Takk for at du besøker Nature.com. Nettleserversjonen du bruker har begrenset støtte for CSS. For den beste opplevelsen anbefaler vi at du bruker en oppdatert nettleser (eller slår av kompatibilitetsmodus i Internet Explorer). I mellomtiden, for å sikre fortsatt støtte, vil vi vise nettstedet uten stiler og JavaScript.
Vi rapporterer bevis på aktiv havbunnheving og gassutslipp flere kilometer offshore fra havnen i Napoli (Italia). Lommer, hauger og kratere er kjennetegn ved havbunnen. Disse formasjonene representerer toppen av grunne jordskorpestrukturer, inkludert pagoder, forkastninger og folder som påvirker havbunnen i dag. De registrerte reaksjonen av helium i karbondioksid og utslipp av karbondioksid og utslipp av karbondioksid. ts og jordskorpebergarter. Disse gassene ligner sannsynligvis på de som mater de hydrotermiske systemene i Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuvius, noe som tyder på en mantelkilde blandet med skorpevæsker under Napolibukta.Undersjøisk ekspansjon og brudd forårsaket av gassløft- og trykksettingsprosessen krever et overtrykk av 2-,3-gass-manifestasjoner på 2-,3-gasser. ikke-vulkaniske omveltninger som kan varsle havbunnsutbrudd og/eller hydrotermiske eksplosjoner.
Dyphavshydrotermiske (varmt vann og gass) utslipp er et vanlig trekk ved midthavsrygger og konvergerende platemarginer (inkludert nedsenkede deler av øybuer), mens kalde utslipp av gasshydrater (chlatrater) ofte er karakteristiske for kontinentalsokkel og passive marginer1, 2,3,4, utslipp av varme i hav eller vannkilder. s (magma-reservoarer) i den kontinentale skorpen og/eller mantelen. Disse utslippene kan gå foran magmaoppstigningen gjennom de øverste lagene av jordskorpen og kulminere i utbrudd og plassering av vulkanske havfjell6. Derfor kan identifisering av (a) morfologiske gassdeformasjoner knyttet til nærliggende gassdemisjoner og (aktive vulkanske fjell) regionen Napoli i Italia (~1 million innbyggere) er kritisk for å vurdere mulige vulkaner.Grunne utbrudd. Videre, mens morfologiske trekk assosiert med dypvanns hydrotermiske eller hydratgassutslipp er relativt velkjente på grunn av deres geologiske og biologiske egenskaper, er unntakene morfologiske trekk assosiert med grunnere vann, bortsett fra de som forekommer i innsjøer, unntatt de som forekommer i innsjøer, seire. smic, vannsøyle og geokjemiske data for en undersjøisk, morfologisk og strukturelt kompleks region påvirket av gassutslipp i Napolibukta (Sør-Italia), ca. 5 km fra havnen i Napoli. Disse dataene ble samlet inn under SAFE_2014 (august 2014) cruiser og tolker gass ombord på R/V-strukturen, hvor vi beskriver og tolker gass i sjøen. undersøke kildene til ventilasjonsvæsker, identifisere og karakterisere mekanismene som regulerer gassstigning og tilhørende deformasjon, og diskutere vulkanologiske påvirkninger.
Napolibukten danner den Plio-kvartære vestkanten, den NW-SE langstrakte Campania tektoniske depresjon13,14,15.EW av Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-krateret (ca. 300-1538) og Soma-SØ-forlenget tektonisk depresjon13,14,15.EW av Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), Campi Flegre-krateret (ca. 300-1538) og Soma-SØ-forlenget tektonisk depresjon 13,14,15 e.Kr. 5, mens sør grenser til Sorrento-halvøya (Fig. 1a). Napolibukta er påvirket av de rådende NØ-SV og sekundære NW-SØ signifikante forkastninger (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuv er preget av hydrotermiske manifestasjoner, og skal seig deformasjon,17 ved bakkedeformasjon,1,1 i Flegrei i 1982-1984, med en stigning på 1,8 m og tusenvis av jordskjelv). Nyere studier19,20 tyder på at det kan være en sammenheng mellom dynamikken til Soma-Vesuvius og Campi Flegre, muligens assosiert med 'dype' enkeltmagma-reservoarer. Vulkansk aktivitet og havnivået i Flegrei ka3- og havnivået i Flegrei-reservoarene. uvius kontrollerte det sedimentære systemet i Napolibukta. Det lave havnivået ved det siste isbremaksimum (18 ka) førte til regresjon av det offshore-grunne sedimentære systemet, som senere ble fylt av transgressive hendelser under sent Pleistocen-Holocen. Ubåtgassutslipp har blitt oppdaget utenfor fjellet i Somuv og Somuv i nærheten av Ischius-fjellene og Camp-V-fjellene. Fig.1b).
