Gracias por visitar Nature.com. La versión de navegador que está utilizando tiene soporte limitado para CSS. Para una mejor experiencia, le recomendamos que utilice un navegador actualizado (o desactive el modo de compatibilidad en Internet Explorer). Mientras tanto, para garantizar la compatibilidad continua, mostraremos el sitio sin estilos ni JavaScript.
Presentamos evidencia de elevación activa del fondo marino y emisiones de gas a varios kilómetros de la costa del puerto de Nápoles (Italia). Las marcas, montículos y cráteres son características del fondo marino. Estas formaciones representan las cimas de estructuras corticales superficiales, incluyendo pagodas, fallas y pliegues que afectan el lecho marino en la actualidad. Registraron el ascenso, la presurización y la liberación de helio y dióxido de carbono en reacciones de descarbonización de fundidos del manto y rocas corticales. Es probable que estos gases sean similares a los que alimentan los sistemas hidrotermales de Ischia, Campi Flegre y Soma-Vesubio, lo que sugiere una fuente del manto mezclada con fluidos corticales debajo del Golfo de Nápoles. La expansión y ruptura submarina causada por el proceso de elevación y presurización de gas requiere una sobrepresión de 2-3 MPa. Las elevaciones del fondo marino, las fallas y las emisiones de gas son manifestaciones de movimientos no volcánicos que pueden anunciar erupciones del fondo marino y/o explosiones hidrotermales.
Las descargas hidrotermales de aguas profundas (agua caliente y gas) son una característica común de las dorsales oceánicas y los márgenes de placas convergentes (incluidas las partes sumergidas de los arcos insulares), mientras que las descargas frías de hidratos de gas (cloratos) suelen ser características de las plataformas continentales y los márgenes pasivos1, 2,3,4,5. La presencia de descargas hidrotermales en el fondo marino en zonas costeras implica fuentes de calor (reservorios de magma) dentro de la corteza continental y/o el manto. Estas descargas pueden preceder al ascenso del magma a través de las capas superiores de la corteza terrestre y culminar en la erupción y el emplazamiento de montes submarinos volcánicos6. Por lo tanto, la identificación de (a) morfologías asociadas con la deformación activa del fondo marino y (b) emisiones de gas cerca de zonas costeras pobladas, como la región volcánica de Nápoles en Italia (~1 millón de habitantes), es fundamental para evaluar posibles volcanes. Erupción superficial. Además, si bien las características morfológicas asociadas con las emisiones hidrotermales de aguas profundas o de hidratos de gas son relativamente bien conocidas debido a su geología y propiedades biológicas, las excepciones son características morfológicas asociadas con aguas menos profundas, excepto aquellas que ocurren en el Lago 12, hay relativamente pocos registros. Aquí presentamos nuevos datos batimétricos, sísmicos, de columna de agua y geoquímicos para una región submarina, morfológica y estructuralmente compleja afectada por emisiones de gas en el Golfo de Nápoles (sur de Italia), aproximadamente a 5 km del puerto de Nápoles. Estos datos fueron recopilados durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo del R/V Urania. Describimos e interpretamos las estructuras del fondo marino y subsuperficiales donde ocurren las emisiones de gas, investigamos las fuentes de fluidos de ventilación, identificamos y caracterizamos los mecanismos que regulan el ascenso del gas y la deformación asociada, y discutimos los impactos vulcanológicos.
El Golfo de Nápoles forma el margen occidental plio-cuaternario, la depresión tectónica alargada de Campania en dirección noroeste-sureste13,14,15. Este-oeste de Ischia (ca. 150-1302 d. C.), cráter de Campi Flegre (ca. 300-1538) y Soma-Vesubio (desde <360-1944 d. C.)15, mientras que el sur limita con la península de Sorrento (Fig. 1a). El Golfo de Nápoles está afectado por fallas significativas predominantes en dirección noreste-suroeste y secundarias en dirección noroeste-sureste (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei y Soma-Vesubio se caracterizan por manifestaciones hidrotermales, deformación del terreno y sismicidad superficial16,17,18 (por ejemplo, el evento turbulento en Campi Flegrei en 1982-1984, con un levantamiento de 1,8 m y miles de terremotos). Estudios recientes19,20 sugieren que puede haber un vínculo entre la dinámica de Soma-Vesubio y la de Campi Flegre, posiblemente asociada con reservorios de magma únicos 'profundos'. La actividad volcánica y las oscilaciones del nivel del mar en los últimos 36 ka de Campi Flegrei y 18 ka de Soma Vesubio controlaron el sistema sedimentario del Golfo de Nápoles. El bajo nivel del mar en el último máximo glacial (18 ka) condujo a la regresión del sistema sedimentario costero-superficial, que posteriormente fue llenado por eventos transgresivos durante el Pleistoceno tardío-Holoceno. Se han detectado emisiones de gas submarinas alrededor de la isla de Ischia y frente a la costa de Campi Flegre y cerca del Monte Soma-Vesubio (Fig. 1b).
