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우리는 나폴리 항구(이탈리아)에서 수 킬로미터 떨어진 해상에서 활발한 해저 융기와 가스 배출의 증거를 보고합니다. pockmarks, mounds 및 craters는 해저의 특징입니다. 이러한 형성은 오늘날 해저에 영향을 미치는 탑, 단층 및 습곡을 포함한 얕은 지각 구조의 꼭대기를 나타냅니다. 그들은 맨틀 용융물과 지각 암석의 탈탄소화 반응에서 헬륨과 이산화탄소의 상승, 가압 및 방출을 기록했습니다. 이러한 가스는 이스키아, 캄피 플레그레 및 소마-베수비오의 열수 시스템에 공급되는 가스와 유사할 가능성이 높으며, 이는 나폴리 만 아래에 지각 유체와 혼합된 맨틀 공급원을 시사합니다. 가스 리프트 및 가압 과정으로 인한 해저 팽창 및 파열에는 2-3 MPa의 과압이 필요합니다. 해저 융기, 단층 및 가스 배출은 해저 분출 및/또는 열수 폭발.
심해 열수(열수 및 가스) 방출은 중앙 해령과 수렴 판 경계(섬 호의 잠긴 부분 포함)의 공통적인 특징인 반면, 가스 하이드레이트(염화물)의 차가운 방출은 종종 대륙붕과 수동 경계의 특징입니다.1, 2, 3, 4, 5. 해안 지역에서 해저 열수 방출이 발생한다는 것은 대륙 지각 및/또는 맨틀 내의 열원(마그마 저장소)을 의미합니다. 이러한 방출은 지구 ​​지각의 최상층을 통한 마그마 상승에 앞서 화산 해산의 분출 및 정위치로 절정에 달할 수 있습니다.6. 따라서 (a) 활성 해저 변형과 관련된 형태와 (b) 이탈리아 나폴리의 화산 지역(인구 약 100만 명)과 같은 인구가 많은 해안 지역 근처의 가스 배출을 식별하는 것은 가능한 화산을 평가하는 데 중요합니다. 얕은 분출. 또한, 심해 열수 가스 또는 하이드레이트 가스 배출은 지질학적 및 생물학적 특성으로 인해 비교적 잘 알려져 있지만, 예외는 얕은 물과 관련된 형태학적 특징이며, 12호 호수에서 발생하는 경우를 제외하고는 기록이 비교적 적습니다.여기에서 우리는 나폴리 항구에서 약 5km 떨어진 나폴리 만(이탈리아 남부)에서 가스 배출의 영향을 받는 수중, 형태학적 및 구조적으로 복잡한 지역에 대한 새로운 수심 측량, 지진, 수주 및 지구화학 데이터를 제시합니다.이 데이터는 R/V Urania에 탑승한 SAFE_2014(2014년 8월) 크루즈 동안 수집되었습니다.우리는 가스 배출이 발생하는 해저 및 지하 구조를 설명하고 해석하고, 배출 유체의 근원을 조사하고, 가스 상승과 관련 변형을 조절하는 메커니즘을 식별하고 특성화하고, 화산학적 영향을 논의합니다.
나폴리 만은 플리오-제4기 서쪽 경계, 이스키아(서기 150-1302년경), 캄피 플레그레 분화구(서기 300-1538년경) 및 소마-베수비오(서기 360-1944년)의 동서 방향으로 길쭉한 캄파니아 지각 침강13,14,15를 형성합니다. 이러한 배열은 만을 북쪽으로 한정하고 서기15, 남쪽은 소렌토 반도와 경계를 이룹니다(그림 1a). 나폴리 만은 우세한 북동-남서 및 2차 북서-남동 방향의 중요한 단층의 영향을 받습니다(그림 1)14,15. 이스키아, 캄피 플레그레이 및 소마-베수비오는 열수 현상, 지반 변형 및 얕은 지진 활동16,17,18(예: 캄피 플레그레이에서 발생한 난류 사건)이 특징입니다. 1982-1984년, 1.8m의 융기와 수천 건의 지진 발생).최근 연구19,20에 따르면 소마-베수비오의 역학과 캄피 플레그레의 역학 사이에 연관성이 있을 수 있으며, 이는 '깊은' 단일 마그마 저류층과 관련이 있을 수 있습니다.캄피 플레그레이의 마지막 36ka와 소마 베수비오의 18ka에 걸친 화산 활동과 해수면 진동은 나폴리 만의 퇴적 시스템을 제어했습니다.마지막 빙하기 최대기(18ka)의 낮은 해수면은 해안에서 멀리 떨어진 얕은 퇴적 시스템의 후퇴로 이어졌고, 이는 이후 플라이스토세-홀로세 동안의 침범 사건으로 채워졌습니다.이스키아 섬 주변과 캄피 플레그레 해안, 소마-베수비오 산 근처에서 잠수함 가스 배출이 감지되었습니다(그림 1b).
