Tack för att du besöker Nature.com. Webbläsarversionen du använder har begränsat stöd för CSS. För bästa upplevelse rekommenderar vi att du använder en uppdaterad webbläsare (eller stänger av kompatibilitetsläget i Internet Explorer). Under tiden, för att säkerställa fortsatt support, kommer vi att visa webbplatsen utan stilar och JavaScript.
Vi rapporterar bevis på aktiv havsbottenhöjning och gasutsläpp flera kilometer offshore från hamnen i Neapel (Italien). Pockmarks, högar och kratrar är kännetecken på havsbotten. Dessa formationer representerar toppen av grunda jordskorpans strukturer, inklusive pagoder, förkastningar och veck som påverkar havsbotten idag. De registrerade utsläppen av helium i koldioxid och utsläpp av koldioxid och utsläpp av koldioxid. ts och jordskorpan. Dessa gaser liknar sannolikt de som matar de hydrotermiska systemen i Ischia, Campi Flegre och Soma-Vesuvius, vilket tyder på en mantelkälla blandad med jordskorpvätskor under Neapelbukten. Undervattensexpansion och brott orsakad av gaslyft och trycksättningsprocessen kräver ett övertryck av 2-3 vätskor uppåt eller 2-3 vätskor. icke-vulkaniska omvälvningar som kan förebåda havsbottenutbrott och/eller hydrotermiska explosioner.
Hydrotermiska utsläpp från djuphavsvatten (varmt vatten och gas) är ett vanligt kännetecken för åsar i mitten av havet och konvergerande plattkanter (inklusive nedsänkta delar av öbågar), medan kalla utsläpp av gashydrater (klatrater) ofta är karakteristiska för kontinentalsockeln och passiva marginaler1, 2,3,4, passiva havsutsläpp, hydrotermiska källor, 2,3,4, hydrotermiska källor. s (magma-reservoarer) inom den kontinentala skorpan och/eller manteln. Dessa utsläpp kan föregå uppstigningen av magma genom de översta lagren av jordskorpan och kulminera i utbrottet och inplaceringen av vulkaniska berg6. Därför identifieras (a) morfologier som är förknippade med deformationer av gaser i närliggande havsbotten och deformationer av näraliggande vulkaner, såsom deformationer i havsbottnen, såsom deformationer av näraliggande vulkaner Neapelregionen i Italien (~1 miljon invånare) är avgörande för att bedöma möjliga vulkaner.Grunda utbrott.Dessutom, medan morfologiska särdrag förknippade med hydrotermiska djuphavs- eller hydratgasutsläpp är relativt välkända på grund av deras geologiska och biologiska egenskaper, undantagen är morfologiska särdrag förknippade med grundare vatten, förutom de som förekommer i sjön, seri, förutom de som förekommer i sjön, seri. smic, vattenpelare och geokemiska data för en undervattens-, morfologiskt och strukturellt komplex region som påverkas av gasutsläpp i Neapelbukten (Södra Italien), cirka 5 km från Neapels hamn. Dessa data samlades in under SAFE_2014 (augusti 2014) som kryssar och tolkar gasen ombord på R/V-strukturen i Urania där vi beskriver och tolkar gasen i R/V. undersöka källorna till ventilerande vätskor, identifiera och karakterisera de mekanismer som reglerar gasökning och tillhörande deformation, samt diskutera vulkanologiska effekter.
Neapelbukten bildar den Plio-kvartära västra marginalen, den NV-SÖ långsträckta tektoniska fördjupningen i Kampanien13,14,15.EW av Ischia (ca 150-1302 e.Kr.), kratern Campi Flegre (ca 300-1538) och Soma-Sölig långsträckta tektoniska fördjupning 13,14,15.EW av Ischia (ca. 150-1302 e.Kr.), kratern Campi Flegre (ca. 300-1538) och Soma-Södra delen av den 4 e.kr. 5, medan den söder gränsar till Sorrentohalvön (Fig. 1a). Neapelbukten påverkas av de rådande NE-SW och sekundära NW-SE signifikanta förkastningarna (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei och Somma-Vesuvius kännetecknas av hydrotermiska manifestationer, 10 markdeformationer, 1, 7, 7, 8, 7,1 i Flegrei 1982-1984, med en höjning på 1,8 m och tusentals jordbävningar). Nyligen genomförda studier19,20 tyder på att det kan finnas en koppling mellan dynamiken hos Soma-Vesuvius och den i Campi Flegre, möjligen förknippad med "djupa" enstaka magma-reservoarer. Vulkanisk aktivitet och havsnivån i Flegrei ka6 och havsnivån i Vegrei ka6. uvius kontrollerade det sedimentära systemet i Neapelbukten. Den låga havsnivån vid det sista glaciala maximumet (18 ka) ledde till en regression av det offshore-grunda sedimentära systemet, som därefter fylldes av transgressiva händelser under sen Pleistocen-Holocen. Ubåtsgasutsläpp har upptäckts utanför berget Ischia och Somuv (som ligger utanför berget Ischia och Somuv). Fig.Ib).
