Vă mulțumim că vizitați Nature.com.Versiunea de browser pe care o utilizați are suport limitat pentru CSS. Pentru cea mai bună experiență, vă recomandăm să utilizați un browser actualizat (sau să dezactivați modul de compatibilitate în Internet Explorer). Între timp, pentru a asigura suport continuu, vom afișa site-ul fără stiluri și JavaScript.
Raportăm dovezi ale ridicării active a fundului mării și emisiilor de gaze la câțiva kilometri în larg de portul Napoli (Italia). Urmele, movilele și craterele sunt caracteristici ale fundului mării. Aceste formațiuni reprezintă vârfurile structurilor crustale de mică adâncime, inclusiv pagode, falii și pliuri care afectează fundul mării astăzi. Topurile și rocile crustale. Aceste gaze sunt probabil similare cu cele care alimentează sistemele hidrotermale din Ischia, Campi Flegre și Soma-Vesuvius, sugerând o sursă de manta amestecată cu fluide crustale de sub Golful Napoli. de răsturnări non-vulcanice care pot anunta erupții ale fundului mării și/sau explozii hidrotermale.
Descărcările hidrotermale de adâncime (apă caldă și gaze) sunt o caracteristică comună a crestelor mijlocii oceanice și a marginilor plăcilor convergente (inclusiv părțile scufundate ale arcurilor insulelor), în timp ce evacuările reci de hidrați de gaz (clatrați) sunt adesea caracteristice platformelor continentale și marginilor pasive1, 2,3,4,5. rezervoare) în crusta continentală și/sau manta. Aceste deversări pot preceda ascensiunea magmei prin straturile superioare ale scoarței terestre și pot culmina cu erupția și amplasarea munților submarini vulcanici. locuitori) este critică pentru evaluarea posibililor vulcani. Erupție superficială. În plus, în timp ce caracteristicile morfologice asociate cu emisiile de gaze hidrotermale sau hidrate de adâncime sunt relativ bine cunoscute datorită proprietăților lor geologice și biologice, excepțiile sunt caracteristicile morfologice asociate cu ape mai puțin adânci, cu excepția celor care apar în Lacul 12, înregistrăm relativ puține date geochimice și seismice. pentru o regiune subacvatică complexă din punct de vedere morfologic și structural, afectată de emisiile de gaze din Golful Napoli (Sudul Italiei), la aproximativ 5 km de portul Napoli. Aceste date au fost culese în timpul croaziei SAFE_2014 (august 2014) la bordul R/V Urania. Descriem și interpretăm fundul mării și sub suprafață, identificăm mecanismele de evacuare a gazelor, identifică sursele de gaze și de gaze, analizează mecanismele de evacuare a fluidelor și gazele. ridicarea și deformarea asociată și discutați impactul vulcanologic.
Golful Napoli formează marginea vestică plio-cuaternară, depresiunea tectonică alungită NV-SE Campania13,14,15.EW Ischia (cca. 150-1302 d.Hr.), craterul Campi Flegre (cca. 300-1538) și Soma-Vesuvius (din aranjamentul de la nord la nord, în timp ce aranjamentul < 1944) d.Hr. se învecinează cu Peninsula Sorrento (Fig. 1a). Golful Napoli este afectat de faliile semnificative predominante NE-SV și secundare NV-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei și Somma-Vesuvius sunt caracterizate prin manifestări hidrotermale, deformare a solului și evenimente de mică adâncime la campare, turbulențe seismice, 116 1982-1984, cu ridicare de 1,8 m și mii de cutremure). Studii recente19,20 sugerează că ar putea exista o legătură între dinamica Soma-Vesuvius și cea a Campi Flegre, posibil asociată cu rezervoare unice de magmă „profunde”. a controlat sistemul sedimentar al Golfului Napoli. Nivelul scăzut al mării la ultimul maxim glaciar (18 ka) a condus la regresia sistemului sedimentar offshore-profunzime, care a fost ulterior umplut de evenimente transgresive din Pleistocenul târziu-Holocen.1b).
