Ви благодариме што ја посетивте Nature.com. Верзијата на прелистувачот што ја користите има ограничена поддршка за CSS. За најдобро искуство, ви препорачуваме да користите ажуриран прелистувач (или да го исклучите режимот на компатибилност во Internet Explorer). Во меѓувреме, за да обезбедиме континуирана поддршка, ќе ја прикажеме страницата без стилови и JavaScript.
Пријавуваме докази за активно издигнување на морското дно и емисии на гас на неколку километри од брегот од пристаништето Неапол (Италија). Ударите, могилите и кратерите се карактеристики на морското дно. Овие формации ги претставуваат врвовите на плитки корски структури, вклучувајќи пагоди, раседи и набори кои влијаат на морското дно. топење на мантија и карпи од кора. Овие гасови се веројатно слични на оние што ги хранат хидротермалните системи на Ишија, Кампи Флегре и Сома-Везув, што укажува на извор на мантија измешан со течности од кора под Неаполскиот Залив. Подморската експанзија и прекин предизвикани од подигнувањето на гасот и процесот на прекумерен притисок нагоре. а емисиите на гас се манифестации на невулкански пресврти кои можат да навестат ерупции на морското дно и/или хидротермални експлозии.
Длабокоморските хидротермални празнења (топла вода и гас) се вообичаена карактеристика на средноокеанските гребени и конвергентните рабови на плочите (вклучувајќи потопени делови од островските лакови), додека ладните испуштања на гасни хидрати (хлатрати) често се карактеристични за континенталните гребени и пасивните рабови1,4,52. подрачјата на стеблото подразбираат извори на топлина (акумулации на магма) во рамките на континенталната кора и/или обвивка. Овие празнења може да му претходат на искачувањето на магмата низ најгорните слоеви на Земјината кора и да кулминираат со ерупција и сместување на вулкански морски планини6. блиску до населени крајбрежни области како што е вулканскиот регион на Неапол во Италија (~ 1 милион жители) е критичен за проценка на можните вулкани. Во плитка ерупција. Понатаму, додека морфолошките карактеристики поврзани со емисиите на хидротермални или хидратни гасови во длабоко море се релативно добро познати поради нивните геолошки и биолошки карактеристики, освен оние поморфолошки карактеристики, има релативно малку записи. Овде презентираме нови батиметриски, сеизмички, водени столбови и геохемиски податоци за подводен, морфолошки и структурно сложен регион погоден од емисиите на гас во Неаполскиот Залив (Јужна Италија), приближно 5 км од пристаништето во Неапол. Овие податоци се собрани за време на 1400 опишете ги и интерпретирате структурите на морското дно и подземјето каде што се јавуваат емисии на гасови, истражете ги изворите на течности за вентилација, идентификувајте и карактеризирајте ги механизмите што го регулираат порастот на гасот и придружната деформација и дискутирајте за вулканолошките влијанија.
Неаполскиот Залив ја формира плио-кватернарната западна маргина, СЗ-ЈИ издолжената тектонска депресија на Кампанија13,14,15. ЕЗ од Исхија (околу 150-1302 н.е.), кратерот Кампи Флегре (околу 300-1538) и распоредот Somausvi0-14 до 194. северот од н.е.)15, додека југот се граничи со полуостровот Соренто (сл. 1а). Неаполскиот залив е под влијание на преовладувачките СИ-ЈЗ и секундарните СЗ-ЈИ значајни раседи (сл. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei и Somma-Vesuvius се карактеризираат со манифестации на земјеност17, хидроформа17, дезинфекција17. , турбулентниот настан во Кампи Флегреј во 1982-1984 година, со издигнување од 1,8 m и илјадници земјотреси). 6 ка од Кампи Флегреј и 18 ка од Сома Везув го контролираа седиментниот систем на Неаполскиот Залив. Ниското морско ниво на последниот глацијален максимум (18 ка) доведе до регресија на офшор-плиткиот седиментен систем, кој последователно беше исполнет со трансгресивни настани на гасовити се откриени за време на LateH. чиа и крај брегот на Кампи Флегре и во близина на планината Сома-Везув (Сл.1б).