(a) Morfologiska och strukturella arrangemang av kontinentalsockeln och Neapelbukten 15, 23, 24, 48. Prickar är stora ubåtsutbrottscentra;röda linjer representerar stora förkastningar.(b) Batymetri av Neapelbukten med upptäckta vätskeöppningar (prickar) och spår av seismiska linjer (svarta linjer). De gula linjerna är banorna för de seismiska linjerna L1 och L2 som rapporteras i figur 6. Gränserna för Banco della Montagna (BdM) är markerade med fyrkantiga linjer (BdM) markerade med gula streckb. placeringen av de akustiska vattenpelarprofilerna och CTD-EMBlank-, CTD-EM50- och ROV-ramarna rapporteras i Fig. 5. Den gula cirkeln markerar platsen för provtagningsgasutsläppet och dess sammansättning visas i Tabell S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) använder Surfer®-grafik genererad av Surfer® 13.
Baserat på data som erhölls under kryssningen SAFE_2014 (augusti 2014) (se Metoder) har en ny digital terrängmodell (DTM) av Neapelbukten med 1 m upplösning konstruerats.DTM visar att havsbotten söder om Neapels hamn kännetecknas av en svagt sluttande sydvänd (lutning ≤3°5) lokalt avbruten struktur på ≤3°5 km. känd som Banco della Montagna (BdM). Fig.1a,b).BdM utvecklas på ett djup av cirka 100 till 170 meter, 15 till 20 meter över den omgivande havsbotten. BdM-kupolen uppvisade en kulleliknande morfologi på grund av 280 subcirkulära till ovala högar (Fig. 2a), 665 koner och 30 m höjder och max 30 m höjder. 22 m respektive 1 800 m. Cirkuläriteten [C = 4π(area/omkrets2)] för högarna minskade med ökande omkrets (Fig. 2b). Axiella förhållanden för högar varierade mellan 1 och 6,5, med högar med ett axiellt förhållande >2 som visar en föredragen N15° spridning N, mer spridning N15° °E till N145°E träffar (Fig. 2c).Enkla eller inriktade kottar finns på BdM-planet och på toppen av högen (Fig. 3a,b). De koniska arrangemangen följer arrangemanget av högarna på vilka de är belägna. Pockmarks är vanligtvis belägna på den platta havsbottnen (Fig. 3c) och ibland på högar. De rumsliga tätheterna av kottar och pockmarken visar att de sydostliga och överväldigande gränserna är nordvästliga ror av BdM-kupolen (fig. 4a,b);den mindre utbyggda NV-SE-rutten ligger i den centrala BdM-regionen.
(a) Digital terrängmodell (1 m cellstorlek) av kupolen på Banco della Montagna (BdM).(b) Omkrets och rundhet av BdM-högar.(c) Axiella förhållande och vinkel (orientering) för huvudaxeln för den bäst passande ellipsen som omger högen. Standardfelet för den digitala terrängmodellen är 0,004 m;standardfelen för omkrets och rundhet är 4,83 m respektive 0,01, och standardfelen för axiellt förhållande och vinkel är 0,04 respektive 3,34°.
Detaljer om identifierade koner, kratrar, högar och gropar i BdM-regionen extraherad från DTM i figur 2.
(a) Inriktningskoner på en plan havsbotten;(b) kottar och kratrar på NV-SE smala högar;(c) pockmarks på en lätt doppad yta.
(a) Rumslig fördelning av upptäckta kratrar, gropar och aktiva gasutsläpp. (b) Rumslig täthet av kratrar och gropar rapporterad i (a) (antal/0,2 km2).
