Gràcies per visitar Nature.com. La versió del navegador que utilitzeu té un suport limitat per a CSS. Per obtenir la millor experiència, us recomanem que utilitzeu un navegador actualitzat (o desactiveu el mode de compatibilitat a Internet Explorer). Mentrestant, per garantir un suport continuat, mostrarem el lloc sense estils ni JavaScript.
Informem evidències d'elevació activa del fons marí i emissions de gasos a diversos quilòmetres de la costa des del port de Nàpols (Itàlia). Les marques, els monticles i els cràters són característiques del fons marí. Aquestes formacions representen els cims d'estructures de l'escorça poc profundes, incloses pagodes, falles i plecs que afecten el fons marí avui. Aquests gasos són probablement similars als que alimenten els sistemes hidrotermals d'Ischia, Campi Flegre i Soma-Vesuvi, cosa que suggereix una font del mantell barrejat amb fluids de l'escorça per sota del golf de Nàpols. de trastorns no volcànics que poden anunciar erupcions del fons marí i/o explosions hidrotermals.
Les descàrregues hidrotermals (aigua calenta i gas) en aigües profundes són una característica comuna de les dorsals oceàniques i dels marges de plaques convergents (incloses les parts submergides dels arcs insulars), mentre que les descàrregues fredes d'hidrats de gas (clatrats) són sovint característiques de les plataformes continentals i dels marges passius1, 2,3,4,5. embassaments) dins de l'escorça continental i/o del mantell. Aquestes descàrregues poden precedir l'ascens del magma a través de les capes superiors de l'escorça terrestre i culminar amb l'erupció i la col·locació de muntanyes submarines volcàniques. Habitants) és fonamental per avaluar possibles volcans. Erupció superficial. A més, mentre que les característiques morfològiques associades a les emissions de gasos hidrats o hidrotermals en aigües profundes són relativament conegudes per les seves propietats geològiques i biològiques, l'excepció són les característiques morfològiques associades a aigües menys profundes, excepte les que es produeixen al llac 12, registrem relativament poques dades geoquímiques i sísmiques. per a una regió submarina, morfològicament i estructuralment complexa, afectada per les emissions de gasos al golf de Nàpols (sud d'Itàlia), a uns 5 km del port de Nàpols. Aquestes dades es van recollir durant el creuer SAFE_2014 (agost de 2014) a bord del R/V Urania. Descriem i interpretem el fons marí i subsuperficial on s'identifiquen les estructures de gasos i les estructures subterrànies on s'identifiquen les fonts d'emissió de gas, regulen i regulen els mecanismes d'emissió de gasos i gasos. augment i deformació associada, i discutir els impactes de la vulcanologia.
El golf de Nàpols forma el marge occidental Plio-Quaternari, la depressió tectònica de Campània allargada NW-SE13,14,15.EW d'Isquia (ca. 150-1302 dC), cràter Campi Flegre (ca. 300-1538) i Soma-Vesuvi (des de la disposició sud, mentre que confina la badia <1944) limita amb la península de Sorrento (Fig. 1a). El golf de Nàpols es veu afectat per les falles significatives predominants NE-SW i secundàries NW-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvius es caracteritzen per manifestacions hidrotermals, deformació del sòl i esdeveniments sismics poc profunds, turbulents a Campi Flegrei i 116. 1982-1984, amb elevació d'1,8 m i milers de terratrèmols). Estudis recents19,20 suggereixen que hi pot haver un vincle entre la dinàmica de Soma-Vesuvi i la de Campi Flegre, possiblement associada a embassaments de magma únic "profund". controlava el sistema sedimentari del golf de Nàpols. El baix nivell del mar a l'últim màxim glacial (18 ka) va provocar la regressió del sistema sedimentari mar endins i poc profund, que posteriorment es va omplir d'esdeveniments transgressors durant el Pleistocè superior-Holocè. S'han detectat emissions de gasos submarins al voltant de l'illa d'Ischia i la costa de Campi-Figu-V, a prop de la Muntanya de Somle i Ischia.1b).