(a) Morfologiske og strukturelle arrangementer av kontinentalsokkelen og Napolibukta 15, 23, 24, 48. Prikker er store ubåtutbruddssentre;røde linjer representerer store forkastninger.(b) Batymetri av Napolibukta med påviste væskeåpninger (prikker) og spor av seismiske linjer (svarte linjer). De gule linjene er banene til seismiske linjer L1 og L2 som er rapportert i figur 6. Grensene til Banco della Montagna (BdM) er markert med firkantede linjer (BdM) med firkantede linjer med kuppel. plasseringer av de akustiske vannsøyleprofilene, og CTD-EMBlank, CTD-EM50 og ROV-rammene er rapportert i fig. 5. Den gule sirkelen markerer plasseringen av prøvetakingsgassutslippet, og sammensetningen er vist i tabell S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) bruker Surfer-grafikk generert av Surfer® 13.
Basert på data innhentet under SAFE_2014 (august 2014)-toktet (se Metoder), er det konstruert en ny digital terrengmodell (DTM) av Napolibukten med 1 m oppløsning.DTM viser at havbunnen sør for Napoli havn er preget av en svakt skrånende sørvendt (skråning ≤3-5) lokalt avbrutt overflate ≤3-5 km. kjent som Banco della Montagna (BdM). Fig.1a,b).BdM utvikler seg på en dybde på ca. 100 til 170 meter, 15 til 20 meter over den omkringliggende havbunnen. BdM-kuppelen viste en hauglignende morfologi på grunn av 280 subsirkulære til ovale hauger (fig. 2a), 665 kjegler og 30 m høye og 30 m maks. henholdsvis 22 m og 1 800 m. Sirkulariteten [C = 4π(areal/perimeter2)] til haugene avtok med økende omkrets (fig. 2b). Aksiale forhold for hauger varierte mellom 1 og 6,5, med hauger med et aksialt forhold >2 som viser en foretrukket N15° spredt N° og mer spredt N15°, spredt N° °E til N145°E streik (fig. 2c).Enkelte eller justerte kjegler eksisterer på BdM-planet og på toppen av haugen (Fig. 3a,b). De koniske arrangementene følger arrangementet til haugene som de er plassert på. Pockmarks er vanligvis plassert på den flate havbunnen (Fig. 3c) og av og til på hauger. Den romlige tettheten av kjegler og pocketavgrensene demonstrerer at nord- og vestlignende avgrensning er nord-vest rier av BdM-kuppelen (fig. 4a,b);den mindre utvidede NW-SE-ruten ligger i den sentrale BdM-regionen.
(a) Digital terrengmodell (1 m cellestørrelse) av kuppelen til Banco della Montagna (BdM).(b) Omkrets og rundhet til BdM-hauger.(c) Aksialforhold og vinkel (orientering) av hovedaksen til den best passende ellipsen som omgir haugen.Standardfeilen til Digital Terrengmodellen er 0,004 m;standardfeilene for omkrets og rundhet er henholdsvis 4,83 m og 0,01, og standardfeilene for aksialforhold og vinkel er henholdsvis 0,04 og 3,34°.
Detaljer om identifiserte kjegler, kratere, hauger og groper i BdM-regionen hentet fra DTM i figur 2.
(a) Justeringskjegler på en flat havbunn;(b) kjegler og kratere på NW-SE slanke hauger;(c) pockmarks på en lett dyppet overflate.
(a) Romlig fordeling av påviste kratere, groper og aktive gassutslipp. (b) Romlig tetthet av kratere og groper rapportert i (a) (antall/0,2 km2).
