Gràcies per visitar Nature.com. La versió del navegador que esteu utilitzant té compatibilitat limitada amb CSS. Per a una millor experiència, us recomanem que utilitzeu un navegador actualitzat (o que desactiveu el mode de compatibilitat a l'Internet Explorer). Mentrestant, per garantir una assistència continuada, mostrarem el lloc web sense estils ni JavaScript.
Informem d'evidències d'aixecament actiu del fons marí i emissions de gasos a diversos quilòmetres mar endins del port de Nàpols (Itàlia). Les marques de closca, els monticles i els cràters són característiques del fons marí. Aquestes formacions representen la part superior d'estructures de l'escorça poc profundes, incloent-hi pagodes, falles i plecs que afecten el fons marí actualment. Van registrar l'ascens, la pressurització i l'alliberament d'heli i diòxid de carboni en reaccions de descarbonització de les foses del mantell i les roques de l'escorça. Aquests gasos són probablement similars als que alimenten els sistemes hidrotermals d'Ischia, Campi Flegre i Soma-Vesuvi, cosa que suggereix una font del mantell barrejada amb fluids de l'escorça sota el golf de Nàpols. L'expansió i la ruptura submarines causades pel procés d'aixecament i pressurització de gasos requereixen una sobrepressió de 2-3 MPa. Els aixecaments, les falles i les emissions de gasos del fons marí són manifestacions de sobrecàrregues no volcàniques que poden anunciar erupcions del fons marí i/o explosions hidrotermals.
Les descàrregues hidrotermals (aigua calenta i gas) d'aigües profundes són una característica comuna de les dorsals oceàniques i els marges de plaques convergents (incloses les parts submergides dels arcs insulars), mentre que les descàrregues fredes d'hidrats de gas (clotrats) sovint són característiques de les plataformes continentals i els marges passius1, 2,3,4,5. L'aparició de descàrregues hidrotermals del fons marí a les zones costaneres implica fonts de calor (reservoris de magma) dins de l'escorça continental i/o el mantell. Aquestes descàrregues poden precedir l'ascens del magma a través de les capes més superiors de l'escorça terrestre i culminar en l'erupció i la col·locació de muntanyes submarines volcàniques6. Per tant, la identificació de (a) morfologies associades amb la deformació activa del fons marí i (b) emissions de gasos a prop de zones costaneres poblades com la regió volcànica de Nàpols a Itàlia (~1 milió d'habitants) és fonamental per avaluar possibles volcans. Erupció poc profunda. A més, mentre que les característiques morfològiques associades amb les emissions hidrotermals o de gasos d'hidrats d'aigües profundes són relativament ben conegudes a causa de les seves propietats geològiques i biològiques, les excepcions són les característiques morfològiques associades amb aigües menys profundes, excepte les que es produeixen a In Lake 12, hi ha relativament pocs registres. Aquí presentem noves dades batimètriques, sísmiques, de columna d'aigua i geoquímiques per a una regió submarina, morfològicament i estructuralment complexa, afectada per emissions de gasos al golf de Nàpols (sud d'Itàlia), aproximadament a 5 km del port de Nàpols. Aquestes dades es van recollir durant el creuer SAFE_2014 (agost de 2014) a bord del R/V Urania. Descrivim i interpretem les estructures del fons marí i del subsòl on es produeixen emissions de gasos, investiguem les fonts de fluids de ventilació, identifiquem i caracteritzem els mecanismes que regulen l'ascens del gas i la deformació associada, i discutim els impactes de la vulcanologia.
El golf de Nàpols forma el marge occidental plioquaternari, la depressió tectònica allargada de Campània de direcció NO-SE13,14,15. E-O d'Ischia (ca. 150-1302 dC), cràter Campi Flegre (ca. 300-1538) i Soma-Vesuvi (de <360-1944). La disposició confina la badia al nord (dC)15, mentre que el sud limita amb la península de Sorrento (Fig. 1a). El golf de Nàpols es veu afectat per les falles significatives predominants de NE-SO i secundàries de NW-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvi es caracteritzen per manifestacions hidrotermals, deformació del sòl i sismicitat superficial16,17,18 (per exemple, l'esdeveniment turbulent a Campi Flegrei el 1982-1984, amb una elevació d'1,8 m i milers de terratrèmols). Estudis recents19,20 suggereixen que hi pot haver un vincle entre la dinàmica del Soma-Vesuvi i la dels Campi Flegre, possiblement associades a reservoris de magma únics "profunds". L'activitat volcànica i les oscil·lacions del nivell del mar en els darrers 36 ka dels Campi Flegrei i 18 ka del Somma-Vesuvi controlaven el sistema sedimentari del golf de Nàpols. El baix nivell del mar en l'últim màxim glacial (18 ka) va provocar la regressió del sistema sedimentari poc profund a alta mar, que posteriorment es va omplir per esdeveniments transgressius durant el Plistocè superior-Holocè. S'han detectat emissions de gasos submarins al voltant de l'illa d'Ischia i davant la costa dels Campi Flegre i prop del mont Soma-Vesuvi (Fig. 1b).
