Хвала вам што сте посетили Натуре.цом. Верзија претраживача коју користите има ограничену подршку за ЦСС. За најбоље искуство препоручујемо да користите ажурирани прегледач (или искључите режим компатибилности у Интернет Екплорер-у). У међувремену, да бисмо обезбедили сталну подршку, приказаћемо сајт без стилова и ЈаваСцрипт-а.
Извјештавамо о доказима о активном подизању морског дна и емисији гасова неколико километара од обале од луке Напуљ (Италија). Поцкмаркс, хумци и кратери су карактеристике морског дна. Ове формације представљају врхове плитких структура коре, укључујући пагоде, раседе и наборе који утичу на данашње подизање деоксида угљеника у морском дну и ослобађање деоксида угљеника. реакције топљења плашта и стена коре. Ови гасови су вероватно слични онима који напајају хидротермалне системе Искије, Кампи Флегре и Сома-Везува, што сугерише да је извор плашта помешан са течностима коре испод Напуљског залива. Подморска експанзија и руптура изазвана подизањем гаса и процесом прекомерног притиска гаса, захтевају подизање гаса и процес надпритиска2. емисије су манифестације невулканских преокрета које могу најавити ерупције морског дна и/или хидротермалне експлозије.
Дубокоморски хидротермални (врућа вода и гас) пражњења су уобичајена карактеристика средњоокеанских гребена и ивица конвергентних плоча (укључујући потопљене делове острвских лукова), док су хладна испуштања гасних хидрата (хлатрата) често карактеристична за континенталне појасеве и пасивна подручја маргина1, 2,3,4. извори (резервоари магме) унутар континенталне коре и/или плашта. Ова пражњења могу претходити успону магме кроз највише слојеве Земљине коре и кулминирати ерупцијом и постављањем вулканских подводних планина6. Због тога је идентификација (а) и морфолошких морфологија активних гасова повезаних са блиским деформацијама (а) морфологијама које су повезане са пошто је вулкански регион Напуља у Италији (~1 милион становника) критичан за процену могућих вулкана. Плитка ерупција. Штавише, док су морфолошке карактеристике повезане са хидротермалним или хидратним емисијама гасова у дубоком мору релативно добро познате због њихових геолошких и биолошких својстава, изузеци су морфолошке карактеристике повезане са језерима, осим оних који се јављају у плитким водама. нови батиметријски, сеизмички подаци, подаци о воденом стубу и геохемијски подаци за подводни, морфолошки и структурно сложени регион на који утичу емисије гасова у Напуљском заливу (Јужна Италија), отприлике 5 км од луке Напуљ. Ови подаци су прикупљени током САФЕ_2014 (август 2014.) и тумаче структуру подводног крстарења и крстарења Р/гаВаор Уабоард. јавља се емисија гаса, истражују се извори течности за одзрачивање, идентификују и карактеришу механизми који регулишу пораст гаса и повезане деформације и дискутују о утицајима вулканологије.
Напуљски залив чини западну ивицу Плио-квартара, СЗ-ЈИ издужену тектонску депресију Кампаније13,14,15.ЕВ од Искије (око 150-1302 нове ере), кратера Кампи Флегре (око 300-1538) и уређења Сома-1934 (око 300-1538) и аранжмана Сома-1934. на северу АД)15, док се југ граничи са полуострвом Соренто (Сл. 1а). На Напуљски залив утичу преовлађујући СИ-ЈЗ и секундарни СЗ-ЈИ значајни раседи (Сл. 1)14,15. , турбулентни догађај у Цампи Флегреи 1982-1984, са издизањем од 1,8 м и хиљадама земљотреса). Недавна истраживања19,20 сугеришу да може постојати веза између динамике Сома-Везува и динамике Цампи Флегреа, што је вероватно повезано са 'дубоком' последњом активношћу 'дубоке' у једној сеоској магми3. Цампи Флегреи и 18 ка Сомма Весувиус контролисали су седиментни систем Напуљског залива. Низак ниво мора на последњем глацијалном максимуму (18 ка) довео је до регресије приобално-плитког седиментног система, који је накнадно био испуњен трансгресивним догађајима током касног плеистоцена и откривена је гасоценеска мисија. код обале Кампи Флегре и близу планине Сома-Везув (Сл.1б).