(а) Морфолошки и структурни распореди на континенталниот гребен и Неаполскиот залив 15, 23, 24, 48. Точките се главни подморнички ерупциски центри;Црвените линии претставуваат големи дефекти. (б) Батиметрија на Неаполскиот Залив со откриени отвори за течност (точки) и траги од сеизмички линии (црни линии). Жолтите линии се траектории на сеизмичките линии L1 и L2 пријавени на слика 6. Границите на Banco dellaM) се означени со сина структура (B). жолти квадрати ги означуваат локациите на профилите на акустичните водени столбови, а рамки CTD-EMBlank, CTD-EM50 и ROV се прикажани на сл. 5. Жолтиот круг ја означува локацијата на испуштањето на гасот за земање примероци, а неговиот состав е прикажан во Табела S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com.
Врз основа на податоците добиени за време на крстарењето SAFE_2014 (август 2014) (види Методи), конструиран е нов модел на дигитален терен (DTM) на Неаполскиот залив со резолуција од 1 m. 5,3 km структура слична на купола, локално позната како Banco della Montagna (BdM). Сл.1а, б). m и 1.800 m, соодветно. Кружноста [C = 4π(површина/периметар2)] на могилите се намалува со зголемување на периметарот (слика 2б). Аксијалните соодноси за насипите се движеа помеѓу 1 и 6,5, при што могилите со аксијален однос >2 покажуваат претпочитана дисперзија од N45°E повеќе од N45°E Удар N145°E (слика 2в).Единечни или подредени конуси постојат на рамнината BdM и на врвот на тумбата (сл. 3а, б). западните граници на куполата BdM (сл. 4а,б);помалку продолжената рута СЗ-ЈИ се наоѓа во централниот регион BdM.
(а) Дигитален теренски модел (големина од 1 m) на куполата на Banco della Montagna (BdM). (б) Периметар и заобленост на насипите BdM. (в) Аксијален однос и агол (ориентација) на главната оска на најдобро одговара елипса околу тумбата. Стандардната грешка на моделот Digital Terrain е ;0.стандардните грешки на периметарот и заобленоста се 4,83 m и 0,01, соодветно, а стандардните грешки на аксијален однос и агол се 0,04 и 3,34°, соодветно.
Детали за идентификуваните конуси, кратери, могили и јами во регионот BdM извлечени од DTM на слика 2.
(а) Конуси за усогласување на рамно морско дно;(б) конуси и кратери на тенки могили СЗ-ЈИ;(в) џепчиња на лесно натопена површина.
(а) Просторна распределба на откриените кратери, јами и активни испуштања на гас. (б) Просторна густина на кратери и јами пријавени во (а) (број/0,2 km2).
Идентификувавме 37 гасовити емисии во регионот BdM од снимки од ехото на водната колона ROV и директни набљудувања на морското дно добиени за време на крстарењето SAFE_2014 во август 2014 година (слики 4 и 5). 5а).На некои места, акустичните аномалии формираа речиси континуиран „воз“. Набљудуваните облаци на меурчиња варираат во голема мера: од континуирани, густи текови на меурчиња до краткотрајни феномени (Дополнителен филм 1). Инспекцијата ROV овозможува визуелна проверка на појавата на отворите на морското дно и понекогаш нагласени со поситни флуиди. 5б).Во некои случаи, ROV каналите ги реактивираат емисиите. Морфологијата на вентилацијата покажува кружен отвор на врвот без одблесоци во водената колона. рН во водената колона веднаш над точката на испуштање покажа значителен пад, што укажува на покисели услови локално (Сл.5c,d). Конкретно, pH-то над испуштањето на гасот BdM на 75 m длабочина се намали од 8,4 (на 70 m длабочина) на 7,8 (на 75 m длабочина) (сл. 5c), додека другите локации во Неаполскиот Залив имаа pH вредности помеѓу 0 и 160 pH. Недостасуваа значителни промени во температурата на морската вода и соленоста на две локации внатре и надвор од областа BdM на Неаполскиот Залив. На длабочина од 70 m, температурата е 15 °C, а соленоста е околу 38 PSU (слика 5c,d). многу бавно испуштање на термални течности и саламура.
(а) Прозорец за аквизиција на профилот на акустичната водена колона (ехометар Simrad EK60). Вертикална зелена лента што одговара на одблесокот на гас откриен на испуштањето на течноста EM50 (околу 75 m под нивото на морето) што се наоѓа во регионот BdM;се прикажуваат и мултиплекс сигналите на дното и морското дно (б) собрани со возило на далечински управувач во регионот BdM На единечната фотографија е прикажан мал кратер (црн круг) опкружен со црвен до портокалов талог. кислород) на водената колона над испуштањето на течноста EM50 (табла в) и надвор од панелот на областа за испуштање Bdm (г).