(a) 대륙붕과 나폴리만의 형태적, 구조적 배열 15, 23, 24, 48. 점은 주요 해저 분출 중심지입니다. 붉은 선은 주요 단층을 나타낸다.(b) 유체 분출구(점)와 지진선의 흔적(검은 선)이 감지된 나폴리 만의 수심 측량.노란색 선은 그림 6에 보고된 지진선 L1과 L2의 궤적이다.Banco della Montagna(BdM) 돔형 구조의 경계는 (a, b)에서 파란색 점선으로 표시되어 있다.노란색 사각형은 음향 수주 프로파일의 위치를 ​​표시하고, CTD-EMBlank, CTD-EM50 및 ROV 프레임은 그림 5에 보고되어 있다.노란색 원은 샘플링 가스 방출 위치를 표시하고, 그 구성은 표 S1에 나와 있다.Golden Software(http://www.goldensoftware.com/products/surfer)는 Surfer® 13에서 생성한 그래픽을 사용한다.
SAFE_2014(2014년 8월) 크루즈 동안 얻은 데이터를 기반으로(방법 참조), 1m 해상도의 나폴리 만의 새로운 디지털 지형 모델(DTM)이 구축되었습니다. DTM은 나폴리 항구 남쪽의 해저가 완만한 남쪽을 향한(경사 ≤3°) 표면으로 특징지어지며, 지역적으로 Banco della Montagna(BdM)로 알려진 5.0 x 5.3km의 돔형 구조물이 가로지르는 것을 보여줍니다. 그림. 1a,b).BdM은 주변 해저보다 15~20m 높은 약 100~170m 깊이에서 발달합니다.BdM 돔은 280개의 준원형에서 타원형 마운드(그림 2a), 665개의 원뿔, 30개의 구덩이(그림 3 및 4)로 인해 마운드와 같은 형태를 보였습니다.마운드의 최대 높이와 ​​원주는 각각 22m와 1,800m입니다.마운드의 원형도[C = 4π(면적/둘레2)]는 둘레가 증가함에 따라 감소했습니다(그림 2b).마운드의 축 비율은 1~6.5 사이였으며, 축 비율이 >2인 마운드는 선호하는 N45°E + 15° 주향과 더 분산된 2차, 더 분산된 N105°E~N145°E 주향을 보였습니다(그림 2c). BdM 평면과 마운드 위에는 단일 또는 정렬된 원뿔이 존재합니다(그림 3a, b). 원뿔형 배열은 위치한 마운드의 배열을 따릅니다. 곰보 자국은 일반적으로 평평한 해저에 위치하며(그림 3c) 가끔 마운드에 위치합니다. 원뿔과 곰보 자국의 공간 밀도는 우세한 북동-남서 정렬이 BdM 돔의 북동쪽과 남서쪽 경계를 한정한다는 것을 보여줍니다(그림 4a, b). 덜 확장된 북서-남동쪽 경로는 중앙 BdM 지역에 위치합니다.
(a) Banco della Montagna(BdM) 돔의 디지털 지형 모델(셀 크기 1m).(b) BdM 마운드의 둘레와 원형도.(c) 마운드를 둘러싼 최적 타원의 장축의 축비와 각도(방향).디지털 지형 모델의 표준 오차는 0.004m입니다. 둘레와 원형도의 표준 오차는 각각 4.83m와 0.01이고, 축비와 각도의 표준 오차는 각각 0.04와 3.34°입니다.
그림 2는 DTM에서 추출한 BdM 지역의 식별된 원뿔, 분화구, 마운드 및 구덩이에 대한 세부 정보를 보여줍니다.
(a) 평평한 해저의 정렬 원뿔; (b) NW-SE 가느다란 마운드의 원뿔과 분화구; (c) 가볍게 경사진 표면의 움푹 들어간 자국.
(a) 탐지된 크레이터, 구덩이 및 활성 가스 방출의 공간 분포.(b) (a)에서 보고된 크레이터 및 구덩이의 공간 밀도(개수/0.2 km2).