(а) Морфолошки и структурни распореди епиконтиненталног појаса и Напуљског залива 15, 23, 24, 48. Тачке су главни подморски центри ерупције;црвене линије представљају главне грешке. (б) Батиметрија Напуљског залива са детектованим отворима за течност (тачке) и траговима сеизмичких линија (црне линије). Жуте линије су путање сеизмичких линија Л1 и Л2 приказане на слици 6. Границе Банцо делла Монтагна (БдМ) су означене б куполасто квадратном структуром у облику куполе. профили акустичног воденог стуба и оквири ЦТД-ЕМБланк, ЦТД-ЕМ50 и РОВ приказани су на слици 5. Жути круг означава локацију пражњења гаса за узорковање, а његов састав је приказан у табели С1. Златни софтвер (хттп://ввв.голденсофтваре.цом/продуцтс/сурфер) користи графику Сурфер®13.
На основу података добијених током крстарења САФЕ_2014 (август 2014.) (погледајте Методе), направљен је нови дигитални модел терена (ДТМ) Напуљског залива са резолуцијом од 1 м. ДТМ показује да морско дно јужно од луке Напуљ карактерише благо нагнута површина која је окренута на југ 3 × 0 км. куполаста структура, локално позната као Банцо делла Монтагна (БдМ).Сл.1а,б).БдМ се развија на дубини од око 100 до 170 метара, 15 до 20 метара изнад околног морског дна. БдМ купола је показала морфологију налик на хумку због 280 субкружних до овалних хумака (слика 2а), 665 конуса и максималних шишарки и кружних точака од 30 м. 22 м и 1.800 м, респективно. Кружност [Ц = 4π(област/периметар2)] хумки се смањивала са повећањем обима (слика 2б). Аксијални односи за хумке су се кретали између 1 и 6,5, са хумкама са аксијалним односом од Н >2 и више од 5° Е дисперзија више од 1° Е. Ударање од Н105°Е до Н145°Е (слика 2ц).Појединачни или поређани конуси постоје на равни БдМ и на врху хумка (слика 3а,б). Конусни распореди прате распоред хумки на којима се налазе. Поцкмаркс се обично налази на равном морском дну (слика 3ц), а повремено и на хумкама. и југозападне границе куполе БдМ (сл. 4а,б);мање продужена рута СЗ-ЈИ се налази у централном региону БдМ.
(а) Дигитални модел терена (величина ћелије од 1 м) куполе Банцо делла Монтагна (БдМ). (б) Периметар и заобљеност БдМ хумака. (ц) Аксијални однос и угао (оријентација) главне осе елипсе која се најбоље уклапа око хумка. Стандардна грешка дигиталног модела терена је м000.стандардне грешке периметра и заобљености су 4,83 м и 0,01, респективно, а стандардне грешке аксијалног односа и угла су 0,04 и 3,34°, респективно.
Детаљи идентификованих чуњева, кратера, гомила и јама у БдМ региону извучени из ДТМ-а на слици 2.
(а) Конуси за поравнање на равном морском дну;(б) чуњеви и кратери на витким хумцима СЗ-ЈИ;(ц) мрље на благо умоченој површини.
(а) Просторна дистрибуција откривених кратера, јама и активних гасних пражњења. (б) Просторна густина кратера и јама приказана у (а) (број/0,2 км2).
Идентификовали смо 37 гасовитих емисија у региону БдМ из РОВ снимака ехосондера воденог стуба и директних посматрања морског дна добијених током крстарења САФЕ_2014 у августу 2014. године (Слике 4 и 5). Акустичне аномалије ових емисија показују вертикално издужене облике између слика 0 и око 1. . 5а). На неким местима, акустичне аномалије формирале су скоро непрекидан „воз“. Уочени таласи мехурића се веома разликују: од непрекидних, густих токова мехурића до краткотрајних феномена (Допунски филм 1). РОВ инспекција омогућава визуелну верификацију појаве отвора за течност на морском дну и наглашавањем црвених отвора за течност на морском дну, до малих црвених трагова на дну седиб. ).У неким случајевима, РОВ канали поново активирају емисије. Морфологија отвора за вентилацију показује кружни отвор на врху без избочења у воденом стубу. пХ у воденом стубу непосредно изнад тачке пражњења показао је значајан пад, што указује на киселије услове локално (Сл.5ц,д). Конкретно, пХ изнад БдМ гасног пражњења на 75 м дубине опао је са 8,4 (на 70 м дубине) на 7,8 (на 75 м дубине) (Сл. 5ц), док су друге локације у Напуљском заливу имале пХ вредности између 0 и 160 м између 0 и 160 м између 0 и 160 м између Сл. температура воде и салинитет су недостајали на две локације унутар и изван БдМ области Напуљског залива. На дубини од 70 м, температура је 15 °Ц, а салинитет је око 38 ПСУ (Слика 5ц,д). Мерења пХ, температуре и салинитета су показала: а) или су гасови повезани са процесом растварања киселог бМ веома спорог растварања топлоте бМ течности и саламури.