Vi identifiserte 37 gassutslipp i BdM-regionen fra ROV-vannsøyle-ekkoloddbilder og direkte observasjoner av havbunnen som ble ervervet under SAFE_2014-toktet i august 2014 (Figur 4 og 5). De akustiske uregelmessighetene til disse utslippene viser vertikalt langstrakte former som stiger opp fra havbunnen på ca. , dannet akustiske anomalier et nesten kontinuerlig "tog." De observerte bobleplommene varierer mye: fra kontinuerlige, tette boblestrømmer til kortvarige fenomener (Supplementary Movie 1).ROV-inspeksjon gir mulighet for visuell verifisering av forekomsten av havbunnsvæskeventiler og fremhever små pockmarks på havbunnen til noen ganger omringet av ROV-kanaler (Fig,5 kanaler). utslipp. Ventilasjonsmorfologien viser en sirkulær åpning på toppen uten fakkel i vannsøylen. PH i vannsøylen like over utslippspunktet viste et betydelig fall, noe som indikerer surere forhold lokalt (fig.5c,d). Spesielt sank pH-verdien over BdM-gassutslippet på 75 m dyp fra 8,4 (ved 70 m dybde) til 7,8 (ved 75 m dybde) (fig. 5c), mens andre steder i Napolibukta hadde pH-verdier mellom 0 og 160 m mellom 0 og 160 m i intervallet 8 F. Det manglet betydelige endringer i sjøvannstemperatur og saltholdighet på to steder innenfor og utenfor BdM-området i Napolibukta. På 70 meters dyp er temperaturen 15 °C og saltholdigheten er ca. 38 PSU (fig. 5c,d). Målinger av pH, temperatur og saltholdighet indikerte: a) syrenivået assosiert med syreavfall og bM-prosessen: a. eller svært langsom utslipp av termiske væsker og saltvann.
(a) Innsamlingsvindu for den akustiske vannsøyleprofilen (ekometer Simrad EK60). Vertikalt grønt bånd som tilsvarer gassfakkelen detektert på EM50-væskeutslippet (ca. 75 m under havoverflaten) lokalisert i BdM-regionen;bunn- og havbunnsmultiplekssignalene er også vist (b) samlet inn med et fjernstyrt kjøretøy i BdM-regionen Enkeltbildet viser et lite krater (svart sirkel) omgitt av rødt til oransje sediment.(c,d) Multiparameter sonde CTD-data behandlet ved hjelp av SBED-Win32-programvare (Seasave, versjon 7.23.2.2.23.2). EM50 (panel c) og utenfor Bdm utløpsområde panel (d).
Vi samlet inn tre gassprøver fra studieområdet mellom 22. og 28. august 2014. Disse prøvene viste lignende sammensetninger, dominert av CO2 (934-945 mmol/mol), etterfulgt av relevante konsentrasjoner av N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) og H2S (42 mmol/mol) og H2S-mmol (42 mmol/mol) mindre, og H2S-mmol/mol. maur (henholdsvis <0,052 og <0,016 mmol/mol) (Fig. 1b; Tabell S1, Tilleggsfilm 2). Relativt høye konsentrasjoner av O2 og Ar ble også målt (henholdsvis opp til 3,2 og 0,18 mmol/mol). Summen av de lette hydrokarbonene består av C, 204 mol 0,204 mol/al-aromaer og C, 20 mol 0,204 mol. (hovedsakelig benzen), propen og svovelholdige forbindelser (tiofen). 40Ar/36Ar-verdien er konsistent med luft (295,5), selv om prøve EM35 (BdM-kuppel) har en verdi på 304, og viser et lite overskudd på 40Ar. δ15N-forholdet var høyere enn for luft-, 15N-verdien til +1,8 C, mens δ15N-verdien var høyere enn for luft. varierte fra -0,93 til 0,44 % vs. V-PDB.R/Ra-verdier (etter korrigering for luftforurensning ved bruk av 4He/20Ne-forholdet) var mellom 1,66 og 1,94, noe som indikerer tilstedeværelsen av en stor del av mantelen He. ytterligere avklart. I CO2-kartet for CO2/3He versus δ13C (fig.6), sammenlignes BdM-gasssammensetningen med fumarolene til Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesuvius. Figur 6 rapporterer også teoretiske blandingslinjer mellom tre forskjellige karbonkilder som kan være involvert i BdM-gassproduksjon: oppløste mantelavledede smelter, organisk-rike sedimenter, og karbonatene som faller fra BdM-prøven som faller fra de tre karbonatene som faller av BdM-gass. , blanding mellom mantelgasser (som antas å være lett anriket på karbondioksid i forhold til klassiske MORBer med det formål å tilpasse dataene) og reaksjoner forårsaket av skorpeavkarbonisering. Den resulterende gassbergarten.
Hybride linjer mellom mantelsammensetning og endeelementer av kalkstein og organiske sedimenter er rapportert for sammenligning. Bokser representerer fumaroleområdene i Ischia, Campi Flegrei og Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM-prøven er i den blandede trenden til Campania-vulkanen. Sluttelementgassen i gassen som produseres av den blandede karbon-reaksjonen av karbonreaksjonen av karbonreaksjonen.