우리는 2014년 8월 SAFE_2014 항해 중에 획득한 ROV 수주 에코 사운더 이미지와 해저 직접 관찰을 통해 BdM 지역에서 37개의 기체 방출을 식별했습니다(그림 4 및 5). 이러한 방출의 음향 이상은 해저에서 솟아오르는 수직으로 길쭉한 모양을 보이며, 수직 범위는 12~70m입니다(그림 5a). 어떤 곳에서는 음향 이상 현상이 거의 연속적인 "열차"를 형성했습니다. 관찰된 거품 플룸은 연속적이고 밀도가 높은 거품 흐름에서 수명이 짧은 현상까지 매우 다양합니다(보충 영상 1). ROV 검사를 통해 해저 유체 분출구의 발생을 시각적으로 확인할 수 있으며 해저에 작은 pockmark가 강조 표시되며 때로는 빨간색에서 주황색 퇴적물로 둘러싸여 있습니다(그림 5b). 어떤 경우에는 ROV 채널에서 방출이 다시 활성화됩니다. 분출구 형태는 수주에 플레어가 없는 상단에 원형 구멍이 보입니다. 배출 지점 바로 위 수주의 pH는 상당한 감소를 보였으며, 더 산성 조건은 국부적으로(그림 5c, d).특히, 75m 깊이에서 BdM 가스 배출 위의 pH는 8.4(70m 깊이에서)에서 7.8(75m 깊이에서)로 감소했습니다(그림 5c).반면 나폴리 만의 다른 지점은 8.3과 8.5 사이의 깊이 구간에서 pH 값이 0~160m 사이였습니다(그림 5d).나폴리 만의 BdM 지역 안팎의 두 지점에서는 해수 온도와 염도의 상당한 변화가 없었습니다.70m 깊이에서 온도는 15°C이고 염도는 약 38 PSU입니다(그림 5c, d).pH, 온도 및 염도 측정 결과: a) BdM 탈기 프로세스와 관련된 산성 유체의 참여 및 b) 열 유체 및 염수의 부재 또는 매우 느린 배출.
(a) 음향 수주 프로파일의 수집 창(에코미터 Simrad EK60). BdM 지역에 위치한 EM50 유체 배출구(해발 아래 약 75m)에서 감지된 가스 플레어에 해당하는 수직 녹색 대역. 바닥과 해저 다중 신호도 표시됨. (b) BdM 지역에서 원격 조종 차량으로 수집. 단일 사진에는 빨간색에서 주황색 퇴적물로 둘러싸인 작은 분화구(검은색 원)가 나와 있음. (c, d) SBED-Win32 소프트웨어(Seasave, 버전 7.23.2)를 사용하여 처리한 다중 매개변수 프로브 CTD 데이터. 유체 배출구 EM50(패널 c) 위 수주와 Bdm 배출 영역 외부 수주(d)의 선택된 매개변수(염도, 온도, pH 및 산소) 패턴.
우리는 2014년 8월 22일과 28일 사이에 연구 지역에서 세 가지 가스 샘플을 수집했습니다.이 샘플은 CO2(934-945 mmol/mol)가 지배적인 유사한 구성을 보였으며, 그 다음으로 N2(37-43 mmol/mol), CH4(16-24 mmol/mol) 및 H2S(0.10 mmol/mol) -0.44 mmol/mol의 관련 농도가 뒤따랐습니다. 반면 H2와 He는 덜 풍부했습니다(각각 <0.052 및 <0.016 mmol/mol)(그림 1b; 표 S1, 보충 동영상 2). 또한 비교적 높은 농도의 O2와 Ar이 측정되었습니다(각각 최대 3.2 및 0.18 mmol/mol). 가벼운 탄화수소의 합은 0.24~0.30 mmol/mol이며 C2-C4 알칸, 방향족(주로 벤젠), 프로펜 및 황 함유 화합물(티오펜)로 구성됩니다. 40Ar/36Ar 값은 공기(295.5)와 일치하지만 샘플 EM35(BdM 돔)는 304의 값을 가지고 있어 40Ar이 약간 초과됨을 보여줍니다.δ15N 비율은 공기보다 높았고(공기 대비 최대 +1.98%), δ13C-CO2 값은 V-PDB 대비 -0.93~0.44% 범위였습니다.R/Ra 값(4He/20Ne 비율을 사용하여 대기 오염을 보정한 후)은 1.66~1.94 사이였으며, 이는 맨틀 He의 상당 부분이 존재함을 나타냅니다.헬륨 동위 원소를 CO2와 안정 동위 원소 22와 결합함으로써 BdM의 배출원을 더욱 명확히 할 수 있습니다.δ13C 대비 CO2/3He의 CO2 맵(그림 6)에서 BdM 가스 조성을 이스키아, 캄피 플레그레이 및 소마-베수비오 분기공.그림 6은 또한 BdM 가스 생성에 관여할 수 있는 세 가지 다른 탄소원, 즉 용해된 맨틀 유래 용융물, 유기물이 풍부한 퇴적물 및 탄산염 간의 이론적인 혼합선을 보고합니다.BdM 샘플은 캄파니아 화산 3개가 나타내는 혼합선에 있습니다.즉, 맨틀 가스(데이터를 맞추기 위해 고전적 MORB에 비해 이산화탄소가 약간 더 많다고 가정)와 지각 탈탄소화로 인한 반응 간의 혼합입니다.결과 가스 암석.
