Kiitos vierailustasi Nature.comissa. Käyttämäsi selainversio tukee rajoitetusti CSS:ää. Parhaan kokemuksen saamiseksi suosittelemme käyttämään päivitettyä selainta (tai poistamaan yhteensopivuustilan Internet Explorerissa). Tällä välin tuen jatkamisen varmistamiseksi näytämme sivuston ilman tyylejä ja JavaScriptiä.
Raportoimme todisteita aktiivisesta merenpohjan kohoamisesta ja kaasupäästöistä useiden kilometrien päässä Napolin satamasta (Italia). Pockets, kummut ja kraatterit ovat merenpohjan piirteitä. Nämä muodostelmat edustavat matalien kuorirakenteiden huippuja, mukaan lukien pagodit, virheet ja taitokset, jotka vaikuttavat merenpohjaan nykyään. Ne kirjasivat hiilidioksidipäästöjen nousun ja paineen päästöjen purkamisen ja vapautumisen. Nämä kaasut ovat todennäköisesti samanlaisia ​​kuin ne, jotka ruokkivat Ischian, Campi Flegren ja Soma-Vesuviuksen hydrotermisiä järjestelmiä, mikä viittaa siihen, että Napolinlahden alla on sekoittunut maankuoren nesteitä vaippalähde. Kaasun nousu- ja paineistusprosessin aiheuttama merenalainen laajeneminen ja repeäminen vaatii ylipaineen. -vulkaaniset mullistukset, jotka voivat ennakoida merenpohjan purkauksia ja/tai hydrotermisiä räjähdyksiä.
Syvänmeren hydrotermiset (kuumavesi ja kaasu) purkaukset ovat yleinen piirre valtameren keskiharjanteilla ja yhtyevien laattojen reunoilla (mukaan lukien saarikaarien vedenalaiset osat), kun taas kaasuhydraattien kylmäpurkaukset (klatraatit) ovat usein tyypillisiä mannerjalustalle ja passiivisille lämpöpurkausalueille (merimagneettien rannikkoalueille)1, 2,3,4,5. oirs) mantereen kuoren ja/tai vaipan sisällä. Nämä päästöt voivat edeltää magman nousua maankuoren ylimpien kerrosten läpi ja huipentua tulivuorten purkaukseen ja paikalleen. miljoonaa asukasta) on kriittinen arvioitaessa mahdollisia tulivuoria.Matala purkaus.Lisäksi vaikka syvänmeren hydrotermisiin tai hydraattikaasupäästöihin liittyvät morfologiset piirteet ovat suhteellisen hyvin tunnettuja geologisten ja biologisten ominaisuuksiensa vuoksi, poikkeuksena ovat matalampiin vesiin liittyvät morfologiset piirteet, lukuun ottamatta niitä, jotka esiintyvät järvessä 12, geokemiallisia pylväitä ja geokemiallisia pylvästietoja on uusia. vedenalaiselle, morfologisesti ja rakenteellisesti monimutkaiselle alueelle, johon kaasupäästöt vaikuttavat Napolinlahdella (Etelä-Italia), noin 5 km:n päässä Napolin satamasta. Nämä tiedot kerättiin SAFE_2014 (elokuu 2014) risteilyn aikana R/V Urania -laivalla. Kuvaamme ja tulkitsemme merenpohjan ja kaasun lähteen mekanismia, identifioimme ja säätelemme kaasun päästöjä, jotka säätelevät niitä. kaasun nousu ja siihen liittyvät muodonmuutokset ja keskustelevat vulkanologisista vaikutuksista.
Napolinlahti muodostaa Plio-Kvaternaarin länsireunan, Luoteis-Suomen pitkulaisen Campanian tektonisen painuman13,14,15.EW Ischiasta (n. 150-1302 jKr), Campi Flegren kraatterin (n. 300-1538) ja Soma-Vesuvius-järjestys norjasta 94-46-m. 15, kun taas etelä rajoittuu Sorrenton niemimaalle (kuva 1a). Napolinlahteen vaikuttavat vallitsevat NE-SW ja toissijaiset luoteis-kaalaiset merkittävät siirrokset (kuva 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei ja Somma-Vesuvius ovat ominaisia ​​hydrotermisille ilmenemismuodoille,1 Campi-tapahtuma1, maaperän muodonmuutos,1 Campi ja tapahtuma1. Legrei vuosina 1982-1984, 1,8 metrin nousu ja tuhansia maanjäristyksiä). Viimeaikaiset tutkimukset19,20 viittaavat siihen, että Soma-Vesuviuksen ja Campi Flegren dynamiikan välillä voi olla yhteys, mikä mahdollisesti liittyy "syviin" yksittäisiin magma-altaisiin. 8 ka Somma Vesuviuksen sedimenttijärjestelmää hallitsi Napolinlahden sedimenttijärjestelmää. Matala merenpinta viimeisessä jäätikkömaksimissa (18 ka) johti offshore-matalan sedimenttijärjestelmän taantumiseen, joka myöhemmin täyttyi transgressiivisilla tapahtumilla myöhäisen pleistoseenin-holoseenin aikana. Ischia-vuoren rannikolla ja Campesre-saaren lähellä on havaittu kaasupäästöjä. uvius (kuva.1b).
