Faleminderit që vizituat Nature.com. Versioni i shfletuesit që po përdorni ka mbështetje të kufizuar për CSS. Për përvojën më të mirë, ju rekomandojmë të përdorni një shfletues të përditësuar (ose të çaktivizoni modalitetin e përputhshmërisë në Internet Explorer). Ndërkohë, për të siguruar mbështetje të vazhdueshme, ne do ta shfaqim sajtin pa stile dhe JavaScript.
Ne raportojmë prova të ngritjes aktive të shtratit të detit dhe emetimeve të gazit disa kilometra në det të hapur nga porti i Napolit (Itali). Shenjat, tumat dhe krateret janë tipare të shtratit të detit. Këto formacione përfaqësojnë majat e strukturave të cekëta të kores, duke përfshirë faltore, defekte dhe palosje që ndikojnë në shtratin e detit. Ata regjistruan rritjen e reaksionit të bononit në shtyp dhe oksidimin dhe rritjen e boneve. shkrirjet e mantelit dhe shkëmbinjtë e kores. Këto gaze janë të ngjashme me ato që ushqejnë sistemet hidrotermale të Ischia, Campi Flegre dhe Soma-Vesuvius, duke sugjeruar një burim manteli të përzier me lëngje kore poshtë Gjirit të Napolit. Zgjerimi dhe këputja nënujore e shkaktuar nga ngritja e gazit dhe procesi i mbipresionit të ngritjes së gazit dhe presionit të lartë, kërkon një proces të lartë2. dhe emetimet e gazit janë manifestime të përmbysjeve jo-vullkanike që mund të paralajmërojnë shpërthime në fund të detit dhe/ose shpërthime hidrotermale.
Shkarkimet hidrotermale (ujë të nxehtë dhe gaz) në det të thellë janë një tipar i zakonshëm i kreshtave në mes të oqeanit dhe kufijve të pllakave konvergjente (përfshirë pjesët e zhytura në ujë të harqeve ishullore), ndërsa shkarkimet e ftohta të hidrateve të gazit (klatratet) janë shpesh karakteristike për raftet kontinentale dhe skajet pasive1,4,52. Zonat e stallës nënkupton burimet e nxehtësisë (rezervuarët e magmës) brenda kores kontinentale dhe/ose mantelit. Këto shkarkime mund t'i paraprijnë ngjitjes së magmës përmes shtresave më të sipërme të kores së Tokës dhe të arrijnë kulmin me shpërthimin dhe vendosjen e maleve vullkanike detare6. afër zonave bregdetare të populluara si rajoni vullkanik i Napolit në Itali (~ 1 milion banorë) është kritik për vlerësimin e vullkaneve të mundshme. Shpërthimi i cekët. Për më tepër, ndërkohë që veçoritë morfologjike të lidhura me emetimet hidrotermale ose të gazit hidrat në det të thellë janë relativisht të njohura për shkak të veçorive të tyre gjeologjike dhe biologjike, përveç veçorive më të mëdha ujore1. ka relativisht pak të dhëna.Këtu, ne paraqesim të dhëna të reja batimetrike, sizmike, kolone ujore dhe gjeokimike për një rajon kompleks nënujor, morfologjikisht dhe strukturor të prekur nga emetimet e gazit në Gjirin e Napolit (Italia e Jugut), afërsisht 5 km nga porti i Napolit. Këto të dhëna u mblodhën gjatë 1401/2013 Ura. të përshkruajë dhe të interpretojë strukturat e detit dhe nëntokësore ku ndodhin emetimet e gazit, të hetojë burimet e lëngjeve të ajrosjes, të identifikojë dhe karakterizojë mekanizmat që rregullojnë ngritjen e gazit dhe deformimin e shoqëruar, dhe të diskutojë ndikimet e vullkanologjisë.
Gjiri i Napolit formon margjinën perëndimore Plio-Kuaternare, depresioni tektonik i zgjatur i Kampanisë NP-JL13,14,15.EW i Ischia-s (rreth 150-1302 pas Krishtit), kraterit Campi Flegre (rreth 300-1538) dhe rregullimit të Somausvi-0-1538-1538 Bay veriu i erës sonë)15, ndërsa jugu kufizohet me gadishullin Sorrento (Fig. 1a). Gjiri i Napolit ndikohet nga thyerjet e rëndësishme mbizotëruese NE-JP dhe dytësore VP-JL (Fig. 1) 14,15. Ischia, Campi Flegrei dhe Somma-Vesuvius karakterizohen nga manifestimet e tokës1, deformimi i tokës1, dhe17 therësimi i tokës , ngjarja e turbullt në Campi Flegrei në vitet 1982-1984, me ngritje prej 1.8 m dhe mijëra tërmete). Studimet e fundit19,20 sugjerojnë se mund të ketë një lidhje midis dinamikës së Soma-Vesuvius dhe asaj të Campi Flegre, ndoshta e lidhur me "reservoisave të thella" aktivitetet e fundit magazine. 6 ka të Campi Flegrei dhe 18 ka të Somma Vesuvius kontrollonin sistemin sedimentar të Gjirit të Napolit. Niveli i ulët i detit në maksimumin e fundit akullnajor (18 ka) çoi në regresionin e sistemit sedimentar të cekët në det të hapur, i cili më pas u mbush nga ngjarjet transgresive të gazeve të zbuluara gjatë ishullit të Plotfuqishëm. chia dhe në brigjet e Campi Flegre dhe pranë malit Soma-Vesuvius (Fig.1b).