Seismiske seksjoner L1 og L2 (Fig. 1b og 7) viser overgangen mellom BdM og de distale stratigrafiske sekvensene til Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) og Campi Flegrei (L2, Fig. 7b) vulkanske regioner. BdM er karakterisert ved tilstedeværelsen av to store seismiske formasjoner i (MS-høyde) og suball (MS) reflekterer. til moderat amplitude og lateral kontinuitet (Fig. 7b,c). Dette laget inkluderer marine sedimenter dratt av Last Glacial Maximum (LGM)-systemet og består av sand og leire23.Det underliggende PS-laget (Fig. 7b–d) er preget av en kaotisk til gjennomsiktig fase i form av søyler eller timeglass. Toppen av dias- eller timeglass. lignende geometrier demonstrerer inntrengning av PS-gjennomsiktig materiale inn i de øverste MS-avsetningene.Opphevingen er ansvarlig for dannelsen av folder og forkastninger som påvirker MS-laget og overliggende dagens sedimenter av BdM-havbunnen (fig. 7b–d). MS-stratigrafiske intervallet er tydelig delaminert i BENE-delen av det hvite seksjonen av det tilstedeværende gassseksjonen til L1-sjiktet (fig. 7b–d). ) dekket av noen interne nivåer av MS-sekvensen (fig.7a). Tyngdekraftskjerner samlet på toppen av BdM som tilsvarer det transparente seismiske laget indikerer at de øverste 40 cm består av sand avsatt nylig til nå;)24,25 og pimpsteinsfragmenter fra det eksplosive utbruddet av Campi Flegrei av "Napoli Yellow Tuff" (14,8 ka)26.Den transparente fasen av PS-laget kan ikke forklares med kaotiske blandingsprosesser alene, fordi de kaotiske lagene knyttet til jordskred, gjørmestrømmer og pyroklastiske strømmer som finnes utenfor Gulf-Na2, 24. Vi konkluderer med at de observerte BdM PS seismiske fasiene så vel som utseendet til undersjøiske utspring PS-laget (fig. 7d) gjenspeiler løftingen av naturgass.
(a) Enkeltsporet seismisk profil L1 (navigasjonsspor i Fig. 1b) som viser et søyleformet (pagode) romlig arrangement. Pagoden består av kaotiske avleiringer av pimpstein og sand. Det gassmettede laget som eksisterer under pagoden fjerner kontinuiteten til de dypere formasjonene.(b) Enkeltkanals innad i seismisk profil og Fig. havbunnshauger, marine (MS), og pimpsteinsandavsetninger (PS).(c) Deformasjonsdetaljene i MS og PS er rapportert i (c,d). Forutsatt en hastighet på 1580 m/s i det øverste sedimentet, representerer 100 ms ca. 80 m på vertikal skala.
De morfologiske og strukturelle egenskapene til BdM ligner på andre undersjøiske hydrotermiske felt og gasshydratfelt globalt2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 og er ofte assosiert med hevinger (hvelv og hauger) og gassutslipp (kjegler, groper og innrettede groper). evne (figur 2 og 3). Det romlige arrangementet av hauger, groper og aktive ventiler antyder at deres fordeling er delvis kontrollert av NW-SE og NE-SW nedslagsbruddene (Fig. 4b).Dette er de foretrukne streikene til forkastningssystemer som påvirker Campi Flegrei og Somma-Vesuvius, kontrollerer plasseringen av tidligere vulkanske områder og utslippene av vann i tidligere vulkanske områder. Campi Flegrei-krateret35. Vi konkluderer derfor med at forkastninger og sprekker i Napolibukta representerer den foretrukne ruten for gassmigrering til overflaten, en funksjon som deles av andre strukturelt kontrollerte hydrotermiske systemer36,37. Spesielt var BdM-kjegler og -groper ikke alltid assosiert med hauger (fig.3a,c). Dette antyder at disse haugene ikke nødvendigvis representerer forløpere til gropdannelse, slik andre forfattere har foreslått for gasshydratsoner32,33.Våre konklusjoner støtter hypotesen om at forstyrrelse av kuppelsedimenter fra havbunnen ikke alltid fører til dannelse av groper.