Собравме три примероци на гас од областа на испитување помеѓу 22 и 28 август 2014 година. Овие примероци покажаа слични состави, доминирани од CO2 (934-945 mmol/mol), проследени со релевантни концентрации на N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol. Тој беше помалку изобилен (<0,052 и <0,016 mmol/mol, соодветно) (сл. 1б; Табела S1, Дополнителен филм 2). Беа измерени и релативно високи концентрации на O2 и Ar (до 3,2 и 0,18 mmol/mol, соодветно). 2-C4 алкани, ароматични материи (главно бензен), пропен и соединенија што содржат сулфур (тиофен). Вредноста на 40Ar/36Ar е конзистентна со воздухот (295,5), иако примерокот EM35 (купола BdM) има вредност од 304, покажувајќи благ вишок од v. додека вредностите δ13C-CO2 се движеа од -0,93 до 0,44% наспроти вредностите на V-PDB.R/Ra (по корекција на загаденоста на воздухот користејќи го соодносот 4He/20Ne) беа помеѓу 1,66 и 1,94, што укажува на присуство на голем дел од наметката што може да биде поврзана со otoB2 и oto-2. , изворот на емисиите во BdM може дополнително да се разјасни. Во картата на CO2 за CO2/3He наспроти δ13C (Сл.6), составот на гасот BdM се споредува со оној на фумаролите Ischia, Campi Flegrei и Somma-Vesuvius. Слика 6, исто така, прикажува теоретски линии за мешање помеѓу три различни извори на јаглерод кои можат да бидат вклучени во производството на гас BdM: растворени топи добиени од мантија, седименти богати со органски органски отпад, отфрлени седименти со органско потекло. вулкани, односно мешање помеѓу гасови од обвивката (за кои се претпоставува дека се малку збогатени со јаглерод диоксид во однос на класичните MORB со цел да се вклопат податоците) и реакции предизвикани од декарбонизација на кората.
За споредба се пријавени хибридни линии помеѓу составот на обвивката и крајните членови на варовник и органски седименти. Кутиите ги претставуваат областите на фумаролот на Ischia, Campi Flegrei и Somma-Vesvius 59, 60, 61. Примерокот BdM е во мешаниот тренд на вулканот Кампанија. бонатни минерали.
Сеизмичките делови L1 и L2 (слика 1б и 7) ја покажуваат транзицијата помеѓу BdM и дисталните стратиграфски секвенци на вулканските региони Сома-Везув (L1, Сл. 7а) и Кампи Флегреи (L2, Сл. 7б). ) покажува субпаралелни рефлектори со висока до умерена амплитуда и страничен континуитет (сл. 7б, в). Овој слој вклучува морски седименти влечени од системот Последен глацијален максимум (LGM) и се состои од песок и глина23. Основниот PS слој (сл. 7б-г) се карактеризира со проѕирни форми на колона од PS. Могили од морското дно (сл. 7г). Овие геометрии слични на дијапир го демонстрираат навлегувањето на проѕирен материјал од PS во најгорните наслаги на MS. Подигнувањето е одговорно за формирање на набори и раседи кои влијаат на MS слојот и над денешните седименти на морското дно BdM (Сл. 7, меѓуслојната поставеност на LMS на 1б-страното е јасно нанесена). дел, додека побелува кон BdM поради присуството на слој заситен со гас (GSL) покриен со некои внатрешни нивоа на MS секвенцата (Сл.7а). Гравитационите јадра собрани на врвот на BdM што одговараат на проѕирниот сеизмички слој укажуваат дека најгорните 40 cm се состојат од песок депониран неодамна до денес;)24,25 и фрагменти од пемза од експлозивната ерупција на Campi Flegrei од „Naples Yellow Tuff“ (14,8 ka)26. Транспарентната фаза на PS слојот не може да се објасни само со хаотични процеси на мешање, бидејќи хаотичните слоеви поврзани со лизгање на земјиштето, калливите текови и пирокластичните текови се наоѓаат надвор од заливот2. 1,23,24. Заклучуваме дека набљудуваните BdM PS сеизмички фациси, како и изгледот на подморскиот издан PS слој (сл. 7г) го рефлектираат подигањето на природниот гас.
