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Riportiamo le prove del sollevamento attivo del fondale marino e delle emissioni di gas a diversi chilometri al largo del porto di Napoli (Italia). Pockmarks, tumuli e crateri sono caratteristiche del fondale marino. Queste formazioni rappresentano le cime di strutture crostali poco profonde, tra cui pagode, faglie e pieghe che oggi interessano il fondale marino. chia, Campi Flegrei e Soma-Vesuvio, suggerendo una sorgente di mantello mista a fluidi crostali al di sotto del Golfo di Napoli. L'espansione sottomarina e la rottura causate dal sollevamento del gas e dal processo di pressurizzazione richiedono una sovrapressione di 2-3 MPa. I sollevamenti del fondale marino, le faglie e le emissioni di gas sono manifestazioni di sconvolgimenti non vulcanici che possono preannunciare eruzioni del fondale marino e/o esplosioni idrotermali.
Gli scarichi idrotermali (acqua calda e gas) di acque profonde sono una caratteristica comune delle dorsali oceaniche e dei margini delle placche convergenti (comprese le parti sommerse degli archi insulari), mentre gli scarichi freddi di idrati di gas (clatrati) sono spesso caratteristici delle piattaforme continentali e dei margini passivi1, 2,3,4,5. gma attraverso gli strati più superficiali della crosta terrestre e culminano nell'eruzione e nella collocazione di montagne sottomarine vulcaniche6. Pertanto, l'identificazione di (a) morfologie associate alla deformazione attiva del fondale marino e (b) emissioni di gas in prossimità di aree costiere popolate come la regione vulcanica di Napoli in Italia (~ 1 milione di abitanti) è fondamentale per valutare possibili vulcani. proprietà logiche e biologiche, le eccezioni sono le caratteristiche morfologiche associate alle acque più basse, ad eccezione di quelle che si verificano nel Lago 12, ci sono relativamente pochi record. Presentiamo qui nuovi dati batimetrici, sismici, di colonna d'acqua e geochimici per una regione sottomarina, morfologicamente e strutturalmente complessa interessata dalle emissioni di gas nel Golfo di Napoli (Italia meridionale), a circa 5 km dal porto di Napoli. Questi dati sono stati raccolti durante la crociera SAFE_2014 (agosto 2014) a bordo della R/ V Urania. Descriviamo e interpretiamo le strutture del fondo marino e del sottosuolo in cui si verificano le emissioni di gas, indaghiamo sulle fonti dei fluidi di sfiato, identifichiamo e caratterizziamo i meccanismi che regolano l'aumento del gas e la deformazione associata e discutiamo degli impatti della vulcanologia.
Il Golfo di Napoli forma il margine occidentale Plio-Quaternario, la depressione tettonica campana allungata NW-SE13,14,15.EW di Ischia (ca. 150-1302 d.C.), cratere dei Campi Flegrei (ca. 300-1538) e Soma-Vesuvio (da <360-1944). Il Golfo di Napoli è interessato dalle faglie significative prevalenti NE-SO e secondarie NO-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvio sono caratterizzati da manifestazioni idrotermali, deformazioni del suolo e sismicità superficiale16,17,18 (ad esempio, l'evento turbolento ai Campi Flegrei nel 1982-1984, con sollevamento di 1,8 me migliaia di terremoti).Recenti studi19, 20 suggeriscono che potrebbe esserci un legame tra la dinamica del Soma-Vesuvio e quella dei Campi Flegrei, eventualmente associata a singoli serbatoi di magma "profondi". L'attività vulcanica e le oscillazioni del livello del mare negli ultimi 36 ka dei Campi Flegrei e 18 ka del Somma Vesuvio controllavano il sistema sedimentario del Golfo di Napoli. Cinque eventi durante il tardo Pleistocene-Olocene. Emissioni di gas sottomarino sono state rilevate intorno all'isola di Ischia e al largo della costa dei Campi Flegrei e vicino al Monte Soma-Vesuvio (Fig.1b).