(a) Disposicions morfològiques i estructurals de la plataforma continental i el golf de Nàpols 15, 23, 24, 48. Els punts són els principals centres d'erupció submarina; les línies vermelles representen les principals falles. (b) Batimetria de la badia de Nàpols amb xemeneies de fluids detectades (punts) i traces de línies sísmiques (línies negres). Les línies grogues són les trajectòries de les línies sísmiques L1 i L2 que es mostren a la figura 6. Els límits de les estructures en forma de cúpula del Banco della Montagna (BdM) estan marcats amb línies discontínues blaves a (a, b). Els quadrats grocs marquen les ubicacions dels perfils acústics de la columna d'aigua, i els marcs CTD-EMBlank, CTD-EM50 i ROV es mostren a la figura 5. El cercle groc marca la ubicació de la descàrrega de gas de mostreig, i la seva composició es mostra a la taula S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilitza gràfics generats per Surfer® 13.
A partir de les dades obtingudes durant la campanya SAFE_2014 (agost de 2014) (vegeu Mètodes), s'ha construït un nou Model Digital de Terreny (MDT) del Golf de Nàpols amb una resolució d'1 m. El MDT mostra que el fons marí al sud del port de Nàpols es caracteritza per una superfície orientada al sud (pendent ≤3°) amb un lleuger pendent interromput per una estructura en forma de cúpula de 5,0 × 5,3 km, coneguda localment com a Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b). El BdM es desenvolupa a una profunditat d'uns 100 a 170 metres, de 15 a 20 metres per sobre del fons marí circumdant. La cúpula del BdM mostrava una morfologia semblant a un túmul a causa de 280 túmuls subcirculars a ovalats (Fig. 2a), 665 cons i 30 fosses (Figs. 3 i 4). El túmul té una alçada i una circumferència màximes de 22 m i 1.800 m, respectivament. La circularitat [C = 4π(àrea/perímetre2)] dels túmuls disminuïa a mesura que augmentava el perímetre (Fig. 2b). Les relacions axials dels túmuls oscil·laven entre 1 i 6,5, amb túmuls amb una relació axial > 2 mostrant una orientació preferida de N45°E + 15° i una orientació secundària més dispersa, de N105°E a N145°E més dispersa (Fig. 2c). Existeixen cons individuals o alineats al pla BdM i a la part superior del monticle (Fig. 3a, b). Les disposicions còniques segueixen la disposició dels monticles on es troben. Les marques de closca es troben habitualment al fons marí pla (Fig. 3c) i ocasionalment en monticles. Les densitats espacials de cons i marques de closca demostren que l'alineació predominant NE-SO delimita els límits nord-est i sud-oest de la cúpula BdM (Fig. 4a, b); la ruta NW-SE menys estesa es troba a la regió central de BdM.
(a) Model digital del terreny (mida de cel·la d'1 m) de la cúpula del Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetre i rodonesa dels túmuls BdM. (c) Relació axial i angle (orientació) de l'eix major de l'el·lipse de millor ajust que envolta el túmul. L'error estàndard del model digital del terreny és de 0,004 m; els errors estàndard de perímetre i rodonesa són de 4,83 m i 0,01, respectivament, i els errors estàndard de la relació axial i l'angle són de 0,04 i 3,34°, respectivament.
Detalls dels cons, cràters, monticles i fosses identificats a la regió BdM extrets del DTM a la Figura 2.
(a) Cons d'alineació en un fons marí pla; (b) cons i cràters en monticles esvelts de direcció NO-SE; (c) marques de forats en una superfície lleugerament enfonsada.
(a) Distribució espacial dels cràters, fosses i descàrregues de gas actiu detectats. (b) Densitat espacial dels cràters i fosses reportats a (a) (nombre/0,2 km2).
Vam identificar 37 emissions gasoses a la regió BdM a partir d'imatges de sonda de columna d'aigua ROV i observacions directes del fons marí adquirides durant la campanya SAFE_2014 a l'agost de 2014 (figures 4 i 5). Les anomalies acústiques d'aquestes emissions mostren formes allargades verticalment que s'eleven des del fons marí, que oscil·len verticalment entre 12 i uns 70 m (Fig. 5a). En alguns llocs, les anomalies acústiques formaven un "tren" gairebé continu. Els plomalls de bombolles observats varien àmpliament: des de fluxos de bombolles continus i densos fins a fenòmens de curta durada (Pel·lícula suplementària 1). La inspecció del ROV permet la verificació visual de l'ocurrència de respiradors de fluids del fons marí i destaca petites marques al fons marí, de vegades envoltades de sediments de color vermell a taronja (Fig. 5b). En alguns casos, els canals del ROV reactiven les emissions. La morfologia del respirador mostra una obertura circular a la part superior sense flamarada a la columna d'aigua. El pH a la columna d'aigua just per sobre del punt de descàrrega va mostrar una caiguda significativa, cosa que indica condicions més àcides localment (Fig. 5c, d). En particular, el pH per sobre de la descàrrega de gas BdM a La profunditat de 75 m va disminuir de 8,4 (a 70 m de profunditat) a 7,8 (a 75 m de profunditat) (Fig. 5c), mentre que altres llocs del golf de Nàpols tenien valors de pH entre 0 i 160 m en l'interval de profunditat entre 8,3 i 8,5 (Fig. 5d). No es van observar canvis significatius en la temperatura i la salinitat de l'aigua de mar en dos llocs dins i fora de la zona BdM del golf de Nàpols. A una profunditat de 70 m, la temperatura és de 15 °C i la salinitat és d'uns 38 PSU (Fig. 5c,d). Les mesures de pH, temperatura i salinitat van indicar: a) la participació de fluids àcids associats amb el procés de desgasificació de BdM i b) l'absència o descàrrega molt lenta de fluids tèrmics i salmorra.
