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Reportamos evidencia de levantamiento activo del fondo marino y emisiones de gases a varios kilómetros de la costa del puerto de Nápoles (Italia). Las marcas de viruela, los montículos y los cráteres son características del fondo marino. Estas formaciones representan la parte superior de las estructuras superficiales de la corteza, incluidas pagodas, fallas y pliegues que afectan el lecho marino en la actualidad. sistemas mal de Ischia, Campi Flegre y Soma-Vesuvius, lo que sugiere una fuente de manto mezclado con fluidos de la corteza debajo del Golfo de Nápoles. La expansión y ruptura submarina causada por el proceso de presurización y levantamiento de gas requiere una sobrepresión de 2-3 MPa. Los levantamientos del fondo marino, las fallas y las emisiones de gas son manifestaciones de trastornos no volcánicos que pueden anunciar erupciones del fondo marino y/o explosiones hidrotermales.
Las descargas hidrotermales de aguas profundas (agua caliente y gas) son una característica común de las dorsales oceánicas y los márgenes de las placas convergentes (incluidas las partes sumergidas de los arcos insulares), mientras que las descargas frías de hidratos de gas (clatratos) suelen ser características de las plataformas continentales y los márgenes pasivos1, 2,3,4,5. magma a través de las capas superiores de la corteza terrestre y culminan en la erupción y colocación de montes submarinos volcánicos6. Por lo tanto, la identificación de (a) morfologías asociadas con la deformación activa del lecho marino y (b) emisiones de gases cerca de áreas costeras pobladas como la región volcánica de Nápoles en Italia (~1 millón de habitantes) es fundamental para evaluar posibles volcanes. propiedades geológicas y biológicas, las excepciones son las características morfológicas asociadas con aguas menos profundas, excepto las que ocurren en el lago 12, hay relativamente pocos registros. Aquí, presentamos nuevos datos batimétricos, sísmicos, de columna de agua y geoquímicos para una región submarina, morfológica y estructuralmente compleja afectada por emisiones de gas en el Golfo de Nápoles (sur de Italia), aproximadamente a 5 km del puerto de Nápoles. Estos datos fueron recopilados durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo del R/V Ur ania. Describimos e interpretamos las estructuras del fondo marino y del subsuelo donde ocurren las emisiones de gas, investigamos las fuentes de los fluidos de ventilación, identificamos y caracterizamos los mecanismos que regulan el aumento de gas y la deformación asociada, y discutimos los impactos de la vulcanología.
El golfo de Nápoles forma el margen occidental Plio-Cuaternario, la depresión tectónica alargada de Campania NW-SE13,14,15.EW de Ischia (ca. 150-1302 d. C.), el cráter Campi Flegre (ca. 300-1538) y Soma-Vesubio (desde <360-1944) La disposición limita la bahía al norte dC)15, mientras que el sur limita con el Sorr Ento Peninsula (Fig. 1a). El Golfo de Nápoles está afectado por las fallas predominantes NE-SW y secundarias NW-SE significativas (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei y Somma-Vesuvius se caracterizan por manifestaciones hidrotermales, deformación del suelo y sismicidad superficial16,17,18 (por ejemplo, el evento turbulento en Campi Flegrei en 1982-1984, con un levantamiento de 1.8 m y miles de terremotos). Estudios recientes19,20 sugieren que puede haber un vínculo entre la dinámica de Soma-Vesubio y la de Campi Flegre, posiblemente asociada con reservorios de magma individuales 'profundos'. a la regresión del sistema sedimentario poco profundo en alta mar, que posteriormente fue llenado por eventos transgresivos durante el Pleistoceno tardío-Holoceno. Se han detectado emisiones de gases submarinos alrededor de la isla de Ischia y frente a la costa de Campi Flegre y cerca del Monte Soma-Vesubio (Fig.1b).
(a) Arreglos morfológicos y estructurales de la plataforma continental y el Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Los puntos son los principales centros de erupción submarina;las líneas rojas representan fallas mayores. (b) Batimetría de la Bahía de Nápoles con ventilaciones de fluido detectadas (puntos) y rastros de líneas sísmicas (líneas negras). Las líneas amarillas son las trayectorias de las líneas sísmicas L1 y L2 reportadas en la Figura 6. Los límites de las estructuras tipo domo del Banco della Montagna (BdM) están marcados por líneas discontinuas azules en (a, b). 50 y los marcos del ROV se informan en la Fig. 5. El círculo amarillo marca la ubicación de la descarga de gas de muestreo y su composición se muestra en la Tabla S1. El software Golden (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utiliza gráficos generados por Surfer® 13.
