Nature.com'u ziyaret ettiğiniz için teşekkür ederiz. Kullandığınız tarayıcı sürümü sınırlı CSS desteğine sahiptir. En iyi deneyim için, güncellenmiş bir tarayıcı kullanmanızı (veya Internet Explorer'da uyumluluk modunu kapatmanızı) öneririz. Bu arada, sürekli desteği sağlamak için siteyi stiller ve JavaScript olmadan göstereceğiz.
Napoli (İtalya) limanından birkaç kilometre açıkta aktif deniz tabanı yükselmesi ve gaz emisyonları olduğuna dair kanıtları rapor ediyoruz. Çukurlar, tümsekler ve kraterler deniz tabanının özellikleridir. Bu oluşumlar, günümüzde deniz tabanını etkileyen pagodalar, faylar ve kıvrımlar dahil olmak üzere sığ kabuk yapılarının tepelerini temsil eder. Manto eriyikleri ve kabuklu kayaların dekarbonizasyon reaksiyonlarında helyum ve karbon dioksitin yükselişini, basıncını ve salınımını kaydettiler. Bu gazlar muhtemelen onları besleyen gazlara benzer. Ischia, Campi Flegre ve Soma-Vezüv'ün hidrotermal sistemleri, Napoli Körfezi'nin altında yerkabuğu sıvılarıyla karışmış bir manto kaynağı olduğunu düşündürür. Gaz yükselmesi ve basınçlandırma sürecinin neden olduğu deniz altı genişlemesi ve yırtılması, 2-3 MPa'lık bir aşırı basınç gerektirir. Deniz tabanı yükselmeleri, faylar ve gaz emisyonları, deniz tabanı püskürmeleri ve/veya hidrotermal patlamaların habercisi olabilecek volkanik olmayan kabarmaların belirtileridir.
Derin deniz hidrotermal (sıcak su ve gaz) deşarjları, okyanus ortası sırtlarının ve yakınsak levha kenarlarının (ada yaylarının batık kısımları dahil) ortak bir özelliğiyken, gaz hidratların (klatratlar) soğuk deşarjları genellikle kıta sahanlıklarının ve pasif kenarların karakteristiğidir1, 2,3,4,5. Kıyı bölgelerinde deniz tabanındaki hidrotermal deşarjların meydana gelmesi, kıtasal kabuk ve/veya manto içindeki ısı kaynaklarına (magma rezervuarları) işaret eder. Magmanın yerkabuğunun en üst katmanları boyunca yükselmesi ve volkanik deniz dağlarının patlaması ve yerleşmesi ile doruğa ulaşması6. Bu nedenle, (a) aktif deniz yatağı deformasyonu ile ilişkili morfolojilerin ve (b) İtalya'daki Napoli'nin volkanik bölgesi (~1 milyon kişi) gibi nüfuslu kıyı bölgelerine yakın gaz emisyonlarının tanımlanması, olası volkanları değerlendirmek için kritik öneme sahiptir.Sığ patlama.Ayrıca, derin deniz hidrotermaliyle ilişkili morfolojik özellikler veya hidrat gazı emisyonları, jeolojik ve biyolojik özelliklerinden dolayı nispeten iyi bilinir, istisnalar sığ sularla ilişkili morfolojik özelliklerdir, Lake 12'de meydana gelenler dışında nispeten az sayıda kayıt vardır. Burada, Napoli limanından yaklaşık 5 km uzaklıktaki Napoli Körfezi'nde (Güney İtalya) gaz emisyonlarından etkilenen, morfolojik ve yapısal olarak karmaşık bir su altı bölgesi için yeni batimetrik, sismik, su sütunu ve jeokimyasal veriler sunuyoruz. Bu veriler SAFE_2 sırasında toplanmıştır. 014 (Ağustos 2014) R/V Urania ile seyir.Gaz emisyonlarının meydana geldiği deniz tabanı ve yer altı yapılarını tanımlıyor ve yorumluyoruz, tahliye sıvılarının kaynaklarını araştırıyoruz, gaz yükselişini ve ilgili deformasyonu düzenleyen mekanizmaları belirleyip karakterize ediyoruz ve volkanoloji etkilerini tartışıyoruz.
Napoli Körfezi, Pliyo-Kuvaterner batı sınırını, KB-GD uzatılmış Campania tektonik depresyonunu oluşturur13,14,15. Ischia'nın doğusu (yaklaşık MS 150-1302), Campi Flegre krateri (yaklaşık 300-1538) ve Soma-Vezüv (<360-1944'ten itibaren) Düzenleme körfezi MS kuzeyde sınırlar15, güney ise Sorren'i sınırlar Yarımada'ya (Şekil 1a).Napoli Körfezi hakim KD-GB ve ikincil KB-GD önemli faylardan etkilenir (Şekil 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vezüv hidrotermal belirtiler, zemin deformasyonu ve sığ depremsellik ile karakterize edilir16,17,18 (örneğin, 1982-1984'te Campi Flegrei'de 1 yükselme ile çalkantılı olay) .8 m ve binlerce deprem).Son çalışmalar19,20, Soma-Vezüv ve Campi Flegre dinamikleri arasında, muhtemelen 'derin' tek magma rezervuarlarıyla ilişkili bir bağlantı olabileceğini düşündürmektedir. 8 ka), daha sonra Geç Pleistosen-Holosen sırasında transgresif olaylarla doldurulan açık deniz sığ tortul sisteminin gerilemesine yol açtı. Ischia adası çevresinde ve Campi Flegre kıyılarında ve Soma-Vezüv Yanardağı yakınında denizaltı gaz emisyonları tespit edildi (Şekil1b).
