Þakka þér fyrir að heimsækja Nature.com. Vafraútgáfan sem þú notar hefur takmarkaðan stuðning fyrir CSS. Til að fá bestu upplifunina mælum við með að þú notir uppfærðan vafra (eða slökktir á samhæfnistillingu í Internet Explorer). Í millitíðinni, til að tryggja áframhaldandi stuðning, munum við birta síðuna án stíla og JavaScript.
Við greinum frá vísbendingum um virka hafsbotnslyftingu og gaslosun nokkra kílómetra undan ströndum frá höfninni í Napólí (Ítalíu). Pockmarks, haugar og gígar eru einkenni hafsbotnsins. Þessar myndanir tákna toppa grunnra jarðskorpumannvirkja, þar á meðal pagoda, misgengi og fellingar sem hafa áhrif á hafsbotninn í dag. ts og jarðskorpuberg. Þessar lofttegundir eru líklega svipaðar þeim sem fæða vatnshitakerfin í Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuvius, sem bendir til möttulsuppsprettu blandaðs jarðskorpuvökva fyrir neðan Napólíaflóa. Neðansjávarþensla og rof af völdum gaslyftingar og þrýstingsferlis krefst ofþrýstings upp á 2-3 vökva MP-, 3-lofttegunda og loftstreymis. hræringar sem ekki eru eldgos sem geta boðað eldgos á hafsbotni og/eða vatnshitasprengingar.
Djúpsjávarvatnslosun (heitt vatn og gas) er algengt einkenni miðhafshryggja og samrennandi flekajaðra (þar á meðal hluta eyjaboga á kafi), en köld losun gashýdrata (klötrata) er oft einkennandi fyrir landgrunn og óvirkar jaðar1, 2,3,4, óvirkar jaðar á vatnshitasvæðum 5, 2,3,4, hafhitauppsprettur. s (kvikulón) innan meginlandsskorpunnar og/eða möttulsins. Þessar losanir geta verið á undan uppgangi kviku í gegnum efstu lög jarðskorpunnar og náð hámarki í gosi og staðsetning eldfjalla sjávarfjalla6. Þess vegna er hægt að bera kennsl á (a) formgerð lofttegunda í tengslum við afmyndun í nálægum eldgosum sem tengist afmyndun hafsbotnsins og (samvirku eldfjallasvæði). svæði Napólí á Ítalíu (~1 milljón íbúa) er mikilvægt fyrir mat á mögulegum eldfjöllum. Grunnt eldgos. Ennfremur, á meðan formfræðilegir eiginleikar sem tengjast djúpsjávarhita- eða hýdratgaslosun eru tiltölulega vel þekktir vegna jarðfræðilegra og líffræðilegra eiginleika þeirra, eru undantekningarnar formfræðilegar eiginleikar sem tengjast grynnri vötnum, nema þeir eru tiltölulega fáir til staðar í vötnum12, HÍ. smic, vatnssúlur og jarðefnafræðileg gögn fyrir neðansjávar, formfræðilega og burðarfræðilega flókið svæði sem hefur áhrif á gaslosun í Napólóflóa (Suður-Ítalíu), um það bil 5 km frá höfninni í Napólí. Þessum gögnum var safnað á SAFE_2014 (ágúst 2014) siglingu um borð í og ​​túlkar gasið um borð í R/V, þar sem við lýsir og túlkar gasið frá R/V. rannsaka uppsprettur útblástursvökva, greina og einkenna aðgerðir sem stjórna gashækkun og tengdri aflögun og ræða áhrif eldfjallafræði.
Napólóflói myndar vesturjaðar Plio-kvartenda, NV-SE ílanga Campania jarðvegslægð 13,14,15.EW af Ischia (um 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre gíg (um 300-1538) og Soma-SE ílanga Campania tectonic lægð 13,14,15.EW af Ischia (ca. 150-1302 AD), Campi Flegre gíg (ca. 300-1538) og Soma-SE ílanga Campania tectonic lægð (from-1 norðan við 4 AD) 5, en suður af mörkum Sorrento-skagans (Mynd 1a). Napóliflói er fyrir áhrifum af ríkjandi NE-SW og auka NW-SE verulegum misgengi (Mynd. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuvius einkennast af vatnshitabirtingum, 17 jarðskjálftum,17 jarðskjálftum,17 skjálftum,17 i Flegrei á árunum 1982-1984, með 1,8 m hækkun og þúsundir jarðskjálfta). Nýlegar rannsóknir19,20 benda til þess að tengsl geti verið á milli gangverks Soma-Vesuvius og Campi Flegre, hugsanlega tengt 'djúpum' kvikulönum. uvius stjórnaði setkerfi Napólóflóa. Lágt sjávarborð við síðasta hámark jökulsins (18 ka) leiddi til þess að botnbotnkerfið, sem var á grunni á ströndum, hrundi aftur, sem síðan var fyllt af yfirgengilegum atburðum á seint Pleistocene-Holocene. Losun kafbátalofttegunda hefur fundist í kringum Ischiusfjall og Flegreafjall (Somuviusfjallið og Flegreafjall). Mynd.1b).