(a) Rregullimet morfologjike dhe strukturore të shelfit kontinental dhe Gjirit të Napolit 15, 23, 24, 48. Pikat janë qendrat kryesore të shpërthimit të nëndetëseve;Vijat e kuqe paraqesin defekte të mëdha. (b) Batimetria e Gjirit të Napolit me vrima të zbuluara të lëngjeve (pika) dhe gjurmë vijash sizmike (vija të zeza). Vijat e verdha janë trajektoret e linjave sizmike L1 dhe L2 të raportuara në figurën 6. Kufijtë e Banco dellaM-së janë të shënuara me vija të ngjashme (b). katrorët e verdhë shënojnë vendndodhjen e profileve të kolonës akustike të ujit dhe kornizat CTD-EMBlank, CTD-EM50 dhe ROV janë raportuar në Fig. 5. Rrethi i verdhë shënon vendndodhjen e shkarkimit të gazit të mostrës dhe përbërja e tij tregohet në Tabelën S1. Software Golden (http://www.goldensoftware.com.
Bazuar në të dhënat e marra gjatë lundrimit SAFE_2014 (gusht 2014) (shih Metodat), është ndërtuar një Model i ri Dixhital Terreni (DTM) i Gjirit të Napolit me rezolucion 1 m. DTM tregon se shtrati i detit në jug të Portit të Napolit karakterizohet nga një pjerrësi e lehtë ≥ 3° në jug (pjerrësi × 5°) nga jugu. Struktura në formë kube 5,3 km, e njohur në vend si Banco della Montagna (BdM). Fig.1a,b).BdM zhvillohet në një thellësi prej rreth 100 deri në 170 metra, 15 deri në 20 metra mbi shtratin e detit përreth. Kupola BdM shfaqi një morfologji të ngjashme me tumë për shkak të 280 tumave nënrrethore deri në ovale (Fig. 2a), 665 kone, dhe lartësia 4 m dhe 30 pik. m dhe 1,800 m, respektivisht. Rrethoriteti [C = 4π(zona/perimetër2)] i tumave u zvogëlua me rritjen e perimetrit (Fig. 2b). Raportet boshtore për tumat varionin midis 1 dhe 6,5, me tumat me një raport boshtor >2°, duke treguar një më të preferuar N45° e disperuar nga N45°E më shumë sekondë N45°E. Goditja N145°E (Fig. 2c).Kone të vetme ose të rreshtuara ekzistojnë në rrafshin BdM dhe në majë të tumës (Fig. 3a,b). Rregullimet konike ndjekin rregullimin e tumave në të cilat ato ndodhen. Shenjat zakonisht ndodhen në shtratin e sheshtë të detit (Fig. 3c) dhe herë pas here në tuma. Dendësia hapësinore e konëve demonstron se shtrirja në jug dhe në pjesën veriore kufijtë perëndimor të kupolës BdM (Fig. 4a,b);rruga më pak e shtrirë VP-JL ndodhet në rajonin qendror BdM.
(a) Modeli dixhital i terrenit (madhësia e qelizave 1 m) të kupolës së Banco della Montagna (BdM). (b) Perimetri dhe rrumbullakësia e tumave BdM. (c) Raporti boshtor dhe këndi (orientimi) i boshtit kryesor të elipsit më të përshtatshëm që rrethon tumën. Gabimi standard i modelit të Terrenit Dixhital është ;0.gabimet standarde të perimetrit dhe rrumbullakësisë janë përkatësisht 4,83 m dhe 0,01, dhe gabimet standarde të raportit aksial dhe këndit janë përkatësisht 0,04 dhe 3,34°.
Detajet e koneve, kratereve, tumave dhe gropave të identifikuara në rajonin BdM të nxjerra nga DTM në Figurën 2.
(a) Konet e shtrirjes në një shtrat të sheshtë deti;(b) kone dhe kratere në tuma të holla VP-JL;(c) vulat në një sipërfaqe të zhytur lehtë.
(a) Shpërndarja hapësinore e kratereve, gropave dhe shkarkimeve aktive të gazit të zbuluar. (b) Dendësia hapësinore e kratereve dhe gropave të raportuara në (a) (numri/0.2 km2).