a) Mannerjalustan ja Napolinlahden morfologiset ja rakenteelliset järjestelyt 15, 23, 24, 48. Dots ovat suuria sukellusveneen purkautumiskeskuksia;punaiset viivat edustavat suuria vikoja.(b) Napolinlahden syvyysmittari, jossa on havaittu nesteen aukkoja (pisteitä) ja jälkiä seismisistä viivoista (mustat viivat). Keltaiset viivat ovat seismisten linjojen L1 ja L2 liikeradat, jotka on raportoitu kuvassa 6. Banco della Montagnan (BdM) rajat on merkitty neliömäisillä sinisillä viivoillab. akustisen vesipatsaan profiileista ja CTD-EMBlank-, CTD-EM50- ja ROV-kehykset on raportoitu kuvassa 5. Keltainen ympyrä merkitsee näytteenottokaasupurkauksen sijaintia, ja sen koostumus on esitetty taulukossa S1.Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) käyttää Surfer®-grafiikkaa13.
SAFE_2014 (elokuu 2014) risteilyn (katso menetelmät) aikana saatujen tietojen perusteella on rakennettu uusi Napolinlahden digitaalinen maastomalli (DTM), jonka resoluutio on 1 m. DTM osoittaa, että Napolin sataman eteläiselle merenpohjalle on ominaista loivasti kalteva etelään päin oleva pinta, jonka kaltevuus on 3°-5 km. kaltainen rakenne, joka tunnetaan paikallisesti nimellä Banco della Montagna (BdM). Kuva.1a,b).BdM kehittyy noin 100 - 170 metrin syvyydessä, 15 - 20 metriä ympäröivän merenpohjan yläpuolella. BdM-kupolissa oli kumpumainen morfologia johtuen 280 ympyränmuotoisesta soikeaan kumpusta (kuva 2a), 665 kartiosta ja korkeudesta 23 m ja figm. m ja 1 800 m, vastaavasti. Kummien ympyrämäisyys [C = 4π(ala/ympärys2)] pieneni kehän kasvaessa (kuva 2b). Kummien aksiaalisuhteet vaihtelivat välillä 1 ja 6,5, ja kumpuilla, joiden aksiaalinen suhde >2, osoittivat suositeltavaa N45°E:tä N45°E +1,5°E +1,5°E +15 enemmän. 5°E isku (kuva 2c).Yksittäisiä tai kohdistettuja kartioita on BdM-tasolla ja kukkulan päällä (kuvat 3a, b). Kartiomaiset järjestelyt noudattavat niiden kumpujen sijoittelua, joilla ne sijaitsevat. Pockmarkit sijaitsevat yleensä tasaisella merenpohjalla (kuva 3c) ja toisinaan kumpuilla. Kartioiden ja koirien avaruustiheydet osoittavat, että etelä- ja Slim-suunnittelut. BdM-kupolin st rajat (kuvat 4a,b);vähemmän laajennettu Luoteis-SE-reitti sijaitsee BdM:n keskialueella.
(a) Banco della Montagnan (BdM) kupolin digitaalinen maastomalli (1 m solukoko).(b) BdM-kummien ympärysmitta ja pyöreys.(c) Kummaa ympäröivän parhaiten sopivan ellipsin pääakselin aksiaalinen suhde ja kulma (suuntaus). Digital Terrain -mallin standardivirhe on 0,004 m;ympärysmitan ja pyöreyden standardivirheet ovat 4,83 m ja 0,01, ja aksiaalisuhteen ja kulman standardivirheet ovat 0,04 ja 3,34°.
Yksityiskohdat tunnistetuista kartioista, kraattereista, kumpuista ja kuopista BdM-alueella, jotka on otettu DTM:stä kuvassa 2.
(a) Kohdistuskartiot tasaisella merenpohjalla;b) kartioita ja kraattereita luoteis-kaatolaisilla kapeilla kumpuilla;c) naarmuja kevyesti kastetulla pinnalla.
(a) Havaittujen kraatterien, kuoppien ja aktiivisten kaasupurkausten alueellinen jakautuminen. (b) Kohdassa (a) ilmoitettu kraatterien ja kuoppien tiheys (luku/0,2 km2).