(a) Finestra d'adquisició del perfil acústic de la columna d'aigua (ecòmetre Simrad EK60). Banda verda vertical corresponent a la torra de gas detectada a la descàrrega de fluid EM50 (uns 75 m sota el nivell del mar) situada a la regió BdM; també es mostren els senyals multiplex del fons marí i del fons marí (b) recollits amb un vehicle controlat remotament a la regió BdM. La foto individual mostra un petit cràter (cercle negre) envoltat de sediments de color vermell a taronja. (c,d) Dades CTD de la sonda multiparàmetre processades amb el programari SBED-Win32 (Seasave, versió 7.23.2). Patrons dels paràmetres seleccionats (salinitat, temperatura, pH i oxigen) de la columna d'aigua per sobre de la descàrrega de fluid EM50 (panell c) i fora del panell de l'àrea de descàrrega de Bdm (d).
Vam recollir tres mostres de gas de la zona d'estudi entre el 22 i el 28 d'agost de 2014. Aquestes mostres van mostrar composicions similars, dominades per CO2 (934-945 mmol/mol), seguides de concentracions rellevants de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) i H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mentre que H2 i He eren menys abundants (<0,052 i <0,016 mmol/mol, respectivament) (Fig. 1b; Taula S1, Pel·lícula suplementària 2). També es van mesurar concentracions relativament altes d'O2 i Ar (fins a 3,2 i 0,18 mmol/mol, respectivament). La suma dels hidrocarburs lleugers oscil·la entre 0,24 i 0,30 mmol/mol i consisteix en alcans C2-C4, aromàtics (principalment benzè), propè i compostos que contenen sofre (tiofè). El El valor de 40Ar/36Ar és consistent amb l'aire (295,5), tot i que la mostra EM35 (cúpula BdM) té un valor de 304, mostrant un lleuger excés de 40Ar. La relació δ15N va ser més alta que per a l'aire (fins a +1,98% vs. Aire), mentre que els valors δ13C-CO2 van oscil·lar entre -0,93 i 0,44% vs. V-PDB. Els valors de R/Ra (després de corregir la contaminació de l'aire utilitzant la relació 4He/20Ne) van ser entre 1,66 i 1,94, indicant la presència d'una gran fracció d'He del mantell. Combinant l'isòtop de l'heli amb CO2 i el seu isòtop estable 22, es pot aclarir encara més la font de les emissions a BdM. Al mapa de CO2 per a CO2/3He versus δ13C (Fig. 6), la composició del gas BdM es compara amb la de les fumaroles d'Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesuvius. Figura La figura 6 també presenta línies de barreja teòriques entre tres fonts de carboni diferents que poden estar implicades en la producció de gas BdM: foses derivades del mantell dissoltes, sediments rics en orgànics i carbonats. Les mostres de BdM es troben a la línia de barreja representada pels tres volcans de la Campania, és a dir, barreja entre gasos del mantell (que se suposa que estan lleugerament enriquits en diòxid de carboni en relació amb els MORB clàssics amb l'objectiu d'ajustar les dades) i reaccions causades per la descarbonització de l'escorça. La roca gasosa resultant.
Es presenten línies híbrides entre la composició del mantell i els membres terminals de pedra calcària i sediments orgànics per a la seva comparació. Els requadres representen les zones de fumaroles d'Ischia, Campi Flegrei i Somma-Vesvius 59, 60, 61. La mostra BdM es troba en la tendència mixta del volcà de Campania. El gas del membre terminal de la línia mixta és de font del mantell, que és el gas produït per la reacció de descarburació dels minerals carbonatats.
