Grazas por visitar Nature.com.A versión do navegador que estás a usar ten compatibilidade limitada para CSS. Para obter unha mellor experiencia, recomendámosche que utilices un navegador actualizado (ou desactives o modo de compatibilidade en Internet Explorer). Mentres tanto, para garantir a asistencia continua, mostraremos o sitio sen estilos e JavaScript.
Informamos de evidencias de elevación activa do fondo mariño e emisións de gases a varios quilómetros da costa do porto de Nápoles (Italia). As marcas, montículos e cráteres son características do fondo mariño.Estas formacións representan os cumios das estruturas da codia pouco profunda, incluíndo pagodas, fallas e pregamentos que afectan o fondo do mar na actualidade. Estes gases son probablemente similares aos que alimentan os sistemas hidrotermais de Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesuvio, o que suxire unha fonte de manto mesturada con fluídos da codia debaixo do Golfo de Nápoles. de convulsións non volcánicas que poidan anunciar erupcións do fondo mariño e/ou explosións hidrotermais.
As descargas hidrotermais (auga quente e gas) de profundidade son unha característica común das dorsais medias do océano e das marxes de placas converxentes (incluíndo as partes mergulladas dos arcos insulares), mentres que as descargas frías de hidratos de gas (clatratos) son a miúdo características das plataformas continentais e das marxes pasivas1, 2,3,4,5. depósitos) dentro da codia continental e/ou do manto. Estas descargas poden preceder ao ascenso do magma polas capas máis altas da codia terrestre e culminar na erupción e colocación de montes submarinos volcánicos. habitantes) é fundamental para avaliar posibles volcáns.Erupción pouco profunda.Ademais, aínda que as características morfolóxicas asociadas ás emisións de gases hidrotermales ou hidratos de augas profundas son relativamente coñecidas polas súas propiedades xeolóxicas e biolóxicas, as excepcións son as características morfolóxicas asociadas a augas menos profundas, agás as que se producen no Lago 12, rexistramos relativamente poucos datos xeoquímicos e sísmicos. para unha rexión submarina, morfolóxica e estruturalmente complexa afectada por emisións de gases no Golfo de Nápoles (sur de Italia), a aproximadamente 5 km do porto de Nápoles. Estes datos foron recollidos durante o cruceiro SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo do R/V Urania. aumento e deformación asociada, e discutir os impactos da vulcanoloxía.
O Golfo de Nápoles forma a marxe occidental Plio-Cuaternario, a depresión tectónica alongada NW-SE de Campania13,14,15.EW de Ischia (ca. 150-1302 d.C.), cráter Campi Flegre (ca. 300-1538) e Soma-Vesuvio (dende a disposición sur, mentres que confina a baía do norte a 1944)5. Limita coa península de Sorrento (Fig. 1a).O Golfo de Nápoles está afectado polas fallas significativas predominantes NE-SW e secundarias NW-SE (Fig. 1)14,15.Isquia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvius caracterízanse por manifestacións hidrotermais, deformación do terreo e eventos pouco profundos, turbulentos e sísmicos en Campi Flegrei. 1982-1984, con elevación de 1,8 m e miles de terremotos).Estudos recentes19,20 suxiren que pode haber un vínculo entre a dinámica de Soma-Vesuvius e a de Campi Flegre, posiblemente asociada a encoros de magma único "profundo". controlou o sistema sedimentario do Golfo de Nápoles.O baixo nivel do mar no último máximo glaciar (18 ka) levou á regresión do sistema sedimentario mar abaixo-fondo, que posteriormente se encheu de eventos transgresores durante o Pleistoceno tardío-Holoceno.Detectáronse emisións de gases submarinos ao redor da illa de Ischia e Somalia, preto da costa de Ischia e Somalia, preto da costa de Campi-Vu.1b).