(a) Disposizioni morfologiche e strutturali della piattaforma continentale e del Golfo di Napoli 15, 23, 24, 48. I punti sono i principali centri eruttivi sottomarini;le linee rosse rappresentano le faglie principali. (b) Batimetria del Golfo di Napoli con prese d'aria rilevate (punti) e tracce di linee sismiche (linee nere). Le linee gialle sono le traiettorie delle linee sismiche L1 e L2 riportate nella Figura 6. e i fotogrammi ROV sono riportati in Fig. 5. Il cerchio giallo indica la posizione dello scarico del gas di campionamento e la sua composizione è mostrata nella Tabella S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilizza i grafici generati da Surfer® 13.
Sulla base dei dati ottenuti durante la crociera SAFE_2014 (agosto 2014) (vedi Metodi), è stato costruito un nuovo Modello Digitale del Terreno (DTM) del Golfo di Napoli con una risoluzione di 1 m. Il DTM mostra che il fondale a sud del Porto di Napoli è caratterizzato da una superficie esposta a sud in leggera pendenza (pendenza ≤3°) interrotta da una struttura a cupola di 5,0 × 5,3 km, localmente nota come Banco della Montagna (BdM).1a,b). Il BdM si sviluppa a una profondità di circa 100-170 metri, da 15 a 20 metri sopra il fondale circostante. , rispettivamente. La circolarità [C = 4π(area/perimetro2)] dei tumuli diminuiva con l'aumentare del perimetro (Fig. 2b). I rapporti assiali per i tumuli variavano tra 1 e 6,5, con tumuli con un rapporto assiale> 2 che mostrava un colpo N45°E + 15° preferito e un colpo secondario più disperso, più disperso da N105°E a N145°E (Fig. 2c).Esistono coni singoli o allineati sul piano BdM e sulla parte superiore del tumulo (Fig. 3a, b). Le disposizioni coniche seguono la disposizione dei tumuli su cui si trovano. I pockmark si trovano comunemente sul fondale piatto (Fig. 3c) e occasionalmente su tumuli.il percorso meno esteso NW-SE si trova nella regione centrale BdM.
(a) Modello digitale del terreno (dimensione cella 1 m) della cupola del Banco della Montagna (BdM). (b) Perimetro e rotondità dei tumuli BdM. (c) Rapporto assiale e angolo (orientamento) dell'asse maggiore dell'ellisse più adatta che circonda il tumulo. L'errore standard del modello digitale del terreno è 0,004 m;gli errori standard del perimetro e della rotondità sono rispettivamente di 4,83 me 0,01 e gli errori standard del rapporto assiale e dell'angolo sono rispettivamente di 0,04 e 3,34°.
Dettagli di coni, crateri, tumuli e pozzi identificati nella regione BdM estratti dal DTM in Figura 2.
a) coni di allineamento su fondale piatto;(b) coni e crateri su tumuli sottili NW-SE;(c) butterature su una superficie leggermente incavata.
(a) Distribuzione spaziale di crateri, pozzi e scarichi di gas attivi rilevati. (b) Densità spaziale di crateri e pozzi riportati in (a) (numero/0,2 km2).
Abbiamo identificato 37 emissioni gassose nella regione BdM dalle immagini dell'ecoscandaglio della colonna d'acqua del ROV e dalle osservazioni dirette del fondale marino acquisite durante la crociera SAFE_2014 nell'agosto 2014 (Figure 4 e 5). da flussi di bolle densi e continui a fenomeni di breve durata (filmato supplementare 1). L'ispezione ROV consente la verifica visiva della presenza di sfiati fluidi sul fondo marino ed evidenzia piccoli segni sul fondo marino, a volte circondati da sedimenti dal rosso all'arancione (Fig. 5b). In alcuni casi, i canali ROV riattivano le emissioni.5c,d). In particolare, il pH al di sopra dello scarico del gas BdM a 75 m di profondità è sceso da 8,4 (a 70 m di profondità) a 7,8 (a 75 m di profondità) (Fig. 5c), mentre altri siti nel Golfo di Napoli avevano valori di pH compresi tra 0 e 160 m nell'intervallo di profondità compreso tra 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). Area BdM del Golfo di Napoli. Ad una profondità di 70 m, la temperatura è di 15 °C e la salinità è di circa 38 PSU (Fig. 5c,d). Le misurazioni di pH, temperatura e salinità hanno indicato: a) la partecipazione di fluidi acidi associati al processo di degassamento BdM e b) l'assenza o lo scarico molto lento di fluidi termici e salamoia.