(a) Disposicions morfològiques i estructurals de la plataforma continental i del golf de Nàpols 15, 23, 24, 48. Els punts són els principals centres d'erupció submarina;les línies vermelles representen falles importants. (b) Batimetria de la badia de Nàpols amb reixetes de fluids detectades (punts) i traces de línies sísmiques (línies negres). Les línies grogues són les trajectòries de les línies sísmiques L1 i L2 descrites a la figura 6. Els límits de les estructures semblants a la cúpula del Banco della Montagna (BdM) estan marcades amb les línies grogues (marca d'aigua, marca d'aigua blava). perfils, i els marcs CTD-EMBlank, CTD-EM50 i ROV es mostren a la figura 5. El cercle groc marca la ubicació de la descàrrega de gas de mostreig, i la seva composició es mostra a la Taula S1. El programari Golden (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilitza gràfics generats per Surfer® 13.
A partir de les dades obtingudes durant el creuer SAFE_2014 (agost de 2014) (vegeu Mètodes), s'ha construït un nou Model Digital de Terreny (DTM) del Golf de Nàpols amb una resolució d'1 m. El DTM mostra que el fons marí al sud del Port de Nàpols es caracteritza per una inclinació suau orientada al sud, interrompuda per una superfície semblant a 3° 5-50 km. estructura, coneguda localment com a Banco della Montagna (BdM).Fig.1a,b).BdM es desenvolupa a una profunditat d'uns 100 a 170 metres, entre 15 i 20 metres per sobre del fons marí circumdant. i 1.800 m, respectivament. La circularitat [C = 4π(àrea/perímetre2)] dels túmuls va disminuir amb l'augment del perímetre (Fig. 2b). Les proporcions axials dels túmulos oscil·laven entre 1 i 6,5, amb túmuls amb una relació axial > 2 que mostraven un preferit N45°E + 15° E + 15° N més dispers i un secundari més dispers 15° E, més dispersos a N°15. vaga (Fig. 2c).Existeixen cons únics o alineats al pla BdM i a la part superior del túmul (Fig. 3a, b). Les disposicions còniques segueixen la disposició dels túmuls on es troben. Els pockmarks es troben habitualment al fons marí pla (Fig. 3c) i ocasionalment als túmuls. ndaries de la cúpula BdM (Fig. 4a,b);la ruta NW-SE menys estesa es troba a la regió central de BdM.
(a) Model digital del terreny (mida de cel·la 1 m) de la cúpula del Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetre i arrodoniment dels túmuls BdM. (c) Relació axial i angle (orientació) de l'eix principal de l'el·lipse que millor s'ajusta al voltant del túmul. L'error estàndard del model Digital Terrain és de 0,004 m;els errors estàndard de perímetre i rodonesa són 4,83 m i 0,01, respectivament, i els errors estàndard de relació axial i angle són 0,04 i 3,34 °, respectivament.
Detalls dels cons, cràters, túmuls i fosses identificats a la regió BdM extrets del DTM a la figura 2.
(a) Cons d'alineació en un fons marí pla;(b) cons i cràters en monticles esvelts NW-SE;(c) taques en una superfície lleugerament submergida.
(a) Distribució espacial dels cràters, fosses i descàrregues de gas actius detectats. (b) Densitat espacial de cràters i fosses indicades a (a) (nombre/0,2 km2).