석회암과 유기 퇴적물의 맨틀 구성과 최종 멤버 간의 혼합 선이 비교를 위해 보고되었습니다. 상자는 이스키아, 캄피 플레그레이, 소마-베스비우스의 분기공 지역을 나타냅니다 59, 60, 61. BdM 샘플은 캄파니아 화산의 혼합 경향을 보입니다. 혼합 선의 최종 멤버 가스는 탄산염 광물의 탈탄 반응에 의해 생성된 가스인 맨틀 소스입니다.
지진 단면 L1 및 L2(그림 1b 및 7)는 BdM과 Somma-Vesuvius(L1, 그림 7a) 및 Campi Flegrei(L2, 그림 7b) 화산 지역의 먼 지층 순서 사이의 전이를 보여줍니다.BdM은 두 개의 주요 지진 형성(그림 7의 MS 및 PS)이 존재하는 것이 특징입니다.위의 것(MS)은 높음에서 중간 진폭과 측면 연속성의 준평행 반사체를 보여줍니다(그림 7b, c).이 층에는 마지막 빙하 최대(LGM) 시스템에 의해 끌려온 해양 퇴적물이 포함되며 모래와 점토로 구성됩니다23.아래 PS 층(그림 7b-d)은 기둥 또는 모래시계 모양의 혼돈에서 투명으로의 단계가 특징입니다.PS 퇴적물의 상단은 해저 마운드를 형성했습니다(그림 7d).이러한 다이어피어와 같은 기하학은 PS 투명 물질이 최상단 MS 퇴적물.융기는 MS 층과 BdM 해저의 현재 퇴적물에 영향을 미치는 습곡과 단층의 형성을 담당합니다(그림 7b-d).MS 지층 간격은 L1 단면의 ENE 부분에서 명확하게 박리되는 반면, MS 시퀀스의 일부 내부 레벨에 의해 덮인 가스 포화층(GSL)의 존재로 인해 BdM 쪽으로 하얗게 변합니다(그림 7a).투명한 지진층에 해당하는 BdM 상단에서 수집한 중력 코어는 최상단 40cm가 최근까지 퇴적된 모래로 구성되어 있음을 나타냅니다. )24,25 및 "나폴리 황응회암"(14.8 ka)26의 캄피 플레그레이 폭발 분출에서 나온 부석 조각.PS 층의 투명한 상태는 혼란스러운 혼합 과정만으로는 설명할 수 없습니다.나폴리 만의 BdM 외부에서 발견되는 산사태, 진흙 흐름 및 화산쇄설류와 관련된 혼란스러운 층은 음향적으로 불투명하기 때문입니다.21,23,24. 관찰된 BdM PS 지진상과 해저 노두 PS 층(그림 7d)의 모습은 천연가스의 융기를 반영한다고 결론지었습니다.
(a) 기둥형(탑) 공간 배열을 보여주는 단일 트랙 지진 프로파일 L1(그림 1b의 항해 추적).탑은 부석과 모래의 혼란스러운 퇴적물로 구성되어 있습니다.탑 아래에 존재하는 가스 포화층은 더 깊은 지층의 연속성을 제거합니다.(b) 해저 마운드, 해양(MS), 부석 모래 퇴적물(PS)의 절개와 변형을 강조하는 단일 채널 지진 프로파일 L2(그림 1b의 항해 추적).(c) MS와 PS의 변형 세부 사항은 (c, d)에 보고됩니다.최상층 퇴적물에서 속도를 1580m/s로 가정하면 100ms는 수직적 척도에서 약 80m를 나타냅니다.
BdM의 형태학적 및 구조적 특성은 전 세계적으로 다른 해저 열수 및 가스 하이드레이트 지대와 유사하며2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 종종 융기(천장 및 마운드) 및 가스 방출(원뿔, 구덩이)과 관련이 있습니다.BdM 정렬 원뿔 및 구덩이와 길쭉한 마운드는 구조적으로 제어된 투과성을 나타냅니다(그림 2 및 3).마운드, 구덩이 및 활성 통풍구의 공간적 배열은 분포가 NW-SE 및 NE-SW 충격 균열에 의해 부분적으로 제어됨을 시사합니다(그림 4b).이것은 Campi Flegrei 및 Somma-Vesuvius 화산 지역과 나폴리 만에 영향을 미치는 단층계의 선호되는 주향입니다.특히 전자의 구조는 Campi Flegrei 분화구에서 열수 방출의 위치를 ​​제어합니다35.따라서 단층과 나폴리만의 균열은 표면으로 가스가 이동하는 선호 경로를 나타내며, 이는 다른 구조적으로 제어되는 열수 시스템36,37에서도 공유되는 특징입니다. 주목할 점은 BdM 원뿔과 구덩이가 항상 마운드와 관련이 있는 것은 아니라는 것입니다(그림 3a,c). 이는 다른 저자들이 가스 하이드레이트 구역32,33에 대해 제안한 것처럼 이러한 마운드가 반드시 구덩이 형성의 전구체를 나타내는 것은 아니라는 것을 시사합니다. 우리의 결론은 돔 해저 퇴적물의 파괴가 항상 구덩이 형성으로 이어지지는 않는다는 가설을 뒷받침합니다.
