiske lag indikerer, at de øverste 40 cm består af sand, der er aflejret for nylig;)24,25 og pimpstensfragmenter fra det eksplosive udbrud af Campi Flegrei af "Naples Yellow Tuff" (14,8 ka)26. Den gennemsigtige fase af PS-laget kan ikke alene forklares ved kaotiske blandingsprocesser, fordi de kaotiske lag forbundet med jordskred, mudderstrømme og pyroklastiske strømme, der findes uden for en BdM-bugt, er 31,24,25. 24. Vi konkluderer, at de observerede BdM PS seismiske facies samt udseendet af det undersøiske udspring PS-laget (fig. 7d) afspejler opløftningen af ​​naturgas.
(a) Enkeltsporet seismisk profil L1 (navigationsspor i fig. 1b), der viser et søjleformet (pagode) rumligt arrangement. Pagoden består af kaotiske aflejringer af pimpsten og sand. Det gasmættede lag, der findes under pagoden, fjerner kontinuiteten af ​​de dybere formationer.(b) Enkeltkanal inde i seismisk profil og Fig. havbundshøje, marine (MS) og pimpstenssandaflejringer (PS).(c) Deformationsdetaljerne i MS og PS er rapporteret i (c,d). Forudsat en hastighed på 1580 m/s i det øverste sediment, repræsenterer 100 ms omkring 80 m på den lodrette skala.
De morfologiske og strukturelle karakteristika af BdM ligner andre undersøiske hydrotermiske felter og gashydratfelter globalt2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 og er ofte forbundet med hævninger (hvælvinger og høje) og gasudledning (kegler, gruber, der er rettet mod kegler og gruber). evne (figur 2 og 3). Det rumlige arrangement af høje, gruber og aktive åbninger tyder på, at deres fordeling er delvist styret af NW-SE og NE-SW nedslagsfrakturer (Fig. 4b).Dette er de foretrukne strejker af forkastningssystemer, der påvirker Campi Flegrei og Somma-Vesuvius, kontrollerer placeringen af ​​den tidligere vulkanske struktur af Naples-bugten, den tidligere vulkanske struktur og udledningen af ​​vandafledninger fra de tidligere vulkanske områder. Campi Flegrei-krateret35. Vi konkluderer derfor, at forkastninger og brud i Napolibugten repræsenterer den foretrukne rute for gasmigrering til overfladen, et træk, der deles af andre strukturelt kontrollerede hydrotermiske systemer36,37. Det er bemærkelsesværdigt, at BdM-kegler og -gruber ikke altid var forbundet med høje (fig.3a,c). Dette tyder på, at disse høje ikke nødvendigvis repræsenterer forstadier til grubedannelse, som andre forfattere har foreslået for gashydratzoner32,33.Vores konklusioner understøtter hypotesen om, at forstyrrelse af kuppel-havbundsedimenter ikke altid fører til dannelsen af ​​gruber.
De tre opsamlede gasformige emissioner udviser kemiske signaturer, der er typiske for hydrotermiske væsker, nemlig hovedsageligt CO2 med betydelige koncentrationer af reducerende gasser (H2S, CH4 og H2) og lette kulbrinter (især benzen og propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45, som er tilstedeværelse af gasser, som er tilstede i (Opher, S15). ikke forventes at være til stede i undersøiske emissioner, kan skyldes forurening fra luft opløst i havvand, der kommer i kontakt med gasser opbevaret i plastikkasser, der bruges til prøveudtagning, da ROV'er udvindes fra havbunden til havet for at gøre oprør. Omvendt tyder positive δ15N værdier og en høj N2/Ar (op til 480 af N2/Ar (op til 480, der er produceret af N-2) væsentligt højere af N-2 vand, mosfæriske kilder, i overensstemmelse med den overvejende hydrotermiske oprindelse af disse gasser. Den hydrotermiske-vulkaniske oprindelse af BdM-gassen bekræftes af CO2- og He-indholdet og deres isotopiske signaturer. Kulstofisotoper (δ13C-CO2 fra -0,93% til +0,4%) og CO2/3He-værdier ×1 × 01 til 01 × 01 s. at BdM-prøverne tilhører en blandet trend af fumaroler omkring Napolibugtens kappe-endestykker og dekarbonisering Forholdet mellem de gasser, der produceres ved reaktionen (Figur 6). Mere specifikt er BdM-gasprøverne placeret langs blandingstrenden på omtrent samme sted som væskerne fra de tilstødende Campi Flegrei og Sommaivus vol-schier, som er mere tætte fuschioleum, end I er tætte fuschier. r til enden af ​​kappen. Somma-Vesuvius og Campi Flegrei har højere 3He/4He-værdier (R/Ra mellem 2,6 og 2,9) end BdM (R/Ra mellem 1,66 og 1,96;Tabel S1). Dette tyder på, at tilføjelsen og akkumuleringen af ​​radiogen He stammede fra den samme magmakilde, som fodrede Somma-Vesuvius og Campi Flegrei-vulkanerne. Fraværet af påviselige organiske kulstoffraktioner i BdM-emissioner tyder på, at organiske sedimenter ikke er involveret i BdM-afgasningsprocessen.