Vi identifierade 37 gasformiga utsläpp i BdM-regionen från ROV-vattenkolonnekolodsbilder och direkta observationer av havsbotten som erhölls under SAFE_2014-kryssningen i augusti 2014 (figurerna 4 och 5). De akustiska anomalierna i dessa utsläpp visar vertikalt långsträckta former som stiger från havsbotten mellan 71 och 50 meter i höjdled. , akustiska anomalier bildade ett nästan kontinuerligt "tåg." De observerade bubbelplymerna varierar kraftigt: från kontinuerliga, täta bubbelflöden till kortlivade fenomen (Supplementary Movie 1).ROV-inspektion möjliggör visuell verifiering av förekomsten av havsbottnens vätskeventiler och framhäver små fläckar på havsbottnen, ibland omgivna av röda kanaler (Fig,5 kanaler). emissioner. Ventilationsmorfologin visar en cirkulär öppning upptill utan utblossning i vattenpelaren. pH-värdet i vattenpelaren strax ovanför utsläppspunkten visade ett signifikant fall, vilket indikerar surare förhållanden lokalt (Fig.5c,d). Speciellt minskade pH-värdet ovanför BdM-gasutsläppet på 75 m djup från 8,4 (på 70 m djup) till 7,8 (på 75 m djup) (fig. 5c), medan andra platser i Neapelbukten hade pH-värden mellan 0 och 160 m intervall mellan 0 och 160 m i djupet 8 F. betydande förändringar i havsvattnets temperatur och salthalt saknades på två platser inom och utanför BdM-området i Neapelbukten. På ett djup av 70 m är temperaturen 15 °C och salthalten är cirka 38 PSU (fig. 5c,d). Mätningar av pH, temperatur och salthalt associerade med syrahalten och bM-processen indikerade: a). eller mycket långsam utsläpp av termiska vätskor och saltlösning.
(a) Insamlingsfönster för den akustiska vattenpelarens profil (ekometer Simrad EK60). Vertikalt grönt band som motsvarar gasfacket som detekteras på EM50-vätskeutsläppet (ca 75 m under havsytan) beläget i BdM-regionen;botten- och havsbottenmultiplexsignalerna visas också (b) insamlade med ett fjärrstyrt fordon i BdM-regionen. Det enstaka fotot visar en liten krater (svart cirkel) omgiven av rött till orange sediment.(c,d) Multiparametersond CTD-data bearbetade med SBED-Win32-mjukvaran (Seasave, version 7.23.2, vätskekolumn, pH-värde, vätskekolumn, pH-värde och utsläpp av syre). EM50 (panel c) och utanför Bdm utloppsområde panel (d).
Vi samlade in tre gasprover från studieområdet mellan den 22 och 28 augusti 2014. Dessa prover visade liknande sammansättningar, dominerade av CO2 (934-945 mmol/mol), följt av relevanta koncentrationer av N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) och H2S (42 mmol/mol) och H2S (42 mmol) -00 mmol/mol. myra (<0,052 respektive <0,016 mmol/mol) (Fig. 1b; Tabell S1, Tilläggsfilm 2). Relativt höga koncentrationer av O2 och Ar uppmättes också (upp till 3,2 respektive 0,18 mmol/mol). Summan av de lätta kolvätena består av C, 20 mol/mol/mol och aromer från C, 20 till 0,20 mol/mol. (huvudsakligen bensen), propen och svavelhaltiga föreningar (tiofen). 40Ar/36Ar-värdet överensstämmer med luft (295,5), även om provet EM35 (BdM-dome) har ett värde på 304, vilket visar ett litet överskott på 40Ar. Förhållandet δ15N till +15N-förhållandet var högre än för luft-,3-s-värdet, medan δ15N-förhållandet var högre än för luft, 1,8 s, medan δ15N-värdet var högre än för luft. varierade från -0,93 till 0,44% jämfört med V-PDB.R/Ra-värdena (efter korrigering för luftföroreningar med 4He/20Ne-förhållandet) var mellan 1,66 och 1,94, vilket indikerar närvaron av en stor del av manteln He. Genom att kombinera heliumisotopen och dess stabila 2 med B kan källan till CO2 finnas i CO2. förtydligas ytterligare. I CO2-kartan för CO2/3He kontra δ13C (Fig.6), jämförs BdM-gassammansättningen med den för fumarolerna Ischia, Campi Flegrei och Somma-Vesuvius. Figur 6 rapporterar också teoretiska blandningslinjer mellan tre olika kolkällor som kan vara inblandade i BdM-gasproduktion: lösta mantelhärledda smältor, organiskt rika sediment, och karbonater som faller på BdM-provet som avbildas av de tre volymerna från BdM. , blandning mellan mantelgaser (som antas vara något anrikade på koldioxid i förhållande till klassiska MORBs i syfte att passa data) och reaktioner orsakade av jordskorpans avkolning. Den resulterande gasbergarten.
