Köszönjük, hogy meglátogatta a Nature.com webhelyet. Az Ön által használt böngészőverzió korlátozottan támogatja a CSS-t. A legjobb élmény érdekében javasoljuk, hogy használjon frissített böngészőt (vagy kapcsolja ki a kompatibilitási módot az Internet Explorerben). Addig is a folyamatos támogatás érdekében a webhelyet stílusok és JavaScript nélkül jelenítjük meg.
A nápolyi (Olaszország) kikötőtől több kilométerre a tengerfenék aktív felemelkedéséről és a gázkibocsátásról számolunk be. A tengerfenék jellegzetességei a patkányok, halmok és kráterek. Ezek a képződmények a sekély kéregszerkezetek tetejét képviselik, beleértve a pagodákat, a repedéseket és a redőket, amelyek ma befolyásolják a tengerfenéket. Rögzítették a széndioxid-kibocsátás és a széndioxid-mentesítési reakciót Ezek a gázok valószínűleg hasonlóak azokhoz, amelyek Ischia, Campi Flegre és Soma-Vesuvius hidrotermikus rendszereit táplálják, ami arra utal, hogy a Nápolyi-öböl alatti földkéreg folyadékokkal keveredő köpenyforrás. - vulkáni felfordulások, amelyek tengerfenék-kitöréseket és/vagy hidrotermikus robbanásokat jelenthetnek.
A mélytengeri hidrotermális (melegvíz és gáz) kibocsátások az óceánközépi gerincek és a konvergens lemezszegélyek (beleértve a szigetívek víz alá süllyedt részeit is) gyakori jellemzői, míg a gázhidrátok (klatrátok) hideg kibocsátása gyakran a kontinentális talapzatokra és a passzív hőkibocsátási szegélyekre (a tengeri impregnálási impregnált területekre) jellemző. oirs) a kontinentális kéregben és/vagy köpenyben. Ezek a kibocsátások megelőzhetik a magma felemelkedését a földkéreg legfelső rétegein keresztül, és a vulkáni tengerhegyek kitörésében és helyükre torkollhatnak. millió lakos) kritikus az esetleges vulkánok felmérése szempontjából.Sekély kitörés.Továbbá, míg a mélytengeri hidrotermális vagy hidrátgáz-kibocsátással összefüggő morfológiai jellemzők geológiai és biológiai tulajdonságaik miatt viszonylag jól ismertek, a kivételek a sekélyebb vizekhez köthető morfológiai jellemzők, kivéve a 12-es tóban előforduló, viszonylag kevés szeizmikus, geokémiai fürdővizet és szeizmikus adatokat rögzítünk. egy víz alatti, morfológiailag és szerkezetileg összetett, gázkibocsátás által érintett régióra a Nápolyi-öbölben (Dél-Olaszország), körülbelül 5 km-re a nápolyi kikötőtől. Ezeket az adatokat a SAFE_2014 (2014. augusztus) hajóút során gyűjtöttük az R/V Urania fedélzetén. Leírjuk és értelmezzük a tengerfenék és a gázok kibocsátásának mechanizmusát, meghatározzuk és szabályozzuk a felszín alatti struktúrákat, amelyek szabályozzák gázemelkedés és a kapcsolódó deformáció, és megvitassák a vulkanológiai hatásokat.
A Nápolyi-öböl alkotja a Plio-Kvaterner nyugati peremét, az ÉNy-DK-i megnyúlt Campania tektonikus mélyedés13,14,15.EW Ischia (kb. 150-1302), Campi Flegre kráter (kb. 300-1538) és Soma-Vesuvius (Kr. u. u. 9360)-1. 15, míg a déli a Sorrento-félszigettel határos (1a. ábra). A Nápolyi-öbölben az uralkodó ÉK-DNy és másodlagos ÉNy-DK-i jelentős vetők (1. ábra)14,15.Ischia, Campi Flegrei és Somma-Vesuvius jellemzői a hidrotermális megnyilvánulások,1 a földi deformáció,1 a Campi és a Campi1 deformáció Legrei 1982-1984-ben, 1,8 m-es emelkedéssel és több ezer földrengéssel).A legújabb tanulmányok19,20 arra utalnak, hogy kapcsolat lehet a Soma-Vezúv dinamikája és a Campi Flegre dinamikája között, amely valószínűleg „mély” egyedi magmatározókhoz köthető. A Somma Vesuvius 8 ka-a szabályozta a Nápolyi-öböl üledékrendszerét. Az alacsony tengerszint az utolsó glaciális maximumon (18 ka) a tengeri sekély üledékrendszer visszafejlődéséhez vezetett, amelyet később a késő-pleisztocén-holocén transzgresszív események töltöttek ki. uvius (ábra.1b).