Ne identifikuam 37 emetime të gazta në rajonin BdM nga imazhet tingëlluese të jehonës së kolonës së ujit ROV dhe vëzhgimet e drejtpërdrejta të shtratit të detit të marra gjatë lundrimit SAFE_2014 në gusht 2014 (Figurat 4 dhe 5). Anomalitë akustike të këtyre emetimeve tregojnë forma vertikalisht të zgjatura midis rrëshqitjes dhe ngrirjes vertikalisht70, Figura e zgjatur në mënyrë vertikale 7 ose ngrihet nga lart70. 5a).Në disa vende, anomalitë akustike formuan një "tren" pothuajse të vazhdueshëm. Shtyllat e flluskave të vëzhguara ndryshojnë shumë: nga rrjedhjet e vazhdueshme dhe të dendura të flluskave deri te fenomenet jetëshkurtëra (Filmi Suplementar 1). Inspektimi ROV lejon verifikimin vizual të shfaqjes së vrimave të lëngut në fundin e detit, të theksuara nganjëherë nga pikat e vogla në Fig. 5b). Në disa raste, kanalet ROV riaktivizojnë emetimet. Morfologjia e ventilimit tregon një hapje rrethore në krye pa ndezje në kolonën e ujit. PH në kolonën e ujit pak mbi pikën e shkarkimit tregoi një rënie të konsiderueshme, duke treguar kushte më acidike në nivel lokal (Fig.5c,d). Në veçanti, pH mbi shkarkimin e gazit BdM në 75 m thellësi u ul nga 8.4 (në thellësi 70 m) në 7.8 (në thellësi 75 m) (Fig. 5c), ndërsa vendet e tjera në Gjirin e Napolit kishin vlera të pH midis 0 dhe 16.5 Fig. Ndryshime të rëndësishme në temperaturën e ujit të detit dhe kripësinë munguan në dy zona brenda dhe jashtë zonës BdM të Gjirit të Napolit. Në një thellësi prej 70 m, temperatura është 15 °C dhe kripësia është rreth 38 PSU (Fig. 5c,d). Matjet e pH, temperaturës dhe mungesës së lëngjeve të lidhura me pjesëmarrjen e aciditetit ose kripësisë: shkarkim shumë i ngadalshëm i lëngjeve termike dhe shëllirë.
(a) Dritarja e marrjes së profilit të kolonës akustike të ujit (echometer Simrad EK60). Brezi jeshil vertikal që korrespondon me ndezjen e gazit të zbuluar në shkarkimin e lëngut EM50 (rreth 75 m nën nivelin e detit) që ndodhet në rajonin BdM;Tregohen gjithashtu sinjalet multiplekse të poshtme dhe të detit (b) të mbledhura me një automjet të telekomanduar në rajonin BdM Fotoja e vetme tregon një krater të vogël (rreth të zi) të rrethuar nga sedimente të kuqe në portokalli. oksigjen) të kolonës së ujit mbi shkarkimin e lëngut EM50 (paneli c) dhe jashtë panelit të zonës së shkarkimit Bdm (d).
Ne mblodhëm tre mostra gazi nga zona e studimit midis 22 dhe 28 gusht 2014. Këto mostra treguan përbërje të ngjashme, të dominuara nga CO2 (934-945 mmol/mol), e ndjekur nga përqendrimet përkatëse të N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol./mol) dhe H204 mmol. Ai ishte më pak i bollshëm (<0.052 dhe <0.016 mmol/mol, respektivisht) (Fig. 1b; Tabela S1, Filmi Suplementar 2). U matën gjithashtu përqendrime relativisht të larta të O2 dhe Ar (deri në 3.2 dhe 0.18 mmol/mol, respektivisht). Shuma e bonave të 4 mmol/mol varion nga 0.3 mmol/mol 0. 2-C4 alkane, aromatike (kryesisht benzen), propen dhe komponime që përmbajnë squfur (tiofen). Vlera 40Ar/36Ar është në përputhje me ajrin (295.5), megjithëse kampioni EM35 (kupola BdM) ka një vlerë prej 304, duke treguar një tepricë të lehtë prej 4.8% deri në +15Ar për ajrin. ndërsa vlerat δ13C-CO2 varionin nga -0,93 në 0,44% kundrejt vlerave V-PDB.R/Ra (pas korrigjimit të ndotjes së ajrit duke përdorur raportin 4He/20Ne) ishin midis 1,66 dhe 1,94, që tregon praninë e një fraksioni të madh të mantelit që është oto-helmues 2 dhe oto-2 me mantelin e tij. , burimi i emetimeve në BdM mund të sqarohet më tej. Në hartën e CO2 për CO2/3He kundrejt δ13C (Fig.6), përbërja e gazit BdM krahasohet me atë të fumaroleve Ischia, Campi Flegrei dhe Somma-Vesuvius. Figura 6 gjithashtu raporton linjat teorike të përzierjes midis tre burimeve të ndryshme të karbonit që mund të përfshihen në prodhimin e gazit BdM: shkrirjet me prejardhje nga manteli i tretur, sedimentet e pasura me bonë organike të rëna nga sedimentet e trefishta të karbonit. vullkanet, domethënë, përzierja midis gazeve të mantelit (të cilët supozohet se janë pak të pasuruar me dioksid karboni në krahasim me MORB-et klasike me qëllim të përshtatjes së të dhënave) dhe reaksioneve të shkaktuara nga dekarbonizimi i kores. Shkëmbi i gazit që rezulton.
Linjat hibride midis përbërjes së mantelit dhe anëtarëve fundorë të gurit gëlqeror dhe sedimenteve organike janë raportuar për krahasim. Kutitë përfaqësojnë zonat fumarole të Ischia, Campi Flegrei dhe Somma-Vesvius 59, 60, 61. Mostra BdM është në tendencën e përzier të vullkanit të Campania. Burimi i përzierjes së gazit nga njeriu është gazi i prodhuar nga njeriu. minerale bonat.
