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Relatamos evidências de soerguimento ativo do fundo do mar e emissões de gás a vários quilômetros da costa do porto de Nápoles (Itália).Pockmarks, montes e crateras são características do fundo do mar.Essas formações representam os topos de estruturas crustais rasas, incluindo pagodes, falhas e dobras que afetam o fundo do mar hoje.Eles registraram a ascensão, pressurização e liberação de hélio e dióxido de carbono em reações de descarbonização de derretimentos do manto e rochas da crosta.Esses gases são provavelmente semelhantes aos que alimentam os sistemas hidrotermais de Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesúvio, sugerindo uma fonte mantélica misturada com fluidos crustais abaixo do Golfo de Nápoles. A expansão submarina e a ruptura causada pelo processo de elevação de gás e pressurização requerem uma sobrepressão de 2-3 MPa. Soerguimentos, falhas e emissões de gás no fundo do mar são manifestações de turbulências não vulcânicas que podem anunciar erupções no fundo do mar e/ou explosões hidrotermais.
Descargas hidrotermais (água quente e gás) em águas profundas são uma característica comum das dorsais meso-oceânicas e margens de placas convergentes (incluindo partes submersas de arcos insulares), enquanto descargas frias de hidratos de gás (clatratos) são frequentemente características de plataformas continentais e margens passivas1, 2,3,4,5. de magma através das camadas superiores da crosta terrestre e culminam na erupção e colocação de montes submarinos vulcânicos6. Portanto, a identificação de (a) morfologias associadas à deformação ativa do fundo do mar e (b) emissões de gás perto de áreas costeiras povoadas, como a região vulcânica de Nápoles, na Itália (~ 1 milhão de habitantes), é crítica para avaliar possíveis vulcões. e propriedades biológicas, as exceções são feições morfológicas associadas a águas mais rasas, exceto as que ocorrem no Lago 12, existem relativamente poucos registros. Aqui, apresentamos novos dados batimétricos, sísmicos, de coluna d'água e geoquímicos para uma região subaquática, morfológica e estruturalmente complexa, afetada por emissões de gases no Golfo de Nápoles (sul da Itália), a aproximadamente 5 km do porto de Nápoles. Esses dados foram coletados durante o cruzeiro SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo do R /V Urania. Descrevemos e interpretamos o fundo do mar e as estruturas de subsuperfície onde ocorrem as emissões de gases, investigamos as fontes de fluidos de ventilação, identificamos e caracterizamos os mecanismos que regulam o aumento do gás e a deformação associada e discutimos os impactos da vulcanologia.
O Golfo de Nápoles forma a margem oeste do Plio-Quaternário, a depressão tectônica alongada da Campânia13,14,15.EW de Ischia (ca. 150-1302 dC), a cratera Campi Flegre (ca. 300-1538) e Soma-Vesúvio (de <360-1944). (Fig. 1a). O Golfo de Nápoles é afetado pelas falhas significativas predominantes NE-SW e secundárias NW-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesúvio são caracterizados por manifestações hidrotermais, deformação do solo e sismicidade rasa16,17,18 (por exemplo, o evento turbulento em Campi Flegrei em 1982-1984, com elevação de 1,8 m e milhares de terremotos).Estudos recentes19,20 sugerem que pode haver uma ligação entre a dinâmica de Soma-Vesúvio e a de Campi Flegre, possivelmente associada a reservatórios de magma únicos 'profundos'. o sistema sedimentar offshore raso, que foi posteriormente preenchido por eventos transgressivos durante o Pleistoceno-Holoceno Superior. Emissões de gases submarinos foram detectadas ao redor da ilha de Ischia e ao largo da costa de Campi Flegre e perto do Monte Soma-Vesúvio (Fig.1b).
