از بازدید شما از Nature.com متشکریم. نسخه مرورگری که استفاده می‌کنید پشتیبانی محدودی از CSS دارد. برای بهترین تجربه، توصیه می‌کنیم از یک مرورگر به‌روز استفاده کنید (یا حالت سازگاری را در Internet Explorer غیرفعال کنید). در عین حال، برای اطمینان از ادامه پشتیبانی، سایت را بدون استایل‌ها و جاوا اسکریپت نمایش خواهیم داد.
ما شواهدی از بالاآمدگی فعال کف دریا و انتشار گاز را در چندین کیلومتری ساحل بندر ناپل (ایتالیا) گزارش می‌دهیم. برآمدگی‌ها، تپه‌ها و دهانه‌ها از ویژگی‌های کف دریا هستند. این سازندها نشان‌دهنده‌ی بالای ساختارهای پوسته‌ای کم‌عمق، از جمله بتکده‌ها، گسل‌ها و چین‌خوردگی‌هایی هستند که امروزه بر بستر دریا تأثیر می‌گذارند. آنها بالاآمدگی، افزایش فشار و آزادسازی هلیوم و دی‌اکسید کربن را در واکنش‌های کربن‌زدایی مذاب‌های گوشته‌ای و سنگ‌های پوسته‌ای ثبت کردند. این گازها احتمالاً مشابه گازهایی هستند که سیستم‌های گرمابی ایسکیا، کامپی فلگره و سوما-وزوویوس را تغذیه می‌کنند، که نشان‌دهنده‌ی منبع گوشته‌ای مخلوط با مایعات پوسته‌ای در زیر خلیج ناپل است. انبساط و پارگی زیر دریا ناشی از فرآیند بالاآمدگی و افزایش فشار گاز نیاز به فشار بیش از حد 2-3 مگاپاسکال دارد. بالاآمدگی‌ها، گسل‌ها و انتشار گاز کف دریا، مظاهری از خیزش‌های غیرآتشفشانی هستند که ممکن است فوران‌های کف دریا و/یا انفجارهای گرمابی را نشان دهند.
تخلیه‌های هیدروترمال (آب گرم و گاز) در اعماق دریا از ویژگی‌های رایج پشته‌های میان اقیانوسی و حاشیه‌های صفحات همگرا (از جمله بخش‌های غوطه‌ور قوس‌های جزیره‌ای) هستند، در حالی که تخلیه‌های سرد هیدرات‌های گازی (کلاترات‌ها) اغلب از ویژگی‌های فلات قاره‌ای و حاشیه‌های غیرفعال هستند1، 2، 3، 4، 5. وقوع تخلیه‌های هیدروترمال کف دریا در مناطق ساحلی نشان‌دهنده منابع گرما (مخازن ماگما) در داخل پوسته قاره‌ای و/یا گوشته است. این تخلیه‌ها ممکن است قبل از صعود ماگما از طریق بالاترین لایه‌های پوسته زمین رخ دهند و در فوران و قرارگیری کوه‌های دریایی آتشفشانی به اوج خود برسند6. بنابراین، شناسایی (الف) مورفولوژی‌های مرتبط با تغییر شکل فعال بستر دریا و (ب) انتشار گاز نزدیک به مناطق ساحلی پرجمعیت مانند منطقه آتشفشانی ناپل در ایتالیا (حدود 1 میلیون نفر جمعیت) برای ارزیابی آتشفشان‌های احتمالی بسیار مهم است. فوران کم‌عمق. علاوه بر این، در حالی که ویژگی‌های مورفولوژیکی مرتبط با انتشار گازهای هیدروترمال یا هیدرات در اعماق دریا به دلیل ویژگی‌های زمین‌شناسی و بیولوژیکی آنها نسبتاً شناخته شده است از نظر خواص، استثنائات، ویژگی‌های مورفولوژیکی مرتبط با آب‌های کم‌عمق‌تر هستند، به جز مواردی که در دریاچه ۱۲ رخ می‌دهند، سوابق نسبتاً کمی وجود دارد. در اینجا، ما داده‌های جدید عمق‌سنجی، لرزه‌نگاری، ستون آب و ژئوشیمیایی را برای یک منطقه زیر آب، از نظر مورفولوژیکی و ساختاری پیچیده تحت تأثیر انتشار گاز در خلیج ناپل (جنوب ایتالیا)، تقریباً ۵ کیلومتری بندر ناپل، ارائه می‌دهیم. این داده‌ها در طول سفر دریایی SAFE_2014 (آگوست ۲۰۱۴) با کشتی R/V Urania جمع‌آوری شده‌اند. ما ساختارهای کف دریا و زیرسطحی را که در آنها انتشار گاز رخ می‌دهد، توصیف و تفسیر می‌کنیم، منابع سیالات تخلیه را بررسی می‌کنیم، مکانیسم‌هایی را که افزایش گاز و تغییر شکل مرتبط را تنظیم می‌کنند، شناسایی و توصیف می‌کنیم و در مورد تأثیرات آتشفشان‌شناسی بحث می‌کنیم.
خلیج ناپل حاشیه غربی پلیو-کواترنر، فرورفتگی تکتونیکی کامپانیا با امتداد شمال غربی-جنوب شرقی13،14،15 را تشکیل می‌دهد. شرق-غرب ایسکیا (حدود 150-1302 میلادی)، دهانه کامپی فلگره (حدود 300-1538) و سوما-وزوویوس (از <360-1944) این ترتیب، خلیج را به شمال میلادی محدود می‌کند15، در حالی که جنوب آن با شبه جزیره سورنتو هم‌مرز است (شکل 1a). خلیج ناپل تحت تأثیر گسل‌های غالب شمال شرقی-جنوب غربی و گسل‌های ثانویه شمال غربی-جنوب شرقی قرار دارد (شکل 1)14،15. ایسکیا، کامپی فلگره و سوما-وزوویوس با تظاهرات هیدروترمال، تغییر شکل زمین و لرزه‌خیزی کم‌عمق16،17،18 (به عنوان مثال، رویداد آشفته در کامپی فلگره در سال‌های 1982-1984، با ...) مشخص می‌شوند. بالاآمدگی ۱.۸ متر و هزاران زلزله). مطالعات اخیر۱۹،۲۰ نشان می‌دهد که ممکن است ارتباطی بین دینامیک آتشفشان سوما-وزوویوس و آتشفشان کامپی فلگره وجود داشته باشد، که احتمالاً با مخازن ماگمایی «عمیق» تکی مرتبط است. فعالیت آتشفشانی و نوسانات سطح دریا در ۳۶ هزار سال آخر کامپی فلگره و ۱۸ هزار سال آخر سوما وزوو، سیستم رسوبی خلیج ناپل را کنترل می‌کرد. سطح پایین دریا در آخرین حداکثر یخبندان (۱۸ هزار سال) منجر به پسروی سیستم رسوبی کم‌عمق فراساحلی شد که متعاقباً توسط رویدادهای پیشرونده در اواخر پلیستوسن-هولوسن پر شد. انتشار گازهای زیردریایی در اطراف جزیره ایسکیا و در سواحل کامپی فلگره و نزدیک کوه سوما-وزوویوس شناسایی شده است (شکل ۱ب).