(a) Aranjamentele morfologice și structurale ale platformei continentale și ale Golfului Napoli 15, 23, 24, 48. Punctele sunt centre majore de erupție submarină;liniile roșii reprezintă erori majore.(b) Batimetria Golfului Napoli cu orificii de fluide detectate (puncte) și urme de linii seismice (linii negre). Liniile galbene sunt traiectorii liniilor seismice L1 și L2 raportate în Figura 6. Limitele structurilor sub formă de dom Banco della Montagna (BdM) sunt marcate cu liniile galbene ale coloanei de apă, marcajul albastru. profilele, iar cadrele CTD-EMBlank, CTD-EM50 și ROV sunt raportate în Fig. 5. Cercul galben marchează locația evacuarii gazului de prelevare, iar compoziția sa este prezentată în Tabelul S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) folosește grafica generată de Surfer® 13.
Pe baza datelor obținute în timpul croazierei SAFE_2014 (august 2014) (vezi Metode), a fost construit un nou model digital de teren (DTM) al Golfului Napoli cu o rezoluție de 1 m. DTM arată că fundul mării la sud de Portul Napoli este caracterizat de o pantă ușor orientată spre sud (întreruptă de 3° 5 ≤ suprafață) structura, cunoscută local ca Banco della Montagna (BdM).Fig.1a,b).BdM se dezvoltă la o adâncime de aproximativ 100 până la 170 de metri, 15 până la 20 de metri deasupra fundului mării înconjurătoare. și, respectiv, 1.800 m. Circularitatea [C = 4π(aria/perimetrul2)] a movilelor a scăzut odată cu creșterea perimetrului (Fig. 2b). Rapoartele axiale pentru movile au variat între 1 și 6,5, cu movilele cu un raport axial > 2 arătând un N45°E + 15° N preferat și un N45°E + 15° mai dispersat la N E15, mai dispersat la NE, mai dispersat la 15°E. lovitură (fig. 2c).Conurile unice sau aliniate există pe planul BdM și în partea de sus a movilei (Fig. 3a,b). Aranjamentele conice urmează aranjarea movilelor pe care sunt amplasate. Pockmarks sunt situate în mod obișnuit pe fundul mării plat (Fig. 3c) și ocazional pe movile. Densitățile spațiale ale conurilor demonstrează că alinierea predominantă nord-est și sud-vest delimitează borna nord-vest. ndarii cupolei BdM (Fig. 4a,b);traseul mai puțin extins NV-SE este situat în regiunea BdM centrală.
(a) Modelul digital de teren (dimensiunea celulei de 1 m) al domului Banco della Montagna (BdM). (b) Perimetrul și rotunjimea movilelor BdM. (c) Raportul axial și unghiul (orientarea) axei majore a elipsei celei mai bune din jurul movilei. Eroarea standard a modelului Digital Terrain este de 0,004 m;erorile standard de perimetru și rotunjime sunt 4,83 m și, respectiv, 0,01, iar erorile standard ale raportului axial și unghiului sunt 0,04 și respectiv 3,34°.
Detalii ale conurilor, craterelor, movilelor și gropilor identificate din regiunea BdM extrase din DTM în Figura 2.
(a) Conuri de aliniere pe un fund plat al mării;(b) conuri și cratere pe movilele subțiri NV-SE;(c) urme pe o suprafață ușor scufundată.
(a) Distribuția spațială a craterelor, gropilor și descărcărilor de gaze active detectate. (b) Densitatea spațială a craterelor și gropilor raportate la (a) (număr/0,2 km2).
Am identificat 37 de emisii gazoase în regiunea BdM din imagini cu sondele de coloană de apă ale ROV și observații directe ale fundului mării dobândite în timpul croazierei SAFE_2014 din august 2014 (Figurile 4 și 5). Anomaliile acustice ale acestor emisii arată forme alungite pe verticală care se ridică de pe fundul mării (în unele locuri, între 70 și 12). Anomaliile acustice au format un „tren” aproape continuu. Penelele observate variază foarte mult: de la fluxuri de bule continue, dense la fenomene de scurtă durată (filmul suplimentar 1). Inspecția ROV permite verificarea vizuală a apariției orificiilor de aerisire a fluidului de pe fundul mării și evidențiază mici urme pe fundul mării, uneori înconjurate de canale roșii până la 5 sedimente portocalii. Morfologia ventilației arată o deschidere circulară în partea superioară, fără erupție în coloana de apă. pH-ul în coloana de apă chiar deasupra punctului de descărcare a arătat o scădere semnificativă, indicând condiții mai acide la nivel local (Fig.5c,d).În special, pH-ul deasupra debitului de gaz BdM la 75 m adâncime a scăzut de la 8,4 (la 70 m adâncime) la 7,8 (la 75 m adâncime) (Fig. 5c), în timp ce alte site-uri din Golful Napoli au avut valori pH între 0 și 160 m în intervalul 8.5.3. în apa de mare, temperatura și salinitatea lipseau în două locuri din interiorul și exteriorul zonei BdM a Golfului Napoli. La o adâncime de 70 m, temperatura este de 15 °C și salinitatea este de aproximativ 38 PSU (Fig. 5c,d). Măsurătorile pH-ului, temperaturii și salinității au indicat: a) participarea proceselor de acid B și absența fluidelor foarte lente sau de degazare asociată cu descărcarea B) lichide mal și saramură.