(а) Прозор за аквизицију профила акустичног воденог стуба (ехометар Симрад ЕК60). Вертикална зелена трака која одговара бакљи гаса детектованој на испуштању течности ЕМ50 (око 75 м испод нивоа мора) која се налази у региону БдМ;Приказани су и мултиплексни сигнали дна и морског дна (б) прикупљени возилом на даљинско управљање у БдМ региону. Једна фотографија приказује мали кратер (црни круг) окружен црвеним до наранџастим седиментом. (ц,д) ЦТД подаци вишепараметарске сонде обрађени коришћењем софтвера СБЕД-Вин32 (Сеасаве, 2, параметар пХ вредности воде изабрани, параметар пХ вредности 7.23). стуб изнад ЕМ50 за испуштање течности (панел ц) и изван панела области за испуштање Бдм (д).
Прикупили смо три узорка гаса са подручја истраживања између 22. и 28. августа 2014. Ови узорци су показали сличне саставе, у којима је доминирао ЦО2 (934-945 ммол/мол), праћен релевантним концентрацијама Н2 (37-43 ммол/мол), ЦХ4 (16-24 ммол/мол.) и Х20/мол.1 ммол/мол. Он је био мање заступљен (<0,052 и <0,016 ммол/мол, респективно) (Слика 1б; Табела С1, Додатни филм 2). Релативно високе концентрације О2 и Ар су такође измерене (до 3,2 односно 0,18 ммол/мол). -Ц4 алкани, аромати (углавном бензен), пропен и једињења која садрже сумпор (тиофен). Вредност 40Ар/36Ар је у складу са ваздухом (295,5), иако узорак ЕМ35 (БдМ купола) има вредност од 304, показујући благи вишак од 40Ар. Однос ваздуха је био већи од 81% до +15Н. Вредности δ13Ц-ЦО2 кретале су се од -0,93 до 0,44% у односу на В-ПДБ.Р/Ра вредности (након корекције за загађење ваздуха коришћењем односа 4Хе/20Не) биле су између 1,66 и 1,94, што указује на присуство великог дела омотача Хе. Бихелијумом је комбинација извора ЦО2 са 2 извором е2. с у БдМ се може даље разјаснити. На мапи ЦО2 за ЦО2/3Хе у односу на δ13Ц (Сл.6), састав БдМ гаса се упоређује са саставом фумарола Исцхиа, Цампи Флегреи и Сомма-Везувиус. Слика 6 такође приказује теоријске линије мешања између три различита извора угљеника који могу бити укључени у производњу БдМ гаса: растворене растопине ​​добијене из плашта, органски богати седименти богати органским седиментима, и мешавина узорка Б од три узорка карбоната Цампаниа деТхе Пицани деТхе пицк карбоната падају на линију деТхепик. односно мешање између гасова у омотачу (за које се претпоставља да су мало обогаћени угљен-диоксидом у односу на класичне МОРБ у сврху уклапања података) и реакција изазваних декарбонизацијом коре. Резултујућа гасна стена.
За поређење су приказане хибридне линије између састава плашта и крајњих чланова кречњака и органских седимената. Кутије представљају подручја фумарола Исцхиа, Цампи Флегреи и Сомма-Весвиус 59, 60, 61. Узорак БдМ је у мјешовитом тренду вулкана Кампанија. Крајњи члан је гасни минерални гас произведен од стране минералног декабура. с.
Сеизмички делови Л1 и Л2 (сл. 1б и 7) показују прелаз између БдМ и дисталних стратиграфских секвенци вулканских региона Сома-Везув (Л1, слика 7а) и Цампи Флегреи (Л2, слика 7б). БдМ карактерише присуство два главна сеизмичка формација (слика МС један врх и МС). рефлектори велике до умерене амплитуде и бочног континуитета (сл. 7б,ц). Овај слој обухвата морске седименте повучене системом последњег глацијалног максимума (ЛГМ) и састоји се од песка и глине23. Доњи слој ПС (сл. 7б–д) карактерише хаотична до транспарентна фаза. д).Ове геометрије сличне дијапирима показују упад провидног материјала ПС у најгорње наслаге МС. Издизање је одговорно за формирање набора и раседа који утичу на МС слој и прекривајуће данашње седименте морског дна БдМ (сл. 7б–д). МС стратиграфски интервал је јасно због присуства белог гаса Б1 због присуства белог гаса Б1. -засићени слој (ГСЛ) покривен неким унутрашњим нивоима МС секвенце (Сл.7а). Гравитациона језгра сакупљена на врху БдМ-а који одговара провидном сеизмичком слоју показују да се горњих 40 цм састоји од песка наталоженог недавно до данас;)24,25 и фрагменти пловућца из експлозивне ерупције Цампи Флегреи из „Напуљског жутог туфа“ (14,8 ка)26. Транспарентна фаза слоја ПС не може се објаснити само процесима хаотичног мешања, јер су хаотични слојеви повезани са клизиштима, токовима блата и токовима блата и токовима блата у пирокластичном токову Наплеса који се налази изван густокласних токова Б. 21,23,24. Закључујемо да уочени БдМ ПС сеизмичке фације као и изглед подморског слоја ПС (слика 7д) одражавају подизање природног гаса.