(a) Formfræðilegt og skipulagslegt fyrirkomulag landgrunnsins og Napólóflóa 15, 23, 24, 48. Punktar eru helstu kafbátagosstöðvar;rauðar línur tákna meiriháttar misgengi.(b) Bathymetry of the Bay of Naples með greindum vökvaloftum (punktum) og ummerki um jarðskjálftalínur (svartar línur). Gulu línurnar eru ferlar jarðskjálftalína L1 og L2 sem greint er frá á mynd 6. Mörk Banco della Montagna (BdM) eru merkt með ferhyrndum línum (BdM) merkt með gulum strikum (bláum línum). staðsetningar hljóðsúluprófílanna og CTD-EMBlank, CTD-EM50 og ROV rammana eru tilgreindar á mynd 5. Guli hringurinn merkir staðsetningu sýnatökugaslosunar og samsetning þess er sýnd í töflu S1.Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) notar Surfer® grafík framleidd af Surfer® 13.
Byggt á gögnum sem fengust í SAFE_2014 (ágúst 2014) siglingu (sjá Aðferðir), hefur nýtt Digital Terrain Model (DTM) af Napólóflóa verið smíðað með 1 m upplausn. DTM sýnir að hafsbotninn sunnan við Napólíhöfn einkennist af hægfara hallandi suðursnúningi (halla ≤3-° hæðarbyggingu, 5-0 km) svæðisbundið yfirborð. þekktur sem Banco della Montagna (BdM). Mynd.1a,b).BdM þróast á um það bil 100 til 170 metra dýpi, 15 til 20 metra yfir nærliggjandi hafsbotni. BdM hvelfingin sýndi hauglíka formgerð vegna 280 undirhringlaga til sporöskjulaga hauga (mynd 2a), 665 keilur og 30 m hæð að hámarki og 30 m hæð. 22 m og 1.800 m, í sömu röð. Hringlaga [C = 4π(flatarmál/ummál2)] hauganna minnkaði með vaxandi ummáli (Mynd 2b). Áshlutföll fyrir haugana voru á bilinu 1 til 6,5, þar sem haugar með áshlutfall >2 sem sýndu ákjósanlegri N15 dreifingu N°E, dreifðari N15 meira, N15 dreifðar. °E til N145°E höggi (mynd 2c).Einfaldar eða samstilltar keilur eru á BdM planinu og ofan á haugnum (Mynd 3a,b). Keilulaga fyrirkomulagið fylgir uppröðun hauganna sem þeir eru staðsettir á. Pockmarks eru almennt staðsettir á sléttum hafsbotni (Mynd 3c) og stöku sinnum á haugum.Staðbundin þéttleiki keilna og pokmarka sýnir að norðvestur og suðvesturmörk sýna að suðvestur- og vesturmörk eru ríur af BdM hvelfingunni (mynd 4a,b);minna útbreidda NW-SE leiðin er staðsett í miðhluta BdM svæðinu.
(a) Stafrænt landslagslíkan (1 m frumustærð) af hvelfingu Banco della Montagna (BdM).(b) Jaðar og kringlótt BdM-hauga.(c) Áshlutfall og horn (stefna) aðaláss þess sporbaugs sem hentar best í kringum hauginn.Staðalvilla Digital Terrain líkansins er 0,004 m;staðalskekkjur um jaðar og hringleika eru 4,83 m og 0,01, í sömu röð, og staðalskekkjur á áshlutfalli og horn eru 0,04 og 3,34°, í sömu röð.
Upplýsingar um auðkenndar keilur, gíga, hauga og gryfja á BdM svæðinu, dregin úr DTM á mynd 2.
(a) Stillingarkeilur á sléttum hafsbotni;(b) keilur og gígar á mjóum haugum NV-SA;(c) vasamerki á létt dýfðu yfirborði.
(a) Staðbundin dreifing gíga, gryfja og virkrar gaslosunar sem greinast. (b) Staðbundin þéttleiki gíga og gryfja sem greint er frá í (a) (fjöldi/0,2 km2).