(a) Fereastra de achiziție a profilului acustic al coloanei de apă (echometru Simrad EK60).Bandă verde verticală corespunzătoare erupției de gaz detectată pe evacuarea fluidului EM50 (aproximativ 75 m sub nivelul mării) situată în regiunea BdM;semnalele multiplex de fund și fundul mării sunt, de asemenea, afișate (b) colectate cu un vehicul controlat de la distanță în regiunea BdM. Fotografia unică arată un crater mic (cerc negru) înconjurat de sediment roșu până la portocaliu. descărcare EM50 (panoul c) și în afara panoului zonei de descărcare Bdm (d).
Am colectat trei probe de gaze din zona de studiu în perioada 22-28 august 2014. Aceste probe au prezentat compoziții similare, dominate de CO2 (934-945 mmol/mol), urmate de concentrații relevante de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) și H2S (0,1 mmol/mol), în timp ce mai puțin H2S (0,1 mmol/mol), în abundență (0,1 mmol/mol). <0,052 și respectiv <0,016 mmol/mol) (Fig. 1b; Tabel S1, Film suplimentar 2). Au fost măsurate și concentrații relativ mari de O2 și Ar (până la 3,2 și respectiv 0,18 mmol/mol). benzen), propenă și compuși care conțin sulf (tiofen). Valoarea 40Ar/36Ar este în concordanță cu cea a aerului (295,5), deși proba EM35 (domul BdM) are o valoare de 304, prezentând un ușor exces de 40Ar. Raportul δ15N a fost mai mare decât pentru aer (până la +1,90 C), în timp ce valoarea CO2-8% vs. la 0,44% față de valorile V-PDB.R/Ra (după corectarea poluării aerului folosind raportul 4He/20Ne) au fost cuprinse între 1,66 și 1,94, indicând prezența unei fracții mari de manta He. Prin combinarea izotopului de heliu cu CO2 și izotopului său stabil 22, poate fi clarificată în continuare sursa de emisie a CO222 în sursa de CO22. față de δ13C (Fig.6), compoziția gazului BdM este comparată cu cea a fumarolelor Ischia, Campi Flegrei și Somma-Vesuvius. Figura 6 raportează, de asemenea, liniile teoretice de amestecare între trei surse diferite de carbon care pot fi implicate în producția de gaz BdM: topituri dizolvate derivate din manta, sedimente bogate în organice și carbonați. gazele (care se presupune că sunt ușor îmbogățite în dioxid de carbon în raport cu MORB-urile clasice în scopul potrivirii datelor) și reacțiile cauzate de decarbonizarea crustei Roca gazoasă rezultată.
Liniile hibride dintre compoziția mantalei și membrii terminali ai calcarului și sedimentelor organice sunt raportate pentru comparație. Casetele reprezintă zonele fumarole din Ischia, Campi Flegrei și Somma-Vesvius 59, 60, 61. Proba BdM este în tendința mixtă a vulcanului Campania.