(a) Disposiciones morfológicas y estructurales de la plataforma continental y el Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Los puntos son los principales centros de erupción submarina; las líneas rojas representan las principales fallas. (b) Batimetría de la Bahía de Nápoles con respiraderos de fluidos detectados (puntos) y trazas de líneas sísmicas (líneas negras). Las líneas amarillas son las trayectorias de las líneas sísmicas L1 y L2 reportadas en la Figura 6. Los límites de las estructuras en forma de domo del Banco della Montagna (BdM) están marcados con líneas discontinuas azules en (a,b). Los cuadrados amarillos marcan las ubicaciones de los perfiles acústicos de la columna de agua, y los marcos CTD-EMBlank, CTD-EM50 y ROV se reportan en la Fig. 5. El círculo amarillo marca la ubicación de la descarga de gas de muestreo, y su composición se muestra en la Tabla S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utiliza gráficos generados por Surfer® 13.
Con base en los datos obtenidos durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) (ver Métodos), se ha construido un nuevo Modelo Digital de Terreno (MDT) del Golfo de Nápoles con una resolución de 1 m. El MDT muestra que el fondo marino al sur del Puerto de Nápoles se caracteriza por una superficie orientada al sur con una pendiente suave (pendiente ≤3°) interrumpida por una estructura en forma de cúpula de 5,0 × 5,3 km, conocida localmente como Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b). BdM se desarrolla a una profundidad de aproximadamente 100 a 170 metros, 15 a 20 metros por encima del fondo marino circundante. El domo de BdM mostró una morfología de montículo debido a 280 montículos subcirculares a ovalados (Fig. 2a), 665 conos y 30 fosas (Figs. 3 y 4). El montículo tiene una altura y circunferencia máximas de 22 m y 1800 m, respectivamente. La circularidad [C = 4π(área/perímetro2)] de los montículos disminuyó con el aumento del perímetro (Fig. 2b). Las relaciones axiales para los montículos variaron entre 1 y 6,5, con montículos con una relación axial >2 mostrando un rumbo preferido N45°E + 15° y un rumbo secundario más disperso, más disperso N105°E a N145°E (Fig. 2c). Existen conos individuales o alineados en el plano BdM y en la parte superior del montículo (Fig. 3a,b). Las disposiciones cónicas siguen la disposición de los montículos en los que se encuentran. Las marcas de cráter se ubican comúnmente en el lecho marino plano (Fig. 3c) y ocasionalmente en los montículos. Las densidades espaciales de conos y marcas de cráter demuestran que la alineación predominante NE-SO delimita los límites noreste y suroeste del domo BdM (Fig. 4a,b); la ruta NO-SE, menos extendida, se encuentra en la región central de BdM.
(a) Modelo digital del terreno (tamaño de celda de 1 m) de la cúpula de Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetro y redondez de los montículos de BdM. (c) Relación axial y ángulo (orientación) del eje mayor de la elipse de mejor ajuste que rodea el montículo. El error estándar del modelo digital del terreno es de 0,004 m; los errores estándar del perímetro y la redondez son de 4,83 m y 0,01, respectivamente, y los errores estándar de la relación axial y el ángulo son de 0,04 y 3,34°, respectivamente.
Detalles de los conos, cráteres, montículos y fosas identificados en la región BdM, extraídos del MDT de la Figura 2.
(a) Conos de alineación en un lecho marino plano; (b) conos y cráteres en montículos delgados orientados del noroeste al sureste; (c) marcas de cráter en una superficie ligeramente inclinada.
(a) Distribución espacial de cráteres, fosas y descargas de gas activas detectadas. (b) Densidad espacial de cráteres y fosas reportadas en (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emisiones gaseosas en la región BdM a partir de imágenes de ecosonda de columna de agua de ROV y observaciones directas del fondo marino adquiridas durante el crucero SAFE_2014 en agosto de 2014 (Figuras 4 y 5). Las anomalías acústicas de estas emisiones muestran formas alargadas verticalmente que se elevan desde el fondo marino, con un rango vertical de entre 12 y aproximadamente 70 m (Fig. 5a). En algunos lugares, las anomalías acústicas formaron un “tren” casi continuo. Las columnas de burbujas observadas varían ampliamente: desde flujos de burbujas continuos y densos hasta fenómenos de corta duración (Vídeo suplementario 1). La inspección con ROV permite la verificación visual de la ocurrencia de respiraderos de fluidos del fondo marino y resalta pequeñas marcas en el lecho marino, a veces rodeadas de sedimentos de color rojo a naranja (Fig. 5b). En algunos casos, los canales del ROV reactivan las emisiones. La morfología del respiradero muestra una abertura circular en la parte superior sin ensanchamiento en la columna de agua. El pH en la columna de agua justo por encima del punto de descarga mostró una caída significativa, lo que indica condiciones más ácidas localmente. (Fig. 5c,d). En particular, el pH por encima de la descarga de gas BdM a 75 m de profundidad disminuyó de 8,4 (a 70 m de profundidad) a 7,8 (a 75 m de profundidad) (Fig. 5c), mientras que otros sitios en el Golfo de Nápoles tenían valores de pH entre 0 y 160 m en el intervalo de profundidad entre 8,3 y 8,5 (Fig. 5d). Faltaban cambios significativos en la temperatura y salinidad del agua de mar en dos sitios dentro y fuera del área BdM del Golfo de Nápoles. A una profundidad de 70 m, la temperatura es de 15 °C y la salinidad es de aproximadamente 38 PSU (Fig. 5c,d). Las mediciones de pH, temperatura y salinidad indicaron: a) la participación de fluidos ácidos asociados con el proceso de desgasificación BdM y b) la ausencia o descarga muy lenta de fluidos térmicos y salmuera.