Vam identificar 37 emissions gasoses a la regió de BdM a partir d'imatges de sonda de la columna d'aigua del ROV i observacions directes del fons marí adquirides durant el creuer SAFE_2014 a l'agost de 2014 (figures 4 i 5). Les anomalies acústiques van formar un "tren" gairebé continu. Els plomalls de bombolles observats varien àmpliament: des de fluxos de bombolles densos i continus fins a fenòmens de curta durada (pel·lícula suplementària 1). La morfologia del ventilador mostra una obertura circular a la part superior sense flamarada a la columna d'aigua. El pH de la columna d'aigua just per sobre del punt de descàrrega va mostrar una caiguda significativa, indicant condicions més àcides localment (Fig.5c,d).En particular, el pH per sobre de la descàrrega de gas BdM a 75 m de profunditat va disminuir de 8,4 (a 70 m de profunditat) a 7,8 (a 75 m de profunditat) (Fig. 5c), mentre que altres llocs del golf de Nàpols tenien valors de pH entre 0 i 160 m en l'interval de canvi 8p3.5. a l'aigua de mar faltava temperatura i salinitat en dos llocs dins i fora de la zona BdM del golf de Nàpols. A una profunditat de 70 m, la temperatura és de 15 °C i la salinitat és d'uns 38 PSU (Fig. 5c,d). Les mesures de pH, temperatura i salinitat van indicar: a) la participació de processos àcids i desgassaments molt lents associades a la descàrrega de fluids B) líquids mals i salmorra.
(a) Finestra d'adquisició del perfil de la columna d'aigua acústica (ecometre Simrad EK60). Banda verda vertical corresponent a la flamada de gas detectada a la descàrrega de fluid EM50 (uns 75 m sota el nivell del mar) situada a la regió de BdM;també es mostren els senyals múltiplex del fons i del fons marí (b) recollits amb un vehicle controlat a distància a la regió de BdM. La foto única mostra un petit cràter (cercle negre) envoltat de sediments vermells a taronges. descàrrega EM50 (tauler c) i fora del panell de l'àrea de descàrrega Bdm (d).
Vam recollir tres mostres de gas de l'àrea d'estudi entre el 22 i el 28 d'agost de 2014. Aquestes mostres mostraven composicions similars, dominades pel CO2 (934-945 mmol/mol), seguit de concentracions rellevants de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) i H2S (0,1 mmol/mol) i H2S (0,1 mmol/mol), mentre que les H2S (0,1 mmol/mol) -04 mmol/mol), (les H2) i 0,04 mmol/mol. <0,052 i <0,016 mmol/mol, respectivament) (Fig. 1b; taula S1, pel·lícula suplementària 2). També es van mesurar concentracions relativament altes d'O2 i Ar (fins a 3,2 i 0,18 mmol/mol, respectivament). benzè), propè i compostos que contenen sofre (tiofè). El valor de 40Ar/36Ar és coherent amb l'aire (295,5), encara que la mostra EM35 (cúpula BdM) té un valor de 304, mostrant un lleuger excés de 40Ar. al 0,44% vs. els valors de V-PDB.R/Ra (després de corregir la contaminació atmosfèrica mitjançant la relació 4He/20Ne) estaven entre 1,66 i 1,94, cosa que indica la presència d'una gran fracció d'He del mantell. En combinar l'isòtop d'heli amb CO2 i el seu isòtop estable 22, es pot aclarir més la font d'emissió de CO22 en el mapa de CO2223. versus δ13C (Fig.6), la composició del gas BdM es compara amb la de les fumaroles d'Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvius. La figura 6 també informa de línies de mescla teòriques entre tres fonts de carboni diferents que poden estar implicades en la producció de gas BdM: fosos derivats del mantell dissolts, sediments rics en orgànics i carbonats. gasos (que se suposa que estan lleugerament enriquits en diòxid de carboni en relació amb els MORB clàssics per tal d'ajustar les dades) i reaccions causades per la descarbonització de l'escorça La roca gasosa resultant.
Les línies híbrides entre la composició del mantell i els components finals de la pedra calcària i els sediments orgànics s'informen per a la comparació. Els requadres representen les zones de fumaroles d'Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesvius 59, 60, 61. La mostra BdM es troba en la tendència mixta del volcà Campània.
