Täname, et külastasite veebisaiti Nature.com. Kasutataval brauseri versioonil on CSS-i tugi piiratud. Parima kasutuskogemuse tagamiseks soovitame teil kasutada uuendatud brauserit (või lülitada Internet Exploreris ühilduvusrežiim välja). Seni kuvame jätkuva toe tagamiseks saiti ilma stiilide ja JavaScriptita.
Teatame tõenditest merepõhja aktiivse tõusu ja gaasiheite kohta mitu kilomeetrit Napoli (Itaalia) sadamast avamerel. Märgid, künkad ja kraatrid on merepõhja iseloomulikud jooned. Need moodustised esindavad madalate maakoore struktuuride tippe, sealhulgas pagoodid, rikked ja kurrud, mis mõjutavad tänapäeval merepõhja. Nad registreerisid süsinikdioksiidi eraldumise ja süsinikdioksiidi eraldumise reaktsiooni. Need gaasid on tõenäoliselt sarnased gaasidega, mis toidavad Ischia, Campi Flegre ja Soma-Vesuuvi hüdrotermilisi süsteeme, mis viitab Napoli lahe all olevale maakoore vedelikega segatud vahevööallikale. Gaasi tõstmise ja survestamise protsessist põhjustatud veealune paisumine ja rebenemine nõuab gaaside ülerõhku. - vulkaanilised murrangud, mis võivad kuulutada merepõhja purskeid ja/või hüdrotermilisi plahvatusi.
Süvamere hüdrotermilised (kuum vesi ja gaas) heide on keskse ookeani seljandike ja koonduvate plaatide servade (sealhulgas saarekaarede veealused osad) tavaline tunnus, samas kui gaasihüdraatide (klatraatide) külmad väljaheited on sageli iseloomulikud mandrilavadele ja passiivsetele soojusallikate veeristele1, 2, 3, 4, 5. oirs) mandrilises maakoores ja/või vahevöös. Need heitmed võivad eelneda magma tõusule läbi maakoore ülemiste kihtide ning kulmineeruda vulkaaniliste meremägede purske ja nende asemele. miljonit elanikku) on võimalike vulkaanide hindamisel kriitilise tähtsusega.Madal purse.Lisaks, kuigi süvamere hüdrotermiliste või hüdraatgaaside heitkogustega seotud morfoloogilised tunnused on oma geoloogiliste ja bioloogiliste omaduste tõttu suhteliselt hästi teada, on erandiks madalamate vetega seotud morfoloogilised tunnused, välja arvatud need, mis esinevad 12. järves, suhteliselt esineb, geokeemilisi ja geokeemilisi andmeid, on uusi andmeid. veealuse, morfoloogiliselt ja struktuurselt keerulise piirkonna jaoks, mida mõjutavad gaasiheitmed Napoli lahes (Lõuna-Itaalia), umbes 5 km kaugusel Napoli sadamast. Need andmed koguti SAFE_2014 (august 2014) kruiisi ajal R/V Urania pardal. Kirjeldame ja tõlgendame merepõhja ja gaaside emissioonide allikaid, identifitseerime ja reguleerivad veealuseid struktuure, mis reguleerivad gaasi tõus ja sellega seotud deformatsioon ning arutada vulkanoloogia mõju.
Napoli laht moodustab plio-kvaternaari lääneserva, loode-kagu pikliku Campania tektoonilise depressiooni13,14,15.EW Ischia (ca. 150-1302 pKr), Campi Flegre kraatri (ca. 300-1538) ja Soma-Vesuvius'i paigutuse norrast kuni 9436. 15, samas kui lõuna piirneb Sorrento poolsaarega (joonis 1a).Napoli lahte mõjutavad valdavad NE-SW ja sekundaarsed loode-kagu olulised rikked (joonis 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesuvius iseloomustavad hüdrotermilisi ilminguid,1 maapinna deformatsioonid,1 turbused ja sündmus1. legrei aastatel 1982-1984, 1,8 m tõusuga ja tuhandete maavärinatega).Hiljutised uuringud19,20 viitavad sellele, et Soma-Vesuuvi ja Campi Flegre dünaamika vahel võib olla seos, mis võib olla seotud üksikute sügavate magmareservuaaridega. 8 ka Somma Vesuvius kontrollis Napoli lahe settesüsteemi. Viimase liustiku maksimumi (18 ka) madal meretase viis avamere-madala settesüsteemi taandumiseni, mis hiljem täitus transgressiivsete sündmustega hilise pleistotseeni-holotseeni ajal. uvius (joon.1b).
a) Mandrilava ja Napoli lahe morfoloogiline ja struktuurne paigutus 15, 23, 24, 48. Punktid on peamised allveelaevade purskekeskused;punased jooned tähistavad suuremaid rikkeid.(b) Napoli lahe batümeetria tuvastatud vedelikuavade (täppidega) ja seismiliste joonte jälgedega (mustad jooned).Kollased jooned on seismiliste joonte L1 ja L2 trajektoorid, mis on esitatud joonisel 6.Banco della Montagna (BdM) piirid on tähistatud ruudukujuliste joontega (sinised asukohad)b kuplilaadsete struktuuridega. akustilise veesamba profiilidest ning CTD-EMBlank, CTD-EM50 ja ROV raamid on esitatud joonisel 5. Kollane ring tähistab proovivõtugaasi väljalaske asukohta ja selle koostis on näidatud tabelis S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) kasutab Surfer®-i loodud graafikat13.