수집된 세 가지 기체 배출물은 수열 유체의 전형적인 화학적 특징을 보이는데, 즉 주로 CO2와 상당한 농도의 환원 가스(H2S, CH4 및 H2) 및 가벼운 탄화수소(특히 벤젠 및 프로필렌)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45(표 S1)입니다. 잠수함 배출물에는 존재하지 않을 것으로 예상되는 대기 가스(예: O2)의 존재는 ROV가 해저에서 바다로 추출되어 반란을 일으키기 때문에 샘플링에 사용되는 플라스틱 상자에 저장된 가스와 접촉하여 해수에 용해된 공기로 인한 오염 때문일 수 있습니다. 반대로, 양의 δ15N 값과 ASW(공기 포화수)보다 상당히 높은 높은 N2/Ar(최대 480)은 대부분의 N2가 대기 외 소스에서 생성됨을 시사하며 이러한 가스의 주된 수열 기원과 일치합니다. BdM 가스의 열수-화산 기원은 다음을 통해 확인됩니다. CO2 및 He 함량과 그 동위원소 특징.탄소 동위 원소(δ13C-CO2 -0.93% ~ +0.4%) 및 CO2/3He 값(1.7 × 1010 ~ 4.1 × 1010)은 BdM 샘플이 나폴리 만의 맨틀 끝 구성원 주변의 혼합된 분기공 경향과 탈탄소화 반응에 의해 생성된 가스 간의 관계(그림 6)에 속함을 시사합니다.더 구체적으로, BdM 가스 샘플은 인접한 캄피 플레그레이 및 소마-베우시부스 화산의 유체와 거의 같은 위치에서 혼합 경향을 따라 위치합니다.그들은 맨틀 끝부분에 더 가까운 이스키아 분기공보다 더 지각적입니다.소마-베수비오 및 캄피 플레그레이는 BdM(R/Ra 사이)보다 더 높은 3He/4He 값(R/Ra 2.6 ~ 2.9 사이)을 갖습니다. 1.66 및 1.96; 표 S1). 이는 방사성 He의 첨가 및 축적이 소마-베수비오 화산과 캄피 플레그레이 화산에 에너지를 공급한 것과 동일한 마그마 공급원에서 유래했음을 시사합니다. BdM 배출물에서 유기 탄소 분획이 검출되지 않은 것은 유기 퇴적물이 BdM 탈기 과정에 관여하지 않음을 시사합니다.
위에 보고된 데이터와 해저 가스가 풍부한 지역과 관련된 돔형 구조의 실험 모델에서 얻은 결과를 바탕으로, 심부 가스 가압이 킬로미터 규모의 BdM 돔 형성의 원인일 수 있습니다.BdM 볼트로 이어지는 과압 Pdef를 추정하기 위해 수집된 형태 및 지진 데이터에서 BdM 볼트가 변형된 연성 점성 퇴적물보다 반지름 a가 큰 준원형 시트라고 가정하여 박판 역학 모델33,34을 적용했습니다.수직 최대 변위 w와 두께 h(보충 그림 S1).Pdef는 총 압력과 암석 정압의 차이에 수주 압력을 더한 것입니다.BdM에서 반지름은 약 2,500m, w는 20m, 지진 프로파일에서 추정된 최대 h는 약 100m입니다.다음 관계식에서 Pdef 46Pdef = w 64 D/a4를 계산합니다.여기서 D는 휨 강성입니다. D는 (E h3)/[12(1 – ν2)]로 주어지며, 여기서 E는 퇴적물의 탄성 계수이고 ν는 포아송 비(~0.5)33입니다. BdM 퇴적물의 기계적 성질을 측정할 수 없기 때문에 BdM14,24과 유사한 해안 모래 퇴적물에 대한 합리적인 값인 E = 140 kPa로 설정했습니다. 실트질 점토 퇴적물에 대해 문헌에 보고된 더 높은 E 값(300 < E < 350,000 kPa)33,34은 고려하지 않습니다. BDM 퇴적물은 실트나 실트질 점토24가 아닌 주로 모래로 구성되기 때문입니다. Pdef = 0.3 Pa를 얻었는데, 이는 Pdef가 10-2에서 103 Pa까지 다양하고 낮은 값은 낮은 w/a 및/또는 what을 나타내는 가스 하이드레이트 분지 환경에서 해저 융기 과정의 추정치와 일치합니다. BdM, 퇴적물의 국소적 가스 포화 및/또는 기존 균열의 출현으로 인한 강성 감소도 파괴 및 그에 따른 가스 방출에 기여하여 관찰된 환기 구조의 형성을 허용할 수 있습니다.수집된 반사 지진 프로파일(그림 7)은 PS 퇴적물이 GSL에서 융기하여 위에 있는 MS 해양 퇴적물을 밀어 올려 마운드, 습곡, 단층 및 퇴적 절단을 초래했음을 나타냅니다(그림 7b, c).