Við auðkenndum 37 loftkennda losun á BdM svæðinu frá ROV vatnssúlu bergmálsmyndum og beinum athugunum á hafsbotni sem náðist í SAFE_2014 siglingunni í ágúst 2014 (Mynd 4 og 5). Hljóðfrávik þessarar útblásturs sýna lóðrétt ílangar form sem rísa upp frá hafsbotni, um 50 m lóðrétta staði (á sumum stöðum á milli 50 m 2). , hljóðeinangrun mynduðu næstum samfellda „lest“. Bólubólurnar sem komu fram eru mjög mismunandi: allt frá samfelldum, þéttum bóluflæði til skammvinnra fyrirbæra (viðbótarmynd 1). ROV skoðun gerir sjónræna sannprófun á tilviki hafsbotnsvökvalofta og dregur fram lítil pockmarks á hafsbotninum, stundum sebdi, umkringd hafsbotni. losun. Formgerð loftræstisins sýnir hringlaga op efst án blossa í vatnssúlunni. Sýrustigið í vatnssúlunni rétt fyrir ofan losunarpunktinn sýndi verulega lækkun, sem gefur til kynna súrari aðstæður á staðnum (mynd.5c,d).Sérstaklega lækkaði sýrustigið fyrir ofan BdM gaslosun á 75 m dýpi úr 8,4 (á 70 m dýpi) í 7,8 (á 75 m dýpi) (mynd 5c), en aðrir staðir í Napólíflóa voru með sýrustig á milli 0 og 160 m á milli 0 og 160 m á milli 5c,d. verulegar breytingar á sjávarhita og seltu vantaði á tveimur stöðum innan og utan BdM-svæðisins í Napólóflóa. Á 70 m dýpi er hitastigið 15 °C og seltan er um 38 PSU (mynd 5c,d). Mælingar á sýrustigi, hitastigi og seltuferli gáfu til kynna: a. eða mjög hæg útstreymi varmavökva og saltvatns.
(a) Söfnunargluggi á hljóðeinangrandi vatnssúlusniði (ómmælir Simrad EK60). Lóðrétt grænt band sem samsvarar gasblossanum sem greindist á EM50 vökvalosun (um 75 m undir sjávarmáli) staðsett á BdM svæðinu;botn- og hafsbotns margfeldismerki eru einnig sýnd (b) safnað með fjarstýrðu farartæki á BdM svæðinu Eina myndin sýnir lítinn gíg (svartur hring) umkringdur rauðu til appelsínugulu seti.(c,d) Multiparameter rannsaka CTD gögn unnin með SBED-Win32 hugbúnaði (Seasave, útgáfa 7.23.2, útgáfa 7.23.2). EM50 (spjaldið c) og utan Bdm losunarsvæðis spjaldsins (d).
Við söfnuðum þremur gassýnum frá rannsóknarsvæðinu á tímabilinu 22. til 28. ágúst 2014. Þessi sýni sýndu svipaða samsetningu, einkennist af CO2 (934-945 mmól/mól), fylgt eftir með viðeigandi styrk N2 (37-43 mmól/mól), CH4 (16-24 mmól/mól) og H2S (42 mmól/mól) og H2S (42 mmól/mól) minna en H20 mmól/mól (01 mól/mól) og H20 mmól/mól. maur (<0,052 og <0,016 mmól/mól, í sömu röð) (Mynd 1b; Tafla S1, aukamynd 2).Tiltölulega hár styrkur O2 og Ar var einnig mældur (allt að 3,2 og 0,18 mmól/mól, í sömu röð). (aðallega bensen), própen og efnasambönd sem innihalda brennistein (þíófen). 40Ar/36Ar gildið er í samræmi við loft (295,5), þó að sýnishorn EM35 (BdM hvelfing) hafi gildið 304, sem sýnir örlítið yfir 40Ar. á bilinu -0,93 til 0,44% miðað við V-PDB.R/Ra gildi (eftir leiðréttingu fyrir loftmengun með 4He/20Ne hlutfallinu) voru á milli 1,66 og 1,94, sem gefur til kynna að stórt brot af möttli sé til staðar. nánar. Í CO2 kortinu fyrir CO2/3He á móti δ13C (mynd.6), er BdM gassamsetningin borin saman við Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuvius fumaroles. Mynd 6 greinir einnig frá fræðilegum blöndunarlínum milli þriggja mismunandi kolefnisgjafa sem kunna að taka þátt í BdM gasframleiðslu: uppleyst möttulafleidd bráðnun, lífrænt ríkt setlög og blöndunarsýnin sem myndast af BdM sýnunum sem myndast af BdM kolefnislínunni. , blöndun á milli möttullofttegunda (sem gert er ráð fyrir að séu örlítið auðguð af koltvísýringi miðað við klassískar MORBs í þeim tilgangi að passa gögnin) og viðbragða af völdum kolefnislosunar jarðskorpunnar. Gasbergið sem myndast.
Greint er frá blendingslínum á milli möttulsamsetningar og endahluta kalksteins og lífrænna setlaga til samanburðar. Kassar tákna fúmarólsvæðin í Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM sýnishornið er í blandaðri þróun Campania eldfjallsins. Endalofttegundin í blönduðu kolefnislínunni sem myndast af kolefnisuppsprettu steinefnahvarfsins er kolefnislosun kolefnisins.