Hybridlinjer mellan mantelsammansättning och ändelement av kalksten och organiska sediment rapporteras för jämförelse. Rutor representerar fumarolområdena i Ischia, Campi Flegrei och Somma-Vesvius 59, 60, 61. BdM-provet är i den blandade trenden av vulkanen Kampanien. Slutelementgasen i gasen som produceras av kol som produceras av kol som produceras av kol som produceras av kol som produceras av kol som produceras av kolreaktionen från kolet.
Seismiska sektioner L1 och L2 (Fig. 1b och 7) visar övergången mellan BdM och de distala stratigrafiska sekvenserna av Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) och Campi Flegrei (L2, Fig. 7b) vulkaniska regioner. till måttlig amplitud och sidokontinuitet (Fig. 7b,c).Detta skikt inkluderar marina sediment som dras av Last Glacial Maximum (LGM)-systemet och består av sand och lera23.Det underliggande PS-skiktet (Fig. 7b–d) kännetecknas av en kaotisk till genomskinlig fas i form av kolonner eller timglas PS. Toppen av havs- eller timglassedimenten för havets- eller PS. liknande geometrier visar inträngningen av PS-transparent material i de översta MS-avlagringarna. Upplyftningen är ansvarig för bildandet av veck och förkastningar som påverkar MS-lagret och överliggande nuvarande sediment av BdM-havsbotten (fig. 7b–d). MS-stratigrafiska intervallet är tydligt delaminerat i BENE-delen av den vita sektionen av L1-gasen till den vita delen av L1-gasen. ) täckt av vissa interna nivåer av MS-sekvensen (Fig.7a). Tyngdkraftskärnor samlade på toppen av BdM som motsvarar det genomskinliga seismiska skiktet indikerar att de översta 40 cm består av sand som nyligen avsatts hittills;)24,25 och pimpstensfragment från det explosiva utbrottet av Campi Flegrei av "Naples Yellow Tuff" (14,8 ka)26. Den genomskinliga fasen av PS-lagret kan inte förklaras enbart med kaotiska blandningsprocesser, eftersom de kaotiska lagren som är förknippade med jordskred, lerflöden och pyroklastiska flöden som finns utanför bukten av 3 Na2co, är normalt sett utanför bukten i 2co, 24. Vi drar slutsatsen att de observerade seismiska faserna av BdM PS såväl som utseendet på PS-skiktet under havets utsprång (fig. 7d) återspeglar upphöjningen av naturgas.
(a) Enkelspårig seismisk profil L1 (navigationsspår i Fig. 1b) som visar ett kolumnärt (pagoda) rumsligt arrangemang. Pagoden består av kaotiska avlagringar av pimpsten och sand. Det gasmättade skiktet som finns under pagoden tar bort kontinuiteten i de djupare formationerna.(b) Enkelkanalig in- och seismisk profil i Fig. havsbottenhögar, marina (MS) och pimpstenssandavlagringar (PS).(c) Deformationsdetaljerna i MS och PS redovisas i (c,d). Om man antar en hastighet på 1580 m/s i det översta sedimentet, representerar 100 ms ca 80 m på den vertikala skalan.
De morfologiska och strukturella egenskaperna hos BdM liknar andra undervattenshydrotermiska och gashydratfält globalt2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 och är ofta förknippade med upplyftningar (valv och högar) och gasutsläpp (koner, gropar och konstruerade och inriktade fördjupningar). förmåga (Figur 2 och 3). Det rumsliga arrangemanget av högar, gropar och aktiva öppningar tyder på att deras fördelning delvis kontrolleras av NW-SE och NE-SW nedslagssprickorna (Fig. 4b). Dessa är de föredragna strejkerna av förkastningssystem som påverkar Campi Flegrei och Somma-Vesuvius, styrs den speciella platsen av vulkaniska områden i Neapel och vattenströmmen från de före detta vulkanområdena och vattenströmmen. Campi Flegrei krater35. Vi drar därför slutsatsen att förkastningar och sprickor i Neapelbukten representerar den föredragna vägen för gasmigrering till ytan, en egenskap som delas av andra strukturellt kontrollerade hydrotermiska system36,37. Noterbart var att BdM-koner och -gropar inte alltid var förknippade med högar (Fig.3a,c). Detta tyder på att dessa högar inte nödvändigtvis representerar prekursorer till gropbildning, som andra författare har föreslagit för gashydratzoner32,33.Våra slutsatser stöder hypotesen att störningar av kupolsediment i havsbotten inte alltid leder till bildning av gropar.