(а) Сеизмички профил со една колосек L1 (навигациска трага на Сл. 1б) покажува колонообразен (пагода) просторен распоред. засекување и деформација на могили на морското дно, морски (MS) и наслаги од пемза песок (ПС). (в) Деталите за деформација во MS и PS се пријавени во (в, г).
Морфолошките и структурните карактеристики на BdM се слични на другите подморски хидротермални и гасни хидратни полиња на глобално ниво2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и често се поврзани со издигнувања (сводови и могили) и испуштање гас (конуси, јами). s 2 и 3). ge од кратерот Campi Flegrei35. Затоа заклучуваме дека раседите и фрактурите во Неаполскиот Залив претставуваат претпочитана рута за миграција на гасот на површината, карактеристика што ја споделуваат и други структурно контролирани хидротермални системи36,37. Имено, конусите и јамите BdM не биле секогаш поврзани со могили (Сл.3а, в). Ова сугерира дека овие могили не мора да претставуваат прекурсори за формирање на јами, како што предложија други автори за зони со гас хидрат32,33. Нашите заклучоци ја поддржуваат хипотезата дека нарушувањето на седиментите на куполата на морското дно не секогаш води до формирање на јами.
Трите собрани гасовити емисии покажуваат хемиски знаци типични за хидротермалните флуиди, имено главно CO2 со значителни концентрации на редукциони гасови (H2S, CH4 и H2) и лесни јаглеводороди (особено бензен и пропилен)38,39, 40, 41, 42, 43, 43, 43, 41, 44, 43. ), кои не се очекуваат да бидат присутни во емисиите од подморници, може да се должат на контаминација од воздухот растворен во морската вода што доаѓа во контакт со гасови складирани во пластични кутии што се користат за земање примероци, бидејќи ROV се извлекуваат од дното на океанот до морето за да се револтираат. N2 се произведува од екстра-атмосферски извори, во согласност со доминантното хидротермално потекло на овие гасови. Хидротермално-вулканското потекло на гасот BdM се потврдува со содржината на CO2 и He и нивните изотопски знаци. × 1010) укажуваат на тоа дека примероците BdM припаѓаат на мешан тренд на фумароли околу завршните членови на мантија на Неаполскиот Залив и декарбонизација Односот помеѓу гасовите произведени од реакцијата (слика 6). кора од Ischia fumaroles, кои се поблиску до крајот на мантија.Somma-Vesuvius и Campi Flegrei имаат повисоки вредности 3He/4He (R/Ra помеѓу 2,6 и 2,9) од BdM (R/Ra помеѓу 1,66 и 1,96;Табела S1). Ова сугерира дека додавањето и акумулацијата на радиогениот He потекнува од истиот извор на магма што ги хранел вулканите Сома-Везув и Кампи Флегреј. Отсуството на откриени органски јаглеродни фракции во емисиите на BdM сугерира дека органските седименти не се вклучени во процесот на дегасирање на BdM.
Врз основа на податоците пријавени погоре и резултатите од експерименталните модели на структури слични на купола поврзани со подморските региони богати со гас, длабокиот притисок на гасот може да биде одговорен за формирањето на BdM куполи во километарски размер. лист со радиус поголем од деформиран мек вискозен нанос Вертикалното максимално поместување w и дебелината h на (Дополнителна слика S1). Pdef е разликата помеѓу вкупниот притисок и статичкиот притисок на карпата плус притисокот на водената колона. На BdM, радиусот е околу 2.500 m, w е 20 m, а се пресметува околу 6Pdefde максималниот профил на h. = w 64 D/a4 од релацијата, каде што D е флексуралната вкочанетост;D е даден со (E h3)/[12(1 – ν2)], каде што E е Јанг-овиот модул на лежиштето, ν е Поасонов сооднос (~0,5)33. Бидејќи механичките својства на седиментите на BdM не можат да се измерат, поставивме E = 140 kPa, што е разумна слична вредност на Bd4, не се земаат во предвид повисоките дози на песок. Вредностите на E пријавени во литературата за наслаги од тињава глина (300 < E < 350.000 kPa) 33,34 бидејќи наслагите на BDM се состојат главно од песок, а не тиња или тињава глина24. Добиваме Pdef = 0,3 Pa, што е во согласност со проценките за процесите на подигнување на морското дно во околината 1, пониско, од 10 до хидрати. вредностите што претставуваат ниски