SAFE_2014 (august 2014) kruiisi (vt meetodid) käigus saadud andmete põhjal on konstrueeritud uus 1-meetrise eraldusvõimega Napoli lahe digitaalne maastikumudel (DTM). DTM näitab, et Napoli sadamast lõuna pool asuvat merepõhja iseloomustab õrnalt kaldu lõunasuunaline pind, mis on katkenud (kalle 3°-5 km) ≤0 × .5 km. sarnane struktuur, kohalikult tuntud kui Banco della Montagna (BdM).Joon.1a,b).BdM areneb umbes 100–170 meetri sügavusel, 15–20 meetri kõrgusel ümbritsevast merepõhjast. BdM-kuplil oli künkalaadne morfoloogia, mis oli tingitud 280 alamringikujulisest kuni ovaalsest küngast (joonis 2a), 665 koonusest ja maksimaalselt 30 meetri kõrgusest ja 23 m kõrgusest. m ja 1800 m vastavalt. Küngaste ringjoonelisus [C = 4π(pindala/ümbermõõt2)] vähenes perimeetri suurenedes (joonis 2b). Küngaste teljesuhted jäid vahemikku 1 kuni 6,5, kusjuures küngaste teljesuhe >2 näitas eelistatud N45°E ja 1,0 rohkem hajutatud N45°E +1,04 rohkem5. 5°E löök (joonis 2c).Üksikud või joondatud koonused eksisteerivad BdM tasapinnal ja künga peal (joonis 3a, b). Koonilised paigutused järgivad nende küngaste paigutust, millel need asuvad. Pockmarks paiknevad tavaliselt tasasel merepõhjal (joonis 3c) ja mõnikord küngastel. Koonuste ruumiline tihedus näitab, et lõuna ja NE domineerivad põhjapiirkonnad. BdM kupli st piirid (joon. 4a,b);vähem pikendatud NW-SE marsruut asub BdM keskpiirkonnas.
(a) Banco della Montagna (BdM) kupli digitaalne maastikumudel (1 m lahtri suurus). (b) BdM küngaste perimeeter ja ümarus. (c) Küngasse kõige sobivama ellipsi peatelje telgsuhe ja nurk (orientatsioon). Digital Terrain mudeli standardviga on 0,004 m;perimeetri ja ümaruse standardvead on vastavalt 4,83 m ja 0,01 ning teljesuhte ja nurga standardvead vastavalt 0,04 ja 3,34°.
Joonisel 2 DTM-ist eraldatud BdM-piirkonna tuvastatud koonuste, kraatrite, küngaste ja süvendite üksikasjad.
a) joonduskoonused tasasel merepõhjal;b) koonused ja kraatrid loode-kagu õhukestel küngastel;c) täpid kergelt kastetud pinnal.
a) Avastatud kraatrite, süvendite ja aktiivsete gaasiheitmete ruumiline jaotus. b) punktis a esitatud kraatrite ja süvendite ruumiline tihedus (arv/0,2 km2).
Tuvastasime 37 gaasilist emissiooni BdM piirkonnas ROV-i veesamba kajaloodi piltide ja merepõhja otsevaatluste põhjal, mis saadi 2014. aasta augustis SAFE_2014 kruiisil (joonised 4 ja 5). Nende emissioonide akustilised anomaaliad näitavad vertikaalselt piklikke kujundeid, mis tõusevad merepõhjast umbes 70,5 m2 kohani (vahemikus .5 m2). akustilised anomaaliad moodustasid peaaegu pideva "rongi". Täheldatud mullivoolud on väga erinevad: pidevatest tihedatest mullivooludest kuni lühiajaliste nähtusteni (lisafilm 1). ROV-i kontroll võimaldab visuaalselt kontrollida merepõhja vedeliku avade esinemist ja tõstab esile väikesed täkked merepõhjas (mõnel juhul on punased, mõnikord ümbritsetud OV-kanalitest). aktiveerivad emissioonid. Ventilatsiooniava morfoloogia näitab ülaosas ringikujulist ava, ilma veesamba laiguta. PH veesambas vahetult väljalaskepunkti kohal näitas märkimisväärset langust, mis näitab happelisemaid tingimusi kohapeal (joonis 1).5c,d).Eelkõige langes pH BdM gaasiheitest kõrgemal 75 m sügavusel 8,4-lt (70 m sügavusel) 7,8-ni (75 m sügavusel) (joonis 5c), samas kui teistes Napoli lahes asuvates kohtades olid pH väärtused vahemikus 0 kuni 160 m sügavusvahemikus merevee temperatuurimuutused vahemikus 8,5 kuni 8,5 kuni 8,5 kraadi. puudusid kahes kohas Napoli lahe BdM piirkonnas ja väljaspool seda. 70 m sügavusel on temperatuur 15 °C ja soolsus umbes 38 PSU (joonis 5c, d). PH, temperatuuri ja soolsuse mõõtmised näitasid: a) happeliste vedelike osalemist, mis on seotud BdM-i väga aeglase eraldumise ja degaseerimise protsessiga.