(الف) آرایش‌های ریخت‌شناسی و ساختاری فلات قاره و خلیج ناپل ۱۵، ۲۳، ۲۴، ۴۸. نقطه‌ها مراکز اصلی فوران زیردریایی هستند؛ خطوط قرمز نشان دهنده گسل‌های اصلی هستند. (ب) عمق‌سنجی خلیج ناپل با منافذ سیال شناسایی شده (نقاط) و رد خطوط لرزه‌ای (خطوط سیاه). خطوط زرد مسیرهای خطوط لرزه‌ای L1 و L2 هستند که در شکل ۶ گزارش شده‌اند. مرزهای ساختارهای گنبدی شکل Banco della Montagna (BdM) با خطوط چین آبی در (الف، ب) مشخص شده‌اند. مربع‌های زرد مکان‌های پروفیل‌های ستون آب آکوستیک را نشان می‌دهند و قاب‌های CTD-EMBlank، CTD-EM50 و ROV در شکل ۵ گزارش شده‌اند. دایره زرد مکان تخلیه گاز نمونه‌برداری را نشان می‌دهد و ترکیب آن در جدول S1 نشان داده شده است. نرم‌افزار Golden (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) از گرافیک‌های تولید شده توسط Surfer® ۱۳ استفاده می‌کند.
بر اساس داده‌های به‌دست‌آمده در طول سفر دریایی SAFE_2014 (آگوست ۲۰۱۴) (به بخش روش‌ها مراجعه کنید)، یک مدل دیجیتالی زمین (DTM) جدید از خلیج ناپل با وضوح ۱ متر ساخته شده است. DTM نشان می‌دهد که کف دریا در جنوب بندر ناپل با یک سطح شیب‌دار رو به جنوب (شیب ≤۳ درجه) مشخص می‌شود که توسط یک ساختار گنبدی شکل ۵.۰ × ۵.۳ کیلومتری، که به‌طور محلی با نام Banco della Montagna (BdM) شناخته می‌شود، قطع شده است. شکل. 1a، b). BdM در عمق حدود 100 تا 170 متر، 15 تا 20 متر بالاتر از کف دریا اطراف، توسعه می‌یابد. گنبد BdM به دلیل 280 تپه زیر دایره‌ای تا بیضی شکل (شکل 2a)، 665 مخروط و 30 گودال (شکل‌های 3 و 4) مورفولوژی تپه مانندی را نشان می‌دهد. این تپه به ترتیب دارای حداکثر ارتفاع و محیط 22 متر و 1800 متر است. دایره‌ای بودن [C = 4π(مساحت/محیط2)] تپه‌ها با افزایش محیط کاهش یافته است (شکل 2b). نسبت‌های محوری برای تپه‌ها بین 1 تا 6.5 متغیر بود، تپه‌هایی با نسبت محوری >2، امتداد N45°E + 15° و یک امتداد ثانویه پراکنده‌تر و پراکنده‌تر N105°E تا N145°E را نشان می‌دهند (شکل 2c). مخروط‌های منفرد یا هم‌راستا در صفحه BdM و بالای تپه وجود دارند (شکل 3a، b). چیدمان مخروطی‌ها از چیدمان تپه‌هایی که روی آنها قرار دارند، پیروی می‌کند. گودال‌ها معمولاً روی بستر مسطح دریا (شکل 3c) و گاهی اوقات روی تپه‌ها قرار دارند. تراکم فضایی مخروط‌ها و گودال‌ها نشان می‌دهد که امتداد غالب شمال شرقی-جنوب غربی، مرزهای شمال شرقی و جنوب غربی گنبد BdM را مشخص می‌کند (شکل 4a، b)؛ مسیر کمتر امتداد یافته NW-SE در منطقه مرکزی BdM واقع شده است.
(الف) مدل دیجیتال زمین (اندازه سلول ۱ متر) گنبد بانکو دلا مونتاگنا (BdM). (ب) محیط و گردی تپه‌های BdM. (ج) نسبت محوری و زاویه (جهت‌گیری) محور اصلی بیضی برازش یافته اطراف تپه. خطای استاندارد مدل دیجیتال زمین ۰.۰۰۴ متر است؛ خطاهای استاندارد محیط و گردی به ترتیب ۴.۸۳ متر و ۰.۰۱ و خطاهای استاندارد نسبت محوری و زاویه به ترتیب ۰.۰۴ و ۳.۳۴ درجه هستند.
جزئیات مخروط‌ها، دهانه‌ها، تپه‌ها و گودال‌های شناسایی‌شده در منطقه BdM که از DTM در شکل ۲ استخراج شده‌اند.
(الف) مخروط‌های هم‌راستا روی بستر صاف دریا؛ (ب) مخروط‌ها و دهانه‌ها روی تپه‌های باریک شمال غربی-جنوب شرقی؛ (ج) گودال‌ها روی سطحی با شیب ملایم.
(الف) توزیع فضایی دهانه‌ها، گودال‌ها و تخلیه‌های فعال گاز شناسایی‌شده. (ب) تراکم فضایی دهانه‌ها و گودال‌های گزارش‌شده در (الف) (تعداد/0.2 کیلومتر مربع).
ما ۳۷ انتشار گازی را در منطقه BdM از تصاویر اکوساندر ستون آب ROV و مشاهدات مستقیم از کف دریا که در طول سفر دریایی SAFE_2014 در آگوست ۲۰۱۴ به دست آمد، شناسایی کردیم (شکل‌های ۴ و ۵). ناهنجاری‌های صوتی این انتشارها، اشکال عمودی کشیده‌ای را نشان می‌دهند که از کف دریا بالا می‌آیند و به صورت عمودی بین ۱۲ تا حدود ۷۰ متر متغیر هستند (شکل ۵a). در برخی نقاط، ناهنجاری‌های صوتی یک "قطار" تقریباً پیوسته را تشکیل می‌دهند. ستون‌های حباب مشاهده شده بسیار متفاوت هستند: از جریان‌های حبابی متراکم و پیوسته تا پدیده‌های کوتاه مدت (فیلم تکمیلی ۱). بازرسی ROV امکان تأیید بصری وقوع منافذ سیال کف دریا را فراهم می‌کند و نقاط کوچک آبله مانندی را در بستر دریا برجسته می‌کند که گاهی اوقات توسط رسوبات قرمز تا نارنجی احاطه شده‌اند (شکل ۵b). در برخی موارد، کانال‌های ROV انتشارها را دوباره فعال می‌کنند. مورفولوژی منافذ، یک دهانه دایره‌ای در بالا را نشان می‌دهد که هیچ شعله‌ای در ستون آب ندارد. pH در ستون آب درست بالای نقطه تخلیه، افت قابل توجهی را نشان می‌دهد که نشان‌دهنده شرایط اسیدی‌تر در محل است (شکل ...). 5c، d). به طور خاص، pH بالاتر از تخلیه گاز BdM در عمق 75 متر از 8.4 (در عمق 70 متر) به 7.8 (در عمق 75 متر) کاهش یافت (شکل 5c)، در حالی که سایر مکان‌ها در خلیج ناپل مقادیر pH بین 0 تا 160 متر در فاصله عمقی بین 8.3 و 8.5 داشتند (شکل 5d). تغییرات قابل توجهی در دما و شوری آب دریا در دو مکان داخل و خارج از منطقه BdM خلیج ناپل وجود نداشت. در عمق 70 متر، دما 15 درجه سانتیگراد و شوری حدود 38 PSU است (شکل 5c، d). اندازه‌گیری‌های pH، دما و شوری نشان داد: الف) مشارکت مایعات اسیدی مرتبط با فرآیند گاززدایی BdM و ب) عدم وجود یا تخلیه بسیار کند مایعات حرارتی و آب نمک.