(a) Disposicións morfolóxicas e estruturais da plataforma continental e do Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Os puntos son os principais centros de erupción submarina;as liñas vermellas representan fallas importantes.(b) Batimetría da baía de Nápoles con respiradoiros de fluídos detectados (puntos) e trazos de liñas sísmicas (liñas negras).As liñas amarelas son as traxectorias das liñas sísmicas L1 e L2 que se indican na Figura 6.Os límites das estruturas tipo cúpula do Banco della Montagna (BdM) están marcadas con liñas amarelas (a marca de auga cadrada, a localización azul). perfís, e os cadros CTD-EMBlank, CTD-EM50 e ROV aparecen na figura 5.O círculo amarelo marca a localización da descarga de gas de mostraxe, e a súa composición móstrase na Táboa S1.Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) usa gráficos xerados por Surfer® 13.
A partir dos datos obtidos durante o cruceiro SAFE_2014 (agosto de 2014) (ver Métodos), construíuse un novo Modelo Dixital de Terreo (DTM) do Golfo de Nápoles cunha resolución de 1 m. O DTM mostra que o fondo mariño ao sur do Porto de Nápoles caracterízase por unha suave pendente orientada ao sur (superficie de 3° a 5 ≤ 3° a 5 ≤ ≤ 3° a 50 km). estrutura, coñecida localmente como Banco della Montagna (BdM).Fig.1a,b).BdM desenvólvese a unha profundidade duns 100 a 170 metros, de 15 a 20 metros por riba do fondo mariño circundante.A cúpula BdM mostraba unha morfoloxía similar a un túmulo debido a 280 túmulos subcirculares a ovalados (Fig. 2a), 665 conos e 30 m de altura e 30 m de circunferencia (Fig. 2). e 1.800 m, respectivamente.A circularidade [C = 4π(área/perímetro2)] dos túmulos diminuíu co aumento do perímetro (Fig. 2b).As relacións axiais dos túmulos oscilaban entre 1 e 6,5, con túmulos cunha relación axial >2 que mostraban un preferido N45°E + 15° E máis disperso e 15° N E máis disperso e 15° N E máis disperso e 15° E máis disperso. folga (Fig. 2c).Existen conos únicos ou aliñados no plano BdM e na parte superior do túmulo (Fig. 3a,b).As disposicións cónicas seguen a disposición dos túmulos nos que están situados. Os pockmarks localízanse habitualmente no fondo do mar plano (Fig. 3c) e, ocasionalmente, nos túmulos. ndarios da cúpula BdM (Fig. 4a,b);a ruta NW-SE menos estendida sitúase na rexión central de BdM.
(a) Modelo dixital do terreo (tamaño de cela de 1 m) da cúpula do Banco della Montagna (BdM).(b) Perímetro e redondez das mámoas de BdM. (c) Relación axial e ángulo (orientación) do eixe maior da elipse de mellor axuste que rodea o túmulo.O erro estándar do modelo de terreo dixital é de 0,004 m;os erros estándar de perímetro e redondez son 4,83 m e 0,01, respectivamente, e os erros estándar de relación axial e ángulo son 0,04 e 3,34 °, respectivamente.
Detalles dos conos, cráteres, túmulos e fosas identificados na rexión BdM extraídos do DTM na Figura 2.
(a) Conos de aliñación nun fondo mariño plano;(b) conos e cráteres en montículos delgados NW-SE;(c) marcas nunha superficie lixeiramente mergullada.
