نشكركم على زيارة موقع Nature.com. يُعاني متصفحكم من محدودية دعم CSS. للحصول على أفضل تجربة، نوصي باستخدام متصفح مُحدّث (أو تعطيل وضع التوافق في Internet Explorer). في هذه الأثناء، ولضمان استمرار الدعم، سنعرض الموقع بدون أنماط CSS وجافا سكريبت.
نقدم أدلة على ارتفاع نشط لقاع البحر وانبعاثات غازية على بعد عدة كيلومترات من ميناء نابولي (إيطاليا). وتُعدّ الحفر والتلال والفوهات من سمات قاع البحر. تمثل هذه التكوينات قمم تراكيب قشرية ضحلة، بما في ذلك الأبراج والصدوع والطيات التي تؤثر على قاع البحر اليوم. وقد سجلت هذه التكوينات ارتفاعًا وضغطًا وانبعاثًا للهيليوم وثاني أكسيد الكربون في تفاعلات إزالة الكربون من صهارة الوشاح والصخور القشرية. ومن المرجح أن تكون هذه الغازات مشابهة لتلك التي تغذي الأنظمة الحرارية المائية في إيشيا وكامبي فليغري وسوما-فيزوف، مما يشير إلى مصدر وشاحي مختلط بسوائل قشرية أسفل خليج نابولي. ويتطلب التمدد والتمزق تحت سطح البحر الناتج عن عملية رفع الغاز والضغط ضغطًا زائدًا يتراوح بين 2 و3 ميجا باسكال. وتُعدّ ارتفاعات قاع البحر والصدوع وانبعاثات الغاز مظاهر لاضطرابات غير بركانية قد تنذر بانفجارات بركانية و/أو انفجارات حرارية مائية.
تُعدّ التدفقات الحرارية المائية (الماء الساخن والغاز) في أعماق البحار سمة شائعة في سلاسل منتصف المحيطات وحواف الصفائح المتقاربة (بما في ذلك الأجزاء المغمورة من الأقواس الجزرية)، بينما تُعدّ التدفقات الباردة لهيدرات الغاز (الكلترات) سمة مميزة للأرفف القارية والهوامش السلبية^{1، 2، 3، 4، 5}. يشير وجود التدفقات الحرارية المائية في قاع البحر في المناطق الساحلية إلى وجود مصادر حرارية (خزانات صهارة) داخل القشرة القارية و/أو الوشاح. قد تسبق هذه التدفقات صعود الصهارة عبر الطبقات العليا من قشرة الأرض وتؤدي إلى ثوران وتكوّن الجبال البحرية البركانية⁶. لذلك، يُعدّ تحديد (أ) الأشكال المرتبطة بتشوه قاع البحر النشط و(ب) انبعاثات الغاز بالقرب من المناطق الساحلية المأهولة بالسكان، مثل منطقة نابولي البركانية في إيطاليا (حوالي مليون نسمة)، أمرًا بالغ الأهمية لتقييم البراكين المحتملة. علاوة على ذلك، في حين أن السمات المورفولوجية تُعرف الظواهر المرتبطة بانبعاثات الغازات الحرارية المائية أو غازات الهيدرات في أعماق البحار بشكل جيد نسبيًا نظرًا لخصائصها الجيولوجية والبيولوجية، باستثناء السمات المورفولوجية المرتبطة بالمياه الضحلة، حيث توجد سجلات قليلة نسبيًا في بحيرة 12. نقدم هنا بيانات جديدة عن قياس الأعماق، والبيانات الزلزالية، وعمود الماء، والبيانات الجيوكيميائية لمنطقة تحت الماء ذات بنية مورفولوجية معقدة تتأثر بانبعاثات الغاز في خليج نابولي (جنوب إيطاليا)، على بُعد حوالي 5 كيلومترات من ميناء نابولي. جُمعت هذه البيانات خلال رحلة SAFE_2014 (أغسطس 2014) على متن سفينة الأبحاث أورانيا. نصف ونفسر هياكل قاع البحر وما تحت السطح حيث تحدث انبعاثات الغاز، ونبحث في مصادر السوائل المتسربة، ونحدد ونُميز الآليات التي تنظم صعود الغاز والتشوه المصاحب له، ونناقش تأثيرات علم البراكين.
يشكل خليج نابولي الهامش الغربي للعصر البليوسيني-الرباعي، ومنخفض كامبانيا التكتوني الممتد من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي^13،14،15. يحد هذا الترتيب خليج نابولي من الشمال إلى الجنوب الغربي، بينما يحده من الجنوب شبه جزيرة سورينتو (الشكل 1أ). ويتأثر خليج نابولي بالصدوع الرئيسية من الشمال الشرقي إلى الجنوب الغربي، والصدوع الثانوية من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي (الشكل 1)^14،15. وتتميز كل من إيشيا وكامبي فليغري وسوما-فيزوف بظواهر حرارية مائية، وتشوه أرضي، ونشاط زلزالي سطحي^16،17،18 (على سبيل المثال، الحدث المضطرب في كامبي فليغري عام 1944). ويحد هذا الترتيب خليج نابولي من الشمال إلى الجنوب الغربي، ومن الجنوب إلى الجنوب الغربي، من جهة إيشيا (حوالي 150-1302 م)، وفوهة كامبي فليغري (حوالي 300-1538 م)، ومن جهة سوما-فيزوف (من حوالي 360 إلى 1944 م). بين عامي 1982 و1984، شهدت المنطقة ارتفاعًا في مستوى سطح البحر بمقدار 1.8 متر وآلاف الزلازل. وتشير دراسات حديثة (19، 20) إلى وجود صلة محتملة بين ديناميكيات بركان سوما-فيزوف وبركان كامبي فليغري، ربما تكون مرتبطة بخزانات صهارة عميقة. وقد سيطر النشاط البركاني وتذبذبات مستوى سطح البحر خلال الـ 36 ألف سنة الماضية في كامبي فليغري والـ 18 ألف سنة الماضية في سوما-فيزوف على النظام الرسوبي لخليج نابولي. وأدى انخفاض مستوى سطح البحر خلال ذروة العصر الجليدي الأخير (18 ألف سنة مضت) إلى انحسار النظام الرسوبي الضحل في عرض البحر، والذي امتلأ لاحقًا بأحداث التجاوز البحري خلال أواخر العصر البليستوسيني والهولوسيني. وقد تم رصد انبعاثات غازات من قاع البحر حول جزيرة إيشيا وقبالة ساحل كامبي فليغري وبالقرب من جبل سوما-فيزوف (الشكل 1ب).