(a) Ventana de adquisición del perfil acústico de la columna de agua (ecómetro Simrad EK60). Banda verde vertical correspondiente a la llamarada de gas detectada en la descarga de fluido EM50 (aproximadamente 75 m por debajo del nivel del mar) ubicada en la región BdM; también se muestran las señales multiplex del fondo y del lecho marino (b) recopiladas con un vehículo controlado remotamente en la región BdM La única foto muestra un pequeño cráter (círculo negro) rodeado de sedimento rojo a naranja. (c,d) Datos CTD de sonda multiparamétrica procesados ​​utilizando el software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Patrones de parámetros seleccionados (salinidad, temperatura, pH y oxígeno) de la columna de agua por encima de la descarga de fluido EM50 (panel c) y fuera del área de descarga Bdm panel (d).
Recolectamos tres muestras de gas del área de estudio entre el 22 y el 28 de agosto de 2014. Estas muestras mostraron composiciones similares, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguido de concentraciones relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) y H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mientras que H2 y He fueron menos abundantes (<0,052 y <0,016 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Tabla S1, Video suplementario 2). También se midieron concentraciones relativamente altas de O2 y Ar (hasta 3,2 y 0,18 mmol/mol, respectivamente). La suma de los hidrocarburos ligeros varía de 0,24 a 0,30 mmol/mol y consiste en alcanos C2-C4, aromáticos (principalmente benceno), propeno y compuestos que contienen azufre (tiofeno). El valor 40Ar/36Ar es consistente con el aire (295,5), aunque la muestra EM35 (domo BdM) tiene un valor de 304, mostrando un ligero exceso de 40Ar. La relación δ15N fue más alta que para el aire (hasta +1,98% frente al aire), mientras que los valores δ13C-CO2 variaron de -0,93 a 0,44% frente a V-PDB. Los valores R/Ra (después de corregir la contaminación del aire usando la relación 4He/20Ne) estuvieron entre 1,66 y 1,94, lo que indica la presencia de una gran fracción de He del manto. Al combinar el isótopo de helio con CO2 y su isótopo estable 22, se puede aclarar aún más la fuente de las emisiones en BdM. En el mapa de CO2 para CO2/3He frente a δ13C (Fig. 6), la composición del gas BdM se compara con la de Ischia, Campi Flegrei y Fumarolas del Somma-Vesubio. La Figura 6 también informa sobre líneas de mezcla teóricas entre tres fuentes de carbono diferentes que pueden estar involucradas en la producción de gas BdM: fundidos disueltos derivados del manto, sedimentos ricos en materia orgánica y carbonatos. Las muestras de BdM se sitúan en la línea de mezcla representada por los tres volcanes de Campania, es decir, la mezcla entre gases del manto (que se supone que están ligeramente enriquecidos en dióxido de carbono en relación con los MORB clásicos para el propósito de ajustar los datos) y reacciones causadas por la descarbonización de la corteza. La roca de gas resultante.
Se presentan líneas híbridas entre la composición del manto y los miembros extremos de la caliza y los sedimentos orgánicos para su comparación. Los recuadros representan las áreas de fumarolas de Ischia, Campi Flegrei y Somma-Vesvius 59, 60, 61. La muestra BdM se encuentra en la tendencia mixta del volcán Campania. El gas miembro extremo de la línea mixta es de origen mantélico, que es el gas producido por la reacción de descarburación de los minerales carbonatados.