w/a и/или што. Во BdM, намалувањето на вкочанетоста поради локалната заситеност со гас на седиментот и/или појавата на претходно постоечки фрактури, исто така, може да придонесе за дефект и последователно ослободување на гас, овозможувајќи формирање на набљудуваните структури за вентилација. Собраните рефлектирани сеизмички профили покажаа дека SL се истурени нагоре (слика 7) морски седименти, што резултира со могили, набори, раседи и седиментни исеченици (Сл.7b,c). Ова сугерира дека старата пемза од 14,8 до 12 ka навлезе во помладиот MS слој преку процес на транспорт на гас нагоре. Морфолошките карактеристики на структурата на BdM може да се видат како резултат на прекумерниот притисок создаден од испуштањето течност произведено од GSL. GSL надминува 1.700 kPa. Нагорна миграција на гасовите во седиментите, исто така, имаше ефект на чистење на материјалот содржан во MS, објаснувајќи го присуството на хаотични седименти во гравитационите јадра земени на примерокот на BdM25. ic населбите, наречени „пагоди“49,50, првично се припишуваат на секундарните ефекти на старите глацијални формации, а моментално се толкуваат како ефекти од зголемувањето на гасот31,33 или испарувањата50. контролиран од порастот на гасот во седиментите. Овој заклучок е поддржан од проѕирните сеизмички фации на пагодата (Сл.7). Главните процеси управуваат со формирањето на пагодата: а) густината на мекиот талог се намалува кога гасот влегува одоздола;б) мешавината на гас-седимент се крева, што е забележаното превиткување, расед и фрактура Причини за наслаги на MS (Слика 7). Сличен механизам за формирање е предложен за пагодите поврзани со гасните хидрати во Јужното Шкотско Море (Антарктик). Пагодите BdM се појавија во групи во ридските области. Поради присуството на бранови на MS и земајќи ја во предвид стратиграфијата на гравитационото јадро на BdM, заклучуваме дека возраста на формирањето на структурите на пагодите е помала од околу 14-12 к.А.
Неуспехот на пагодата да го премине денешното морско дно покажува дека (а) порастот на гасот и/или локалниот прекин на мешањето гас-седимент и/или (б) можниот страничен проток на мешавината гас-седимент не дозволува локализиран процес на прекумерен притисок. Одделот.Намалувањето на стапката на снабдување може да биде поврзано со зголемувањето на густината на смесата поради исчезнувањето на снабдувањето со гас. Резултатите сумирани погоре и подигнувањето на пагодата контролирано со пловност ни овозможуваат да ја процениме висината на воздушната колона hg. Пловеноста е дадена со ΔP = hgg (ρw – ρg), каде што g е гравитацијата, а ρ8 на гас, а ρns се во однос на гравитацијата (9). P е збир од претходно пресметаниот Pdef и литостатскиот притисок Plith на седиментната плоча, т.е. ρsg h, каде ρs е густината на седиментот. Во овој случај, вредноста на hg потребна за саканата пловност е дадена со hg = (Pdef + Plith)/[g (ρwIn hde 0, сет = ρg0]. (види погоре), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg е занемарливо бидејќи ρw ≫ρg. Добиваме hg = 245 m, вредност што ја претставува длабочината на дното на GSL.ΔP е 2,4 MPa, што е B и M формата што е потребна за да се пробие или пробие.
Составот на гасот BdM е конзистентен со изворите на обвивката изменети со додавање на течности поврзани со реакциите на декарбонизација на карпите од кора (сл. 6). Грубите EW порамнувања на BdM куполи и активните вулкани како што се Ischia, Campi Flegre и Soma-Vesuvius, заедно со составот на човечкото зрачење, сугерираат дека целиот гасови може да се извлече од регионот се меша Се повеќе и повеќе кора течности се движат од запад (Ischia) кон исток (Somma-Vesuivus) (сл. 1б и 6).
Заклучивме дека во Неаполскиот залив, на неколку километри од пристаништето во Неапол, има структура слична на купола со ширина од 25 km2, која е под влијание на активен процес на дегасирање и предизвикана од поставувањето на пагоди и насипи. Треба да се спроведат активности за следење за да се анализира еволуцијата на појавите и да се детектираат геохемиски и геофизички сигнали кои укажуваат на потенцијални магматски нарушувања.