Elokuussa 2014 SAFE_2014 risteilyllä saaduista ROV-vesipatsaiden kaikuluotaimista ja merenpohjan suorista havainnoista tunnistimme BdM-alueella 37 kaasupäästöä (kuvat 4 ja 5). Näiden päästöjen akustiset poikkeamat osoittavat pystysuunnassa pidentyneitä muotoja, jotka nousevat merenpohjasta noin 70,5 m:n välillä. akustiset poikkeavuudet muodostivat lähes jatkuvan "junan". Havaitut kuplapilvet vaihtelevat laajasti: jatkuvista tiheistä kuplavirroista lyhytaikaisiin ilmiöihin (lisäelokuva 1). ROV-tarkistus mahdollistaa visuaalisen todentamisen merenpohjan nesteen ilma-aukkojen esiintymisestä ja korostaa pieniä täpliä merenpohjassa (joitakin tapauksia, joissa on punaisia ​​likaantumia, joskus OV:n peittämiä). Aktivoivat päästöt. Tuuletusaukon morfologiassa on pyöreä aukko yläosassa, eikä vesipatsaassa ole soihdutusta. Vesipatsaan pH juuri poistokohdan yläpuolella osoitti merkittävää laskua, mikä viittaa paikallisesti happamampiin olosuhteisiin (kuva 1).5c,d).Erityisesti pH BdM-kaasupurkauksen yläpuolella 75 metrin syvyydessä laski arvosta 8,4 (70 metrin syvyydessä) 7,8:aan (75 metrin syvyydessä) (kuva 5c), kun taas muilla Napolinlahden paikoilla pH-arvot olivat välillä 0-160 m syvyysvaihteluvälissä meriveden lämpötilan vaihteluvälissä 8,5-5,3°-8,5 F.S. kahdessa paikassa Napolinlahden BdM-alueen sisällä ja sen ulkopuolella. 70 metrin syvyydessä lämpötila on 15 °C ja suolapitoisuus noin 38 PSU (kuvat 5c, d). pH-, lämpötila- ja suolapitoisuuden mittaukset osoittivat: a) BdM:n happamien nesteiden osallistuminen erittäin hitaaseen lämpöpurkaukseen ja kaasujen poistoon.
(a) Akustisen vesipatsaan profiilin tunnistusikkuna (kaikumittari Simrad EK60). Pystysuuntainen vihreä kaista, joka vastaa BdM-alueella sijaitsevan EM50-nestepurkauksen (noin 75 m merenpinnan alapuolella) havaittua kaasusoihdutusta;Pohja- ja merenpohjan multipleksisignaalit näytetään myös (b) kerätty kauko-ohjatulla ajoneuvolla BdM-alueella. Yhdessä kuvassa näkyy pieni kraatteri (musta ympyrä), jota ympäröi punaisesta oranssiin sedimentti.(c,d) Moniparametrisen mittausanturin CTD-tiedot käsitelty SBED-Win32-ohjelmistolla (Seasave, versio 7.23 vesipylväästä ja happiparametrit 7.23) ja happipitoisuus 2). nesteen poisto EM50 (paneeli c) ja Bdm-purkausalueen paneelin (d) ulkopuolella.
Keräsimme tutkimusalueelta kolme kaasunäytettä 22.-28. elokuuta 2014. Näissä näytteissä oli samanlaisia ​​koostumuksia, joissa vallitsi CO2 (934-945 mmol/mol), jota seurasivat N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) ja H2S (0,10 mmol/mol) ja H2S (0,1) mol/mol/ 0,052 ja <0,016 mmol/mol, vastaavasti) (kuva 1b; taulukko S1, lisäelokuva 2). Myös O2- ja Ar-pitoisuudet mitattiin suhteellisen korkeita (3,2 ja 0,18 mmol/mol, vastaavasti). ly bentseeniä), propeenia ja rikkiä sisältäviä yhdisteitä (tiofeeni). 40Ar/36Ar-arvo on yhdenmukainen ilman kanssa (295,5), vaikka näytteen EM35 (BdM-kupoli) arvo on 304, mikä osoittaa hieman yli 40Ar:n. Suhde δ15N oli korkeampi kuin ilmalla, kun taas v-CO-1.9-arvot (jopa v-CO-1.9) 0,93-0,44 % vs. V-PDB.R/Ra-arvot (kun ilmansaasteet oli korjattu käyttämällä 4He/20Ne-suhdetta) olivat välillä 1,66-1,94, mikä osoitti suuren osan vaipan He-osuudesta. Yhdistämällä heliumin isotooppi CO2:n kanssa ja sen 22M-päästöt voidaan edelleen selventää B-kartalla. CO2/3He vs. δ13C (kuva.6), BdM-kaasukoostumusta verrataan Ischia-, Campi Flegrei- ja Somma-Vesuvius-fumarolien koostumukseen. Kuvassa 6 on myös esitetty teoreettiset sekoituslinjat kolmen eri hiililähteen välillä, jotka voivat olla osallisena BdM-kaasun tuotannossa: liuenneet vaippaperäiset sulat, orgaanisesti rikkaat sedimentit ja kolme BdM-sekoituskarbonaattia. on vaippakaasujen sekoittuminen (joiden oletetaan olevan hieman hiilidioksidirikastettuja verrattuna klassisiin MORB:iin datan sovittamiseksi) ja kuoren decarbonisaation aiheuttamien reaktioiden välillä. Tuloksena oleva kaasukivi.
Vertailun vuoksi on raportoitu vaipan koostumuksen ja kalkkikiven ja orgaanisten sedimenttien päätyosien väliset hybridilinjat. Laatikot edustavat Ischian, Campi Flegrein ja Somma-Vesviuksen fumarolialueita 59, 60, 61. BdM-näyte on Campanian tulivuoren sekasuuntauksessa. Sekalinjan hiilenpoistokaasulähteen tuottaman kaasun loppuosan kaasu on karmivan kaasun lähde.