Secțiunile seismice L1 și L2 (Fig. 1b și 7) arată tranziția dintre BdM și secvențele stratigrafice distale ale regiunilor vulcanice Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) și Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). amplitudine mare spre moderată și continuitate laterală (Fig. 7b,c).Acest strat include sedimente marine târâte de sistemul Last Glacial Maximum (LGM) și este format din nisip și argilă23.Stratul PS subiacent (Fig. 7b–d) este caracterizat printr-o fază haotică până la transparentă în formă de coloane sau clepsidră. geometriile asemănătoare demonstrează pătrunderea materialului transparent PS în depozitele MS superioare. Upliftul este responsabil pentru formarea de pliuri și falii care afectează stratul MS și sedimentele actuale supraiacente ale fundului marin BdM (Fig. 7b–d). Intervalul stratigrafic MS este clar delaminat în porțiunea ENE a secțiunii L1-GSL, în timp ce este stratificat în secțiunea L1-GSL, din cauza prezenței stratului alb, stratigrafic BSL. acoperite de unele niveluri interne ale secvenței MS (Fig.7a).Miezurile gravitaționale colectate în vârful BdM corespunzătoare stratului seismic transparent indică faptul că cei 40 cm de sus sunt formați din nisip depus recent până în prezent;)24,25 și fragmente de piatră ponce din erupția explozivă a Campi Flegrei din „Tuff galben din Napoli” (14,8 ka)26. Faza transparentă a stratului PS nu poate fi explicată numai prin procese haotice de amestecare, deoarece straturile haotice asociate cu alunecări de teren, fluxuri de noroi și fluxuri piroclastice se găsesc în afara Golfului, Napoli, în afara orașului Napoli, 4. Concluzionăm că faciesul seismic BdM PS observat, precum și aspectul stratului PS aflorimentului submarin (Fig. 7d) reflectă ridicarea gazelor naturale.
(a) Profilul seismic cu o singură cale L1 (urma de navigație în Fig. 1b) care arată o aranjare spațială columnară (pagodă). formarea movilelor de pe fundul mării, a depozitelor marine (MS) și de nisip ponce (PS).(c) Detaliile de deformare în MS și PS sunt raportate în (c,d). Presupunând o viteză de 1580 m/s în sedimentul cel mai sus, 100 ms reprezintă aproximativ 80 m pe scara verticală.
Caracteristicile morfologice și structurale ale BdM sunt similare cu alte câmpuri hidrotermale submarine și hidrați de gaz la nivel global2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 și sunt adesea asociate cu ridicări (bolți și movile) și descărcare de gaze (conuri, gropi). 3). Aranjarea spațială a movilelor, gropilor și gurilor active sugerează că distribuția lor este parțial controlată de fracturile de impact NV-SE și NE-SV (Fig. 4b). Acestea sunt loviturile preferate ale sistemelor de falii care afectează zonele vulcanice Campi Flegrei și Somma-Vesuvius și Golful Napoli. Prin urmare, concluzionăm că faliile și fracturile din Golful Napoli reprezintă calea preferată pentru migrarea gazelor la suprafață, o caracteristică comună de alte sisteme hidrotermale controlate structural36,37. În mod remarcabil, conurile și gropile BdM nu au fost întotdeauna asociate cu movile (Fig.3a,c). Acest lucru sugerează că aceste movile nu reprezintă neapărat precursori ai formării gropilor, așa cum au sugerat alți autori pentru zonele cu hidrat de gaz32,33. Concluziile noastre susțin ipoteza că perturbarea sedimentelor de pe fundul mării din dom nu duce întotdeauna la formarea de gropi.
Cele trei emisii gazoase colectate prezintă semnături chimice tipice fluidelor hidrotermale, și anume CO2 cu concentrații semnificative de gaze reducătoare (H2S, CH4 și H2) și hidrocarburi ușoare (în special benzen și propilenă)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 41, 42, 43, 44, 41, 42, 43, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 41, 42, 43, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 42, 43, 44, 44, 42. prezente în emisiile submarine, se poate datora contaminării aerului dizolvat în apa de mare care vine în contact cu gazele stocate în cutii de plastic folosite pentru prelevare, deoarece ROV-urile sunt extrase de pe fundul oceanului până în mare pentru a se revolta. În schimb, valorile pozitive δ15N și un N2/Ar (până la 480) semnificativ mai mare decât ASW (aerul) sugerează că cea mai mare parte a surselor atmosferice extrasaturate este produsă din sursele de apă extrasaturate. cu originea hidrotermală predominantă a acestor gaze. Originea hidrotermal-vulcanică a gazului BdM este confirmată de conținutul de CO2 și He și semnăturile izotopice ale acestora. Izotopii de carbon (δ13C-CO2 de la -0,93% la +0,4%) și valorile CO2/3He (de la 1,7 × 1010 × 1010) sugerează ca eșantionul de amestec să fie de lungă durată până la 10101010. arole din jurul părților terminale ale mantalei din Golful Napoli și decarbonizare Relația dintre gazele produse de reacție (Figura 6). Mai precis, probele de gaz BdM sunt situate de-a lungul tendinței de amestecare, aproximativ în aceeași locație cu fluidele din vulcanii adiacente Campi Flegrei și Somma-Veusivus. Sunt mai apropiate de sfârșitul crustalelor, care sunt mai apropiate de capetele lui Ischia, care sunt fumarole. noi și Campi Flegrei avem valori 3He/4He mai mari (R/Ra între 2,6 și 2,9) decât BdM (R/Ra între 1,66 și 1,96;Tabelul S1). Acest lucru sugerează că adăugarea și acumularea de He radiogen provine din aceeași sursă de magmă care a alimentat vulcanii Somma-Vesuvius și Campi Flegrei. Absența fracțiilor de carbon organic detectabile în emisiile de BdM sugerează că sedimentele organice nu sunt implicate în procesul de degazare a BdM.