Sobre la base de los datos obtenidos durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) (ver Métodos), se ha construido un nuevo modelo digital del terreno (DTM) del golfo de Nápoles con una resolución de 1 m. El DTM muestra que el lecho marino al sur del puerto de Nápoles se caracteriza por una superficie orientada al sur con una pendiente suave (pendiente ≤3°) interrumpida por una estructura en forma de cúpula de 5,0 × 5,3 km, conocida localmente como Banco della Montagna (BdM). .1a,b).BdM se desarrolla a una profundidad de aproximadamente 100 a 170 metros, de 15 a 20 metros sobre el lecho marino circundante. El domo BdM mostró una morfología similar a un montículo debido a 280 montículos subcirculares a ovalados (Fig. 2a), 665 conos y 30 pozos (Figs. 3 y 4). El montículo tiene una altura y circunferencia máximas de 22 m y 1,800 m, respectivamente. La circularidad [C = 4π(área/perímetro2)] de los montículos disminuyó con el aumento del perímetro (Fig. 2b). Las relaciones axiales de los montículos variaron entre 1 y 6.5, con montículos con una relación axial >2 mostrando un rumbo N45°E + 15° preferido y un rumbo secundario más disperso, más disperso N105°E a N145°E (Fig. 2c).Existen conos simples o alineados en el plano BdM y en la parte superior del montículo (Fig. 3a,b). Los arreglos cónicos siguen la disposición de los montículos en los que están ubicados. Las marcas de viruela se encuentran comúnmente en el lecho marino plano (Fig. 3c) y ocasionalmente en montículos.la ruta NW-SE menos extendida se encuentra en la región central de BdM.
(a) Modelo de terreno digital (tamaño de celda de 1 m) de la cúpula del Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetro y redondez de los montículos de BdM. (c) Relación axial y ángulo (orientación) del eje principal de la elipse de mejor ajuste que rodea el montículo. El error estándar del modelo de terreno digital es 0,004 m;los errores estándar de perímetro y redondez son 4,83 m y 0,01, respectivamente, y los errores estándar de relación axial y ángulo son 0,04 y 3,34°, respectivamente.
Detalles de conos, cráteres, montículos y pozos identificados en la región BdM extraídos del DTM en la Figura 2.
(a) Conos de alineación en un fondo marino plano;(b) conos y cráteres en montículos delgados NW-SE;(c) marcas de viruela en una superficie ligeramente sumergida.
(a) Distribución espacial de cráteres, pozos y descargas activas de gas detectados. (b) Densidad espacial de cráteres y pozos informados en (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emisiones gaseosas en la región BdM a partir de imágenes de ecosonda de columna de agua ROV y observaciones directas del fondo marino adquiridas durante el crucero SAFE_2014 en agosto de 2014 (Figuras 4 y 5). Las anomalías acústicas de estas emisiones muestran formas alargadas verticalmente que se elevan desde el fondo marino, con un rango vertical entre 12 y aproximadamente 70 m (Fig. 5a). En algunos lugares, las anomalías acústicas formaron un "tren" casi continuo. Las columnas de burbujas observadas varían ampliamente: desde flujos continuos y densos de burbujas hasta fenómenos de corta duración (Película complementaria 1). La inspección del ROV permite la verificación visual de la ocurrencia de respiraderos de fluidos en el fondo marino y resalta pequeñas marcas en el lecho marino, a veces rodeadas de sedimentos de color rojo a naranja (Fig. 5b). En algunos casos, los canales del ROV reactivan las emisiones. La morfología del respiradero muestra una abertura circular en la parte superior sin destellos en la columna de agua. .5c,d). En particular, el pH por encima de la descarga de gas BdM a 75 m de profundidad disminuyó de 8,4 (a 70 m de profundidad) a 7,8 (a 75 m de profundidad) (Fig. 5c), mientras que otros sitios en el Golfo de Nápoles tenían valores de pH entre 0 y 160 m en el intervalo de profundidad entre 8,3 y 8,5 (Fig. 5d). Faltaron cambios significativos en la temperatura y la salinidad del agua de mar en dos sitios dentro y fuera la zona de BdM del golfo de Nápoles. A una profundidad de 70 m, la temperatura es de 15 °C y la salinidad es de aproximadamente 38 PSU (Fig. 5c, d). Las mediciones de pH, temperatura y salinidad indicaron: a) la participación de fluidos ácidos asociados con el proceso de desgasificación de BdM y b) la ausencia o descarga muy lenta de fluidos térmicos y salmuera.