(a) Arranjos morfológicos e estruturais da plataforma continental e do Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Os pontos são os principais centros de erupção submarina;linhas vermelhas representam grandes falhas.(b) Batimetria da Baía de Nápoles com saídas de fluido detectadas (pontos) e traços de linhas sísmicas (linhas pretas). As linhas amarelas são as trajetórias das linhas sísmicas L1 e L2 relatadas na Figura 6. -Os quadros EM50 e ROV são relatados na Fig. 5. O círculo amarelo marca o local da descarga de gás de amostragem e sua composição é mostrada na Tabela S1.Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) usa gráficos gerados pelo Surfer® 13.
Com base nos dados obtidos durante o cruzeiro SAFE_2014 (agosto de 2014) (consulte Métodos), um novo Modelo Digital de Terreno (DTM) do Golfo de Nápoles com resolução de 1 m foi construído. O DTM mostra que o fundo do mar ao sul do Porto de Nápoles é caracterizado por uma superfície levemente inclinada voltada para o sul (inclinação ≤3°) interrompida por uma estrutura em forma de cúpula de 5,0 × 5,3 km, conhecida localmente como Banco della Montagna (BdM).Fig .1a,b). O BdM desenvolve-se a uma profundidade de cerca de 100 a 170 metros, 15 a 20 metros acima do fundo do mar circundante. A cúpula do BdM exibia uma morfologia semelhante a um monte devido a 280 montes subcirculares a ovais (Fig. 2a), 665 cones e 30 poços (Figs. 3 e 4). O monte tem uma altura e circunferência máximas de 22 m e 1.800 m, respectivamente. A circularidade [C = 4π(área/perímetro2)] dos montículos diminuiu com o aumento do perímetro (Fig. 2b). As razões axiais para montículos variaram entre 1 e 6,5, com montículos com uma razão axial > 2 mostrando uma direção N45°E + 15° preferida e uma direção secundária mais dispersa, N105°E a N145°E (Fig. 2c).Cones simples ou alinhados existem no plano BdM e no topo do montículo (Fig. 3a,b). Os arranjos cônicos seguem o arranjo dos montículos nos quais estão localizados.Pockmarks são comumente localizados no fundo do mar plano (Fig. 3c) e ocasionalmente em montículos.a rota NW-SE menos extensa está localizada na região central de BdM.
(a) Modelo digital de terreno (tamanho de célula de 1 m) da cúpula do Banco della Montagna (BdM).(b) Perímetro e arredondamento dos montes BdM.(c) Razão axial e ângulo (orientação) do eixo principal da elipse de melhor ajuste ao redor do monte. O erro padrão do modelo de terreno digital é de 0,004 m;os erros padrão de perímetro e arredondamento são 4,83 m e 0,01, respectivamente, e os erros padrão de razão axial e ângulo são 0,04 e 3,34°, respectivamente.
Detalhes de cones, crateras, montes e poços identificados na região BdM extraídos do DTM na Figura 2.
(a) Cones de alinhamento em um leito marinho plano;(b) cones e crateras em montes delgados NW-SE;(c) marcas de varíola em uma superfície levemente mergulhada.
(a) Distribuição espacial das crateras detectadas, poços e descargas de gás ativo. (b) Densidade espacial das crateras e poços relatados em (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emissões gasosas na região de BdM a partir de imagens de ecossonda da coluna de água do ROV e observações diretas do fundo do mar obtidas durante o cruzeiro SAFE_2014 em agosto de 2014 (Figuras 4 e 5). amplamente: de fluxos contínuos e densos de bolhas a fenômenos de curta duração (Filme complementar 1). A inspeção do ROV permite a verificação visual da ocorrência de respiradouros de fluidos no fundo do mar e destaca pequenas marcas no fundo do mar, às vezes cercadas por sedimentos vermelhos a laranjas (Fig. 5b). Em alguns casos, os canais do ROV reativam as emissões. A morfologia do respiradouro mostra uma abertura circular no topo sem alargamento na coluna de água. .5c,d). Em particular, o pH acima da descarga de gás BdM a 75 m de profundidade diminuiu de 8,4 (a 70 m de profundidade) para 7,8 (a 75 m de profundidade) (Fig. 5c), enquanto outros locais no Golfo de Nápoles tiveram valores de pH entre 0 e 160 m no intervalo de profundidade entre 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). Mudanças significativas na temperatura e salinidade da água do mar estavam faltando em dois locais dentro e fora da área BdM do Golfo de Nápoles. A uma profundidade de 70 m, a temperatura é de 15 °C e a salinidade é de cerca de 38 PSU (Fig. 5c,d). Medições de pH, temperatura e salinidade indicaram: a) a participação de fluidos ácidos associados ao processo de desgaseificação BdM e b) a ausência ou descarga muito lenta de fluidos térmicos e salmoura.