De tre innsamlede gassutslippene viser kjemiske signaturer som er typiske for hydrotermiske væsker, nemlig hovedsakelig CO2 med betydelige konsentrasjoner av reduserende gasser (H2S, CH4 og H2) og lette hydrokarboner (spesielt benzen og propylen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 som er tilstedeværelse av gasser som er tilstede ved (0T2, 44, 45). ikke forventes å være tilstede i ubåtutslipp, kan skyldes forurensning fra luft oppløst i sjøvann som kommer i kontakt med gasser lagret i plastbokser som brukes til prøvetaking, ettersom ROV-er trekkes ut fra havbunnen til havet for å gjøre opprør. Motsatt antyder positive δ15N-verdier og en høy N2/Ar (opptil 480 høyere enn urmettet vann) som er betydelig høyere enn urmettet vann fra luften. mosfæriske kilder, i samsvar med den dominerende hydrotermiske opprinnelsen til disse gassene. Den hydrotermiske-vulkaniske opprinnelsen til BdM-gassen bekreftes av CO2- og He-innholdet og deres isotopiske signaturer.Karbonisotoper (δ13C-CO2 fra -0,93 % til +0,4%) og CO2/3He-verdier × 01 til 1 × 01 s. at BdM-prøvene tilhører en blandet trend av fumaroler rundt Napolibuktens mantelende medlemmer og dekarbonisering Forholdet mellom gassene som produseres av reaksjonen (Figur 6). Mer spesifikt er BdM-gassprøvene lokalisert langs blandingstrenden på omtrent samme sted som væskene fra de tilstøtende Campi Flegrei og Somma-vulkanene, som er mer nærliggende fuschier, enn I som er nærliggende. r til enden av mantelen. Somma-Vesuvius og Campi Flegrei har høyere 3He/4He-verdier (R/Ra mellom 2,6 og 2,9) enn BdM (R/Ra mellom 1,66 og 1,96;Tabell S1). Dette antyder at tilsetning og akkumulering av radiogen He stammer fra den samme magmakilden som matet vulkanene Somma-Vesuvius og Campi Flegrei. Fraværet av påvisbare organiske karbonfraksjoner i BdM-utslipp tyder på at organiske sedimenter ikke er involvert i BdM-avgassingsprosessen.
Basert på dataene rapportert ovenfor og resultater fra eksperimentelle modeller av kuppellignende strukturer assosiert med undersjøiske gassrike regioner, kan trykksetting av dyp gass være ansvarlig for dannelsen av kilometerskala BdM-kupler. For å estimere overtrykket Pdef som fører til BdM-hvelvet, brukte vi en tynnplate-mekanikkmodell33,34 forutsatt at det er et sekretert, morfologisk og undersirkulært datamateriale. av radius en større enn en deformert myk viskøs avsetning Den vertikale maksimale forskyvningen w og tykkelsen h av (Supplerende Fig. S1).Pdef er differansen mellom totalt trykk og bergart statisk trykk pluss vannsøyletrykk.Ved BdM er radien ca 2500 m, w er 20 m, og h maksimum estimert ut fra den seismiske w profilen er ca 40 Pfde = 140 Pfde = 140 Pfde. D/a4 fra forholdet, hvor D er bøyestivheten;D er gitt ved (E h3)/[12(1 – ν2)], der E er Youngs modul til avsetningen, ν er Poissons forhold (~0,5)33. Siden de mekaniske egenskapene til BdM-sedimenter ikke kan måles, setter vi E = 140 kPa, som er en rimelig lik verdi for BdM-sand, 417y vurderer ikke høyere sedimenter, 417y, 417 og BdM-sand. verdier rapportert i litteraturen for siltig leireavsetninger (300 < E < 350 000 kPa)33,34 fordi BDM-avsetninger hovedsakelig består av sand, ikke silt eller siltig leire24. Vi oppnår Pdef = 0,3 Pa, som er i samsvar med estimater av havbunnshevingsprosesser i gasshydratverdibassenget, fra der Pdef-verdien varierer fra 1 til 0-2, ing lav v/a og/eller hva.I BdM kan stivhetsreduksjon på grunn av lokal gassmetning av sedimentet og/eller opptreden av allerede eksisterende sprekker også bidra til svikt og påfølgende gassutslipp, noe som muliggjør dannelsen av de observerte ventilasjonsstrukturene. hauger, folder, forkastninger og sedimentære kutt (fig.7b,c). Dette antyder at den 14,8 til 12 ka gamle pimpsteinen har trengt inn i det yngre MS-laget gjennom en oppadgående gasstransportprosess. De morfologiske trekkene til BdM-strukturen kan sees på som et resultat av overtrykket skapt av væskeutslippet produsert av GSL. Gitt at aktivt utslipp kan sees fra havbunnen i havbunnen opp til 1470 m over væsken, over 1470 væsken. overstiger 1700 kPa. Oppadgående migrasjon av gasser i sedimentene hadde også effekten av å skrubbe materiale inneholdt i MS, noe som forklarer