Les seccions sísmiques L1 i L2 (Figs. 1b i 7) mostren la transició entre BdM i les seqüències estratigràfiques distals de les regions volcàniques Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) i Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). amplitud i continuïtat lateral d'alta a moderada (Fig. 7b,c).Aquesta capa inclou sediments marins arrossegats pel sistema Last Glacial Maximum (LGM) i està formada per sorra i argila23.La capa PS subjacent (Fig. 7b–d) es caracteritza per una fase caòtica a transparent en forma de columnes o rellotges de sorra. geometries semblants demostren la intrusió de material transparent PS als dipòsits MS superiors. L'elevació és responsable de la formació de plecs i falles que afecten la capa MS i els sediments actuals sobrejacents del fons marí de BdM (Fig. 7b-d). cobert per alguns nivells interns de la seqüència MS (Fig.7a).Els nuclis de gravetat recollits a la part superior del BdM corresponents a la capa sísmica transparent indiquen que els 40 cm superiors són de sorra dipositada recentment fins a l'actualitat;)24,25 i fragments de pedra tosca de l'erupció explosiva de Campi Flegrei del “Toba Groga de Nàpols” (14,8 ka)26. La fase transparent de la capa PS no es pot explicar només per processos de mescla caòtica, perquè les capes caòtiques associades a esllavissades, colades de fang i fluxes piroclàstics es troben fora del Golf de Nàpols, a l'exterior del Golfo de Nàpols, o de Nàpols. 4.Concloem que les fàcies sísmiques BdM PS observades, així com l'aparició de la capa PS de l'aflorament submarí (Fig. 7d) reflecteixen l'elevació del gas natural.
(a) Perfil sísmic d'una sola via L1 (traça de navegació a la figura 1b) que mostra una disposició espacial columnar (pagoda). La pagoda consta de dipòsits caòtics de pedra tosca i sorra. La capa saturada de gas que hi ha a sota de la pagoda elimina la continuïtat de les formacions més profundes. formació de túmuls del fons marí, marins (MS) i dipòsits de sorra tosca (PS).(c) Els detalls de la deformació en MS i PS es mostren a (c,d). Suposant una velocitat de 1580 m/s al sediment superior, 100 ms representa uns 80 m a l'escala vertical.
Les característiques morfològiques i estructurals de BdM són similars a altres camps hidrotermals i d'hidrats de gas submarins a nivell mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 i sovint s'associen amb elevacions (voltes i túmuls) i descàrrega de gas (cons, fosses). 3).La disposició espacial de túmuls, fosses i respiradors actius suggereix que la seva distribució està controlada en part per les fractures d'impacte NW-SE i NE-SW (Fig. 4b). Aquests són els atacs preferits dels sistemes de falla que afecten les àrees volcàniques de Campi Flegrei i Somma-Vesuvi i el golf de Nàpols. Per tant, concloem que les falles i fractures al golf de Nàpols representen la ruta preferida per a la migració de gas a la superfície, una característica compartida per altres sistemes hidrotermals controlats estructuralment36,37. En particular, els cons i les fosses de BdM no sempre estaven associats amb túmuls (Fig.3a, c). Això suggereix que aquests túmuls no representen necessàriament precursors de la formació de fosses, com han suggerit altres autors per a les zones d'hidrats de gas32,33. Les nostres conclusions donen suport a la hipòtesi que la interrupció dels sediments del fons marí de la cúpula no sempre condueix a la formació de fosses.