(a) Kıta sahanlığı ve Napoli Körfezi'nin morfolojik ve yapısal düzenlemeleri 15, 23, 24, 48. Noktalar ana denizaltı patlama merkezleridir;kırmızı çizgiler ana fayları temsil eder.(b) Belirlenen sıvı menfezleri (noktalar) ve sismik çizgi izleri (siyah çizgiler) ile Napoli Körfezi'nin batimetrisi. Sarı çizgiler, Şekil 6'da bildirilen L1 ve L2 sismik çizgilerinin yörüngeleridir. Banco della Montagna (BdM) kubbe benzeri yapıların sınırları (a,b)'de mavi kesikli çizgilerle işaretlenmiştir. Sarı kareler akustik su sütunu profillerinin ve CTD-EMB'nin konumlarını gösterir. lank, CTD-EM50 ve ROV çerçeveleri Şekil 5'te rapor edilmiştir. Sarı daire, numune alma gazı tahliyesinin yerini işaretler ve bileşimi Tablo S1'de gösterilir. Altın Yazılım (http://www.goldensoftware.com/products/surfer), Surfer® 13 tarafından oluşturulan grafikleri kullanır.
SAFE_2014 (Ağustos 2014) gezisi sırasında elde edilen verilere dayanarak (bkz. Yöntemler), Napoli Körfezi'nin 1 m çözünürlüklü yeni bir Dijital Arazi Modeli (DTM) oluşturulmuştur. DTM, Napoli Limanı'nın güneyindeki deniz tabanının, yerel olarak Banco della olarak bilinen 5,0 × 5,3 km'lik kubbe benzeri bir yapıyla kesintiye uğrayan hafif eğimli güneye bakan (eğim ≤3°) bir yüzeyle karakterize edildiğini göstermektedir. Montagna (BdM).Şek.1a,b).BdM, çevredeki deniz tabanından 15 ila 20 metre yükseklikte, yaklaşık 100 ila 170 metre derinlikte gelişir. BdM kubbesi, 280 dairesel ila oval tümsek (Şekil 2a), 665 koni ve 30 çukur (Şekil 3 ve 4) nedeniyle tümsek benzeri bir morfoloji sergilemiştir. Höyüğün maksimum yüksekliği ve çevresi 22 m ve 1.800 m'dir. m, sırasıyla. Tümseklerin daireselliği [C = 4π(alan/çevre2)] artan çevre ile azaldı (Şekil 2b). Tümsekler için eksenel oranlar 1 ile 6,5 arasında değişiyordu; eksen oranı >2 olan tümsekler tercih edilen bir N45°D + 15° doğrultu ve daha dağınık bir ikincil, daha dağınık bir N105°D ila N145°D doğrultu gösteriyor (Şekil 2c).BdM düzleminde ve tümseğin üstünde tek veya sıralı koniler bulunur (Şekil 3a,b). Konik düzenlemeler, bulundukları tümseklerin dizilişini takip eder. Çukurlar genellikle düz deniz yatağında (Şekil 3c) ve bazen tümseklerde bulunur.daha az genişletilmiş NW-SE rotası, merkezi BdM bölgesinde yer almaktadır.
(a) Banco della Montagna (BdM) kubbesinin dijital arazi modeli (1 m hücre boyutu). (b) BdM tümseklerinin çevresi ve yuvarlaklığı. (c) Tümseği çevreleyen en uygun elipsin ana ekseninin eksenel oranı ve açısı (yönlendirmesi). Dijital Arazi modelinin standart hatası 0,004 m'dir;çevre ve yuvarlaklığın standart hataları sırasıyla 4,83 m ve 0,01'dir ve eksenel oran ve açının standart hataları sırasıyla 0,04 ve 3,34°'dir.
Şekil 2'de DTM'den çıkarılan BdM bölgesindeki tanımlanan konilerin, kraterlerin, höyüklerin ve çukurların ayrıntıları.
(a) Düz bir deniz yatağı üzerindeki hizalama konileri;(b) KB-GD ince tümsekler üzerindeki koniler ve kraterler;(c) hafifçe daldırılmış bir yüzeydeki çukurlar.
(a) Tespit edilen kraterlerin, çukurların ve aktif gaz deşarjlarının mekansal dağılımı. (b) (a)'da bildirilen kraterlerin ve çukurların mekansal yoğunluğu (sayı/0,2 km2).