(a) Ventana de adquisición del perfil acústico de la columna de agua (ecómetro Simrad EK60). Banda verde vertical correspondiente a la llamarada de gas detectada en la descarga de fluido EM50 (unos 75 m bajo el nivel del mar) ubicada en la región BdM;también se muestran las señales múltiplex del fondo y del fondo marino (b) recopiladas con un vehículo controlado a distancia en la región de BdM. La única foto muestra un pequeño cráter (círculo negro) rodeado de sedimento rojo a naranja. (c, d) Datos CTD de sonda multiparamétrica procesados ​​con el software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Patrones de parámetros seleccionados (salinidad, temperatura, pH y oxígeno) de la columna de agua por encima de la descarga de fluido EM50 (panel c) y fuera del Panel zona descarga bdm (d).
Recolectamos tres muestras de gas del área de estudio entre el 22 y el 28 de agosto de 2014. Estas muestras mostraron composiciones similares, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguido de concentraciones relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) y H2S (0.10 mmol/mol) -0.44 mmol/mol), mientras que H2 y He fueron menos abundantes (<0.052 y <0.01 6 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Tabla S1, Película complementaria 2). También se midieron concentraciones relativamente altas de O2 y Ar (hasta 3,2 y 0,18 mmol/mol, respectivamente). El valor de 36Ar es consistente con el aire (295,5), aunque la muestra EM35 (domo BdM) tiene un valor de 304, mostrando un ligero exceso de 40Ar. 4He/20Ne) estaban entre 1,66 y 1,94, lo que indica la presencia de una gran fracción de He en el manto. Combinando el isótopo de helio con CO2 y su isótopo estable 22, se puede aclarar aún más la fuente de las emisiones en BdM. En el mapa de CO2 para CO2/3He frente a δ13C (Fig.6), la composición del gas BdM se compara con la de las fumarolas de Ischia, Campi Flegrei y Somma-Vesuvius. La Figura 6 también informa líneas de mezcla teóricas entre tres fuentes de carbono diferentes que pueden estar involucradas en la producción de gas BdM: fundidos disueltos derivados del manto, sedimentos ricos en materia orgánica y carbonatos. a los MORB clásicos con el propósito de ajustar los datos) y las reacciones causadas por la descarbonización de la corteza La roca gaseosa resultante.
Las líneas híbridas entre la composición del manto y los miembros finales de piedra caliza y sedimentos orgánicos se reportan a modo de comparación. Los recuadros representan las áreas de fumarolas de Ischia, Campi Flegrei y Somma-Vesvius 59, 60, 61. La muestra de BdM se encuentra en la tendencia mixta del volcán Campania. El gas del miembro final de la línea mixta proviene del manto, que es el gas producido por la reacción de descarburación de los minerales carbonatados.
Las secciones sísmicas L1 y L2 (Figs. 1b y 7) muestran la transición entre BdM y las secuencias estratigráficas distales de las regiones volcánicas Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) y Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM se caracteriza por la presencia de dos formaciones sísmicas principales (MS y PS en Fig. 7). La superior (MS) muestra reflectores subparalelos de amplitud alta a moderada y continuidad lateral (Fig. 7b, c). Esta capa incluye sedimentos marinos arrastrados por el sistema Último Máximo Glacial (LGM) y consiste en arena y arcilla23. La capa subyacente de PS (Fig. 7b–d) se caracteriza por una fase caótica a transparente en forma de columnas o relojes de arena. La parte superior de los sedimentos de PS formó montículos en el fondo marino (Fig. 7d). pliegues y fallas que afectan la capa MS y los sedimentos actuales suprayacentes del fondo marino BdM (Fig. 7b-d). El intervalo estratigráfico MS está claramente deslaminado en la porción ENE de la sección L1, mientras que se blanquea hacia BdM debido a la presencia de una capa saturada de gas (GSL) cubierta por algunos niveles internos de la secuencia MS (Fig.7a). Los núcleos de gravedad recolectados en la parte superior del BdM correspondiente a la capa sísmica transparente indican que los 40 cm superiores consisten en arena depositada recientemente hasta el presente;)24,25 y fragmentos de piedra pómez de la erupción explosiva de Campi Flegrei de “Toba Amarilla de Nápoles” (14,8 ka)26. La fase transparente de la capa PS no puede explicarse solo por procesos de mezcla caótica, porque las capas caóticas asociadas con deslizamientos de tierra, flujos de lodo y flujos piroclásticos que se encuentran fuera del BdM en el Golfo de Nápoles son acústicamente opacos21,23,24. Concluimos que las facies sísmicas BdM PS observadas también ya que la apariencia de la capa PS del afloramiento submarino (Fig. 7d) refleja el levantamiento del gas natural.