(a) Finestra di acquisizione del profilo acustico della colonna d'acqua (ecometro Simrad EK60). Banda verde verticale corrispondente al gas flare rilevato sullo scarico del fluido EM50 (circa 75 m sotto il livello del mare) situato nella regione BdM;sono mostrati anche i segnali multiplex del fondale e del fondale marino (b) raccolti con un veicolo telecomandato nella regione BdM La foto singola mostra un piccolo cratere (cerchio nero) circondato da sedimenti dal rosso all'arancione. (c, d) Dati CTD della sonda multiparametrica elaborati utilizzando il software SBED-Win32 (Seasave, versione 7.23.2). pannello di area (d).
Abbiamo raccolto tre campioni di gas dall'area di studio tra il 22 e il 28 agosto 2014. Questi campioni hanno mostrato composizioni simili, dominate da CO2 (934-945 mmol/mol), seguite da concentrazioni rilevanti di N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mentre H2 e He erano meno abbondanti (<0,052 e <0,016 mmol/mol, rispettivamente) (Fig. 1b; Tabella S1, film supplementare 2). Sono state misurate anche concentrazioni relativamente elevate di O2 e Ar (rispettivamente fino a 3,2 e 0,18 mmol/mol). tiofene). Il valore di 40Ar/36Ar è coerente con l'aria (295,5), sebbene il campione EM35 (cupola BdM) abbia un valore di 304, mostrando un leggero eccesso di 40Ar. dopo la correzione per l'inquinamento atmosferico utilizzando il rapporto 4He/20Ne) erano compresi tra 1,66 e 1,94, indicando la presenza di un'ampia frazione di He del mantello.6), la composizione del gas BdM viene confrontata con quella delle fumarole di Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvio. RB allo scopo di adattare i dati) e reazioni causate dalla decarbonizzazione crostale La roccia gassosa risultante.
Linee ibride tra composizione del mantello e membri terminali di calcare e sedimenti organici sono riportate per confronto. I riquadri rappresentano le aree fumaroliche di Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvio 59, 60, 61. Il campione BdM è nell'andamento misto del vulcano campano. Il gas terminale della linea mista è di origine del mantello, che è il gas prodotto dalla reazione di decarburazione dei minerali carbonatici.
Le sezioni sismiche L1 e L2 (Fig. 1b e 7) mostrano la transizione tra il BdM e le sequenze stratigrafiche distali delle regioni vulcaniche del Somma-Vesuvio (L1, Fig. 7a) e dei Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). Il BdM è caratterizzato dalla presenza di due formazioni sismiche maggiori (MS e PS in Fig. 7). Fig. 7b, c). Questo strato include sedimenti marini trascinati dal sistema Last Glacial Maximum (LGM) ed è costituito da sabbia e argilla23. Lo strato PS sottostante (Fig. 7b-d) è caratterizzato da una fase da caotica a trasparente a forma di colonne o clessidre. s e faglie che interessano lo strato MS e gli attuali sedimenti sovrastanti del fondale BdM (Fig. 7b–d). L'intervallo stratigrafico MS è nettamente delaminato nella porzione ENE della sezione L1, mentre sbianca verso BdM per la presenza di uno strato saturo di gas (GSL) ricoperto da alcuni livelli interni della sequenza MS (Fig.7a). Le carote di gravità raccolte alla sommità del BdM corrispondente allo strato sismico trasparente indicano che i 40 cm superiori sono costituiti da sabbia depositata da poco ad oggi;)24,25 e frammenti di pomice dall'eruzione esplosiva dei Campi Flegrei del “Tufo Giallo di Napoli” (14.8 ka)26. così come l'aspetto dello strato PS dell'affioramento sottomarino (Fig. 7d) riflettono il sollevamento del gas naturale.