Les tres emissions gasoses recollides mostren signatures químiques pròpies dels fluids hidrotèrmics, principalment CO2 amb concentracions importants de gasos reductors (H2S, CH4 i H2) i hidrocarburs lleugers (especialment benzè i propilè)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 45, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 45). present en les emissions submarines, pot ser degut a la contaminació de l'aire dissolt a l'aigua de mar que entra en contacte amb gasos emmagatzemats en caixes de plàstic utilitzades per al mostreig, ja que els ROV s'extreuen del fons de l'oceà al mar per revoltar-se. amb l'origen hidrotèrmic predominant d'aquests gasos. L'origen hidrotermal-volcànic del gas BdM es confirma pels continguts de CO2 i He i les seves signatures isotòpiques. Els isòtops de carboni (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) i els valors de CO2/3He (d'1,7 × 1010 × 1010 × 1010) suggereixen que la mostra tendeix a tenir una tendència de 1010 a 1010 m fins a 1010. aroles al voltant dels membres extrems del mantell del golf de Nàpols i descarbonització La relació entre els gasos produïts per la reacció (Figura 6). Més concretament, les mostres de gas BdM es troben al llarg de la tendència de mescla aproximadament al mateix lloc que els fluids dels volcans Campi Flegrei i Somma-Veusivus adjacents. nosaltres i Campi Flegrei tenim valors 3He/4He més alts (R/Ra entre 2,6 i 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 i 1,96;Taula S1).Això suggereix que l'addició i acumulació d'He radiogènic es va originar a partir de la mateixa font de magma que va alimentar els volcans Somma-Vesuvi i Campi Flegrei. L'absència de fraccions de carboni orgànic detectables en les emissions de BdM suggereix que els sediments orgànics no estan implicats en el procés de desgasificació de BdM.
A partir de les dades informades anteriorment i dels resultats de models experimentals d'estructures semblants a cúpula associades a regions submarines riques en gas, la pressurització profunda del gas pot ser responsable de la formació de cúpules de BdM a escala quilomètrica. Per estimar la sobrepressió Pdef que condueix a la volta de BdM, hem aplicat un model de mecànica de plaques primes33,34 assumint que les dades recollides a partir de les dades morfològiques i sísmiques són submarines i sísmiques. làmina de radi a més gran que un dipòsit viscós suau deformat El desplaçament màxim vertical w i el gruix h de la (figura suplementària S1).Pdef és la diferència entre la pressió total i la pressió estàtica de la roca més la pressió de la columna d'aigua.A BdM, el radi és d'uns 2.500 m, w és de 20 m, i el perfil màxim h estimat a partir del càlcul sísmic és d'uns 1 P60f4 m. D/a4 de la relació, on D és la rigidesa a la flexió;D ve donada per (E h3)/[12(1 – ν2)], on E és el mòdul de Young del jaciment, ν és la relació de Poisson (~0,5)33. Atès que les propietats mecàniques dels sediments BdM no es poden mesurar, posem E = 140 kPa, que és un valor raonable per als sediments arenosos costaners, no considerem més alt que els sediments arenosos costaners. la literatura per a dipòsits d'argila llimosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 perquè els dipòsits de BDM consisteixen principalment en sorra, no en llim o argila llimosa24. Obtenim Pdef = 0,3 Pa, que és coherent amb les estimacions dels processos d'elevació del fons marí en entorns de conques d'hidrats de gas, on el valor de la conca d'hidrats de gas varia amb un valor de P10-2 inferior a 100-24 A BdM, la reducció de la rigidesa a causa de la saturació local de gas del sediment i/o l'aparició de fractures preexistents també pot contribuir a la fallada i al consegüent alliberament de gas, permetent la formació de les estructures de ventilació observades. Els perfils sísmics reflectits recollits (Fig. 7) van indicar que els PS es van aixecar des del sediments GSL, donant lloc a sediments marins, que van provocar sediments marins. , i talls sedimentaris (Fig.7b,c). Això suggereix que la pedra tosca de 14,8 a 12 ka s'ha introduït a la capa MS més jove mitjançant un procés de transport de gas ascendent. Les característiques morfològiques de l'estructura BdM es poden veure com el resultat de la sobrepressió creada per la descàrrega de fluid produïda pel GSL. re dins del GSL supera els 1.700 kPa. La migració ascendent dels gasos en els sediments també va tenir l'efecte de fregar el material contingut a la MS, explicant la presència de sediments caòtics en nuclis de gravetat mostrejats en BdM25. godas”49,50, es van atribuir originalment a efectes secundaris de velles formacions glacials, i actualment s'interpreten com els efectes de l'augment de gas31,33 o evaporites50. Al marge continental de Campània, els sediments evaporats són escassos, almenys dins dels 3 km més alts de l'escorça. està recolzat per la fàcies sísmica transparent de la pagoda (Fig.7), així com les dades del nucli de gravetat tal com es va informar anteriorment24, on la sorra actual entra en erupció amb 'Pomici Principali'25 i 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. A més, els dipòsits de PS van envair i deformar la capa MS superior (Fig. 7d). la pagoda: a) la densitat del sediment tou disminueix a mesura que el gas entra per sota;b) augmenta la barreja de gasos i sediments, que és el plegament, fallada i fractura observats. Causen els dipòsits de MS (Figura 7). S'ha proposat un mecanisme de formació similar per a pagodes associades amb hidrats de gas al mar d'Escòcia del Sud (Antàrtida). ondulacions i tenint en compte l'estratigrafia del nucli de gravetat BdM, deduïm que l'edat de formació de les estructures de la pagoda és inferior a uns 14-12 ka. A més, el creixement d'aquestes estructures encara és actiu (Fig. 7d) ja que algunes pagodes han envaït i deformat la sorra BdM actual (Fig. 7d).