(a) Perfil sísmico de vía única L1 (traza de navegación en la Fig. 1b) que muestra una disposición espacial columnar (pagoda). La pagoda consta de depósitos caóticos de piedra pómez y arena. La capa saturada de gas que existe debajo de la pagoda elimina la continuidad de las formaciones más profundas. ).(c) Los detalles de deformación en MS y PS se reportan en (c,d). Suponiendo una velocidad de 1580 m/s en el sedimento superior, 100 ms representa aproximadamente 80 m en la escala vertical.
Las características morfológicas y estructurales de BdM son similares a las de otros campos hidrotermales y de hidratos de gas submarinos a nivel mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 y a menudo se asocian con levantamientos (bóvedas y montículos) y descargas de gas (conos, pozos). Los conos y pozos alineados con BdM y los montículos alargados indican una permeabilidad controlada estructuralmente (Figuras 2 y 3). , pozos y respiraderos activos sugiere que su distribución está controlada en parte por las fracturas de impacto NW-SE y NE-SW (Fig. 4b). Estos son los rumbos preferidos de los sistemas de fallas que afectan las áreas volcánicas de Campi Flegrei y Somma-Vesuvius y el Golfo de Nápoles. En particular, la estructura del primero controla la ubicación de la descarga hidrotermal del cráter de Campi Flegrei35. superficial, una característica compartida por otros sistemas hidrotermales estructuralmente controlados36,37. En particular, los conos y pozos de BdM no siempre se asociaron con montículos (Fig.3a,c). Esto sugiere que estos montículos no representan necesariamente los precursores de la formación de pozos, como han sugerido otros autores para las zonas de hidratos de gas32,33. Nuestras conclusiones respaldan la hipótesis de que la disrupción de los sedimentos del fondo marino del domo no siempre conduce a la formación de pozos.
Las tres emisiones gaseosas recolectadas muestran firmas químicas típicas de los fluidos hidrotermales, a saber, principalmente CO2 con concentraciones significativas de gases reductores (H2S, CH4 y H2) e hidrocarburos livianos (especialmente benceno y propileno)38,39,40,41,42,43,44,45 (Tabla S1). agua que entra en contacto con gases almacenados en cajas de plástico utilizadas para el muestreo, ya que los ROV se extraen del fondo del océano al mar para rebelarse. Por el contrario, los valores positivos de δ15N y un alto N2/Ar (hasta 480) significativamente más alto que ASW (agua saturada de aire) sugieren que la mayor parte del N2 se produce a partir de fuentes extraatmosféricas, de acuerdo con el origen hidrotermal predominante de estos gases. El origen hidrotermal-volcánico del gas BdM es confirmado por el CO2 y contenido de He y sus firmas isotópicas. Los isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) y los valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) sugieren que las muestras de BdM pertenecen a una tendencia mixta de fumarolas alrededor de los miembros finales del manto del golfo de Nápoles y la descarbonización. La relación entre los gases producidos por la reacción (Figura 6). Más específicamente, las muestras de gas BdM se encuentran a lo largo de la tendencia de mezcla aproximadamente en la misma ubicación que los fluidos de los volcanes adyacentes Campi Flegrei y Somma-Veusivus. Son más corticales que las fumarolas de Ischia, que están más cerca del final del manto. Somma-Vesuvius y Campi Flegrei tienen valores más altos de 3He/4He (R/Ra entre 2,6 y 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 y 1,96;Tabla S1). Esto sugiere que la adición y acumulación de He radiogénico se originó en la misma fuente de magma que alimentó los volcanes Somma-Vesuvius y Campi Flegrei. La ausencia de fracciones detectables de carbono orgánico en las emisiones de BdM sugiere que los sedimentos orgánicos no están involucrados en el proceso de desgasificación de BdM.