(أ) الترتيبات المورفولوجية والهيكلية للجرف القاري وخليج نابولي 15، 23، 24، 48. النقاط هي مراكز ثوران بركاني رئيسية تحت سطح البحر؛ تمثل الخطوط الحمراء الصدوع الرئيسية. (ب) قياس أعماق خليج نابولي مع فتحات السوائل المكتشفة (نقاط) وآثار الخطوط الزلزالية (خطوط سوداء). الخطوط الصفراء هي مسارات الخطوط الزلزالية L1 وL2 الموضحة في الشكل 6. حدود هياكل بانكو ديلا مونتانيا (BdM) الشبيهة بالقبة محددة بخطوط زرقاء متقطعة في (أ، ب). تشير المربعات الصفراء إلى مواقع مقاطع عمود الماء الصوتي، وتظهر إطارات CTD-EMBlank وCTD-EM50 وROV في الشكل 5. تشير الدائرة الصفراء إلى موقع تصريف غاز أخذ العينات، ويظهر تركيبه في الجدول S1. يستخدم برنامج Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) رسومات تم إنشاؤها بواسطة Surfer® 13.
استنادًا إلى البيانات التي تم الحصول عليها خلال رحلة SAFE_2014 (أغسطس 2014) (انظر قسم الطرق)، تم إنشاء نموذج رقمي جديد للتضاريس (DTM) لخليج نابولي بدقة 1 متر. يُظهر النموذج أن قاع البحر جنوب ميناء نابولي يتميز بسطح منحدر بلطف باتجاه الجنوب (ميل ≤ 3 درجات) يتخلله هيكل يشبه القبة بأبعاد 5.0 × 5.3 كيلومتر، يُعرف محليًا باسم بانكو ديلا مونتانيا (BdM). 1أ، ب). يتشكل تكوين BdM على عمق يتراوح بين 100 و170 مترًا، أي على ارتفاع يتراوح بين 15 و20 مترًا فوق قاع البحر المحيط. وقد أظهرت قبة BdM شكلًا يشبه التلال نتيجةً لوجود 280 تلًا شبه دائري إلى بيضاوي (الشكل 2أ)، و665 مخروطًا، و30 حفرة (الشكلان 3 و4). يبلغ أقصى ارتفاع للتل 22 مترًا، وأقصى محيط له 1800 متر. وقد انخفضت دائرية التلال [C = 4π(المساحة/المحيط²)] مع ازدياد المحيط (الشكل 2ب). تراوحت النسب المحورية للتلال بين 1 و6.5، حيث أظهرت التلال ذات النسبة المحورية >2 اتجاهًا مفضلًا شماليًا شرقيًا + 15 درجة، واتجاهًا ثانويًا أكثر تشتتًا شماليًا شرقيًا إلى شماليًا شرقيًا يتراوح بين 105 و145 درجة (الشكل 2ج). توجد مخاريط منفردة أو متراصة على سطح قبة بحر دوم وعلى قمة التل (الشكل 3أ، ب). وتتبع الترتيبات المخروطية ترتيب التلال التي تقع عليها. وتوجد الحفر عادةً على قاع البحر المسطح (الشكل 3ج) وأحيانًا على التلال. وتُظهر الكثافة المكانية للمخاريط والحفر أن المحاذاة السائدة من الشمال الشرقي إلى الجنوب الغربي تحدد الحدود الشمالية الشرقية والجنوبية الغربية لقبة بحر دوم (الشكل 4أ، ب)؛ ويقع المسار الأقل امتدادًا من الشمال الغربي إلى الجنوب الشرقي في المنطقة الوسطى من قبة بحر دوم.
(أ) نموذج تضاريس رقمي (بحجم خلية 1 متر) لقبة بانكو ديلا مونتانيا (BdM). (ب) محيط واستدارة تلال بانكو ديلا مونتانيا. (ج) النسبة المحورية والزاوية (الاتجاه) للمحور الرئيسي للقطع الناقص الأنسب المحيط بالتلة. الخطأ المعياري لنموذج التضاريس الرقمي هو 0.004 متر؛ والخطأ المعياري للمحيط والاستدارة هو 4.83 متر و0.01 على التوالي، والخطأ المعياري للنسبة المحورية والزاوية هو 0.04 و3.34 درجة على التوالي.
تفاصيل المخاريط والفوهات والتلال والحفر المحددة في منطقة BdM المستخرجة من نموذج الارتفاع الرقمي في الشكل 2.
(أ) مخاريط محاذاة على قاع بحر مسطح؛ (ب) مخاريط وفوهات على تلال نحيلة باتجاه الشمال الغربي والجنوب الشرقي؛ (ج) ثقوب على سطح مائل قليلاً.
(أ) التوزيع المكاني للفوهات والحفر وانبعاثات الغاز النشطة المكتشفة. (ب) الكثافة المكانية للفوهات والحفر المذكورة في (أ) (العدد/0.2 كم2).
حددنا 37 انبعاثًا غازيًا في منطقة BdM من خلال صور صدى عمود الماء التي التقطتها المركبة الموجهة عن بُعد (ROV) والملاحظات المباشرة لقاع البحر التي جُمعت خلال رحلة SAFE_2014 في أغسطس 2014 (الشكلان 4 و5). تُظهر الشذوذات الصوتية لهذه الانبعاثات أشكالًا ممتدة رأسيًا ترتفع من قاع البحر، ويتراوح ارتفاعها بين 12 و70 مترًا تقريبًا (الشكل 5أ). في بعض المواقع، شكلت الشذوذات الصوتية "سلسلة" متصلة تقريبًا. تتفاوت أعمدة الفقاعات المرصودة على نطاق واسع: من تدفقات فقاعات كثيفة ومتصلة إلى ظواهر قصيرة الأمد (الفيلم التكميلي 1). يسمح فحص المركبة الموجهة عن بُعد (ROV) بالتحقق البصري من وجود فتحات السوائل في قاع البحر، ويُبرز حُفرًا صغيرة على قاع البحر، محاطة أحيانًا برواسب حمراء إلى برتقالية (الشكل 5ب). في بعض الحالات، تُعيد قنوات المركبة الموجهة عن بُعد (ROV) تنشيط الانبعاثات. يُظهر شكل الفتحة فتحة دائرية في الأعلى دون أي توهج في عمود الماء. أظهر الرقم الهيدروجيني في عمود الماء فوق نقطة التصريف مباشرةً انخفاضًا ملحوظًا، مما يشير إلى المزيد تُشير الظروف الحمضية محليًا (الشكل 5ج، د) إلى انخفاض الرقم الهيدروجيني فوق منطقة انبعاث غاز BdM عند عمق 75 مترًا من 8.4 (عند عمق 70 مترًا) إلى 7.8 (عند عمق 75 مترًا) (الشكل 5ج)، بينما تراوحت قيم الرقم الهيدروجيني في مواقع أخرى في خليج نابولي بين 0 و160 مترًا في نطاق العمق بين 8.3 و8.5 (الشكل 5د). ولوحظ غياب تغيرات ملحوظة في درجة حرارة مياه البحر وملوحتها في موقعين داخل وخارج منطقة BdM في خليج نابولي. عند عمق 70 مترًا، تبلغ درجة الحرارة 15 درجة مئوية والملوحة حوالي 38 وحدة ملوحة عملية (الشكل 5ج، د). وأشارت قياسات الرقم الهيدروجيني ودرجة الحرارة والملوحة إلى ما يلي: أ) وجود سوائل حمضية مرتبطة بعملية إزالة الغازات من BdM، ب) غياب أو بطء شديد في تصريف السوائل الحرارية والمحلول الملحي.