Jarðskjálftaskurðir L1 og L2 (Mynd. 1b og 7) sýna umskiptin á milli BdM og fjarlægu jarðlagaröðum Somma-Vesuvius (L1, mynd. 7a) og Campi Flegrei (L2, mynd. 7b) eldfjallasvæði. BdM einkennist af nærveru tveggja helstu jarðskjálftamynda (MS-mynda í toppi og PS). til miðlungs amplitude og hliðarsamfellu (Mynd. 7b,c). Þetta lag inniheldur sjávarset sem dregin eru af Last Glacial Maximum (LGM) kerfinu og samanstendur af sandi og leir23. Undirliggjandi PS lag (Mynd 7b–d) einkennist af óskipulegum til gagnsæjum fasa í lögun súlna eða stundaglera PS. The toppur af diapir- eða tímaglösum. eins rúmfræði sýna ágengni PS gagnsæs efnis inn í efstu MS útfellingarnar. Upplyfting er ábyrg fyrir myndun fellinga og misgengis sem hafa áhrif á MS-lagið og yfirliggjandi núverandi setlög BdM hafsbotnsins (Mynd 7b–d). MS jarðlagabilið er greinilega aflagað í BENE hluta þess í hvítu laginu í L1-gasið (mynd 7b–d). ) sem falla undir sum innri stig MS röðarinnar (mynd.7a). Þyngdarkjarna sem safnað er efst á BdM sem samsvarar gagnsæu jarðskjálftalaginu gefur til kynna að efstu 40 cm samanstanda af sandi sem lagður hefur verið nýlega til dagsins í dag;)24,25 og vikurbrot frá sprengigosinu í Campi Flegrei í „Napólí gulu móbergi“ (14,8 ka)26. Ekki er hægt að útskýra gagnsæja fasa PS lagsins með óskipulegum blöndunarferlum einum saman, vegna þess að óskipulögin sem tengjast skriðuföllum, leðjuflæði og gjóskuflæði sem finnast fyrir utan flóa 3,2, 2, 2, 2, 2,3 24. Við komumst að þeirri niðurstöðu að BdM PS jarðskjálftaskjálftarnir sem sjást, sem og útlit PS lagsins neðansjávarútskotsins (Mynd 7d) endurspegli upplyftingu jarðgass.
(a) Einspora jarðskjálftasnið L1 (siglingarspor á mynd 1b) sem sýnir súlulaga (pagóðu) staðbundið fyrirkomulag. Pagodan samanstendur af óskipulegum útfellingum vikursteins og sandi. Gasmettaða lagið sem er fyrir neðan pagóðuna fjarlægir samfellu dýpri myndana.(b) Single-channel inconduction af skjálftahringi (fig. sjávarbotnshaugar, sjávarbotn (MS) og vikursandútfellingar (PS).(c) Greint er frá aflögunarupplýsingum í MS og PS í (c,d). Miðað við 1580 m/s hraða í efsta seti, táknar 100 ms um 80 m á lóðréttum mælikvarða.
Formfræðilegir og byggingareiginleikar BdM eru svipaðir öðrum neðansjávar vatnshita- og gashýdratsviðum á heimsvísu2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 og eru oft tengdir upphækkunum (hvelfingum og haugum) og gaslosun (keilur, gryfjur sem eru stýrðar og stýrðar í samræmi við gryfjur og stýrðar með mlóðum). getu (Mynd 2 og 3). Staðbundið fyrirkomulag hauga, hola og virkra loftopa bendir til þess að dreifingu þeirra sé að hluta til stjórnað af NW-SE og NE-SW höggbrotunum (Mynd. 4b). Þetta eru ákjósanleg slög misgengiskerfis sem hafa áhrif á Campi Flegrei og Somma-Vesuvius, stjórna sérstakri eldfjallasvæðunum í Naple-flóa, fyrrum eldfjallasvæðunum og vatnslosuninni frá fyrrum eldfjallasvæðunum og vatnsrennsli. Campi Flegrei gígur35. Við komumst því að þeirri niðurstöðu að misgengi og brot í Napólóflóa séu ákjósanlegasta leiðin fyrir flæði gass upp á yfirborðið, sem er eiginleiki sem er sameiginlegt af öðrum kerfisstýrðum vatnshitakerfum36,37. Athyglisvert er að BdM keilur og gryfjur voru ekki alltaf tengdar haugum (mynd.3a,c). Þetta bendir til þess að þessir haugar séu ekki endilega forvera holamyndunar, eins og aðrir höfundar hafa lagt til fyrir gashýdratsvæði32,33.Niðurstöður okkar styðja þá tilgátu að truflun á hvolfbotnsseti leiði ekki alltaf til gryfjamyndunar.