Seismiset osat L1 ja L2 (kuvat 1b ja 7) esittävät siirtymän BdM:n ja Somma-Vesuviuksen (L1, kuva 7a) ja Campi Flegrein (L2, kuva 7b) vulkaanisten alueiden distaalisen stratigrafisen sekvenssin välillä. suuri tai kohtalainen amplitudi ja sivuttaisjatkuvuus (kuvat 7b, c). Tämä kerros sisältää Last Glacial Maximum (LGM) -järjestelmän vetämiä merellisiä sedimenttejä, ja se koostuu hiekasta ja savesta23. Alla olevalle PS-kerrokselle (kuvat 7b–d) on ominaista kaoottinen tai läpinäkyvä faasi (pylväiden tai tilojen muodostuneet sedimentit. ).Nämä diapirimaiset geometriat osoittavat läpinäkyvän PS-materiaalin tunkeutumisen ylimpiin MS-kerrostumiin. Uplift on vastuussa MS-kerrokseen ja BdM-merenpohjan nykyisten sedimenttien pintaan vaikuttavien poimujen ja vaurioiden muodostumisesta (kuvat 7b–d). -saturated layer (GSL), jota peittävät jotkut MS-sekvenssin sisäiset tasot (kuva 1).7a). BdM:n yläosaan kerätyt painovoimaytimet, jotka vastaavat läpinäkyvää seismista kerrosta, osoittavat, että ylin 40 cm koostuu äskettäin tähän päivään mennessä kerrostetusta hiekasta;)24,25 ja hohkakivet Campi Flegrein räjähdysmäisestä "Napoli Yellow Tuff" -purkauksesta (14,8 ka)26. PS-kerroksen läpinäkyvää vaihetta ei voida selittää pelkästään kaoottisilla sekoittumisprosesseilla, koska maanvyörymiin, mutavirtauksiin ja pyroklastisten virtausten3 ulkopuolelta löytyvät kaoottiset kerrokset. ,24. Päättelemme, että havaitut BdM PS:n seismiset faasiat sekä merenalaisen PS-kerroksen ulkonäkö (kuva 7d) heijastavat maakaasun nousua.
(a) Yksiraiteinen seisminen profiili L1 (navigointijälki kuvassa 1b), joka näyttää pylväsmäisen (pagodin) tilajärjestelyn. Pagodi koostuu kaoottisista hohkakivi- ja hiekkakerrostumista. Pagodin alla oleva kaasukyllästetty kerros poistaa syvempien muodostumien jatkuvuuden.(b) Yksittäinen korostusprofiili L-ce kanavassa L. merenpohjan kumpujen, meren (MS) ja hohkakivihiekkakerrostumien (PS) ionit ja muodonmuutokset.(c) MS:n ja PS:n muodonmuutosyksityiskohdat on raportoitu kohdassa (c, d). Olettaen nopeudeksi 1580 m/s ylimmässä sedimentissä, 100 ms edustaa noin 80 m pystyasteikolla.
BdM:n morfologiset ja rakenteelliset ominaisuudet ovat samankaltaisia ​​kuin muut merenalaiset hydrotermiset ja kaasuhydraattikentät maailmanlaajuisesti2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 ja ne liittyvät usein nousuihin (holvit ja kummut) ja kaasunpoistoon (kartioita, kuoppia). 3). Kummien, kuoppien ja aktiivisten tuuletusaukkojen tilajärjestelyt viittaavat siihen, että niiden leviämistä hallitsevat osittain luoteis-kaato- ja koillis-lounaiset törmäysmurtumat (kuva 4b). Nämä ovat suositeltavia iskujärjestelmien iskuja, jotka vaikuttavat Campi Flegrein ja Somma-Vesuviuksen tulivuoren alueisiin sekä entisen Flegrein vesipurkausrakenteesta, Camprei'n lahden Napolinlahdella. 35. Tästä syystä päättelemme, että Napolinlahden virheet ja murtumat edustavat ensisijaista kaasun kulkeutumisreittiä pintaan, mikä on yhteinen piirre muille rakenteellisesti kontrolloiduille hydrotermisille järjestelmille36, 37. BdM-kartiot ja kuopat eivät aina liittyneet kumpuihin (kuva 1).3a, c).Tämä viittaa siihen, että nämä kummut eivät välttämättä edusta kuopan muodostumisen edeltäjiä, kuten muut kirjoittajat ovat ehdottaneet kaasuhydraattivyöhykkeille32,33. Johtopäätöksemme tukevat hypoteesia, jonka mukaan kupujen merenpohjasedimenttien hajoaminen ei aina johda kuoppien muodostumiseen.