Pe baza datelor raportate mai sus și a rezultatelor modelelor experimentale ale structurilor tip dom asociate cu regiuni bogate în gaze submarine, presurizarea gazelor adânci poate fi responsabilă pentru formarea domurilor BdM la scară kilometrică. Pentru a estima suprapresiunea Pdef care duce la bolta BdM, am aplicat un model mecanic al plăcilor subțiri33,34 presupunând că datele colectate sunt morfologice, seismice și seismice. foaie de rază a mai mare decât un depozit vâscos moale deformat Deplasarea maximă verticală w și grosimea h a (Fig. suplimentară S1).Pdef este diferența dintre presiunea totală și presiunea statică a rocii plus presiunea coloanei de apă.La BdM, raza este de aproximativ 2.500 m, w este 20 m, iar profilul h maxim estimat din 1 P60f60 m = calculul seismic. D/a4 din relație, unde D este rigiditatea la încovoiere;D este dat de (E h3)/[12(1 – ν2)], unde E este modulul Young al zăcământului, ν este raportul lui Poisson (~0,5)33. Întrucât proprietățile mecanice ale sedimentelor BdM nu pot fi măsurate, se stabilește E = 140 kPa, care este o valoare rezonabilă pentru sedimentele nisipoase de coastă, nu se consideră mai mare valoarea sedimentelor nisipoase de coastă. literatura de specialitate pentru depozitele de argilă mâloasă (300 < E < 350.000 kPa)33,34 deoarece depozitele BDM constau în principal din nisip, nu mâl sau argilă mâloasă. În BdM, reducerea rigidității datorată saturației locale cu gaz a sedimentului și/sau apariției unor fracturi preexistente poate contribui, de asemenea, la eșec și la eliberarea de gaz, permițând formarea structurilor de ventilație observate. Profilurile seismice reflectate colectate (Fig. 7) au indicat că PS au fost ridicate din sedimente, împingând sedimentele mari, suprafața de sedimente, împingând MS în sedimente, fault mari. , și tăieturi sedimentare (Fig.7b,c). Acest lucru sugerează că piatra ponce veche de 14,8 până la 12 ka a pătruns în stratul mai tânăr MS printr-un proces de transport ascendent al gazului. Caracteristicile morfologice ale structurii BdM pot fi văzute ca rezultat al suprapresiunii create de descărcarea fluidului produsă de GSL. re în GSL depășește 1.700 kPa. Migrația ascendentă a gazelor din sedimente a avut și efectul de curățare a materialului conținut în MS, explicând prezența sedimentelor haotice în miezurile gravitaționale prelevate pe BdM25. godas”49,50, au fost atribuite inițial efectelor secundare ale formațiunilor glaciare vechi și în prezent sunt interpretate ca efectele creșterii gazelor31,33 sau evaporitelor50. La marginea continentală a Campaniei, sedimentele evaporative sunt rare, cel puțin în cei 3 km de sus ai crustei. este susținută de faciesul seismic transparent al pagodei (Fig.7), precum și datele nucleului gravitațional raportate anterior24, unde nisipul actual erupe cu „Pomici Principali”25 și „Naples Yellow Tuff”26 Campi Flegrei. În plus, depozitele de PS au invadat și deformat stratul MS superior (Fig. 7d). pagoda: a) densitatea sedimentului moale scade pe măsură ce gazul pătrunde de jos;b) se ridică amestecul de gaz-sediment, care este plierea, faliile și fracturile observate care cauzează depozitele MS (Figura 7). Un mecanism similar de formare a fost propus pentru pagodele asociate cu hidrații de gaz din Marea Scoției de Sud (Antarctica). Pagodele BdM au apărut în grupuri în zonele deluroase, iar întinderea lor verticală a fost în medie de 70–100 m (Figura 7-100 m). ondulații și luând în considerare stratigrafia nucleului gravitațional BdM, deducem că vârsta de formare a structurilor pagodei este mai mică de aproximativ 14–12 ka. În plus, creșterea acestor structuri este încă activă (Fig. 7d), deoarece unele pagode au invadat și deformat nisipul BdM de astăzi (Fig. 7d).