(الف) پنجره ثبت مشخصات ستون آب آکوستیک (اکومتر Simrad EK60). نوار سبز عمودی مربوط به شعله گاز شناسایی شده در تخلیه سیال EM50 (حدود 75 متر زیر سطح دریا) واقع در منطقه BdM؛ سیگنال‌های مالتی پلکس کف و کف دریا نیز نشان داده شده‌اند (ب) که با یک وسیله نقلیه کنترل از راه دور در منطقه BdM جمع‌آوری شده‌اند. عکس واحد، یک دهانه کوچک (دایره سیاه) را نشان می‌دهد که توسط رسوبات قرمز تا نارنجی احاطه شده است. (ج، د) داده‌های CTD کاوشگر چند پارامتری با استفاده از نرم‌افزار SBED-Win32 (Seasave، نسخه 7.23.2) پردازش شده‌اند. الگوهای پارامترهای انتخاب شده (شوری، دما، pH و اکسیژن) ستون آب بالای تخلیه سیال EM50 (پانل c) و خارج از پانل منطقه تخلیه Bdm (د).
ما سه نمونه گاز را از منطقه مورد مطالعه بین ۲۲ تا ۲۸ آگوست ۲۰۱۴ جمع‌آوری کردیم. این نمونه‌ها ترکیبات مشابهی را نشان دادند که در آنها CO2 (۹۳۴-۹۴۵ میلی‌مول بر مول) غالب بود و پس از آن غلظت‌های مرتبط N2 (۳۷-۴۳ میلی‌مول بر مول)، CH4 (۱۶-۲۴ میلی‌مول بر مول) و H2S (۰.۱۰ میلی‌مول بر مول) -۰.۴۴ میلی‌مول بر مول قرار داشتند، در حالی که H2 و He کمتر فراوان بودند (به ترتیب کمتر از ۰.۰۵۲ و کمتر از ۰.۰۱۶ میلی‌مول بر مول) (شکل ۱b؛ جدول S1، فیلم تکمیلی ۲). غلظت‌های نسبتاً بالایی از O2 و Ar نیز اندازه‌گیری شد (به ترتیب تا ۳.۲ و ۰.۱۸ میلی‌مول بر مول). مجموع هیدروکربن‌های سبک از ۰.۲۴ تا ۰.۳۰ میلی‌مول بر مول متغیر است و شامل آلکان‌های C2-C4، آروماتیک‌ها (عمدتاً بنزن)، پروپن و ترکیبات حاوی گوگرد (تیوفن) است. مقدار 40Ar/36Ar با هوا (295.5) سازگار است، اگرچه نمونه EM35 (گنبد BdM) مقدار 304 دارد که کمی بیشتر از 40Ar را نشان می‌دهد. نسبت δ15N بیشتر از هوا بود (تا +1.98٪ در مقابل هوا)، در حالی که مقادیر δ13C-CO2 از -0.93 تا 0.44٪ در مقابل V-PDB متغیر بود. مقادیر R/Ra (پس از تصحیح آلودگی هوا با استفاده از نسبت 4He/20Ne) بین 1.66 و 1.94 بود که نشان دهنده وجود بخش بزرگی از He گوشته است. با ترکیب ایزوتوپ هلیوم با CO2 و ایزوتوپ پایدار 22 آن، می‌توان منبع انتشار در BdM را بیشتر روشن کرد. در نقشه CO2 برای CO2/3He در مقابل δ13C (شکل 6)، ترکیب گاز BdM با ترکیب Ischia، Campi Flegrei و شکل 6 همچنین خطوط اختلاط نظری بین سه منبع کربن مختلف را که ممکن است در تولید گاز BdM دخیل باشند، گزارش می‌دهد: مذاب‌های مشتق‌شده از گوشته محلول، رسوبات غنی از مواد آلی و کربنات‌ها. نمونه‌های BdM روی خط اختلاط نشان داده شده توسط سه آتشفشان کامپانیا قرار می‌گیرند، یعنی اختلاط بین گازهای گوشته (که برای تطبیق داده‌ها فرض می‌شود نسبت به MORBهای کلاسیک کمی غنی از دی‌اکسید کربن هستند) و واکنش‌های ناشی از کربن‌زدایی پوسته. سنگ گازی حاصل.
خطوط ترکیبی بین ترکیب گوشته و اعضای انتهایی سنگ آهک و رسوبات آلی برای مقایسه گزارش شده‌اند. کادرها نشان‌دهنده مناطق دودخان‌های ایسکیا، کامپی فلگری و سوما-وزویوس ۵۹، ۶۰، ۶۱ هستند. نمونه BdM در روند مختلط آتشفشان کامپانیا قرار دارد. گاز عضو انتهایی خط مختلط از منبع گوشته است، که گازی است که توسط واکنش دکربوریزاسیون کانی‌های کربناته تولید می‌شود.