(a) Janela de aquisição do perfil acústico da coluna de água (ecómetro Simrad EK60). Faixa vertical verde correspondente ao flare de gás detetado na descarga de fluido EM50 (cerca de 75 m abaixo do nível do mar) localizada na região de BdM;os sinais multiplex do fundo e do fundo do mar também são mostrados (b) coletados com um veículo de controle remoto na região BdM A foto única mostra uma pequena cratera (círculo preto) cercada por sedimento vermelho a laranja. (c,d) Dados CTD da sonda multiparâmetros processados ​​usando o software SBED-Win32 (Seasave, versão 7.23.2). Padrões de parâmetros selecionados (salinidade, temperatura, pH e oxigênio) da coluna de água acima da descarga de fluido EM50 (painel c) e fora do Bd m painel da área de descarga (d).
Coletamos três amostras de gás da área de estudo entre 22 e 28 de agosto de 2014. Essas amostras apresentaram composições semelhantes, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguidas por concentrações relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), enquanto H2 e He foram menos abundantes (<0,052 e <0,01 6 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Tabela S1, Filme Suplementar 2). Concentrações relativamente altas de O2 e Ar também foram medidas (até 3,2 e 0,18 mmol/mol, respectivamente). O valor de Ar/36Ar é consistente com o ar (295,5), embora a amostra EM35 (cúpula BdM) tenha um valor de 304, mostrando um ligeiro excesso de 40Ar. 4He/20Ne ratio) estavam entre 1,66 e 1,94, indicando a presença de uma grande fração do manto He.Ao combinar o isótopo do hélio com o CO2 e seu isótopo estável 22, a fonte das emissões no BdM pode ser ainda mais esclarecida.No mapa de CO2 para CO2/3He versus δ13C (Fig.6), a composição do gás BdM é comparada com a das fumarolas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesúvio. A Figura 6 também relata linhas de mistura teórica entre três fontes de carbono diferentes que podem estar envolvidas na produção de gás BdM: fusões derivadas do manto dissolvidas, sedimentos ricos em orgânicos e carbonatos. dióxido de carbono em relação aos MORBs clássicos para fins de ajuste dos dados) e reações causadas pela descarbonização crustal A rocha gasosa resultante.
Linhas híbridas entre a composição do manto e membros finais de calcário e sedimentos orgânicos são relatados para comparação. As caixas representam as áreas de fumarola de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvius 59, 60, 61. A amostra BdM está na tendência mista do vulcão da Campânia.