tilstedeværelsen av kaotiske sedimenter i tyngdekraftskjerner samplet på BdM25. Videre skaper overtrykket av GSL et komplekst bruddsystem (polygonal forkastning i fig. 7, strpaati, som er referert til i fig. ”49,50, ble opprinnelig tilskrevet sekundære effekter av gamle isbreformasjoner, og tolkes for tiden som effektene av stigende gass31,33 eller evaporitter50 .På den kontinentale marginen av Campania er fordampningssedimenter knappe, i hvert fall innenfor de øverste 3 km av jordskorpen, som sannsynligvis kontrolleres av veksten i jordskorpen. sedimentene. Denne konklusjonen støttes av de gjennomsiktige seismiske ansiktene til pagoden (fig.7), samt gravitasjonskjernedata som tidligere rapportert24, hvor dagens sand bryter ut med 'Pomici Principali'25 og 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Videre invaderte og deformerte PS-avsetninger det øverste MS-laget (fig. 7d). Denne strukturelle ordningen antyder at en u-,T-hovedgass-prosess og ikke bare en pagoda-rørledning. dannelse av pagoden: a) tettheten til det myke sedimentet avtar når gass kommer inn nedenfra;b) gass-sedimentblandingen stiger, som er observert folding, forkastning og brudd forårsaker MS-avsetninger (Figur 7). En lignende dannelsesmekanisme er foreslått for pagoder assosiert med gasshydrater i Sør-Skotiahavet (Antarktis). BdM-pagoder dukket opp i grupper i kuperte områder, og deres vertikale utstrekning var gjennomsnittlig 70–100 meter lang tilstedeværelse på 70–100 ganger. av MS-bølger og med tanke på stratigrafien til BdM-tyngdekraftkjernen, konkluderer vi at dannelsesalderen til pagodestrukturene er mindre enn ca. 14–12 ka. Videre er veksten av disse strukturene fortsatt aktiv (fig. 7d) ettersom noen pagoder har invadert og deformert den overliggende dagens BdM.7d (Fig.7d).
Pagodens unnlatelse av å krysse dagens havbunn indikerer at (a) gassstigning og/eller lokal opphør av gass-sedimentblanding, og/eller (b) mulig sidestrøm av gass-sedimentblanding ikke tillater en lokalisert overtrykksprosess. I følge diapir-teorimodellen52 viser sidestrømningen en negativ balanse mellom tilførselshastigheten for gass og oppover og hastigheten på tilførselen oppover i pagoden. tilførselshastigheten kan være relatert til økningen i tettheten til blandingen på grunn av at gasstilførselen forsvinner. Resultatene oppsummert ovenfor og den oppdriftskontrollerte stigningen av pagoden lar oss estimere luftsøylens høyde hg. Oppdriften er gitt ved ΔP = hgg (ρw – ρg), hvor g er tyngdekraften (9,8 m/s) til vann og ρg er dens og ρg-verdien til vann. ΔP er summen av den tidligere beregnede Pdef og det litostatiske trykket Plith til sedimentplaten, dvs. ρsg h, der ρs er sedimenttettheten. I dette tilfellet er verdien av hg som kreves for ønsket oppdrift gitt av hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw)/[g (ρw) ] – ρ0 m = 0,0 m (p.0) og P. se ovenfor), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg er neglisjerbar fordi ρw ≫ρg.Vi får hg = 245 m, en verdi som representerer dybden av bunnen av GSL.ΔP er 2,4 MPa, som er nødvendig for å bryte overtrykket og havfloden.
Sammensetningen av BdM-gassen stemmer overens med mantelkilder som er endret ved tilsetning av væsker assosiert med dekarboniseringsreaksjoner av jordskorpebergarter (fig. 6). Grove EW-justeringer av BdM-kupler og aktive vulkaner som Ischia, Campi Flegre og Soma-Vesuvius, sammen med hele sammensetningen av gassene gasser som slippes ut under, antyder at Na-gassene som slippes ut under, antyder at mer fra Na-gassene som slippes ut under og mer av de vulkanske vulkanene flere skorpevæsker beveger seg fra vest (Ischia) til øst (Somma-Vesuivus) (fig. 1b og 6).
Vi har konkludert med at i Napolibukta, noen få kilometer fra havnen i Napoli, er det en 25 km2 bred kuppellignende struktur som er påvirket av en aktiv avgassingsprosess og forårsaket av plassering av pagoder og hauger. Foreløpig antyder BdM-signaturer at ikke-magmatisk turbulens53 kan føre til utladning av embryonisk væske/motorni og tidlig utladning av mage/volcan. bør implementeres for å analysere utviklingen av fenomener og for å oppdage geokjemiske og geofysiske signaler som indikerer potensielle magmatiske forstyrrelser.