مقاطع لرزه‌ای L1 و L2 (شکل‌های 1b و 7) گذار بین BdM و توالی‌های چینه‌شناسی دیستال مناطق آتشفشانی Somma-Vesuvius (L1، شکل 7a) و Campi Flegrei (L2، شکل 7b) را نشان می‌دهند. BdM با وجود دو سازند لرزه‌ای اصلی (MS و PS در شکل 7) مشخص می‌شود. سازند بالایی (MS) بازتابنده‌های نیمه‌موازی با دامنه زیاد تا متوسط ​​و پیوستگی جانبی را نشان می‌دهد (شکل 7b، c). این لایه شامل رسوبات دریایی است که توسط سیستم آخرین حداکثر یخچالی (LGM) کشیده شده‌اند و از شن و ماسه و رس تشکیل شده‌اند23. لایه PS زیرین (شکل 7b-d) با یک فاز آشفته تا شفاف به شکل ستون یا ساعت شنی مشخص می‌شود. بالای رسوبات PS تپه‌های کف دریا را تشکیل داده‌اند (شکل 7d). این هندسه‌های دیاپیر مانند، نفوذ مواد شفاف PS را به بالاترین رسوبات MS نشان می‌دهند. بالاآمدگی مسئول تشکیل ... است. چین‌خوردگی‌ها و گسل‌هایی که بر لایه MS و رسوبات امروزیِ پوشاننده کف دریای BdM تأثیر می‌گذارند (شکل 7b-d). بازه چینه‌شناسی MS در بخش ENE مقطع L1 به وضوح لایه‌لایه شده است، در حالی که به دلیل وجود یک لایه اشباع از گاز (GSL) که توسط برخی از سطوح داخلی توالی MS پوشانده شده است، به سمت BdM سفید می‌شود (شکل 7a). هسته‌های گرانشی جمع‌آوری‌شده در بالای BdM مربوط به لایه لرزه‌ای شفاف نشان می‌دهد که 40 سانتی‌متر بالایی از شن و ماسه‌ای تشکیل شده است که اخیراً تا به امروز رسوب کرده است. (24،25) و قطعات پومیس از فوران انفجاری کامپی فلگری از "توف زرد ناپل" (14.8 ka)26. فاز شفاف لایه PS را نمی‌توان تنها با فرآیندهای اختلاط آشوبناک توضیح داد، زیرا لایه‌های آشوبناک مرتبط با رانش زمین، جریان‌های گلی و جریان‌های آذرآواری که در خارج از BdM در خلیج ناپل یافت می‌شوند، از نظر آکوستیک مات هستند21،23،24. ما نتیجه می‌گیریم که رخساره‌های لرزه‌ای BdM PS مشاهده شده و همچنین ظاهر لایه PS رخنمون زیر دریا (شکل 7d) نشان‌دهنده بالاآمدگی گاز طبیعی است.
(الف) پروفیل لرزه‌ای تک کاناله L1 (ردیابی ناوبری در شکل 1b) که یک چیدمان فضایی ستونی (بتکده) را نشان می‌دهد. بتکده از رسوبات نامنظم پومیس و ماسه تشکیل شده است. لایه اشباع شده از گاز که در زیر بتکده وجود دارد، پیوستگی سازندهای عمیق‌تر را از بین می‌برد. (ب) پروفیل لرزه‌ای تک کاناله L2 (ردیابی ناوبری در شکل 1b)، که برش و تغییر شکل تپه‌های کف دریا، رسوبات دریایی (MS) و ماسه پومیس (PS) را برجسته می‌کند. (ج) جزئیات تغییر شکل در MS و PS در (c,d) گزارش شده است. با فرض سرعت 1580 متر بر ثانیه در بالاترین رسوب، 100 میلی‌ثانیه حدود 80 متر در مقیاس عمودی را نشان می‌دهد.
ویژگی‌های مورفولوژیکی و ساختاری BdM مشابه سایر میدان‌های هیدروترمال و هیدرات گازی زیر دریا در سطح جهان است2،12،27،28،29،30،31،32،33،34 و اغلب با بالاآمدگی‌ها (طاق‌ها و تپه‌ها) و تخلیه گاز (مخروط‌ها، گودال‌ها) مرتبط هستند. مخروط‌ها و گودال‌های تراز شده با BdM و تپه‌های کشیده، نفوذپذیری کنترل‌شده ساختاری را نشان می‌دهند (شکل‌های 2 و 3). چیدمان فضایی تپه‌ها، گودال‌ها و دریچه‌های فعال نشان می‌دهد که توزیع آنها تا حدی توسط شکستگی‌های ضربه‌ای NW-SE و NE-SW کنترل می‌شود (شکل 4b). اینها ضربات ترجیحی سیستم‌های گسلی هستند که بر مناطق آتشفشانی Campi Flegrei و Somma-Vesuvius و خلیج ناپل تأثیر می‌گذارند. به طور خاص، ساختار اولی، محل تخلیه هیدروترمال از دهانه Campi Flegrei را کنترل می‌کند35. بنابراین نتیجه می‌گیریم که گسل‌ها و شکستگی‌ها در خلیج ناپل مسیر ترجیحی برای مهاجرت گاز به سطح، ویژگی‌ای که در سایر سیستم‌های هیدروترمال کنترل‌شده از نظر ساختاری مشترک است36،37. نکته قابل توجه این است که مخروط‌ها و گودال‌های BdM همیشه با تپه‌ها مرتبط نبودند (شکل 3a،c). این نشان می‌دهد که این تپه‌ها لزوماً نشان‌دهنده پیش‌سازهای تشکیل گودال نیستند، همانطور که سایر نویسندگان برای مناطق هیدرات گازی پیشنهاد کرده‌اند32،33. نتیجه‌گیری‌های ما از این فرضیه پشتیبانی می‌کند که اختلال در رسوبات کف دریا به صورت گنبدی همیشه منجر به تشکیل گودال‌ها نمی‌شود.
سه انتشار گازی جمع‌آوری‌شده، نشانه‌های شیمیایی معمول سیالات گرمابی، یعنی عمدتاً CO2 با غلظت‌های قابل توجهی از گازهای کاهنده (H2S، CH4 و H2) و هیدروکربن‌های سبک (به‌ویژه بنزن و پروپیلن)38،39، 40، 41، 42، 43، 44، 45 (جدول S1) را نشان می‌دهند. وجود گازهای جوی (مانند O2)، که انتظار نمی‌رود در انتشارهای زیردریایی وجود داشته باشند، ممکن است به دلیل آلودگی ناشی از هوای حل‌شده در آب دریا باشد که با گازهای ذخیره‌شده در جعبه‌های پلاستیکی مورد استفاده برای نمونه‌برداری در تماس است، زیرا ROVها از کف اقیانوس به دریا استخراج می‌شوند تا طغیان کنند. برعکس، مقادیر مثبت δ15N و نسبت بالای N2/Ar (تا 480) که به‌طور قابل‌توجهی بالاتر از ASW (آب اشباع‌شده با هوا) است، نشان می‌دهد که بیشتر N2 از منابع خارج از اتمسفر تولید می‌شود، که با منشأ گرمابی غالب این گازها مطابقت دارد. منشأ گرمابی-آتشفشانی گاز BdM توسط محتوای CO2 و He و ایزوتوپی آنها تأیید می‌شود. امضاها. ایزوتوپ‌های کربن (δ13C-CO2 از -0.93% تا +0.4%) و مقادیر CO2/3He (از 1.7 × 1010 تا 4.1 × 1010) نشان می‌دهند که نمونه‌های BdM متعلق به یک روند مختلط از دودخان‌ها در اطراف اعضای انتهایی گوشته خلیج ناپل و کربن‌زدایی هستند. رابطه بین گازهای تولید شده توسط واکنش (شکل 6). به طور خاص‌تر، نمونه‌های گاز BdM در امتداد روند اختلاط تقریباً در همان محل سیالات آتشفشان‌های مجاور Campi Flegrei و Somma-Veusivus قرار دارند. آنها پوسته‌ای‌تر از دودخان‌های Ischia هستند که به انتهای گوشته نزدیک‌ترند. Somma-Vesuvius و Campi Flegrei مقادیر 3He/4He بالاتری (R/Ra بین 2.6 و 2.9) نسبت به BdM (R/Ra بین 1.66 و 1.96) دارند. جدول S1). این نشان می‌دهد که افزودن و تجمع هلیوم پرتوزا از همان منبع ماگمایی سرچشمه گرفته است که آتشفشان‌های سوما-وزوویوس و کامپی فلگری را تغذیه می‌کرد. عدم وجود بخش‌های کربن آلی قابل تشخیص در انتشارات BdM نشان می‌دهد که رسوبات آلی در فرآیند گاززدایی BdM دخیل نیستند.