(a) Profilo sismico a traccia singola L1 (traccia di navigazione in Fig. 1b) che mostra una disposizione spaziale colonnare (pagoda). La pagoda è costituita da depositi caotici di pomice e sabbia. Lo strato saturo di gas che esiste sotto la pagoda rimuove la continuità delle formazioni più profonde. depositi (PS).(c) I dettagli della deformazione in MS e PS sono riportati in (c,d).Ipotizzando una velocità di 1580 m/s nel sedimento più alto, 100 ms rappresentano circa 80 m sulla scala verticale.
Le caratteristiche morfologiche e strutturali di BdM sono simili a quelle di altri giacimenti idrotermali e di idrati di gas sottomarini a livello globale2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e sono spesso associate a sollevamenti (volte e cumuli) e scariche di gas (coni, fosse). s, fosse e bocche attive suggeriscono che la loro distribuzione sia in parte controllata dalle fratture da impatto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Questi sono i colpi preferiti dei sistemi di faglia che interessano le aree vulcaniche dei Campi Flegrei e del Somma-Vesuvio e il Golfo di Napoli. In particolare, la struttura del primo controlla la posizione dello scarico idrotermale dal cratere dei Campi Flegrei35. altri sistemi idrotermali strutturalmente controllati36,37. In particolare, i coni e le fosse BdM non erano sempre associati a tumuli (Fig.3a,c). Ciò suggerisce che questi tumuli non rappresentano necessariamente precursori della formazione di pozzi, come altri autori hanno suggerito per le zone di idrati di gas32,33. Le nostre conclusioni supportano l'ipotesi che la rottura dei sedimenti del fondo marino della cupola non sempre porti alla formazione di pozzi.
Le tre emissioni gassose raccolte mostrano firme chimiche tipiche dei fluidi idrotermali, in particolare CO2 con concentrazioni significative di gas riducenti (H2S, CH4 e H2) e idrocarburi leggeri (soprattutto benzene e propilene)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabella S1). nell'acqua di mare entrando in contatto con i gas immagazzinati in scatole di plastica utilizzate per il campionamento, poiché i ROV vengono estratti dal fondo dell'oceano verso il mare per rivoltarsi. Al contrario, valori positivi di δ15N e un elevato N2/Ar (fino a 480) significativamente superiore a ASW (acqua satura d'aria) suggeriscono che la maggior parte dell'N2 sia prodotto da fonti extraatmosferiche, in accordo con l'origine idrotermale predominante di questi gas. L'origine idrotermo-vulcanica del gas BdM è confermata dal Contenuto di CO2 e He e loro firme isotopiche. Gli isotopi di carbonio (δ13C-CO2 da -0,93% a +0,4%) e i valori di CO2/3He (da 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) suggeriscono che i campioni BdM appartengono a un andamento misto di fumarole attorno agli elementi terminali del mantello del Golfo di Napoli e decarbonizzazione La relazione tra i gas prodotti dalla reazione (Figura 6). I campioni di gas dM si trovano lungo l'andamento del mescolamento all'incirca nella stessa posizione dei fluidi provenienti dai vulcani adiacenti Campi Flegrei e Somma-Veusivus. Sono più crostali delle fumarole di Ischia, che sono più vicine all'estremità del mantello.Tabella S1). Ciò suggerisce che l'aggiunta e l'accumulo di He radiogenico abbia avuto origine dalla stessa sorgente di magma che ha alimentato i vulcani del Somma-Vesuvio e dei Campi Flegrei. L'assenza di frazioni di carbonio organico rilevabili nelle emissioni di BdM suggerisce che i sedimenti organici non sono coinvolti nel processo di degassamento del BdM.