(а) Сеизмички профил једног колосека Л1 (навигациони траг на слици 1б) који показује стубасти (пагода) просторни распоред. Пагода се састоји од хаотичних наслага пловућца и песка. Гасом засићени слој који постоји испод пагоде уклања континуитет дубљих формација. (б) Синглески навигациони профил на слици 1б. цизија и деформација насипа морског дна, морског (МС) и наслага песка пловца (ПС). (ц) Детаљи деформације у МС и ПС су приказани у (ц,д). Уз претпоставку брзине од 1580 м/с у најгорњем седименту, 100 мс представља око 80 м на скали.
Морфолошке и структурне карактеристике БдМ су сличне другим подморским хидротермалним и пољима гасних хидрата на глобалном нивоу2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 и често су повезане са издизањем (сводови и насипи) и испуштањем гаса (чушци, јаме). (Слике 2 и 3). Просторни распоред хумака, јама и активних отвора сугерише да је њихова дистрибуција делимично контролисана ударним фрактурама СЗ-ЈИ и СИ-ЈЗ (Слика 4б). Ово су преферирани удари система раседа који утичу на Цампи Флегреи и Сомма-Везувиус, на посебне контролне области Гулф у области хидроцентрала На, у областима бившег вулканског подручја Нама. наелектрисања из кратера Цампи Флегреи35. Стога закључујемо да раседи и пукотине у Напуљском заливу представљају преферирани пут за миграцију гаса на површину, што је карактеристика коју деле и други структурно контролисани хидротермални системи36,37. Приметно, БдМ конуси и јаме нису увек били повезани са хумцима (Сл.3а,ц). Ово сугерише да ови насипи не представљају нужно претходнике формирања јама, као што су други аутори сугерисали за зоне гасних хидрата32,33. Наши закључци подржавају хипотезу да нарушавање куполастих седимената морског дна не доводи увек до формирања јама.
Три прикупљене гасовите емисије показују хемијске карактеристике типичне за хидротермалне флуиде, наиме углавном ЦО2 са значајним концентрацијама редукујућих гасова (Х2С, ЦХ4 и Х2) и лаких угљоводоника (посебно бензена и пропилена)38,39, 40, 41, 42, 43, 5Т4 (присуство гасова, 43, 5Т). 2), за које се не очекује да ће бити присутне у подморским емисијама, могу бити последица контаминације из ваздуха раствореног у морској води који долази у контакт са гасовима ускладиштеним у пластичним кутијама које се користе за узорковање, пошто се РОВ извлаче са дна океана у море да би се побунили. Супротно томе, позитивне вредности δ15Н и висока вредност δ15Н и висок ниво Н2-/В са воде је значајно већи од АС-80 (навише). произведено из екстраатмосферских извора, у складу са преовлађујућим хидротермалним пореклом ових гасова. Хидротермално-вулканско порекло БдМ гаса је потврђено садржајем ЦО2 и Хе и њиховим изотопским сигнатурама. Изотопи угљеника (δ13Ц-ЦО2 од -0,93% до +0,4%) и вредности 1 × 0,1 × 0,1 Хе2/ 10) сугеришу да узорци БдМ припадају мешовитом тренду фумарола око крајњих чланова плашта Напуљског залива и декарбонизације. Однос између гасова произведених реакцијом (Слика 6). Тачније, узорци БдМ гаса се налазе дуж тренда мешања на приближно истој локацији као и флуиди из суседне крстарице од Цампи Исфлеацхиа-Вол. маролес, који су ближе крају плашта. Сомма-Везувиус и Цампи Флегреи имају веће вредности 3Хе/4Хе (Р/Ра између 2,6 и 2,9) од БдМ (Р/Ра између 1,66 и 1,96;Табела С1).Ово сугерише да додавање и акумулација радиогеног Хе потиче из истог извора магме који је хранио вулкане Сомма-Везув и Цампи Флегреи. Одсуство уочљивих фракција органског угљеника у емисијама БдМ сугерише да органски седименти нису укључени у процес дегазације БдМ.