a) Akustilise veesamba profiili võtmisaken (ehhomeeter Simrad EK60). Vertikaalne roheline riba, mis vastab gaasipõlengule, mis tuvastati EM50 vedeliku väljalaskmisel (umbes 75 m allpool merepinda), mis asub BdM piirkonnas;näidatud on ka põhja- ja merepõhja multiplekssignaalid (b) kogutud kaugjuhitava sõidukiga BdM piirkonnas Ühel fotol on väike kraater (must ring), mis on ümbritsetud punase kuni oranži setetega.(c,d) Mitmeparameetrilise sondi CTD andmeid töödeldakse tarkvara SBED-Win32 abil (Seasave, pHs kolonn, parameeter Patternsal) ja temperatuur on üleval 2. vedeliku väljalaske EM50 (paneel c) ja väljaspool Bdm väljalaskeala paneeli (d).
Kogusime uuringupiirkonnast kolm gaasiproovi ajavahemikus 22.–28. august 2014. Nende proovide koostis oli sarnane, domineeris CO2 (934–945 mmol/mol), millele järgnesid asjakohased N2 (37–43 mmol/mol), CH4 (16–24 mmol/mol) ja H2S (16–24 mmol/mol) ja H2S kontsentratsioonid (0,10 mmol/4 mmol/4 mmol/mol/mol). vastavalt 0,052 ja <0,016 mmol/mol) (joonis 1b; tabel S1, lisafilm 2). Mõõdeti ka suhteliselt kõrged O2 ja Ar kontsentratsioonid (vastavalt kuni 3,2 ja 0,18 mmol/mol). Kergete süsivesinike ja alkaalsete ainete summa on vahemikus 0,2 mmol/4 kuni 0,2 mmol/mol. ly benseen), propeen ja väävlit sisaldavad ühendid (tiofeen). 40Ar/36Ar väärtus on kooskõlas õhuga (295,5), kuigi proovi EM35 (BdM kuppel) väärtus on 304, mis näitab veidi üle 40Ar. δ15N suhe oli kõrgem kui õhu puhul, samas kui v-vahemikus -21.9% C-2. 0,93 kuni 0,44% vs. V-PDB.R/Ra väärtused (pärast õhusaaste korrigeerimist suhtega 4He/20Ne) jäid vahemikku 1,66 kuni 1,94, mis viitab suure osa vahevöö He olemasolule. Ühendades heeliumi isotoobi CO2-ga ja selle CO2 allikas saab veelgi stabiilsemaks muutuda CO2 allikas. CO2/3He versus δ13C (joonis fig.6), võrreldakse BdM gaasi koostist Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesuvius fumaroolide koostisega. Joonisel 6 on toodud ka teoreetilised segunemisliinid kolme erineva süsinikuallika vahel, mis võivad olla seotud BdM gaasi tootmisega: lahustunud vahevööst saadud sulad, orgaanilise rikka setteid ja kolmele BdM-i seguneva karbonaadiga eraldunud ahelaga. on vahevöögaaside segunemine (mis eeldatakse olevat veidi rikastatud süsinikdioksiidiga võrreldes klassikaliste MORB-dega andmete sobitamise eesmärgil) ja maakoore dekarbonisatsioonist põhjustatud reaktsioonid Saadud gaasikivim.
Võrdluseks on esitatud hübriidjooned vahevöö koostise ning lubjakivi ja orgaaniliste setete otsosade vahel. Kastid kujutavad Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesviuse 59, 60, 61 fumaroolialasid. BdM proov on Campania vulkaani segatrendis. Süsinikgaasi eraldumisreaktsiooni lõpposa gaas, mis tekib süsinikdioksiidi allikas.