بر اساس داده‌های گزارش‌شده در بالا و نتایج حاصل از مدل‌های تجربی ساختارهای گنبدی شکل مرتبط با مناطق غنی از گاز زیر دریا، افزایش فشار گاز در عمق ممکن است مسئول تشکیل گنبدهای BdM در مقیاس کیلومتر باشد. برای تخمین فشار بیش از حد Pdef که منجر به طاق BdM می‌شود، ما یک مدل مکانیک صفحه نازک33،34 را با فرض اینکه طاق BdM یک صفحه زیردایره‌ای با شعاع بزرگتر از یک رسوب نرم ویسکوز تغییر شکل‌یافته است، اعمال کردیم. حداکثر جابجایی عمودی w و ضخامت h از (شکل تکمیلی S1). Pdef تفاوت بین فشار کل و فشار استاتیک سنگ به علاوه فشار ستون آب است. در BdM، شعاع حدود 2500 متر، w برابر با 20 متر و حداکثر h تخمین زده‌شده از پروفیل لرزه‌ای حدود 100 متر است. ما Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 را از رابطه محاسبه می‌کنیم، که در آن D سختی خمشی است. D با فرمول (E h3)/[12(1 – ν2)] داده می‌شود، که در آن E مدول یانگ رسوب و ν نسبت پواسون (~0.5)33 است. از آنجایی که خواص مکانیکی رسوبات BdM قابل اندازه‌گیری نیست، E = 140 kPa را در نظر می‌گیریم که برای رسوبات شنی ساحلی 47 مشابه BdM14،24 مقدار معقولی است. مقادیر بالاتر E گزارش شده در مقالات برای رسوبات رس سیلتی (300 < E < 350,000 kPa)33،34 را در نظر نمی‌گیریم زیرا رسوبات BDM عمدتاً از ماسه تشکیل شده‌اند، نه سیلت یا رس سیلتی24. ما Pdef = 0.3 Pa را به دست می‌آوریم که با تخمین فرآیندهای بالاآمدگی کف دریا در محیط‌های حوضه هیدرات گازی سازگار است، جایی که Pdef از 10-2 تا 103 Pa متغیر است و مقادیر پایین‌تر نشان دهنده w/a کم و/یا چه چیزی است. در BdM، کاهش سختی به دلیل اشباع گاز محلی رسوبات و/یا ظهور شکستگی‌های از پیش موجود نیز ممکن است در شکست و آزادسازی گاز در نتیجه آن نقش داشته باشند و امکان تشکیل ساختارهای تهویه مشاهده شده را فراهم کنند. پروفیل‌های لرزه‌ای بازتابی جمع‌آوری‌شده (شکل 7) نشان داد که رسوبات PS از GSL بالا آمده و رسوبات دریایی MS روی آن را به بالا هل داده‌اند و منجر به تپه‌ها، چین‌ها، گسل‌ها و برش‌های رسوبی شده‌اند (شکل 7b، c). این نشان می‌دهد که پوکه معدنی قدیمی 14.8 تا 12 ka از طریق یک فرآیند انتقال گاز به سمت بالا به لایه MS جوان‌تر نفوذ کرده است. ویژگی‌های مورفولوژیکی ساختار BdM را می‌توان نتیجه فشار بیش از حد ایجاد شده توسط تخلیه سیال تولید شده توسط GSL دانست. با توجه به اینکه تخلیه فعال از کف دریا تا بیش از 170 متر bsl48 قابل مشاهده است، فرض می‌کنیم که فشار بیش از حد سیال در GSL از 1700 کیلوپاسکال فراتر می‌رود. مهاجرت رو به بالای گازها در رسوبات همچنین باعث سایش مواد موجود در MS شده است که وجود رسوبات نامنظم در هسته‌های گرانشی نمونه‌برداری شده در BdM25. علاوه بر این، فشار بیش از حد GSL یک سیستم شکستگی پیچیده ایجاد می‌کند (گسل چندضلعی در شکل 7b). در مجموع، این مورفولوژی، ساختار و استقرار چینه‌شناسی، که به عنوان "پاگوداها"49،50 شناخته می‌شوند، در ابتدا به اثرات ثانویه سازندهای یخچالی قدیمی نسبت داده می‌شدند و در حال حاضر به عنوان اثرات افزایش گاز31،33 یا تبخیری‌ها50 تفسیر می‌شوند. در حاشیه قاره‌ای کامپانیا، رسوبات تبخیری کمیاب هستند، حداقل در 3 کیلومتری بالایی پوسته. بنابراین، مکانیسم رشد پاگوداهای BdM احتمالاً توسط افزایش گاز در رسوبات کنترل می‌شود. این نتیجه‌گیری توسط رخساره‌های لرزه‌ای شفاف پاگودا (شکل 7) و همچنین داده‌های هسته گرانشی همانطور که قبلاً گزارش شده است24، جایی که ماسه امروزی با "Pomici Principali"25 و "Naples Yellow Tuff"26 Campi Flegrei فوران می‌کند، پشتیبانی می‌شود. علاوه بر این، رسوبات PS به بالاترین لایه MS هجوم آورده و آن را تغییر شکل داده‌اند (شکل 7d). این چیدمان ساختاری نشان می‌دهد که پاگودا نمایانگر یک ساختار خیزشی است و نه فقط یک خط لوله گاز. بنابراین، دو فرآیند اصلی بر تشکیل پاگودا حاکم است: الف) چگالی رسوبات نرم با ورود گاز از پایین کاهش می‌یابد؛ ب) بالا آمدن مخلوط گاز-رسوب، که همان چین‌خوردگی، گسلش و شکستگی مشاهده‌شده در رسوبات MS است (شکل 7). مکانیسم تشکیل مشابهی برای پاگوداهای مرتبط با هیدرات‌های گازی در دریای جنوب اسکوشیا (قطب جنوب) پیشنهاد شده است. پاگوداهای BdM به صورت گروهی در مناطق تپه‌ای ظاهر شدند و گسترش عمودی آنها به طور متوسط ​​70 تا 100 متر در زمان سفر دو طرفه (TWTT) بود (شکل 7a). با توجه به وجود نوسانات MS و با توجه به چینه‌شناسی هسته گرانشی BdM، سن تشکیل سازه‌های پاگودا را کمتر از حدود 14 تا 12 هزار سال قبل از میلاد تخمین می‌زنیم. علاوه بر این، رشد این سازه‌ها هنوز فعال است (شکل 7d) زیرا برخی از پاگوداها به ماسه BdM امروزی حمله کرده و آن را تغییر شکل داده‌اند (شکل 7d).