(a) Distribución espacial dos cráteres, fosas e vertidos de gases activos detectados. (b) Densidade espacial de cráteres e fosas indicadas en (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emisións gasosas na rexión de BdM a partir de imaxes de ecosonda da columna de auga do ROV e observacións directas do fondo mariño adquiridas durante o cruceiro SAFE_2014 en agosto de 2014 (Figuras 4 e 5). As anomalías acústicas destas emisións mostran formas alongadas verticalmente que se elevan dende o fondo mariño, nalgúns lugares entre 701 e 12. As anomalías acústicas formaron un "tren" case continuo.As plumas de burbullas observadas varían moito: desde fluxos de burbullas continuos e densos ata fenómenos de curta duración (Película complementaria 1). A inspección ROV permite a verificación visual da aparición de respiracións de fluídos do fondo mariño e destaca pequenas marcas no fondo do mar, ás veces rodeadas de canles vermellas e laranxas. A morfoloxía da ventilación mostra unha abertura circular na parte superior sen quebrar na columna de auga. O pH da columna de auga xusto por riba do punto de descarga mostrou unha baixada significativa, o que indica condicións máis ácidas localmente (Fig.5c,d).En particular, o pH por riba da descarga de gas BdM a 75 m de profundidade diminuíu de 8,4 (a 70 m de profundidade) a 7,8 (a 75 m de profundidade) (Fig. 5c), mentres que outros sitios do Golfo de Nápoles tiñan valores de pH entre 0 e 160 m no intervalo de cambio 8p3. na auga do mar faltaba temperatura e salinidade en dous sitios dentro e fóra da zona BdM do Golfo de Nápoles. A unha profundidade de 70 m, a temperatura é de 15 °C e a salinidade é duns 38 PSU (Fig. 5c,d). As medicións de pH, temperatura e salinidade indicaron: a) a participación de fluídos ácidos e de descargas moi lentas asociadas á ausencia de procesos ácidos ou de desgasificación. líquidos mal e salmoira.
(a) Fiestra de adquisición do perfil da columna de auga acústica (ecómetro Simrad EK60).Banda verde vertical correspondente á quebra de gas detectada na descarga do fluído EM50 (uns 75 m baixo o nivel do mar) situada na rexión de BdM;Tamén se mostran os sinais múltiplex do fondo e do fondo do mar (b) recollidos cun vehículo controlado a distancia na rexión de BdM. A única foto mostra un pequeno cráter (círculo negro) rodeado de sedimentos vermellos a laranxa. descarga EM50 (panel c) e fóra do panel da zona de descarga Bdm (d).
Recollemos tres mostras de gases da zona de estudo entre o 22 e o 28 de agosto de 2014. Estas mostras mostraron composicións similares, dominadas polo CO2 (934-945 mmol/mol), seguido de concentracións relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,1 mmol/mol) e H2S (0,1 mmol/mol), mentres que menos de H2/mol (0,1 mmol/mol), abundantes (0,1 mmol/mol). <0,052 e <0,016 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Táboa S1, Película complementaria 2). Tamén se mediron concentracións relativamente altas de O2 e Ar (ata 3,2 e 0,18 mmol/mol, respectivamente). A suma dos hidrocarburos lixeiros varía de 0,204 mmol de C/20 e aromáticos (C/20-C) benceno), propeno e compostos que conteñen xofre (tiofeno). O valor 40Ar/36Ar é consistente co aire (295,5), aínda que a mostra EM35 (cúpula BdM) ten un valor de 304, mostrando un lixeiro exceso de 40Ar. A relación δ15N foi maior que para o aire (ata +1,90% C), mentres que o valor de CO2 vs. os valores de V-PDB.R/Ra (despois de corrixir a contaminación atmosférica mediante a relación 4He/20Ne) estaban entre 1,66 e 1,94, o que indica a presenza dunha gran fracción de He do manto. Ao combinar o isótopo de helio con CO2 e o seu isótopo estable 22, pódese aclarar aínda máis a fonte de emisión do CO22 B no mapa de CO2223. fronte a δ13C (Fig.6), a composición do gas BdM compárase coa das fumarolas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvius. Na figura 6 tamén se recollen liñas de mestura teóricas entre tres fontes de carbono diferentes que poden estar implicadas na produción de gas BdM: fundidos derivados do manto disolto, sedimentos ricos en orgánicos e carbonatos. tle gases (que se supón que están lixeiramente enriquecidos en dióxido de carbono en relación aos MORB clásicos co propósito de axustar os datos) e reaccións causadas pola descarbonización da cortiza A rocha gaseosa resultante.
Infórmanse liñas híbridas entre a composición do manto e os membros finais da pedra calcaria e os sedimentos orgánicos para comparación. As caixas representan as áreas de fumarolas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvius 59, 60, 61. A mostra BdM está na tendencia mixta do volcán Campania.