Seismilised lõigud L1 ja L2 (joonised 1b ja 7) näitavad üleminekut BdM ja Somma-Vesuuvi (L1, joon. 7a) ja Campi Flegrei (L2, joon. 7b) vulkaaniliste piirkondade distaalsete stratigraafiliste järjestuste vahel.BdM-i iseloomustab kahe peamise seismilise moodustumise (subigMS ja PS) olemasolu. kõrge kuni mõõduka amplituudiga ja külgsuunalise pidevusega (joonis 7b, c). See kiht sisaldab viimase jääaja maksimumi (LGM) süsteemi poolt lohistatud meresetteid ning koosneb liivast ja savist23. Alus olevat PS-kihti (joonis 7b–d) iseloomustab kaootiline kuni läbipaistev faas. Need diapiiritaolised geomeetriad näitavad PS-i läbipaistva materjali tungimist ülemistesse MS ladestustesse. Ülestõus vastutab voltide ja defektide moodustumise eest, mis mõjutavad MS-i kihti ja BdM-i merepõhja tänapäevaseid setteid (joonis 7b–d). MS stratigraafiline kiht on L-gaasi eraldumise tõttu B, samas kui valge gaasi vahemik on selgelt delamineerunud B-le M-i. -küllastunud kiht (GSL), mis on kaetud mõne MS-järjestuse sisemise tasemega (joonis 1).7a).BdM-i ülaossa kogutud gravitatsioonisüdamikud, mis vastavad läbipaistvale seismilisele kihile, näitavad, et ülemine 40 cm koosneb hiljuti sadestunud liivast;)24,25 ja pimsskivi killud Campi Flegrei plahvatuslikust purskest "Napoli kollane tuffi" (14,8 ka)26. PS-i kihi läbipaistvat faasi ei saa seletada ainult kaootiliste segunemisprotsessidega, sest maalihkete, mudavoolude ja püroklastiliste voogudega22 seotud kaootilised kihid paiknevad väljaspool B2fuse voogusid. ,24.Me järeldame, et vaadeldud BdM PS seismilised faatsiad ja ka merealuse paljandi PS kihi välimus (joonis 7d) peegeldavad maagaasi tõusu.
(a) Üherajaline seismiline profiil L1 (navigatsioonijälg joonisel 1b), millel on kujutatud sammaskujulist (pagood) ruumilist paigutust. Pagood koosneb kaootilistest pimsskivi ja liiva ladestustest. Pagoodi all olev gaasiga küllastunud kiht eemaldab sügavamate moodustiste järjepidevuse. (b) Ühekordne esiletõstmine profiil L-bce. merepõhja küngaste, mere (MS) ja pimssliiva ladestuste (PS) ioonid ja deformatsioonid.(c) MS ja PS deformatsiooni üksikasjad on esitatud punktides (c, d). Eeldades, et kõige ülemises settes on kiirus 1580 m/s, siis 100 ms tähistab vertikaalskaalal ligikaudu 80 m.
BdM-i morfoloogilised ja struktuurilised omadused on sarnased teiste veealuste hüdrotermiliste ja gaasihüdraadiväljadega kogu maailmas2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 ning neid seostatakse sageli tõusuga (võlvikud ja künkad) ning gaasiheitmetega (koonused, süvendid). 3) Küngaste, süvendite ja aktiivsete tuulutusavade ruumiline paigutus viitab sellele, et nende levikut kontrollivad osaliselt loode-kagu ja NE-SW löökmurrud (joonis 4b). Need on rikkesüsteemide eelistatud löögid, mis mõjutavad Campi Flegrei ja Somma-Vesuuvi vulkaanilisi piirkondi ning Napoli lahe Campslegi endisel kontrollstruktuuril. 35. Seetõttu järeldame, et Napoli lahes esinevad rikked ja luumurrud kujutavad endast eelistatud teed gaasi migratsiooniks pinnale, mida jagavad ka teised struktuurselt kontrollitud hüdrotermilised süsteemid.3a, c).See viitab sellele, et need künkad ei pruugi olla süvendite moodustumise eelkäijad, nagu teised autorid on soovitanud gaasihüdraaditsoonide kohta32, 33. Meie järeldused toetavad hüpoteesi, et kuppelsete merepõhjasetete katkemine ei põhjusta alati süvendite teket.