Sulla base dei dati sopra riportati e dei risultati di modelli sperimentali di strutture a cupola associate a regioni sottomarine ricche di gas, la pressurizzazione profonda del gas può essere responsabile della formazione di cupole BdM su scala chilometrica. w e spessore h del (Figura complementare S1). Pdef è la differenza tra la pressione totale e la pressione statica della roccia più la pressione della colonna d'acqua. A BdM, il raggio è di circa 2.500 m, w è di 20 m e l'h massimo stimato dal profilo sismico è di circa 100 m.D è dato da (E h3)/[12(1 – ν2)], dove E è il modulo di Young del deposito, ν è il coefficiente di Poisson (~0.5)33. Poiché le proprietà meccaniche dei sedimenti BdM non possono essere misurate, poniamo E = 140 kPa, che è un valore ragionevole per sedimenti sabbiosi costieri 47 simile a BdM14,24. Non consideriamo i valori di E più elevati riportati in letteratura per si depositi di argilla leggera (300 < E < 350.000 kPa)33,34 perché i depositi di BDM consistono principalmente di sabbia, non limo o argilla siltosa24. Otteniamo Pdef = 0,3 Pa, che è coerente con le stime dei processi di sollevamento del fondo marino in ambienti di bacini di idrati di gas, dove Pdef varia da 10-2 a 103 Pa, con valori inferiori che rappresentano un basso w/a e/o cosa. a causa della locale saturazione di gas del sedimento e/o della comparsa di fratture preesistenti può anche contribuire al cedimento e al conseguente rilascio di gas, consentendo la formazione delle strutture di ventilazione osservate. I profili sismici riflessi raccolti (Fig. 7) hanno indicato che i sedimenti PS sono stati sollevati dal GSL, spingendo verso l'alto i sedimenti marini MS sovrastanti, con conseguenti cumuli, pieghe, faglie e tagli sedimentari (Fig.7b,c). Ciò suggerisce che la vecchia pomice da 14,8 a 12 ka sia penetrata nello strato MS più giovane attraverso un processo di trasporto di gas verso l'alto. la migrazione dei gas nei sedimenti ha avuto anche l'effetto di scrubbing del materiale contenuto nel MS, spiegando la presenza di sedimenti caotici nelle carote a gravità campionate su BdM25. Inoltre, la sovrapressione del GSL crea un complesso sistema di fratture (faglia poligonale in Fig. 7b). Collettivamente, questa morfologia, struttura e insediamento stratigrafico, denominati "pagode"49,50, sono stati originariamente attribuiti a effetti secondari di vecchie formazioni glaciali e sono attualmente interpretati come effetti di risalita di gas31,33 o evaporiti50. Al margine continentale della Campania, i sedimenti evaporativi sono scarsi, almeno entro i 3 km superiori della crosta. Pertanto, è probabile che il meccanismo di crescita delle pagode BdM sia controllato dalla risalita di gas nei sedimenti. Questa conclusione è supportata dalla trasparente facies sismica della pagoda (Fig.7), così come i dati del nucleo gravitazionale come riportato in precedenza24, dove la sabbia attuale erutta con 'Pomici Principali'25 e 'Tufo Giallo di Napoli'26 Campi Flegrei. Inoltre, i depositi di PS hanno invaso e deformato lo strato superiore del MS (Fig. 7d). il gas entra dal basso;b) la miscela gas-sedimento si alza, che è la piegatura, la faglia e la frattura osservate Causa depositi MS (Figura 7). Un meccanismo di formazione simile è stato proposto per le pagode associate agli idrati di gas nel Mare della Scozia meridionale (Antartide). la stratigrafia del nucleo gravitazionale BdM, deduciamo che l'età di formazione delle strutture della pagoda sia inferiore a circa 14-12 ka. Inoltre, la crescita di queste strutture è ancora attiva (Fig. 7d) poiché alcune pagode hanno invaso e deformato l'attuale sabbia BdM sovrastante (Fig. 7d).