As seccións sísmicas L1 e L2 (Figs. 1b e 7) mostran a transición entre BdM e as secuencias estratigráficas distais das rexións volcánicas Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) e Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). amplitude e continuidade lateral de alta a moderada (Fig. 7b,c).Esta capa inclúe sedimentos mariños arrastrados polo sistema Último Máximo Glacial (LGM) e está formada por area e arxila23.A capa subxacente de PS (Fig. 7b–d) caracterízase por unha fase caótica a transparente en forma de columnas ou reloxos de area.Os montículos superiores de PSflo se forman (Fig. 7b–d). como xeometrías demostran a intrusión de material transparente PS nos depósitos MS máis altos. Uplift é responsable da formación de pregamentos e fallas que afectan a capa MS e os sedimentos actuais sobrexacentes do fondo mariño BdM (Fig. 7b-d). cubertos por algúns niveis internos da secuencia MS (Fig.7a).Os núcleos de gravidade recollidos na parte superior do BdM correspondentes á capa sísmica transparente indican que os 40 cm máis altos están formados por area depositada recentemente ata a actualidade;)24,25 e fragmentos de pómez da erupción explosiva de Campi Flegrei de “Toba Amarela de Nápoles” (14,8 ka)26.A fase transparente da capa PS non se pode explicar só por procesos de mestura caótica, porque as capas caóticas asociadas a desprendementos de terra, fluxos de lama e fluxos piroclásticos atopados fóra do Golfo de Nápoles, atópanse no exterior do Golfo de Nápoles. 4.Concluímos que a facies sísmica BdM PS observada, así como a aparición da capa PS do afloramento submarino (Fig. 7d) reflicten o levantamento do gas natural.
(a) Perfil sísmico de vía única L1 (trazo de navegación na figura 1b) que mostra unha disposición espacial columnar (pagoda). A pagoda consiste en depósitos caóticos de pedra pómez e area. A capa saturada de gas que existe debaixo da pagoda elimina a continuidade das formacións máis profundas. formación de montículos do fondo mariño, mariños (MS) e depósitos de area pómez (PS).(c) Os detalles da deformación en MS e PS indícanse en (c,d).Asumindo unha velocidade de 1580 m/s no sedimento máis alto, 100 ms representa uns 80 m na escala vertical.
As características morfolóxicas e estruturais do BdM son similares a outros campos hidrotermais submarinos e de hidratos de gas a nivel mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e adoitan asociarse con levantamentos (bóvedas e túmulos) e descarga de gas (conos, pozos). 3).A disposición espacial de mámoas, fosas e respiradoiros activos suxire que a súa distribución está controlada en parte polas fracturas de impacto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Estes son os ataques preferidos dos sistemas de fallas que afectan ás áreas volcánicas de Campi Flegrei e Somma-Vesuvius e ao Golfo de Nápoles. .Concluímos, polo tanto, que as fallas e fracturas no Golfo de Nápoles representan a ruta preferida para a migración do gas cara á superficie, característica que comparten outros sistemas hidrotermais controlados estruturalmente36,37. Cabe destacar que os conos e fosas de BdM non sempre estiveron asociados con montículos (Fig.3a,c).Isto suxire que estes túmulos non representan necesariamente precursores da formación de fosas, como suxeriron outros autores para as zonas de hidratos de gas32,33. As nosas conclusións apoian a hipótese de que a interrupción dos sedimentos do fondo do mar en cúpula non sempre conduce á formación de fosas.