이는 14.8~12ka 오래된 부석이 상향 가스 수송 과정을 통해 더 어린 MS 층으로 관입되었음을 시사합니다.BdM 구조의 형태학적 특징은 GSL에서 생성된 유체 배출로 인해 생성된 과압의 결과로 볼 수 있습니다.해저에서 170m bsl48 이상까지 활발한 배출이 관찰된다는 점을 감안할 때 GSL 내의 유체 과압이 1,700kPa를 초과한다고 가정합니다.상향 이동 퇴적물의 가스는 또한 MS에 포함된 물질을 문지르는 효과가 있었으며, 이는 BdM25에서 샘플링된 중력 코어에 혼돈 퇴적물이 존재하는 이유를 설명합니다.또한 GSL의 과압은 복잡한 균열 시스템(그림 7b의 다각형 단층)을 생성합니다.총체적으로 "탑"49,50이라고 하는 이러한 형태, 구조 및 지층적 침하는 원래 오래된 빙하 형성의 2차 효과에 기인했으며 현재는 상승하는 가스31,33 또는 증발암50의 효과로 해석됩니다.캄파니아 대륙 가장자리에서 증발 퇴적물은 적어도 지각의 최상층 3km 내에서는 드뭅니다.따라서 BdM 탑의 성장 메커니즘은 퇴적물의 가스 상승에 의해 제어될 가능성이 높습니다.이 결론은 탑의 투명한 지진상(그림 7)과 이전에 보고된 중력 코어 데이터24에 의해 뒷받침됩니다. 모래가 'Pomici Principali'25와 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei에서 분출합니다.또한 PS 퇴적물이 최상단 MS 층을 침입하여 변형시켰습니다(그림 7d).이러한 구조적 배열은 탑이 단순한 가스 파이프라인이 아니라 융기하는 구조물을 나타낸다는 것을 시사합니다.따라서 두 가지 주요 과정이 탑의 형성을 지배합니다.a) 가스가 아래에서 들어오면서 연약한 퇴적물의 밀도가 감소합니다. b) 가스-퇴적물 혼합물이 상승하는데, 이는 관찰된 습곡, 단층 및 균열이 MS 퇴적물의 원인입니다(그림 7). 남스코샤해(남극)의 가스 하이드레이트와 관련된 탑에 대해서도 유사한 형성 메커니즘이 제안되었습니다. BdM 탑은 구릉 지역에 그룹으로 나타났으며, 수직 범위는 양방향 이동 시간(TWTT)으로 평균 70~100m였습니다(그림 7a). MS 파동이 존재하고 BdM 중력 코어의 지층을 고려할 때 탑 구조의 형성 연대는 약 14~12ka보다 짧다고 추론합니다. 또한 이러한 구조의 성장은 여전히 ​​활발합니다(그림 7d). 일부 탑이 현재의 BdM 모래를 침범하고 변형시켰기 때문입니다(그림 7d).
탑이 오늘날의 해저를 가로지르지 못한 것은 (a) 가스 상승 및/또는 가스-퇴적물 혼합의 국부적 중단, 및/또는 (b) 가스-퇴적물 혼합물의 가능한 측면 흐름이 국부적인 과압 과정을 허용하지 않는다는 것을 나타냅니다.다이아피르 이론 모델52에 따르면, 측면 흐름은 아래에서 진흙-가스 혼합물의 공급 속도와 탑이 위쪽으로 이동하는 속도 사이의 음의 균형을 보여줍니다.공급 속도의 감소는 가스 공급의 사라짐으로 인한 혼합물의 밀도 증가와 관련이 있을 수 있습니다.위에 요약된 결과와 부력에 의해 제어되는 탑의 상승을 통해 공기 기둥 높이 hg를 추정할 수 있습니다.부력은 ΔP = hgg(ρw – ρg)로 주어지며, 여기서 g는 중력(9.8 m/s2)이고 ρw와 ρg는 각각 물과 가스의 밀도입니다.ΔP는 이전에 계산된 Pdef와 퇴적판의 정역학적 압력 Plith, 즉 ρsg h, 여기서 ρs는 퇴적물 밀도입니다. 이 경우 원하는 부력에 필요한 hg 값은 hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]로 주어집니다. BdM에서는 Pdef = 0.3 Pa, h = 100m(위 참조)로 설정하고, ρw = 1,030 kg/m3, ρs = 2,500 kg/m3, ρg는 ρw ≫ρg이므로 무시할 수 있습니다. hg = 245m를 얻는데, 이는 GSL 바닥의 깊이를 나타내는 값입니다. ΔP는 2.4 MPa로, BdM 해저를 깨고 통풍구를 형성하는 데 필요한 과압입니다.