As seções sísmicas L1 e L2 (Figs. 1b e 7) mostram a transição entre BdM e as sequências estratigráficas distais das regiões vulcânicas de Somma-Vesúvio (L1, Fig. 7a) e Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM é caracterizado pela presença de duas formações sísmicas principais (MS e PS na Fig. 7). O superior (MS) mostra refletores subparalelos de amplitude alta a moderada e continuidade lateral (Fig. 7b,c).Esta camada inclui sedimentos marinhos arrastados pelo sistema Último Máximo Glacial (LGM) e consiste em areia e argila23.A camada PS subjacente (Fig. 7b-d) é caracterizada por uma fase caótica a transparente na forma de colunas ou ampulhetas.O topo dos sedimentos PS formou montes no fundo do mar (Fig. 7d). s e falhas que afetam a camada MS e os sedimentos atuais sobrejacentes do fundo do mar BdM (Fig. 7b-d). O intervalo estratigráfico MS é claramente delaminado na porção ENE da seção L1, enquanto esbranquiça em direção ao BdM devido à presença de uma camada saturada de gás (GSL) coberta por alguns níveis internos da sequência MS (Fig.7a). Os testemunhos de gravidade recolhidos no topo do BdM correspondente à camada sísmica transparente indicam que os 40 cm superiores consistem em areia depositada recentemente até ao presente;)24,25 e fragmentos de pedra-pomes da erupção explosiva de Campi Flegrei de “Nápoles Yellow Tuff” (14,8 ka)26. A fase transparente da camada PS não pode ser explicada apenas por processos de mistura caótica, porque as camadas caóticas associadas a deslizamentos de terra, fluxos de lama e fluxos piroclásticos encontrados fora do BdM no Golfo de Nápoles são acusticamente opacas21,23,24. Concluímos que as fácies sísmicas BdM PS observadas, bem como a aparência da camada PS de afloramento submarino (Fig. 7d) reflete o soerguimento do gás natural.
(a) Perfil sísmico de trilha única L1 (traço de navegação na Fig. 1b) mostrando um arranjo espacial colunar (pagode). O pagode consiste em depósitos caóticos de pedra-pomes e areia. A camada saturada de gás que existe abaixo do pagode remove a continuidade das formações mais profundas. (b) Perfil sísmico de canal único L2 (traço de navegação na Fig. 1b), destacando incisões e deformações de montes do fundo do mar, marinhos (MS) e depósitos de areia de pedra-pomes (PS). (c) Os detalhes da deformação em MS e PS são relatados em (c,d). Assumindo uma velocidade de 1580 m/s no sedimento superior, 100 ms representa cerca de 80 m na escala vertical.
As características morfológicas e estruturais do BdM são semelhantes a outros campos submarinos hidrotermais e hidratos de gás globalmente2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e são frequentemente associados a elevações (abóbadas e montes) e descarga de gás (cones, poços). unds, poços e respiradouros ativos sugerem que sua distribuição é parcialmente controlada pelas fraturas de impacto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Estas são as greves preferidas dos sistemas de falhas que afetam as áreas vulcânicas de Campi Flegrei e Somma-Vesúvio e o Golfo de Nápoles. Em particular, a estrutura do primeiro controla a localização da descarga hidrotérmica da cratera de Campi Flegrei35. à superfície, uma característica compartilhada por outros sistemas hidrotermais estruturalmente controlados36,37. Notavelmente, cones e poços BdM nem sempre foram associados a montes (Fig.3a,c). Isso sugere que esses montes não representam necessariamente precursores da formação de poços, como outros autores sugeriram para zonas de hidratos de gás32,33.
As três emissões gasosas recolhidas apresentam assinaturas químicas típicas de fluidos hidrotermais, nomeadamente CO2 com concentrações significativas de gases redutores (H2S, CH4 e H2) e hidrocarbonetos leves (especialmente benzeno e propeno)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabela S1). em água do mar entrando em contato com gases armazenados em caixas plásticas utilizadas para amostragem, pois os ROVs são extraídos do fundo do oceano para o mar se revoltar. Por outro lado, valores positivos de δ15N e um alto N2/Ar (até 480) significativamente superior ao ASW (água saturada de ar) sugerem que a maior parte do N2 é produzida a partir de fontes extra-atmosféricas, de acordo com a origem hidrotermal predominante desses gases. A origem hidrotermal-vulcânica do gás BdM é confirmada pelo CO 2 e He e suas assinaturas isotópicas. Isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) e valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) sugerem que as amostras de BdM pertencem a uma tendência mista de fumarolas em torno dos membros finais do manto do Golfo de Nápoles e descarbonização A relação entre os gases produzidos pela reação (Figura 6). Mais especificamente, o BdM as amostras de gás estão localizadas ao longo da tendência de mistura aproximadamente no mesmo local que os fluidos dos vulcões adjacentes Campi Flegrei e Somma-Veusivus. Eles são mais crustais do que as fumarolas Ischia, que estão mais próximas do final do manto. ;Tabela S1). Isso sugere que a adição e acúmulo de He radiogênico se originou da mesma fonte de magma que alimentou os vulcões Somma-Vesúvio e Campi Flegrei.