As tres emisións gasosas recollidas amosan sinaturas químicas propias dos fluídos hidrotermais, principalmente CO2 con importantes concentracións de gases redutores (H2S, CH4 e H2) e hidrocarburos lixeiros (especialmente benceno e propileno)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 41, 42, 43, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 44, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, ... presente nas emisións submarinas, pode deberse á contaminación do aire disolto na auga do mar que entra en contacto con gases almacenados en caixas de plástico utilizadas para a toma de mostras, xa que os ROV son extraídos do fondo do océano ao mar para revoltarse. Pola contra, valores positivos de δ15N e un alto N2/Ar (ata 480) significativamente superior ao ASW (aire) suxiren que a maioría das fontes de N2 extrasaturadas son proporcionadas por fontes de N2. coa orixe hidrotermal predominante destes gases.A orixe hidrotermo-volcánica do gas BdM confírmase polos contidos de CO2 e He e as súas sinaturas isotópicas.Os isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) e valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 × 1010 × 1010) suxiren que a mostra ten tendencia a mesturar de 1010 a 1010 m². aroles ao redor dos membros finais do manto do Golfo de Nápoles e descarbonización A relación entre os gases producidos pola reacción (Figura 6).Máis concretamente, as mostras de gas BdM sitúanse ao longo da tendencia de mestura aproximadamente no mesmo lugar que os fluídos dos volcáns adxacentes Campi Flegrei e Somma-Veusivus. nós e Campi Flegrei teñen valores de 3He/4He máis altos (R/Ra entre 2,6 e 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 e 1,96;Táboa S1).Isto suxire que a adición e acumulación de He radioxénico orixinouse da mesma fonte de magma que alimentou os volcáns Somma-Vesuvius e Campi Flegrei. A ausencia de fraccións de carbono orgánico detectables nas emisións de BdM suxire que os sedimentos orgánicos non están implicados no proceso de desgasificación de BdM.
Con base nos datos informados anteriormente e nos resultados dos modelos experimentais de estruturas tipo cúpula asociadas a rexións ricas en gas submarino, a presurización profunda de gas pode ser responsable da formación de cúpulas BdM a escala quilométrica. Para estimar a sobrepresión Pdef que conduce á bóveda BdM, aplicamos un modelo de mecánica de placas delgadas33,34 asumindo que os datos recollidos, a partir dos datos morfolóxicos e sísmicos de BdM son submarinos e sísmicos. lámina de raio a maior que un depósito viscoso brando deformado O desprazamento máximo vertical w e o espesor h do (Fig. complementaria S1).Pdef é a diferenza entre a presión total e a presión estática da rocha máis a presión da columna de auga.En BdM, o raio é duns 2.500 m, w é 20 m e o perfil h máximo estimado a partir do perfil sísmico de wP60f = 140 m estimado a partir do wP60f4 m. D/a4 da relación, onde D é a rixidez á flexión;D vén dada por (E h3)/[12(1 – ν2)], onde E é o módulo de Young do depósito, ν é a razón de Poisson (~0,5)33. Dado que as propiedades mecánicas dos sedimentos BdM non se poden medir, establecemos E = 140 kPa, que é un valor razoable para os sedimentos arenosos costeiros, que non se consideran máis altos que os sedimentos arenosos costeiros. a literatura para depósitos de arxila limosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque os depósitos de BDM consisten principalmente en area, non limo ou arxila limosa24. Obtemos Pdef = 0,3 Pa, o que é coherente coas estimacións dos procesos de elevación do fondo mariño en ambientes de conca de hidratos de gas, onde os valores de P10-2 varían de 100-2 a menor En BdM, a redución da rixidez debido á saturación local de gas do sedimento e/ou á aparición de fracturas preexistentes tamén pode contribuír á falla e á consecuente liberación de gas, permitindo a formación das estruturas de ventilación observadas. Os perfís sísmicos reflectidos recollidos (Fig. 7) indicaron que os sedimentos PS foron levantados desde o GSL, producindo sedimentos mariños, provocando sedimentos mariños. , e cortes sedimentarios (Fig.7b,c).Isto suxire que a pedra pómez de 14,8 a 12 ka de idade entrou na capa de MS máis nova a través dun proceso de transporte de gas ascendente. As características morfolóxicas da