Las secciones sísmicas L1 y L2 (Figs. 1b y 7) muestran la transición entre BdM y las secuencias estratigráficas distales de las regiones volcánicas Somma-Vesubio (L1, Fig. 7a) y Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM se caracteriza por la presencia de dos formaciones sísmicas principales (MS y PS en la Fig. 7). La superior (MS) muestra reflectores subparalelos de amplitud alta a moderada y continuidad lateral (Fig. 7b,c). Esta capa incluye sedimentos marinos arrastrados por el sistema del Último Máximo Glacial (LGM) y consiste en arena y arcilla23. La capa PS subyacente (Fig. 7b-d) se caracteriza por una fase caótica a transparente en forma de columnas o relojes de arena. La parte superior de los sedimentos PS formó montículos en el fondo marino (Fig. 7d). Estas geometrías tipo diapiro demuestran la intrusión de material transparente PS en los depósitos MS más superiores. El levantamiento es responsable de la formación de pliegues y fallas que afectan la capa MS y los sedimentos actuales suprayacentes del fondo marino BdM (Fig. 7b–d). El intervalo estratigráfico MS está claramente delaminado en la porción ENE de la sección L1, mientras que se blanquea hacia BdM debido a la presencia de una capa saturada de gas (GSL) cubierta por algunos niveles internos de la secuencia MS (Fig. 7a). Los núcleos de gravedad recogidos en la parte superior de BdM correspondientes a la capa sísmica transparente indican que los 40 cm superiores consisten en arena depositada recientemente hasta el presente; )24,25 y fragmentos de pumita de la erupción explosiva de Campi Flegrei de “Toba Amarilla de Nápoles” (14,8 ka)26.La fase transparente de la capa PS no puede explicarse solo por procesos de mezcla caótica, porque las capas caóticas asociadas con deslizamientos de tierra, flujos de lodo y flujos piroclásticos encontrados fuera del BdM en el Golfo de Nápoles son acústicamente opacas21,23,24.Concluimos que las facies sísmicas BdM PS observadas, así como la apariencia de la capa de afloramiento submarina PS (Fig. 7d), reflejan el levantamiento de gas natural.
(a) Perfil sísmico de una sola pista L1 (traza de navegación en la Fig. 1b) que muestra una disposición espacial columnar (pagoda). La pagoda consiste en depósitos caóticos de pumita y arena. La capa saturada de gas que existe debajo de la pagoda elimina la continuidad de las formaciones más profundas. (b) Perfil sísmico de un solo canal L2 (traza de navegación en la Fig. 1b), que resalta la incisión y deformación de montículos del fondo marino, depósitos marinos (MS) y de arena de pumita (PS). (c) Los detalles de la deformación en MS y PS se informan en (c,d). Suponiendo una velocidad de 1580 m/s en el sedimento más superior, 100 ms representan aproximadamente 80 m en la escala vertical.
Las características morfológicas y estructurales de BdM son similares a otros campos hidrotermales y de hidratos de gas submarinos a nivel mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 y a menudo se asocian con elevaciones (bóvedas y montículos) y descarga de gas (conos, fosas). Los conos y fosas alineados con BdM y los montículos alargados indican una permeabilidad controlada estructuralmente (Figuras 2 y 3). La disposición espacial de los montículos, fosas y respiraderos activos sugiere que su distribución está parcialmente controlada por las fracturas de impacto NW-SE y NE-SW (Fig. 4b). Estas son las direcciones preferidas de los sistemas de fallas que afectan las áreas volcánicas de Campi Flegrei y Somma-Vesubio y el Golfo de Nápoles. En particular, la estructura de la primera controla la ubicación de la descarga hidrotermal del cráter de Campi Flegrei35. Por lo tanto, concluimos que las fallas y fracturas en el Golfo de Nápoles representan la ruta preferida para la migración de gas hacia la superficie, una característica compartida por otros sistemas hidrotermales controlados estructuralmente36,37. Cabe destacar que los conos y fosas de BdM no siempre estaban asociados con montículos (Fig. 3a,c). Esto sugiere que estos montículos no necesariamente representan precursores de la formación de fosas, como otros autores han sugerido para las zonas de hidratos de gas32,33. Nuestras conclusiones respaldan la hipótesis de que la alteración de los sedimentos del fondo marino del domo no siempre conduce a la formación de fosas.
Las tres emisiones gaseosas recolectadas muestran firmas químicas típicas de fluidos hidrotermales, principalmente CO2 con concentraciones significativas de gases reductores (H2S, CH4 y H2) e hidrocarburos ligeros (especialmente benceno y propileno)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabla S1). La presencia de gases atmosféricos (como O2), que no se espera que estén presentes en las emisiones submarinas, puede deberse a la contaminación del aire disuelto en el agua de mar que entra en contacto con los gases almacenados en cajas de plástico utilizadas para el muestreo, ya que los ROV se extraen del fondo oceánico al mar para su retorno. Por el contrario, los valores positivos de δ15N y un alto N2/Ar (hasta 480) significativamente superior al ASW (agua saturada de aire) sugieren que la mayor parte del N2 se produce a partir de fuentes extraatmosféricas, en concordancia con el origen hidrotermal predominante de estos gases. El origen hidrotermal-volcánico del gas BdM se confirma por los contenidos de CO2 y He. y sus firmas isotópicas. Los isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) y los valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) sugieren que las muestras de BdM pertenecen a una tendencia mixta de fumarolas alrededor de los miembros extremos del manto del Golfo de Nápoles y la descarbonización. La relación entre los gases producidos por la reacción (Figura 6). Más específicamente, las muestras de gas de BdM se ubican a lo largo de la tendencia de mezcla aproximadamente en la misma ubicación que los fluidos de los volcanes adyacentes Campi Flegrei y Somma-Veusivus. Son más corticales que las fumarolas de Ischia, que están más cerca del final del manto. Somma-Veusuvius y Campi Flegrei tienen valores de 3He/4He más altos (R/Ra entre 2,6 y 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 y 1,96; Tabla S1). Esto sugiere que la adición y acumulación de He radiogénico se originó a partir de la misma fuente de magma que alimentó los volcanes Somma-Vesubio y Campi Flegrei. La ausencia de fracciones detectables de carbono orgánico en las emisiones de BdM sugiere que los sedimentos orgánicos no están involucrados en el proceso de desgasificación de BdM.