De tre insamlade gasformiga utsläppen uppvisar kemiska signaturer som är typiska för hydrotermiska vätskor, nämligen huvudsakligen CO2 med betydande koncentrationer av reducerande gaser (H2S, CH4 och H2) och lätta kolväten (särskilt bensen och propen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 gaser som förekommer vid (Opher, 44, 45). förväntas inte förekomma i undervattensutsläpp, kan bero på förorening från luft löst i havsvatten som kommer i kontakt med gaser lagrade i plastlådor som används för provtagning, eftersom ROV:er extraheras från havsbotten till havet för att revoltera. Omvänt, positiva δ15N-värden och ett högt N2/Ar (upp till 480 av N2/Ar (upp till 480) som produceras av extra vatten från den extramättade luften. mosfäriska källor, i överensstämmelse med det dominerande hydrotermiska ursprunget för dessa gaser. Det hydrotermiska-vulkaniska ursprunget för BdM-gasen bekräftas av CO2- och He-innehållet och deras isotopiska signaturer. Kolisotoper (δ13C-CO2 från -0,93% till +0,4%) och CO2/3He-värden 1 × 01 till 01 01 0 1 0 1 . att BdM-proverna tillhör en blandad trend av fumaroler runt Neapelbuktens manteländdelar och dekarbonisering Sambandet mellan gaserna som produceras av reaktionen (Figur 6). Mer specifikt är BdM-gasproverna placerade längs blandningstrenden på ungefär samma plats som vätskorna från de intilliggande Campi Flegrei och Somma-vulkanerna, som är nära fuschi-Veas, som är mer nära fuschimolerna. r till slutet av manteln. Somma-Vesuvius och Campi Flegrei har högre 3He/4He-värden (R/Ra mellan 2,6 och 2,9) än BdM (R/Ra mellan 1,66 och 1,96;Tabell S1). Detta tyder på att tillsatsen och ackumuleringen av radiogena He härstammar från samma magmakälla som matade vulkanerna Somma-Vesuvius och Campi Flegrei. Frånvaron av detekterbara organiska kolfraktioner i BdM-utsläpp tyder på att organiska sediment inte är involverade i BdM-avgasningsprocessen.
Baserat på data som rapporterats ovan och resultat från experimentella modeller av kupolliknande strukturer associerade med undervattensgasrika regioner, kan trycksättning av djupa gaser vara ansvarig för bildandet av kilometerskaliga BdM-kupoler. För att uppskatta övertrycket Pdef som leder till BdM-valvet, tillämpade vi en tunnplåtsmekanikmodell33,34 förutsatt att det antas att den BdM- och subcirkulära data är en morfologisk och subcirkulär data. av radie en större än en deformerad mjuk viskös avsättning Den vertikala maximala förskjutningen w och tjockleken h av (Kompletterande Fig. S1).Pdef är skillnaden mellan totaltrycket och bergets statiska tryck plus vattenpelartrycket. Vid BdM är radien cirka 2 500 m, w är 20 m, och den maximala h-profilen uppskattad från den seismiska profilen 460 m = We 460 Pfde är ca 40 Pf. D/a4 från relationen, där D är böjstyvheten;D ges av (E h3)/[12(1 – ν2)], där E är Youngs modul för avsättningen, ν är Poissons kvot (~0,5)33. Eftersom de mekaniska egenskaperna hos BdM-sediment inte kan mätas sätter vi E = 140 kPa, vilket är ett rimligt värde för BdM-sand, vilket är ett rimligt värde för BdM-sand 417y, anser vi inte att BdM-sand är högre. värden rapporterade i litteraturen för siltig leravlagringar (300 < E < 350 000 kPa)33,34 eftersom BDM-avlagringar huvudsakligen består av sand, inte silt eller siltig lera24. Vi får Pdef = 0,3 Pa, vilket överensstämmer med uppskattningar av havsbottenhöjningsprocesser i gashydratvärdena, från där Pdef-värde-2 varierar, med Pdef-1 till 0-2. ing låg w/a och/eller vad.I BdM kan styvhetsminskning på grund av lokal gasmättnad av sedimentet och/eller uppkomsten av redan existerande sprickor också bidra till fel och åtföljande gasutsläpp, vilket möjliggör bildandet av de observerade ventilationsstrukturerna. högar, veck, förkastningar och sedimentära skär (Fig.7b,c). Detta tyder på att den 14,8 till 12 ka gamla pimpstenen har trängt in i det yngre MS-skiktet genom en gastransportprocess uppåt. De morfologiska egenskaperna hos BdM-strukturen kan ses som ett resultat av det övertryck som skapas av vätskeutsläppet som produceras av GSL. Med tanke på att aktiva utsläpp kan ses från havsbotten upp till 140 meter över vätskan upp till 140 meter över vätskan. överstiger 1 700 kPa. Uppåtgående migration av gaser