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Nous rapportons des preuves de soulèvement actif du fond marin et d'émissions de gaz à plusieurs kilomètres au large du port de Naples (Italie). Des dépressions, des monticules et des cratères caractérisent le fond marin. Ces formations représentent le sommet de structures crustales superficielles, notamment des pagodes, des failles et des plis qui affectent aujourd'hui le fond marin. Elles témoignent de la remontée, de la pressurisation et du dégagement d'hélium et de dioxyde de carbone lors des réactions de décarbonatation des magmas mantelliques et des roches crustales. Ces gaz sont probablement similaires à ceux qui alimentent les systèmes hydrothermaux d'Ischia, des Champs Phlégréens et du Soma-Vésuve, suggérant une source mantellique mélangée à des fluides crustaux sous le golfe de Naples. L'expansion et la rupture sous-marines causées par le processus de remontée et de pressurisation des gaz nécessitent une surpression de 2 à 3 MPa. Les soulèvements du fond marin, les failles et les émissions de gaz sont des manifestations de bouleversements non volcaniques qui pourraient annoncer des éruptions sous-marines et/ou des explosions hydrothermales.
Les rejets hydrothermaux profonds (eau chaude et gaz) sont fréquents au niveau des dorsales médio-océaniques et des marges de plaques convergentes (y compris les parties submergées des arcs insulaires), tandis que les rejets froids d'hydrates de gaz (chlorates) sont souvent caractéristiques des plateaux continentaux et des marges passives^{1, 2, 3, 4, 5}. La présence de rejets hydrothermaux sous-marins dans les zones côtières implique des sources de chaleur (réservoirs magmatiques) au sein de la croûte continentale et/ou du manteau. Ces rejets peuvent précéder la remontée du magma à travers les couches supérieures de la croûte terrestre et aboutir à l'éruption et à la mise en place de monts sous-marins volcaniques⁶. Par conséquent, l'identification (a) des morphologies associées à une déformation active des fonds marins et (b) des émissions de gaz à proximité de zones côtières peuplées, telles que la région volcanique de Naples en Italie (environ 1 million d'habitants), est essentielle pour évaluer la présence potentielle de volcans. Éruption superficielle. De plus, bien que les caractéristiques morphologiques associées aux rejets hydrothermaux profonds ou Les émissions de gaz d'hydrates sont relativement bien connues en raison de leurs propriétés géologiques et biologiques. Les exceptions concernent les caractéristiques morphologiques associées aux eaux peu profondes, à l'exception de celles se produisant dans le lac 12, où les données sont relativement peu nombreuses. Nous présentons ici de nouvelles données bathymétriques, sismiques, de colonne d'eau et géochimiques pour une région sous-marine complexe, morphologiquement et structuralement, affectée par des émissions de gaz dans le golfe de Naples (Italie du Sud), à environ 5 km du port de Naples. Ces données ont été recueillies lors de la campagne SAFE_2014 (août 2014) à bord du navire océanographique Urania. Nous décrivons et interprétons les structures du fond marin et du sous-sol où se produisent les émissions de gaz, étudions les sources des fluides émis, identifions et caractérisons les mécanismes qui régulent la remontée des gaz et la déformation associée, et discutons des impacts volcaniques.
Le golfe de Naples forme la marge occidentale plio-quaternaire, la dépression tectonique de Campanie allongée du nord-ouest au sud-est^13,14,15. À l'est d'Ischia (env. 150-1302 ap. J.-C.), du cratère des Champs Phlégréens (env. 300-1538) et du Somma-Vésuve (de <360 à 1944), cette configuration confine la baie au nord¹⁵, tandis qu'au sud se trouve la péninsule de Sorrente (Fig. 1a). Le golfe de Naples est affecté par des failles importantes, principalement orientées nord-est-sud-ouest et secondairement nord-ouest-sud-est (Fig. 1)^14,15. Ischia, les Champs Phlégréens et le Somma-Vésuve sont caractérisés par des manifestations hydrothermales, des déformations du sol et une sismicité superficielle^16,17,18 (par exemple, l'événement sismique turbulent survenu aux Champs Phlégréens en 1982-1984, avec un soulèvement de 1,8 m et des milliers de secousses). Des études récentes^19,20 suggèrent un lien possible entre la dynamique du Soma-Vésuve et celle des Champs Phlégréens, potentiellement lié à des réservoirs magmatiques profonds. L'activité volcanique et les variations du niveau marin au cours des 36 derniers millénaires des Champs Phlégréens et des 18 derniers millénaires du Soma-Vésuve ont influencé le système sédimentaire du golfe de Naples. Le faible niveau marin lors du dernier maximum glaciaire (18 ka) a entraîné la régression du système sédimentaire superficiel au large, comblé ultérieurement par des transgressions à la fin du Pléistocène et à l'Holocène. Des émissions de gaz sous-marines ont été détectées autour de l'île d'Ischia, au large des Champs Phlégréens et à proximité du Soma-Vésuve (Fig. 1b).