Con base en los datos informados anteriormente y los resultados de modelos experimentales de estructuras similares a cúpulas asociadas con regiones submarinas ricas en gas, la presurización profunda con gas puede ser responsable de la formación de cúpulas de BdM a escala de kilómetros. y el espesor h de la (Fig. S1 complementaria). Pdef es la diferencia entre la presión total y la presión estática de la roca más la presión de la columna de agua. En BdM, el radio es de aproximadamente 2500 m, w es de 20 m y la h máxima estimada a partir del perfil sísmico es de aproximadamente 100 m. Calculamos Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 a partir de la relación, donde D es la rigidez a la flexión;D está dada por (E h3)/[12(1 – ν2)], donde E es el módulo de Young del depósito, ν es la relación de Poisson (~0.5)33. Dado que las propiedades mecánicas de los sedimentos BdM no se pueden medir, establecemos E = 140 kPa, que es un valor razonable para sedimentos arenosos costeros 47 similar a BdM14,24. No consideramos los valores más altos de E informados en la literatura para depósitos de arcilla limosa (300 < E < 350 000 kPa)33,34 porque los depósitos de BDM consisten principalmente en arena, no en limo o arcilla limosa24. Obtenemos Pdef = 0.3 Pa, lo cual es consistente con las estimaciones de los procesos de levantamiento del fondo marino en ambientes de cuencas de hidratos de gas, donde Pdef varía de 10-2 a 103 Pa, con valores más bajos que representan baja w/a y/o qué. a la saturación de gas local del sedimento y/o la aparición de fracturas preexistentes también pueden contribuir a la falla y la consiguiente liberación de gas, lo que permite la formación de las estructuras de ventilación observadas. Los perfiles sísmicos reflejados recopilados (Fig. 7) indicaron que los sedimentos PS se elevaron desde el GSL, empujando hacia arriba los sedimentos marinos MS suprayacentes, lo que resultó en montículos, pliegues, fallas y cortes sedimentarios (Fig.7b,c). Esto sugiere que la piedra pómez de 14,8 a 12 ka se ha infiltrado en la capa MS más joven a través de un proceso de transporte de gas hacia arriba. Las características morfológicas de la estructura BdM pueden verse como el resultado de la sobrepresión creada por la descarga de fluido producida por el GSL. Dado que la descarga activa se puede ver desde el fondo marino hasta más de 170 m bsl48, suponemos que la sobrepresión del fluido dentro del GSL supera los 1.700 kPa. La migración de gases en los sedimentos también tuvo el efecto de depurar el material contenido en el MS, lo que explica la presencia de sedimentos caóticos en los núcleos de gravedad muestreados en BdM25. Además, la sobrepresión del GSL crea un sistema de fractura complejo (falla poligonal en la Fig. 7b). como los efectos del aumento de gas31,33 o evaporitas50. En el margen continental de Campania, los sedimentos evaporativos son escasos, al menos dentro de los 3 km superiores de la corteza. Por lo tanto, es probable que el mecanismo de crecimiento de las pagodas BdM esté controlado por el aumento de gas en los sedimentos. Esta conclusión está respaldada por las facies sísmicas transparentes de la pagoda (Fig.7), así como datos de núcleos de gravedad como se informó previamente24, donde la arena actual entra en erupción con 'Pomici Principali'25 y 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Además, los depósitos de PS invadieron y deformaron la capa superior de MS (Fig. 7d). Este arreglo estructural sugiere que la pagoda representa una estructura ascendente y no solo un gasoducto. el gas entra desde abajo;b) la mezcla de gas y sedimento asciende, que es el plegamiento, falla y fractura que causan los depósitos de MS (Figura 7). Se ha propuesto un mecanismo de formación similar para las pagodas asociadas con hidratos de gas en el Mar de Escocia Meridional (Antártida). Núcleo de gravedad BdM, inferimos que la edad de formación de las estructuras de la pagoda es inferior a aproximadamente 14–12 ka. Además, el crecimiento de estas estructuras aún está activo (Fig. 7d) ya que algunas pagodas han invadido y deformado la arena BdM actual suprayacente (Fig. 7d).