a) A kontinentális talapzat és a Nápolyi-öböl morfológiai és szerkezeti elrendezése 15, 23, 24, 48. A pontok a fő tengeralattjáró-kitörési központok;piros vonalak jelentik a főbb hibákat.(b) A Nápolyi-öböl batimetriája detektált folyadéknyílásokkal (pontok) és szeizmikus vonalak nyomaival (fekete vonalak). A sárga vonalak a 6. ábrán közölt L1 és L2 szeizmikus vonalak pályái.A Banco della Montagna (BdM) határait négyzet alakú jelölésekb a kupolaszerű struktúrák jelölik. Az akusztikus vízoszlop profilok, valamint a CTD-EMBlank, CTD-EM50 és ROV keretek az 5. ábrán láthatók. A sárga kör jelzi a mintavételi gázkibocsátás helyét, összetételét pedig az S1 táblázat mutatja. A Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) a Surfer® grafikát használja13.
A SAFE_2014 (2014. augusztus) hajóút során kapott adatok alapján (lásd Módszerek) a Nápolyi-öböl új, 1 méteres felbontású Digitális Terepmodellje (DTM) készült. A DTM azt mutatja, hogy a Nápolyi kikötőtől délre eső tengerfenéket enyhén lejtős, déli fekvésű felszín jellemzi, megszakítva do.3°-5 km-es.3°-5 km-es. hasonló szerkezet, helyi nevén Banco della Montagna (BdM). ábra.1a,b). A BdM körülbelül 100-170 méter mélységben fejlődik ki, 15-20 méterrel a környező tengerfenék felett. A BdM kupola halomszerű morfológiát mutatott a 280 körköröstől oválisig terjedő halomnak (2a. ábra), 665 kúpnak és maximum 30 méter magasnak és 30 m2-es magasságnak. m, illetve 1800 m. A halmok körkörössége [C = 4π(terület/kerület2)] a kerület növekedésével csökkent (2b. ábra). A halmok tengelyirányú aránya 1 és 6,5 között volt, a 2-nél nagyobb tengelyarányú halmok N45°K és 1,5°-nál előnyösebb N45°K és 1,5°-os diszperziót mutatnak. 5°E ütés (2c. ábra).A BdM-síkon és a halom tetején egyedi vagy egymáshoz igazodó kúpok találhatók (3a.,b. ábra). A kúpos elrendezés a halmok azon elrendezését követi, amelyen elhelyezkednek. A foltok általában a lapos tengerfenéken helyezkednek el (3c. ábra) és esetenként a halmokon. A kúpok térbeli sűrűsége és ÉK-i területi sűrűsége azt mutatja, hogy a kúpok és ÉK-i határvonalak dominálnak. a BdM kupola st határai (4a,b ábra);a kevésbé kiterjedt ÉNy-DK-i útvonal a központi BdM régióban található.
(a) A Banco della Montagna (BdM) kupolájának digitális domborzati modellje (1 m-es cellaméret).(b) BdM-dombok kerülete és kereksége.(c) A halmot körülvevő legjobban illeszkedő ellipszis főtengelyének tengelyviszonya és szöge (tájolása). A Digital Terrain modell standard hibája 0,004 m;a kerület és a kerekség standard hibája 4,83 m, illetve 0,01, a tengelyviszony és a szög standard hibája 0,04 és 3,34°.
A DTM-ből kivont BdM régióban azonosított kúpok, kráterek, halmok és gödrök részletei a 2. ábrán.
a) Igazítási kúpok sík tengerfenéken;b) kúpok és kráterek ÉNy-DK-i karcsú halmokon;c) foltok enyhén mártott felületen.
(a) Az észlelt kráterek, gödrök és aktív gázkibocsátások térbeli eloszlása. (b) Az a) pontban jelentett kráterek és gödrök térbeli sűrűsége (szám/0,2 km2).
37 gáznemű kibocsátást azonosítottunk a BdM régióban a 2014. augusztusi SAFE_2014 hajóút során készített ROV vízoszlop visszhangfelvételek és a tengerfenék közvetlen megfigyelései alapján (4. és 5. ábra). Ezen kibocsátások akusztikai anomáliái függőlegesen megnyúlt alakzatokat mutatnak, amelyek a tengerfenéktől kb. 7,5 m2 között emelkednek. Az akusztikus anomáliák szinte folyamatos „vonatot” alkottak. A megfigyelt buborékcsóvák széles skálán mozognak: a folyamatos, sűrű buborékáramlástól a rövid ideig tartó jelenségekig (1. kiegészítő film). A ROV-vizsgálat lehetővé teszi a tengerfenéken lévő folyadéknyílások vizuális ellenőrzését, és rávilágít a tengerfenéken található R kis foltokra (néhány esetben vörös üledékek, esetenként átülepedett csatornák). aktiválja az emissziót. A szellőző morfológiája egy kör alakú nyílást mutat a tetején, anélkül, hogy a vízoszlopban kicsordulna. A vízoszlop pH-ja közvetlenül a kibocsátási pont felett jelentős csökkenést mutatott, ami helyileg savasabb körülményeket jelez (ábra).5c,d).A BdM gázkibocsátás feletti pH 75 m mélységben 8,4-ről (70 m mélységben) 7,8-ra (75 m mélységben) csökkent (5c. ábra), míg a Nápolyi-öböl más helyszínein a pH-érték 0 és 160 m között volt a tengervíz mélységi hőmérsékletének változása 8,5 és 8,5 és 8,5 fok között. két helyen hiányoztak a Nápolyi-öböl BdM területén belül és kívül.70 m mélységben a hőmérséklet 15 °C, a sótartalom pedig körülbelül 38 PSU (5c, d ábra). A pH-, hőmérséklet- és sótartalom mérései a következőket jelezték: a) a savas folyadékok részvétele a BdM-hez és a hőkibocsátáshoz társuló, nagyon lassú folyadékok és gázok.