Eșecul pagodei de a traversa fundul mării actual indică faptul că (a) creșterea gazului și/sau încetarea locală a amestecării gaz-sedimente și/sau (b) posibilul flux lateral al amestecului gaz-sediment nu permite un proces de suprapresiune localizat. Conform modelului teoriei diapir52, curgerea laterală demonstrează un echilibru negativ între rata de reducere a amestecului de nămol și gaz sub care se deplasează în sus. rata de alimentare poate fi legată de creșterea densității amestecului din cauza dispariției alimentării cu gaz. Rezultatele rezumate mai sus și creșterea controlată de flotabilitate a pagodei ne permit să estimăm înălțimea coloanei de aer hg. Plutibilitatea este dată de ΔP = hgg (ρw – ρg), unde g este gravitația și densitatea gazelor respective (29) și de pg sunt m/s și respectiv de gaze (29). ly.ΔP este suma Pdef calculată anterior și a presiunii litostatice Plith a plăcii de sedimente, adică ρsg h, unde ρs este densitatea sedimentului. În acest caz, valoarea hg necesară pentru flotabilitatea dorită este dată de hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – = ρg, h)]. ), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg este neglijabil deoarece ρw ≫ρg. Se obține hg = 245 m, o valoare reprezentând adâncimea fundului GSL. ΔP este de 2,4 MPa, care este suprapresiunea necesară pentru a se rupe suprapresiunea BM în aerisire.
Compoziția gazului BdM este în concordanță cu sursele de manta modificate prin adăugarea de fluide asociate cu reacțiile de decarbonizare a rocilor crustale (Fig. 6). Aliniamentele brute EW ale domurilor BdM și vulcanilor activi, cum ar fi Ischia, Campi Flegre și Soma-Vesuvius, împreună cu compoziția gazelor emise, sugerează că mai multe gaze vulcanice emise din întreaga regiune vulcanică sunt emise din Neapole. de la vest (Ischia) la est (Somma-Vesuivus) (Fig. 1b si 6).
Am ajuns la concluzia că în Golful Napoli, la câțiva kilometri de portul Napoli, există o structură în formă de cupolă cu lățime de 25 km2, care este afectată de un proces activ de degazare și cauzată de amplasarea pagodelor și movilelor. În prezent, semnăturile BdM sugerează că turbulențele non-magmatice53 pot precedă activitățile embrionare și vulcanismul timpuriu. ed să analizeze evoluția fenomenelor și să detecteze semnale geochimice și geofizice care indică potențialele perturbări magmatice.
Profilele acustice de coloană de apă (2D) au fost achiziționate în timpul croaziei SAFE_2014 (august 2014) pe R/V Urania (CNR) de către Institutul Național de Cercetare pentru Mediul Marin de Coastă (IAMC). Eșantionarea acustică a fost efectuată de un ecosonor științific cu separare a fasciculului Simrad EK60, care funcționează la o viteză medie de 38 kmHz. Datele s-au înregistrat la 38 kHz. Imaginile au fost utilizate pentru identificarea deversărilor de fluide și definirea cu precizie a locației acestora în zona de colectare (între 74 și 180 m bsl). Măsurați parametrii fizici și chimici în coloana de apă cu ajutorul sondelor multiparametrice (conductivitate, temperatură și adâncime, CTD). 2).S-a efectuat o inspecție vizuală a fundului mării cu ajutorul unui dispozitiv ROV „Pollux III” (GEItaliana) (vehicul operat de la distanță) cu două camere (de înaltă și joasă definiție).