Baseret på de data, der er rapporteret ovenfor og resultater fra eksperimentelle modeller af kuppellignende strukturer forbundet med undersøiske gasrige regioner, kan dyb gastryk være ansvarlig for dannelsen af ​​kilometer-skala BdM-kupler. For at estimere overtrykket Pdef, der fører til BdM-hvælvingen, anvendte vi en tyndplademekanikmodel33,34 under antagelse af, at det er et sekret, morfologisk og subcirkulært data. af radius en større end en deformeret blød viskøs aflejring Den lodrette maksimale forskydning w og tykkelsen h af (Supplerende Fig. S1).Pdef er forskellen mellem det totale tryk og det statiske stentryk plus vandsøjletryk.Ved BdM er radius ca. 2.500 m, w er 20 m, og h-maksimal estimeret ud fra det seismiske w-profil på 460 mf = 140 mf. D/a4 fra relationen, hvor D er bøjningsstivheden;D er givet ved (E h3)/[12(1 – ν2)], hvor E er Youngs modul for aflejringen, ν er Poissons forhold (~0,5)33. Da de mekaniske egenskaber af BdM-sedimenter ikke kan måles, sætter vi E = 140 kPa, hvilket er en rimelig værdi, der svarer til BdM-sand 417y, og betragter ikke BdM-sand 417y højere. værdier rapporteret i litteraturen for siltholdige leraflejringer (300 < E < 350.000 kPa)33,34 fordi BDM-aflejringer hovedsageligt består af sand, ikke silt eller siltholdigt ler24. Vi opnår Pdef = 0,3 Pa, hvilket er i overensstemmelse med estimater af havbundens hævningsprocesser i gashydratværdibassinet, hvor Pde1-værdien varierer fra 1 til 0-2. ing lav w/a og/eller hvad. I BdM kan stivhedsreduktion på grund af lokal gasmætning af sedimentet og/eller fremkomsten af ​​allerede eksisterende sprækker også bidrage til svigt og deraf følgende gasudslip, hvilket muliggør dannelsen af ​​de observerede ventilationsstrukturer. De indsamlede reflekterede seismiske profiler (fig. 7) indikerede, at PS sedimenterne skubbede op i PS sedimenterne, løftede MS sedimenterne op over sedimenterne. høje, folder, forkastninger og sedimentære snit (fig.7b,c). Dette tyder på, at den 14,8 til 12 ka gamle pimpsten er trængt ind i det yngre MS-lag gennem en opadgående gastransportproces. De morfologiske træk ved BdM-strukturen kan ses som et resultat af det overtryk, der skabes af væskeudledningen produceret af GSL. I betragtning af, at aktiv udledning kan ses fra havbunden op til 140 meter over havbunden op til 140 væsken. overstiger 1.700 kPa. Opadgående migration af gasser i sedimenterne havde også virkningen af ​​at skrubbe materiale indeholdt i MS, hvilket forklarer tilstedeværelsen af ​​kaotiske sedimenter i tyngdekraftkerner udtaget på BdM25. Ydermere skaber overtrykket af GSL et komplekst brudsystem (polygonal forkastning i fig. 7, morphatis, som er refereret til i fig. ”49,50, blev oprindeligt tilskrevet sekundære effekter af gamle glaciale formationer og tolkes i øjeblikket som virkningerne af stigende gas31,33 eller evaporitter50 .På den kontinentale margin af Campania er fordampningssedimenter knappe, i det mindste inden for de øverste 3 km af gasskorpen, der sandsynligvis vil blive kontrolleret af mekanismen for gasskorpen, der vil blive kontrolleret af gasskorpen. sedimenterne. Denne konklusion understøttes af pagodens gennemsigtige seismiske facies (fig.7), samt gravitationskernedata som tidligere rapporteret24, hvor nutidens sand bryder ud med 'Pomici Principali'25 og 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Ydermere invaderede og deformerede PS-aflejringer det øverste MS-lag (Fig. 7d). Denne strukturelle indretning antyder, at en uprising-struktur ikke kun repræsenterer en pagoda-gas-proces. dannelse af pagoden: a) tætheden af ​​det bløde sediment falder, når gas trænger ind nedefra;b) gas-sedimentblandingen stiger, hvilket er den observerede foldning, forkastning og brud forårsager MS-aflejringer (Figur 7). En lignende dannelsesmekanisme er blevet foreslået for pagoder forbundet med gashydrater i det sydlige Skotland (Antarktis). BdM-pagoder optrådte i grupper i bakkede områder, og deres lodrette udstrækning rejste i gennemsnit 70-700 gange 70-100 gange. af MS-bølger og i betragtning af stratigrafien af ​​BdM-tyngdekraftkernen, udleder vi pagodestrukturernes dannelsesalder til at være mindre end omkring 14-12 ka. Ydermere er væksten af ​​disse strukturer stadig aktiv (Fig. 7d), da nogle pagoder har invaderet og deformeret den overliggende nuværende BdM sand (Fig.7d).