Kolmessa kerätyssä kaasumaisessa päästössä on hydrotermisille nesteille tyypillisiä kemiallisia piirteitä, nimittäin pääasiassa hiilidioksidia, jossa on merkittäviä pitoisuuksia pelkistäviä kaasuja (H2S, CH4 ja H2) ja kevyitä hiilivetyjä (erityisesti bentseeni ja propeeni)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45), joiden kaasujen oletetaan olevan samanlainen (taulukko S1). sukellusveneiden päästöt voivat johtua meriveteen liuenneen ilman saastumisesta, joka joutuu kosketuksiin näytteenottoon käytettäviin muovilaatikoihin varastoitujen kaasujen kanssa, koska ROV:t vedetään meren pohjasta mereen kapinaamaan. Toisaalta positiiviset δ15N-arvot ja korkea N2/Ar (jopa 480) ovat huomattavasti korkeampia kuin ASW-ilman lähde, joka on tuottanut suurimman osan ilmakehästä. Näiden kaasujen pääasiallinen hydroterminen alkuperä. BdM-kaasun hydrotermis-vulkaaninen alkuperä vahvistetaan CO2- ja He-pitoisuuksilla ja niiden isotooppitunnuksilla. Hiili-isotoopit (δ13C-CO2 välillä -0,93 % - +0,4 %) ja CO2/3He-seka-arvot (alkaen 1,7 × 1010) viittaavat näytteen f-trendiin (alkaen 1,7 × 401 d) umarolit Napolinlahden vaipan päätyosien ympärillä ja hiilenpoisto Reaktion tuottamien kaasujen välinen suhde (kuva 6). Tarkemmin sanottuna BdM-kaasunäytteet sijaitsevat sekoitussuuntaa pitkin suunnilleen samassa paikassa kuin viereisten Campi Flegrei- ja Somma-Veusivus-tulivuorten nesteet. ma-Vesuviuksella ja Campi Flegreillä on korkeammat 3He/4He-arvot (R/Ra välillä 2,6 - 2,9) kuin BdM:llä (R/Ra välillä 1,66 - 1,96;Taulukko S1).Tämä viittaa siihen, että radiogeenisen He:n lisäys ja kerääntyminen on peräisin samasta magmalähteestä, joka ruokkii Somma-Vesuvius- ja Campi Flegrei -tulivuoria. Havaittavien orgaanisten hiilifraktioiden puuttuminen BdM-päästöistä viittaa siihen, että orgaaniset sedimentit eivät ole mukana BdM-kaasunpoistoprosessissa.
Yllä raportoitujen tietojen ja merenalaisiin kaasurikkaisiin alueisiin liittyvien kupumaisten rakenteiden kokeellisten mallien tulosten perusteella syvä kaasunpaine voi olla vastuussa kilometrimittakaavan BdM-kupolien muodostumisesta. BdM-holviin johtavan ylipaineen Pdef arvioimiseksi käytimme ohutlevymekaniikkamallia B33,34 olettaen, että kerätyistä tiedoista on seismologinen ja alicirkulaarinen arkki suurempi. kuin epämuodostunut pehmeä viskoosi kerros. (lisäkuva S1).Pdef on kokonaispaineen ja kallion staattisen paineen ja vesipatsaan paineen välinen ero. BdM:ssä säde on noin 2 500 m, w on 20 m ja h maksimi arvioitu seismisestä profiilista on noin 100 m, jossa D6 on suhde w ja 4 Pdef4 lasketaan relaatiosta Pdef4 n. 100 m. taivutusjäykkyys;D saadaan kaavalla (E h3)/[12(1 – ν2)], missä E on esiintymän Youngin moduuli, ν on Poissonin suhde (~0,5)33. Koska BdM-sedimenttien mekaanisia ominaisuuksia ei voida mitata, asetetaan E = 140 kPa, mikä on kohtuullinen arvo rannikon hiekkaan, ei pidä B4 samankaltaisia ​​sedimenttejä. kirjallisuudessa liitetty silttisavikerrostumille (300 < E < 350 000 kPa)33,34, koska BDM-kerrostumat koostuvat pääosin hiekasta, eivät lieteestä tai lieteestä a ja/tai mitä.BdM:ssä sedimentin paikallisesta kaasukyllästymisestä ja/tai olemassa olevien murtumien ilmaantumisesta johtuva jäykkyyden heikkeneminen voi myös myötävaikuttaa epäonnistumiseen ja sen seurauksena tapahtuvaan kaasun vapautumiseen, mikä mahdollistaa havaittujen tuuletusrakenteiden muodostumisen. Kerätyt heijastuneet seismiset profiilit (kuva 7) osoittivat, että PS-sedimentit nousivat yli, mikä aiheutti MS-sedimenttien ylikohoamista, GS-dimentaatioita. taitokset, viat ja sedimenttileikkaukset (kuva 1).7b,c).Tämä viittaa siihen, että 14,8-12 ka vanha hohkakivi on tunkeutunut nuorempaan MS-kerrokseen ylöspäin suuntautuvan kaasunsiirtoprosessin kautta. BdM-rakenteen morfologiset piirteet voidaan nähdä GSL:n tuottaman nestepurkauksen aiheuttaman ylipaineen seurauksena. Ottaen huomioon, että aktiivista purkausta voidaan nähdä merenpohjasta, ylitämme 170 mGSL:n ylipaineen480 mGS:n. 1 700 kPa. Sedimenttien kaasujen kulkeutuminen ylöspäin vaikutti myös