(أ) نافذة التقاط بيانات المقطع الصوتي لعمود الماء (جهاز قياس الصدى Simrad EK60). يُمثل الشريط الأخضر الرأسي توهج الغاز المُكتشف في مخرج السائل EM50 (على عمق 75 مترًا تقريبًا تحت مستوى سطح البحر) الواقع في منطقة BdM؛ كما تظهر إشارات قاع البحر المتعددة. (ب) تم جمع البيانات بواسطة مركبة يتم التحكم فيها عن بُعد في منطقة BdM. تُظهر الصورة الواحدة فوهة صغيرة (دائرة سوداء) مُحاطة برواسب حمراء إلى برتقالية. (ج، د) بيانات مسبار CTD متعدد المعايير، تمت معالجتها باستخدام برنامج SBED-Win32 (Seasave، الإصدار 7.23.2). أنماط معايير مُختارة (الملوحة، ودرجة الحرارة، ودرجة الحموضة، والأكسجين) لعمود الماء فوق مخرج السائل EM50 (اللوحة ج) وخارج منطقة مخرج Bdm (اللوحة د).
جمعنا ثلاث عينات غاز من منطقة الدراسة بين 22 و28 أغسطس/آب 2014. أظهرت هذه العينات تركيبات متشابهة، حيث غلب عليها ثاني أكسيد الكربون (934-945 ملي مول/مول)، يليه تركيزات ملحوظة من النيتروجين (37-43 ملي مول/مول)، والميثان (16-24 ملي مول/مول)، وكبريتيد الهيدروجين (0.10-0.44 ملي مول/مول)، بينما كان الهيدروجين والهيليوم أقل وفرة (أقل من 0.052 و0.016 ملي مول/مول على التوالي) (الشكل 1ب؛ الجدول S1، الفيلم التكميلي 2). كما تم قياس تركيزات عالية نسبيًا من الأكسجين والأرجون (تصل إلى 3.2 و0.18 ملي مول/مول على التوالي). يتراوح مجموع الهيدروكربونات الخفيفة من 0.24 إلى 0.30 ملي مول/مول، ويتكون من ألكانات C2-C4، ومركبات عطرية (بشكل رئيسي البنزين)، والبروبين، ومركبات تحتوي على الكبريت. مركبات (الثيوفين). تتوافق قيمة 40Ar/36Ar مع الهواء (295.5)، على الرغم من أن العينة EM35 (قبة BdM) لها قيمة 304، مما يدل على زيادة طفيفة في 40Ar. كانت نسبة δ15N أعلى من نسبة الهواء (تصل إلى +1.98% مقارنة بالهواء)، بينما تراوحت قيم δ13C-CO2 من -0.93 إلى 0.44% مقارنة بـ V-PDB. تراوحت قيم R/Ra (بعد تصحيح تلوث الهواء باستخدام نسبة 4He/20Ne) بين 1.66 و1.94، مما يشير إلى وجود نسبة كبيرة من هيليوم الوشاح. من خلال الجمع بين نظير الهيليوم مع ثاني أكسيد الكربون ونظيره المستقر 22، يمكن توضيح مصدر الانبعاثات في BdM بشكل أكبر. في خريطة ثاني أكسيد الكربون لـ CO2/3He مقابل δ13C (الشكل 6)، تتم مقارنة تركيب غاز BdM بـ تُظهر الأشكال 6 و6 أيضًا خطوط المزج النظرية بين ثلاثة مصادر كربونية مختلفة قد تُساهم في إنتاج غاز BdM: الصهارة المذابة المشتقة من الوشاح، والرواسب الغنية بالمواد العضوية، والكربونات. تقع عينات BdM على خط المزج الذي تُمثله براكين كامبانيا الثلاثة، أي المزج بين غازات الوشاح (التي يُفترض أنها غنية قليلاً بثاني أكسيد الكربون مقارنةً بصخور MORB الكلاسيكية لغرض مطابقة البيانات) والتفاعلات الناتجة عن إزالة الكربون من القشرة الأرضية.
تم عرض خطوط هجينة بين تركيب الوشاح والمكونات النهائية للحجر الجيري والرواسب العضوية للمقارنة. تمثل المربعات مناطق الفومارول في إيشيا، وكامبي فليغري، وسوما-فيسفيوس 59، 60، 61. تقع عينة BdM في الاتجاه المختلط لبركان كامبانيا. الغاز النهائي للخط المختلط هو من مصدر الوشاح، وهو الغاز الناتج عن تفاعل إزالة الكربون من معادن الكربونات.