Seksionet sizmike L1 dhe L2 (Fig. 1b dhe 7) tregojnë kalimin ndërmjet BdM dhe sekuencave stratigrafike distale të rajoneve vullkanike Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) dhe Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). ) tregon reflektorë nënparalelë me amplitudë të lartë deri në mesatare dhe vazhdimësi anësore (Fig. 7b,c). Kjo shtresë përfshin sedimente detare të tërhequra nga sistemi Maksimumi i Fundit Akullnajor (LGM) dhe përbëhet nga rërë dhe argjilë23. Shtresa e poshtme PS (Fig. 7b–d) karakterizohet nga një formë transparente e kolonës në formë ore PS. tumat e shtratit të detit (Fig. 7d). Këto gjeometri të ngjashme me diapirin demonstrojnë depërtimin e materialit transparent PS në depozitat më të sipërme të MS. Ngritja është përgjegjëse për formimin e palosjeve dhe defekteve që ndikojnë në shtresën MS dhe mbi sedimentet e sotme të shtratit të detit BdM (Fig. 7 Shtresa e qartë e LMS-së është e qartë në1). seksion, ndërsa zbardhet drejt BdM për shkak të pranisë së një shtrese të ngopur me gaz (GSL) të mbuluar nga disa nivele të brendshme të sekuencës MS (Fig.7a). Bërthamat e gravitetit të mbledhura në majë të BdM që korrespondojnë me shtresën sizmike transparente tregojnë se pjesa më e lartë 40 cm përbëhet nga rëra e depozituar kohët e fundit deri më sot;)24,25 dhe fragmente shtufi nga shpërthimi shpërthyes i Campi Flegrei të "Napoles Yellow Tuff" (14.8 ka) 26. Faza transparente e shtresës PS nuk mund të shpjegohet vetëm me proceset kaotike të përzierjes, sepse shtresat kaotike të lidhura me rrëshqitjet e dheut, rrjedhat e baltës dhe rrjedhat piroklastike gjenden jashtë gjirit2 të gjirit piroklastik. 1,23,24.Ne konkludojmë se facialet sizmike të vëzhguara BdM PS si dhe pamja e shtresës PS të daljes nënujore (Fig. 7d) reflektojnë ngritjen e gazit natyror.
(a) Profili sizmik me një binar L1 (gjurmë lundrimi në Fig. 1b) që tregon një rregullim hapësinor kolone (pagodë). Faltorja përbëhet nga depozitime kaotike shtufi dhe rëre. Shtresa e ngopur me gaz që ekziston poshtë faltores heq vazhdimësinë e formacioneve më të thella. Prerja dhe deformimi i tumave të detit, depozitave detare (MS) dhe rërës shtuf (PS). (c) Detajet e deformimit në MS dhe PS janë raportuar në (c,d). Duke supozuar një shpejtësi prej 1580 m/s në sedimentin më të lartë, 100 ms përfaqëson rreth 80 m në shkallën vertikale.
Karakteristikat morfologjike dhe strukturore të BdM janë të ngjashme me fushat e tjera hidrotermale dhe hidrate gazi nënujore globalisht2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 dhe shpesh shoqërohen me ngritje (qemere dhe tuma) dhe shkarkim gazi (kone, gropa). s 2 dhe 3). Rregullimi hapësinor i tumave, gropave dhe shfryrjeve aktive sugjeron se shpërndarja e tyre kontrollohet pjesërisht nga thyerjet e ndikimit NW-SE dhe NE-SW (Fig. 4b). Këto janë goditjet e preferuara të sistemeve të prishjeve që prekin Campi Flegrei dhe Somma-Vesuvius. Në vendndodhjen e zonave të veçanta të vullkanit të Gulfcharit, kontrollin e zonave të veçanta të vullkanit të Gulfchar dhe zonave të veçanta të kontrollit të vullkanit të gjirit të mëparshëm dhe NE-SW (Fig. 4b). ge nga krateri Campi Flegrei35. Prandaj ne konkludojmë se gabimet dhe thyerjet në Gjirin e Napolit përfaqësojnë rrugën e preferuar për migrimin e gazit në sipërfaqe, një veçori e përbashkët nga sistemet e tjera hidrotermale të kontrolluara strukturisht36,37. Veçanërisht, konet dhe gropat BdM nuk ishin gjithmonë të lidhura me tumat (Fig.3a,c).Kjo sugjeron që këto tuma nuk përfaqësojnë domosdoshmërisht pararendës të formimit të gropave, siç kanë sugjeruar autorë të tjerë për zonat e hidrateve të gazit32,33. Përfundimet tona mbështesin hipotezën se ndërprerja e sedimenteve të kupolës së detit nuk çon gjithmonë në formimin e gropave.