Ağustos 2014'te SAFE_2014 seyir sırasında elde edilen ROV su sütunu yankı siren görüntülerinden ve deniz tabanının doğrudan gözlemlerinden BdM bölgesinde 37 gaz emisyonu belirledik (Şekil 4 ve 5). Bu emisyonların akustik anormallikleri, dikey olarak 12 ila yaklaşık 70 m arasında değişen, deniz tabanından yükselen dikey olarak uzun şekiller göstermektedir (Şekil 5a). Bazı yerlerde, akustik anormallikler neredeyse sürekli bir "tren" oluşturmuştur. : sürekli, yoğun kabarcık akışlarından kısa ömürlü fenomenlere (Ek Film 1).ROV incelemesi, deniz tabanındaki sıvı menfezlerinin oluşumunun görsel olarak doğrulanmasına olanak tanır ve deniz tabanındaki, bazen kırmızıdan turuncuya tortullarla çevrili küçük çukurları vurgular (Şekil 5b). Bazı durumlarda, ROV kanalları emisyonları yeniden etkinleştirir. Havalandırma morfolojisi, su sütununda parlama olmaksızın tepede dairesel bir açıklık gösterir. Boşaltma noktasının hemen üzerindeki su sütunundaki pH, yerel olarak daha asidik koşullara işaret eden önemli bir düşüş gösterdi (Şek.5c,d).Özellikle 75 m derinlikte BdM gazı deşarjının üzerindeki pH 8,4'ten (70 m derinlikte) 7,8'e (75 m derinlikte) düşmüştür (Şekil 5c), buna karşılık Napoli Körfezi'ndeki diğer siteler 8,3 ile 8,5 arasındaki derinlik aralığında 0 ile 160 m arasında pH değerlerine sahiptir (Şekil 5d). Deniz suyu sıcaklığında ve tuzlulukta iki noktada önemli değişiklikler olmamıştır. Napoli Körfezi'nin BdM alanının içindeki ve dışındaki siteler.70 m derinlikte sıcaklık 15 °C ve tuzluluk yaklaşık 38 PSU'dur (Şekil 5c,d). pH, sıcaklık ve tuzluluk ölçümleri şunları göstermiştir: a) BdM gaz giderme işlemiyle ilişkili asidik sıvıların katılımı ve b) termal sıvıların ve tuzlu suyun yokluğu veya çok yavaş tahliyesi.
(a) Akustik su kolonu profilinin alım penceresi (ekometre Simrad EK60). BdM bölgesinde bulunan EM50 sıvı deşarjında ​​(deniz seviyesinden yaklaşık 75 m aşağıda) tespit edilen gaz parlamasına karşılık gelen dikey yeşil bant;dip ve deniz tabanı multipleks sinyalleri de gösterilmektedir (b) BdM bölgesinde uzaktan kumandalı bir araçla toplanmıştır Tek fotoğraf, kırmızıdan turuncuya tortu ile çevrili küçük bir krateri (siyah daire) göstermektedir.(c,d) SBED-Win32 yazılımı (Seasave, sürüm 7.23.2) kullanılarak işlenen çok parametreli prob CTD verileri. Bdm boşaltma alanı paneli (d).
22 ve 28 Ağustos 2014 tarihleri ​​arasında çalışma alanından üç gaz örneği topladık. Bu örnekler benzer bileşimler gösterdi; baskın olarak CO2 (934-945 mmol/mol), ardından ilgili N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) ve H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), H2 ve He ise daha az boldu (<0,052 ve <0,016 mmol/mol, sırasıyla) (Şekil 1b; Tablo S1, Ek Film 2). Nispeten yüksek O2 ve Ar konsantrasyonları da ölçüldü (sırasıyla 3,2 ve 0,18 mmol/mol'e kadar). Hafif hidrokarbonların toplamı 0,24 ila 0,30 mmol/mol arasında değişir ve C2-C4 alkanlar, aromatikler (esas olarak benzen), propen ve kükürt içeren bileşiklerden oluşur (tiyofen).40Ar/36Ar değeri hava ile tutarlıdır (295.5), ancak EM35 numunesi (BdM dome) 304 değerine sahip olup, 40Ar'ın biraz fazlalığını göstermektedir. ​​(4He/20Ne oranını kullanarak hava kirliliğini düzelttikten sonra) 1,66 ile 1,94 arasındaydı, bu da manto He'nin büyük bir kısmının varlığını gösteriyor.Helyum izotopunu CO2 ve kararlı izotopu 22 ile birleştirerek, BdM'deki emisyonların kaynağı daha fazla açıklığa kavuşturulabilir.CO2/3He'ye karşı δ13C için CO2 haritasında (Şek.6), BdM gaz bileşimi Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vesuvius fumarollerininkiyle karşılaştırılır. Şekil 6 ayrıca BdM gazı üretiminde yer alabilecek üç farklı karbon kaynağı arasındaki teorik karıştırma hatlarını da bildirir: çözünmüş mantodan türetilen eriyikler, organik açıdan zengin tortular ve karbonatlar. BdM numuneleri, üç Campania volkanı tarafından tasvir edilen karıştırma hattına, yani (karbon açısından biraz zengin olduğu varsayılan) manto gazları arasındaki karışıma düşer. verileri uydurmak amacıyla klasik MORB'lere göre dioksit) ve kabuksal dekarbonizasyonun neden olduğu reaksiyonlar Ortaya çıkan gaz kaya.
Manto bileşimi ile kireçtaşı ve organik sedimanların son üyeleri arasındaki hibrit çizgiler, karşılaştırma için rapor edilmiştir. Kutular, Ischia, Campi Flegrei ve Somma-Vesvius 59, 60, 61'in fumarol alanlarını temsil eder. BdM örneği, Campania yanardağının karışık trendindedir. Karışık hattın son üye gazı, karbonat minerallerinin dekarbürizasyon reaksiyonuyla üretilen gaz olan manto kaynağıdır.