تُظهر المقاطع الزلزالية L1 وL2 (الشكلان 1ب و7) الانتقال بين تكوين BdM والتتابعات الطبقية البعيدة لمنطقتي سوما-فيزوف (L1، الشكل 7أ) وكامبي فليغري (L2، الشكل 7ب) البركانيتين. يتميز تكوين BdM بوجود تكوينين زلزاليين رئيسيين (MS وPS في الشكل 7). يُظهر التكوين العلوي (MS) عواكس شبه متوازية ذات سعة عالية إلى متوسطة واستمرارية جانبية (الشكلان 7ب و7ج). تتضمن هذه الطبقة رواسب بحرية جرفها نظام العصر الجليدي الأخير (LGM) وتتكون من الرمل والطين. أما طبقة PS السفلية (الأشكال 7ب-7د) فتتميز بمرحلة فوضوية إلى شفافة على شكل أعمدة أو ساعات رملية. شكلت قمم رواسب PS تلالًا في قاع البحر (الشكل 7د). تُشير هذه الأشكال الهندسية الشبيهة بالقباب الملحية إلى تداخل PS. مادة شفافة في رواسب MS العلوية. الرفع مسؤول عن تكوين الطيات والفوالق التي تؤثر على طبقة MS والرواسب الحالية التي تعلوها في قاع بحر BdM (الشكل 7ب-د). الفاصل الطبقي MS منفصل بوضوح في الجزء الشرقي الشمالي الشرقي من المقطع L1، بينما يصبح أبيض باتجاه BdM بسبب وجود طبقة مشبعة بالغاز (GSL) مغطاة ببعض المستويات الداخلية من تسلسل MS (الشكل 7أ). تشير عينات اللباب المأخوذة بالجاذبية من أعلى BdM والتي تتوافق مع الطبقة الزلزالية الشفافة إلى أن الـ 40 سم العلوية تتكون من رمال ترسبت حديثًا حتى الوقت الحاضر؛ )24،25 وشظايا الخفاف من الانفجار البركاني لكامبي فليغري من "الطف البركاني الأصفر في نابولي" (14.8 ألف سنة)26. لا يمكن تفسير المرحلة الشفافة لطبقة PS بعمليات الخلط الفوضوية وحدها، لأن الطبقات الفوضوية المرتبطة بالانهيارات الأرضية وتدفقات الطين والتدفقات البركانية الفتاتية الموجودة خارج BdM في خليج نابولي معتمة صوتيًا21،23،24. نستنتج أن السحنات الزلزالية لطبقة PS في BdM المرصودة، بالإضافة إلى ظهور طبقة PS المكشوفة تحت سطح البحر (الشكل 7د)، تعكس ارتفاع الغاز الطبيعي.
(أ) المقطع الزلزالي أحادي المسار L1 (مسار الملاحة في الشكل 1ب) يُظهر ترتيبًا مكانيًا عموديًا (على شكل معبد). يتكون المعبد من رواسب فوضوية من الخفاف والرمل. تعمل الطبقة المشبعة بالغاز الموجودة أسفل المعبد على إزالة استمرارية التكوينات الأعمق. (ب) المقطع الزلزالي أحادي القناة L2 (مسار الملاحة في الشكل 1ب)، يُبرز التعرية والتشوه في تلال قاع البحر، والرواسب البحرية (MS)، ورواسب رمل الخفاف (PS). (ج) تفاصيل التشوه في MS وPS موضحة في (ج، د). بافتراض سرعة 1580 م/ث في الرواسب العلوية، فإن 100 م/ث تُمثل حوالي 80 م على المقياس الرأسي.
تتشابه الخصائص المورفولوجية والبنيوية لحقل BdM مع حقول أخرى تحت سطح البحر تحتوي على هيدرات الغاز والهيدرات المائية على مستوى العالم^{2,12,27,28,29,30,31,32,33,34}، وغالبًا ما ترتبط هذه الحقول بارتفاعات (أقبية وتلال) وانبعاث للغاز (مخاريط وحفر). تشير المخاريط والحفر المتراصة على امتداد حقل BdM والتلال الممتدة إلى نفاذية تخضع للتحكم البنيوي (الشكلان 2 و3). يوحي التوزيع المكاني للتلال والحفر والفتحات النشطة بأن توزيعها يخضع جزئيًا لتأثير الصدوع الناتجة عن الصدمات باتجاه شمال غرب-جنوب شرق وشمال شرق-جنوب غرب (الشكل 4ب). هذه هي الاتجاهات المفضلة لأنظمة الصدوع التي تؤثر على منطقتي كامبي فليغري وسوما البركانيتين وخليج نابولي. على وجه الخصوص، تتحكم بنية المنطقة الأولى في موقع الانبعاث الحراري المائي من فوهة كامبي فليغري³⁵. لذلك، نستنتج أن الصدوع والتشققات في الخليج تمثل قبة نابولي المسار المفضل لهجرة الغاز إلى السطح، وهي سمة مشتركة مع أنظمة حرارية مائية أخرى تخضع للتحكم البنيوي^36،37. والجدير بالذكر أن مخاريط وحفر BdM لم تكن مرتبطة دائمًا بالتلال (الشكل 3أ، ج). يشير هذا إلى أن هذه التلال لا تمثل بالضرورة مقدمات لتكوين الحفر، كما اقترح باحثون آخرون بالنسبة لمناطق هيدرات الغاز^32،33. تدعم استنتاجاتنا الفرضية القائلة بأن اضطراب رواسب قاع البحر في القباب لا يؤدي دائمًا إلى تكوين الحفر.
تُظهر الانبعاثات الغازية الثلاثة التي جُمعت بصمات كيميائية نموذجية للسوائل الحرارية المائية، وتحديدًا ثاني أكسيد الكربون بشكل رئيسي مع تركيزات كبيرة من الغازات المختزلة (كبريتيد الهيدروجين، والميثان، والهيدروجين) والهيدروكربونات الخفيفة (وخاصة البنزين والبروبيلين)^{38،39،40،41،42،43،44،45} (الجدول S1). قد يعود وجود الغازات الجوية (مثل الأكسجين)، والتي لا يُتوقع وجودها في الانبعاثات تحت سطح البحر، إلى التلوث الناتج عن الهواء المذاب في مياه البحر والذي يتلامس مع الغازات المخزنة في الصناديق البلاستيكية المستخدمة لأخذ العينات، حيث تُسحب المركبات الموجهة عن بُعد من قاع المحيط إلى سطح البحر. في المقابل، تشير قيم δ15N الموجبة ونسبة N2/Ar العالية (تصل إلى 480) الأعلى بكثير من نسبة ASW (المياه المشبعة بالهواء) إلى أن معظم النيتروجين ناتج عن مصادر خارج الغلاف الجوي، بما يتوافق مع الأصل الحراري المائي السائد لهذه الغازات. يؤكد محتوى ثاني أكسيد الكربون والهيليوم وبصماتهما النظيرية الأصل الحراري المائي البركاني لغاز BdM. تشير نظائر الكربون (δ13C-CO2 من -0.93% إلى +0.4%) وقيم CO2/3He (من 1.7 × 10¹⁰ إلى 4.1 × 10¹⁰) إلى أن عينات BdM تنتمي إلى اتجاه مختلط من الفومارولات حول أطراف وشاح خليج نابولي وعملية إزالة الكربون. يوضح الشكل 6 العلاقة بين الغازات الناتجة عن التفاعل. وبشكل أكثر تحديدًا، تقع عينات غاز BdM على طول اتجاه الاختلاط في نفس موقع السوائل تقريبًا من بركاني كامبي فليغري وسوما-فيزوف المجاورين. وهي أقرب إلى القشرة الأرضية من فومارولات إيشيا، الأقرب إلى نهاية الوشاح. يتميز كل من سوما-فيزوف وكامبي فليغري بقيم 3He/4He أعلى (R/Ra بين 2.6 و2.9) مقارنةً بـ BdM (R/Ra بين 1.66 و1.96؛ الجدول S1). يشير هذا إلى أن إضافة وتراكم الهيليوم المشع نشأ من نفس مصدر الصهارة الذي غذّى بركاني سوما-فيزوف وكامبي فليغري. يشير غياب أجزاء الكربون العضوي القابلة للكشف في انبعاثات BdM إلى أن الرواسب العضوية لا تشارك في عملية إطلاق الغازات من BdM.