BdM 가스의 구성은 지각 암석의 탈탄소화 반응과 관련된 유체의 추가로 인해 변경된 맨틀 소스와 일치합니다(그림 6). 이스키아, 캄피 플레그레, 소마-베수비오와 같은 BdM 돔과 활화산의 대략적인 동서 정렬과 방출된 가스의 구성은 나폴리 화산 지역 전체 아래의 맨틀에서 방출된 가스가 혼합되어 있음을 시사합니다. 점점 더 많은 지각 유체가 서쪽(이스키아)에서 동쪽(소마-베수비오)으로 이동합니다(그림 1b 및 6).
우리는 나폴리 항구에서 수 킬로미터 떨어진 나폴리 만에 폭 25km2의 돔형 구조물이 있으며, 이는 활발한 가스 제거 과정의 영향을 받고 탑과 마운드의 배치로 인해 발생한다는 결론을 내렸습니다. 현재 BdM 시그니처는 비마그마성 난류53가 초기 화산 활동, 즉 마그마 및/또는 열 유체의 초기 방출보다 앞서 존재할 수 있음을 시사합니다. 현상의 진화를 분석하고 잠재적인 마그마성 교란을 나타내는 지구화학적 및 지구물리학적 신호를 감지하기 위해 모니터링 활동을 시행해야 합니다.
음향 수주 프로파일(2D)은 국립해양환경연구소(IAMC)에서 R/V Urania(CNR)를 타고 진행한 SAFE_2014(2014년 8월) 항해 중에 수집되었습니다. 음향 샘플링은 38kHz에서 작동하는 과학용 빔 분할 측심기 Simrad EK60을 사용하여 수행했습니다. 음향 데이터는 평균 속도 약 4km에서 기록되었습니다. 수집된 측심기 이미지는 유체 배출을 식별하고 수집 영역(74~180m bsl)에서 해당 위치를 정확하게 정의하는 데 사용되었습니다. 다중 매개변수 프로브(전도도, 온도 및 수심, CTD)를 사용하여 수주의 물리적 및 화학적 매개변수를 측정했습니다. 데이터는 CTD 911 프로브(SeaBird, Electronics Inc.)를 사용하여 수집하고 SBED-Win32 소프트웨어(Seasave, 버전 7.23.2)를 사용하여 처리했습니다. 해저의 시각적 검사는 "Pollux III"를 사용하여 수행했습니다. (GEItaliana) 두 개의 (저화질 및 고화질) 카메라가 장착된 ROV 장치(원격 조종 차량)입니다.
멀티빔 데이터 수집은 100 KHz Simrad EM710 멀티빔 소나 시스템(Kongsberg)을 사용하여 수행되었습니다. 이 시스템은 빔 위치 지정에서 미터법 미만의 오류를 보장하기 위해 차등 글로벌 위치 지정 시스템에 연결됩니다. 음향 펄스는 100 KHz의 주파수, 150° 각도의 발사 펄스 및 400개 빔의 전체 개방을 갖습니다. 수집하는 동안 실시간으로 음속 프로파일을 측정하고 적용합니다. 데이터는 항해 및 조수 보정을 위한 국제 수로 기구 표준(https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf)에 따라 PDS2000 소프트웨어(Reson-Thales)를 사용하여 처리했습니다. 우발적인 계기 스파이크 및 품질이 좋지 않은 빔 배제로 인한 소음 감소는 밴드 편집 및 디스파이킹 도구를 사용하여 수행되었습니다. 연속 음속 감지는 멀티빔 변환기 근처에 있는 용골 스테이션에서 수행되며 6~8시간마다 수주에서 실시간 음속 프로파일을 수집하고 적용하여 제공합니다. 적절한 빔 조향을 위한 실시간 음속.전체 데이터 세트는 약 440km2(0~1200m 깊이)로 구성됩니다.이 데이터는 1m 그리드 셀 크기를 특징으로 하는 고해상도 디지털 지형 모델(DTM)을 제공하는 데 사용되었습니다.최종 DTM(그림 1a)은 이탈리아 지질군사연구소에서 20m 그리드 셀 크기로 수집한 지형 데이터(해발 0m 이상)를 사용하여 수행되었습니다.