(a) Az akusztikus vízoszlop profil gyűjtőablakja (Simrad EK60 visszhangmérő). Függőleges zöld sáv, amely megfelel a BdM régióban található EM50 folyadékkibocsátáson észlelt gázfáklyának (kb. 75 m-rel a tengerszint alatt);a fenék és a tengerfenék multiplex jelei is láthatók (b) távirányítós járművel gyűjtve a BdM régióban Az egyetlen fotón egy kis kráter (fekete kör) látható, vörös-narancssárga üledékkel körülvéve.(c,d) Többparaméteres szonda CTD adatok feldolgozva SBED-Win32 szoftverrel (Seasave, a pHs oszlop, a kiválasztott víz hőmérséklete, paraméterei 7.23 és a víz hőmérséklete felett). a folyadékürítés EM50 (c panel) és a Bdm kisülési terület panelen kívül (d).
A vizsgált területről 2014. augusztus 22. és 28. között három gázmintát gyűjtöttünk. Ezek a minták hasonló összetételt mutattak, dominált a CO2 (934-945 mmol/mol), ezt követte a releváns N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) és H2S (0,10 mmol/mol/4mol) és H2S (0,10 mmol/mol) koncentráció. 0,052, illetve <0,016 mmol/mol) (1b. ábra; S1 táblázat, 2. kiegészítő film). Viszonylag magas O2- és Ar-koncentrációkat is mértek (3,2 és 0,18 mmol/mol-ig). A könnyű szénhidrogének összege (a könnyű szénhidrogének és alkáli-aromák összege 0,2-4 mmól/0,2-4 mmol/mól között van). ly benzol), propén és kéntartalmú vegyületek (tiofén). A 40Ar/36Ar érték összhangban van a levegővel (295,5), bár az EM35 minta (BdM kupola) értéke 304, ami enyhe 40Ar-többletet mutat. A δ15N arány magasabb volt, mint a levegőnél, míg a v-CO-1.9% -30 tartományban +2. 0,93-0,44% vs. V-PDB.R/Ra értékek (a légszennyezettség 4He/20Ne arányával történő korrekciója után) 1,66 és 1,94 között voltak, ami a köpeny He nagy részének jelenlétét jelzi. CO2/3He és δ13C (ábra).6) a BdM gáz összetételét az Ischia, Campi Flegrei és Somma-Vesuvius fumarolák összetételével hasonlítjuk össze. A 6. ábra három különböző szénforrás elméleti keveredési vonalait is bemutatja, amelyek részt vehetnek a BdM gáztermelésben: oldott köpenyből származó olvadékok, szerves anyagokban gazdag üledékek és a vulkanizált B minták pikán-mentesítő karbonátjai. a köpenygázok (amelyek az adatok illesztése céljából feltételezzük, hogy a klasszikus MORB-okhoz képest enyhén dúsított szén-dioxid) és a kéreg dekarbonizációja által kiváltott reakciók A keletkező gázkőzet.
Összehasonlításképpen a köpeny összetétele, valamint a mészkő és szerves üledékek végtagjai közötti hibrid vonalakat közöljük. A dobozok Ischia, Campi Flegrei és Somma-Vesvius 59, 60, 61 fumarol területeit ábrázolják. A BdM minta a Campania vulkán vegyes irányzatában található. A gázelegy végtag gáza a szénhidrogén-forrás által termelt ásványi kevert gáz.