MS:n sisältämän materiaalin pesuun, mikä selittää kaoottisten sedimenttien esiintymisen painovoimaytimissä, jotka otettiin BdM25:llä. Lisäksi GSL:n ylipaine luo monimutkaisen rakojärjestelmän (tämä morfologia, kerrostusrakenne ja kerrostusrakenne). "pagodeiksi"49,50 johtuivat alun perin vanhojen jäätikkömuodostelmien toissijaisista vaikutuksista, ja nykyään ne tulkitaan nousevien kaasujen vaikutuksiksi31,33 tai haihdutuksiksi50. Campanian mantereen reunalla haihtuvia sedimenttejä on vähän, ainakin ylimmällä 3 km:llä maankuorta. Kasvumekanismit johtuvat todennäköisesti kaasujen noususta. Tätä johtopäätöstä tukevat pagodin läpinäkyvät seismiset faasiat (kuva 1).7), sekä painovoiman ydintiedot, kuten aiemmin on raportoitu24, jossa nykyinen hiekka purkautuu 'Pomici Principali'25 ja 'Napoli Yellow Tuff'26 Campi Flegrei.Lisäksi PS-kerrostumat tunkeutuivat ylimpään MS-kerrokseen ja muuttivat sen muotoa (kuva 7d). Tämä rakenteellinen rakenne ei edusta vain kahta kaasuprosesseja. pagodin muodostuminen: a) pehmeän sedimentin tiheys pienenee, kun kaasua tulee alhaalta;b) kaasu-sedimenttiseos kohoaa, mikä on havaittu laskostuminen, murtuminen ja murtuminen Syy MS-kertymiä (kuva 7). Samanlaista muodostumismekanismia on ehdotettu Etelä-Skotianmerellä (Antarktis) kaasuhydraatteihin liittyville pagodeille.BdM-pagodia esiintyi ryhmissä mäkisellä alueilla, ja niiden pystysuuntainen pituus oli keskimäärin 70–70 migTW-10 TTa. MS-aaltoilujen esiintyminen ja BdM-painovoimaytimen stratigrafia huomioon ottaen päättelemme pagodirakenteiden muodostumisiän olevan alle noin 14–12 ka. Lisäksi näiden rakenteiden kasvu on edelleen aktiivista (kuva 7d), koska jotkut pagodit ovat tunkeutuneet ja muuttaneet pinnalla olevaa pintaa (Fig.7 hiekoittunut).
Pagodin epäonnistuminen nykyisen merenpohjan ylittämisessä osoittaa, että (a) kaasun nousu ja/tai kaasu-sedimentin sekoittumisen paikallinen lakkaaminen ja/tai (b) kaasu-sedimenttiseoksen mahdollinen sivuvirtaus ei mahdollista paikallista ylipaineprosessia. Diapir-teoriamallin52 mukaan sivuvirtaus osoittaa negatiivista tasapainoa seoksen nopeuden alapuolelta, jonka syöttönopeuden aleneminen ja syöttönopeuden aleneminen ylöspäin. syöttönopeudessa voi liittyä seoksen tiheyden lisääntymiseen kaasunsyötön katoamisesta.Yllä tiivistetyt tulokset ja pagodin kelluvuusohjattu nousu antavat mahdollisuuden arvioida ilmapatsaan korkeuden hg. Kelluvuus saadaan kaavalla ΔP = hgg (ρw – ρg), missä g on painovoima (9,8 m.g/sw) ΔP on aiemmin lasketun Pdef:n ja sedimenttilevyn litostaattisen paineen Plith summa, eli ρsg h, missä ρs on sedimentin tiheys. Tässä tapauksessa halutun kelluvuuden vaatima hg:n arvo saadaan kaavalla hg = (Pdef + Plith)/[g (Pdef + Plith)/[g (ρg) =0 set m (katso edellä), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg on mitätön, koska ρw ≫ρg.Saamme hg = 245 m, GSL:n pohjan syvyyttä kuvaava arvo.ΔP on 2,4 MPa, joka tarvitaan puristusmuodon ja paineen tai puristuksen purkamiseen.
BdM-kaasun koostumus on yhdenmukainen vaippalähteiden kanssa, jotka ovat muuttuneet lisäämällä nesteitä, jotka liittyvät maankuoren kiven dekarbonaatioreaktioihin (kuva 6). BdM-kupolien ja aktiivisten tulivuorten, kuten Ischia, Campi Flegre ja Soma-Vesuvius, karkeat EW-linjaukset sekä alta vapautuvien koko kaasujen ja Moren kaasujen koostumus viittaavat siihen, että alapuolelta vapautuvat kaasut ovat enemmän. ruostesesteet siirtyvät lännestä (Ischia) itään (Somma-Vesuivus) (kuvat 1b ja 6).
Olemme tulleet siihen tulokseen, että Napolinlahdella, muutaman kilometrin päässä Napolin satamasta, on 25 km2 leveä kupumainen rakenne, johon vaikuttavat aktiiviset kaasunpoistoprosessit ja jotka aiheutuvat pagodien ja kumpujen sijoittamisesta. Tällä hetkellä BdM:n allekirjoitukset viittaavat siihen, että ei-magmaattinen lämpöturbulenssi53 saattaa edeltää alkion nestemäistä purkausta eli varhaista tulivuoren purkamista, eli sen toteuttamista. ilmiöiden evoluutio ja havaita geokemialliset ja geofysikaaliset signaalit, jotka osoittavat mahdollisia magmaattisia häiriöitä.