Pagodens undladelse af at krydse den nuværende havbund indikerer, at (a) gasstigning og/eller lokalt ophør af gas-sedimentblanding og/eller (b) mulig sidestrøm af gas-sedimentblanding ikke tillader en lokaliseret overtryksproces. Ifølge diapir-teorimodellen52 viser den laterale strømning en negativ balance fra nedenunder og opadgående gasblandingshastighed, som reducerer tilførselshastigheden i pagodas opad. tilførselshastigheden kan være relateret til stigningen i massefylden af ​​blandingen på grund af gastilførslens forsvinden. Resultaterne opsummeret ovenfor og pagodens opdriftskontrollerede stigning giver os mulighed for at estimere luftsøjlens højde hg.Opdriften er givet ved ΔP = hgg (ρw – ρg), hvor g er tyngdekraften (9,8 m/s) vand og ρg er vand og ρg respektiv. ΔP er summen af ​​den tidligere beregnede Pdef og sedimentpladens lithostatiske tryk Plith, dvs. ρsg h, hvor ρs er sedimentdensiteten. I dette tilfælde er værdien af ​​hg, der kræves for den ønskede opdrift, givet ved hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw)/[g (ρw) .ρd = hg,M ] – ρ0 m = 0,0 P. se ovenfor), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg er ubetydelig, fordi ρw ≫ρg. Vi får hg = 245 m, en værdi, der repræsenterer dybden af ​​bunden af ​​GSL.ΔP er 2,4 MPa, som er påkrævet for at bryde overtrykket og M-floden.
Sammensætningen af ​​BdM-gassen er i overensstemmelse med kappekilder, der er ændret ved tilsætning af væsker forbundet med dekarboniseringsreaktioner af jordskorpesten (fig. 6). Grove EW-justeringer af BdM-kupler og aktive vulkaner såsom Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuv, sammen med hele sammensætningen af ​​gasserne gasser, der udsendes nedenunder, tyder på, at de udsendte gasser, der udsendes fra Na, og mere af de udsendte vulkanske regioner antyder, flere skorpevæsker bevæger sig fra vest (Ischia) til øst (Somma-Vesuivus) (fig. 1b og 6).
Vi har konkluderet, at der i Napoli-bugten, nogle få kilometer fra havnen i Napoli, er en 25 km2 bred kuppellignende struktur, der er påvirket af en aktiv afgasningsproces og forårsaget af placeringen af ​​pagoder og høje. I øjeblikket tyder BdM-signaturer på, at ikke-magmatisk turbulens53 kan føre til udledning af den tidlige embryonale volcanisme og den tidlige udledning af den mage eller moorni-væske. bør implementeres til at analysere udviklingen af ​​fænomener og til at detektere geokemiske og geofysiske signaler, der indikerer potentielle magmatiske forstyrrelser.
Akustiske vandsøjleprofiler (2D) blev erhvervet under SAFE_2014 (august 2014) krydstogt på R/V Urania (CNR) af National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akustisk prøveudtagning blev udført af et videnskabeligt strålesplittende ekkolod Simrad EK60, der opererede med en gennemsnitlig hastighed på 38 kHz. under-billeder blev brugt til at identificere væskeudledninger og præcist definere deres placering i opsamlingsområdet (mellem 74 og 180 m bsl).Mål fysiske og kemiske parametre i vandsøjlen ved hjælp af multiparameter-sonder (ledningsevne, temperatur og dybde, CTD). Data blev indsamlet ved hjælp af en CTD 911-sonde (SeaBird, SBird, SB32, softwareversion) og processed Electronics Inc. .2). En visuel inspektion af havbunden blev udført ved hjælp af en "Pollux III" (GEItaliana) ROV-enhed (fjernbetjent køretøj) med to (lav og høj opløsning) kameraer.