Sismik kesitler L1 ve L2 (Şekil 1b ve 7), BdM ile Somma-Vezüv (L1, Şekil 7a) ve Campi Flegrei (L2, Şekil 7b) volkanik bölgelerinin uzak stratigrafik sekansları arasındaki geçişi gösterir. BdM, iki ana sismik oluşumun (Şekil 7'de MS ve PS) varlığı ile karakterize edilir. En üstteki (MS), yüksek ila orta genlikli subparalel reflektörleri gösterir. yükseklik ve yanal süreklilik (Şekil 7b,c). Bu katman, Son Buzul Maksimumu (LGM) sistemi tarafından sürüklenen deniz çökellerini içerir ve kum ve kilden oluşur23. Alttaki PS katmanı (Şekil 7b-d), sütun veya kum saati şeklindeki kaotikten şeffafa değişen bir faz ile karakterize edilir. PS çökeltilerinin tepesi, deniz tabanı höyüklerini oluşturmuştur (Şekil 7d). Bu diapir benzeri geometriler, PS şeffaf malzemenin en üstteki MS yataklarına girmesini gösterir. MS tabakasını etkileyen kıvrımların ve fayların oluşumu ve BdM deniz tabanının günümüzün çökeltilerini örter (Şekil 7b-d). MS stratigrafik aralığı, L1 kesitinin DKD bölümünde açıkça ayrılırken, MS dizisinin bazı iç seviyeleri tarafından kaplanan gaza doygun bir katmanın (GSL) varlığı nedeniyle BdM'ye doğru beyazlaşır (Şekil.7a) Şeffaf sismik tabakaya karşılık gelen BdM'nin tepesinde toplanan yerçekimi çekirdekleri, en üstteki 40 cm'nin yakın zamanda bugüne kadar çökelmiş kumdan oluştuğunu göstermektedir;)24,25 ve “Napoli Sarı Tüf”ün (14.8 binyıl)26 Campi Flegrei'nin patlayıcı püskürmesinden pomza parçaları.PS tabakasının saydam fazı, tek başına kaotik karıştırma süreçleriyle açıklanamaz, çünkü Napoli Körfezi'nde BdM dışında bulunan toprak kaymaları, çamur akıntıları ve piroklastik akıntılarla ilişkili kaotik tabakalar akustik olarak opaktır21,23,24.Gözlenen BdM PS sismik fa'nın şu sonuca varıyoruz: deniz altı çıkıntısı PS katmanının (Şekil 7d) görünümü kadar, doğal gazın yükselişini de yansıtır.
(a) Tek kanallı sismik profil L1 (Şekil 1b'deki navigasyon izi), sütunlu (pagoda) bir uzamsal düzenlemeyi gösteriyor. Pagoda, kaotik pomza ve kum birikintilerinden oluşuyor. Pagodanın altında bulunan gaza doymuş katman, daha derindeki oluşumların sürekliliğini ortadan kaldırıyor. birikintiler (PS).(c) MS ve PS'deki deformasyon detayları (c,d)'de verilmiştir. En üstteki tortuda 1580 m/s'lik bir hız varsayıldığında, 100 ms dikey ölçekte yaklaşık 80 m'yi temsil eder.
BdM'nin morfolojik ve yapısal özellikleri, dünyadaki diğer deniz altı hidrotermal ve gaz hidrat alanlarına2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 benzerdir ve genellikle yükselmeler (tonozlar ve tümsekler) ve Gaz Deşarjı (koniler, çukurlar) ile ilişkilidir. BdM ile hizalanmış koniler ve çukurlar ve uzun tümsekler, yapısal olarak kontrollü geçirgenliği gösterir (Şekil 2 ve 3). Mekansal düzenleme höyüklerin, çukurların ve aktif menfezlerin dağılımı, dağılımlarının kısmen KB-GD ve KD-GB darbe kırıkları tarafından kontrol edildiğini göstermektedir (Şekil 4b). Bunlar, Campi Flegrei ve Somma-Vezüv volkanik alanlarını ve Napoli Körfezi'ni etkileyen fay sistemlerinin tercih edilen doğrultularıdır. Özellikle, ilkinin yapısı, Campi Flegrei kraterinden hidrotermal deşarjın konumunu kontrol eder35. Bu nedenle, Napoli Körfezi'ndeki fayların ve kırıkların olduğu sonucuna varıyoruz. s, diğer yapısal olarak kontrol edilen hidrotermal sistemler36,37 tarafından paylaşılan bir özellik olan, yüzeye gaz geçişi için tercih edilen yolu temsil eder.3a,c).Bu, diğer yazarların gaz hidrat bölgeleri32,33 için öne sürdükleri gibi, bu höyüklerin zorunlu olarak çukur oluşumunun öncüllerini temsil etmediğini göstermektedir. Sonuçlarımız, kubbe deniz tabanı çökeltilerinin bozulmasının her zaman çukur oluşumuna yol açmadığı hipotezini desteklemektedir.