Lofttegundirnar þrjár sem safnað hefur verið sýna efnafræðileg einkenni sem eru dæmigerð fyrir vatnshitavökva, nefnilega aðallega CO2 með umtalsverðum styrk af afoxandi lofttegundum (H2S, CH4 og H2) og léttum kolvetnum (sérstaklega bensen og própýlen) 38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 lofttegundir, sem eru til staðar (T-44, 45). ekki gert ráð fyrir að vera til staðar í útblæstri kafbáta, getur stafað af mengun frá lofti sem er uppleyst í sjó sem kemst í snertingu við lofttegundir sem eru geymdar í plastkössum sem notaðar eru til sýnatöku, þar sem ROV eru dregin frá hafsbotni til sjávar til að gera uppreisn. Hins vegar benda jákvæð δ15N gildi og hátt N2/Ar (allt að 480 hærra en 480 vatn sem er framleitt af A-2) sem framleitt er af mestu lofti (allt að 480) til viðbótar. mospheric uppsprettur, í samræmi við ríkjandi vatnshitauppruna þessara lofttegunda. Vatnshita-eldfjallauppruni BdM gassins er staðfestur af CO2 og He innihaldi og samsætueinkennum þeirra. Kolefnissamsætur (δ13C-CO2 frá -0,93% til +0,4%) og CO2/3He gildi til 1 × 01 til 1 × 01 s. að BdM sýnin tilheyra blandaðri þróun fumaróla í kringum Napóliflóa möttulendahlutana og kolefnislosun Tengsl lofttegundanna sem myndast við hvarfið (Mynd 6). Nánar tiltekið eru BdM gassýnin staðsett meðfram blöndunarstefnunni á nokkurn veginn sama stað og vökvarnir frá aðliggjandi Campi Flegrei og Sommaivus the fuschiyus eru fleiri en I fuschiyus. r til enda möttulsins.Somma-Vesúvíus og Campi Flegrei hafa hærri 3He/4He gildi (R/Ra á milli 2,6 og 2,9) en BdM (R/Ra á milli 1,66 og 1,96;Tafla S1). Þetta bendir til þess að viðbót og uppsöfnun geislavirks He hafi komið frá sömu kvikuuppsprettu og fóðraði Somma-Vesuvius og Campi Flegrei eldfjöllin. Skortur á greinanlegum lífrænum kolefnishlutum í BdM losun bendir til þess að lífræn setlög séu ekki þátt í BdM afgasunarferlinu.
Byggt á gögnunum sem greint er frá hér að ofan og niðurstöðum úr tilraunalíkönum af hvelfingarlíkum mannvirkjum sem tengjast gasríkum svæðum neðansjávar, gæti djúp gasþrýstingur verið ábyrgur fyrir myndun BdM hvolfa í kílómetra mælikvarða. Til að áætla yfirþrýstinginn Pdef sem leiðir til BdM hvelfingarinnar, notuðum við þunnplötumódel33,34 að því gefnu að skjálfta- og undirhringurinn sé söfnuð gögn af radíus stærri en vansköpuð mjúk seigfljótandi útfelling Lóðrétt hámarkstilfærsla w og þykkt h á (aukamynd S1). Pdef er munurinn á heildarþrýstingi og kyrrstöðuþrýstingi í bergi að viðbættum vatnssúluþrýstingi. Við BdM er radíus um 2.500 m, w er 20 m, og h hámarkið áætlað út frá 140 Pf sniði við skjálftahraða w = 140 Pfde er um 140 Pf. D/a4 frá sambandinu, þar sem D er beygjustífleiki;D er gefið með (E h3)/[12(1 – ν2)], þar sem E er stuðull Youngs á útfellingunni, ν er hlutfall Poissons (~0,5)33. Þar sem ekki er hægt að mæla vélræna eiginleika BdM setlags setjum við E = 140 kPa, sem er hæfilegt gildi fyrir BdM sandi, við teljum ekki hærra og BdM sandi 417, ekki hærra og BdM 417. gildi sem gefin eru upp í bókmenntum fyrir silty leirútfellingar (300 < E < 350.000 kPa)33,34 vegna þess að BDM útfellingar samanstanda aðallega af sandi, ekki silti eða siltkenndum leir24. Við fáum Pdef = 0,3 Pa, sem er í samræmi við áætlanir um upplyftingarferla sjávarbotns í gashýdratgildi skálum, þar sem Pdef 1 er breytilegt í umhverfi 1 til 0. Í BdM getur stífleiki minnkun vegna staðbundinnar gasmettunar setsins og/eða útlits fyrirliggjandi brota einnig stuðlað að bilun og þar af leiðandi gaslosun, sem gerir kleift að mynda loftræstimannvirki sem mælst hefur. haugar, fellingar, misgengi og setskurð (mynd.7b,c). Þetta bendir til þess að 14,8 til 12 ka gamli vikurinn hafi komist inn í yngra MS-lagið í gegnum gasflutningsferli upp á við. Líta má á formfræðilega eiginleika BdM-byggingarinnar sem afleiðing af yfirþrýstingi sem myndast vegna vökvalosunar sem GSL framleiðir. Í ljósi þess að virka losun sést frá hafsbotni upp í hafsbotninn upp í 1470 hæð yfir hafsbotninn og upp í GSL. fer yfir 1.700 kPa. Flutningur lofttegunda upp á við í setlögunum hafði einnig þau áhrif að hreinsa efni sem er að finna í MS, sem útskýrir tilvist óskipulegra setlaga í þyngdarkjarna sem tekin voru sýni á BdM25. Ennfremur skapar ofþrýstingur GSL flókið brotakerfi (marghyrningsmisgengi í mynd, 7, b, söfnunaruppbyggingu, sem vísað er til í mynd 7, b). ”49,50, voru upphaflega rakin til aukaáhrifa gamalla jöklamyndana, og eru nú túlkuð sem áhrif hækkandi gass31,33 eða uppgufunar50 .