На основу података који су наведени изнад и резултата из експерименталних модела структура налик на куполе које су повезане са регионима богатим подморским гасом, дубоки притисак гаса може бити одговоран за формирање БдМ купола на километру. Да бисмо проценили надпритисак Пдеф који води до БдМ свода, применили смо модел механике танких плоча33,34 под претпоставком да је податци из морфолошких података сакупљени од БдМ-а. слој полупречника већи од деформисаног меког вискозног наслага Вертикални максимални померај в и дебљина х од (допунска слика С1). Пдеф је разлика између укупног притиска и статичког притиска стене плус притисак воденог стуба. На БдМ, полупречник је око 2.500 м, в је 20 м, а максимална процена в је 20 м, а процена максималног профила 4 х се6 П је око 4 х се6 П. деф = в 64 Д/а4 из релације, где је Д крутост на савијање;Д је дат са (Е х3)/[12(1 – ν2)], где је Е Иоунгов модул лежишта, ν је Поиссонов однос (~0,5)33. Пошто се механичка својства БдМ седимената не могу мерити, постављамо Е = 140 кПа, што је разумна вредност да не узимамо у обзир2 сличне вредности за приобални песак Б14. пријављено у литератури за наслаге муљевите глине (300 < Е < 350.000 кПа)33,34 јер се БДМ наслаге састоје углавном од песка, а не од муља или муљевите глине24. Добијамо Пдеф = 0,3 Па, што је у складу са проценама процеса подизања морског дна у гасним хидратима у басенима гасних хидрата са нижим вредностима П деф ре в 0, од ​​1 до 1 Па сен-2, тинг лов в/а и/или шта. У БдМ, смањење крутости због локалне засићености седимента гасом и/или појавом већ постојећих фрактура такође може допринети квару и последичном ослобађању гаса, омогућавајући формирање уочених вентилационих структура. Прикупљени рефлектовани сеизмички профили (Сл. 7) указују на то да су седименти који су се одразили навише, ПС седименти који су гурали навише, МС нагоре. у хумкама, наборима, раседима и седиментним усецима (сл.7б,ц).Ово сугерише да је 14,8 до 12 ка стара пловућац ушла у млађи слој МС кроз процес транспорта гаса нагоре. Морфолошке карактеристике структуре БдМ се могу видети као резултат надпритиска створеног испуштањем флуида који производи ГСЛ. С обзиром на то да се активно пражњење може видети да се течност може видети навише4 до изнад притиска сеа18 унутар ГСЛ прелази 1.700 кПа. Узлазна миграција гасова у седиментима је такође имала ефекат прочишћавања материјала садржаног у МС, објашњавајући присуство хаотичних седимената у гравитационим језгрима узоркованим на БдМ25. Даље, надпритисак ГСЛ-а ствара комплексну структуру моргола лома,б Ц,б. и стратиграфско насеље, названо „пагоде“49,50, првобитно су приписиване секундарним ефектима старих глацијалних формација, а тренутно се тумаче као ефекти подизања гаса31,33 или евапорита50. На континенталној ивици Кампаније, евапоративни седименти су оскудни. Најмање 3 км раста коре је вероватно у горњем делу земље. да се контролише порастом гаса у седиментима. Овај закључак поткрепљује провидна сеизмичка фација пагоде (Сл.7), као и подаци о гравитационом језгру као што је претходно објављено24, где данашњи песак еруптира са 'Помици Принципали'25 и 'Напуљским жутим туфом'26 Цампи Флегреи. Штавише, наслаге ПС су продрле и деформисале горњи слој МС (слика 7д). главни процеси управљају формирањем пагоде: а) густина меког седимента опада како гас улази одоздо;б) мешавина гаса и седимента се подиже, што је уочено преклапање, расед и лом који изазива МС наслаге (Слика 7). Сличан механизам формирања је предложен за пагоде повезане са гасним хидратима у Јужном шкотском мору (Антарктик). БдМ пагоде су се појавиле у групама у брдовитим пределима, а њихов вертикални опсег у просеку у трајању од два пута Т-100 (Сл. ).Услед присуства МС таласа и узимајући у обзир стратиграфију гравитационог језгра БдМ, закључујемо да је старост формирања структура пагоде мања од око 14–12 ка. Штавише, раст ових структура је и даље активан (Сл. 7д) пошто су неке пагоде напале и присутне (- деформисале Бд7М песак прекомерно).