Az L1 és L2 szeizmikus metszetek (1b. és 7. ábra) a BdM és a Somma-Vezúv (L1, 7a. ábra) és Campi Flegrei (L2, 7b. ábra) vulkáni régióinak távoli rétegsorai közötti átmenetet mutatják.A BdM-re jellemző a két főbb szeizmikus PS jelenléte (az egyik főbb szeizmikus MS) jelenléte. vagy nagy vagy közepes amplitúdójú és oldalirányú folytonossággal (7b., c. ábra). Ez a réteg a Last Glacial Maximum (LGM) rendszer által vontatott tengeri üledékeket foglalja magában, és homokból és agyagból áll.23 Az alatta lévő PS-réteget (7b–d. ábra) a kaotikustól átlátszó fázis jellemzi. Oszlopok vagy domborulatok képződött tengeri PSigsze vagy milliméteres dimenziói. Ezek a diapirszerű geometriák a PS transzparens anyag behatolását mutatják be a legfelső MS lerakódásokba. Az Uplift felelős a BdM tengerfenék MS rétegét és a mai üledékeket érintő ráncok és törések kialakulásáért (7b–d ábra). -telített réteg (GSL), amelyet az MS szekvencia néhány belső szintje fed le (ábra.7a.) Az átlátszó szeizmikus rétegnek megfelelő BdM tetején összegyűjtött gravitációs magok azt jelzik, hogy a legfelső 40 cm a közelmúltban lerakódott homokból áll;)24,25 és habkő töredékek Campi Flegrei robbanásszerű kitöréséből a „Nápolyi sárga tufa” (14,8 ka)26. A PS réteg átlátszó fázisa nem magyarázható pusztán kaotikus keveredési folyamatokkal, mert a földcsuszamlásokhoz, iszapfolyásokhoz és a piroklasztikus áramlásokhoz3 kívül található kaotikus rétegek ,24. Arra a következtetésre jutottunk, hogy a megfigyelt BdM PS szeizmikus fáciesek, valamint a tenger alatti kiemelkedés PS réteg megjelenése (7d. ábra) a földgáz felemelkedését tükrözik.
(a) Egyvágányú szeizmikus szelvény L1 (navigációs nyom az 1b. ábrán), amely oszlopos (pagoda) térbeli elrendezést mutat. A pagoda kaotikus habkő és homok lerakódásokból áll. A pagoda alatt lévő gázzal telített réteg megszünteti a mélyebb képződmények folytonosságát.(b) Egyetlen szeizmikus profil L2 csatornában cisigmicle in.b. tengerfenéki halmok, tengeri (MS) és habkő homok lerakódások (PS) ionja és deformációja.(c) Az MS és PS deformáció részleteit a (c, d) pontban közöljük. Ha a legfelső üledékben 1580 m/s sebességet feltételezünk, a 100 ms körülbelül 80 m-t jelent a függőleges skálán.
A BdM morfológiai és szerkezeti jellemzői hasonlóak más tenger alatti hidrotermikus és gázhidrát mezőkéhez világszerte2,12,27,28,29,30,31,32,33,34, és gyakran összefüggésbe hozhatók kiemelkedésekkel (boltozatok és halmok) és gázkibocsátással (kúpok, gödrök). 3.) A halmok, gödrök és aktív szellőzőnyílások térbeli elrendezése arra utal, hogy eloszlásukat részben az ÉNy-DK-i és ÉK-DNy-i becsapódási repedések szabályozzák (4b. ábra). Ezek a törésrendszerek előnyben részesített csapásai, amelyek a Campi Flegrei és a Somma-Vezúv vulkáni területet érintik, valamint a Nápolyi-öböl egykori Flegrei-öböl vízfolyási struktúrájából. 35. Ezért arra a következtetésre jutottunk, hogy a Nápolyi-öbölben lévő törések és repedések jelentik a gázok felszínre vándorlásának előnyben részesített útvonalát, amely jellemző más szerkezetileg szabályozott hidrotermikus rendszerekre is.3a, c). Ez arra utal, hogy ezek a halmok nem feltétlenül jelentik a gödörképződés előfutárait, ahogyan azt más szerzők a gázhidrát zónákra javasolták.
A három összegyűjtött gáznemű kibocsátás a hidrotermikus folyadékokra jellemző kémiai jeleket mutat, nevezetesen főként CO2-t, jelentős redukálógáz-koncentrációval (H2S, CH4 és H2) és könnyű szénhidrogéneket (különösen benzolt és propilént)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (S1 táblázat), amelyek nem olyan gázok jelenléte, mint a légkörben. tengeralattjáró-kibocsátások oka lehet a tengervízben oldott levegőből származó szennyeződés, amely érintkezésbe kerül a mintavételhez használt műanyag dobozokban tárolt gázokkal, mivel az óceán fenekéről a tengerbe vonják ki az ROV-kat, hogy fellázadjanak. Ezzel szemben a pozitív δ15N értékek és a magas N2/Ar (akár 480) szignifikánsan magasabb, mint az ASW (levegőn kívüli) forrásból származó megegyezés, ami a legtöbb légkörben keletkezett. e gázok túlnyomórészt hidrotermális eredetével. A BdM gáz hidrotermális-vulkáni eredetét a CO2 és He tartalom és ezek izotópjegyei igazolják. A szénizotópok (δ13C-CO2 -0,93%-tól +0,4%-ig) és a CO2/3He értékei vegyes (1,7 × 1010 × 1010 M a) minta f1-hez (1,7 × 1010 × 1010) A Nápolyi-öböl köpenyvégtagjai körüli umarolok és a dekarbonizáció A reakció során keletkező gázok kapcsolata (6. ábra). Pontosabban, a BdM gázminták a keveredési tendencia mentén megközelítőleg ugyanazon a helyen helyezkednek el, mint a szomszédos Campi Flegrei és Somma-Veusivus vulkánok folyadékai. Ezek közelebb állnak az Issumarrolt vulkánok végéhez. A ma-Vezúv és a Campi Flegrei 3He/4He értékei magasabbak (R/Ra 2,6 és 2,9 között), mint a BdM (R/Ra 1,66 és 1,96 között);S1 táblázat). Ez arra utal, hogy a radiogén He hozzáadása és felhalmozódása ugyanabból a magmaforrásból származik, amely a Somma-Vezúv és a Campi Flegrei vulkánokat táplálta. A kimutatható szerves szénfrakciók hiánya a BdM-kibocsátásban arra utal, hogy a szerves üledékek nem vesznek részt a BdM gáztalanítási folyamatában.