Multibeam dataopsamling blev udført ved hjælp af et 100 KHz Simrad EM710 multistråle ekkolodssystem (Kongsberg). Systemet er forbundet med et differentielt globalt positioneringssystem for at sikre submetriske fejl i strålepositionering. Den akustiske puls har en frekvens på 100 KHz, en affyringsimpuls på 150° hele åbningshastigheden i lyden 40 grader og en reel strålehastighed på 40° og 40°. tid under optagelse. Data blev behandlet ved hjælp af PDS2000-software (Reson-Thales) i henhold til International Hydrographic Organization-standard (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) til navigation og tidevandskorrektion. Støjreduktion på grund af utilsigtede instrumentspidser og dårlig kvalitet stråleudelukkelse blev udført med bånddetektion, og bånddetektion blev udført med defekt lyd. en kølstation placeret i nærheden af ​​multi-beam transduceren og indhenter og anvender real-time lydhastighedsprofiler i vandsøjlen hver 6.-8. time for at give real-time lydhastighed til korrekt strålestyring. Hele datasættet består af cirka 440 km2 (0-1200 m dybde). Dataene blev brugt til at give en højopløsnings digital terræncellemodel (D1TM) karakteriseret ved en digital terræncellemodel med høj opløsning (D1TM).1a) blev udført med terrændata (>0 m over havets overflade) erhvervet ved 20 m gittercellestørrelse af det italienske geo-militære institut.
En 55-kilometer højopløsnings enkeltkanals seismisk dataprofil, indsamlet under sikre havkrydstogter i 2007 og 2014, dækkede et areal på cirka 113 kvadratkilometer, begge på R/V Urania. Marisk-profiler (f.eks. L1 seismisk profil, Fig. 1b) blev opnået ved at bruge 55 km²-enheden af ​​boomer-enheden. løb, hvori kilden og modtageren er placeret. Kildesignaturen består af en enkelt positiv top, der er karakteriseret i frekvensområdet 1-10 kHz og giver mulighed for at opløse reflektorer adskilt med 25 cm.Sikker seismiske profiler blev erhvervet ved hjælp af en 1,4 Kj multi-tip Geospark seismisk kilde, der er interfacet med Geotrace-systemet består af System a K6. z-kilde, der trænger op til 400 millisekunder i blødt sediment under havbunden, med en teoretisk lodret opløsning på 30 cm. Både Safe- og Marsik-enheder blev opnået med en hastighed på 0,33 skud/sek. med en fartøjshastighed <3 Kn. Data blev behandlet og præsenteret ved hjælp af Geosuite Allworks-softwaren med følgende korrekte workflow-software, d6 KIR, mutation, vand, kIR filtrering og AGC.
Gassen fra undervandsfumarolen blev opsamlet på havbunden ved hjælp af en plastikboks udstyret med en gummimembran på sin overside, placeret på hovedet af ROV'en over udluftningen. Når luftboblerne, der kommer ind i kassen, fuldstændigt har erstattet havvandet, er ROV'en tilbage til en dybde på 1 m, og dykkeren overfører den opsamlede gas i to en 6-0 flaske, der er udstyret med gummi. n stophaner, hvori One var fyldt med 20 mL 5N NaOH-opløsning (kolbe af Gegenbach-type). De vigtigste syregasarter (CO2 og H2S) er opløst i den alkaliske opløsning, mens de lavopløselige gasarter (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 og lette kulbrinter, der analyseres ved hjælp af lavopløselig gas, der er lagret med lavt opløsningsevne i den organiske gas), der er lagret med lavt opløsningsevne. (GC) under anvendelse af en Shimadzu 15A udstyret med en 10 m lang 5A molekylsigtesøjle og en termisk ledningsevnedetektor (TCD) 54. Argon og O2 blev analyseret ved anvendelse af en Thermo Focus gaskromatograf udstyret med en 30 m lang kapillær molekylsigtesøjle og TCD-gas, der blev analyseret med Shimad a4 let hydrocarbon og 14 let hydrocarbon. 0 m lang rustfri stålsøjle pakket med Chromosorb PAW 80/100 mesh, belagt med 23% SP 1700 og en flammeioniseringsdetektor (FID).Væskefasen blev brugt til analyse af 1) CO2, som, titreret med 0,5 N HCl-opløsning (Metrohm Basic Titrino, as 2) (2%) efter H2S-oxidation, som 2, H2S, 3 %) og H2S. kromatografi (IC) (IC) (Wantong 761). Den analytiske fejl ved titrering, GC og IC-analyse er mindre end 5%. Efter standardekstraktions- og oprensningsprocedurer for gasblandinger, blev 13C/12C CO2 (udtrykt som δ13C-CO2% og V-PDB) analyseret ved hjælp af et ydre estimat af Finnaringan Delta S5 og Vinspectrometer. cenzo marmor (intern), NBS18 og NBS19 (international), mens analytisk fejl og reproducerbarhed var henholdsvis ±0,05% og ±0,1%.