L'incapacità della pagoda di attraversare l'attuale fondale marino indica che (a) l'innalzamento del gas e/o la cessazione locale della miscelazione gas-sedimento, e/o (b) il possibile flusso laterale della miscela gas-sedimento non consente un processo di sovrapressione localizzato. la densità della miscela dovuta alla scomparsa della fornitura di gas. I risultati sopra riassunti e l'innalzamento controllato dalla galleggiabilità della pagoda ci permettono di stimare l'altezza della colonna d'aria hg. Plith di pressione del piatto sedimentario, cioè ρsg h, dove ρs è la densità del sedimento. In questo caso, il valore di hg richiesto per la galleggiabilità desiderata è dato da hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. 2.500 kg/m3, ρg è trascurabile perché ρw ≫ρg. Otteniamo hg = 245 m, un valore che rappresenta la profondità del fondo del GSL.ΔP è 2,4 MPa, che è la sovrapressione necessaria per rompere il fondale BdM e formare sfiati.
La composizione del gas BdM è coerente con le sorgenti del mantello alterate dall'aggiunta di fluidi associati alle reazioni di decarbonizzazione delle rocce crostali (Fig. 6). Allineamenti grossolani EW delle cupole BdM e dei vulcani attivi come Ischia, Campi Flegrei e Soma-Vesuvio, insieme alla composizione dei gas emessi, suggeriscono che i gas emessi dal mantello sotto l'intera regione vulcanica di Napoli sono mescolati. uivus) (Figg. 1b e 6).
Abbiamo concluso che nel Golfo di Napoli, a pochi chilometri dal porto di Napoli, esiste una struttura a cupola larga 25 km2 che è interessata da un processo di degassamento attivo e causato dal posizionamento di pagode e tumuli. Attualmente, le firme BdM suggeriscono che la turbolenza non magmatica53 può precedere il vulcanismo embrionale, cioè lo scarico precoce di magma e/o fluidi termici. Dovrebbero essere implementate attività di monitoraggio per analizzare l'evoluzione dei fenomeni e rilevare segnali geofisici indicativi di potenziali perturbazioni magmatiche.
I profili acustici della colonna d'acqua (2D) sono stati acquisiti durante la crociera SAFE_2014 (agosto 2014) sulla R/V Urania (CNR) dal National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). Il campionamento acustico è stato eseguito da un ecoscandaglio scientifico Simrad EK60 operante a 38 kHz. I dati acustici sono stati registrati a una velocità media di circa 4 km. definire la loro localizzazione nell'area di raccolta (tra 74 e 180 m slm). Misurare i parametri fisici e chimici nella colonna d'acqua mediante sonde multiparametriche (conducibilità, temperatura e profondità, CTD). I dati sono stati raccolti utilizzando una sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) ed elaborati utilizzando il software SBED-Win32 (Seasave, versione 7.23.2). dispositivo (veicolo telecomandato) con due telecamere (bassa e alta definizione).
L'acquisizione dei dati multibeam è stata eseguita utilizzando un sistema sonar multibeam Simrad EM710 da 100 KHz (Kongsberg). Il sistema è collegato a un sistema di posizionamento globale differenziale per garantire errori sub-metrici nel posizionamento del raggio. L'impulso acustico ha una frequenza di 100 KHz, un impulso di accensione di 150° gradi e un'intera apertura di 400 raggi. secondo lo standard dell'Organizzazione idrografica internazionale (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) per la navigazione e la correzione delle maree. La riduzione del rumore dovuta a punte accidentali dello strumento e all'esclusione del fascio di scarsa qualità è stata eseguita con strumenti di modifica della banda e anti-spiking. Il rilevamento continuo della velocità del suono viene eseguito da una stazione della chiglia situata vicino al trasduttore a più beam steering. L'intero set di dati è costituito da circa 440 km2 (0-1200 m di profondità). I dati sono stati utilizzati per fornire un modello digitale del terreno (DTM) ad alta risoluzione caratterizzato da una dimensione della cella della griglia di 1 m. Il DTM finale (Fig.1a) è stato fatto con i dati del terreno (>0 m sopra il livello del mare) acquisiti alla dimensione della cella della griglia di 20 m dall'Istituto Geo-Militare Italiano.