Kolm kogutud gaasilist heitkogust näitavad hüdrotermiliste vedelike tüüpilisi keemilisi tunnuseid, nimelt peamiselt CO2 koos märkimisväärse redutseerivate gaaside (H2S, CH4 ja H2) ja kergete süsivesinike (eriti benseen ja propüleen) kontsentratsiooniga38, 39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tabel S1, mille gaasisisaldus ei ole samasugune). allveelaevade heitkogused võivad olla tingitud merevees lahustunud õhu saastumisest, mis puutub kokku proovide võtmiseks kasutatavates plastkastides hoitud gaasidega, kuna ROV-id tõmmatakse ookeani põhjast merre, et mässata. Seevastu positiivsed δ15N väärtused ja kõrge N2/Ar (kuni 480) N2/Ar (kuni 480) on oluliselt kõrgem kui ASW (välisõhu) allikas. Nende gaaside valdava hüdrotermilise päritoluga.BdM gaasi hüdrotermilist-vulkaanilist päritolu kinnitavad CO2 ja He sisaldus ning nende isotooptunnused.Süsiniku isotoobid (δ13C-CO2 vahemikus -0,93% kuni +0,4%) ja CO2/3He väärtused (alates 1,7 × 410 M × 1,7 × 1010) viitavad sellele, et proovi f 1,7 × 1010 × 1 M trend Umaroolid ümber Napoli lahe vahevöö otsadetailid ja dekarbonisatsioon Reaktsiooni käigus tekkivate gaaside vaheline seos (joonis 6). Täpsemalt paiknevad BdM gaasiproovid piki segunemissuunda ligikaudu samas kohas kui külgnevatest Campi Flegrei ja Somma-Veusivuse vulkaanidest pärinevad vedelikud. Need on rohkem kui Isesamale, mis on lähemal kui nendele vulkaanidele. ma-Vesuvius ja Campi Flegrei 3He/4He väärtused (R/Ra vahemikus 2,6–2,9) on kõrgemad kui BdM (R/Ra vahemikus 1,66–1,96;Tabel S1).See viitab sellele, et radiogeense He lisamine ja kogunemine pärines samast magmaallikast, mis toitis Somma-Vesuviuse ja Campi Flegrei vulkaane. Tuvastatavate orgaaniliste süsinikufraktsioonide puudumine BdM-i heitkogustes viitab sellele, et orgaanilised setted ei osale BdM-i degaseerimisprotsessis.
Tuginedes ülaltoodud andmetele ja merealuste gaasirikaste piirkondadega seotud kuplilaadsete struktuuride eksperimentaalsete mudelite tulemustele, võib sügav gaasisurve olla vastutav kilomeetri suuruste BdM-kuplite tekke eest. BdM-võlvi viiva ülerõhu Pdef hindamiseks kasutasime õhukese plaadiga B radikulaarmehaanika mudelit33,34, eeldades, et kogutud andmete põhjal on seismiline ja suurem alamtsirkulaarne morfoloogia, kui deformeerunud pehme viskoosne ladestus. (täiendav joonis S1).Pdef on kogurõhu ja kivimi staatilise rõhu ja veesamba rõhu vahe. BdM-i raadius on umbes 2500 m, w on 20 m ja h maksimum, mis on hinnanguliselt hinnatud seismilise profiili järgi, on umbes 100 m. painde jäikus;D on antud valemiga (E h3)/[12(1 – ν2)], kus E on maardla Youngi moodul, ν on Poissoni suhe (~0,5)33. Kuna BdM setete mehaanilisi omadusi ei saa mõõta, siis määrame E = 140 kPa, mis on mõistlik väärtus rannikuäärsete setete puhul, mille B väärtused ei ole sarnased, liivased, B4 ei arvesta B4. kirjanduses kantud aleuriitsede lademete kohta (300 < E < 350 000 kPa)33,34, kuna BDM-i ladestused koosnevad peamiselt liivast, mitte mudast ega aleuriitsest savist24. Saame Pdef = 0,3 Pa, mis on kooskõlas hinnangutega merepõhja tõusmisprotsesside kohta gaasihüdraadi vesikonna keskkondades, kus Pdef on madalam kui 10/3 rõhur2. a ja/või mida.BdM-is võib setete lokaalsest gaasiküllastumisest ja/või olemasolevate murdude ilmnemisest tingitud jäikuse vähenemine kaasa aidata ka rikkele ja sellest tulenevale gaasi eraldumisele, võimaldades vaadeldavate ventilatsioonistruktuuride moodustumist.Kogutud peegeldunud seismilised profiilid (joonis 7) näitasid, et PS-i setted tõusid mL-i, põhjustades MS-i marrastavaid, tõukuvaid eraldumisi. voldid, vead ja setete sisselõiked (joon.7b,c).See viitab sellele, et 14,8–12 ka vana pimss on tunginud nooremasse MS-i kihti ülespoole suunatud gaasi transportimise protsessi kaudu. BdM-i struktuuri morfoloogilisi tunnuseid võib vaadelda GSL-i tekitatud vedeliku väljalaske tekitatud ülerõhu tagajärjel. Eeldades, et aktiivset tühjenemist on näha merepõhjast, ületame 170 mGSL-i 480 m2 ülerõhu. 