Á meginlandi Kampaníu eru uppgufunarsetlög af skornum skammti, að minnsta kosti innan efstu 3 km af gasi í jarðskorpunni, M líklega stjórnast af vexti jarðskorpunnar. setlögin. Þessi ályktun er studd af gagnsæjum skjálftaskjálftum pagóðunnar (mynd.7), sem og þyngdarkjarnagögn eins og áður hefur verið greint frá24, þar sem núverandi sandur gýs með 'Pomici Principali'25 og 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Ennfremur réðust PS útfellingar inn og aflöguðu efsta MS-lagið (Mynd 7d). Þetta burðarvirki bendir til þess að gaslínan tvö, T, sé ekki bara tvö gasleiðsla. myndun pagóðunnar: a) þéttleiki mjúka botnfallsins minnkar eftir því sem gas fer inn að neðan;b) gas-setblandan hækkar, sem er sá samdráttur, misbrestur og brot veldur MS-útfellingum (Mynd 7). Sambærilegur myndunarbúnaður hefur verið lagður fram fyrir pagodas sem tengjast gashýdrötum í Suður-Skotíuhafi (Suðurskautslandinu). af MS bylgjum og miðað við jarðlagafræði BdM þyngdarkjarna, þá ályktum við að myndunaraldur pagóðumannvirkjanna sé minni en um 14–12 ka. Ennfremur er vöxtur þessara mannvirkja enn virkur (Mynd 7d) þar sem sumar pagodar hafa ráðist inn og afmyndað yfirliggjandi núverandi BdM7d (Fig 7d).
Misbrestur pagóðunnar á að komast yfir núverandi hafsbotn bendir til þess að (a) gasaukning og/eða staðbundin stöðvun á gas-setiblöndun og/eða (b) hugsanlegt hliðarflæði gas-setblöndunnar leyfir ekki staðbundnu yfirþrýstingsferli. Samkvæmt diapir kenningamódelinu52 sýnir hliðarflæðið neikvætt jafnvægi á milli hraða flutnings og lofttegundar og upp á milli hraða flutnings-gass áleiðis. framboðshraðinn getur tengst aukningu á þéttleika blöndunnar vegna hvarfs gasgjafans. Niðurstöðurnar sem teknar eru saman hér að ofan og flotstýrð hækkun pagóðunnar gera okkur kleift að áætla loftsúluhæð hg. Flotkrafturinn er gefinn með ΔP = hgg (ρw – ρg), þar sem g er þyngdarafl (9,8 m/s) vatnsmagn og ρg virðing vatns og ρg virðing. ΔP er summan af áður reiknuðum Pdef og litóstatískum þrýstingi Plith setplötunnar, þ.e. ρsg h, þar sem ρs er setþéttleiki. Í þessu tilviki er gildi hg sem krafist er fyrir æskilegt flot gefið með hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw)/[g (ρw) ] – ρg (ρw) ] – ρ0 = P.0 = hg (m) . sjá hér að ofan), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg er hverfandi vegna þess að ρw ≫ρg.Við fáum hg = 245 m, gildi sem táknar dýpt botns GSL.ΔP er 2,4 MPa, sem þarf til að rjúfa yfirþrýsting og Bds.
Samsetning BdM gassins er í samræmi við möttulsuppsprettur sem eru breyttar með því að bæta við vökva í tengslum við kolefnislosunarhvörf jarðskorpubergs (mynd 6). Gróf EW uppröðun BdM hvelfinga og virkra eldfjalla eins og Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuvius, ásamt heildarsamsetningu lofttegundanna sem losuð eru fyrir neðan, benda til þess að eldfjallasvæðið sem losað hefur verið frá Na og fleirri blöndu af eldfjallasvæðinu sem losnar frá manneskjunni. fleiri jarðskorpuvökvar fara frá vestri (Ischia) til austurs (Somma-Vesuivus) (mynd 1b og 6).
Við höfum komist að þeirri niðurstöðu að í Napólí-flóa, nokkrum kílómetrum frá höfninni í Napólí, er 25 km2 breitt hvelfinglaga mannvirki sem verður fyrir áhrifum af virku afgasunarferli og stafar af staðsetningu pagóða og hauga. Eins og er benda BdM undirskriftir til þess að órói sem ekki er kviku53 geti verið fyrir losun fósturvökva og eldgosa í fósturvísum og eldgos. ætti að innleiða til að greina þróun fyrirbæra og greina jarðefnafræðileg og jarðeðlisfræðileg merki sem gefa til kynna hugsanlegar kvikutruflanir.