Tre emetimet e gazta të mbledhura tregojnë shenja kimike tipike për lëngjet hidrotermale, përkatësisht kryesisht CO2 me përqendrime të konsiderueshme të gazeve reduktuese (H2S, CH4 dhe H2) dhe hidrokarbureve të lehta (veçanërisht benzeni dhe propileni)38,39, 40, 41, 42, 43, 43, 41, 44, 45 (2, 43, 43, 43, 41, 45, 2, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 43, 45, 45. ), të cilat nuk pritet të jenë të pranishme në emetimet e nëndetëseve, mund të jenë për shkak të ndotjes nga ajri i tretur në ujin e detit që vjen në kontakt me gazrat e ruajtura në kuti plastike të përdorura për marrjen e mostrave, pasi ROV-të nxirren nga fundi i oqeanit në det për t'u revoltuar. Në të kundërt, vlerat pozitive δ15N sugjerojnë një nivel të lartë N2-Air (më të lartë se sa 0) N2 prodhohet nga burime ekstra-atmosferike, në përputhje me origjinën mbizotëruese hidrotermale të këtyre gazeve. Origjina hidrotermale-vullkanike e gazit BdM konfirmohet nga përmbajtja e CO2 dhe He dhe nënshkrimet izotopike të tyre. Izotopet e karbonit (δ13C-CO2 nga -0,93% në +0,1 × 0,4 × 0,4% dhe vlera CO2 × 1010) sugjerojnë që mostrat BdM i përkasin një tendence të përzier fumarolesh rreth pjesëve fundore të mantelit të Gjirit të Napolit dhe dekarbonizimit Marrëdhënia midis gazeve të prodhuara nga reaksioni (Figura 6). Më konkretisht, mostrat e gazit BdM janë të vendosura përgjatë tendencës së përzierjes në afërsisht të njëjtin vend si lëngjet nga kampi i volumit të Sovjevës dhe më i afërt. kore se fumaroles Ischia, të cilat janë më afër fundit të mantelit.Somma-Vesuvius dhe Campi Flegrei kanë vlera më të larta 3He/4He (R/Ra midis 2.6 dhe 2.9) sesa BdM (R/Ra midis 1.66 dhe 1.96;Tabela S1). Kjo sugjeron që shtimi dhe akumulimi i He-së radiogjenike e ka origjinën nga i njëjti burim magmë që ushqeu vullkanet Somma-Vesuvius dhe Campi Flegrei. Mungesa e fraksioneve organike të dallueshme të karbonit në emetimet BdM sugjeron që sedimentet organike nuk përfshihen në procesin e degazimit të BdM.
Bazuar në të dhënat e raportuara më sipër dhe rezultatet nga modelet eksperimentale të strukturave të ngjashme me kupolën të lidhura me rajone të pasura me gaz nënujor, presioni i thellë i gazit mund të jetë përgjegjës për formimin e kupolave ​​BdM në shkallë kilometrike. Për të vlerësuar mbipresionin Pdef që çon në kasafortën BdM, ne aplikuam një model mekanik me pllaka të hollë33,34, duke supozuar se të dhënat morcikulare dhe teologjike janë mbledhur nga thelizmi. fletë rreze një më e madhe se një depozitë viskoze e butë e deformuar Zhvendosja maksimale vertikale w dhe trashësia h e (Fig. Plotësuese S1). Pdef është diferenca midis presionit total dhe presionit statik shkëmbor plus presionit të kolonës së ujit. Në BdM, rrezja është rreth 2,500 m, w është 20 m, dhe profili h maksimumi h. = w 64 D/a4 nga relacioni, ku D është ngurtësia përkulëse;D jepet nga (E h3)/[12(1 – ν2)], ku E është moduli i Young-it të depozitimit, ν është raporti i Poisson-it (~0.5)33. Meqenëse vetitë mekanike të sedimenteve BdM nuk mund të maten, vendosëm E = 140 kPa, e cila është një vlerë e arsyeshme e arsyeshme për rërë jo më të lartë se 4. Vlerat E të raportuara në literaturë për depozitat e argjilës së baltës (300 < E < 350,000 kPa) 33,34 sepse depozitat e BDM përbëhen kryesisht nga rërë, jo llum ose argjilë baltë24. Ne marrim Pdef = 0,3 Pa, që është në përputhje me vlerësimet e proceseve të ngritjes së detit në mjedisin 1,20 me ujë, nga 1 më pak hidratim. vlerat që përfaqësojnë të ulëta w/a dhe/ose what.Në BdM, reduktimi i ngurtësisë për shkak të ngopjes lokale me gaz të sedimentit dhe/ose shfaqja e thyerjeve para-ekzistuese mund të kontribuojë gjithashtu në dështimin dhe rrjedhimisht lirimin e gazit, duke lejuar formimin e strukturave të vëzhguara të ventilimit. Profilet sizmike të mbledhura të reflektuara treguan se PS-ja është ngritur lart (Fig. 7) sedimentet detare, që rezultojnë në tuma, palosje, thyerje dhe prerje sedimentare (Fig.7b,c). Kjo sugjeron se shtufi i vjetër 14,8 deri në 12 ka ka hyrë në shtresën më të re MS përmes një procesi të transportit të gazit lart. Tiparet morfologjike të strukturës BdM mund të shihen si rezultat i presionit të tepërt të krijuar nga shkarkimi i lëngut të prodhuar nga GSL. Duke pasur parasysh që shkarkimi aktiv brenda tij mund të shihet nga mbi shtratin e detit 170 GSL tejkalon 1,700 kPa. Migrimi lart i gazeve në sedimente pati gjithashtu efektin e pastrimit të materialit të përmbajtur në MS, duke shpjeguar praninë e sedimenteve kaotike në bërthamat e gravitetit të mostrave në BdM25. Për më tepër, presioni i tepërt i GSL krijon një sistem kompleks frakture (në këtë strukturë frakture, morografike, Fig. Vendbanimet ic, të referuara si "pagoda"49,50, fillimisht iu atribuuan efekteve dytësore të formacioneve të vjetra akullnajore dhe aktualisht interpretohen si efektet e rritjes së gazit31,33 ose avullimit50 .Në kufirin kontinental të Kampanisë, sedimentet avulluese janë të pakta, të paktën brenda 3 km nga mekanizmi më i lartë i rritjes. e kontrolluar nga ngritja e gazit në sedimente. Ky përfundim mbështetet nga facialet sizmike transparente të faltores (Fig.7), si dhe të dhënat e bërthamës së gravitetit siç është raportuar më parë24, ku rëra e sotme shpërthen me 'Pomici Principali'25 dhe 'Tufin e Verdhë të Napolit'26 Campi Flegrei. Për më tepër, depozitat e PS pushtuan dhe deformuan shtresën më të lartë MS (Fig. 7d). proceset kryesore rregullojnë formimin e faltores: a) dendësia e sedimentit të butë zvogëlohet kur gazi hyn nga poshtë;b) ngrihet përzierja gaz-sediment, e cila është palosja, thyerja dhe thyerja e vërejtur Shkakton depozitimet e MS (Figura 7). Një mekanizëm i ngjashëm formimi është propozuar për faltore të lidhura me hidratet e gazit në Detin e Skocisë Jugore (Antarktidë). Faltoret BdM u shfaqën në grupe në zonat kodrinore, dhe në dy zona me shtrirje vertikale Fig TT00. Për shkak të pranisë së valëzimeve të MS dhe duke marrë parasysh stratigrafinë e bërthamës së gravitetit të BdM, ne konkludojmë se mosha e formimit të strukturave të faltores është më e vogël se rreth 14-12 ka. Për më tepër, rritja e këtyre strukturave është ende aktive (Fig. 7d) pasi disa faltore kanë pushtuar dhe deformuar BM në ditët e sotme.