Com base nos dados relatados acima e nos resultados de modelos experimentais de estruturas semelhantes a cúpulas associadas a regiões submarinas ricas em gás, a pressurização de gás profundo pode ser responsável pela formação de cúpulas BdM em escala de quilômetros. e espessura h do (Fig. Suplementar S1). Pdef é a diferença entre a pressão total e a pressão estática da rocha mais a pressão da coluna de água. Em BdM, o raio é de cerca de 2.500 m, w é de 20 m e o h máximo estimado a partir do perfil sísmico é de cerca de 100 m. Calculamos Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 da relação, onde D é a rigidez à flexão;D é dado por (E h3)/[12(1 – ν2)], onde E é o módulo de Young do depósito, ν é a razão de Poisson (~0,5)33. Como as propriedades mecânicas dos sedimentos BdM não podem ser medidas, definimos E = 140 kPa, que é um valor razoável para sedimentos arenosos costeiros 47 semelhantes a BdM14,24. Não consideramos os valores E mais altos relatados na literatura para sedimentos siltosos depósitos de argila (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque os depósitos BDM consistem principalmente em areia, não silte ou argila siltosa24. Obtemos Pdef = 0,3 Pa, o que é consistente com estimativas de processos de soerguimento do fundo do mar em ambientes de bacia de hidratos de gás, onde Pdef varia de 10-2 a 103 Pa, com valores mais baixos representando baixo w/a e/ou o quê.No BdM, redução de rigidez devido ao gás local a saturação do sedimento e/ou o aparecimento de fraturas pré-existentes também podem contribuir para a falha e consequente liberação de gás, permitindo a formação das estruturas de ventilação observadas.7b,c). Isso sugere que a pedra-pomes de 14,8 a 12 ka invadiu a camada MS mais jovem por meio de um processo de transporte de gás ascendente. As características morfológicas da estrutura BdM podem ser vistas como o resultado da sobrepressão criada pela descarga de fluido produzida pelo GSL. Dado que a descarga ativa pode ser vista do fundo do mar até mais de 170 m bsl48, assumimos que a sobrepressão do fluido dentro do GSL excede 1.700 kPa .A migração ascendente de gases nos sedimentos também teve o efeito de esfregar o material contido no MS, explicando a presença de sedimentos caóticos em núcleos de gravidade amostrados no BdM25. Além disso, a sobrepressão do GSL cria um sistema de fratura complexo (falha poligonal na Fig. 7b). Coletivamente, essa morfologia, estrutura e assentamento estratigráfico, referido como "pagodes"49,50, foram originalmente atribuídos a efeitos secundários de antigas formações glaciais e são atualmente interpretados como os efeitos do gás ascendente31,33 ou evaporitos50.Na margem continental da Campânia, os sedimentos evaporativos são escassos, pelo menos nos 3 km superiores da crosta.Portanto, é provável que o mecanismo de crescimento dos pagodes BdM seja controlado pelo aumento de gás nos sedimentos.Esta conclusão é suportada pelas fácies sísmicas transparentes do pagode (Fig.7), bem como dados de núcleo de gravidade conforme relatado anteriormente24, onde a areia atual entra em erupção com 'Pomici Principali'25 e 'Nápoles Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Além disso, depósitos de PS invadiram e deformaram a camada MS superior (Fig. 7d). Este arranjo estrutural sugere que o pagode representa uma estrutura de levante e não apenas um gasoduto. Assim, dois processos principais regem a formação do pagode: a) a densidade do sedimento mole diminui à medida que o gás entra por baixo;b) a mistura gás-sedimento sobe, que é o dobramento, falhamento e fratura observados nos depósitos de MS da Causa (Figura 7). do núcleo de gravidade BdM, inferimos que a idade de formação das estruturas de pagode é inferior a cerca de 14-12 ka. Além disso, o crescimento dessas estruturas ainda está ativo (Fig. 7d), pois alguns pagodes invadiram e deformaram a areia BdM atual sobrejacente (Fig. 7d).