El fracàs de la pagoda per creuar el fons marí actual indica que (a) l'augment del gas i/o el cessament local de la barreja de gas-sediment, i/o (b) el possible flux lateral de la barreja de gas-sediment no permet un procés de sobrepressió localitzat. la taxa de subministrament pot estar relacionada amb l'augment de la densitat de la mescla a causa de la desaparició del subministrament de gas. Els resultats resumits anteriorment i la pujada controlada per la flotabilitat de la pagoda ens permeten estimar l'alçada de la columna d'aire hg. La flotabilitat ve donada per ΔP = hgg (ρw – ρg), on g és la gravetat i la gravetat de l'aigua (29)ρg ρ i de l'aigua respectives (29). ly.ΔP és la suma del Pdef calculat prèviament i la pressió litostàtica Plith de la placa de sediment, és a dir, ρsg h, on ρs és la densitat del sediment. En aquest cas, el valor de hg necessari per a la flotabilitat desitjada ve donat per hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg = ρg)]. ), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg és insignificant perquè ρw ≫ρg. Obtenim hg = 245 m, un valor que representa la profunditat del fons del GSL.
La composició del gas BdM és coherent amb les fonts del mantell alterades per l'addició de fluids associats a reaccions de descarbonització de les roques de l'escorça (Fig. 6). d'oest (Isquia) a est (Somma-Vesuivus) (Figs. 1b i 6).
Hem arribat a la conclusió que a la badia de Nàpols, a pocs quilòmetres del port de Nàpols, hi ha una estructura en forma de cúpula de 25 km2 d'amplada que es veu afectada per un procés de desgasificació actiu i causada per la col·locació de pagodes i túmuls. Actualment, les signatures de BdM suggereixen que la turbulència no magmàtica53 pot ser anterior a les activitats embrionàries i la difusió del vulcanisme primerenc. Ed per analitzar l'evolució dels fenòmens i detectar senyals geoquímics i geofísics indicatius de possibles pertorbacions magmàtiques.
Els perfils acústics de columna d'aigua (2D) es van adquirir durant el creuer SAFE_2014 (agost de 2014) al R/V Urania (CNR) per l'Institut Nacional d'Investigació del Medi Marí Costaner (IAMC). El mostreig acústic es va realitzar mitjançant una sonda científica que divideix el feix Simrad EK60 que funcionava a una velocitat mitjana de 38 km/h. Les imatges es van utilitzar per identificar les descàrregues de fluids i definir amb precisió la seva ubicació a la zona de recollida (entre 74 i 180 m snm). Mesurar paràmetres físics i químics a la columna d'aigua mitjançant sondes multiparàmetres (conductivitat, temperatura i profunditat, CTD). Les dades es van recollir mitjançant una sonda CTD 911 (SeaBird, programari processat amb la versió 2.3.2.3. 2). Es va realitzar una inspecció visual del fons marí mitjançant un dispositiu ROV (vehicle operat a distància) "Pollux III" (GEItaliana) amb dues càmeres (baixa i alta definició).