Dështimi i faltores për të kaluar shtratin e sotëm të detit tregon se (a) ngritja e gazit dhe/ose ndërprerja lokale e përzierjes së gazit-sedimentit dhe/ose (b) rrjedha e mundshme anësore e përzierjes së sedimentit gaz-sediment nuk lejon një proces të lokalizuar mbi presion. repart.Reduktimi i shkallës së furnizimit mund të lidhet me rritjen e densitetit të përzierjes për shkak të zhdukjes së furnizimit me gaz. Rezultatet e përmbledhura më sipër dhe ngritja e kontrolluar nga lundrimi i faltores na lejojnë të vlerësojmë lartësinë e kolonës së ajrit hg. Lëvizja jepet nga ΔP = hgg (ρw – ρg), ku g është rëndesa e gazit dhe ρns janë respektivisht de. P është shuma e Pdef-it të llogaritur më parë dhe Plithit të presionit litostatik të pllakës së sedimentit, dmth. ρsg h, ku ρs është dendësia e sedimentit. Në këtë rast, vlera e hg e kërkuar për lundrueshmërinë e dëshiruar jepet nga hg = (Pdef + Plith)/[g (ρwNë – 1dwe = ρg0)]. (shih më lart), ρw = 1,030 kg/m3, ρs = 2,500 kg/m3, ρg është i papërfillshëm sepse ρw ≫ρg. Marrim hg = 245 m, një vlerë që përfaqëson thellësinë e pjesës së poshtme të GSL.ΔP është 2,4 MPa, që është forma BM ose mbipresioni që kërkohet për të thyer flokun.
Përbërja e gazit BdM është në përputhje me burimet e mantelit të ndryshuara nga shtimi i lëngjeve të lidhura me reaksionet e dekarbonizimit të shkëmbinjve të kores (Fig. 6). Rreshtimi i përafërt EW i kupolave ​​BdM dhe vullkaneve aktive si Ischia, Campi Flegre dhe Soma-Vesuvius, së bashku me përbërjen e gazeve të prodhuara më poshtë, sugjerojnë që të gjithë gazrat mund të vijnë nga të gjithë gazrat. rajoni janë të përziera Gjithnjë e më shumë lëngje kore lëvizin nga perëndimi (Ischia) në lindje (Somma-Vesuivus) (Fig. 1b dhe 6).
Kemi arritur në përfundimin se në Gjirin e Napolit, pak kilometra nga porti i Napolit, ekziston një strukturë e gjerë 25 km2 e ngjashme me kupolën, e cila ndikohet nga një proces aktiv i degazimit dhe shkaktohet nga vendosja e faltoreve dhe tumave. Aktualisht, nënshkrimet e BdM sugjerojnë se turbulenca jomagmatike53 mund të paraprijë rrjedhën e hershme të volitshmërisë ose karikimin e vullkanit. Aktivitetet e monitorimit duhet të zbatohen për të analizuar evolucionin e fenomeneve dhe për të zbuluar sinjalet gjeokimike dhe gjeofizike që tregojnë shqetësime të mundshme magmatike.
Profilet e kolonës akustike të ujit (2D) u morën gjatë lundrimit SAFE_2014 (gusht 2014) në R/V Urania (CNR) nga Instituti Kombëtar i Kërkimit të Mjedisit Detar Bregdetar (IAMC). Marrja e mostrave akustike u krye nga një jehonë shkencore e ndarjes së rrezeve. Simrad me shpejtësi mesatare rekord EK86 ishte rreth 3AcH60 km. Imazhet e mbledhura të jehonës u përdorën për të identifikuar shkarkimet e lëngjeve dhe për të përcaktuar me saktësi vendndodhjen e tyre në zonën e grumbullimit (midis 74 dhe 180 m bsl). Matni parametrat fizikë dhe kimikë në kolonën e ujit duke përdorur sonda me shumë parametra (përçueshmëria, temperatura dhe thellësia, CTD). Të dhënat u mblodhën duke përdorur një proçes CTD11beard, Inc. Softueri Win32 (Seasave, versioni 7.23.2). Një inspektim vizual i shtratit të detit u krye duke përdorur një pajisje ROV "Pollux III" (GEItaliana) (automjet i drejtuar nga distanca) me dy kamera (me definicion të ulët dhe të lartë).