Неуспех пагоде да пређе данашње морско дно указује на то да (а) пораст гаса и/или локални престанак мешања гаса и седимента, и/или (б) могући бочни ток мешавине гаса и седимента не дозвољава локализовани процес надпритиска. Према моделу теорије дијапира52, бочни ток показује негативну равнотежу брзине довода између пагода и брзине гаса навише. Смањење брзине довода може бити повезано са повећањем густине смеше услед нестанка довода гаса. Горе наведени резултати и подизање пагоде контролисано узгоном омогућавају нам да проценимо висину ваздушног стуба хг. Узгон је дат са ΔП = хгг (ρв – ρг), где су ρв – ρг), где су ρв. ΔП је збир претходно израчунатог Пдеф и литостатског притиска Плитх таложне плоче, односно ρсг х, где је ρс густина седимента. У овом случају, вредност хг потребна за жељену узгону дата је са хг = (Пдеф/Пдеф + Пг) = (Пдеф/Пг) . 0,3 Па и х = 100 м (видети горе), ρв = 1,030 кг/м3, ρс = 2,500 кг/м3, ρг је занемарљив јер је ρв ≫ρг. Добијамо хг = 245 м, вредност која представља дубину дна БП која је потребна за пробијање дна ГСЛ-а, Δ4 МП се на ГСЛ. и формирају вентилационе отворе.
Састав БдМ гаса је у складу са изворима плашта промењеним додатком течности повезаних са реакцијама декарбонизације стена коре (Слика 6). Груба ЕВ поравнања купола БдМ и активних вулкана као што су Искија, Кампи Флегре и Сома-Везув, заједно са саставом гасова који се испуштају из читавог региона гамитског натрија, сугеришу да се емитује читава област гамита На испод. Све више и више течности коре креће се са запада (Искија) ка истоку (Сомма-Везуив) (слике 1б и 6).
Закључили смо да у Напуљском заливу, неколико километара од луке у Напуљу, постоји куполаста структура широка 25 км2 која је захваћена активним процесом дегазације и узрокована постављањем пагода и хумки. Тренутно, БдМ потписи сугеришу да немагматска турбуленција, термална магла и течност магле и течности могу да претходе раном распаду магле и течности. Активности мониторинга треба спровести како би се анализирала еволуција феномена и открили геохемијски и геофизички сигнали који указују на потенцијалне магматске поремећаје.
Профили акустичног воденог стуба (2Д) су добијени током САФЕ_2014 (август 2014.) крстарења на Р/В Ураниа (ЦНР) од стране Националног истраживачког савета Института за обалну морску животну средину (ИАМЦ). Акустичко узорковање је изведено научним ехосондером са дељењем снопа који је функционисао при рекордној брзини Симрад 34860 ​​км. .Прикупљени снимци ехосондера коришћени су за идентификацију испуштања течности и прецизно дефинисање њихове локације у области сакупљања (између 74 и 180 м нм). Измерити физичке и хемијске параметре у воденом стубу помоћу мултипараметарских сонди (проводљивост, температура и дубина, ЦТД). Подаци су прикупљени коришћењем софтвера ЦТДбе-Сеа31 процесс Елецтроницс ЦТД-СеВ31 Инц. (Сеасаве, верзија 7.23.2). Визуелна инспекција морског дна је извршена коришћењем РОВ уређаја „Поллук ИИИ“ (ГЕИталиана) (возило на даљинско управљање) са две (ниске и високе резолуције) камере.
Прикупљање података са више зрака је изведено коришћењем 100 КХз Симрад ЕМ710 мултибеам сонар система (Конгсберг). Систем је повезан са диференцијалним глобалним системом позиционирања како би се осигурале подметричке грешке у позиционирању зрака. током аквизиције. Подаци су обрађени коришћењем софтвера ПДС2000 (Ресон-Тхалес) у складу са стандардом Међународне хидрографске организације (хттпс://ввв.ихо.инт/ихо_пубс/стандард/С-44_5Е.пдф) за навигацију и корекцију плиме. станица кобилице која се налази у близини трансдуктора са више снопова и добија и примењује профиле брзине звука у реалном времену у воденом стубу сваких 6-8 сати да би обезбедила брзину звука у реалном времену за правилно управљање снопом. Цео скуп података се састоји од приближно 440 км2 (0-1200 м дубине). Подаци су коришћени за обезбеђивање модела терена високе резолуције (ДТМ) величине дигиталног карактера (ДТМ1м) величине терена.1а) је урађено са подацима о терену (>0 м надморске висине) које је прикупио Италијански гео-војни институт на мрежи величине 20 м.