استنادًا إلى البيانات المذكورة أعلاه ونتائج النماذج التجريبية للهياكل الشبيهة بالقباب المرتبطة بالمناطق الغنية بالغاز تحت سطح البحر، قد يكون ضغط الغاز العميق مسؤولاً عن تكوين قباب BdM التي يبلغ طولها كيلومترًا. ولتقدير الضغط الزائد Pdef المؤدي إلى قبو BdM، طبقنا نموذجًا ميكانيكيًا للصفائح الرقيقة 33،34 بافتراض، من البيانات المورفولوجية والزلزالية التي تم جمعها، أن قبو BdM عبارة عن صفيحة شبه دائرية نصف قطرها a أكبر من رواسب لزجة لينة مشوهة. الإزاحة الرأسية القصوى w والسمك h (الشكل التكميلي S1). Pdef هو الفرق بين الضغط الكلي وضغط الصخور الساكن بالإضافة إلى ضغط عمود الماء. في BdM، يبلغ نصف القطر حوالي 2500 متر، وw تساوي 20 مترًا، ويبلغ الحد الأقصى لـ h المقدر من المقطع الزلزالي حوالي 100 متر. نحسب Pdef = w 64 D/a4 من العلاقة، حيث D هي صلابة الانحناء؛ يُعطى D بالعلاقة (E h3)/[12(1 – ν2)]، حيث E هو معامل يونغ للرواسب، وν هي نسبة بواسون (~0.5)33. نظرًا لعدم إمكانية قياس الخصائص الميكانيكية لرواسب BdM، فقد حددنا E = 140 كيلو باسكال، وهي قيمة معقولة للرواسب الرملية الساحلية 47 المشابهة لـ BdM14،24. لم نأخذ في الاعتبار قيم E الأعلى المذكورة في الأدبيات لرواسب الطين الغريني (300 < E < 350,000 كيلو باسكال)33،34 لأن رواسب BdM تتكون أساسًا من الرمل، وليس من الغرين أو الطين الغريني24. حصلنا على Pdef = 0.3 باسكال، وهو ما يتوافق مع تقديرات عمليات رفع قاع البحر في بيئات أحواض هيدرات الغاز، حيث يتراوح Pdef من 10-2 إلى 103 باسكال، مع تمثيل القيم الأقل لنسبة الماء إلى الماء المنخفضة و/أو الماء. في BdM، قد يُساهم انخفاض الصلابة الناتج عن تشبع الرواسب بالغاز محليًا و/أو ظهور شقوق موجودة مسبقًا في حدوث الانهيار وما يتبعه من إطلاق للغاز، مما يسمح بتكوين هياكل التهوية المرصودة. أشارت المقاطع الزلزالية المنعكسة التي جُمعت (الشكل 7) إلى أن رواسب PS قد ارتفعت من GSL، دافعةً رواسب MS البحرية التي تعلوها إلى الأعلى، مما أدى إلى تكوين تلال وطيات وفوالق وقطع رسوبية (الشكل 7ب، ج). يُشير هذا إلى أن الخفاف الذي يتراوح عمره بين 14.8 و12 ألف سنة قد توغل في طبقة MS الأحدث من خلال عملية نقل غاز صاعدة. يمكن اعتبار السمات المورفولوجية لبنية BdM نتيجةً للضغط الزائد الناتج عن تصريف السوائل من GSL. نظرًا لإمكانية رؤية تصريف نشط من قاع البحر حتى عمق يزيد عن 170 مترًا تحت مستوى سطح البحر، نفترض أن الضغط الزائد للسوائل داخل GSL يتجاوز 1700 كيلو باسكال. هجرة الغازات إلى الأعلى في الرواسب كان لهذا أيضًا تأثير في تنظيف المواد الموجودة في طبقة الرسوبيات، مما يفسر وجود رواسب فوضوية في عينات اللب المأخوذة من منطقة BdM25. علاوة على ذلك، يُنشئ الضغط الزائد لصدع GSL نظامًا معقدًا من الصدوع (صدع متعدد الأضلاع في الشكل 7ب). بشكل عام، نُسبت هذه المورفولوجيا والبنية والهبوط الطبقي، والتي يُشار إليها باسم "الباغودات" 49، 50، في الأصل إلى التأثيرات الثانوية للتكوينات الجليدية القديمة، ويتم تفسيرها حاليًا على أنها تأثيرات الغاز الصاعد 31، 33 أو المتبخرات 50. على الهامش القاري لكامبانيا، تكون الرواسب التبخرية نادرة، على الأقل ضمن أول 3 كيلومترات من القشرة الأرضية. لذلك، من المرجح أن تكون آلية نمو باغودات BdM خاضعة لسيطرة صعود الغاز في الرواسب. يدعم هذا الاستنتاج السحنات الزلزالية الشفافة للباغودا (الشكل 7)، بالإضافة إلى بيانات اللب المأخوذة بالجاذبية كما ورد سابقًا 24، حيث يندفع الرمل الحالي مع 'Pomici Principali'25 و'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. علاوة على ذلك، غزت رواسب PS الطبقة MS العلوية وشوهتها (الشكل 7د). يشير هذا الترتيب الهيكلي إلى أن الباغودا تمثل بنية صاعدة وليست مجرد خط أنابيب غاز. وبالتالي، تحكم عمليتان رئيسيتان تكوين الباغودا: أ) تنخفض كثافة الرواسب الناعمة مع دخول الغاز من الأسفل؛ ب) يرتفع خليط الغاز والرواسب، وهو ما يُفسر الطي والتصدع والتشقق الملحوظ الذي يُسبب رواسب MS (الشكل 7). وقد اقتُرحت آلية تكوين مماثلة للمعابد المرتبطة بهيدرات الغاز في بحر سكوتيا الجنوبي (أنتاركتيكا). ظهرت معابد BdM في مجموعات في المناطق الجبلية، وبلغ متوسط ​​امتدادها الرأسي 70-100 متر في زمن الانتقال ذهابًا وإيابًا (TWTT) (الشكل 7أ). نظرًا لوجود تموجات MS وبالنظر إلى طبقات لب BdM الجاذبي، نستنتج أن عمر تكوين هياكل المعابد أقل من حوالي 14-12 ألف سنة. علاوة على ذلك، لا يزال نمو هذه الهياكل نشطًا (الشكل 7د) حيث غزت بعض المعابد رمال BdM الحالية العلوية وشوهتها (الشكل 7د).