Përvetësimi i të dhënave me shumë rreze u krye duke përdorur një sistem sonar me shumë rreze Simrad EM710 100 KHz (Kongsberg). Sistemi është i lidhur me një sistem pozicionimi global diferencial për të siguruar gabime nënmetrike në pozicionimin e rrezes. Pulsi akustik ka një frekuencë prej 100 KHz, një puls shkrepjeje prej shkallësh 40 me shpejtësi dhe 150 gradë. profilet e funksionimit në kohë reale gjatë blerjes. Të dhënat u përpunuan duke përdorur softuerin PDS2000 (Reson-Thales) sipas standardit të Organizatës Ndërkombëtare Hidrografike (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) për navigimin dhe korrigjimin e baticës. Reduktimi i zhurmës për shkak të rritjes së cilësisë së instrumenteve aksidentale. Zbulimi i vazhdueshëm i shpejtësisë së tingullit kryhet nga një stacion keel i vendosur pranë transduktorit me shumë rreze dhe merr dhe zbaton profilet e shpejtësisë së zërit në kohë reale në kolonën e ujit çdo 6-8 orë për të siguruar shpejtësinë e zërit në kohë reale për drejtimin e duhur të rrezes. I gjithë grupi i të dhënave përbëhet nga afërsisht 440 km2 (0-1200 m të dhëna të përdorura në thellësi të modelit dixhital). Madhësia e qelizës së rrjetës 1 m. DTM përfundimtare (Fig.1a) është bërë me të dhënat e terrenit (>0 m mbi nivelin e detit) të marra në madhësinë e rrjetit 20 m nga Instituti Gjeo-Ushtarak Italian.
Një profil i të dhënave sizmike me një kanal me rezolucion të lartë 55 kilometra, i mbledhur gjatë lundrimeve të sigurta në oqean në 2007 dhe 2014, mbuloi një sipërfaqe prej përafërsisht 113 kilometra katrorë, të dyja në profilet R/V Urania.Marisk (p.sh., profilin sizmik L1, Fig. 1b. s të një katamarani 2,5 m në të cilin janë vendosur burimi dhe marrësi. Nënshkrimi i burimit përbëhet nga një kulm i vetëm pozitiv që karakterizohet në diapazonin e frekuencës 1-10 kHz dhe lejon zgjidhjen e reflektorëve të ndarë me 25 cm. Profilet sizmike të sigurta u morën duke përdorur një 1,4 Kj me shumë majë të sistemit Geospark, e cila përbëhet nga një softuer Geospark Sismic. ran që përmban një burim 1–6,02 KHz që depërton deri në 400 milisekonda në sedimentin e butë poshtë shtratit të detit, me një rezolucion vertikal teorik prej 30 cm. Të dy pajisjet Safe dhe Marsik u morën me një shpejtësi prej 0,33 shkrepje/sek me një shpejtësi të shkrepjes së ujit, duke përdorur softuerin e paraqitur më poshtë. heshtja e kolonës, filtrimi IIR i brezit 2-6 KHz dhe AGC.
Gazi nga fumaroli nënujor u mblodh në fundin e detit duke përdorur një kuti plastike të pajisur me një diafragmë gome në anën e sipërme të saj, e vendosur me kokë poshtë nga ROV mbi ndenja. Pasi flluskat e ajrit që hyjnë në kuti të kenë zëvendësuar plotësisht ujin e detit, ROV kthehet në një thellësi prej 1 m, dhe zhytësi i grumbulluar paraprakisht kalon në dy m6. balonat e qelqit të pajisura me priza Teflon në të cilat One u mbush me 20 mL tretësirë ​​NaOH 5N (balonë e tipit Gegenbach). Llojet kryesore të gazit acid (CO2 dhe H2S) treten në tretësirën alkaline, ndërsa llojet e gazit me tretshmëri të ulët (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, bon të lehta) janë të depozituara në koka. Gazrat me tretshmëri të ulët ic u analizuan me kromatografi me gaz (GC) duke përdorur një Shimadzu 15A të pajisur me një kolonë sitë molekulare 5A 10 m të gjatë dhe një detektor të përçueshmërisë termike (TCD) 54. Argoni dhe O2 u analizuan duke përdorur një kromatograf të gazit Thermo Focus të pajisur me një kolonë hidrokariale të analizuar molekulare 30 m të gjatë dhe me një kolonë molekulare molekulare molekulare molekulare. 14A kromatograf gazi i pajisur me një kolonë inox 10 m të gjatë të mbushur me rrjetë Chromosorb PAW 80/100, e veshur me 23% SP 1700 dhe një detektor jonizimi flake (FID). oksidimi me 5 mL H2O2 (33%), me kromatografi jonike (IC) (IC) (Wantong 761). Gabimi analitik i analizës së titrimit, GC dhe IC është më pak se 5%. Pas procedurave standarde të nxjerrjes dhe pastrimit për përzierjet e gazit, 13C/12C CO2 dhe 13C/12C CO2 dhe duke u analizuar në masën VCO1-dB3-an spektrometri55,56. Standardet e përdorura për të vlerësuar saktësinë e jashtme ishin mermeri Carrara dhe San Vincenzo (i brendshëm), NBS18 dhe NBS19 (ndërkombëtar), ndërsa gabimi analitik dhe riprodhueshmëria ishin përkatësisht ±0.05% dhe ±0.1%.