L'adquisició de dades multibeam es va realitzar mitjançant un sistema de sonar multibeam Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). El sistema està vinculat a un sistema de posicionament global diferencial per garantir errors submètrics en el posicionament del feix. El pols acústic té una freqüència de 100 KHz, un pols de tret de 150° graus i una velocitat de so oberta de 400 graus en temps real. Adquisició. Les dades es van processar mitjançant el programari PDS2000 (Reson-Thales) segons l'estàndard de l'Organització Hidrogràfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) per a la navegació i la correcció de la marea. situat a prop del transductor multifeix i adquireix i aplica perfils de velocitat del so en temps real a la columna d'aigua cada 6-8 hores per proporcionar la velocitat del so en temps real per a una direcció adequada del feix. Tot el conjunt de dades consta d'aproximadament 440 km2 (0-1200 m de profunditat).1a) es va fer amb dades de terreny (> 0 m sobre el nivell del mar) adquirides a la mida de la cel·la de quadrícula de 20 m per l'Institut Geomilitar italià.
Un perfil de dades sísmiques d'un sol canal d'alta resolució de 55 quilòmetres, recollit durant els creuers oceànics segurs el 2007 i el 2014, va cobrir una àrea d'aproximadament 113 quilòmetres quadrats, tots dos a la R/V Urania. Els perfils de Marisk (per exemple, perfil sísmic L1, Fig. 1b) es van obtenir mitjançant l'ús del sistema d'adquisició d'unitat d'adquisició mc bomar aKB5. an on es col·loquen la font i el receptor.La signatura de la font consisteix en un únic pic positiu que es caracteritza en el rang de freqüències 1-10 kHz i permet resoldre reflectors separats per 25 cm. Els perfils sísmics segurs es van adquirir mitjançant una font sísmica Geospark multipunta de 1,4 Kj connectada amb el programari Geotrace (Geo Marine Survey System). tes fins a 400 mil·lisegons en sediment tou sota el fons marí, amb una resolució vertical teòrica de 30 cm. Tant els dispositius Safe com Marsik es van obtenir a una velocitat de 0,33 trets/seg amb una velocitat del vaixell <3 Kn. Les dades es van processar i presentar mitjançant el programari Geosuite Allworks amb el següent flux de treball: dilatació de la columna KCH, correcció de la columna de dilatació, correcció de la columna KCH, correcció 2-I6-IR, fil de la columna d'aigua.
El gas de la fumarola submarina es va recollir al fons marí mitjançant una caixa de plàstic equipada amb un diafragma de goma a la seva part superior, col·locada cap per avall pel ROV sobre la ventilació. Una vegada que les bombolles d'aire que entren a la caixa han substituït completament l'aigua de mar, el ROV torna a una profunditat d'1 m, i el bussejador transfereix el gas recollit a través d'un got de goma a través d'un vas de cautxú. Les principals espècies de gasos àcids (CO2 i H2S) es dissolen en la solució alcalina, mentre que les espècies de gasos de baixa solubilitat (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 i els gasos d'hidrocarburs lleugers s'analitzaven per cromografia de baixa solubilitat a l'espai de capçalera). GC) amb un Shimadzu 15A equipat amb una columna de tamís molecular 5A de 10 m de llarg i un detector de conductivitat tèrmica (TCD). Chromosorb PAW 80/100 de malla, recoberta amb un 23% de SP 1700 i un detector d'ionització de flama (FID). La fase líquida es va utilitzar per a l'anàlisi de 1) CO2, as, titulat amb una solució de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) i 2) H2S, as, després d'oxidació amb (cromatografia) (cromatografia) H2O (IC) IC3L H2O2 IC3L %) ong 761).L'error analític de valoració, anàlisi GC i IC és inferior al 5%. Després dels procediments estàndard d'extracció i purificació de mescles de gasos, 13C/12C CO2 (expressat com δ13C-CO2% i V-PDB) es va analitzar mitjançant un espectròmetre de masses Finningan Delta S. 8 i NBS19 (internacional), mentre que l'error analític i la reproductibilitat van ser de ± 0, 05% i ± 0, 1%, respectivament.