Toplanan üç gaz emisyonu, hidrotermal sıvılara özgü kimyasal imzalar gösterir; başlıca CO2, önemli konsantrasyonlarda indirgeyici gazlar (H2S, CH4 ve H2) ve hafif hidrokarbonlar (özellikle benzen ve propilen)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tablo S1). Denizaltı emisyonlarında bulunması beklenmeyen atmosferik gazların (O2 gibi) varlığı, denizde çözünmüş havadan kaynaklanan kirlenmeden kaynaklanıyor olabilir. ROV'ler isyan etmek için okyanus tabanından denize çıkarıldığı için, örnekleme için kullanılan plastik kutularda depolanan gazlarla temas eden su. Tersine, pozitif δ15N değerleri ve yüksek N2/Ar (480'e kadar), ASW'den (havaya doymuş su) önemli ölçüde daha yüksek, N2'nin çoğunun, bu gazların baskın hidrotermal kaynağı ile uyumlu olarak, atmosfer dışı kaynaklardan üretildiğini gösterir. BdM gazının hidrotermal-volkanik kaynağı doğrulanır. CO2 ve He içerikleri ve izotopik imzaları.Karbon izotopları (δ13C-CO2 -%0,93'ten +%0,4'e) ve CO2/3He değerleri (1,7 × 1010'dan 4,1 × 1010'a), BdM örneklerinin Napoli Körfezi'nin manto uç üyeleri çevresinde karışık bir fumarol eğilimine ait olduğunu ve dekarbonizasyon Reaksiyonun ürettiği gazlar arasındaki ilişki (Şekil 6).Daha fazla Spesifik olarak, BdM gazı örnekleri, bitişik Campi Flegrei ve Somma-Veusivus volkanlarından gelen sıvılarla yaklaşık olarak aynı konumda karışım eğilimi boyunca yer almaktadır. Bunlar, mantonun sonuna daha yakın olan Ischia fumarollerinden daha kabuksaldır. 1,96;Tablo S1).Bu, radyojenik He ilavesinin ve birikiminin Somma-Vezüv ve Campi Flegrei volkanlarını besleyen aynı magma kaynağından kaynaklandığını göstermektedir. BdM emisyonlarında saptanabilir organik karbon fraksiyonlarının bulunmaması, organik tortuların BdM gaz giderme işlemine dahil olmadığını göstermektedir.
Yukarıda bildirilen verilere ve deniz altı gaz açısından zengin bölgelerle ilişkili kubbe benzeri yapıların deneysel modellerinden elde edilen sonuçlara dayanarak, kilometre ölçeğinde BdM kubbelerinin oluşumundan derin gaz basıncı sorumlu olabilir. maksimum yer değiştirme w ve kalınlık h (Ek Şekil S1).Pdef, toplam basınç ile kaya statik basıncı artı su sütunu basıncı arasındaki farktır. BdM'de yarıçap yaklaşık 2.500 m, w 20 m ve sismik profilden tahmin edilen h maksimum yaklaşık 100 m'dir. D'nin bükülme sertliği olduğu ilişkiden Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 hesaplıyoruz;D, (E h3)/[12(1 – ν2)] ile verilir, burada E, yatağın Young modülüdür, ν, Poisson oranıdır (~0,5)33. BdM çökellerinin mekanik özellikleri ölçülemediğinden, kıyı kumlu çökeltiler için makul bir değer olan E = 140 kPa olarak belirledik 47, BdM14,24'e benzer. siltli kil yatakları (300 < E < 350.000 kPa)33,34 çünkü BDM yatakları, silt veya siltli kilden değil, esas olarak kumdan oluşur24. Pdef'in 10-2 ila 103 Pa arasında değiştiği, düşük değerlerin düşük su/a ve/veya ne olduğunu temsil ettiği, gaz hidrat havzası ortamlarındaki deniz tabanı yükseltme işlemlerinin tahminleriyle tutarlı olan Pdef = 0,3 Pa elde ederiz. BdM'de, yerel gaz nedeniyle sertlik azalması tortunun doygunluğu ve/veya önceden var olan çatlakların görünümü de başarısızlığa ve bunun sonucunda gözlemlenen havalandırma yapılarının oluşumuna izin vererek gaz salınımına katkıda bulunabilir. Toplanan yansıyan sismik profiller (Şek. 7), PS tortularının GSL'den yükseldiğini, üstteki MS deniz tortularını yukarı iterek höyükler, kıvrımlar, faylar ve tortul kesiklerle sonuçlandığını gösterdi (Şek.7b,c).Bu, 14,8 ila 12 ka yaşındaki pomzanın yukarı doğru bir gaz taşıma işlemiyle daha genç MS katmanına girdiğini göstermektedir. BdM yapısının morfolojik özellikleri, GSL tarafından üretilen sıvı deşarjının yarattığı aşırı basıncın sonucu olarak görülebilir. .Sedimentlerdeki gazların yukarıya doğru göçü, MS'de bulunan temizleme malzemesinin etkisine de sahipti, bu da BdM25'te örneklenen yerçekimi çekirdeklerindeki kaotik tortuların varlığını açıklıyor. Ayrıca, GSL'nin aşırı basıncı karmaşık bir kırılma sistemi yaratıyor (Şekil 7b'de poligonal fay). Toplu olarak, "pagodalar"49,50 olarak anılan bu morfoloji, yapı ve stratigrafik yerleşim, başlangıçta eski buzul oluşumlarının ikincil etkilerine atfedildi ve şu anda yükselen gazın31,33 veya evaporitlerin50 