A fent közölt adatok és a tenger alatti gázban gazdag régiókhoz kapcsolódó kupolaszerű szerkezetek kísérleti modelljei alapján a mély gáznyomás lehet felelős a kilométeres léptékű BdM kupolák kialakulásáért. A BdM boltozathoz vezető Pdef túlnyomás becsléséhez vékonylemezes B radikuláris mechanikai modellt alkalmaztunk33,34, feltételezve, hogy az összegyűjtött adatokból a szeizmikus morfológiai és szeizmikus adatok nagyobb. mint egy deformált lágy viszkózus lerakódás A függőleges maximális elmozdulása w és vastagsága h a (S1 kiegészítő ábra).Pdef az össznyomás és a kőzetstatikai nyomás plusz a vízoszlop nyomás különbsége.BdM-nél a sugár körülbelül 2500 m, w 20 m, és a szeizmikus profilból becsült h maximum kb. 100 m, ahol D =P6 a szeizmikus profilból számoljuk ki a Pde/f4 összefüggést. hajlítási merevség;D-t (E h3)/[12(1 – ν2)] adja, ahol E a lerakódás Young-modulusa, ν a Poisson-hányados (~0,5)33. Mivel a BdM üledékek mechanikai tulajdonságai nem mérhetők, ezért E = 140 kPa-t adunk meg, ami ésszerű érték a tengerparti homokos üledékeknél, a BM-nél magasabb E4 nem tartjuk a homokos üledékeket. az irodalomban iszapos agyag üledékekre (300 < E < 350 000 kPa)33,34 szerepel, mivel a BDM lerakódások főleg homokból állnak, nem iszapból vagy iszapos agyagból24. Pdef = 0,3 Pa értéket kapunk, amely összhangban van a tengerfenék felemelkedési folyamataira vonatkozó becslésekkel gázhidrát medencekörnyezetekben, ahol a P10/3 nyomásértékek alacsonyabbak, ahol a P10/3 nyomásértékek alacsonyabbak. a és/vagy mit.BdM-ben az üledék lokális gáztelítettsége és/vagy a már meglévő repedések megjelenése miatti merevségcsökkenés is hozzájárulhat a tönkremenetelhez és ennek következtében a gázkibocsátáshoz, lehetővé téve a megfigyelt szellőző struktúrák kialakulását. Az összegyűjtött visszaverődő szeizmikus profilok (7. ábra) azt mutatták, hogy a PS üledékek mL felemelkedtek, a GSslying MS-ből felemelkedtek, felfelé meredek, felfelé haladva redők, hibák és üledékes vágások (ábra).7b,c). Ez arra utal, hogy a 14,8-12 ka-os habkő egy felfelé irányuló gázszállítási folyamaton keresztül behatolt a fiatalabb MS-rétegbe. A BdM szerkezet morfológiai jellemzői a GSL által kibocsátott folyadékkisülés által keltett túlnyomás eredményeként tekinthetők meg. Tekintettel arra, hogy az aktív kisülés a tengerfenékről látható, a folyadéknyomás a 170 m3-on belül is meghaladja a 170 m-es GSL-t. 1700 kPa. Az üledékekben lévő gázok felfelé vándorlása az MS-ben lévő anyag súroló hatását is kiváltotta, ami megmagyarázza a kaotikus üledékek jelenlétét a BdM25-ön mintavételezett gravitációs magokban.Továbbá a GSL túlnyomása összetett törésrendszert hoz létre (e morfológiai, rétegtani, morfológiai és rétegtani sokszögű törés). mint „pagodák”49,50 eredetileg a régi gleccserképződmények másodlagos hatásainak tulajdoníthatók, jelenleg pedig a felszálló gázok hatásaként értelmezik31,33 vagy párolgás50. Campania kontinentális peremén kevés a párolgásos üledék, legalábbis a kéreg legfelső 3 km-én belül valószínű, hogy a gázok növekedési mechanizmusa szabályozott. Ezt a következtetést támasztják alá a pagoda transzparens szeizmikus fáciesei (2.7), valamint a gravitációs magadatok, mint korábban közölték24, ahol a mai homok 