Achiziția datelor cu fascicule multiple a fost efectuată utilizând un sistem sonar multifascium Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). Sistemul este conectat la un sistem de poziționare globală diferențială pentru a asigura erori submetrice în poziționarea fasciculului. Impulsul acustic are o frecvență de 100 KHz, un impuls de tragere de 150° grade și o viteză de deschidere a sunetului de 150° și o viteză de 40° în timp real. Achiziție. Datele au fost procesate folosind software-ul PDS2000 (Reson-Thales) conform standardului Organizației Hidrografice Internaționale (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pentru navigație și corectarea mareelor. Reducerea zgomotului din cauza vârfurilor accidentale ale instrumentului și excluderea fasciculului de calitate proastă a fost efectuată cu un instrument de editare continuă a sunetului cu un instrument de editare continuă a vitezei de bandă. situat lângă traductorul cu mai multe fascicule și achiziționează și aplică profiluri de viteză a sunetului în timp real în coloana de apă la fiecare 6-8 ore pentru a oferi viteza sunetului în timp real pentru o direcție corectă a fasciculului. Întregul set de date este format din aproximativ 440 km2 (0-1200 m adâncime).1a) a fost realizată cu date de teren (>0 m deasupra nivelului mării) achiziționate la dimensiunea celulei grilei de 20 m de Institutul Geo-Militar italian.
Un profil de date seismice cu un singur canal de înaltă rezoluție de 55 de kilometri, colectat în timpul croazierelor oceanice sigure în 2007 și 2014, a acoperit o suprafață de aproximativ 113 kilometri pătrați, ambele pe R/V Urania. Profilele Marisk (de ex., profilul seismic L1, Fig. 1b) au fost obținute prin utilizarea sistemului de achiziție al unității de achiziție mcmar IKB. an în care sunt plasate sursa și receptorul.Semnătura sursei constă dintr-un singur vârf pozitiv care se caracterizează în intervalul de frecvență 1-10 kHz și permite rezolvarea reflectoarelor separate de 25 cm.Profilele seismice sigure au fost obținute utilizând o sursă seismică Geospark multi-tip de 1,4 Kj interfațată cu software-ul Geotrace (Geo Marine Survey System – Sistemul Geo Marine Survey conținând o sursă catamară care conține o sursă Kj1. testează până la 400 milisecunde în sediment moale sub fundul mării, cu o rezoluție verticală teoretică de 30 cm. Atât dispozitivele Safe, cât și Marsik au fost obținute la o rată de 0,33 shot-uri/sec cu o viteză a vasului <3 Kn. Datele au fost prelucrate și prezentate folosind software-ul Geosuite Allworks cu următorul flux de lucru: dilatare coloană KCH A, corecție coloană de dilatare, corecție coloană KCH A, filtru de apă 2-6 IR.
Gazul de la fumarole subacvatice a fost colectat pe fundul mării folosind o cutie de plastic echipată cu o diafragmă de cauciuc pe partea sa superioară, plasată cu capul în jos de către ROV peste orificiu de ventilație. Odată ce bulele de aer care intră în cutie au înlocuit complet apa de mare, ROV-ul revine la adâncimea de 1 m, iar scafandrul transferă gazul colectat într-o sticlă de cauciuc echipată cu 60 m de septice. robinete flon în care One a fost umplut cu 20 ml de soluție de NaOH 5N (balon tip Gegenbach). Principalele specii de gaze acide (CO2 și H2S) sunt dizolvate în soluția alcalină, în timp ce speciile de gaz cu solubilitate scăzută (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 și hidrocarburi ușoare au fost analizate prin cromatografie gazele cu solubilitate scăzută în spațiul de testare). GC) folosind un Shimadzu 15A echipat cu o coloană cu sită moleculară 5A lungime de 10 m și un detector de conductivitate termică (TCD). Chromosorb PAW 80/100 mesh, acoperit cu 23% SP 1700 și un detector de ionizare în flacără (FID). Faza lichidă a fost utilizată pentru analiza 1) CO2, as, titrat cu soluție de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) și 2) H2S, as, după oxidare cu (cromatografie ionică) cu (Cromatografie) H2O2 (IC3) ong 761).Eroarea analitică de titrare, analiză GC și IC este mai mică de 5%. După procedurile standard de extracție și purificare pentru amestecurile de gaze, 13C/12C CO2 (exprimat ca δ13C-CO2% și V-PDB) a fost analizat cu ajutorul unui spectrometru de masă Finningan Delta S. Au fost utilizate standardele de precizie și estimare de precizie vinnologică NBS55,56. 8 și NBS19 (internațional), în timp ce eroarea analitică și reproductibilitatea au fost de ±0,05% și, respectiv, ±0,1%.