etkileri olarak yorumlanmaktadır. Campania'nın kıtasal sınırında, en azından kabuğun en üstteki 3 km'lik kısmında buharlaşan çökeltiler azdır. Bu nedenle, BdM pagodalarının büyüme mekanizmasının, çökeltilerdeki gaz yükselmesiyle kontrol edilmesi muhtemeldir. Bu sonuç, pagodanın saydam sismik fasiyesleri tarafından desteklenmektedir (Şekil.7) ve daha önce rapor edilen yerçekimi çekirdek verileri24, burada günümüz kumu 'Pomici Principali'25 ve 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei ile patlar. Ayrıca, PS birikintileri en üstteki MS katmanını işgal etmiş ve deforme etmiştir (Şekil 7d). Bu yapısal düzenleme, pagodanın sadece bir gaz boru hattını değil, yükselen bir yapıyı temsil ettiğini göstermektedir. Dolayısıyla, pagodanın oluşumunu yöneten iki ana süreç vardır: a) gaz girdikçe yumuşak tortunun yoğunluğu azalır aşağıdan;b) MS yataklarının gözlenen katlanma, faylanma ve kırılma nedenleri olan gaz-tortu karışımı yükselir (Şekil 7). Güney İskoçya Denizi'ndeki (Antarktika) gaz hidratlarla ilişkili pagodalar için benzer bir oluşum mekanizması önerilmiştir. BdM yerçekimi çekirdeğinin grafiği, pagoda yapılarının oluşum yaşının yaklaşık 14-12 ka'dan daha az olduğunu anlıyoruz. Ayrıca, bazı pagodalar günümüz BdM kumunu işgal edip deforme ettiğinden (Şekil 7d) bu yapıların büyümesi hala aktiftir (Şekil 7d).
Pagodanın günümüz deniz tabanını geçememesi, (a) gaz yükselmesinin ve/veya gaz-tortu karışımının yerel olarak kesilmesinin ve/veya (b) gaz-tortu karışımının olası yanal akışının yerel bir aşırı basınç sürecine izin vermediğini gösterir. Gaz kaynağının kaybolması nedeniyle karışımın yoğunluğu.Yukarıda özetlenen sonuçlar ve pagodanın kaldırma kuvveti kontrollü yükselişi, hava kolonu yüksekliğini hg tahmin etmemize izin verir. Kaldırma kuvveti, ΔP = hgg (ρw – ρg) ile verilir; burada g, yerçekimidir (9,8 m/s2) ve ρw ve ρg, sırasıyla su ve gazın yoğunluklarıdır.ΔP, önceden hesaplanan Pdef ve litostatik basıncın toplamıdır Tortu plakasının pliti, yani ρsg h, burada ρs sediman yoğunluğudur. Bu durumda, istenen kaldırma kuvveti için gereken hg değeri hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] ile verilir. 00 kg/m3, ρg ihmal edilebilir çünkü ρw ≫ρg. Hg = 245 m elde ederiz, GSL'nin dibinin derinliğini temsil eden bir değer.ΔP, BdM deniz tabanını kırmak ve menfezler oluşturmak için gereken aşırı basınç olan 2,4 MPa'dır.
BdM gazının bileşimi, kabuk kayaçlarının dekarbonizasyon reaksiyonlarıyla ilişkili sıvıların eklenmesiyle değiştirilen manto kaynaklarıyla tutarlıdır (Şekil 6). BdM domlarının ve Ischia, Campi Flegre ve Soma-Vezüv gibi aktif volkanların kaba DB hizalamaları ve yayılan gazların bileşimi, tüm Napoli volkanik bölgesinin altındaki mantodan yayılan gazların karıştığını gösterir Giderek daha fazla kabuk sıvısı batıdan (Ischia) doğuya doğru hareket eder. (Somma-Vesuivus) (Şek. 1b ve 6).
Napoli limanından birkaç kilometre uzaklıktaki Napoli Körfezi'nde, aktif bir gaz giderme sürecinden etkilenen ve pagodaların ve tümseklerin yerleşiminden kaynaklanan 25 km2 genişliğinde kubbe benzeri bir yapı olduğu sonucuna vardık. Şu anda, BdM imzaları, magmatik olmayan türbülansın53 embriyonik volkanizmadan, yani magma ve/veya termal sıvıların erken boşalmasından önce gelebileceğini düşündürmektedir. Potansiyel magmatik bozulmaları gösteren jeokimyasal ve jeofizik sinyalleri tespit etmek.
Akustik su kolonu profilleri (2D), Ulusal Araştırma Konseyi Kıyı Deniz Ortamı Enstitüsü (IAMC) tarafından R/V Urania (CNR) üzerinde SAFE_2014 (Ağustos 2014) gezisi sırasında alınmıştır. Akustik örnekleme, 38 kHz'de çalışan bilimsel bir ışın ayırıcı yankı sireni Simrad EK60 tarafından yapılmıştır. Akustik veriler, yaklaşık 4 km'lik ortalama bir hızda kaydedilmiştir. toplama alanındaki konumları (74 ve 180 m bsl arasında).Çok parametreli problar (iletkenlik, sıcaklık ve derinlik, CTD) kullanarak su kolonundaki fiziksel ve kimyasal parametreleri ölçün.Veriler CTD 911 probu (SeaBird, Electronics Inc.) kullanılarak toplandı ve SBED-Win32 yazılımı (Seasave, sürüm 7.23.2) kullanılarak işlendi. Deniz tabanının görsel incelemesi bir "Pollux III" (GEItali) kullanılarak yapıldı ana) İki (düşük ve yüksek çözünürlüklü) kameralı ROV cihazı (uzaktan çalıştırılan araç).