A falha do pagode em cruzar o fundo do mar atual indica que (a) ascensão de gás e/ou cessação local da mistura gás-sedimento, e/ou (b) possível fluxo lateral da mistura gás-sedimento não permite um processo de sobrepressão localizada. da mistura devido ao desaparecimento do suprimento de gás. Os resultados resumidos acima e a ascensão controlada pela flutuabilidade do pagode nos permitem estimar a altura da coluna de ar hg. A flutuabilidade é dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), onde g é a gravidade (9,8 m/s2) e ρw e ρg são as densidades de água e gás, respectivamente.ΔP é a soma da Pdef calculada anteriormente e a pressão litostática Plith da placa de sedimentos, ou seja, ρsg h, onde ρs é a densidade do sedimento. Neste caso, o valor de hg necessário para a flutuabilidade desejada é dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. elegível porque ρw ≫ρg. Obtemos hg = 245 m, um valor que representa a profundidade do fundo do GSL.ΔP é 2,4 MPa, que é a sobrepressão necessária para quebrar o fundo do mar BdM e formar respiradouros.
A composição do gás BdM é consistente com fontes do manto alteradas pela adição de fluidos associados com reações de descarbonização de rochas da crosta (Fig. 6). Alinhamentos EW aproximados de cúpulas BdM e vulcões ativos como Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesúvio, juntamente com a composição dos gases emitidos, sugerem que os gases emitidos do manto abaixo de toda a região vulcânica de Nápoles são misturados. ma-Vesuivus) (Figs. 1b e 6).
Concluímos que na baía de Nápoles, a poucos quilómetros do porto de Nápoles, existe uma estrutura em forma de cúpula com 25 km2 de largura que é afetada por um processo de desgaseificação ativa e causada pela colocação de pagodes e montes. Atualmente, as assinaturas do BdM sugerem que a turbulência não magmática53 pode ser anterior ao vulcanismo embrionário, ou seja, a descarga precoce de magma e/ou fluidos termais. Atividades de monitoramento devem ser implementadas para analisar a evolução dos fenômenos e detectar geoquímica e geo sinais físicos indicativos de potenciais distúrbios magmáticos.
Os perfis acústicos da coluna de água (2D) foram adquiridos durante o cruzeiro SAFE_2014 (agosto de 2014) no R/V Urania (CNR) pelo National Research Council Institute of Coastal Marine Environment (IAMC). descargas e definir com precisão a sua localização na área de coleta (entre 74 e 180 m bsl). Medir parâmetros físicos e químicos na coluna de água usando sondas multiparâmetros (condutividade, temperatura e profundidade, CTD). Os dados foram coletados usando uma sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) (GEItaliana) Dispositivo ROV (veículo operado remotamente) com duas câmeras (baixa e alta definição).
A aquisição de dados multifeixe foi realizada usando um sistema de sonar multifeixe Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). es) de acordo com o padrão da Organização Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para navegação e correção de maré. A redução de ruído devido a picos acidentais de instrumentos e exclusão de feixe de baixa qualidade foi realizada com edição de banda e ferramentas de remoção de pico. velocidade do som para direção adequada do feixe. Todo o conjunto de dados consiste em aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidade). Os dados foram usados ​​para fornecer um modelo de terreno digital (DTM) de alta resolução caracterizado por um tamanho de célula de grade de 1 m. O DTM final (Fig.1a) foi feito com dados de terreno (>0 m acima do nível do mar) adquiridos no tamanho da célula de grade de 20 m pelo Instituto Geo-Militar italiano.