يشير عدم قدرة الباغودا على عبور قاع البحر الحالي إلى أن (أ) ارتفاع الغاز و/أو التوقف الموضعي لاختلاط الغاز بالرواسب، و/أو (ب) التدفق الجانبي المحتمل لخليط الغاز والرواسب لا يسمح بحدوث عملية ضغط زائد موضعي. ووفقًا لنموذج نظرية القبة الملحية⁵²، يُظهر التدفق الجانبي توازنًا سلبيًا بين معدل إمداد خليط الطين والغاز من الأسفل ومعدل حركة الباغودا إلى الأعلى. وقد يرتبط انخفاض معدل الإمداد بزيادة كثافة الخليط نتيجةً لاختفاء إمداد الغاز. تسمح لنا النتائج الملخصة أعلاه وارتفاع الباغودا المتحكم فيه بالطفو بتقدير ارتفاع عمود الهواء hg. يُعطى الطفو بالعلاقة ΔP = hgg (ρw – ρg)، حيث g هي تسارع الجاذبية الأرضية (9.8 م/ث²)، وρw وρg هما كثافتا الماء والغاز على التوالي. ΔP هو مجموع القيم المحسوبة سابقًا يمثل Pdef الضغط الليثوستاتيكي Plith للصفيحة الرسوبية، أي ρsg h، حيث ρs هي كثافة الرواسب. في هذه الحالة، تُعطى قيمة hg المطلوبة للطفو المطلوب بالعلاقة: hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. في نموذج BdM، نُحدد Pdef = 0.3 باسكال و h = 100 متر (انظر أعلاه)، و ρw = 1030 كجم/م³، و ρs = 2500 كجم/م³، و ρg مهملة لأن ρw ≫ ρg. نحصل على hg = 245 متر، وهي قيمة تُمثل عمق قاع بحر GSL. ΔP هو 2.4 ميجا باسكال، وهو الضغط الزائد المطلوب لكسر قاع بحر BdM وتكوين الفتحات.
يتوافق تركيب غاز BdM مع مصادر الوشاح التي تغيرت بإضافة السوائل المرتبطة بتفاعلات إزالة الكربون من صخور القشرة الأرضية (الشكل 6). تشير المحاذاة التقريبية من الشرق إلى الغرب لقباب BdM والبراكين النشطة مثل إيشيا وكامبي فليغري وسوما-فيزوف، إلى جانب تركيب الغازات المنبعثة، إلى أن الغازات المنبعثة من الوشاح أسفل منطقة نابولي البركانية بأكملها مختلطة. تتحرك المزيد والمزيد من سوائل القشرة الأرضية من الغرب (إيشيا) إلى الشرق (سوما-فيزوف) (الشكلان 1ب و6).
خلصنا إلى وجود بنية قُبّية الشكل، تبلغ مساحتها 25 كيلومترًا مربعًا، في خليج نابولي، على بُعد كيلومترات قليلة من ميناء نابولي، تتأثر بعملية إطلاق غازات نشطة، ناجمة عن وجود المعابد والتلال. وتشير بصمات BdM الحالية إلى أن الاضطرابات غير الصهارية قد تسبق النشاط البركاني الأولي، أي التدفق المبكر للصهارة و/أو السوائل الحرارية. وينبغي تنفيذ أنشطة رصد لتحليل تطور الظواهر، والكشف عن الإشارات الجيوكيميائية والجيوفيزيائية الدالة على الاضطرابات الصهارية المحتملة.
تم الحصول على بيانات المقطع الصوتي لعمود الماء (ثنائي الأبعاد) خلال رحلة SAFE_2014 (أغسطس 2014) على متن سفينة الأبحاث أورانيا (CNR) بواسطة معهد البيئة البحرية الساحلية التابع للمجلس الوطني للبحوث (IAMC). استُخدم جهاز قياس الأعماق الصوتي العلمي Simrad EK60، الذي يعمل بتردد 38 كيلوهرتز، لأخذ عينات صوتية. وسُجلت البيانات الصوتية بسرعة متوسطة تبلغ حوالي 4 كيلومترات في الساعة. استُخدمت صور جهاز قياس الأعماق لتحديد مصادر تصريف السوائل وتحديد مواقعها بدقة في منطقة التجميع (بين 74 و180 مترًا تحت مستوى سطح البحر). قُيست المعايير الفيزيائية والكيميائية في عمود الماء باستخدام مجسات متعددة المعايير (التوصيلية، ودرجة الحرارة، والعمق، CTD). جُمعت البيانات باستخدام مجس CTD 911 (SeaBird Electronics Inc.) وعُولجت باستخدام برنامج SBED-Win32 (Seasave، الإصدار 7.23.2). أُجري فحص بصري لقاع البحر باستخدام جهاز "Pollux". جهاز ROV (مركبة يتم تشغيلها عن بعد) من طراز III” (GEItaliana) مزود بكاميرتين (منخفضة وعالية الدقة).