Çok ışınlı veri toplama, 100 KHz Simrad EM710 çok ışınlı sonar sistemi (Kongsberg) kullanılarak gerçekleştirilmiştir. Sistem, ışın konumlandırmasında alt metrik hataları sağlamak için bir diferansiyel küresel konumlandırma sistemine bağlıdır. Akustik darbenin frekansı 100 KHz'dir, ateşleme darbesi 150° derecedir ve 400 huzmenin tamamı açılır. Edinme sırasında ses hızı profillerini gerçek zamanlı olarak ölçün ve uygulayın. Veriler, PDS2000 yazılımı (Reson-Thale) kullanılarak işlendi s) navigasyon ve gelgit düzeltme için Uluslararası Hidrografik Organizasyon standardına (https://www.iho.int/iho_pubs/standart/S-44_5E.pdf) göre. Kazara alet yükselmeleri ve düşük kaliteli ışın hariç tutma nedeniyle gürültü azaltma, bant düzenleme ve ani giderme araçlarıyla gerçekleştirildi. Sürekli ses hızı tespiti, çok ışınlı dönüştürücünün yakınında bulunan bir salma istasyonu tarafından gerçekleştirilir ve her 6-8 saatte bir su kolonunda gerçek zamanlı ses hızı profilleri alır ve uygular uygun ışın yönlendirmesi için gerçek zamanlı ses hızı sağlamak için. Veri setinin tamamı yaklaşık 440 km2'den (0-1200 m derinlik) oluşur. Veriler, 1 m ızgara hücre boyutuyla karakterize edilen yüksek çözünürlüklü bir dijital arazi modeli (DTM) sağlamak için kullanıldı. Nihai DTM (Şek.1a), İtalyan Geo-Askeri Enstitüsü tarafından 20 m ızgara hücre boyutunda elde edilen arazi verileriyle (deniz seviyesinden >0 m yükseklikte) yapıldı.
2007 ve 2014 yıllarında güvenli okyanus yolculukları sırasında toplanan 55 kilometrelik yüksek çözünürlüklü tek kanallı sismik veri profili, her ikisi de R/V Urania üzerinde olmak üzere yaklaşık 113 kilometrekarelik bir alanı kapsıyordu. .Kaynak imzası, 1-10 kHz frekans aralığında karakterize edilen ve 25 cm ile ayrılmış reflektörlerin çözülmesine izin veren tek bir pozitif tepe noktasından oluşur. Güvenli sismik profiller, Geotrace yazılımı (Geo Marine Survey System) ile arayüzlenmiş 1,4 Kj çok uçlu Geospark sismik kaynağı kullanılarak elde edilmiştir. 30 cm.Hem Safe hem de Marsik cihazları, <3 Kn damar hızıyla 0,33 atış/sn hızında elde edildi. Veriler şu iş akışıyla Geosuite Allworks yazılımı kullanılarak işlendi ve sunuldu: genişleme düzeltmesi, su sütunu susturma, 2-6 KHz bant geçiren IIR filtreleme ve AGC.
Sualtı fumarolünden gelen gaz, üst tarafında kauçuk diyafram bulunan plastik bir kutu kullanılarak deniz tabanında toplandı ve ROV tarafından havalandırmanın üzerine baş aşağı yerleştirildi. Kutuya giren hava kabarcıkları deniz suyunun yerini tamamen aldığında, ROV 1 m derinliğe geri döner ve dalgıç toplanan gazı lastik bir bölmeden, biri 20 mL 5N Na ile doldurulmuş teflon musluklarla donatılmış önceden boşaltılmış 60 mL'lik iki cam şişeye aktarır. OH solüsyonu (Gegenbach tipi balon). Ana asit gaz türleri (CO2 ve H2S) alkali solüsyonda çözülürken, düşük çözünürlüklü gaz türleri (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 ve hafif hidrokarbonlar) örnekleme şişesi üst boşluğunda depolanır. İnorganik düşük çözünürlüklü gazlar, 10 m uzunluğunda 5A moleküler elek kolonu ve bir termal iletken ile donatılmış bir Shimadzu 15A kullanılarak gaz kromatografisi (GC) kullanılarak gaz kromatografisi (GC) kullanılarak analiz edildi. hareketlilik detektörü (TCD) 54.Argon ve O2, 30 m uzunluğunda kapiler moleküler elek kolonu ve TCD ile donatılmış bir Thermo Focus gaz kromatografisi kullanılarak analiz edildi. Metan ve hafif hidrokarbonlar, %23 SP 1700 ile kaplanmış, Chromosorb PAW 80/100 ağ ile doldurulmuş 10 m uzunluğunda paslanmaz çelik kolonla donatılmış bir Shimadzu 14A gaz kromatografisi kullanılarak analiz edildi. Sıvı faz, 1) CO2, as, 0,5 N HCl solüsyonu (Metrohm Basic Titrino) ile titre edilmiş ve 2) H2S, 5 mL H2O2 (%33) ile oksidasyondan sonra iyon kromatografisi (IC) (IC) (Wantong 761) analizi için kullanılır. Titrasyon, GC ve IC analizinin analitik hatası %5'ten azdır. Gaz karışımları için standart ekstraksiyon ve saflaştırma prosedürlerinden sonra, 13C/12C CO 2 (%δ13C-CO2 ve V-PDB olarak ifade edilir) bir Finningan Delta S kütle spektrometresi55,56 kullanılarak analiz edilmiştir. Dış kesinliği tahmin etmek için kullanılan standartlar sırasıyla Carrara ve San Vincenzo mermeri (dahili), NBS18 ve NBS19 (uluslararası) iken, analitik hata ve tekrar üretilebilirlik sırasıyla ±%0,05 ve ±%0,1 idi.