estrutura de BdM pódense ver como o resultado da sobrepresión creada pola descarga de fluído producida polo GSL. re dentro do GSL supera os 1.700 kPa.A migración ascendente dos gases nos sedimentos tamén tivo o efecto de fregar o material contido no MS, o que explica a presenza de sedimentos caóticos nos núcleos gravitatorios mostrados en BdM25.Ademais, a sobrepresión do GSL crea un complexo sistema de fracturas (falla poligonal na Fig. godas”49,50, foron atribuídas orixinalmente a efectos secundarios de antigas formacións glaciares, e actualmente interprétanse como os efectos do aumento de gas31,33 ou evaporitas50 .Na marxe continental de Campania, os sedimentos evaporativos son escasos, polo menos dentro dos 3 km máis altos da codia. está apoiado pola facies sísmica transparente da pagoda (Fig.7), así como datos do núcleo de gravidade segundo se informou anteriormente24, onde a area actual entra en erupción con 'Pomici Principali'25 e 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Ademais, os depósitos de PS invadiron e deformaron a capa MS superior (Fig. 7d). a pagoda: a) a densidade do sedimento brando diminúe a medida que o gas entra dende abaixo;b) a mestura gas-sedimento elévase, que é o pregamento observado, falla e fractura Causa depósitos de MS (Figura 7). Propúxose un mecanismo de formación similar para pagodas asociadas a hidratos de gas no mar de Escocia do Sur (Antártida). As pagodas BdM apareceron en grupos en zonas montañosas, e a súa extensión vertical tiña unha media de 70-100 m de tempo de viaxe (Figura 7TT). ondulacións e tendo en conta a estratigrafía do núcleo de gravidade BdM, deducimos que a idade de formación das estruturas da pagoda é inferior a uns 14-12 ka. Ademais, o crecemento destas estruturas aínda está activo (Fig. 7d) xa que algunhas pagodas invadiron e deformaron a area BdM actual (Fig. 7d).
O fracaso da pagoda para atravesar o fondo do mar actual indica que (a) aumento do gas e/ou cese local da mestura de gas-sedimento, e/ou (b) posible fluxo lateral da mestura de gas-sedimento non permite un proceso de sobrepresión localizado. Segundo o modelo da teoría do diapiro52, o fluxo lateral demostra un equilibrio negativo entre a taxa de abastecemento da pagoda e a taxa de redución de gas por debaixo da mestura de lodo. a taxa de subministración pode estar relacionada co aumento da densidade da mestura debido á desaparición da subministración de gas.Os resultados resumidos anteriormente e a subida da pagoda controlada pola flotabilidade permítennos estimar a altura da columna de aire hg.A flotabilidade vén dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), onde g é a gravidade de auga e de gas respectivos (29)ρg son m/s de auga e de ρg son as respectivas gravidades e de auga. ly.ΔP é a suma do Pdef calculado previamente e a presión litostática Plith da placa de sedimentos, é dicir, ρsg h, onde ρs é a densidade do sedimento. Neste caso, o valor de hg necesario para a flotabilidade desexada vén dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg = ρg)]. ), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg é insignificante porque ρw ≫ρg. Obtemos hg = 245 m, un valor que representa a profundidade do fondo do GSL.ΔP é de 2,4 MPa, que é a forma de sobrepresión e a sobrepresión necesaria para romper a ventilación e BM.
A composición do gas BdM é consistente coas fontes do manto alteradas pola adición de fluídos asociados ás reaccións de descarbonización das rochas da codia (Fig. 6). As aliñacións EW de cúpulas de BdM e volcáns activos como Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesuvio, xunto coa composición dos gases emitidos, suxiren que os gases emitidos por debaixo da rexión de Nápoles son máis fluídos. de oeste (Isquia) a leste (Somma-Vesuivus) (Figs. 1b e 6).
Concluímos que na baía de Nápoles, a poucos quilómetros do porto de Nápoles, hai unha estrutura tipo cúpula de 25 km2 de ancho que se ve afectada por un proceso activo de desgasificación e causada pola colocación de pagodas e túmulos. Actualmente, as sinaturas de BdM suxiren que as turbulencias non magmáticas53 poden ser anteriores a actividades de vulcanismo embrionario e de descarga precoz. ed para analizar a evolución dos fenómenos e detectar sinais xeoquímicos e xeofísicos indicativos de posibles perturbacións magmáticas.