عدم عبور پاگودا از بستر دریا در شرایط امروزی نشان می‌دهد که (الف) افزایش گاز و/یا توقف موضعی اختلاط گاز-رسوب، و/یا (ب) جریان جانبی احتمالی مخلوط گاز-رسوب، امکان فرآیند فشار بیش از حد موضعی را فراهم نمی‌کند. طبق مدل نظریه دیاپیر52، جریان جانبی نشان‌دهنده تعادل منفی بین نرخ تأمین مخلوط گل-گاز از پایین و نرخی است که پاگودا به سمت بالا حرکت می‌کند. کاهش نرخ تأمین ممکن است به افزایش چگالی مخلوط به دلیل ناپدید شدن منبع گاز مربوط باشد. نتایج خلاصه شده در بالا و افزایش کنترل‌شده شناوری پاگودا به ما این امکان را می‌دهد که ارتفاع ستون هوا hg را تخمین بزنیم. شناوری توسط ΔP = hgg (ρw – ρg) داده می‌شود، که در آن g گرانش (9.8 متر بر ثانیه) و ρw و ρg به ترتیب چگالی آب و گاز هستند. ΔP مجموع Pdef محاسبه‌شده قبلی و فشار لیتواستاتیک است. پلیت صفحه رسوبی، یعنی ρsg h، که در آن ρs چگالی رسوب است. در این حالت، مقدار hg مورد نیاز برای شناوری مورد نظر با hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] بدست می‌آید. در BdM، Pdef را برابر با 0.3 Pa و h = 100 m (به بالا مراجعه کنید) قرار می‌دهیم، ρw = 1030 kg/m3، ρs = 2500 kg/m3، ρg ناچیز است زیرا ρw ≫ρg. مقدار hg = 245 m بدست می‌آید، مقداری که نشان دهنده عمق کف GSL است. ΔP برابر با 2.4 MPa است که فشار بیش از حد مورد نیاز برای شکستن کف دریای BdM و تشکیل دریچه‌ها است.
ترکیب گاز BdM با منابع گوشته‌ای که با افزودن سیالات مرتبط با واکنش‌های کربن‌زدایی سنگ‌های پوسته تغییر یافته‌اند، سازگار است (شکل 6). ترازهای تقریبی EW گنبدهای BdM و آتشفشان‌های فعال مانند ایسکیا، کامپی فلگره و سوما-وزوویوس، همراه با ترکیب گازهای ساطع شده، نشان می‌دهد که گازهای ساطع شده از گوشته در زیر کل منطقه آتشفشانی ناپل مخلوط هستند. مایعات پوسته‌ای بیشتر و بیشتری از غرب (ایسکیا) به شرق (سوما-وزوویوس) حرکت می‌کنند (شکل‌های 1b و 6).
ما به این نتیجه رسیده‌ایم که در خلیج ناپل، چند کیلومتری بندر ناپل، یک ساختار گنبدی شکل به عرض 25 کیلومتر مربع وجود دارد که تحت تأثیر یک فرآیند گاززدایی فعال قرار گرفته و ناشی از قرارگیری بتکده‌ها و تپه‌ها است. در حال حاضر، نشانه‌های BdM نشان می‌دهد که تلاطم غیر ماگمایی53 ممکن است قبل از آتشفشانی اولیه، یعنی تخلیه اولیه ماگما و/یا سیالات حرارتی، وجود داشته باشد. فعالیت‌های نظارتی باید برای تجزیه و تحلیل تکامل پدیده‌ها و تشخیص سیگنال‌های ژئوشیمیایی و ژئوفیزیکی که نشان‌دهنده اختلالات ماگمایی بالقوه هستند، اجرا شود.
پروفیل‌های ستون آب آکوستیک (دو بعدی) در طول سفر دریایی SAFE_2014 (آگوست 2014) با کشتی R/V Urania (CNR) توسط موسسه شورای ملی تحقیقات محیط زیست دریایی ساحلی (IAMC) به دست آمد. نمونه‌برداری آکوستیک توسط یک اکوساندر علمی با قابلیت تقسیم پرتو Simrad EK60 که با فرکانس 38 کیلوهرتز کار می‌کرد، انجام شد. داده‌های آکوستیک با سرعت متوسط ​​حدود 4 کیلومتر ثبت شدند. تصاویر اکوساندر جمع‌آوری‌شده برای شناسایی تخلیه‌های سیال و تعیین دقیق محل آنها در منطقه جمع‌آوری (بین 74 تا 180 متر بر ثانیه) استفاده شدند. پارامترهای فیزیکی و شیمیایی در ستون آب با استفاده از پروب‌های چند پارامتری (رسانایی، دما و عمق، CTD) اندازه‌گیری شدند. داده‌ها با استفاده از یک پروب CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) جمع‌آوری و با استفاده از نرم‌افزار SBED-Win32 (Seasave، نسخه 7.23.2) پردازش شدند. بازرسی بصری از بستر دریا با استفاده از یک "Pollux III" انجام شد. (GEItaliana) دستگاه ROV (وسیله نقلیه کنترل از راه دور) با دو دوربین (کیفیت پایین و بالا).
جمع‌آوری داده‌های چند پرتویی با استفاده از سیستم سونار چند پرتویی Simrad EM710 با فرکانس ۱۰۰ کیلوهرتز (Kongsberg) انجام شد. این سیستم به یک سیستم موقعیت‌یابی جهانی تفاضلی متصل است تا از خطاهای زیرمتریک در موقعیت‌یابی پرتو اطمینان حاصل شود. پالس صوتی دارای فرکانس ۱۰۰ کیلوهرتز، پالس شلیک ۱۵۰ درجه و دهانه کامل ۴۰۰ پرتو است. پروفیل‌های سرعت صدا را در زمان واقعی در طول جمع‌آوری اندازه‌گیری و اعمال کنید. داده‌ها با استفاده از نرم‌افزار PDS2000 (Reson-Thales) طبق استاندارد سازمان بین‌المللی هیدروگرافی (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) برای ناوبری و اصلاح جزر و مد پردازش شدند. کاهش نویز ناشی از جهش‌های تصادفی ابزار و حذف پرتو بی‌کیفیت با ابزارهای ویرایش باند و حذف جهش انجام شد. تشخیص مداوم سرعت صدا توسط یک ایستگاه keel واقع در نزدیکی مبدل چند پرتویی انجام می‌شود و هر ۶ تا ۸ ساعت پروفیل‌های سرعت صدا را در ستون آب در زمان واقعی جمع‌آوری و اعمال می‌کند تا صدای واقعی را فراهم کند. سرعت برای هدایت مناسب پرتو. کل مجموعه داده‌ها تقریباً ۴۴۰ کیلومتر مربع (عمق ۰ تا ۱۲۰۰ متر) را شامل می‌شود. از این داده‌ها برای تهیه یک مدل رقومی زمین (DTM) با وضوح بالا که با اندازه سلول شبکه‌ای ۱ متر مشخص می‌شود، استفاده شد. DTM نهایی (شکل ۱a) با داده‌های زمین (بالاتر از ۰ متر بالاتر از سطح دریا) که در اندازه سلول شبکه‌ای ۲۰ متر توسط موسسه ژئو-میلیتاری ایتالیا به دست آمده بود، انجام شد.