1700 kPa.Settides leiduvate gaaside migreerumine ülespoole mõjutas ka MS-s sisalduvat materjali, mis selgitas kaootiliste setete olemasolu BdM25-l proovitud gravitatsioonisüdamikes. Peale selle loob GSL-i ülerõhk keeruka murdesüsteemi (selle morfoloogia, kihtstruktuur ja kihtstruktuur). "pagoodidena"49,50 omistati algselt vanade liustikumoodustiste sekundaarsetele mõjudele ja praegu tõlgendatakse neid tõusva gaasi31,33 või aurustumise mõjuna50. Campania mandriserval on aurustumissetteid vähe, vähemalt ülemisel 3 km maakoorest. Tõenäoliselt on maakoore ülemisel 3 km-l kontrollitud gaaside kasvumehhanismid. Seda järeldust toetavad pagoodi läbipaistvad seismilised faatsid (joonis 1).7), samuti gravitatsiooni põhiandmed, nagu varem teatatud24, kus tänapäeva liiv purskab 'Pomici Principali'25 ja 'Napoli kollase tufi'ga26 Campi Flegrei. Lisaks tungisid PS ladestused ülemise MS-i kihti ja deformeerisid seda (joonis 7d). See struktuurne struktuur ei viita ainult sellele, et gaasitoru põhiline struktuur ei viita ainult sellele, et gaasitoru põhijoon. pagoodi teke: a) pehme setete tihedus väheneb gaasi sisenemisel altpoolt;b) gaasi-setete segu tõuseb, mis on täheldatud voltimist, purunemist ja murdumist Põhjus MS ladestused (Joonis 7).Sarnane moodustumise mehhanism on pakutud Lõuna-Šoti mere (Antarktika) gaasihüdraatidega seotud pagoodidele.BdM pagoodid ilmusid rühmadena künklikele aladele ja nende vertikaalne ulatus oli keskmiselt 70 mTWu. TTa (2-70 TTa)0 migTW-10. MS lainetuse olemasolu ja BdM-i gravitatsioonituuma stratigraafiat arvestades järeldame, et pagoodistruktuuride tekkevanus on alla umbes 14–12 ka. Peale selle on nende struktuuride kasv endiselt aktiivne (joonis 7d), kuna mõned pagoodid on tunginud ja deformeerinud katvat katvat praegust BdM-i (Fig.7 sanded).
Pagoodi suutmatus ületada tänapäeva merepõhja viitab sellele, et (a) gaasi tõus ja/või gaasi-setete segunemise lokaalne peatumine ja/või (b) gaasi-setete segu võimalik külgvool ei võimalda lokaliseeritud ülerõhuprotsessi. Diapiriteooria mudeli52 kohaselt näitab külgvool segu negatiivset tasakaalu, mis jääb allapoole voolu kiiruse ja allavoolu kiirusest ülespoole. toitekiiruses võib olla seotud segu tiheduse suurenemisega gaasivarustuse kadumisest.Eespool kokku võetud tulemused ja pagoodi ujuvuskontrollitud tõus võimaldavad hinnata õhusamba kõrgust hg.Ulüjumisjõud on antud ΔP = hgg (ρw – ρg), kus g on gravitatsioon (9,8 m.g.sw veest). ΔP on eelnevalt arvutatud Pdef ja setteplaadi litostaatilise rõhu Plith summa, st ρsg h, kus ρs on sette tihedus. Sel juhul saadakse soovitud ujuvuse jaoks vajalik hg väärtus hg = (Pdef + Plith)/[g (ρg) =0 set)/[g (ρgw) –.0 m (vt ülalt), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg on tühine, sest ρw ≫ρg. Saame hg = 245 m, GSL põhja sügavust tähistav väärtus.ΔP on 2,4 MPa, mis on vajalik ülesurve või Mpa.
BdM gaasi koostis on kooskõlas vahevöö allikatega, mida on muudetud maakoore kivimite dekarboniseerimisreaktsioonidega seotud vedelike lisamisega (joonis 6). BdM-kuplite ja aktiivsete vulkaanide, nagu Ischia, Campi Flegre ja Soma-Vesuvius, jämedad EW joondused koos kogu allolevast piirkonnast eralduvate gaaside ja gaaside segunemisega viitavad sellele, et allolevast piirkonnast eralduvad rohkem vulkaanilised gaasid. roostevedelikud liiguvad läänest (Ischia) itta (Somma-Vesuivus) (joon. 1b ja 6).
Jõudsime järeldusele, et Napoli lahes, mõne kilomeetri kaugusel Napoli sadamast, on 25 km2 laiune kuplitaoline ehitis, mida mõjutab aktiivne degaseerimisprotsess ja mille põhjuseks on pagoodide ja küngaste paigutus. Praegu viitavad BdM-i allkirjad sellele, et mittemagmaatiline termiline turbulents53 võib olla varasem embrüonaalse vedeliku tühjenemise, st varajase vulkanismi analüüs, st. nähtuste evolutsiooni ning võimalikele magmaatilistele häiretele viitavate geokeemiliste ja geofüüsikaliste signaalide tuvastamiseks.