Con base en los datos reportados anteriormente y los resultados de modelos experimentales de estructuras en forma de domo asociadas con regiones ricas en gas submarinas, la presurización profunda del gas puede ser responsable de la formación de domos BdM de escala kilométrica. Para estimar la sobrepresión Pdef que conduce a la bóveda BdM, aplicamos un modelo de mecánica de placas delgadas33,34 asumiendo, a partir de los datos morfológicos y sísmicos recopilados, que la bóveda BdM es una lámina subcircular de radio a mayor que un depósito viscoso blando deformado El desplazamiento vertical máximo w y el espesor h de la (Fig. S1 suplementaria). Pdef es la diferencia entre la presión total y la presión estática de la roca más la presión de la columna de agua. En BdM, el radio es de aproximadamente 2500 m, w es 20 m y el máximo h estimado a partir del perfil sísmico es de aproximadamente 100 m. Calculamos Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 a partir de la relación, donde D es la rigidez flexional; D viene dado por (E h3)/[12(1 – ν2)], donde E es el módulo de Young del depósito, ν es la relación de Poisson (~0,5)33. Dado que las propiedades mecánicas de los sedimentos BdM no se pueden medir, establecemos E = 140 kPa, que es un valor razonable para sedimentos arenosos costeros 47 similares a BdM14,24. No consideramos los valores de E más altos reportados en la literatura para depósitos de arcilla limosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque los depósitos BDM consisten principalmente en arena, no en limo o arcilla limosa24. Obtenemos Pdef = 0,3 Pa, que es consistente con las estimaciones de los procesos de elevación del fondo marino en entornos de cuencas de hidratos de gas, donde Pdef varía de 10-2 a 103 Pa, con valores más bajos que representan w/a bajo y/o qué. En BdM, la reducción de rigidez debido La saturación local de gas del sedimento y/o la aparición de fracturas preexistentes también pueden contribuir a la falla y la consiguiente liberación de gas, permitiendo la formación de las estructuras de ventilación observadas. Los perfiles sísmicos reflejados recopilados (Fig. 7) indicaron que los sedimentos PS se elevaron desde el GSL, empujando hacia arriba los sedimentos marinos MS suprayacentes, lo que resultó en montículos, pliegues, fallas y cortes sedimentarios (Fig. 7b,c). Esto sugiere que la pumita de 14,8 a 12 ka de antigüedad se ha intruido en la capa MS más joven a través de un proceso de transporte de gas ascendente. Las características morfológicas de la estructura BdM pueden verse como el resultado de la sobrepresión creada por la descarga de fluidos producida por el GSL. Dado que la descarga activa puede verse desde el fondo marino hasta más de 170 m bsl48, asumimos que la sobrepresión de fluidos dentro del GSL supera los 1700 kPa. La migración ascendente de gases en los sedimentos también tuvo el efecto de lavar el material contenido en el MS, lo que explica la presencia de sedimentos caóticos en los núcleos de gravedad muestreados en BdM25. Además, la sobrepresión del GSL crea un sistema de fracturas complejo (falla poligonal en la Fig. 7b). Colectivamente, esta morfología, estructura y asentamiento estratigráfico, denominados "pagodas"49,50, se atribuyeron originalmente a efectos secundarios de antiguas formaciones glaciares, y actualmente se interpretan como los efectos del ascenso de gas31,33 o evaporitas50. En el margen continental de Campania, los sedimentos evaporíticos son escasos, al menos dentro de los 3 km superiores de la corteza. Por lo tanto, es probable que el mecanismo de crecimiento de las pagodas de BdM esté controlado por el ascenso de gas en los sedimentos. Esta conclusión está respaldada por las facies sísmicas transparentes de la pagoda (Fig. 7), así como por los datos de núcleos de gravedad como se informó anteriormente24, donde la arena actual entra en erupción con 'Pomici Principali'25 y 'Toba Amarilla de Nápoles'26 Campi Flegrei.Además, los depósitos de PS invadieron y deformaron la capa MS más superior (Fig. 7d). Esta disposición estructural sugiere que la pagoda representa una estructura en ascenso y no solo un gasoducto. Por lo tanto, dos procesos principales rigen la formación de la pagoda: a) la densidad del sedimento blando disminuye a medida que el gas entra desde abajo; b) la mezcla de gas y sedimento asciende, lo que provoca el plegamiento, las fallas y las fracturas observadas que causan los depósitos MS (Figura 7). Se ha propuesto un mecanismo de formación similar para las pagodas asociadas con hidratos de gas en el Mar de Scotia del Sur (Antártida). Las pagodas de BdM aparecieron en grupos en áreas montañosas, y su extensión vertical promedió entre 70 y 100 m en tiempo de viaje de ida y vuelta (TWTT) (Fig. 7a). Debido a la presencia de ondulaciones MS y considerando la estratigrafía del núcleo de gravedad de BdM, inferimos que la edad de formación de las estructuras de pagoda es menor que aproximadamente 14-12 ka. Además, el crecimiento de estas estructuras sigue activo (Fig. 7d), ya que algunas pagodas han invadido y deformado la arena BdM actual suprayacente (Fig. 7d).