یک پروفیل داده‌های لرزه‌ای تک کاناله با وضوح بالا به طول ۵۵ کیلومتر، که در طول سفرهای دریایی ایمن در اقیانوس در سال‌های ۲۰۰۷ و ۲۰۱۴ جمع‌آوری شده بود، مساحتی تقریباً ۱۱۳ کیلومتر مربع را پوشش داد، که هر دو در کشتی R/V Urania قرار داشتند. پروفیل‌های Marisk (به عنوان مثال، پروفیل لرزه‌ای L1، شکل ۱b) با استفاده از سیستم بومر IKB-Seistec به دست آمدند. واحد جمع‌آوری شامل یک کاتاماران ۲.۵ متری است که منبع و گیرنده در آن قرار گرفته‌اند. امضای منبع شامل یک پیک مثبت واحد است که در محدوده فرکانس ۱ تا ۱۰ کیلوهرتز مشخص می‌شود و امکان تفکیک بازتابنده‌ها با فاصله ۲۵ سانتی‌متر را فراهم می‌کند. پروفیل‌های لرزه‌ای ایمن با استفاده از یک منبع لرزه‌ای Geospark چند نوکه ۱.۴ کیلوژول متصل به نرم‌افزار Geotrace (سیستم نقشه‌برداری دریایی Geo) به دست آمدند. این سیستم شامل یک کاتاماران حاوی یک منبع ۱ تا ۶.۰۲ کیلوهرتز است که تا ۴۰۰ میلی‌ثانیه در رسوبات نرم زیر بستر دریا نفوذ می‌کند و وضوح عمودی نظری آن ۳۰ سانتی‌متر است. هم Safe و هم Marsik دستگاه‌ها با سرعت ۰.۳۳ شات در ثانیه و سرعت رگ کمتر از ۳ کیلونیوتن به دست آمدند. داده‌ها با استفاده از نرم‌افزار Geosuite Allworks با گردش کار زیر پردازش و ارائه شدند: اصلاح اتساع، بی‌صدا کردن ستون آب، فیلتر IIR با پهنای باند ۲-۶ کیلوهرتز و AGC.
گاز حاصل از فومارول زیر آب با استفاده از یک جعبه پلاستیکی مجهز به دیافراگم لاستیکی در قسمت بالایی آن، که به صورت وارونه توسط ROV روی دریچه قرار داده شده بود، از کف دریا جمع‌آوری شد. هنگامی که حباب‌های هوای ورودی به جعبه به طور کامل جایگزین آب دریا شدند، ROV به عمق ۱ متری بازگشته و غواص گاز جمع‌آوری شده را از طریق یک دیواره لاستیکی به دو فلاسک شیشه‌ای ۶۰ میلی‌لیتری از پیش تخلیه شده مجهز به شیرهای تفلونی منتقل می‌کند که یکی از آنها با ۲۰ میلی‌لیتر محلول ۵ نرمال NaOH (فلاسک نوع Gegenbach) پر شده بود. گونه‌های اصلی گاز اسیدی (CO2 و H2S) در محلول قلیایی حل می‌شوند، در حالی که گونه‌های گازی با حلالیت کم (N2، Ar+O2، CO، H2، He، Ar، CH4 و هیدروکربن‌های سبک) در فضای بالای بطری نمونه‌برداری ذخیره می‌شوند. گازهای معدنی با حلالیت کم با استفاده از کروماتوگرافی گازی (GC) با استفاده از یک Shimadzu 15A مجهز به یک ستون غربال مولکولی ۵A به طول ۱۰ متر تجزیه و تحلیل شدند. و یک آشکارساز رسانایی حرارتی (TCD) 54. آرگون و O2 با استفاده از یک کروماتوگراف گازی Thermo Focus مجهز به ستون غربال مولکولی مویرگی به طول 30 متر و TCD آنالیز شدند. متان و هیدروکربن‌های سبک با استفاده از یک کروماتوگراف گازی Shimadzu 14A مجهز به یک ستون استیل ضد زنگ به طول 10 متر که با Chromosorb PAW 80/100 mesh پر شده بود، با 23٪ SP 1700 پوشش داده شده و یک آشکارساز یونیزاسیون شعله‌ای (FID) آنالیز شدند. فاز مایع برای آنالیز 1) CO2، به عنوان، تیتر شده با محلول 0.5 نرمال HCl (Metrohm Basic Titrino) و 2) H2S، به عنوان، پس از اکسیداسیون با 5 میلی‌لیتر H2O2 (33٪)، توسط کروماتوگرافی یونی (IC) (IC) (Wantong 761) استفاده شد. خطای تحلیلی تیتراسیون، GC و آنالیز IC کمتر از 5٪ است. پس از روش‌های استاندارد استخراج و خالص‌سازی برای مخلوط‌های گازی، 13C/12C CO2 (به صورت δ13C-CO2% و V-PDB بیان می‌شود) با استفاده از طیف‌سنج جرمی Finningan Delta S55،56 مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفت. استانداردهای مورد استفاده برای تخمین دقت خارجی، سنگ مرمر کارارا و سن وینچنزو (داخلی)، NBS18 و NBS19 (بین‌المللی) بودند، در حالی که خطای تحلیلی و تکرارپذیری به ترتیب ±0.05% و ±0.1% بودند.
مقادیر δ15N (به صورت درصد در مقابل هوا بیان می‌شود) و 40Ar/36Ar با استفاده از یک کروماتوگراف گازی (GC) Agilent 6890 N متصل به یک طیف‌سنج جرمی جریان پیوسته Finnigan Delta plusXP تعیین شدند. خطای آنالیز عبارت است از: δ15N±0.1%، 36Ar<1%، 40Ar<3%. نسبت ایزوتوپ He (به صورت R/Ra بیان می‌شود، که در آن R برابر با 3He/4He اندازه‌گیری شده در نمونه و Ra برابر با همان نسبت در جو است: 1.39 × 10−6)57 در آزمایشگاه INGV-Palermo (ایتالیا) تعیین شد. 3He، 4He و 20Ne با استفاده از یک طیف‌سنج جرمی جمع‌کننده دوگانه (Helix SFT-GVI)58 پس از جداسازی He و Ne تعیین شدند. خطای آنالیز ≤ 0.3%. نمونه‌های شاهد معمول برای He و Ne کمتر از 10-14 و کمتر از 10-16 هستند. مول، به ترتیب.