تم جمع بيانات الحزم المتعددة باستخدام نظام سونار متعدد الحزم من نوع Simrad EM710 (Kongsberg) بتردد 100 كيلوهرتز. يرتبط النظام بنظام تحديد المواقع العالمي التفاضلي لضمان دقة تحديد مواقع الحزم دون المتر. تتميز النبضة الصوتية بتردد 100 كيلوهرتز، ونبضة إطلاق بزاوية 150 درجة، وفتحة كاملة لـ 400 حزمة. يتم قياس وتطبيق بيانات سرعة الصوت في الوقت الفعلي أثناء عملية الجمع. تمت معالجة البيانات باستخدام برنامج PDS2000 (Reson-Thales) وفقًا لمعيار المنظمة الهيدروغرافية الدولية (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) لأغراض الملاحة وتصحيح المد والجزر. تم تقليل الضوضاء الناتجة عن الارتفاعات المفاجئة غير المقصودة في الجهاز واستبعاد الحزم ذات الجودة الرديئة باستخدام أدوات تحرير النطاقات وإزالة الارتفاعات المفاجئة. يتم الكشف المستمر عن سرعة الصوت بواسطة محطة مثبتة على عارضة السفينة بالقرب من محول الطاقة متعدد الحزم، حيث تقوم بجمع وتطبيق بيانات الصوت في الوقت الفعلي. يتم قياس سرعة الصوت في عمود الماء كل 6-8 ساعات لتوفير بيانات آنية لسرعة الصوت من أجل توجيه الحزمة بشكل صحيح. تتكون مجموعة البيانات الكاملة من حوالي 440 كيلومترًا مربعًا (عمق 0-1200 متر). استُخدمت البيانات لإنشاء نموذج رقمي عالي الدقة للتضاريس (DTM) يتميز بحجم خلية شبكية يبلغ 1 متر. تم إنشاء نموذج التضاريس الرقمي النهائي (الشكل 1أ) باستخدام بيانات التضاريس (أعلى من مستوى سطح البحر) التي تم الحصول عليها بحجم خلية شبكية يبلغ 20 مترًا بواسطة المعهد الجيولوجي العسكري الإيطالي.
تم جمع بيانات زلزالية أحادية القناة عالية الدقة بطول 55 كيلومترًا خلال رحلات بحرية آمنة في عامي 2007 و2014، وغطت مساحة تقارب 113 كيلومترًا مربعًا، على متن سفينة الأبحاث "يورانيا". تم الحصول على مقاطع "ماريسك" (مثل المقطع الزلزالي L1، الشكل 1ب) باستخدام نظام "آي كيه بي-سيستيك بومر". تتكون وحدة الاستحواذ من قارب كاتاماران بطول 2.5 متر، حيث يوضع المصدر والمستقبل. تتكون إشارة المصدر من ذروة موجبة واحدة تتميز بنطاق تردد من 1 إلى 10 كيلوهرتز، مما يسمح بتمييز العواكس التي تفصل بينها مسافة 25 سم. تم الحصول على المقاطع الزلزالية الآمنة باستخدام مصدر زلزالي "جيوسبارك" متعدد الرؤوس بقدرة 1.4 كيلوجول، متصل ببرنامج "جيوتريس" (نظام المسح الجيولوجي البحري). يتكون النظام من قارب كاتاماران يحتوي على مصدر بتردد من 1 إلى 6.02 كيلوهرتز، يخترق الرواسب الناعمة تحت قاع البحر لمدة تصل إلى 400 مللي ثانية. دقة رأسية نظرية تبلغ 30 سم. تم الحصول على كل من أجهزة Safe و Marsik بمعدل 0.33 لقطة/ثانية بسرعة سفينة <3 عقدة. تمت معالجة البيانات وعرضها باستخدام برنامج Geosuite Allworks مع سير العمل التالي: تصحيح التمدد، كتم عمود الماء، ترشيح IIR بنطاق تمرير 2-6 كيلو هرتز، و AGC.
جُمع الغاز المتصاعد من الفومارول تحت الماء في قاع البحر باستخدام صندوق بلاستيكي مزود بغشاء مطاطي في جانبه العلوي، وُضع مقلوبًا بواسطة المركبة الموجهة عن بُعد فوق الفتحة. بمجرد أن حلت فقاعات الهواء الداخلة إلى الصندوق محل مياه البحر تمامًا، عادت المركبة الموجهة عن بُعد إلى عمق متر واحد، ونقل الغواص الغاز المُجمع عبر حاجز مطاطي إلى قارورتين زجاجيتين مفرغتين مسبقًا سعة 60 مل مزودتين بصمامات تفلون، إحداهما مملوءة بـ 20 مل من محلول هيدروكسيد الصوديوم 5N (قارورة من نوع Gegenbach). تذوب أنواع الغازات الحمضية الرئيسية (ثاني أكسيد الكربون وكبريتيد الهيدروجين) في المحلول القلوي، بينما تُخزن أنواع الغازات منخفضة الذوبان (النيتروجين، الأرجون + الأكسجين، أول أكسيد الكربون، الهيدروجين، الهيليوم، الأرجون، الميثان، والهيدروكربونات الخفيفة) في الفراغ العلوي لقارورة أخذ العينات. حُللت الغازات غير العضوية منخفضة الذوبان بواسطة كروماتوغرافيا الغاز (GC) باستخدام جهاز Shimadzu 15A. تم تحليل الأرجون والأكسجين باستخدام جهاز كروماتوغرافيا غازية من نوع Thermo Focus مزود بعمود شعري من نوع 5A بطول 10 أمتار وكاشف التوصيل الحراري (TCD). أما الميثان والهيدروكربونات الخفيفة، فقد تم تحليلها باستخدام جهاز كروماتوغرافيا غازية من نوع Shimadzu 14A مزود بعمود من الفولاذ المقاوم للصدأ بطول 10 أمتار معبأ بمادة Chromosorb PAW ذات حجم حبيبات 80/100، ومغطى بطبقة من SP 1700 بنسبة 23%، وكاشف تأين اللهب (FID). استُخدم الطور السائل لتحليل: 1) ثاني أكسيد الكربون (CO2) بعد معايرته بمحلول حمض الهيدروكلوريك 0.5 مولار (Metrohm Basic Titrino)، و2) كبريتيد الهيدروجين (H2S) بعد أكسدته بـ 5 مل من بيروكسيد الهيدروجين (H2O2) بنسبة 33%، وذلك باستخدام كروماتوغرافيا الأيونات (IC) (Wantong 761). يُعد الخطأ التحليلي في المعايرة والكروماتوغرافيا الغازية والكروماتوغرافيا الأيونية أقل. أقل من 5%. بعد إجراءات الاستخلاص والتنقية القياسية لخلائط الغاز، تم تحليل 13C/12C CO2 (معبرًا عنه كـ δ13C-CO2% و V-PDB) باستخدام مطياف الكتلة Finningan Delta S55,56. كانت المعايير المستخدمة لتقدير الدقة الخارجية هي رخام كارارا وسان فينسينزو (داخلي)، وNBS18 وNBS19 (دولي)، بينما كان الخطأ التحليلي وقابلية التكرار ±0.05% و±0.1% على التوالي.