i sedimenten hade också effekten av att skrubba material som finns i MS, vilket förklarar närvaron av kaotiska sediment i gravitationskärnor provtagna på BdM25. Vidare skapar övertrycket av GSL ett komplext spricksystem (polygonal förkastning i Fig. 7, strpatiska strukturer hänvisat till i Fig. 7, b) Collectively, detta och morph. ”49,50, tillskrevs ursprungligen sekundära effekter av gamla glaciala formationer, och tolkas för närvarande som effekterna av stigande gas31,33 eller evaporiter50 .På den kontinentala marginalen av Kampanien är evaporativa sediment knappa, åtminstone inom de översta 3 km av gasskorpan, som sannolikt kontrolleras av mekanismen för gasskorpan, som styrs av gasskorpan. sedimenten. Denna slutsats stöds av pagodens genomskinliga seismiska ansikten (fig.7), samt gravitationskärndata som tidigare rapporterats24, där dagens sand bryter ut med 'Pomici Principali'25 och 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei.Dessutom invaderade och deformerade PS-avlagringar det översta MS-skiktet (Fig. 7d). Detta strukturella arrangemang antyder att det inte bara är en pagoda-gasledning och inte bara en pagodas-process. bildandet av pagoden: a) densiteten av det mjuka sedimentet minskar när gas kommer in underifrån;b) gas-sedimentblandningen stiger, vilket är den observerade veckningen, förkastningen och sprickan Orsakar MS-avlagringar (Figur 7). En liknande bildningsmekanism har föreslagits för pagoder associerade med gashydrater i South Scotia Sea (Antarktis). BdM-pagoder uppträdde i grupper i kuperade områden, och deras vertikala utbredning var i genomsnitt 70–100 meter i tvåvägsnärvaro. av MS-vågor och med tanke på stratigrafin av BdM-tyngdkraftskärnan drar vi slutsatsen att pagodstrukturernas bildningsålder är mindre än cirka 14–12 ka. Vidare är tillväxten av dessa strukturer fortfarande aktiv (Fig. 7d) eftersom vissa pagoder har invaderat och deformerat den överliggande nuvarande BdM-sanden (Fig.7d).
Pagodens misslyckande med att korsa dagens havsbotten indikerar att (a) gasökning och/eller lokalt upphörande av gas-sedimentblandning, och/eller (b) eventuellt lateralt flöde av gas-sedimentblandning inte tillåter en lokaliserad övertrycksprocess. Enligt diapirteorinmodellen52 visar sidoflödet en negativ balans mellan tillförselhastigheten under och uppåt, vilket minskar tillförselhastigheten i pagoden uppåt. tillförselhastigheten kan vara relaterad till ökningen av blandningens densitet på grund av att gastillförseln försvinner. Resultaten som sammanfattats ovan och den flytkraftskontrollerade stigningen av pagoden tillåter oss att uppskatta luftpelarens höjd hg. Flytkraften ges av ΔP = hgg (ρw – ρg), där g är gravitationen (9,8 m/s) för vatten och ρg resp. ΔP är summan av den tidigare beräknade Pdef och sedimentplattans litostatiska tryck Plith, dvs ρsg h, där ρs är sedimentdensiteten. I det här fallet ges värdet av hg som krävs för den önskade flytkraften av hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw)/[g (ρw) ] – ρ0 m = 0,0 och P. se ovan), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg är försumbar eftersom ρw ≫ρg. Vi får hg = 245 m, ett värde som representerar djupet på botten av GSL.ΔP är 2,4 MPa som krävs för att bryta övertrycket och Bd-flödet.
Sammansättningen av BdM-gasen överensstämmer med mantelkällor som förändrats genom tillsatsen av vätskor associerade med dekarboniseringsreaktioner av jordskorpan (Fig. 6). Grov EW-inriktning av BdM-kupoler och aktiva vulkaner som Ischia, Campi Flegre och Soma-Vesuvius, tillsammans med hela sammansättningen av gaserna gaser som emitteras nedanför, tyder på att de blandningar av gaser som släpps ut under människan och mer av de vulkaniska områdena som släpps ut från människan antyder fler skorpvätskor rör sig från väst (Ischia) till öst (Somma-Vesuivus) (fig. 1b och 6).
Vi har kommit fram till att i Neapelbukten, några kilometer från hamnen i Neapel, finns en 25 km2 bred kupolliknande struktur som påverkas av en aktiv avgasningsprocess och orsakad av placeringen av pagoder och högar. bör implementeras för att analysera utvecklingen av fenomen och för att detektera geokemiska och geofysiska signaler som tyder på potentiella magmatiska störningar.