Les seccions sísmiques L1 i L2 (Figs. 1b i 7) mostren la transició entre BdM i les seqüències estratigràfiques distals de les regions volcàniques Somma-Vesuvi (L1, Fig. 7a) i Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM es caracteritza per la presència de dues formacions sísmiques importants (MS i PS a la Fig. 7). La superior (MS) mostra reflectors subparal·lels d'amplitud alta a moderada i continuïtat lateral (Fig. 7b,c). Aquesta capa inclou sediments marins arrossegats pel sistema Últim Màxim Glacial (LGM) i consisteix en sorra i argila23. La capa subjacent de PS (Fig. 7b-d) es caracteritza per una fase caòtica a transparent en forma de columnes o rellotges de sorra. La part superior dels sediments de PS va formar monticles del fons marí (Fig. 7d). Aquestes geometries semblants a diapirs demostren la intrusió de material transparent de PS als dipòsits de MS superiors. L'aixecament és responsable de la formació de plecs i falles que afecten la capa de MS. i els sediments actuals que els recobreixen del fons marí de BdM (Fig. 7b-d). L'interval estratigràfic MS està clarament delaminat a la porció ENE de la secció L1, mentre que es torna blanquejant cap a BdM a causa de la presència d'una capa saturada de gas (GSL) coberta per alguns nivells interns de la seqüència MS (Fig. 7a). Els nuclis de gravetat recollits a la part superior del BdM corresponent a la capa sísmica transparent indiquen que els 40 cm superiors consisteixen en sorra dipositada recentment fins al present; )24,25 i fragments de pedra tosca de l'erupció explosiva dels Campi Flegrei de la "Toba Groga de Nàpols" (14,8 ka)26. La fase transparent de la capa de PS no es pot explicar només pels processos de barreja caòtica, perquè les capes caòtiques associades amb esllavissades, fluxos de fang i fluxos piroclàstics que es troben fora del BdM al golf de Nàpols són acústicament opaques21,23,24. Concloem que les fàcies sísmiques de PS de BdM observades, així com l'aspecte de la capa de PS d'aflorament submarí (Fig. 7d), reflecteixen l'aixecament de gas natural.
(a) Perfil sísmic d'una sola via L1 (traça de navegació a la figura 1b) que mostra una disposició espacial columnar (pagoda). La pagoda consisteix en dipòsits caòtics de pedra tosca i sorra. La capa saturada de gas que existeix sota la pagoda elimina la continuïtat de les formacions més profundes. (b) Perfil sísmic d'un sol canal L2 (traça de navegació a la figura 1b), que destaca la incisió i la deformació dels monticles del fons marí, els dipòsits marins (MS) i de sorra de pedra tosca (PS). (c) Els detalls de la deformació a MS i PS es mostren a (c,d). Suposant una velocitat de 1580 m/s al sediment superior, 100 ms representen uns 80 m a l'escala vertical.
Les característiques morfològiques i estructurals del BdM són similars a altres camps hidrotermals i d'hidrats de gas submarins a nivell mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 i sovint s'associen amb elevacions (voltes i monticles) i descàrrega de gas (cons, fosses). Els cons i les fosses alineats amb el BdM i els monticles allargats indiquen una permeabilitat estructuralment controlada (figures 2 i 3). La disposició espacial dels monticles, les fosses i les obertures actives suggereix que la seva distribució està parcialment controlada per les fractures d'impacte NW-SE i NE-SW (Fig. 4b). Aquests són els punts preferits dels sistemes de falla que afecten les zones volcàniques de Campi Flegrei i Somma-Vesuvi i el golf de Nàpols. En particular, l'estructura del primer controla la ubicació de la descàrrega hidrotermal del cràter de Campi Flegrei35. Per tant, concloem que les falles i les fractures del golf de Nàpols representen la ruta preferida per a la migració de gas a la superfície, una característica compartida per altres jaciments hidrotermals estructuralment controlats. sistemes36,37. Cal destacar que els cons i les fosses de BdM no sempre estaven associats amb monticles (Fig. 3a, c). Això suggereix que aquests monticles no representen necessàriament precursors de la formació de fosses, com han suggerit altres autors per a les zones d'hidrats de gas32,33. Les nostres conclusions donen suport a la hipòtesi que la disrupció dels sediments del fons marí en forma de cúpula no sempre condueix a la formació de fosses.
Les tres emissions gasoses recollides mostren signatures químiques típiques dels fluids hidrotermals, principalment CO2 amb concentracions significatives de gasos reductors (H2S, CH4 i H2) i hidrocarburs lleugers (especialment benzè i propilè)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Taula S1). La presència de gasos atmosfèrics (com ara O2), que no s'espera que siguin presents en les emissions submarines, pot ser deguda a la contaminació de l'aire dissolt a l'aigua de mar que entra en contacte amb gasos emmagatzemats en caixes de plàstic utilitzades per al mostreig, ja que els ROV s'extreuen del fons de l'oceà fins al mar per revoltar-se. Per contra, valors positius de δ15N i un N2/Ar alt (fins a 480) significativament superior a l'ASW (aigua saturada d'aire) suggereixen que la major part del N2 es produeix a partir de fonts extraatmosfèriques, d'acord amb l'origen hidrotermal predominant d'aquests gasos. L'origen hidrotermal-volcànic del gas BdM es confirma pels continguts de CO2 i He i les seves signatures isotòpiques. Carboni Els isòtops (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) i els valors de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) suggereixen que les mostres de BdM pertanyen a una tendència mixta de fumaroles al voltant dels membres finals del mantell del Golf de Nàpols i la descarbonització. La relació entre els gasos produïts per la reacció (Figura 6). Més concretament, les mostres de gas BdM es troben al llarg de la tendència de barreja aproximadament a la mateixa ubicació que els fluids dels volcans adjacents Campi Flegrei i Somma-Veusivus. Són més escorçals que les fumaroles d'Ischia, que són més a prop del final del mantell. Somma-Vesuvius i Campi Flegrei tenen valors de 3He/4He més alts (R/Ra entre 2,6 i 2,9) que el BdM (R/Ra entre 1,66 i 1,96; Taula S1). Això suggereix que l'addició i l'acumulació d'He radiogènic es va originar del mateix font de magma que alimentava els volcans Somma-Vesuvi i Campi Flegrei. L'absència de fraccions de carboni orgànic detectables en les emissions de BdM suggereix que els sediments orgànics no participen en el procés de desgasificació de BdM.