'Pomici Principali'25 és 'Nápolyi sárga tufa'26 Campi Flegrei.Továbbá a PS-lerakódások behatoltak és deformálták a legfelső MS-réteget (7d. ábra).Ez a szerkezeti elrendezés nem csak arra utal, hogy a gázvezeték két fő vonalát szabályozza. a pagoda kialakulása: a) a lágy üledék sűrűsége csökken, ahogy alulról gáz lép be;b) a gáz-üledék elegy felemelkedik, ami a megfigyelt gyűrődés, törés és törés Ok MS lerakódások (7. ábra). Hasonló képződési mechanizmust javasoltak a Dél-Skóciai-tengeren (Antarktisz) a gázhidrátokhoz kapcsolódó pagodák esetében is. A BdM pagodák csoportosan jelentek meg dombos területeken, és függőleges kiterjedésük átlagosan 70–70 mTW-u.TTa (TTa)0 migTW. az MS hullámzások jelenléte és a BdM gravitációs mag rétegrétegének figyelembevételével a pagodaszerkezetek kialakulásának korára kb. 14-12 ka-nál kisebbnek következtetünk.Továbbá ezeknek a struktúráknak a növekedése még mindig aktív (7d. ábra), mivel egyes pagodák behatoltak és deformálták a fedőréteget (Fig. mai BdM.7 homokos).
A pagoda kudarca átkelni a mai tengerfenéken, azt jelzi, hogy (a) a gáz felemelkedése és/vagy a gáz-üledék keveredés lokális megszűnése, és/vagy (b) a gáz-üledék keverék esetleges oldalirányú áramlása nem teszi lehetővé a lokális túlnyomásos folyamatot. A diapir elméleti modell52 szerint az oldalsó áramlás negatív egyensúlyt mutat a pagoda utánpótlási sebességtől felfelé irányuló elmozdulás sebessége között. a betáplálási sebességben összefüggésbe hozható a keverék sűrűségének növekedésével a gázellátás megszűnése miatt. A fent összefoglalt eredmények és a pagoda felhajtóerővel szabályozott emelkedése lehetővé teszi a hg légoszlop magasságának becslését. A felhajtóerőt ΔP = hgg (ρw – ρg) adja meg, ahol g a gravitáció (9,8 m/s víz sűrűsége és ρg/sw) ΔP az előzőleg számított Pdef és az üledéklemez litosztatikus nyomásának Plith összege, azaz ρsg h, ahol ρs az üledéksűrűség. Ebben az esetben a kívánt felhajtóerőhöz szükséges hg értéket a hg = (Pdef + Plith)/[g (ρgw) =0 set)/[g (ρgw) -.0. m (lásd fent), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg elhanyagolható, mert ρw ≫ρg.Hg = 245 m-t kapunk, a GSL aljának mélységét jelző érték.ΔP 2,4 MPa.
A BdM-gáz összetétele összhangban van a kéregkőzetek dekarbonizációs reakcióihoz kapcsolódó folyadékok hozzáadásával megváltozott köpenyforrásokkal (6. ábra). A BdM-kupolák és az aktív vulkánok, mint például az Ischia, a Campi Flegre és a Soma-Vesuvius durva EW-i elrendezése, valamint az alatta kibocsátott egész gázok összetétele és a több vulkánból kibocsátott gázok összetétele inkább azt sugallja. a rozsdafolyadékok nyugatról (Ischia) keletre (Somma-Vesuivus) mozognak (1b. és 6. ábra).
Arra a következtetésre jutottunk, hogy a Nápolyi-öbölben, a nápolyi kikötőtől néhány kilométerre egy 25 km2 széles kupolaszerű építmény található, amelyet aktív gáztalanítási folyamat befolyásol, és pagodák és halmok elhelyezése okozza. Jelenleg a BdM aláírások azt sugallják, hogy a nem magmás termikus turbulencia53 megelőzheti az embrionális folyadékkisülési tevékenységeket, azaz a korai vulkanizmust, azaz a vulkanizálást és a végrehajtást. jelenségek evolúciója, valamint a potenciális magmás zavarokra utaló geokémiai és geofizikai jelek észlelése.