Valorile δ15N (exprimate ca % față de aer) și 40Ar/36Ar au fost determinate utilizând un cromatograf de gaze (GC) Agilent 6890 N cuplat la un spectrometru de masă cu flux continuu Finnigan Delta plusXP. Eroarea de analiză este: δ15N±0,1%, 36Ar <1%, în care raportul HeedAr <1%, este 40Ar/R<3%. /4He măsurat în probă și Ra este același raport în atmosferă: 1,39 × 10−6)57 a fost determinat la laboratorul INGV-Palermo (Italia) 3He, 4He și 20Ne au fost determinate folosind un spectrometru de masă cu colector dublu (Helix SFT-GVI)58 după separarea Hepicalismului și a erorii Ne. sunt <10-14, respectiv <10-16 mol.
Cum să citez acest articol: Passaro, S. et al.Ridicarea fundului mării condusă de un proces de degazare dezvăluie activitatea vulcanică în devenire de-a lungul coastei.știință.Rep.6, 22448;doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. The geology and biology of modern and old seafloor hydrocarbon seeps and seeps: an introduction. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP The global occurrence of gas hydrates. În Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Natural gaz hydrates: Occurrence, distribution and detection. American Geophysical Union Geophysical Monographie 124, 2001).
Fisher, AT Geophysical constraints on hydrothermal circulation. În: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Raport of the Durham Workshop, Energy and Mass Transfer in Marine Hydrothermal Systems, Durham University Press, Berlin (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 Vederi curente despre resursele de hidrați de gaz.energie.și știința.mediului.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Structura internă și istoria erupțiilor unui sistem de vulcani noroiosi la scară kilometrică în Marea Caspică de Sud. Bazinul Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. și colab. Caracteristici ale fundului mării asociate cu infiltrațiile de hidrocarburi din movilele de noroi carbonatat de adâncime din Golful Cadiz: de la fluxul de noroi la sedimentele carbonatice.Geography March.Wright.27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Reprezentare seismică 3D a conductelor de evacuare a fluidelor la scară kilometrică în largul Namibiei. Bazinul Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Caracteristicile fluxului de fluid în sistemele de conducte de petrol și gaze: Ce ne spun despre evoluția bazinului?March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Vertical evolution of the Neogene Quaternary fluid descharge structure in relation to gas fluxes in the Lower Congo Basin, offshore Angola.March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Activitate hidrotermală și tectonă în nordul lacului 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. Structura tectonică și crustală la marginea continentală a Campaniei: relație cu activitatea vulcanică.mineral.benzina.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. The relative role of rift tectonics and magmatic uplift processes: inference from geophysical, structural, and geochemical data in the Naples vulcanic region (sudul Italiei). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mecanisme ale mișcării recente a crustei verticale în craterul Campi Flegrei din sudul Italiei.geology.Socialist Party.Yes.Specification.263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Short-term ground deformation and seismicity in the nested Campi Flegrei crater (Italia): un exemplu de recuperare activă a masei într-o zonă dens populată.J.Volcano.geotermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. și Saccorotti, G. Originile hidrotermale ale activității susținute pe termen lung 4D în complexul vulcanic Campi Flegrei din Italia.J.Volcano.reservoir.geotermal.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. și Mastrolorenzo, G. Diferențierea rapidă în rezervoare magmatice asemănătoare pragului: un studiu de caz din craterul Campi Flegrei.science.Rep.2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Serii de timp InSAR, analiza corelației și modelarea corelației în timp dezvăluie o posibilă cuplare a Campi Flegrei și Vesuvius.J.Volcano.reservoir.geotermal.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Structural and stratigraphic structure of the first half of Tyrrhenian graben (Golful Napoli, Italy).Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Surse de carbon în gazul de cenușă vulcanică din Island Arcs.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
Milia, A. Dohrn Canyon stratigraphy: Responses to sea level drop and tectonic uplift on outer continental shelf (Eastern Tyrrhenian margin, Italy). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).