Els valors de δ15N (expressat com a % enfront de l'aire) i 40Ar/36Ar es van determinar mitjançant un cromatògraf de gasos (GC) Agilent 6890 N acoblat a un espectròmetre de masses de flux continu Finnigan Delta plusXP. L'error d'anàlisi és: δ15N±0,1%, 36Ar <1%, on la proporció IsoAr <1%, 40Ar/R<3%, la proporció d'IsoAr <1%, 40HeRa/Rpe és /4He mesurat a la mostra i Ra és la mateixa proporció a l'atmosfera: 1,39 × 10−6)57 es va determinar al laboratori de l'INGV-Palermo (Itàlia) 3He, 4He i 20Ne es van determinar mitjançant un espectròmetre de masses de doble col·lector (Helix SFT-GVI)58 després de la separació d'Hepicasis i error en blanc i Hepical 3≤. són <10-14 i <10-16 mol, respectivament.
Com citar aquest article: Passaro, S. et al. L'elevació del fons marí impulsada per un procés de desgasificació revela l'activitat volcànica en germen al llarg de la costa.ciència.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. The geology and biology of modern and ancient seafloor hydrocarbon seeps and vents: an introduction. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK i Dillon, WP The global occurrence of gas hydrates. A Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circulation.In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Informe del taller de Durham, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. i Heinrich, C. Structure and dynamics of mid-ocean ridge hydrothermal systems.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. i Collett, TS Visions actuals sobre els recursos d'hidrats de gas.energia.i.ciència.ambiental.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Estructura interna i història d'erupcions d'un sistema volcànic de fang a escala quilomètrica al mar Caspi Sud. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Característiques del fons marí associades a la filtració d'hidrocarburs dels monticles de fang carbonatat d'aigües profundes al golf de Cadis: del flux de fang als sediments carbonatats. Geografia March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Representació sísmica en 3D de canonades d'escapament de fluids a escala quilomètrica offshore de Namíbia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Característiques del flux de fluids en sistemes de gasoductes de petroli i gas: què ens diuen sobre l'evolució de la conca?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertical evolution of the Neogene Quaternary fluid descharge structure in relation to gas fluxes in the Lower Congo Basin, offshore Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al.Activitat hidrotèrmica i tectònica al nord del llac Yellowstone, 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. Estructura tectònica i de l'escorça al marge continental de Campània: relació amb l'activitat volcànica.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP i De Astis G. El paper relatiu de la tectònica del rift i els processos d'elevació magmàtica: inferència a partir de dades geofísiques, estructurals i geoquímiques a la regió volcànica de Nàpols (sud d'Itàlia). Gcubed, 6 (7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mechanisms of recent vertical crustal movement in the Campi Flegrei crater in southern Italy.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Deformació del sòl a curt termini i sismicitat al cràter niat de Campi Flegrei (Itàlia): un exemple de recuperació de massa activa en una zona densament poblada.J.Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. i Saccorotti, G. Orígens hidrotermals de l'activitat 4D a llarg termini sostinguda al complex volcànic Campi Flegrei a Itàlia.J.Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. i Mastrolorenzo, G. Rapid diferenciation in sill-like magmatic reservoirs: a case study from the Campi Flegrei crater.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Les sèries temporals InSAR, l'anàlisi de correlació i el modelatge de correlació temporal revelen un possible acoblament de Campi Flegrei i Vesuvius.J.Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Estructura estructural i estratigràfica de la primera meitat del graben tirrènic (golf de Nàpols, Itàlia).Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Sources of carbon in volcanic ash gas from Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Estratigrafia del canó Dohrn: Respostes a la baixada del nivell del mar i l'elevació tectònica a la plataforma continental exterior (marge del Tirrè oriental, Itàlia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).