Hljóðsúlusnið (2D) voru tekin á SAFE_2014 (ágúst 2014) siglingu á R/V Urania (CNR) af National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Hljóðsýnataka var framkvæmd af vísindalegum geislaskiptingar bergmálsmælir Simrad EK60 sem starfaði á 38 kHz meðalhraða. undirmyndir voru notaðar til að bera kennsl á vökvalosun og nákvæmlega skilgreina staðsetningu þeirra á söfnunarsvæðinu (á milli 74 og 180 m bsl). Mældu eðlisfræðilegar og efnafræðilegar breytur í vatnssúlunni með því að nota multiparameter rannsaka (leiðni, hitastig og dýpt, CTD).Gögnum var safnað með CTD 911 rannsaka (SeaBird, SBird, SB, 32, hugbúnaður útgáfa) og vinnslu, Electronics, Inc. .2). Sjónræn skoðun á hafsbotni var framkvæmd með því að nota „Pollux III“ (GEItaliana) ROV tæki (fjarstýrt farartæki) með tveimur (lág og háskerpu) myndavélum.
Fjölgeislagagnaöflun var framkvæmd með því að nota 100 KHz Simrad EM710 fjölgeisla sónarkerfi (Kongsberg). Kerfið er tengt við mismunadrifsheimsstaðsetningarkerfi til að tryggja undirmæliskekkjur í geislastaðsetningu. Hljóðpúlsinn hefur tíðnina 100 KHz, hleyppúls upp á 150° opnunarhraða í hljóðgráðum og 40 gráður í raun. tími á meðan á öflun stóð. Gögn voru unnin með PDS2000 hugbúnaði (Reson-Thales) í samræmi við staðla International Hydrographic Organization (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) fyrir siglingar og sjávarfallaleiðréttingu. Hávaðaminnkun vegna hljóðfæratoppa fyrir slysni og léleg gæði geislaútilokunar var framkvæmt með hljóðeinangrun og velocity-útilokun. kjölstöð sem staðsett er nálægt fjölgeislamælinum og sækir og beitir rauntíma hljóðhraðaprófílum í vatnssúlunni á 6-8 klukkustunda fresti til að veita rauntíma hljóðhraða fyrir rétta geislastýringu. Allt gagnasafnið samanstendur af um það bil 440 km2 (0-1200 m dýpi). Gögnin voru notuð til að útvega háupplausn stafrænt landfrumulíkan (D.TM) sem einkennist af stafrænu landfrumulíkani í háum upplausn (D.TM)1a) var gert með landslagsgögnum (>0 m yfir sjávarmáli) sem ítölsku landhernaðarstofnunin aflaði í 20 m rist frumustærð.
55 kílómetra háupplausn einrásar jarðskjálftagagnasnið, safnað í öruggum siglingum á sjó árin 2007 og 2014, náði yfir svæði sem var um það bil 113 ferkílómetrar, bæði á R/V Urania. Marisk snið (td L1 jarðskjálftasnið, mynd 1b) voru fengin með því að nota kerfið með 55 kílómetra skjálftakerfi. rann þar sem uppspretta og móttakari eru settir. Upprunaundirskriftin samanstendur af einum jákvæðum toppi sem einkennist á tíðnisviðinu 1-10 kHz og gerir kleift að leysa endurskinsmerki aðskilin með 25 cm. Örugg skjálftasnið voru fengin með því að nota 1,4 Kj multi-tip Geospark jarðskjálftauppsprettu sem tengist Geotrace kerfisins a System a K6. z uppspretta sem kemst í allt að 400 millisekúndur í mjúku seti undir hafsbotni, með fræðilega lóðrétta upplausn upp á 30 cm. Bæði Safe og Marsik tækin voru fengin á hraðanum 0,33 skot/sek með skipshraða <3 Kn. Gögn voru unnin og kynnt með Geosuite Allworks eftirfarandi hugbúnaði með því að nota Geosuite Allworks-súlu, d6, IH, vatnssúlu, d6 síun og AGC.
Gasinu úr neðansjávarfúmarólinu var safnað saman á hafsbotninn með því að nota plastkassa með gúmmíþind á efri hliðinni, settur á hvolf af ROV yfir loftopið. Þegar loftbólur sem koma inn í kassann hafa alveg komið í stað sjávarvatnsins, er ROV aftur á 1 m dýpi og kafarinn flytur safnað gas í gegnum tvö gúmmígúmmí gler með 6 gúmmí 6 mL. n stöðvunarkranar þar sem Einn var fylltur með 20 mL af 5N NaOH lausn (flaska af Gegenbach-gerð). Helstu sýrugastegundirnar (CO2 og H2S) eru leystar upp í basísku lausninni, en lágleysanlegu gastegundirnar (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 og létt kolvetni í samrunalofti) eru geymdar í lágleysanlegu lofti í flöskum með efnafræðilegri lofttegund. (GC) með Shimadzu 15A búin með 10 m langri 5A sameinda sigtsúlu og hitaleiðniskynjara (TCD) 54. Argon og O2 voru greind með Thermo Focus gasskiljun sem búinn var 30 m langri háræða sameinda sigtissúlu og TCD gasi með 14 létt vetniskolefnisgreiningu með 14 Shimad kolefnisgreiningu. 0 m löng súla úr ryðfríu stáli pakkað með Chromosorb PAW 80/100 möskva, húðuð með 23% SP 1700 og logajónunarskynjara (FID). Vökvafasinn var notaður við greiningu á 1) CO2, as, títraður með 0,5 N HCl lausn (Metrohm Basic Titrino) og 2, 5 m H2S, eftir H2S oxun, 3, H L, og 2) litskiljun (IC) (IC) (Wantong 761). Greiningarvillan við títrun, GC og IC greiningu er minni en 5%.Eftir staðlaðar útdráttar- og hreinsunaraðferðir fyrir gasblöndur, var 13C/12C CO2 (táð sem δ13C-CO2% og V-PDB) greind með því að nota Care-metin Delta S staðalinn og Vinraringan Delta S staðal nákvæmni. cenzo marmari (innri), NBS18 og NBS19 (alþjóðlegur), en greiningarvilla og endurgerðanleiki voru ±0,05% og ±0,1%, í sömu röð.