Basant-nos en les dades presentades anteriorment i els resultats de models experimentals d'estructures semblants a cúpules associades a regions submarines riques en gas, la pressurització profunda del gas pot ser responsable de la formació de cúpules BdM a escala quilomètrica. Per estimar la sobrepressió Pdef que condueix a la volta BdM, vam aplicar un model de mecànica de placa fina33,34 assumint, a partir de les dades morfològiques i sísmiques recollides, que la volta BdM és una làmina subcircular de radi a més gran que un dipòsit viscós tou deformat. El desplaçament vertical màxim w i el gruix h de la (Fig. suplementària S1). Pdef és la diferència entre la pressió total i la pressió estàtica de la roca més la pressió de la columna d'aigua. A BdM, el radi és d'uns 2.500 m, w és de 20 m i la h màxima estimada a partir del perfil sísmic és d'uns 100 m. Calculem Pdef 46 Pdef = w 64 D/a4 a partir de la relació, on D és la rigidesa flexural; D ve donat per (E h3)/[12(1 – ν2)], on E és el mòdul de Young del dipòsit, ν és el coeficient de Poisson (~0.5)33. Com que les propietats mecàniques dels sediments BdM no es poden mesurar, establim E = 140 kPa, que és un valor raonable per a sediments sorrencs costaners 47 similar a BdM14,24. No considerem els valors més alts d'E reportats a la literatura per a dipòsits d'argila llimosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 perquè els dipòsits BDM consisteixen principalment en sorra, no en llim ni en argila llimosa24. Obtenim Pdef = 0.3 Pa, que és coherent amb les estimacions dels processos d'elevació del fons marí en ambients de conca d'hidrats de gas, on Pdef varia de 10-2 a 103 Pa, amb valors més baixos que representen una baixa relació a/a i/o què. En BdM, la reducció de la rigidesa a causa de la saturació local de gas del sediment i/o l'aparició de Les fractures preexistents també poden contribuir a la fallada i a la consegüent alliberació de gas, permetent la formació de les estructures de ventilació observades. Els perfils sísmics reflectits recollits (Fig. 7) van indicar que els sediments de PS es van aixecar del GSL, empenyent cap amunt els sediments marins de MS superposats, donant lloc a monticles, plecs, falles i talls sedimentaris (Fig. 7b,c). Això suggereix que la pedra tosca d'entre 14,8 i 12 ka ha intrusat a la capa de MS més jove a través d'un procés de transport de gas ascendent. Les característiques morfològiques de l'estructura BdM es poden veure com el resultat de la sobrepressió creada per la descàrrega de fluid produïda pel GSL. Atès que la descàrrega activa es pot veure des del fons marí fins a més de 170 m bsl48, suposem que la sobrepressió de fluid dins del GSL supera els 1.700 kPa. La migració ascendent de gasos als sediments també va tenir l'efecte de fregar el material contingut a l'MS, cosa que explica la presència de sediments caòtics en nuclis de gravetat mostrejats a BdM25. A més, la sobrepressió de la El GSL crea un sistema de fractures complex (falla poligonal a la Fig. 7b). En conjunt, aquesta morfologia, estructura i assentament estratigràfic, anomenats "pagodes"49,50, es van atribuir originalment a efectes secundaris d'antigues formacions glacials, i actualment s'interpreten com els efectes del gas ascendent31,33 o evaporites50. Al marge continental de la Campània, els sediments evaporatius són escassos, almenys dins dels 3 km superiors de l'escorça. Per tant, és probable que el mecanisme de creixement de les pagodes BdM estigui controlat per l'ascens del gas en els sediments. Aquesta conclusió està recolzada per les fàcies sísmiques transparents de la pagoda (Fig. 7), així com per les dades del nucli gravitatori, tal com s'ha informat anteriorment24, on la sorra actual entra en erupció amb "Pomici Principali"25 i "Toba Groga de Nàpols"26 Campi Flegrei. A més, els dipòsits de PS van envair i deformar la capa MS superior (Fig. 7d). Aquesta disposició estructural suggereix que la pagoda representa una estructura ascendent i no només una gasoducte. Així, dos processos principals governen la formació de la pagoda: a) la densitat del sediment tou disminueix a mesura que el gas entra des de baix; b) la barreja de gas i sediments puja, que és el plegament, la falla i la fractura observats que causen els dipòsits de MS (Figura 7). S'ha proposat un mecanisme de formació similar per a les pagodes associades amb hidrats de gas al mar de l'Escòcia del Sud (Antàrtida). Les pagodes de BdM van aparèixer en grups en zones muntanyoses, i la seva extensió vertical va ser de mitjana de 70-100 m en temps de viatge de doble sentit (TWTT) (Fig. 7a). A causa de la presència d'ondulacions de MS i considerant l'estratigrafia del nucli gravitatori de BdM, inferim que l'edat de formació de les estructures de pagoda és inferior a uns 14-12 ka. A més, el creixement d'aquestes estructures encara és actiu (Fig. 7d) ja que algunes pagodes han envaït i deformat la sorra BdM actual que la superposa (Fig. 7d).