Akustiset vesipatsaan profiilit (2D) hankittiin SAFE_2014 (elokuu 2014) risteilyllä R/V Uranialla (CNR) National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC) toimesta. Akustinen näytteenotto suoritettiin tieteellisellä sädettä jakavalla kaikuluotaimella. kaikuluotainkuvia käytettiin nestepäästöjen tunnistamiseen ja niiden sijainnin tarkkaan määrittämiseen keräysalueella (74-180 mbsl). Mittaa vesipatsaan fysikaaliset ja kemialliset parametrit moniparametristen antureiden avulla (johtavuus, lämpötila ja syvyys, CTD).Tiedot kerättiin käyttämällä CTD 911 -anturia käyttäen SFS-ohjelmistoa. .23.2). Merenpohjan silmämääräinen tarkastus suoritettiin käyttämällä Pollux III (GEItaliana) ROV-laitetta (kauko-ohjattu ajoneuvo), jossa oli kaksi (matala- ja teräväpiirto)kameraa.
Multibeam-tiedonkeruu suoritettiin käyttämällä 100 KHz Simrad EM710 -monikeilakaikujärjestelmää (Kongsberg).Järjestelmä on linkitetty differentiaaliseen globaaliin paikannusjärjestelmään, jotta varmistetaan alimetriset virheet säteen sijoittelussa. Akustisen pulssin taajuus on 100 KHz, laukaisupulssi on 150° todellista avautumisaikaprofiilia ja koko ääniprofiilia. .Tiedot käsiteltiin PDS2000-ohjelmistolla (Reson-Thales) Kansainvälisen hydrografisen järjestön standardin (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) mukaisesti navigointia ja vuoroveden korjausta varten. Satunnaisten instrumenttien piikkejä ja huonolaatuisen säteen poissulkemisen aiheuttama kohinanvaimennus suoritettiin monien paikannustyökalujen avulla. sädeanturi ja hankkii ja käyttää reaaliaikaisia ​​äänen nopeusprofiileja vesipatsasta 6-8 tunnin välein tarjotakseen reaaliaikaisen äänen nopeuden oikean säteen ohjaamiseen.Koko tietojoukko koostuu noin 440 km2:sta (0-1200 m syvyyteen).Tietoja käytettiin korkearesoluutioisen digitaalisen maastomallin (DTM) tuottamiseen. Lopullinen DFTTM:n solun koko on 1 m.1a) tehtiin maastotiedoilla (> 0 m merenpinnan yläpuolella), jotka Italian Geo-Military Institute on hankkinut 20 metrin ruudukkosolujen koossa.
Turvallisilla meriristeilyillä vuosina 2007 ja 2014 kerätty 55 kilometriä korkearesoluutioinen yksikanavainen seisminen dataprofiili kattoi noin 113 neliökilometrin alueen, molemmilla R/V Urania.Marisk-profiilit (esim. L1 seisminen profiili, kuva 1b) saatiin boomer-järjestelmällä kat5 m2-keräysyksikköä käyttäen. amaraani, johon lähde ja vastaanotin on sijoitettu.Lähteen allekirjoitus koostuu yhdestä positiivisesta huipusta, joka on luonnehdittu taajuusalueella 1-10 kHz ja jonka avulla voidaan erottaa heijastimet toisistaan ​​25 cm:n päässä toisistaan.Turvalliset seismiset profiilit hankittiin käyttämällä 1,4 Kj monikärkistä Geospark seismiseä lähdettä, joka on liitetty Geotrace-ohjelmistoon (Geo Marine System) sisältää 1 lähdekoodin. tunkeutuu jopa 400 millisekuntia merenpohjan alla olevaan pehmeään sedimenttiin teoreettisella pystyresoluutiolla 30 cm. Sekä Safe- että Marsik-laitteet saatiin nopeudella 0,33 laukausta/s aluksen nopeudella <3 Kn. Tiedot käsiteltiin ja esitettiin käyttäen Geosuite Allworks -ohjelmistoa, mutzpass- ja IR-suodatinpaasaa, IR-suodatinpylväs-korjaus2-työnkulkua: -6 C.
Vedenalaisen fumarolin kaasu kerättiin merenpohjaan käyttämällä muovilaatikkoa, jonka yläpuolella oli kumikalvo ja joka sijoitettiin ylösalaisin ROV:n toimesta tuuletusaukon päälle. Kun laatikkoon tulevat ilmakuplat ovat korvanneet meriveden kokonaan, ROV on palannut 1 metrin syvyyteen ja sukeltaja siirtää kerätyn kaasun kumieristeisen lasiseinän läpi kahteen mmlckco-lasiin. joka One täytettiin 20 ml:lla 5N NaOH-liuosta (Gegenbach-tyyppinen pullo). Pääasialliset happamat kaasulajit (CO2 ja H2S) liuotetaan emäksiseen liuokseen, kun taas heikosti liukenevat kaasulajit (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ja kevyet hiilivedyt) varastoidaan näytteenottopullon näytteenottopulloon (shiirakromigrafia) kaasun ylätilaa käyttäen. 5A, joka oli varustettu 10 m pitkällä 5A molekyyliseulakolonnilla ja lämmönjohtavuusdetektorilla (TCD) 54. Argon ja O2 analysoitiin käyttämällä Thermo Focus -kaasukromatografia, joka oli varustettu 30 m pitkällä kapillaarimolekyyliseulakolonnilla ja TCD:llä. Metaani ja kevyet hiilivedyt analysoitiin käyttämällä Shimadzua mstaa10-pitkällä C-kromipakattomalla kolonnilla asta10. osorb PAW 80/100 mesh, päällystetty 23 % SP 1700:lla ja liekki-ionisaatiodetektorilla (FID). Nestefaasia käytettiin analyysiin 1) CO2, as, titrattu 0,5 N HCl-liuoksella (Metrohm Basic Titrino) ja 2) H2S kromatografialla, 5 m3 ionilla (IC3 %). IC) (Wantong 761). Titraus-, GC- ja IC-analyysin analyyttinen virhe on alle 5 %. Kaasuseosten standardiuutto- ja puhdistusmenetelmien jälkeen 13C/12C CO2 (ilmaistuna δ13C-CO2 % ja V-PDB) analysoitiin käyttämällä Finninganin Car-C02 %:na ja V-PDB:nä. ble (sisäinen), NBS18 ja NBS19 (kansainvälinen), kun taas analyyttinen virhe ja toistettavuus olivat vastaavasti ±0,05 % ja ±0,1 %.