Профил једноканалних сеизмичких података високе резолуције од 55 километара, прикупљен током безбедних крстарења океаном 2007. и 2014. године, покривао је површину од приближно 113 квадратних километара, оба на Р/В Ураниа. Профили Мариска (нпр. Л1 сеизмички профил, Сл. катамарана од 2,5 м у коме су смештени извор и пријемник. Сигнатура извора се састоји од једног позитивног пика који се карактерише у фреквенцијском опсегу 1-10 кХз и омогућава да се рефлектори раздвоје за 25 цм. Безбедни сеизмички профили су добијени коришћењем 1,4 Кј вишеструког Геоспарк сеизмичког система за мачке. извор од 1–6,02 КХз који продире до 400 милисекунди у меком седименту испод морског дна, са теоретском вертикалном резолуцијом од 30 цм. Оба Сафе и Марсик уређаји су добијени брзином од 0,33 снимка/сек са брзином пловила <3 Кн. Подаци су обрађени и представљени са муњевитом обрадом, исправним радом колоне за воду: 6 КХз пропусно ИИР филтрирање и АГЦ.
Гас из подводне фумароле је сакупљен на морском дну помоћу пластичне кутије опремљене гуменом дијафрагмом на горњој страни, коју је РОВ поставио наопако преко отвора за вентилацију. Када мехурићи ваздуха који улазе у кутију потпуно замене морску воду, РОВ се враћа на дубину од 1 м, а ронилац преноси сакупљени гас у стаклену комору са претходно опремљеном стаклом. Тефлонски вентили у којима је један напуњен са 20 мЛ 5Н раствора НаОХ (боца типа Гегенбах). Главне врсте киселог гаса (ЦО2 и Х2С) су растворене у алкалном раствору, док су гасовите врсте ниске растворљивости (Н2, Ар+О2, ЦО, Х2, Хе, Ар, ЦХ4 и лаки угљоводоници смештени у боцу са ниском концентрацијом гаса, тако да се анализирају угљоводоници са малом концентрацијом у простору. хроматографија (ГЦ) коришћењем Схимадзу 15А опремљене колоном молекулског сита дужине 5А 5А и детектором топлотне проводљивости (ТЦД) 54. Аргон и О2 су анализирани коришћењем гасног хроматографа Тхермо Фоцус опремљеног са 30 м дугачком капиларном молекуларном ситом колоном и помоћу ТЦД-угљоводоника 4 анализиран је гасни угљоводоник14. стуб од нерђајућег челика дужине 10 м напуњен са Цхромосорб ПАВ 80/100 месх, обложен са 23% СП 1700 и детектором јонизације пламена (ФИД). Течна фаза је коришћена за анализу 1) ЦО2, ас, титриран са 0,5 Н раствором ХЦл (Метрохм) и базним оксидом Хм2, након 2О2 Х2О5. (33%), јонском хроматографијом (ИЦ) (ИЦ) (Вантонг 761). Аналитичка грешка титрације, ГЦ и ИЦ анализе је мања од 5%. Након стандардних поступака екстракције и пречишћавања за мешавине гасова, 13Ц/12Ц ЦО2 (изражен као δ13Ц-ЦО2% и В-ПДБ-метар је коришћен стандардним 5-ПДБ-ом). процена екстерне прецизности била је Царрара и Сан Винцензо мермер (интерна), НБС18 и НБС19 (међународна), док су аналитичка грешка и репродуктивност биле ±0,05% и ±0,1%, респективно.
Вредности δ15Н (изражено као % у односу на ваздух) и 40Ар/36Ар су одређене коришћењем Агилент 6890 Н гасног хроматографа (ГЦ) спојеног са Финниган Делта плусКСП масеним спектрометром са континуалним протоком. Грешка анализе је: δ15Н±0,1%, где је 36Ар<1%, при чему је Хеприс<1%, Хеп. 3Хе/4Хе измерен у узорку и Ра је исти однос у атмосфери: 1,39 × 10−6)57 је одређено у лабораторији ИНГВ-Палермо (Италија) 3Хе, 4Хе и 20Не су одређени коришћењем двоструког колектора масеног спектрометра (Хелик Хелик Хелик Хелик Хелик Хелик Хелик-ГВИ)58 и након сепарације Не.3А бланк. Хе и Не су <10-14 и <10-16 мол, респективно.
Како цитирати овај чланак: Пассаро, С. ет ал. Подизање морског дна изазвано процесом отплињавања открива бујну вулканску активност дуж обале.сциенце.Реп.6, 22448;дои: 10.1038/среп22448 (2016).
Ахарон, П. Геологија и биологија модерних и древних угљоводоника на морском дну: увод. Географски океан Рајт.14, 69–73 (1994).
Паулл, ЦК & Диллон, ВП Глобална појава гасних хидрата. У Квенволден, КА & Лоренсон, ТД (ур.) 3–18 (Хидрати природног гаса: појава, дистрибуција и детекција. Геофизичка монографија америчке геофизичке уније 124, 2001).