El fet que la pagoda no creui el fons marí actual indica que (a) l'ascens del gas i/o la cessació local de la barreja de gas i sediments, i/o (b) un possible flux lateral de la barreja de gas i sediments no permet un procés de sobrepressió localitzat. Segons el model de la teoria del diapir52, el flux lateral demostra un balanç negatiu entre la velocitat de subministrament de la barreja de fang i gas des de baix i la velocitat a la qual la pagoda es mou cap amunt. La reducció de la velocitat de subministrament pot estar relacionada amb l'augment de la densitat de la barreja a causa de la desaparició del subministrament de gas. Els resultats resumits anteriorment i l'ascens controlat per flotabilitat de la pagoda ens permeten estimar l'alçada de la columna d'aire hg. La flotabilitat ve donada per ΔP = hgg (ρw – ρg), on g és la gravetat (9,8 m/s2) i ρw i ρg són les densitats de l'aigua i el gas, respectivament. ΔP és la suma de la Pdef calculada anteriorment i la pressió litostàtica Plith de la placa de sediments, és a dir, ρsg. h, on ρs és la densitat dels sediments. En aquest cas, el valor de hg necessari per a la flotabilitat desitjada ve donat per hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. A BdM, establim Pdef = 0,3 Pa i h = 100 m (vegeu més amunt), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg és insignificant perquè ρw ≫ρg. Obtenim hg = 245 m, un valor que representa la profunditat del fons del GSL. ΔP és de 2,4 MPa, que és la sobrepressió necessària per trencar el fons marí de BdM i formar respiradors.
La composició del gas BdM és coherent amb les fonts del mantell alterades per l'addició de fluids associats amb reaccions de descarbonització de les roques de l'escorça (Fig. 6). Les alineacions aproximades d'EW de les cúpules BdM i els volcans actius com Ischia, Campi Flegre i Soma-Vesuvi, juntament amb la composició dels gasos emesos, suggereixen que els gasos emesos pel mantell sota tota la regió volcànica de Nàpols es barregen. Cada cop més fluids de l'escorça es mouen d'oest (Ischia) a est (Somma-Vesuvi) (Figs. 1b i 6).
Hem conclòs que a la badia de Nàpols, a pocs quilòmetres del port de Nàpols, hi ha una estructura en forma de cúpula de 25 km2 d'amplada que està afectada per un procés actiu de desgasificació i causada per la col·locació de pagodes i túmuls. Actualment, les signatures de BdM suggereixen que la turbulència no magmàtica53 pot ser anterior al vulcanisme embrionari, és a dir, la descàrrega primerenca de magma i/o fluids tèrmics. S'haurien d'implementar activitats de monitorització per analitzar l'evolució dels fenòmens i detectar senyals geoquímics i geofísics indicatius de possibles pertorbacions magmàtiques.
Els perfils acústics de la columna d'aigua (2D) es van adquirir durant la travessia SAFE_2014 (agost de 2014) al R/V Urania (CNR) per l'Institut del Medi Marí Costaner del Consell Nacional de Recerca (IAMC). El mostreig acústic es va realitzar mitjançant una ecosonda científica de divisió de feix Simrad EK60 que funciona a 38 kHz. Les dades acústiques es van enregistrar a una velocitat mitjana d'uns 4 km. Les imatges de l'ecosonda recollides es van utilitzar per identificar els abocaments de fluids i definir amb precisió la seva ubicació a la zona de recollida (entre 74 i 180 m sobre el nivell del mar). Es van mesurar paràmetres físics i químics a la columna d'aigua mitjançant sondes multiparamètriques (conductivitat, temperatura i profunditat, CTD). Les dades es van recollir mitjançant una sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) i es van processar amb el programari SBED-Win32 (Seasave, versió 7.23.2). Es va realitzar una inspecció visual del fons marí mitjançant un dispositiu ROV (vehicle operat remotament) "Pollux III" (GEItaliana) amb dos càmeres (de baixa i alta definició).