δ15N (% - Hava olarak ifade edilir) değerleri ve 40Ar/36Ar, bir Finnigan Delta plusXP sürekli akış kütle spektrometresine bağlı bir Agilent 6890 N gaz kromatografisi (GC) kullanılarak belirlendi. Analiz hatası: δ15N±0.1%, 36Ar<%1, 40Ar<%3. numune ve Ra atmosferde aynı orandır: 1,39 × 10−6)57, INGV-Palermo (İtalya) laboratuvarında belirlenmiştir 3He, 4He ve 20Ne, He ve Ne ayrıldıktan sonra ikili kollektör kütle spektrometresi (Helix SFT-GVI)58 kullanılarak belirlenmiştir. Analiz hatası ≤ %0,3. He ve Ne için tipik boşluklar <10-14 ve <10-16 mol, sırasıyla.
Bu makaleden alıntı yapma şekli: Passaro, S. et al.Gazdan arındırma işlemi tarafından yürütülen deniz tabanı yükselmesi, kıyı boyunca tomurcuklanan volkanik aktiviteyi ortaya koyuyor.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Modern ve antik deniz tabanı hidrokarbon sızıntılarının ve havalandırmalarının jeolojisi ve biyolojisi: bir giriş.Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP Gaz hidratların küresel oluşumu. Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18'de (Doğal gaz hidratlar: Oluşum, dağılım ve tespit. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hidrotermal sirkülasyon. İçinde: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Rapor of the Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlin (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Okyanus ortası sırt hidrotermal sistemlerinin yapısı ve dinamikleri. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Gaz hidrat kaynakları.enerji.ve çevre.bilim.4, 1206–1215 (2011) hakkındaki güncel görüşler.
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Güney Hazar Denizi'ndeki bir kilometre ölçekli çamur volkan sisteminin iç yapısı ve patlama geçmişi.Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al.Cadiz Körfezi'ndeki derin su karbonat çamur höyüklerinden hidrokarbonların sızmasıyla ilişkili deniz tabanı özellikleri: çamur akışından karbonat çökeltilerine.Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Namibya açıklarında kilometre ölçekli sıvı kaçış boru hatlarının 3D sismik temsili.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Petrol ve gaz boru hattı sistemlerinde sıvı akış özellikleri: Havza gelişimi hakkında bize ne anlatıyorlar?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Angola açıklarında, Aşağı Kongo Havzasındaki gaz akışlarıyla ilgili olarak Neojen Kuvaterner sıvı deşarj yapısının dikey evrimi.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY ve diğerleri.Yellowstone Gölü'nün kuzeyindeki hidrotermal ve tektonik aktivite, Wyoming.geology.Socialist Party.Yes.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Tiren Havzası ve Apenin Yayı: Geç Totoniyen'den Beri Kinematik İlişkiler.Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al.Campania'nın kıta kenarındaki tektonik ve kabuk yapısı: volkanik aktivite ile ilişki.mineral.gazolin.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Rift tektoniği ve magmatik yükselme süreçlerinin göreceli rolü: Napoli volkanik bölgesindeki (güney İtalya) jeofiziksel, yapısal ve jeokimyasal verilerden çıkarım.Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. İtalya'nın güneyindeki Campi Flegrei kraterindeki son dikey kabuk hareketinin mekanizmaları.jeoloji.Sosyalist Parti.Evet.Specification.263, s.
Orsi, G. et al.İç içe Campi Flegrei kraterinde (İtalya) kısa vadeli zemin deformasyonu ve depremsellik: yoğun nüfuslu bir alanda aktif kütle geri kazanımına bir örnek.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. ve Saccorotti, G. İtalya'daki Campi Flegrei volkanik kompleksinde sürekli uzun vadeli 4D aktivitenin hidrotermal kökenleri.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. ve Mastrolorenzo, G. Eşik benzeri magmatik rezervuarlarda hızlı farklılaşma: Campi Flegrei kraterinden bir vaka çalışması.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR ve ark.InSAR zaman serileri, korelasyon analizi ve zaman-korelasyon modellemesi, Campi Flegrei ve Vesuvius.J'nin olası bir eşleşmesini ortaya koymaktadır.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Tiren grabeninin ilk yarısının yapısal ve stratigrafik yapısı (Napoli Körfezi, İtalya). Yapıcı Fizik 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Island Arcs'tan volkanik kül gazındaki karbon kaynakları.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigrafisi: Dış kıta sahanlığında deniz seviyesinin düşmesine ve tektonik yükselmeye tepkiler (Doğu Tiren kenarı, İtalya).Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).