Az akusztikus vízoszlop profilokat (2D) a SAFE_2014 (2014. augusztus) az R/V Urania (CNR) hajóút során szerezte be az Országos Kutatótanács Tengerparti Tengeri Környezetvédelmi Intézete (IAMC). Az akusztikus mintavételt tudományos sugárhasító visszhangszondával végezték. A Simrad EK60 átlagosan 3 A4 km-en üzemelő 8 kHz adatot gyűjtöttek. visszhangos felvételek segítségével azonosították a folyadékkibocsátásokat, és pontosan meghatározták a gyűjtőterületen belüli elhelyezkedésüket (74 és 180 m bsl között).Mérje meg a vízoszlop fizikai és kémiai paramétereit többparaméteres szondákkal (vezetőképesség, hőmérséklet és mélység, CTD).Az adatok gyűjtése CTD 911 szonda segítségével történt, SSC-vel. .23.2.) A tengerfenék szemrevételezéses vizsgálatát „Pollux III” (GEItaliana) ROV eszközzel (távirányítású jármű) végezték, két (alacsony és nagyfelbontású) kamerával.
A többsugaras adatgyűjtést egy 100 KHz-es Simrad EM710 többsugaras szonárrendszerrel (Kongsberg) végezték. A rendszer egy differenciális globális helymeghatározó rendszerhez kapcsolódik, hogy biztosítsa a szubmetrikus hibákat a sugárpozícionálásban. Az akusztikus impulzus frekvenciája 100 KHz, a tüzelési impulzus 150°-os nyitási sebességű hangfelvételi idő alatt, és teljes nyitási sebességű hangzási idő40, és teljes besugárzási idő profilban. .Az adatok feldolgozása PDS2000 szoftverrel (Reson-Thales) történt a Nemzetközi Hidrográfiai Szervezet szabványa szerint (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) navigáció és dagálykorrekció céljából.A véletlen műszertüskék és a rossz minőségű sugárkizárás miatti zajcsökkentés az állomás közelében található többsebességű hangkiszorítással is végrehajtott. sugárátalakító, és 6-8 óránként valós idejű hangsebesség-profilokat vesz fel és alkalmaz a vízoszlopban, hogy valós idejű hangsebességet biztosítson a megfelelő sugárirányításhoz.A teljes adatkészlet körülbelül 440 km2-ből áll (0-1200 m mélység).Az adatokat egy nagy felbontású digitális terepmodell (DTM) előállításához használták fel.A végső DFTTM cellaméret jellemzi.Az 1a) domborzati adatokkal (>0 m tengerszint feletti magasság) készült, amelyet az Olasz Geo-Katonai Intézet 20 m-es rácscella méretben szerzett.
A 2007-es és 2014-es biztonságos óceáni körutazások során gyűjtött, 55 kilométeres, nagy felbontású egycsatornás szeizmikus adatprofil nagyjából 113 négyzetkilométer területet fed le, mindkét R/V Urania-n. A Marisk szelvények (pl. L1 szeizmikus szelvény, 1.b ábra) a bom2 m2-es szeizmikus adatgyűjtési rendszer segítségével készültek. amarán, amelyben a forrás és a vevő van elhelyezve. A forrás aláírása egyetlen pozitív csúcsból áll, amelyet az 1-10 kHz frekvenciatartományban jellemeznek, és lehetővé teszi a 25 cm-re elválasztott reflektorok feloldását. A biztonságos szeizmikus profilokat egy 1,4 Kj-es többcsúcsos Geospark szeizmikus forrás segítségével szereztük be, amely Geotrace szoftverrel (Geo Marine rendszer) tartalmaz egy forrást (Geo Marine rendszer). 400 ezredmásodpercig behatol a tengerfenék alatti lágy üledékbe, elméleti függőleges felbontása 30 cm.Mind a Safe, mind a Marsik eszközök 0,33 lövés/sec sebességgel készültek <3 Kn érsebességgel. Az adatok feldolgozása és bemutatása Geosuite Allworks K, mutáló sávszűrési sávszűrési, vízoszlopkorrekciós2 munkafolyamattal történt: C.
A víz alatti fumarolból származó gázt a tengerfenéken gyűjtöttük össze a felső oldalán gumimembránnal ellátott műanyag doboz segítségével, amelyet a ROV fejjel lefelé helyeztek a szellőzőnyílás fölé. Miután a dobozba belépő légbuborékok teljesen felváltották a tengervizet, a ROV visszakerül 1 méteres mélységbe, és a búvár az összegyűjtött gázt egy előkezelt, gumis vákuumozott üvegfalon keresztül juttatja át két üvegfalú üvegfalba. amely Egy 20 ml 5 N NaOH-oldattal (Gegenbach-típusú lombik) volt feltöltve. A fő savas gázfajták (CO2 és H2S) a lúgos oldatban vannak feloldva, míg a gyengén oldódó gázfajták (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 és könnyű szénhidrogének) a mintavevő palackban tárolódnak (Shigas-kromatográfiás gázoldékonysággal1) 5A 10 m hosszú 5A molekulaszita oszloppal és hővezetőképesség detektorral (TCD) 54. Az argont és az O2-t 30 m hosszú kapilláris molekulaszita oszloppal és TCD-vel felszerelt Thermo Focus gázkromatográf segítségével elemeztük. A metánt és a könnyű szénhidrogéneket Cchrom pack chrome oszloppal elemeztük Shimadzu asta10 hosszúságú gázon asta10 hosszú oszlop nélküli oszloppal. osorb PAW 80/100 mesh, 23% SP 1700 bevonattal és lángionizációs detektorral (FID). A folyékony fázist 1) CO2, as, 0,5 N sósavoldattal titrált (Metrohm Basic Titrino) és 2) H2S kromatográfiás, as, 5 m3 (után) (IC3 %) elemzésére használtuk. IC) (Wantong 761). A titrálás, a GC és az IC analízis analitikai hibája kevesebb, mint 5%. A gázkeverékekre vonatkozó standard extrakciós és tisztítási eljárások után a 13C/12C CO2-t (δ13C-CO2% és V-PDB-ben kifejezve) Finningan Carbon mérőeszközzel elemezték. ble (belső), NBS18 és NBS19 (nemzetközi), míg az analitikai hiba és a reprodukálhatóság ±0,05% és ±0,1% volt.