نحوه استناد به این مقاله: Passaro, S. et al. بالاآمدگی کف دریا که توسط یک فرآیند گاززدایی هدایت می‌شود، فعالیت آتشفشانی نوپایی را در امتداد ساحل نشان می‌دهد.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
آهارون، پ. زمین‌شناسی و زیست‌شناسی نشت‌ها و منافذ هیدروکربنی کف دریاهای مدرن و باستانی: مقدمه‌ای. Geographic Ocean Wright.14، 69–73 (1994).
پاول، سی‌کی و دیلون، دبلیو پی. وقوع جهانی هیدرات‌های گازی. در کونولدن، کی‌ای و لورنسون، تی‌دی (ویراستاران) ۳–۱۸ (هیدرات‌های گاز طبیعی: وقوع، توزیع و تشخیص. اتحادیه ژئوفیزیک آمریکا، مونوگراف ژئوفیزیک ۱۲۴، ۲۰۰۱).
فیشر، ای.تی. محدودیت‌های ژئوفیزیکی بر گردش هیدروترمال. در: هالباخ، پی.ای.، تونیکلیف، وی. و هاین، جی.آر. (ویراستاران) ۲۹–۵۲ (گزارش کارگاه دورهام، انتقال انرژی و جرم در سیستم‌های هیدروترمال دریایی، انتشارات دانشگاه دورهام، برلین (۲۰۰۳)).
کومو، دی.، دریسنر، تی. و هاینریش، سی. ساختار و دینامیک سیستم‌های هیدروترمال پشته میان اقیانوسی. علوم 321، 1825–1828 (2008).
باسول، آر. و کولت، تی‌اس. دیدگاه‌های کنونی در مورد منابع هیدرات گازی. انرژی. و محیط زیست. علم. 4، 1206–1215 (2011).
ایوانز، آر.جی.، دیویس، آر.جی. و استوارت، اس.ای. ساختار داخلی و تاریخچه فوران یک سامانه آتشفشان گلی در مقیاس کیلومتر در دریای خزر جنوبی. مخزن حوضه 19، 153-163 (2007).
لئون، ر. و همکاران. ویژگی‌های بستر دریا مرتبط با نشت هیدروکربن‌ها از تپه‌های گلی کربناته آب‌های عمیق در خلیج کادیز: از جریان گل تا رسوبات کربناته. جغرافیا مارس. رایت. 27، 237-247 (2007).
ماس، جی. ال. و کارترایت، جی. نمایش لرزه‌ای سه‌بعدی خطوط لوله فرار سیال در مقیاس کیلومتری در فراساحل نامیبیا. مخزن حوضه 22، 481-501 (2010).
Andresen، KJ ویژگی‌های جریان سیال در سیستم‌های خط لوله نفت و گاز: آنها در مورد تکامل حوضه چه می‌گویند؟ March Geology.332، 89–108 (2012).
هو، س.، کارترایت، ج.ا. و ایمبرت، پ. تکامل عمودی ساختار تخلیه سیالات نئوژن-کواترنر در ارتباط با شارهای گاز در حوضه کنگو سفلی، فراساحلی آنگولا. زمین‌شناسی مارس. 332-334، 40-55 (2012).
جانسون، اس وای و همکاران. فعالیت‌های هیدروترمال و تکتونیکی در شمال دریاچه یلوستون، وایومینگ. زمین‌شناسی. حزب سوسیالیست. بله. گاو نر. 115، 954-971 (2003).
پاتاکا، ای.، سارتوری، آر. و اسکاندون، پی. حوضه تیرنین و کمان آپنین: روابط سینماتیکی از اواخر توتونین. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
میلیا و همکاران. ساختار تکتونیکی و پوسته‌ای در حاشیه قاره‌ای کامپانیا: ارتباط با فعالیت آتشفشانی.mineral.gasoline.79، 33-47 (2003)
پیوچی، م.، برونو پی. پی و دِ آستیس جی. نقش نسبی تکتونیک کافت و فرآیندهای بالاآمدگی ماگمایی: استنتاج از داده‌های ژئوفیزیکی، ساختاری و ژئوشیمیایی در منطقه آتشفشانی ناپل (جنوب ایتالیا). جی.کیوبد، 6(7)، 1-25 (2005).
دووراک، جی. جی. و ماسترولورنزو، جی. مکانیسم‌های حرکت عمودی پوسته زمین در دهانه کامپی فلگری در جنوب ایتالیا. زمین‌شناسی. حزب سوسیالیست. بله. مشخصات. 263، صفحات 1-47 (1991).
اورسی، جی. و همکاران. تغییر شکل کوتاه‌مدت زمین و لرزه‌خیزی در دهانه تودرتوی کامپی فلگری (ایتالیا): نمونه‌ای از بازیابی فعال جرم در یک منطقه پرجمعیت. مجله آتشفشان. ژئوترمال. مخزن. 91، 415–451 (1999)
کوزانو، پ.، پتروسینو، س.، و ساکوروتی، گ. ریشه‌های هیدروترمال فعالیت پایدار و بلندمدت چهاربعدی در مجموعه آتشفشانی کامپی فلگری در ایتالیا. مجله آتشفشان. ژئوترمال. مخزن. 177، 1035–1044 (2008).
پاپالاردو، ل. و ماسترولورنزو، گ. تفکیک سریع در مخازن ماگمایی سیل مانند: مطالعه موردی از دهانه کامپی فلگری. Science.Rep. 2، 10.1038/srep00712 (2012).
والتر، تی. آر. و همکاران. سری‌های زمانی InSAR، تحلیل همبستگی و مدل‌سازی همبستگی زمانی، کوپلینگ احتمالی Campi Flegrei و Vesuvius را نشان می‌دهند. J. Volcano.geothermal.reservoir.280، 104–110 (2014).
میلیا، آ. و تورنته، م. ساختار ساختاری و چینه‌شناسی نیمه اول گرابن تیرنین (خلیج ناپل، ایتالیا). فیزیک ساختاری 315، 297-314.
سانو، وای. و مارتی، بی. منابع کربن در گاز خاکستر آتشفشانی از جزایر آرک. زمین‌شناسی شیمیایی. 119، 265–274 (1995).
میلیا، آ. چینه‌شناسی دره دورن: پاسخ‌ها به افت سطح دریا و بالاآمدگی تکتونیکی در فلات قاره بیرونی (حاشیه شرقی تیرنی، ایتالیا). نامه‌های ژئو-مارین 20/2، 101-108 (2000).