Профилите на акустичните водени столбови (2D) беа набавени за време на крстарењето SAFE_2014 (август 2014) на R/V Urania (CNR) од Институтот за крајбрежна морска средина (IAMC) на Националниот истражувачки совет. километри. Софтвер Win32 (Seasave, верзија 7.23.2). Извршена е визуелна проверка на морското дно со помош на уред „Pollux III“ (GEItaliana) ROV (возило на далечина) со две камери (ниска и висока дефиниција).
Стекнувањето на податоци со повеќе зраци беше изведено со помош на систем за хидролокатор со повеќе зраци Simrad EM710 од 100 KHz (Kongsberg). Системот е поврзан со диференцијален глобален систем за позиционирање за да се обезбедат подметрички грешки во позиционирањето на зракот. ните профили во реално време за време на стекнувањето.Податоците беа обработени со помош на софтверот PDS2000 (Reson-Thales) според стандардот на Меѓународната хидрографска организација (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) за навигација и корекција на плимата. континуираното откривање на брзината на звукот се врши од станица на кил лоцирана во близина на претворувачот со повеќе зраци и ги стекнува и применува профилите на брзината на звукот во реално време во водната колона на секои 6-8 часа за да обезбеди брзина на звукот во реално време за правилно управување со зракот. Целиот сет на податоци се состои од приближно 440 km2 (0-1200 m податок е искористен по дигитален карактер на длабочина до длабочина). Големина на мрежната ќелија од 1 m. Конечниот DTM (Сл.1а) беше направено со податоци за теренот (>0 m надморска височина) добиени со големина на ќелија од 20 m од страна на Италијанскиот гео-воен институт.
Профил на сеизмички податоци со еден канал со висока резолуција од 55 километри, собран за време на безбедни крстарења по океанот во 2007 и 2014 година, покриваше површина од приближно 113 квадратни километри, и двата на R/V Urania.Marisk профилите (на пр., L1 сеизмички профил, Сл. s на катамаран од 2,5 m во кој се сместени изворот и приемникот. Потписот на изворот се состои од еден позитивен врв кој се карактеризира во опсегот на фреквенции 1-10 kHz и овозможува разрешување на рефлектори разделени со 25 cm. Безбедносните сеизмички профили се добиени со помош на софтвер со повеќе врвови од 1,4 Kj, кој се состои од Geospark система за сеизмичка интерфејс. работи кој содржи извор од 1–6,02 KHz кој продира до 400 милисекунди во мек талог под морското дно, со теоретска вертикална резолуција од 30 cm. И Safe и Marsik уредите се добиени со брзина од 0,33 снимки/сек. исклучување на колона, 2-6 KHz пропусен опсег IIR филтрирање и AGC.
Гасот од подводниот фумарол беше собран на морското дно со помош на пластична кутија опремена со гумена дијафрагма на горната страна, поставена наопаку од ROV над отворот. Штом воздушните меури што влегуваат во кутијата целосно ќе ја заменат морската вода, ROV се враќа на длабочина од 1 m, а собраниот гас се префрла во 2 m6. стаклени колби опремени со тефлонски затворачи во кои One беше наполнет со 20 mL 5N раствор на NaOH (колба од типот Гегенбах). Главните видови кисели гасови (CO2 и H2S) се растворени во алкалниот раствор, додека видовите гасови со ниска растворливост (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, bon) се складираат во хидрокарбон. IC гасовите со ниска растворливост беа анализирани со гасна хроматографија (GC) користејќи Shimadzu 15A опремен со колона со молекуларно сито 5А долга 10 m и детектор за топлинска спроводливост (TCD) 54. Аргонот и O2 беа анализирани со помош на гасен хроматографија Thermo Focus опремен со 30 m долга хидронализа со помош на хидромеларната капила. 14А гасен хроматограф опремен со колона од нерѓосувачки челик со должина од 10 m преполна со мрежа Chromosorb PAW 80/100, обложена со 23% SP 1700 и детектор за јонизација на пламен (FID). оксидација со 5 mL H2O2 (33%), со јонска хроматографија (IC) (IC) (Wantong 761). Аналитичката грешка на титрација, GC и IC анализата е помала од 5%. спектрометар55,56. Стандардите користени за проценка на надворешната прецизност беа мермерот Карара и Сан Винченцо (внатрешен), NBS18 и NBS19 (меѓународен), додека аналитичката грешка и репродуктивноста беа ±0,05% и ±0,1%, соодветно.