Os perfís da columna de auga acústica (2D) foron adquiridos durante o cruceiro SAFE_2014 (agosto de 2014) no R/V Urania (CNR) polo Instituto Nacional de Investigación do Medio Mariño Costeiro (IAMC). A mostraxe acústica realizouse mediante unha ecosonda científica de división de feixe Simrad EK60 que operaba a unha velocidade media de 38 000 km/h. Utilizáronse imaxes er para identificar as descargas de fluídos e definir con precisión a súa localización na zona de recollida (entre 74 e 180 m snm). Medir os parámetros físicos e químicos na columna de auga mediante sondas multiparámetros (condutividade, temperatura e profundidade, CTD). Os datos foron recollidos mediante unha sonda CTD 911 (SeaBird, software Processed Inc., versión 23.23.23). 2). Realizouse unha inspección visual do fondo mariño mediante un dispositivo ROV (vehículo teledirixido) "Pollux III" (GEItaliana) con dúas cámaras (baixa e alta definición).
A adquisición de datos multibeam realizouse mediante un sistema de sonar multibeam Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). O sistema está ligado a un sistema de posicionamento global diferencial para garantir erros submétricos no posicionamento do feixe. O pulso acústico ten unha frecuencia de 100 KHz, un pulso de disparo de 150° graos e unha velocidade de son aberto durante 400 graos en tempo real. Os datos foron procesados ​​mediante o software PDS2000 (Reson-Thales) segundo o estándar da Organización Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para a navegación e a corrección das mareas. situado preto do transdutor multifeixe e adquire e aplica perfís de velocidade do son en tempo real na columna de auga cada 6-8 horas para proporcionar a velocidade do son en tempo real para unha dirección adecuada do feixe. O conxunto de datos completo consta de aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidade).1a) realizouse con datos do terreo (> 0 m sobre o nivel do mar) adquiridos ao tamaño da cela de cuadrícula de 20 m polo Instituto Xeo-Militar Italiano.
Un perfil de datos sísmicos dun só canal de alta resolución de 55 quilómetros, recollido durante cruceiros oceánicos seguros en 2007 e 2014, cubriu unha área aproximada de 113 quilómetros cadrados, ambos na R/V Urania.Os perfís de Marisk (p. ex., perfil sísmico L1, Fig. 1b) obtivéronse mediante o sistema de adquisición de unidades mcmar aKB5. an na que se sitúan a fonte e o receptor.A sinatura da fonte consta dun único pico positivo que se caracteriza no rango de frecuencias 1-10 kHz e permite resolver reflectores separados por 25 cm.Os perfís sísmicos seguros adquiríronse mediante unha fonte sísmica Geospark multipunta de 1,4 Kj interconectada co software Geotrace (Geo Marine Survey System– consiste en un sistema de levantamento de 0 cataán que contén unha fonte de 0,2 Kj). tes ata 400 milisegundos en sedimento brando debaixo do leito mariño, cunha resolución vertical teórica de 30 cm.Os dispositivos Safe e Marsik obtivéronse a unha velocidade de 0,33 disparos/seg cunha velocidade do buque <3 Kn. Os datos foron procesados ​​e presentados mediante o software Geosuite Allworks co seguinte fluxo de traballo: dilatación de columnas, corrección de columnas KCH, corrección de bandas de filtración e filtración GCH 2-6 IR.
O gas da fumarola subacuática foi recollido no fondo do mar mediante unha caixa de plástico equipada cun diafragma de goma na súa parte superior, colocada boca abaixo polo ROV sobre a ventilación. Unha vez que as burbullas de aire que entran na caixa substituíron completamente a auga do mar, o ROV volve a unha profundidade de 1 m, e o mergullador transfire o gas recollido a través dun vaso de caucho equipado con 60 tubos. chavas de paso nas que One se encheu con 20 mL de solución de NaOH 5N (matraz tipo Gegenbach). As principais especies de gases ácidos (CO2 e H2S) disoltas na solución alcalina, mentres que as especies de gases de baixa solubilidade (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e os gases de hidrocarburos lixeiros almacenáronse no espazo de xeometría de hidrocarburos lixeiros). GC) usando un Shimadzu 15A equipado cunha columna de criba molecular 5A de 10 m de lonxitude e un detector de condutividade térmica (TCD). Chromosorb PAW 80/100 mesh, recuberto con 23% SP 1700 e un detector de ionización de chama (FID). Utilizouse a fase líquida para a análise de 1) CO2, as, titulado con solución de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, as, despois da oxidación con (cromatografía) IC3L H2O2 (ICW) ong 761).O erro analítico de valoración, análise de GC e IC é inferior ao 5%.Tras procedementos estándar de extracción e purificación de mesturas de gases, 13C/12C CO2 (expresado como δ13C-CO2% e V-PDB) analizouse mediante un espectrómetro de masas Finningan Delta S. Utilizáronse os estándares de estimación de precisión NINTERNAL55, 56 , , , , , , , , , . 8 e NBS19 (internacional), mentres que o erro analítico e a reproducibilidade foron ± 0,05% e ± 0,1%, respectivamente.