Vlerat δ15N (shprehur si % kundrejt ajrit) dhe 40Ar/36Ar u përcaktuan duke përdorur një kromatograf gazi Agilent 6890 N (GC) të shoqëruar me një spektrometër masiv të rrjedhjes së vazhdueshme Finnigan Delta plusXP. Gabimi i analizës është: δ15N±0.1%, ku 36Ar<3%, 36Ar<pe,Rat 3He/4He e matur në kampion dhe Ra është i njëjti raport në atmosferë: 1,39 × 10−6)57 u përcaktua në laboratorin e INGV-Palermo (Itali) 3He, 4He dhe 20Ne u përcaktuan duke përdorur një spektrometri të masës së kolektorit të dyfishtë (Helix SFT-GVI ≥Helix SFT-Neparimi error 58% . boshllëqet për He dhe Ne janë respektivisht <10-14 dhe <10-16 mol.
Si ta citojmë këtë artikull: Passaro, S. et al. Ngritja e shtratit të detit, e nxitur nga një proces degazimi, zbulon aktivitetin vullkanik të lulëzuar përgjatë bregut.shkencë.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Gjeologjia dhe biologjia e hidrokarbureve moderne dhe të lashta të shtratit të detit depërton dhe shfryn: një hyrje.Geographic Ocean Wright.14, 69-73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Shfaqja globale e hidrateve të gazit. Në Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidratet e gazit natyror: Ndodhja, shpërndarja dhe zbulimi. Monografia Gjeofizike e Unionit Gjeofizik Amerikan 124, 2001).
Fisher, AT Kufizimet gjeofizike mbi qarkullimin hidrotermik. Në: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Raport i Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlin (2003) .
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Struktura dhe dinamika e sistemeve hidrotermale të kreshtës së mesit të oqeanit. Shkenca 321, 1825-1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Pikëpamjet aktuale mbi burimet e hidratit të gazit.energy.and ambient.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Struktura e brendshme dhe historia e shpërthimit të një sistemi vullkanik balte në shkallë kilometrike në Detin Kaspik të Jugut. Rezervuari i Basinit 19, 153-163 (2007).
Leon, R. et al. Tiparet e shtratit të detit që lidhen me kullimin e hidrokarbureve nga tumat e baltës karbonate të ujërave të thella në Gjirin e Kadizit: nga rrjedha e baltës tek sedimentet karbonate.Geography March.Wright.27, 237-247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Paraqitja sizmike 3D e tubacioneve të largimit të lëngjeve në shkallë kilometrike në det të hapur Namibia.Basin Reservoir 22, 481-501 (2010).
Andresen, KJ Karakteristikat e rrjedhës së lëngut në sistemet e tubacioneve të naftës dhe gazit: Çfarë na thonë ata për evolucionin e pellgut? Mars Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evolucioni vertikal i strukturës së shkarkimit të lëngut kuaternar neogjen në lidhje me flukset e gazit në pellgun e Kongos së Poshtme, Angola në det të hapur. Mars Geology.332-334, 40-55 (2012).
Johnson, SY et al. Aktiviteti hidrotermik dhe tektonik në liqenin verior të Yellowstone, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Pellgu Tirren dhe Harku Apenin: Marrëdhëniet Kinematike Që nga Totoniani i Vonë.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Struktura tektonike dhe kore në kufirin kontinental të Campania: marrëdhënia me aktivitetin vullkanik.mineral.gasoline.79, 33-47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Roli relativ i tektonikës së çarjes dhe proceseve të ngritjes magmatike: përfundimi nga të dhënat gjeofizike, strukturore dhe gjeokimike në rajonin vullkanik të Napolit (Italia jugore). Gcubed, 6 (7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanizmat e lëvizjes së fundit vertikale të kores në kraterin Campi Flegrei në Italinë jugore.gjeologji.Partia Socialiste.Po.Specifikimi.263, fq. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Deformimi afatshkurtër i tokës dhe sizmiciteti në kraterin e mbivendosur Campi Flegrei (Itali): një shembull i rikuperimit aktiv masiv në një zonë me popullsi të dendur.J.Volcano.geotermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., dhe Saccorotti, G. Origjina hidrotermale e aktivitetit të qëndrueshëm afatgjatë 4D në kompleksin vullkanik Campi Flegrei në Itali.J.Volcano.geotermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. dhe Mastrolorenzo, G. Diferencimi i shpejtë në rezervuarët magmatikë të ngjashëm me prag: një studim rasti nga krateri Campi Flegrei.shkencë.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.InSAR seritë kohore, analiza e korrelacionit dhe modelimi i korrelacionit kohor zbulojnë një bashkim të mundshëm të Campi Flegrei dhe Vesuvius.J.Volcano.geotermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struktura strukturore dhe stratigrafike e gjysmës së parë të grabenit tirren (Gjiri i Napolit, Itali). Fizika Konstruktive 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Burimet e karbonit në gazin e hirit vullkanik nga ishulli Arcs.Chemical Geology.119, 265-274 (1995).
Stratigrafia e kanionit Milia, A. Dohrn: Përgjigjet ndaj rënies së nivelit të detit dhe ngritjes tektonike në shelfin e jashtëm kontinental (kufia e Tirrenit Lindor, Itali). Letrat Gjeo-Marine 20/2, 101-108 (2000).