Akustiska vattenpelarprofiler (2D) förvärvades under SAFE_2014 (augusti 2014) kryssningen på R/V Urania (CNR) av National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Akustisk provtagning utfördes av ett vetenskapligt stråldelande ekolod Simrad EK60 som arbetade med en genomsnittlig hastighet på 38 kmos. under-bilder användes för att identifiera vätskeutsläpp och noggrant definiera deras plats i uppsamlingsområdet (mellan 74 och 180 m bsl). Mät fysikaliska och kemiska parametrar i vattenpelaren med hjälp av flerparametersonder (konduktivitet, temperatur och djup, CTD). Data samlades in med en CTD 911-sond (SeaBird, SeaBird, SB32, Software-version 32 av Electronics, Inc.) .2). En visuell inspektion av havsbottnen utfördes med en ROV-enhet "Pollux III" (GEItaliana) (fjärrstyrt fordon) med två kameror (låg och hög upplösning).
Multibeam datainsamling utfördes med hjälp av ett 100 KHz Simrad EM710 multibeam ekolodssystem (Kongsberg). Systemet är kopplat till ett differentiellt globalt positioneringssystem för att säkerställa submetriska fel i strålpositionering. Den akustiska pulsen har en frekvens på 100 KHz, en avfyrningspuls på 150° öppningshastighet och 40 graders ljudhastighet och verklig öppningshastighet i ljudnivå. tid under inhämtningen.Data bearbetades med PDS2000-programvara (Reson-Thales) enligt International Hydrographic Organization-standard (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) för navigering och tidvattenkorrigering. Brusreducering på grund av oavsiktliga instrumentspikar och dålig kvalitet strålexkludering utfördes med bandupptäckning och detektering av ljudsignaler utfördes med detektering av band. en kölstation belägen nära flerstrålegivaren och förvärvar och applicerar ljudhastighetsprofiler i realtid i vattenpelaren var 6-8:e timme för att ge ljudhastighet i realtid för korrekt strålstyrning. Hela datamängden består av cirka 440 km2 (0-1200 m djup). Datan användes för att tillhandahålla en högupplöst digital terrängcellsmodell (D1TM) som kännetecknas av en slutlig digital terrängcellsmodell (D1TM).1a) gjordes med terrängdata (>0 m över havet) inhämtade vid 20 m rutnätscellstorlek av det italienska geo-militära institutet.
En 55 kilometer lång högupplöst enkanals seismisk dataprofil, insamlad under säkra havskryssningar 2007 och 2014, täckte ett område på cirka 113 kvadratkilometer, båda på R/V Urania. Marisk-profiler (t.ex. L1 seismisk profil, Fig. 1b) erhölls genom att använda systemet för att använda 55 acquisit aquisitakama IK. kördes i vilken källan och mottagaren placeras. Källsignaturen består av en enda positiv topp som kännetecknas av frekvensområdet 1-10 kHz och gör det möjligt att lösa upp reflektorer separerade med 25 cm. Säkra seismiska profiler erhölls med hjälp av en 1,4 Kj multitip Geospark seismisk källa som gränssnitt mot Geotrace-systemet består av System a K6-system (Geotrace-systemet består av System a K6). z-källa som penetrerar upp till 400 millisekunder i mjukt sediment under havsbotten, med en teoretisk vertikal upplösning på 30 cm. Både Safe- och Marsik-enheter erhölls med en hastighet av 0,33 skott/sek med en fartygshastighet <3 Kn. Data bearbetades och presenterades med hjälp av Geosuite Allworks-mjukvaran med följande korrekta workflow-mjukvara, d-2 KH, vattenpassningsbandet d-2, KH filtrering och AGC.