Um perfil de dados sísmicos de canal único de alta resolução de 55 quilômetros, coletados durante cruzeiros marítimos seguros em 2007 e 2014, cobriu uma área de aproximadamente 113 quilômetros quadrados, ambos no R/V Urania. .A assinatura da fonte consiste em um único pico positivo que é caracterizado na faixa de frequência de 1-10 kHz e permite resolver refletores separados por 25 cm.Perfis sísmicos seguros foram adquiridos usando uma fonte sísmica Geospark multiponta de 1,4 Kj com interface com o software Geotrace (Geo Marine Survey System). 30 cm. Ambos os dispositivos Safe e Marsik foram obtidos a uma taxa de 0,33 disparos/s com uma velocidade do vaso <3 Kn. Os dados foram processados ​​e apresentados usando o software Geosuite Allworks com o seguinte fluxo de trabalho: correção de dilatação, silenciamento da coluna de água, filtragem IIR passa-banda de 2-6 KHz e AGC.
O gás da fumarola subaquática foi coletado no fundo do mar usando uma caixa de plástico equipada com um diafragma de borracha em sua parte superior, colocada de cabeça para baixo pelo ROV sobre o respiradouro. Uma vez que as bolhas de ar entrando na caixa substituíram completamente a água do mar, o ROV volta a uma profundidade de 1 m e o mergulhador transfere o gás coletado através de um septo de borracha para dois frascos de vidro pré-evacuados de 60 mL equipados com torneiras de Teflon nos quais um foi preenchido com 20 mL de 5 Solução de N NaOH (frasco do tipo Gegenbach). As principais espécies de gases ácidos (CO2 e H2S) são dissolvidas na solução alcalina, enquanto as espécies de gases de baixa solubilidade (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e hidrocarbonetos leves) são armazenadas no headspace do frasco de amostragem. detector de condutividade (TCD) 54. Argônio e O2 foram analisados ​​usando um cromatógrafo a gás Thermo Focus equipado com uma coluna de peneira molecular capilar de 30 m de comprimento e TCD. Metano e hidrocarbonetos leves foram analisados ​​usando um cromatógrafo a gás Shimadzu 14A equipado com uma coluna de aço inoxidável de 10 m de comprimento empacotada com malha Chromosorb PAW 80/100, revestida com 23% SP 1700 e um detector de ionização de chama (FID). a fase líquida foi usada para a análise de 1) CO2, como, titulado com solução de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, como, após oxidação com 5 mL H2O2 (33%), por cromatografia de íons (IC) (IC) (Wantong 761). O erro analítico da titulação, análise de GC e IC é inferior a 5%. expresso como δ13C-CO2% e V-PDB) foi analisado usando um espectrômetro de massa Finningan Delta S55,56. Os padrões usados ​​para estimar a precisão externa foram os mármores Carrara e San Vincenzo (interno), NBS18 e NBS19 (internacional), enquanto o erro analítico e a reprodutibilidade foram ±0,05% e ±0,1%, respectivamente.
Os valores de δ15N (expresso como % vs. Ar) e 40Ar/36Ar foram determinados usando um cromatógrafo a gás (GC) Agilent 6890 N acoplado a um espectrômetro de massa de fluxo contínuo Finnigan Delta plusXP. O erro de análise é: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. amostra e Ra é a mesma proporção na atmosfera: 1,39 × 10−6)57 foi determinado no laboratório de INGV-Palermo (Itália) 3He, 4He e 20Ne foram determinados usando um espectrômetro de massa de coletor duplo (Helix SFT-GVI)58 após a separação de He e Ne. Erro de análise ≤ 0,3%. Brancos típicos para He e Ne são <10-14 e <10-16 mol, respectivamente .
Como citar este artigo: Passaro, S. et al.A elevação do fundo do mar impulsionada por um processo de desgaseificação revela atividade vulcânica em brotamento ao longo da costa.science.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
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