L'adquisició de dades multifeix es va dur a terme mitjançant un sistema de sonar multifeix Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). El sistema està connectat a un sistema de posicionament global diferencial per garantir errors submètrics en el posicionament del feix. El pols acústic té una freqüència de 100 KHz, un pols de disparament de 150° graus i una obertura completa de 400 feixos. Mesurar i aplicar perfils de velocitat del so en temps real durant l'adquisició. Les dades es van processar mitjançant el programari PDS2000 (Reson-Thales) d'acord amb l'estàndard de l'Organització Hidrogràfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) per a la navegació i la correcció de marees. La reducció del soroll a causa de pics accidentals d'instruments i exclusió de feix de mala qualitat es va realitzar amb eines d'edició de bandes i eliminació de pics. La detecció contínua de la velocitat del so es realitza mitjançant una estació de quilla situada a prop del transductor multifeix i adquireix i aplica perfils de velocitat del so en temps real a la columna d'aigua cada 6-8 hores per proporcionar la velocitat del so en temps real per a una correcta direcció del feix. Tot el conjunt de dades consta d'aproximadament 440 km2 (0-1200 m de profunditat). Les dades es van utilitzar per proporcionar un model digital de terreny (MDT) d'alta resolució caracteritzat per una mida de cel·la de quadrícula d'1 m. El MDT final (Fig. 1a) es va fer amb dades de terreny (>0 m sobre el nivell del mar) adquirides a la mida de cel·la de quadrícula de 20 m per l'Institut Geomilitar Italià.
Un perfil de dades sísmiques monocanal d'alta resolució de 55 quilòmetres, recollit durant creuers oceànics segurs el 2007 i el 2014, cobria una àrea d'aproximadament 113 quilòmetres quadrats, tots dos al R/V Urania. Els perfils de Marisk (per exemple, el perfil sísmic L1, Fig. 1b) es van obtenir mitjançant el sistema de bàsquet IKB-Seistec. La unitat d'adquisició consisteix en un catamarà de 2,5 m en què es col·loquen la font i el receptor. La signatura de la font consisteix en un únic pic positiu que es caracteritza en el rang de freqüència d'1-10 kHz i permet resoldre reflectors separats per 25 cm. Els perfils sísmics segurs es van adquirir mitjançant una font sísmica Geospark multipunta d'1,4 Kj interconnectada amb el programari Geotrace (Geo Marine Survey System). El sistema consisteix en un catamarà que conté una font d'1–6,02 KHz que penetra fins a 400 mil·lisegons en sediments tous sota el fons marí, amb una resolució vertical teòrica de 30 cm. Tant els dispositius Safe com Marsik es van obtenir a un velocitat de 0,33 trets/segon amb una velocitat del recipient <3 kN. Les dades es van processar i presentar mitjançant el programari Geosuite Allworks amb el següent flux de treball: correcció de dilatació, silenciament de la columna d'aigua, filtratge IIR de passa-banda de 2-6 kHz i AGC.
El gas de la fumarola submarina es va recollir al fons marí mitjançant una caixa de plàstic equipada amb un diafragma de goma a la part superior, col·locada cap per avall pel ROV sobre la ventilació. Un cop les bombolles d'aire que entren a la caixa han substituït completament l'aigua de mar, el ROV torna a una profunditat d'1 m i el bussejador transfereix el gas recollit a través d'un envà de goma a dos matrassos de vidre de 60 mL prèviament buits equipats amb aixetes de tefló, en els quals un es va omplir amb 20 mL de solució de NaOH 5N (matràs tipus Gegenbach). Les principals espècies de gas àcid (CO2 i H2S) es dissolen en la solució alcalina, mentre que les espècies de gas de baixa solubilitat (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 i hidrocarburs lleugers) s'emmagatzemen a l'espai superior de l'ampolla de mostreig. Els gasos inorgànics de baixa solubilitat es van analitzar mitjançant cromatografia de gasos (GC) utilitzant un Shimadzu 15A equipat amb una columna de tamís molecular 5A de 10 m de llarg i un detector de conductivitat tèrmica (TCD) 54. L'argó i l'O2 es van analitzar mitjançant un Thermo. Cromatògraf de gasos Focus equipat amb una columna de tamís molecular capil·lar de 30 m de llargada i TCD. El metà i els hidrocarburs lleugers es van analitzar mitjançant un cromatògraf de gasos Shimadzu 14A equipat amb una columna d'acer inoxidable de 10 m de llargada farcida amb Chromosorb PAW 80/100 mesh, recoberta amb un 23% de SP 1700 i un detector d'ionització de flama (FID). La fase líquida es va utilitzar per a l'anàlisi de 1) CO2, tal com, titulat amb una solució d'HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) i 2) H2S, tal com, després de l'oxidació amb 5 mL d'H2O2 (33%), mitjançant cromatografia iònica (IC) (IC) (Wantong 761). L'error analític de la titració, l'anàlisi GC i IC és inferior al 5%. Després dels procediments estàndard d'extracció i purificació per a mescles de gasos, el CO2 13C/12C (expressat com a δ13C-CO2% i V-PDB) es va analitzar mitjançant un detector de massa Finningan Delta S. espectròmetre55,56. Els estàndards utilitzats per estimar la precisió externa van ser el marbre de Carrara i San Vincenzo (intern), NBS18 i NBS19 (internacional), mentre que l'error analític i la reproductibilitat van ser de ±0,05% i ±0,1%, respectivament.