Un profilo di dati sismici a canale singolo ad alta risoluzione di 55 chilometri, raccolto durante crociere oceaniche sicure nel 2007 e nel 2014, ha coperto un'area di circa 113 chilometri quadrati, entrambi sulla R/V Urania. La firma della sorgente è costituita da un singolo picco positivo che è caratterizzato nell'intervallo di frequenza 1-10 kHz e consente di risolvere i riflettori separati da 25 cm. I profili sismici sicuri sono stati acquisiti utilizzando una sorgente sismica Geospark multi-punta da 1,4 Kj interfacciata con il software Geotrace (Geo Marine Survey System). Entrambi i dispositivi Safe e Marsik sono stati ottenuti a una velocità di 0,33 scatti/sec con una velocità del vaso <3 Kn. I dati sono stati elaborati e presentati utilizzando il software Geosuite Allworks con il seguente flusso di lavoro: correzione della dilatazione, silenziamento della colonna d'acqua, filtraggio IIR passa-banda da 2-6 KHz e AGC.
Il gas della fumarola sottomarina è stato raccolto sul fondo del mare utilizzando una scatola di plastica dotata di un diaframma di gomma nella parte superiore, posta capovolta dal ROV sopra lo sfiato. Una volta che le bolle d'aria che entrano nella scatola hanno completamente sostituito l'acqua di mare, il ROV è tornato a una profondità di 1 m e il subacqueo trasferisce il gas raccolto attraverso un setto di gomma in due palloni di vetro da 60 mL pre-evacuati dotati di rubinetti in teflon in cui uno è stato riempito con 20 mL di 5 Soluzione di N NaOH (pallone tipo Gegenbach). Le principali specie di gas acido (CO2 e H2S) sono disciolte nella soluzione alcalina, mentre le specie di gas a bassa solubilità (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e idrocarburi leggeri) sono immagazzinate nello spazio di testa della bottiglia di campionamento. rivelatore di conducibilità termica (TCD) 54. L'argon e l'O2 sono stati analizzati utilizzando un gascromatografo Thermo Focus dotato di una colonna a setaccio molecolare capillare lunga 30 m e TCD. Il metano e gli idrocarburi leggeri sono stati analizzati utilizzando un gascromatografo Shimadzu 14A dotato di una colonna in acciaio inossidabile lunga 10 m impaccata con Chromosorb PAW 80/100 mesh, rivestita con il 23% di SP 1700 e un rivelatore a ionizzazione di fiamma (FID). La fase liquida è stata utilizzato per l'analisi di 1) CO2, as, titolata con soluzione 0,5 N HCl (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, as, dopo ossidazione con 5 mL H2O2 (33%), mediante cromatografia ionica (IC) (IC) (Wantong 761). L'errore analitico di titolazione, analisi GC e IC è inferiore al 5%. espresso come δ13C-CO2% e V-PDB) è stato analizzato utilizzando uno spettrometro di massa Finningan Delta S55,56. Gli standard utilizzati per stimare la precisione esterna erano il marmo di Carrara e San Vincenzo (interno), NBS18 e NBS19 (internazionale), mentre l'errore analitico e la riproducibilità erano rispettivamente ±0,05% e ±0,1%.
I valori di δ15N (espressi come % vs. aria) e 40Ar/36Ar sono stati determinati utilizzando un gascromatografo (GC) Agilent 6890 N accoppiato a uno spettrometro di massa a flusso continuo Finnigan Delta plusXP. L'errore di analisi è: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. il campione e Ra hanno lo stesso rapporto nell'atmosfera: 1,39 × 10−6)57 è stato determinato presso il laboratorio dell'INGV-Palermo (Italia) 3He, 4He e 20Ne sono stati determinati utilizzando uno spettrometro di massa a doppio collettore (Helix SFT-GVI)58 dopo la separazione di He e Ne. Errore di analisi ≤ 0,3%.
Come citare questo articolo: Passaro, S. et al.Il sollevamento del fondale marino guidato da un processo di degassamento rivela l'attività vulcanica in erba lungo la costa.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
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