El hecho de que la pagoda no haya cruzado el lecho marino actual indica que (a) el ascenso del gas y/o el cese local de la mezcla gas-sedimento, y/o (b) el posible flujo lateral de la mezcla gas-sedimento no permite un proceso de sobrepresión localizado. Según el modelo de teoría del diapiro52, el flujo lateral demuestra un balance negativo entre la tasa de suministro de la mezcla de lodo-gas desde abajo y la tasa a la que la pagoda se mueve hacia arriba. La reducción en la tasa de suministro puede estar relacionada con el aumento de la densidad de la mezcla debido a la desaparición del suministro de gas. Los resultados resumidos anteriormente y el ascenso de la pagoda controlado por la flotabilidad nos permiten estimar la altura de la columna de aire hg. La flotabilidad viene dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), donde g es la gravedad (9,8 m/s²) y ρw y ρg son las densidades del agua y del gas, respectivamente. ΔP es la suma de la Pdef calculada previamente y la presión litostática Plith de la placa de sedimento, es decir ρsg h, donde ρs es la densidad del sedimento. En este caso, el valor de hg requerido para la flotabilidad deseada viene dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. En BdM, establecemos Pdef = 0,3 Pa y h = 100 m (ver arriba), ρw = 1030 kg/m3, ρs = 2500 kg/m3, ρg es despreciable porque ρw ≫ρg. Obtenemos hg = 245 m, un valor que representa la profundidad del fondo del GSL. ΔP es 2,4 MPa, que es la sobrepresión requerida para romper el fondo marino de BdM y formar chimeneas.
La composición del gas BdM es consistente con fuentes del manto alteradas por la adición de fluidos asociados con reacciones de descarbonización de rocas corticales (Fig. 6). Las alineaciones aproximadas EW de los domos BdM y volcanes activos como Ischia, Campi Flegre y Soma-Vesubio, junto con la composición de los gases emitidos, sugieren que los gases emitidos desde el manto debajo de toda la región volcánica de Nápoles están mezclados. Cada vez más fluidos corticales se mueven de oeste (Ischia) a este (Somma-Vesubio) (Figs. 1b y 6).
Hemos concluido que en la Bahía de Nápoles, a pocos kilómetros del puerto de Nápoles, existe una estructura en forma de domo de 25 km2 de ancho que se ve afectada por un proceso activo de desgasificación y es causada por la colocación de pagodas y montículos. Actualmente, las firmas BdM sugieren que la turbulencia no magmática53 puede preceder al vulcanismo embrionario, es decir, la descarga temprana de magma y/o fluidos termales. Se deben implementar actividades de monitoreo para analizar la evolución de los fenómenos y detectar señales geoquímicas y geofísicas que indiquen posibles perturbaciones magmáticas.
Se adquirieron perfiles acústicos de la columna de agua (2D) durante la expedición SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo del buque de investigación R/V Urania (CNR) por el Instituto del Consejo Nacional de Investigación del Medio Ambiente Marino Costero (IAMC). El muestreo acústico se realizó con una ecosonda científica de haz dividido Simrad EK60 que operaba a 38 kHz. Los datos acústicos se registraron a una velocidad media de aproximadamente 4 km/h. Las imágenes de la ecosonda recopiladas se utilizaron para identificar descargas de fluidos y definir con precisión su ubicación en el área de recolección (entre 74 y 180 m por debajo del nivel del mar). Se midieron parámetros físicos y químicos en la columna de agua utilizando sondas multiparamétricas (conductividad, temperatura y profundidad, CTD). Los datos se recopilaron utilizando una sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) y se procesaron con el software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Se realizó una inspección visual del lecho marino utilizando un ROV "Pollux III" (GE Italiana). (vehículo operado remotamente) con dos cámaras (de baja y alta definición).