Akustiske vannsøyleprofiler (2D) ble anskaffet under SAFE_2014 (august 2014) cruiset på R/V Urania (CNR) av National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC).Akustisk prøvetaking ble utført av et vitenskapelig strålesplittende ekkolodd Simrad EK60 i drift med 38 kHz gjennomsnittshastighet. under-bilder ble brukt til å identifisere væskeutslipp og nøyaktig definere deres plassering i oppsamlingsområdet (mellom 74 og 180 m bsl).Mål fysiske og kjemiske parametere i vannsøylen ved hjelp av multiparameterprober (konduktivitet, temperatur og dybde, CTD).Data ble samlet inn ved hjelp av en CTD 911-sonde (SeaBird, SBird, SB32 Inc.) og prosessert programvareversjon (SeaBird, SB32 Inc.). .2). En visuell inspeksjon av havbunnen ble utført ved bruk av en «Pollux III» (GEItaliana) ROV-enhet (fjernstyrt kjøretøy) med to (lav og høy definisjon) kameraer.
Multibeam datainnsamling ble utført ved bruk av et 100 KHz Simrad EM710 multistråle ekkoloddsystem (Kongsberg). Systemet er koblet til et differensielt globalt posisjoneringssystem for å sikre submetriske feil i stråleposisjonering. Den akustiske pulsen har en frekvens på 100 KHz, en avfyringspuls på hele 150° åpningshastighet med lydgrader og reell strålehastighet i 40 Mesure og reell åpningshastighet på 40°. tid under innhenting.Data ble behandlet ved hjelp av PDS2000-programvare (Reson-Thales) i henhold til International Hydrographic Organization-standard (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) for navigasjon og tidevannskorreksjon.Støyreduksjon på grunn av utilsiktede instrumenttopper og dårlig kvalitet stråleekskludering ble utført med bånddeteksjons- og lydekskludering ble utført med bånddeteksjon. en kjølstasjon som ligger i nærheten av flerstråletransduseren og innhenter og påfører sanntids lydhastighetsprofiler i vannsøylen hver 6.-8. time for å gi sanntidslydhastighet for riktig strålestyring. Hele datasettet består av ca. 440 km2 (0-1200 m dybde). Dataene ble brukt til å gi en høyoppløselig digital terrengcellestørrelse (D1TM) karakterisert av en endelig terrengmodell (D1TM).1a) ble utført med terrengdata (>0 m over havet) innhentet ved 20 m rutenettcellestørrelse av det italienske geo-militære instituttet.
En 55-kilometer høyoppløselig enkanals seismisk dataprofil, samlet inn under sikre havcruise i 2007 og 2014, dekket et område på ca. 113 kvadratkilometer, begge på R/V Urania. Marisk-profiler (f.eks. L1 seismisk profil, Fig. 1b) ble oppnådd ved å bruke bomsystemet 5-B. løp der kilden og mottakeren er plassert. Kildesignaturen består av en enkelt positiv topp som er karakterisert i frekvensområdet 1-10 kHz og gjør det mulig å oppløse reflektorer adskilt med 25 cm.Sikkere seismiske profiler ble anskaffet ved bruk av en 1,4 Kj multitip Geospark seismisk kilde som er grensesnitt med Geotrace-systemet består av System a K6. z-kilde som penetrerer opptil 400 millisekunder i mykt sediment under havbunnen, med en teoretisk vertikal oppløsning på 30 cm.Både Safe- og Marsik-enheter ble oppnådd med en hastighet på 0,33 skudd/sek. med en fartøyhastighet <3 Kn. Data ble behandlet og presentert ved bruk av Geosuite Allworks-programvare med korrekt arbeidsflyt-programvare, d-IH, mutation og vann: filtrering og AGC.
Gassen fra undervannsfumarolen ble samlet opp på havbunnen ved hjelp av en plastboks utstyrt med en gummimembran på oversiden, plassert opp ned av ROV-en over ventilen. Når luftboblene som kommer inn i boksen har erstattet sjøvannet fullstendig, er ROV-en tilbake til en dybde på 1 m, og dykkeren overfører den oppsamlede gassen til to 6- 0 flasksupt gummiglass med en teflosk-suger. n stoppekraner der One ble fylt med 20 mL 5N NaOH-løsning (kolbe av Gegenbach-type). De viktigste sure gassartene (CO2 og H2S) er oppløst i den alkaliske løsningen, mens gassartene med lav løselighet (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 og lette hydrokarboner) er lagret med lavt oppløselig gass i organisk gass med lavt oppløselig gass i organisk gass. (GC) ved bruk av en Shimadzu 15A utstyrt med en 10 m lang 5A molekylsiktkolonne og en termisk konduktivitetsdetektor (TCD) 54. Argon og O2 ble analysert ved bruk av en Thermo Focus gasskromatograf utstyrt med en 30 m lang kapillær molekylsiktkolonne og TCD-gass utstyrt med 14 lett hydrokarbon Shimad og 14 hydrokarbon. 0 m lang søyle i rustfritt stål pakket med Chromosorb PAW 80/100 mesh, belagt med 23% SP 1700 og en flammeioniseringsdetektor (FID).Væskefasen ble brukt til analyse av 1) CO2, as, titrert med 0,5 N HCl-løsning (Metrohm Basic Titrino) og 3, m H2S oksidasjon med 3, H2S (2) kromatografi (IC) (IC) (Wantong 761). Den analytiske feilen ved titrering, GC og IC-analyse er mindre enn 5%.Etter standard ekstraksjons- og renseprosedyrer for gassblandinger, ble 13C/12C CO2 (uttrykt som δ13C-CO2% og V-PDB) analysert ved bruk av et estimat av Finnraringan Delta S5, utvendig og med et estimat av Finnaringan Delta S. cenzo marmor (intern), NBS18 og NBS19 (internasjonal), mens analytisk feil og reproduserbarhet var henholdsvis ±0,05 % og ±0,1 %.