El hecho de que la pagoda no haya cruzado el lecho marino actual indica que (a) el aumento de gas y/o el cese local de la mezcla de gas y sedimento, y/o (b) el posible flujo lateral de la mezcla de gas y sedimento no permite un proceso de sobrepresión localizado. de la mezcla debido a la desaparición del suministro de gas. Los resultados resumidos anteriormente y el ascenso de la pagoda controlado por flotabilidad nos permiten estimar la altura de la columna de aire hg. La flotabilidad viene dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), donde g es la gravedad (9,8 m/s2) y ρw y ρg son las densidades del agua y el gas, respectivamente. placa sedimentaria, es decir, ρsg h, donde ρs es la densidad del sedimento. En este caso, el valor de hg requerido para la flotabilidad deseada viene dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. m3, ρg es insignificante porque ρw ≫ρg. Obtenemos hg = 245 m, un valor que representa la profundidad del fondo del GSL. ΔP es 2.4 MPa, que es la sobrepresión requerida para romper el fondo marino BdM y formar respiraderos.
La composición del gas BdM es consistente con las fuentes del manto alteradas por la adición de fluidos asociados con las reacciones de descarbonización de las rocas de la corteza (Fig. 6). Las alineaciones EW aproximadas de los domos de BdM y los volcanes activos como Ischia, Campi Flegre y Soma-Vesuvius, junto con la composición de los gases emitidos, sugieren que los gases emitidos desde el manto debajo de toda la región volcánica de Nápoles están mezclados Cada vez más fluidos de la corteza se mueven desde el oeste (Ischia) hacia el este (S omma-Vesuivus) (Figs. 1b y 6).
Hemos concluido que en la Bahía de Nápoles, a pocos kilómetros del puerto de Nápoles, existe una estructura en forma de cúpula de 25 km2 de ancho que se encuentra afectada por un proceso de desgasificación activa y provocada por la colocación de pagodas y montículos. Actualmente, las firmas BdM sugieren que la turbulencia no magmática53 puede ser anterior al vulcanismo embrionario, es decir, la descarga temprana de magma y/o fluidos térmicos. Se deben implementar actividades de monitoreo para analizar la evolución de los fenómenos y detectar geoquímica. y señales geofísicas indicativas de posibles perturbaciones magmáticas.
Los perfiles acústicos de la columna de agua (2D) fueron adquiridos durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) en el R/V Urania (CNR) por el Instituto Nacional de Investigación del Medio Ambiente Marino Costero (IAMC). El muestreo acústico fue realizado por una ecosonda científica Simrad EK60 con división de haz que opera a 38 kHz. Los datos acústicos se registraron a una velocidad promedio de aproximadamente 4 km. en el área de recolección (entre 74 y 180 m snm). Medición de parámetros físicos y químicos en la columna de agua mediante sondas multiparamétricas (conductividad, temperatura y profundidad, CTD). Los datos fueron recolectados mediante una sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) y procesados ​​mediante el software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Se realizó una inspección visual del fondo marino mediante un dispositivo ROV “Pollux III” (GEItaliana) (re vehículo operado por motel) con dos cámaras (baja y alta definición).
La adquisición de datos multihaz se realizó utilizando un sistema de sonda multihaz Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). El sistema está vinculado a un sistema de posicionamiento global diferencial para garantizar errores submétricos en el posicionamiento del haz. El pulso acústico tiene una frecuencia de 100 KHz, un pulso de disparo de 150° grados y una apertura completa de 400 haces. de acuerdo con el estándar de la Organización Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para la navegación y la corrección de mareas. La reducción del ruido debido a picos accidentales de instrumentos y la exclusión del haz de mala calidad se realizó con herramientas de edición de banda y eliminación de picos. direccionamiento adecuado del haz. El conjunto de datos completo consta de aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidad). Los datos se utilizaron para proporcionar un modelo digital del terreno (DTM) de alta resolución caracterizado por un tamaño de celda de cuadrícula de 1 m. El DTM final (Fig.1a) se realizó con datos del terreno (>0 m sobre el nivel del mar) adquiridos en el tamaño de celda de cuadrícula de 20 m por el Instituto Geomilitar Italiano.