Os valores de δ15N (expresados ​​como % fronte ao aire) e 40Ar/36Ar determináronse mediante un cromatógrafo de gases (GC) Agilent 6890 N acoplado a un espectrómetro de masas de fluxo continuo Finnigan Delta plusXP. O erro de análise é: δ15N±0,1%, 36Ar <1%, onde a relación IsoAr/R é 40Ar<1%, onde a proporción IsoAr/Rape é 40Ar<3%. /4He medido na mostra e Ra é a mesma proporción na atmosfera: 1,39 × 10−6)57 determinouse no laboratorio do INGV-Palermo (Italia) 3He, 4He e 20Ne determináronse mediante un espectrómetro de masas de colector dual (Helix SFT-GVI)58 despois da separación de Hepicasis e erro en branco Ne ⤤lyse 03≤A. son <10-14 e <10-16 mol, respectivamente.
Como citar este artigo: Passaro, S. et al.O levantamento do fondo do mar impulsado por un proceso de desgasificación revela a actividade volcánica en xerme ao longo da costa.ciencia.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 & Dillon, WP The global occurrence of gas hydrates. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Natural gas hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monographie 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circulation.In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Informe do Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Structure and dynamics of mid-ocean ridge hydrothermal systems.Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Visións actuais sobre os recursos de hidratos de gas.enerxía.e.ciencia.ambiental.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Estrutura interna e historia de erupcións dun sistema de volcáns de barro a escala quilométrica no mar Caspio Meridional. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al.Características do fondo mariño asociadas á filtración de hidrocarburos procedentes de túmulos de lodo carbonatado de augas profundas no Golfo de Cádiz: desde o fluxo de lodo aos sedimentos carbonatados.Xeografía March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Representación sísmica 3D de condutos de escape de fluídos a escala quilométrica offshore Namibia.Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Fluid flow characteristics in oil and gas pipeline systems: What do they tell us about bain evolution?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertical evolution of the Neogene Quaternary fluid discharge structure in relation to gas fluxes in the Lower Congo Basin, offshore Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al.Actividade hidrotermal e tectónica no norte do lago 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.Estrutura tectónica e da corteza na marxe continental de Campania: relación coa actividade volcánica.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. The relative role of rift tectonics and magmatic uplift processes: inference from geophysical, structurel, and geochemical data in the Naples volcanic region (sur de Italia).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.Deformación do terreo a curto prazo e sismicidade no cráter Campi Flegrei anidado (Italia): un exemplo de recuperación de masa activa nunha zona densamente poboada.J.Volcán.depósito.xeotérmico.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. e Saccorotti, G. Hydrothermal origins of sustain-long-term 4D activity in the Campi Flegrei volcanic complex in Italy.J.Volcán.depósito.xeotérmico.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. e Mastrolorenzo, G. Rapid differentiation in sill-like magmatic reservoirs: a case study from the Campi Flegrei crater.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. InSAR series temporais, análise de correlación e modelado de correlación tempo revelan un posible acoplamento de Campi Flegrei e Vesuvius.J.Volcán.depósito.xeotérmico.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Estrutura estrutural e estratigráfica da primeira metade do graben tirreno (Golfo de Nápoles, Italia).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. Dohrn Canyon stratigraphy: Responses to sea level drop and tectnic uplift on the outer continental shelf (Eastern Tyrrhenian margin, Italy). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).