A δ15N (% vs. levegőben kifejezve) értékeket és 40Ar/36Ar értéket Agilent 6890 N gázkromatográf (GC) segítségével határoztuk meg, amely Finnigan Delta plusXP folyamatos áramlású tömegspektrométerhez volt kapcsolva. Az elemzési hiba a következő: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, az R3, ahol R/He isedoope arány (40,He ised/3%). A mintában mért 4He és Ra azonos arányú a légkörben: 1,39 × 10−6)57 az INGV-Palermo (Olaszország) laboratóriumában határozták meg. 3He, 4He és 20Ne mérése kétkollektoros tömegspektrométerrel (Helix SFT-GVI)58 történt a He és a Ne elválasztása után. 14, illetve <10-16 mol.
Hogyan idézzük ezt a cikket: Passaro, S. et al. A gáztalanítási folyamat által kiváltott tengerfenék-emelkedés feltárja a bimbózó vulkáni tevékenységet a part mentén.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. A modern és ókori tengerfenéki szénhidrogén szivárgások és nyílások geológiája és biológiája: bevezetés. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP A gázhidrátok globális előfordulása.In 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, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Az óceánközépi gerincek hidrotermális rendszereinek szerkezete és dinamikája. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Current views on gas hidrát resources.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ és Stewart, SA Egy kilométeres méretű iszapvulkánrendszer belső szerkezete és kitörésének története a Dél-Kaszpi-tengerben.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al.A Cadizi-öböl mélytengeri karbonátos iszapdombjaiból származó szénhidrogének szivárgásával kapcsolatos tengerfenéki jellemzők: az iszapfolyástól a karbonátos üledékekig.Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL és Cartwright, J. 3D szeizmikus ábrázolás kilométeres méretű folyadékszökési csővezetékek tengeri Namíbia területén.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Folyadékáramlási jellemzők olaj- és gázvezetékrendszerekben: Mit mondanak el nekünk a medencefejlődésről? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertical evolution of the Neogene Quaternary fluid kisülési szerkezet a gázáramokkal kapcsolatban az alsó-kongói medencében, tengeri Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al.Hidrotermikus és tektonikus aktivitás a Yellowstone Lake északi részén, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. The Tyrrhenian Basin and the Appennine Arc: Kinematic Relationships Since the Late Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Tektonikus és kéregszerkezet Campania kontinentális peremén: kapcsolat a vulkáni tevékenységgel.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. A hasadéktektonika és a magmás felemelkedési folyamatok relatív szerepe: következtetés geofizikai, szerkezeti és geokémiai adatokból a Nápolyi vulkáni régióban (Dél-Olaszország).Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. A közelmúltbeli függőleges kéregmozgás mechanizmusai a Campi Flegrei kráterben Dél-Olaszországban.geológia.Szocialista Párt.Igen.Specification.263, 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Rövid távú talajdeformáció és szeizmicitás a beágyazott Campi Flegrei kráterben (Olaszország): példa az aktív tömegvisszanyerésre sűrűn lakott területen.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., and Saccorotti, G. A tartós hosszú távú 4D aktivitás hidrotermális eredete az olaszországi Campi Flegrei vulkáni komplexumban.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. and Mastrolorenzo, G. Gyors differenciálódás küszöbszerű magmás tározókban: esettanulmány a Campi Flegrei kráterből.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR idősorok, korrelációs elemzés és idő-korrelációs modellezés felfedi Campi Flegrei és a Vesuvius lehetséges összekapcsolását.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. A Tyrrhenian graben (Nápolyi-öböl, Olaszország) első felének szerkezeti és rétegtani szerkezete. Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Sources of carbon in vulcanic ash gas from Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon rétegtan: Reakciók a tengerszint csökkenésére és a tektonikus emelkedésre a külső kontinentális talapzaton (Eastern Tyrrhenan margin, Italy).Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).