δ15N (uttrykt som % vs. luft) verdier og 40Ar/36Ar ble bestemt ved bruk av en Agilent 6890 N gasskromatograf (GC) koblet til et Finnigan Delta plusXP kontinuerlig strømningsmassespektrometer. Analysefeilen er: δ15N±0,1%, 36Ar <Arop%, 36Ar <Arop%, 36Ar <Arop%, 36Ar <Arop%-forhold. hvor R er 3He/4He målt i prøven og Ra er det samme forholdet i atmosfæren: 1,39 × 10−6)57 ble bestemt ved laboratoriet til INGV-Palermo (Italia) 3He, 4He og 20Ne ble bestemt ved bruk av et dual collector massespektrometer (Helix SFT-Alysna 5. feil etter separasjon på 3% og Heliks). blanke felter for He og Ne er henholdsvis <10-14 og <10-16 mol.
Hvordan sitere denne artikkelen: Passaro, S. et al. Havbunnsheving drevet av en avgassingsprosess avslører spirende vulkansk aktivitet langs kysten.vitenskap.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologien og biologien til moderne og eldgamle hydrokarboner i havbunnen siver og ventiler: en introduksjon. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Den globale forekomsten av gasshydrater.I Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (red.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circulation.I: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (red) 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. Structure and dynamics of mid-ocean ridge hydrothermal systems.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Aktuelle syn på gasshydratressurser.energi.og miljøvitenskap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Intern struktur og utbruddshistorie av et kilometer-skala gjørmevulkansystem i det sørkaspiske hav.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Havbunnstrekk assosiert med siving av hydrokarboner fra dypvannskarbonatslamhauger i Cadizbukta: fra mudstrøm til karbonatsedimenter.Geografi March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D seismisk representasjon av væskerømmingsrørledninger i kilometerskala offshore Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Væskestrømskarakteristikker i olje- og gassrørledningssystemer: Hva forteller de oss om bassengevolusjon?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikal utvikling av den neogene kvartære væskeutslippsstrukturen i forhold til gassflukser i Lower Congo Basin, offshore Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrotermisk og tektonisk aktivitet i nordlige 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.Tektonisk og skorpestruktur ved den kontinentale marginen av Campania: forhold til vulkansk aktivitet.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Den relative rollen til rifttektonikk og magmatiske hevingsprosesser: slutning fra geofysiske, strukturelle og geokjemiske data i Napoli vulkanske regionen (sør-Italia).Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanisms of recent vertical crustal movement in the Campi Flegrei-krater i Sør-Italia.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortvarig grunndeformasjon og seismisitet i det nestede Campi Flegrei-krateret (Italia): et eksempel på aktiv massegjenvinning i et tett befolket område.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., og Saccorotti, G. Hydrotermisk opprinnelse til vedvarende langsiktig 4D-aktivitet i vulkankomplekset Campi Flegrei i Italia.J.Volcano.geothermal.reservoar.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. og Mastrolorenzo, G. Rask differensiering i terskellignende magmatiske reservoarer: en casestudie fra Campi Flegrei-krateret.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR tidsserier, korrelasjonsanalyse og tidskorrelasjonsmodellering avslører en mulig kobling av Campi Flegrei og Vesuvius.J.Vulkan.geotermisk.reservoar.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturell og stratigrafisk struktur av den første halvdelen av den tyrrenske graben (Napolibukta, Italia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Kilder til karbon i vulkansk askegass fra Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafi: Respons på havnivåfall og tektonisk løft på den ytre kontinentalsokkelen (Eastern Tyrrhenian margin, Italy). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).