Фисхер, АТ Геофизичка ограничења на хидротермалну циркулацију. У: Халбацх, ПЕ, Тунницлиффе, В. & Хеин, ЈР (едс) 29–52 (Извештај радионице у Дараму, пренос енергије и масе у морским хидротермалним системима, Дурхам Университи Пресс, Берлин (2003)).
Цоумоу, Д., Дриеснер, Т. & Хеинрицх, Ц. Структура и динамика хидротермалних система средњег океанског гребена. Сциенце 321, 1825–1828 (2008).
Босвелл, Р. & Цоллетт, ТС Тренутни погледи на ресурсе гасних хидрата.енерги.анд енвиронмент.сциенце.4, 1206–1215 (2011).
Еванс, РЈ, Давиес, РЈ & Стеварт, СА Унутрашња структура и историја ерупција система блатних вулкана величине километра у Јужном Каспијском мору. Базен Ресервоир 19, 153–163 (2007).
Леон, Р. ет ал. Карактеристике морског дна повезане са продирањем угљоводоника из дубоководних карбонатних муља у Кадизском заливу: од тока муља до карбонатних седимената. Географија Марцх.Вригхт.27, 237–247 (2007).
Мосс, ЈЛ & Цартвригхт, Ј. 3Д сеизмичка репрезентација километарских цевовода за избацивање течности на мору Намибије.Басин Ресервоир 22, 481–501 (2010).
Андресен, КЈ Карактеристике тока флуида у системима нафтовода и гасовода: Шта нам говоре о еволуцији басена? Март Геологи.332, 89–108 (2012).
Хо, С., Цартвригхт, ЈА & Имберт, П. Вертикална еволуција неогенске квартарне структуре испуштања флуида у односу на токове гаса у басену Доњег Конга, приобална Ангола. Марцх Геологи.332–334, 40–55 (2012).
Јохнсон, СИ ет ал. Хидротермална и тектонска активност у северном језеру Иелловстоне, Виоминг.геологи.Социалист Парти.Иес.булл.115, 954–971 (2003).
Патацца, Е., Сартори, Р. & Сцандоне, П. Тиренски басен и Апенински лук: Кинематички односи од касног тотонског периода. Мем Соц Геол Итал 45, 425–451 (1990).
Милиа ет ал. Тектонска структура и структура коре на континенталној ивици Кампаније: однос према вулканској активности.минерал.гасолине.79, 33–47 (2003)
Пиоцхи, М., Бруно ПП & Де Астис Г. Релативна улога тектонике пукотина и магматских процеса подизања: закључивање из геофизичких, структурних и геохемијских података у вулканском региону Напуља (јужна Италија).Гцубед, 6(7), 1-25 (2005).
Дворак, ЈЈ & Мастролорензо, Г. Механизми недавног вертикалног кретања коре у кратеру Цампи Флегреи у јужној Италији.геологија.Социјалистичка партија.Да.Спецификација.263, стр. 1-47 (1991).
Орси, Г. ет ал. Краткорочна деформација тла и сеизмичност у угнежђеном кратеру Цампи Флегреи (Италија): пример активног опоравка масе у густо насељеном подручју.Ј.Волцано.геотхермал.ресервоир.91, 415–451 (1999)
Цусано, П., Петросино, С., анд Саццоротти, Г. Хидротермално порекло дуготрајне 4Д активности у вулканском комплексу Цампи Флегреи у Италији.Волцано.геотхермал.ресервоир.177, 1035–1044 (2008).
Паппалардо, Л. и Мастролорензо, Г. Брза диференцијација у магматским резервоарима сличним силу: студија случаја из кратера Цампи Флегреи.сциенце.Реп.2, 10.1038/среп00712 (2012).
Валтер, ТР ет ал. ИнСАР временске серије, анализа корелације и моделирање временске корелације откривају могућу спрегу Цампи Флегреи и Весувиус.Ј.Волцано.геотхермал.ресервоир.280, 104–110 (2014).
Милиа, А. & Торренте, М. Структурна и стратиграфска структура прве половине Тиренског грабена (Напуљски залив, Италија). Цонструцтиве Пхисицс 315, 297–314.
Сано, И. & Марти, Б. Извори угљеника у гасу вулканског пепела са острва Арцс.Цхемицал Геологи.119, 265–274 (1995).
Милиа, А. Стратиграфија кањона Дохрн: Реакције на пад нивоа мора и тектонско издизање на спољном континенталном појасу (Источна Тиренска маргина, Италија). Гео-Марине Леттерс 20/2, 101–108 (2000).