2007년과 2014년 안전한 해양 항해 중에 수집된 55킬로미터 고해상도 단일 채널 지진 데이터 프로파일은 R/V Urania에서 모두 약 113제곱킬로미터의 영역을 다루었습니다. Marisk 프로파일(예: L1 지진 프로파일, 그림 1b)은 IKB-Seistec 부머 시스템을 사용하여 얻었습니다. 수집 장치는 소스와 수신기가 배치된 2.5m 쌍동선으로 구성됩니다. 소스 시그니처는 주파수 범위 1-10kHz에서 특성화되는 단일 양의 피크로 구성되며 25cm 간격으로 분리된 반사체를 분해할 수 있습니다. 안전한 지진 프로파일은 Geotrace 소프트웨어(Geo Marine Survey System)와 연결된 1.4Kj 멀티팁 Geospark 지진 소스를 사용하여 수집되었습니다. 이 시스템은 해저 아래의 연약한 퇴적물에 최대 400밀리초까지 침투하는 1-6.02KHz 소스를 포함하는 쌍동선으로 구성됩니다. 이론적인 수직 분해능은 30cm입니다. Safe 장치와 Marsik 장치는 모두 혈관 속도 <3 Kn에서 초당 0.33회의 속도로 얻어졌습니다. 데이터는 다음 워크플로를 사용하여 Geosuite Allworks 소프트웨어를 사용하여 처리하고 제시했습니다. 확장 보정, 수주 뮤팅, 2-6 KHz 대역 통과 IIR 필터링 및 AGC.
수중 푸마롤의 가스는 윗면에 고무 다이어프램이 장착된 플라스틱 상자를 사용하여 해저에서 수집되었으며, ROV가 통풍구 위에 거꾸로 놓았습니다.상자에 들어오는 기포가 해수를 완전히 대체하면 ROV는 1m 깊이로 돌아가고 다이버는 수집된 가스를 고무 격막을 통해 테프론 스톱콕이 장착된 두 개의 사전 진공 처리된 60mL 유리 플라스크로 옮깁니다.플라스크 하나에는 5N NaOH 용액(게겐바흐형 플라스크) 20mL가 채워졌습니다.주요 산성 가스 종(CO2 및 H2S)은 알칼리성 용액에 용해되는 반면, 낮은 용해도 가스 종(N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 및 경질 탄화수소)은 샘플링 병 헤드스페이스에 저장됩니다.무기 낮은 용해도 가스는 10m 길이의 5A 분자가 장착된 Shimadzu 15A를 사용하여 가스 크로마토그래피(GC)로 분석했습니다. 체 컬럼과 열전도도 검출기(TCD) 54. 아르곤과 O2는 30m 길이의 모세관 분자체 컬럼과 TCD가 장착된 Thermo Focus 가스 크로마토그래피를 사용하여 분석했습니다. 메탄과 가벼운 탄화수소는 23% SP 1700으로 코팅된 Chromosorb PAW 80/100 메시로 채워진 10m 길이의 스테인리스 스틸 컬럼과 화염 이온화 검출기(FID)가 장착된 Shimadzu 14A 가스 크로마토그래피를 사용하여 분석했습니다. 액상은 1) CO2(as)를 0.5N HCl 용액(Metrohm Basic Titrino)으로 적정하고 2) H2S(as)를 5mL H2O2(33%)로 산화시킨 후 이온 크로마토그래피(IC)(IC)(Wantong 761)로 분석하는 데 사용했습니다. 적정, GC 및 IC 분석의 분석 오차는 5% 미만입니다. 가스 혼합물에 대한 표준 추출 및 정제 절차 후 13C/12C CO2 (δ13C-CO2% 및 V-PDB로 표현)은 Finningan Delta S 질량 분석기55,56를 사용하여 분석했습니다. 외부 정밀도를 추정하는 데 사용된 표준은 Carrara 및 San Vincenzo 대리석(내부), NBS18 및 NBS19(국제)였으며 분석 오차와 재현성은 각각 ±0.05% 및 ±0.1%였습니다.
δ15N(공기 대비 %로 표현) 값과 40Ar/36Ar은 Finnigan Delta plusXP 연속 흐름 질량 분석기와 연결된 Agilent 6890 N 가스 크로마토그래프(GC)를 사용하여 결정했습니다. 분석 오류는 다음과 같습니다. δ15N±0.1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. He 동위원소 비율(R/Ra로 표현, 여기서 R은 샘플에서 측정된 3He/4He이고 Ra는 대기에서 동일한 비율: 1.39 × 10−6)57은 INGV-Palermo(이탈리아)의 실험실에서 결정했습니다. 3He, 4He 및 20Ne은 He와 Ne를 분리한 후 이중 수집기 질량 분석기(Helix SFT-GVI)58를 사용하여 결정했습니다. 분석 오류 ≤ 0.3%. He와 Ne의 일반적인 공백은 <10-14 및 <10-16 mol입니다. 각각.
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