La adquisición de datos multihaz se realizó utilizando un sistema de sonar multihaz Simrad EM710 de 100 kHz (Kongsberg). El sistema está conectado a un sistema de posicionamiento global diferencial para garantizar errores submétricos en el posicionamiento del haz. El pulso acústico tiene una frecuencia de 100 kHz, un pulso de disparo de 150° y una apertura total de 400 haces. Se midieron y aplicaron perfiles de velocidad del sonido en tiempo real durante la adquisición. Los datos se procesaron utilizando el software PDS2000 (Reson-Thales) de acuerdo con el estándar de la Organización Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para la navegación y la corrección de mareas. La reducción de ruido debida a picos accidentales del instrumento y exclusión de haces de baja calidad se realizó con herramientas de edición de bandas y eliminación de picos. La detección continua de la velocidad del sonido se realiza mediante una estación de quilla ubicada cerca del transductor multihaz y adquiere y aplica perfiles de velocidad del sonido en tiempo real en la columna de agua cada 6-8 horas para proporcionar velocidad del sonido en tiempo real para una correcta Dirección del haz. El conjunto de datos completo consta de aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidad). Los datos se utilizaron para proporcionar un modelo digital de terreno (MDT) de alta resolución caracterizado por un tamaño de celda de cuadrícula de 1 m. El MDT final (Fig. 1a) se realizó con datos de terreno (>0 m sobre el nivel del mar) adquiridos con un tamaño de celda de cuadrícula de 20 m por el Instituto Geomilitar Italiano.
Un perfil de datos sísmicos monocanal de alta resolución de 55 kilómetros, recopilado durante cruceros oceánicos seguros en 2007 y 2014, cubrió un área de aproximadamente 113 kilómetros cuadrados, ambos en el R/V Urania. Los perfiles Marisk (por ejemplo, perfil sísmico L1, Fig. 1b) se obtuvieron utilizando el sistema boomer IKB-Seistec. La unidad de adquisición consiste en un catamarán de 2,5 m en el que se colocan la fuente y el receptor. La firma de la fuente consiste en un único pico positivo que se caracteriza en el rango de frecuencia de 1-10 kHz y permite resolver reflectores separados por 25 cm. Los perfiles sísmicos seguros se adquirieron utilizando una fuente sísmica Geospark multi-punta de 1,4 Kj conectada al software Geotrace (Geo Marine Survey System). El sistema consiste en un catamarán que contiene una fuente de 1–6,02 KHz que penetra hasta 400 milisegundos en sedimentos blandos debajo del lecho marino, con una resolución vertical teórica de 30 cm. Ambos Se obtuvieron dispositivos Safe y Marsik a una tasa de 0,33 disparos/seg con una velocidad de la embarcación <3 nudos. Los datos se procesaron y presentaron utilizando el software Geosuite Allworks con el siguiente flujo de trabajo: corrección de dilatación, atenuación de la columna de agua, filtrado IIR de paso de banda de 2-6 kHz y AGC.
El gas de la fumarola submarina se recolectó en el fondo marino utilizando una caja de plástico equipada con un diafragma de goma en su parte superior, colocada boca abajo por el ROV sobre la fumarola. Una vez que las burbujas de aire que entraron en la caja reemplazaron completamente el agua de mar, el ROV regresó a una profundidad de 1 m, y el buzo transfirió el gas recolectado a través de un septo de goma a dos matraces de vidrio de 60 mL previamente evacuados, equipados con llaves de paso de teflón. Uno de ellos se llenó con 20 mL de solución de NaOH 5N (matraz tipo Gegenbach). Las principales especies de gases ácidos (CO2 y H2S) se disolvieron en la solución alcalina, mientras que las especies de gases de baja solubilidad (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e hidrocarburos ligeros) se almacenaron en el espacio de cabeza del frasco de muestreo. Los gases inorgánicos de baja solubilidad se analizaron mediante cromatografía de gases (GC) utilizando un Shimadzu 15A equipado con una columna de tamiz molecular 5A de 10 m de longitud y un detector térmico. detector de conductividad (TCD) 54. El argón y el O2 se analizaron utilizando un cromatógrafo de gases Thermo Focus equipado con una columna capilar de tamiz molecular de 30 m de longitud y TCD. El metano y los hidrocarburos ligeros se analizaron utilizando un cromatógrafo de gases Shimadzu 14A equipado con una columna de acero inoxidable de 10 m de longitud rellena con Chromosorb PAW 80/100 mesh, recubierta con 23% SP 1700 y un detector de ionización de llama (FID). La fase líquida se utilizó para el análisis de 1) CO2, como, titulado con una solución de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) y 2) H2S, como, después de la oxidación con 5 mL de H2O2 (33%), mediante cromatografía iónica (IC) (IC) (Wantong 761). El error analítico de la titulación, el análisis GC e IC es inferior al 5%. Después de los procedimientos estándar de extracción y purificación para mezclas de gases, 13C/12C CO2 (expresado como δ13C-CO2% y V-PDB) se analizó utilizando un espectrómetro de masas Finningan Delta S55,56. Los estándares utilizados para estimar la precisión externa fueron mármol de Carrara y San Vincenzo (interno), NBS18 y NBS19 (internacional), mientras que el error analítico y la reproducibilidad fueron ±0,05% y ±0,1%, respectivamente.