δ15N (ilmaistuna % vs. ilma) -arvot ja 40Ar/36Ar määritettiin käyttämällä Agilent 6890 N kaasukromatografia (GC), joka oli kytketty Finnigan Delta plusXP jatkuvan virtauksen massaspektrometriin. Analyysivirhe on: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, suhde R,3 jossa R/ 4He mitattiin näytteestä ja Ra on sama suhde ilmakehässä: 1,39 × 10−6)57 määritettiin INGV-Palermon (Italia) laboratoriossa. 3He, 4He ja 20Ne määritettiin käyttämällä kaksoiskollektorin massaspektrometriä (Helix SFT-GVI)58 He:n ja Ne:n erotuksen jälkeen ovat <. 14 ja <10-16 mol, vastaavasti.
Kuinka lainata tätä artikkelia: Passaro, S. et al. Kaasunpoistoprosessin aiheuttama merenpohjan kohoaminen paljastaa orastavaa vulkaanista toimintaa rannikolla. Science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Modernien ja muinaisten merenpohjan hiilivetyjen tihkumis- ja tuuletusaukkojen geologia ja biologia: johdanto. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Kaasuhydraattien maailmanlaajuinen esiintyminen. Teoksessa Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (toim.) 3–18 (Maakaasuhydraatit: esiintyminen, jakelu ja havaitseminen. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circle.In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (toim.) 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. Välimeren harjanteen hydrotermisten järjestelmien rakenne ja dynamiikka.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Nykyiset näkemykset kaasuhydraattiresursseista.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Kilometrin mittakaavan mutatulivuorijärjestelmän sisäinen rakenne ja purkaushistoria Etelä-Kaspianmerellä. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Merenpohjan piirteet, jotka liittyvät hiilivetyjen vuotamiseen syvänmeren karbonaattimutakummoilta Cadizin lahdella: mutavirtauksesta karbonaattisedimentteihin. Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seisminen esitys kilometrin mittakaavan nesteen pakoputkistosta Namibia.Basin Reservoir 22, 481-501 (2010).
Andresen, KJ Nesteen virtausominaisuudet öljy- ja kaasuputkijärjestelmissä: Mitä ne kertovat altaan kehityksestä? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertical evolution of the Neogene Quaternary fluid purkausrakenne suhteessa kaasuvuot ala-Kongon altaan, offshore Angola. March Geology.332-334, 40-55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydroterminen ja tektoninen aktiivisuus Pohjois-Yellowstone Lakessa, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tyrrhenan allas ja Apenniinien kaari: Kinematic Relationships From the Late Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Tektoninen ja maankuoren rakenne Campanian mantereen reunalla: suhde vulkaaniseen toimintaan.mineral.bensiini.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Rift-tektoniikan ja magmaattisten nousuprosessien suhteellinen rooli: päätelmät geofysikaalisista, rakenteellisista ja geokemiallisista tiedoista Napolin vulkaanisella alueella (Etelä-Italia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Viimeaikaisen pystysuuntaisen kuoren liikkeen mekanismit Campi Flegrei -kraatterissa Etelä-Italiassa.geologia.Sosialistinen puolue. Kyllä.Specification.263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Lyhytaikainen maanpinnan muodonmuutos ja seismisyys sisäkkäisessä Campi Flegrei -kraatterissa (Italia): esimerkki aktiivisesta massan palautumisesta tiheästi asutulla alueella.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., ja Saccorotti, G. Pitkäaikaisen 4D-toiminnan hydroterminen alkuperä Campi Flegrein tulivuoren kompleksissa Italiassa.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ja Mastrolorenzo, G. Nopea erilaistuminen kynnysmaisissa magmaattisissa säiliöissä: tapaustutkimus Campi Flegrein kraatterista.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR-aikasarjat, korrelaatioanalyysi ja aika-korrelaatiomallinnus paljastavat Campi Flegrein ja Vesuviuksen mahdollisen kytkennän.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Rakenteellinen ja stratigrafinen rakenne Tyrrhenan grabenin ensimmäisellä puoliskolla (Napolinlahti, Italia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Hiilen lähteet vulkaanisen tuhkakaasussa julkaisusta Island Arcs. Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Kanjonin stratigrafia: Reaktiot merenpinnan laskuun ja tektoniseen nousuun uloimmalla mannerjalustalla (Itä-Tyrhenan reuna, Italia).Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).