تم تحديد قيم δ15N (معبرًا عنها كنسبة مئوية مقارنةً بالهواء) ونسبة 40Ar/36Ar باستخدام جهاز كروماتوغرافيا الغاز Agilent 6890 N (GC) الموصول بجهاز مطياف الكتلة Finnigan Delta plusXP ذي التدفق المستمر. هامش الخطأ في التحليل هو: δ15N ± 0.1%، 36Ar < 1%، 40Ar < 3%. تم تحديد نسبة نظائر الهيليوم (معبرًا عنها بـ R/Ra، حيث R هي نسبة 3He/4He المقاسة في العينة، وRa هي النسبة نفسها في الغلاف الجوي: 1.39 × 10−6) في مختبر INGV-Palermo (إيطاليا). تم تحديد نظائر 3He و4He و20Ne باستخدام مطياف كتلة ثنائي التجميع (Helix SFT-GVI) بعد فصل الهيليوم والنيون. هامش الخطأ في التحليل ≤ 0.3%. القيم المرجعية النموذجية للهيليوم والنيون هي < 10⁻¹⁴ و <10-16 مول، على التوالي.
كيفية الاستشهاد بهذه المقالة: باسارو، إس. وآخرون. ارتفاع قاع البحر الناتج عن عملية إزالة الغازات يكشف عن نشاط بركاني ناشئ على طول الساحل. تقرير العلوم 6، 22448؛ doi: 10.1038/srep22448 (2016).
أهارون، ب. جيولوجيا وبيولوجيا تسربات وفتحات الهيدروكربونات الحديثة والقديمة في قاع البحر: مقدمة. جيوغرافيك أوشن رايت. 14، 69-73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP التواجد العالمي لهيدرات الغاز. في Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (محرران) 3-18 (هيدرات الغاز الطبيعي: التواجد والتوزيع والكشف. الاتحاد الجيوفيزيائي الأمريكي، دراسة جيوفيزيائية 124، 2001).
فيشر، أ.ت. القيود الجيوفيزيائية على الدوران الحراري المائي. في: هالباخ، ب.إ.، تونيكليف، ف. وهين، ج.ر. (محررون) 29-52 (تقرير ورشة عمل دورهام، نقل الطاقة والكتلة في الأنظمة الحرارية المائية البحرية، مطبعة جامعة دورهام، برلين (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. بنية وديناميكيات الأنظمة الحرارية المائية في منتصف المحيط. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Current views on gas hydration resources.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
إيفانز، آر جيه، ديفيز، آر جيه وستيوارت، إس إيه. البنية الداخلية وتاريخ ثوران نظام بركان طيني على نطاق كيلومتر في جنوب بحر قزوين. حوض الخزان 19، 153-163 (2007).
ليون، ر. وآخرون. خصائص قاع البحر المرتبطة بتسرب الهيدروكربونات من تلال الطين الكربوناتية في المياه العميقة في خليج قادس: من تدفق الطين إلى الرواسب الكربوناتية. الجغرافيا مارس. رايت. 27، 237-247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. التمثيل الزلزالي ثلاثي الأبعاد لخطوط أنابيب هروب السوائل على نطاق الكيلومتر قبالة سواحل ناميبيا. Basin Reservoir 22، 481-501 (2010).
أندرسن، كيه جيه خصائص تدفق السوائل في أنظمة خطوط أنابيب النفط والغاز: ماذا تخبرنا عن تطور الحوض؟ مارس الجيولوجيا. 332، 89-108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. التطور الرأسي لبنية تصريف السوائل في العصر الرباعي النيوجيني فيما يتعلق بتدفقات الغاز في حوض الكونغو السفلي، قبالة سواحل أنغولا. مارس الجيولوجيا. 332-334، 40-55 (2012).
جونسون، إس واي وآخرون. النشاط الحراري المائي والتكتوني في شمال بحيرة يلوستون، وايومنغ. الجيولوجيا. الحزب الاشتراكي. نعم. النشرة 115، 954-971 (2003).
باتاكا، إي.، سارتوري، ر. وسكاندون، ب. حوض البحر التيراني وقوس الأبينيني: العلاقات الحركية منذ أواخر العصر التوتوني. مذكرات الجمعية الجيولوجية الإيطالية 45، 425-451 (1990).
ميليا وآخرون. البنية التكتونية والقشرية على الهامش القاري لكامبانيا: العلاقة بالنشاط البركاني. المعادن. البنزين. 79، 33-47 (2003)
بيوتشي، م.، برونو ب ب ودي أستيس ج. الدور النسبي لتكتونيات الصدع وعمليات الرفع الصهاري: استنتاج من البيانات الجيوفيزيائية والهيكلية والجيوكيميائية في منطقة نابولي البركانية (جنوب إيطاليا). Gcubed، 6(7)، 1-25 (2005).
دفوراك، جي جي وماسترولورينزو، جي. آليات الحركة القشرية الرأسية الحديثة في فوهة كامبي فليجري في جنوب إيطاليا. الجيولوجيا. الحزب الاشتراكي. نعم. المواصفات. 263، ص 1-47 (1991).
أورسي، جي. وآخرون. التشوه الأرضي قصير المدى والنشاط الزلزالي في فوهة كامبي فليغري المتداخلة (إيطاليا): مثال على استعادة الكتلة النشطة في منطقة مكتظة بالسكان. مجلة البراكين والخزانات الحرارية الأرضية 91، 415-451 (1999).
Cusano, P., Petrosino, S., and Saccorotti, G. الأصول الحرارية المائية للنشاط طويل الأمد 4D في مجمع كامبي فليجري البركاني في إيطاليا. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. and Mastrolorenzo, G. Rapid differentiation in sill-like magmatic Warencasters: case study from the Campi Flegrei crater.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
والتر، تي آر وآخرون. سلسلة زمنية InSAR، تحليل الارتباط، ونمذجة الارتباط الزمني تكشف عن اقتران محتمل بين كامبي فليجري وفيزوف. مجلة البراكين. الجيولوجية الحرارية. الخزانات. 280، 104-110 (2014).
ميليا، أ. وتورينتي، م. البنية الهيكلية والطبقية للنصف الأول من الخسف التيراني (خليج نابولي، إيطاليا). الفيزياء البنائية 315، 297-314.
سانو، واي. ومارتي، بي. مصادر الكربون في غاز الرماد البركاني من الأقواس الجزرية. الجيولوجيا الكيميائية. 119، 265-274 (1995).
ميليا، أ. دورن كانيون ستراتيغرافيا: استجابات لانخفاض مستوى سطح البحر والرفع التكتوني على الجرف القاري الخارجي (الهامش التيراني الشرقي، إيطاليا). رسائل جيولوجية بحرية 20/2، 101-108 (2000).