Els valors de δ15N (expressat com a % vs. Aire) i 40Ar/36Ar es van determinar mitjançant un cromatògraf de gasos (GC) Agilent 6890 N acoblat a un espectròmetre de masses de flux continu Finnigan Delta plusXP. L'error d'anàlisi és: δ15N ± 0,1%, 36Ar < 1%, 40Ar < 3%. La relació isotòpica d'He (expressada com a R/Ra, on R és 3He/4He mesurat a la mostra i Ra és la mateixa relació a l'atmosfera: 1,39 × 10−6)57 es va determinar al laboratori de l'INGV-Palerm (Itàlia). 3He, 4He i 20Ne es van determinar mitjançant un espectròmetre de masses de doble col·lector (Helix SFT-GVI)58 després de la separació de He i Ne. Error d'anàlisi ≤ 0,3%. Els blancs típics per a He i Ne són <10-14 i <10-16 mol, respectivament.
Com citar aquest article: Passaro, S. et al. L'elevació del fons marí impulsada per un procés de desgasificació revela activitat volcànica emergent al llarg de la costa. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. La geologia i la biologia de les filtracions i respiradors d'hidrocarburs del fons marí modern i antic: una introducció. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK i Dillon, WP. La presència global d'hidrats de gas. A Kvenvolden, KA i Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidrats de gas natural: presència, distribució i detecció. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT. Restriccions geofísiques sobre la circulació hidrotermal. A: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. i Hein, JR (eds.) 29–52 (Informe del Taller de Durham, Transferència d'energia i massa en sistemes hidrotermals marins, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. i Heinrich, C. Estructura i dinàmica dels sistemes hidrotermals de la dorsal oceànica. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. i Collett, TS. Opinions actuals sobre els recursos d'hidrats de gas. Energia. I medi ambient. Ciència. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ i Stewart, SA Estructura interna i història d'erupcions d'un sistema de volcans de fang a escala quilomètrica al sud del mar Caspi. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Característiques del fons marí associades a la filtració d'hidrocarburs des de monticles de fang carbonatat d'aigües profundes al golf de Cadis: des del flux de fang fins als sediments carbonatats. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL i Cartwright, J. Representació sísmica 3D de canonades d'escapament de fluids a escala quilomètrica a alta mar de Namíbia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Característiques del flux de fluids en sistemes de oleoductes i gasoductes: què ens diuen sobre l'evolució de les conques? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA i Imbert, P. Evolució vertical de l'estructura de descàrrega de fluids quaternaris del Neogen en relació amb els fluxos de gas a la conca inferior del Congo, a la costa d'Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Activitat hidrotermal i tectònica al nord del llac Yellowstone, Wyoming. Geologia. Partit Socialista. Sí. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. i Scandone, P. La conca tirrènica i l'arc apení: relacions cinemàtiques des del Totonià superior. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Estructura tectònica i escorçal al marge continental de la Campània: relació amb l'activitat volcànica. Mineral. Gasolina. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP i De Astis G. El paper relatiu de la tectònica del rift i els processos d'aixecament magmàtic: inferència a partir de dades geofísiques, estructurals i geoquímiques a la regió volcànica de Nàpols (sud d'Itàlia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ i Mastrolorenzo, G. Mecanismes del moviment vertical recent de l'escorça terrestre al cràter Campi Flegrei al sud d'Itàlia. Geologia. Partit Socialista. Sí. Especificació. 263, pàg. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformació del terreny a curt termini i sismicitat al cràter imbricat de Campi Flegrei (Itàlia): un exemple de recuperació activa de massa en una zona densament poblada. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., i Saccorotti, G. Orígens hidrotermals de l'activitat 4D sostinguda a llarg termini al complex volcànic de Campi Flegrei a Itàlia. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. i Mastrolorenzo, G. Diferenciació ràpida en reservoris magmàtics semblants a sills: un estudi de cas del cràter Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Les sèries temporals InSAR, l'anàlisi de correlació i la modelització de correlació temporal revelen un possible acoblament dels Campi Flegrei i el Vesuvius. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. i Torrente, M. Estructura estructural i estratigràfica de la primera meitat del graben tirrè (golf de Nàpols, Itàlia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. i Marty, B. Fonts de carboni en gas de cendra volcànica d'Island Arcs. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Estratigrafia del canyó de Dohrn: respostes a la baixada del nivell del mar i a l'aixecament tectònic a la plataforma continental exterior (marge tirrènic oriental, Itàlia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).