δ15N (udtrykt som % vs. luft) værdier og 40Ar/36Ar blev bestemt ved hjælp af en Agilent 6890 N gaskromatograf (GC) koblet til et Finnigan Delta plusXP kontinuerligt flow massespektrometer. Analysefejlen er: δ15N±0,1%, 36Ar ised<Arop%e, 36Ar <Arop%e, 36Ar er<Arop%e. hvor R er 3He/4He målt i prøven og Ra er det samme forhold i atmosfæren: 1,39 × 10−6)57 blev bestemt på laboratoriet i INGV-Palermo (Italien). tomrum for He og Ne er henholdsvis <10-14 og <10-16 mol.
Sådan citeres denne artikel: Passaro, S. et al. Havbundsløftning drevet af en afgasningsproces afslører spirende vulkansk aktivitet langs kysten.videnskab.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologien og biologien af ​​moderne og ældgamle havbundens kulbrinter siver og udluftninger: en introduktion. Geographic Ocean Wright.14, 69-73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Den globale forekomst af gashydrater.I Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3-18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circulation.I: 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, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Structure and dynamics of mid-ocean ridge hydrothermal systems.Science 321, 1825-1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuelle synspunkter om gashydratressourcer.energi.og miljøvidenskab.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Intern struktur og udbrudshistorie af et kilometer-skala muddervulkansystem i det sydkaspiske hav.Basin Reservoir 19, 153-163 (2007).
Leon, R. et al. Havbundstræk forbundet med nedsivning af kulbrinter fra dybtvandscarbonatmudderhøje i Cadiz-bugten: fra mudderstrøm til karbonatsedimenter.Geografi March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismisk repræsentation af kilometer-skala væskeudslipsrørledninger offshore Namibia.Basin Reservoir 22, 481-501 (2010).
Andresen, KJ Væskestrømskarakteristika i olie- og gasrørledningssystemer: Hvad fortæller de os om bassinudviklingen?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikal udvikling af den neogene kvartære væskeudledningsstruktur i forhold til gasstrømme i Lower Congo Basin, offshore Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrotermisk og tektonisk aktivitet i det nordlige 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. Tektonisk og skorpestruktur ved den kontinentale rand af Campania: forhold til vulkansk aktivitet.mineral.benzin.79, 33-47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Den relative rolle af rifttektonik og magmatiske hævningsprocesser: slutning fra geofysiske, strukturelle og geokemiske data i Napoli vulkanske region (det sydlige Italien). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanismer for nyere vertikale skorpebevægelser i Campi Flegrei-krateret i det sydlige Italien.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortvarig jorddeformation og seismicitet i det indlejrede Campi Flegrei-krater (Italien): et eksempel på aktiv massegenvinding i et tætbefolket område.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., og Saccorotti, G. Hydrotermisk oprindelse af vedvarende langsigtet 4D-aktivitet i Campi Flegrei vulkanske kompleks i Italien.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. og Mastrolorenzo, G. Hurtig differentiering i karmlignende magmatiske reservoirer: et casestudie fra Campi Flegrei-krateret. Science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR tidsserier, korrelationsanalyse og tidskorrelationsmodellering afslører en mulig kobling af Campi Flegrei og Vesuvius.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturel og stratigrafisk struktur af den første halvdel af den tyrrhenske graben (Napoli-bugten, Italien). Constructive Physics 315, 297-314.
Sano, Y. & Marty, B. Kilder til kulstof i vulkansk askegas fra Island Arcs.Chemical Geology.119, 265-274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafi: Reaktioner på havniveaufald og tektonisk løft på den ydre kontinentalsokkel (Østlige Tyrrhenske margin, Italien). Geo-Marine Letters 20/2, 101-108 (2000).