Los valores de δ15N (expresados ​​como % frente al aire) y 40Ar/36Ar se determinaron utilizando un cromatógrafo de gases (GC) Agilent 6890 N acoplado a un espectrómetro de masas de flujo continuo Finnigan Delta plusXP. El error de análisis es: δ15N ± 0,1 %, 36Ar < 1 %, 40Ar < 3 %. La relación isotópica de He (expresada como R/Ra, donde R es 3He/4He medida en la muestra y Ra es la misma relación en la atmósfera: 1,39 × 10−6)57 se determinó en el laboratorio del INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He y 20Ne se determinaron utilizando un espectrómetro de masas de doble colector (Helix SFT-GVI)58 después de la separación de He y Ne. Error de análisis ≤ 0,3 %. Los blancos típicos para He y Ne son < 10-14 y <10-16 mol, respectivamente.
Cómo citar este artículo: Passaro, S. et al. El levantamiento del fondo marino impulsado por un proceso de desgasificación revela actividad volcánica incipiente a lo largo de la costa. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. La geología y biología de las filtraciones y respiraderos de hidrocarburos modernos y antiguos del fondo marino: una introducción. Geographic Ocean Wright.14, 69–73 (1994).
Paull, CK y Dillon, WP La presencia global de hidratos de gas. En Kvenvolden, KA y Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidratos de gas natural: presencia, distribución y detección. Monografía geofísica 124 de la Unión Geofísica Americana, 2001).
Fisher, AT Restricciones geofísicas sobre la circulación hidrotermal. En: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. y Hein, JR (eds) 29–52 (Informe del Taller de Durham, Transferencia de energía y masa en sistemas hidrotermales marinos, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. y Heinrich, C. Estructura y dinámica de los sistemas hidrotermales de las dorsales oceánicas. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. y Collett, TS. Perspectivas actuales sobre los recursos de hidratos de gas. Energía y medio ambiente. Ciencia. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ y Stewart, SA Estructura interna e historial de erupción de un sistema volcánico de lodo a escala kilométrica en el sur del Mar Caspio. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Características del fondo marino asociadas con la filtración de hidrocarburos desde montículos de lodo carbonatado de aguas profundas en el Golfo de Cádiz: del flujo de lodo a los sedimentos carbonatados. Geografía marzo. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL y Cartwright, J. Representación sísmica 3D de oleoductos de escape de fluidos a escala kilométrica en la costa de Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Características del flujo de fluidos en sistemas de oleoductos y gasoductos: ¿Qué nos dicen sobre la evolución de la cuenca? Marzo Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA y Imbert, P. Evolución vertical de la estructura de descarga de fluidos del Cuaternario Neógeno en relación con los flujos de gas en la Cuenca del Bajo Congo, costa afuera de Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Actividad hidrotermal y tectónica en el norte del lago Yellowstone, Wyoming. Geología. Partido Socialista. Sí. Boletín 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. y Scandone, P. La cuenca tirrénica y el arco de los Apeninos: relaciones cinemáticas desde el Totoniense tardío. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Estructura tectónica y cortical en el margen continental de Campania: relación con la actividad volcánica.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP y De Astis G. El papel relativo de la tectónica de rift y los procesos de elevación magmática: inferencia a partir de datos geofísicos, estructurales y geoquímicos en la región volcánica de Nápoles (sur de Italia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ y Mastrolorenzo, G. Mecanismos del reciente movimiento vertical de la corteza en el cráter de los Campos Flégreos en el sur de Italia. geología. Partido Socialista. Sí. Especificación. 263, págs. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformación del terreno a corto plazo y sismicidad en el cráter anidado de Campi Flegrei (Italia): un ejemplo de recuperación activa de masa en un área densamente poblada. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., y Saccorotti, G. Orígenes hidrotermales de la actividad 4D sostenida a largo plazo en el complejo volcánico de Campi Flegrei en Italia. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. y Mastrolorenzo, G. Diferenciación rápida en reservorios magmáticos tipo dique: un estudio de caso del cráter Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. Las series temporales InSAR, el análisis de correlación y el modelado de correlación temporal revelan un posible acoplamiento de los Campos Flégreos y el Vesubio. J. Volcano.geothermal.reservoir. 280, 104–110 (2014).
Milia, A. y Torrente, M. Estructura estructural y estratigráfica de la primera mitad del graben tirrénico (golfo de Nápoles, Italia). Física constructiva 315, 297–314.
Sano, Y. y Marty, B. Fuentes de carbono en el gas de ceniza volcánica de arcos insulares. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Estratigrafía del cañón Dohrn: Respuestas al descenso del nivel del mar y al levantamiento tectónico en la plataforma continental exterior (margen oriental del Tirreno, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).