Вредностите δ15N (изразени како % наспроти воздухот) и 40Ar/36Ar беа одредени со помош на Agilent 6890 N гасен хроматограф (GC) споен со масен спектрометар за континуиран проток Finnigan Delta plusXP. Грешката во анализата е: δ15N±0,1%, каде што 36Ar<3%, како што е притисокот R<3% 3He/4He измерен во примерокот и Ra е истиот сооднос во атмосферата: 1,39 × 10−6)57 е одреден во лабораторијата на INGV-Палермо (Италија). празнините за He и Ne се <10-14 и <10-16 mol, соодветно.
Како да се цитира овој напис: Passaro, S. et al. Подигнувањето на морското дно, поттикнато од процес на дегасирање, открива вулканска активност на младенците долж брегот.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Ахарон, П. Геологијата и биологијата на современите и античките јаглеводороди на морското дно се пробиваат и отвораат: вовед. Географски океан Рајт.14, 69-73 (1994).
Paul, CK & Dillon, WP Глобалната појава на гасни хидрати. Во Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hatural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Фишер, AT Геофизички ограничувања на хидротермалната циркулација. Во: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Извештај на работилницата во Дурам, Трансфер на енергија и маса во морските хидротермални системи, Durham University Press, Berlin (2003) .
Куму, Д., Дриснер, Т.
Босвел, Р.
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Внатрешна структура и историја на ерупција на каллив вулкански систем од километар во Јужното Касписко Море. Резервоар за басен 19, 153-163 (2007).
Леон, Р. и сор. Карактеристики на морското дно поврзани со истекување на јаглеводороди од длабоки води карбонатни кал во Заливот Кадиз: од проток на кал до карбонатни седименти. Географија March.Wright.27, 237-247 (2007).
Мос, Џ.Л. и Картрајт, Ј. 3Д сеизмичка претстава на цевководи за бегство на течности од километар во близина на Намибија. Резервоар за басен 22, 481-501 (2010).
Andresen, KJ Карактеристики на проток на течност во системите за нафтоводи и гасоводи: Што ни кажуваат за еволуцијата на басенот? Март Геологија.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Вертикална еволуција на структурата на празнење на течност од неоген кватернер во однос на флуксот на гас во басенот на Долно Конго, офшор Ангола. Март Геологија.332-334, 40-55 (2012).
Џонсон, SY et al. Хидротермална и тектонска активност во северното езеро Јелоустоун, Вајоминг.геологија.Социјалистичка партија.Yes.bull.115, 954-971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Тиренскиот басен и Апенинскиот лак: Кинематички односи од доцниот тотон.
Milia и сор.
Пиочи, М., Бруно ПП и Де Астис Г. Релативната улога на тектониката на пукнатините и процесите на магматско издигнување: заклучок од геофизички, структурни и геохемиски податоци во вулканскиот регион Неапол (јужна Италија). Gcubed, 6 (7), 1-25 (2005).
Дворжак, Џеј Џеј и Мастролоренцо, Г. Механизми на неодамнешното вертикално движење на кората во кратерот Капи Флегреи во јужна Италија.геологија.Социјалистичка партија.Да.Спецификација.263, стр. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Краткорочна деформација на тлото и сеизмичност во вгнездениот кратер Campi Flegrei (Италија): пример за активно обновување на масата во густо населена област.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., and Saccorotti, G. Хидротермално потекло на одржлива долгорочна 4D активност во вулканскиот комплекс Campi Flegrei во Италија.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. и Mastrolorenzo, G. Брза диференцијација во магматски резервоари слични на праг: студија на случај од кратерот Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR временските серии, анализата на корелација и моделирањето на временска корелација откриваат можно спојување на Campi Flegrei и Vesuvius.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Структурна и стратиграфска структура на првата половина на тиренскиот грабен (Неаполскиот залив, Италија). Конструктивна физика 315, 297-314.
Sano, Y. & Marty, B. Извори на јаглерод во гас од вулканска пепел од островските лаци. Chemical Geology.119, 265-274 (1995).
Стратиграфија на кањонот Милија, А. Дорн: Одговори на падот на морското ниво и тектонското издигнување на надворешниот континентален гребен (источна тиренска маргина, Италија). Гео-морски писма 20/2, 101-108 (2000).