Gasen från undervattensfumarolen samlades upp på havsbotten med hjälp av en plastlåda utrustad med ett gummimembran på sin ovansida, placerad upp och ner av ROV:n över ventilen. När luftbubblorna som kommer in i lådan helt har ersatt havsvattnet är ROV:n tillbaka till ett djup av 1 m, och dykaren överför den uppsamlade gasen till två 6 flaskvattenglas försedda med gummi. n kranar i vilka One fylldes med 20 mL 5N NaOH-lösning (kolv av Gegenbach-typ). De huvudsakliga sura gastyperna (CO2 och H2S) är lösta i den alkaliska lösningen, medan gasarterna med låg löslighet (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 och lätta kolvätena gaser lagras i flaskan med låg löslighet i organisk gas i flaskan med låg löslighet i flaska. (GC) med användning av en Shimadzu 15A utrustad med en 10 m lång 5A molekylsilkolonn och en termisk konduktivitetsdetektor (TCD) 54. Argon och O2 analyserades med användning av en Thermo Focus gaskromatograf utrustad med en 30 m lång kapillär molekylsilkolonn och TCD med användning av Shimad-gas och 14 lätta kolväten analyserades med 14-hydrokarbon och Shimad-kolväten. 0 m lång kolonn i rostfritt stål packad med Chromosorb PAW 80/100 mesh, belagd med 23% SP 1700 och en flamjoniseringsdetektor (FID). Vätskefasen användes för analys av 1) CO2, as, titrerad med 0,5 N HCl-lösning (Metrohm Basic Titrino, med 2 %) efter H2S-oxidation, 3, m H2S, 3, H, 2 kromatografi (IC) (IC) (Wantong 761). Det analytiska felet för titrering, GC och IC-analys är mindre än 5%. Efter standardextraktion och reningsprocedurer för gasblandningar analyserades 13C/12C CO2 (uttryckt som δ13C-CO2% och V-PDB) med hjälp av en Extern bedömning av Finnaringan Delta S5 och 55-standarden. cenzo marmor (intern), NBS18 och NBS19 (internationell), medan analysfel och reproducerbarhet var ±0,05% respektive ±0,1%.
δ15N (uttryckt som % vs. luft)-värden och 40Ar/36Ar bestämdes med hjälp av en Agilent 6890 N gaskromatograf (GC) kopplad till en Finnigan Delta plusXP kontinuerligt flödesmasspektrometer. Analysfelet är: δ15N±0,1%, 36Ar är <Arop%, 36Ar <Arop%, 36Ar <Arop% e, 36Ar är <Arop%-förhållandet. där R är 3He/4He mätt i provet och Ra är samma förhållande i atmosfären: 1,39 × 10−6)57 bestämdes på laboratoriet i INGV-Palermo (Italien). ämnen för He och Ne är <10-14 respektive <10-16 mol.
Hur man citerar den här artikeln: Passaro, S. et al. Havsbottenhöjning driven av en avgasningsprocess avslöjar spirande vulkanisk aktivitet längs kusten. Science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologin och biologin hos moderna och antika kolväten i havsbotten sipprar och ventiler: en introduktion. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Den globala förekomsten av gashydrater. 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 (eds) 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 Aktuella synpunkter på gashydratresurser.energi.och miljövetenskap.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Intern struktur och utbrottshistoria av ett kilometerskaligt lervulkansystem i södra Kaspiska havet. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Havsbottenegenskaper som är förknippade med läckage av kolväten från djupvattenskarbonatslamhögar i Cadizbukten: från lerflöde till karbonatsediment.Geografi March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. 3D-seismisk representation av vätskeutloppsrörledningar i kilometerskala utanför Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Vätskeflödesegenskaper i olje- och gasledningssystem: Vad säger de oss om bassängutvecklingen? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertikal utveckling av den neogena kvartära vätskeutsläppsstrukturen i förhållande till gasflöden i Lower Congo Basin, offshore Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Hydrotermisk och tektonisk aktivitet i norra 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 och skorpstruktur vid den kontinentala marginalen av Kampanien: samband med vulkanisk aktivitet.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Den relativa rollen av spricktektonik och magmatiska upphöjningsprocesser: slutledning från geofysiska, strukturella och geokemiska data i Neapels vulkaniska region (södra Italien). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mekanismer för den senaste vertikala jordskorpans rörelse i Campi Flegrei-kratern i södra Italien.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, s. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Kortvarig markdeformation och seismicitet i den kapslade Campi Flegrei-kratern (Italien): ett exempel på aktiv massåtervinning i ett tätbefolkat område.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., och Saccorotti, G. Hydrotermiskt ursprung av ihållande långvarig 4D-aktivitet i vulkankomplexet Campi Flegrei i Italien.J.Volcano.geothermal.reservoar.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. och Mastrolorenzo, G. Snabb differentiering i tröskelliknande magmatiska reservoarer: en fallstudie från Campi Flegrei-kratern. Science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR tidsserier, korrelationsanalys och tidskorrelationsmodellering avslöjar en möjlig koppling av Campi Flegrei och Vesuvius.J.Vulkan.geotermisk.reservoar.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Strukturell och stratigrafisk struktur av den första hälften av Tyrrenska graben (Neapelbukten, Italien). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Källor till kol i vulkanisk askgas från Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafi: Svar på havsnivåfall och tektonisk höjning på den yttre kontinentalsockeln (Östra Tyrrenska marginalen, Italien). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).