Akustilised veesamba profiilid (2D) saadi SAFE_2014 (august 2014) kruiisil laeval Urania (CNR) National Research Council of Coastal Marine Environment Institute (IAMC) poolt. Akustiline proovivõtt teostati teadusliku valgusvihku jagava kajaloodiga Simrad EK60, mille keskmine töökiirus oli 3,8 kmHz. kajaloodi kujutisi kasutati vedeliku väljaheidete tuvastamiseks ja nende asukoha täpseks määratlemiseks kogumisalal (74–180 mbsl).Mõõtke veesamba füüsikalisi ja keemilisi parameetreid, kasutades mitmeparameetrilisi sonde (juhtivus, temperatuur ja sügavus, CTD).Andmed koguti CTD 911 sondi abil, kasutades tarkvara SSC.Bird,7. .23.2).Merepõhja visuaalne kontroll viidi läbi kahe (madal- ja kõrglahutusega) kaameraga Pollux III (GEItaliana) ROV-seadmega (kaugjuhitav sõiduk).
Mitmekiireline andmete kogumine viidi läbi 100 KHz Simrad EM710 mitmekiirelise sonarisüsteemiga (Kongsberg).Süsteem on ühendatud diferentsiaalse globaalse positsioneerimissüsteemiga, et tagada kiirte positsioneerimisel alameetrilised vead. Akustilise impulsi sagedus on 100 KHz, süüteimpulss on 150° helitugevuse profiilis ja kogu avanemisaja profiilis40. .Andmeid töödeldi PDS2000 tarkvaraga (Reson-Thales) vastavalt Rahvusvahelise Hüdrograafiaorganisatsiooni standardile (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) navigeerimiseks ja loodete korrigeerimiseks.Kogemata instrumendi naelu ja halva kvaliteediga jaama läheduses asuvate helide tuvastamise tööriistade abil teostati müra vähendamine. kiirmuundur ning hangib ja rakendab reaalajas helikiiruse profiile veesambas iga 6–8 tunni järel, et tagada kiire õigeks juhtimiseks reaalajas helikiirus.Kogu andmestik koosneb ligikaudu 440 km2-st (sügavusest 0–1200 m).Andmeid kasutati kõrge eraldusvõimega digitaalse maastikumudeli (DTM) loomiseks. Lõplik DFTTM-i iseloomustab lahtri suurus (1 m).1a) tehti maastikuandmetega (> 0 m üle merepinna), mille kogus Itaalia Geo-sõjaline Instituut 20 m ruudustiku suuruse juures.
2007. ja 2014. aastal ohutute ookeanikruiiside käigus kogutud 55-kilomeetrine kõrge eraldusvõimega ühe kanaliga seismiliste andmete profiil kattis ligikaudu 113 ruutkilomeetri suuruse ala, mõlemal R/V Urania.Mariski profiilid (nt L1 seismiline profiil, joonis 1b 1b) saadi boomeeri süsteemist 5 m2, kasutades ühikut IKB. amaraan, millesse on paigutatud allikas ja vastuvõtja.Allika signatuur koosneb ühest positiivsest tipust, mida iseloomustatakse sagedusvahemikus 1-10 kHz ja mis võimaldab eraldada 25 cm kaugusel eraldatud reflektorid.Ohutud seismilised profiilid saadi kasutades 1,4 Kj mitme otsaga Geosparki seismilist allikat, mis sisaldab Geotrace'i tarkvara (Geo Marine System)6, mis koosneb a1 süsteemist. tungib kuni 400 millisekundit merepõhja all asuvasse pehmesse settesse, teoreetilise vertikaalse eraldusvõimega 30 cm.Nii Safe kui ka Marsik seadmed saadi kiirusega 0,33 lasku/sek anuma kiirusega <3 Kn.Andmeid töödeldi ja esitati kasutades Geosuite Allworks tarkvara, mutatsioonisammast H, IR-filtrimise korrigeerimist,2 töövoogu:-s-6 C.
Veealuse fumarooli gaas koguti merepõhja, kasutades plastkasti, mille ülemine külg oli kummimembraaniga ja mis asetati ROV-i poolt tagurpidi õhutusava kohale. Kui kasti sisenevad õhumullid on merevee täielikult asendanud, on ROV tagasi 1 m sügavusel ja sukelduja suunab kogutud gaasi läbi eelnevalt varustatud kummist vaheseinaga varustatud klaasist vaheseina. mis Üks täideti 20 ml 5N NaOH lahusega (Gegenbach-tüüpi kolb).Peamised happelised gaasiliigid (CO2 ja H2S) lahustatakse leeliselises lahuses, samas kui madala lahustuvusega gaasiliigid (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ja kerged süsivesinikud) hoitakse proovivõtupudelis (Shiibogaasi kromograafia abil madala lahustuvusega gaasruumala). 5A, mis oli varustatud 10 m pikkuse 5A molekulaarsõelkolonni ja soojusjuhtivuse detektoriga (TCD) 54.Argooni ja O2 analüüsiti Thermo Focus gaasikromatograafiga, mis oli varustatud 30 m pikkuse kapillaarmolekulaarsõelkolonni ja TCD-ga. Metaani ja kergeid terasest süsivesinikke analüüsiti, kasutades Shimadzu pika gaasipakiga asta10 sta104A pika kolonniga asta10 osorb PAW 80/100 mesh, kaetud 23% SP 1700 ja leekionisatsioonidetektoriga (FID). Vedelfaasi kasutati 1) CO2, as analüüsimiseks, tiitriti 0,5 N HCl lahusega (Metrohm Basic Titrino) ja 2) H2S kromograafiaga, as, 5 m3 iooniga (2 IC3%). IC) (Wantong 761).Tiitrimise, GC ja IC analüüsi analüütiline viga on alla 5%.Pärast gaasisegude standardseid ekstraheerimis- ja puhastusprotseduure analüüsiti 13C/12C CO2 (väljendatuna δ13C-CO2% ja V-PDB-na), kasutades Finningan Care-C02% ja V-PDB. Kasutati Finningani Delta S standardeid, massispektri5 ja Vinczo-mõõturit55. ble (sisemine), NBS18 ja NBS19 (rahvusvaheline), samas kui analüütiline viga ja reprodutseeritavus olid vastavalt ±0,05% ja ±0,1%.