Un perfil de datos sísmicos monocanal de alta resolución de 55 kilómetros, recopilado durante cruceros oceánicos seguros en 2007 y 2014, cubrió un área de aproximadamente 113 kilómetros cuadrados, ambos en el R/V Urania. Los perfiles de Marisk (p. ej., perfil sísmico L1, Fig. 1b) se obtuvieron utilizando el sistema boomer de IKB-Seistec. La unidad de adquisición consta de un catamarán de 2,5 m en el que se colocan la fuente y el receptor. un solo pico positivo que se caracteriza en el rango de frecuencia de 1-10 kHz y permite resolver reflectores separados por 25 cm. Los perfiles sísmicos seguros se adquirieron utilizando una fuente sísmica Geospark de puntas múltiples de 1,4 Kj interconectada con el software Geotrace (Geo Marine Survey System). Los dispositivos sik se obtuvieron a una velocidad de 0,33 disparos/s con una velocidad de la embarcación <3 Kn. Los datos se procesaron y presentaron utilizando el software Geosuite Allworks con el siguiente flujo de trabajo: corrección de dilatación, silenciamiento de la columna de agua, filtrado IIR de paso de banda de 2-6 KHz y AGC.
El gas de la fumarola submarina se recolectó en el fondo del mar utilizando una caja de plástico equipada con un diafragma de goma en la parte superior, colocada boca abajo por el ROV sobre el respiradero. Una vez que las burbujas de aire que ingresan a la caja han reemplazado completamente el agua de mar, el ROV regresa a una profundidad de 1 m, y el buzo transfiere el gas recolectado a través de un tabique de goma a dos frascos de vidrio de 60 ml preevacuados equipados con llaves de paso de teflón en los que se llenó uno con 20 ml de solución de NaOH 5N (matraz tipo Gegenbach). Las principales especies de gases ácidos (CO2 y H2S) se disuelven en la solución alcalina, mientras que las especies de gases de baja solubilidad (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e hidrocarburos ligeros) se almacenan en el espacio superior de la botella de muestreo. Los gases inorgánicos de baja solubilidad se analizaron mediante cromatografía de gases (GC) utilizando un Shimadzu 15A equipado con una columna de tamiz molecular 5A de 10 m de largo y un detector de conductividad térmica (TCD). 54. El argón y el O2 se analizaron con un cromatógrafo de gases Thermo Focus equipado con una columna de tamiz molecular capilar de 30 m de largo y TCD. El metano y los hidrocarburos ligeros se analizaron con un cromatógrafo de gases Shimadzu 14A equipado con una columna de acero inoxidable de 10 m de largo rellena con malla Chromosorb PAW 80/100, recubierta con un 23 % de SP 1700 y un detector de ionización de llama (FID). La fase líquida se utilizó para el análisis de 1) CO2 , as, titulado con solución de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) y 2) H2S, as, después de la oxidación con 5 ml de H2O2 (33 %), mediante cromatografía iónica (IC) (IC) (Wantong 761). % y V-PDB) se analizó con un espectrómetro de masas Finningan Delta S55,56. Los estándares utilizados para estimar la precisión externa fueron mármol de Carrara y San Vincenzo (interno), NBS18 y NBS19 (internacional), mientras que el error analítico y la reproducibilidad fueron de ±0,05 % y ±0,1 %, respectivamente.
Los valores de δ15N (expresado como % frente al aire) y 40Ar/36Ar se determinaron utilizando un cromatógrafo de gases (GC) Agilent 6890 N acoplado a un espectrómetro de masas de flujo continuo Finnigan Delta plusXP. El error de análisis es: δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. medido en la muestra y Ra es la misma relación en la atmósfera: 1,39 × 10−6)57 se determinó en el laboratorio de INGV-Palermo (Italia) 3He, 4He y 20Ne se determinaron usando un espectrómetro de masas de colector dual (Helix SFT-GVI)58 después de la separación de He y Ne. Error de análisis ≤ 0,3%. Los blancos típicos para He y Ne son <10-14 y <10-1 6 moles, respectivamente.
Cómo citar este artículo: Passaro, S. et al.El levantamiento del fondo marino impulsado por un proceso de desgasificación revela actividad volcánica en ciernes a lo largo de la costa.ciencia.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
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