δ15N (gefin upp sem % á móti lofti) og 40Ar/36Ar voru ákvörðuð með því að nota Agilent 6890 N gasskiljun (GC) tengd við Finnigan Delta plusXP samfellt flæðismassagreiningarmæli. Greiningarvillan er: δ15N±0,1%, 36Ar<Arop%, 36Ar<Arop%, 36Ar <Arop%, 36Ar <Arop% hlutfall. þar sem R er 3He/4He mælt í sýninu og Ra er sama hlutfall í andrúmsloftinu: 1,39 × 10−6)57 var ákvarðað á rannsóknarstofu INGV-Palermo (Ítalíu) 3He, 4He og 20Ne voru ákvörðuð með tvöföldum safnara massarófsmæli (Helix SFT-Alysna-villa af 0,8 Ney-GVI). eyðurnar fyrir He og Ne eru <10-14 og <10-16 mól, í sömu röð.
Hvernig á að vitna í þessa grein: Passaro, S. o.fl. Hækkun sjávarbotns knúin áfram af afgasunarferli sýnir verðandi eldvirkni meðfram ströndinni.vísindi.Rep.6, 22448;Doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Jarðfræði og líffræði nútíma og fornra kolvetnisrenna á hafsbotni og loftræstingar: kynning. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP The global occurrence of gas hydrates.Í Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (ritstj.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circulation.Í: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (ritstj.) 29–52 (Report of the Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlín (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Uppbygging og gangverki vatnshitakerfa í miðhafshryggnum.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Núverandi skoðanir á gashýdratauðlindum.orku.og umhverfi.vísindum.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Innri uppbygging og gossaga kílómetra-skala leðjueldfjallakerfis í Suður-Kaspíahafi. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. o.fl. Sjávarbotnseiginleikar sem tengjast sigi kolvetnis úr djúpsjávarkarbónat leðjuhaugum í Cadizflóa: frá leðjuflæði til karbónatsetja. Landafræði March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Þrívíddarskjálftamynd af kílómetra-skala vökvaflóttaleiðslum undan strönd Namibíu. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vökvaflæðiseiginleikar í olíu- og gasleiðslukerfum: Hvað segja þeir okkur um þróun vatnasviða?Mars Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Lóðrétt þróun á losunarbyggingu Neogene Quarternary vökva í tengslum við gasflæði í Neðra Kongó-svæðinu, undan Angóla. Mars Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY o.fl.Hydrothermal and tectonic activity in northern Yellowstone Lake, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. The Tyrrhenian Basin and the Apennine Arc: Kinematic Relationships Since the Late Totonian.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Tectonic and crustal structure at the continental marg of Campania: tengsl við eldvirkni. steinefni.bensín.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Hlutfallslegt hlutverk sprunguhækkunar og kvikulyftingarferla: ályktun frá jarðeðlisfræðilegum, byggingar- og jarðefnafræðilegum gögnum í Napólí eldfjallasvæðinu (suður Ítalíu). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanisms of recent lóðrétta jarðskorpuhreyfingar í Campi Flegrei gígnum á Suður-Ítalíu.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, bls. 1-47 (1991).
Orsi, G. o.fl. Skammtíma aflögun og jarðskjálftavirkni í hreiðri Campi Flegrei gígnum (Ítalíu): dæmi um virkan massabata á þéttbýlu svæði.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., og Saccorotti, G. Vatnshitauppruni viðvarandi langtíma 4D virkni í Campi Flegrei eldfjallasamstæðunni á Ítalíu.J.Eldfjalla.jarðvarmalón.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. og Mastrolorenzo, G. Rapid differentiation in sill-like kvikulón: dæmisögu úr Campi Flegrei gígnum.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR tímaraðir, fylgnigreining og tímafylgnilíkan sýna mögulega tengingu Campi Flegrei og Vesuvius.J.Eldfjall.jarðvarmalón.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Structural and stratigraphic structure of the first half of the Tyrrhenian graben (Gulf of Naples, Italy).Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Uppsprettur kolefnis í eldfjallaöskugasi frá Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon jarðlagafræði: Viðbrögð við sjávarborðsfalli og tectonic upplyftingu á ytra landgrunni (Austur Tyrrhenian jaðar, Ítalía). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).