δ15N (väljendatuna % vs. õhust) väärtused ja 40Ar/36Ar määrati Agilent 6890 N gaasikromatograafi (GC) abil, mis oli ühendatud Finnigan Delta plusXP pideva voolu massispektromeetriga. Analüüsi viga on: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, R,3 kus on R/3%. 4He mõõdeti proovis ja Ra on sama suhe atmosfääris: 1,39 × 10-6)57 määrati INGV-Palermo (Itaalia) laboris. 3He, 4He ja 20Ne määrati kahe kollektoriga massispektromeetriga (Helix SFT-GVI)58 pärast He ja Ne eraldamist on <. vastavalt 14 ja <10-16 mol.
Kuidas seda artiklit tsiteerida: Passaro, S. et al. Degaseerimisprotsessist tingitud merepõhja tõus näitab rannikul tärkavat vulkaanilist tegevust.teadus.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Kaasaegse ja iidse merepõhja süsivesinike imbumise ja ventilatsiooniavade geoloogia ja bioloogia: sissejuhatus. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Gaasihüdraatide ülemaailmne esinemine. Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circle.In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Report of the Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berliin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Ookeani keskharja hüdrotermiliste süsteemide struktuur ja dünaamika.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Praegused vaated gaasihüdraadi ressurssidele.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Lõuna-Kaspia mere kilomeetripikkuse mudavulkaanisüsteemi sisemine struktuur ja purske ajalugu. Bassin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al.Merepõhja tunnused, mis on seotud süsivesinike imbumisega Cádizi lahe süvavee karbonaatmuda küngastest: mudavoolust karbonaatsete seteteni.Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Namiibia avamere asuvate kilomeetri-skaala vedeliku evakuatsioonitorustike 3D seismiline esitus. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vedelikuvoolu karakteristikud nafta- ja gaasijuhtmesüsteemides: mida need meile basseini arengu kohta räägivad? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Neogeense kvaternaari vedeliku väljalaskestruktuuri vertikaalne evolutsioon seoses gaasivoogudega Alam-Kongo basseinis, Angola avamere rannikul.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY jt. Hüdrotermiline ja tektooniline aktiivsus Yellowstone'i järve põhjaosas, 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 jt. Tektooniline ja maakoore struktuur Campania mandriserval: seos vulkaanilise aktiivsusega.mineraal.bensiin.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Riftektoonika ja magmaatiliste tõusuprotsesside suhteline roll: järeldused geofüüsikalistest, struktuurilistest ja geokeemilistest andmetest Napoli vulkaanilises piirkonnas (Lõuna-Itaalia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Maakoore hiljutise vertikaalse liikumise mehhanismid Campi Flegrei kraatris Lõuna-Itaalias.geoloogia.Sotsialistlik Partei.Jah.Specification.263, lk 1-47 (1991).
Orsi, G. jt.Maapinna lühiajaline deformatsioon ja seismilisus pesastunud Campi Flegrei kraatris (Itaalia): näide aktiivsest massitaastumisest tiheasustusalal.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. ja Saccorotti, G. Püsiva pikaajalise 4D aktiivsuse hüdrotermiline päritolu Campi Flegrei vulkaanikompleksis Itaalias.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ja Mastrolorenzo, G. Kiire diferentseerumine künnilaadsetes magmareservuaarides: Campi Flegrei kraatri juhtumiuuring.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR aegread, korrelatsioonianalüüs ja aja-korrelatsiooni modelleerimine paljastavad Campi Flegrei ja Vesuviuse võimaliku seose.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Türreeni grabeni esimese poole struktuurne ja stratigraafiline struktuur (Napoli laht, Itaalia).Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Süsinikuallikad vulkaanilise tuhaga gaasis Island Arcs. Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Kanjoni stratigraafia: vastused meretaseme langusele ja tektoonilisele tõusule välismandrilaval (Ida-Türreeni äär, Itaalia).Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).