(a) Morphologie et structure du plateau continental et du golfe de Naples (15, 23, 24, 48). Les points représentent les principaux centres d'éruption sous-marine ; les lignes rouges, les failles majeures. (b) Bathymétrie de la baie de Naples avec les évents de fluides détectés (points) et les tracés des profils sismiques (lignes noires). Les lignes jaunes correspondent aux trajectoires des profils sismiques L1 et L2 présentés sur la figure 6. Les limites des structures en dôme du Banco della Montagna (BdM) sont indiquées par des lignes pointillées bleues en (a, b). Les carrés jaunes indiquent l'emplacement des profils acoustiques de la colonne d'eau ; les images CTD-EMBlank, CTD-EM50 et ROV sont présentées sur la figure 5. Le cercle jaune indique l'emplacement du rejet de gaz échantillonné ; sa composition est présentée dans le tableau S1. Les graphiques ont été générés par Surfer® 13 (Golden Software, http://www.goldensoftware.com/products/surfer).
Sur la base des données obtenues lors de la campagne SAFE_2014 (août 2014) (voir Méthodes), un nouveau modèle numérique de terrain (MNT) du golfe de Naples avec une résolution de 1 m a été construit. Le MNT montre que le fond marin au sud du port de Naples est caractérisé par une surface en pente douce orientée vers le sud (pente ≤ 3°) interrompue par une structure en forme de dôme de 5,0 × 5,3 km, connue localement sous le nom de Banco della Montagna (BdM).Fig. 1a,b). Le dôme BdM se développe à une profondeur d'environ 100 à 170 mètres, soit 15 à 20 mètres au-dessus du fond marin environnant. Ce dôme présente une morphologie en forme de monticule, composée de 280 monticules subcirculaires à ovales (Fig. 2a), 665 cônes et 30 fosses (Fig. 3 et 4). Le monticule atteint une hauteur maximale de 22 m et une circonférence de 1 800 m. La circularité [C = 4π(aire/périmètre²)] des monticules diminue avec l'augmentation du périmètre (Fig. 2b). Les rapports axiaux des monticules varient entre 1 et 6,5, ceux dont le rapport axial est supérieur à 2 présentant une orientation préférentielle N45°E + 15° et une orientation secondaire plus dispersée, de N105°E à N145°E (Fig. 2c). Des cônes isolés ou alignés sont présents sur le plan BdM et au sommet du monticule (Fig. 3a, b). Leur disposition suit celle des monticules sur lesquels ils reposent. Des cratères d'impact sont fréquemment observés sur le fond marin plat (Fig. 3c) et parfois sur les monticules. La densité spatiale des cônes et des cratères d'impact montre que l'alignement prédominant NE-SO délimite les frontières nord-est et sud-ouest du dôme BdM (Fig. 4a, b) ; l'alignement NO-SE, moins étendu, se situe dans la région centrale du BdM.
(a) Modèle numérique de terrain (résolution de 1 m) du dôme du Banco della Montagna (BdM). (b) Périmètre et circularité des monticules du BdM. (c) Rapport axial et angle (orientation) du grand axe de l'ellipse d'ajustement optimal entourant le monticule. L'erreur standard du modèle numérique de terrain est de 0,004 m ; les erreurs standard du périmètre et de la circularité sont respectivement de 4,83 m et 0,01, et les erreurs standard du rapport axial et de l'angle sont respectivement de 0,04 et 3,34°.
Détails des cônes, cratères, monticules et fosses identifiés dans la région BdM extraits du MNT dans la figure 2.
(a) Cônes d'alignement sur un fond marin plat ; (b) cônes et cratères sur des monticules élancés NW-SE ; (c) marques de cratère sur une surface légèrement inclinée.
(a) Distribution spatiale des cratères, des fosses et des décharges de gaz actives détectés. (b) Densité spatiale des cratères et des fosses signalés en (a) (nombre/0,2 km2).
Nous avons identifié 37 émissions gazeuses dans la région de BdM grâce aux images de l'échosondeur de la colonne d'eau du ROV et aux observations directes du fond marin acquises lors de la campagne SAFE_2014 en août 2014 (figures 4 et 5). Les anomalies acoustiques de ces émissions présentent des formes allongées verticalement s'élevant du fond marin, à une hauteur variant entre 12 et environ 70 m (figure 5a). À certains endroits, ces anomalies acoustiques formaient un « train » quasi continu. Les panaches de bulles observés sont très variables : allant de flux de bulles denses et continus à des phénomènes éphémères (vidéo supplémentaire 1). L'inspection par ROV permet de vérifier visuellement la présence de sources hydrothermales et met en évidence de petites dépressions sur le fond marin, parfois entourées de sédiments rouges à orangés (figure 5b). Dans certains cas, les canaux du ROV réactivent les émissions. La morphologie de la source hydrothermale montre une ouverture circulaire au sommet, sans évasement dans la colonne d'eau. Le pH dans la colonne d'eau juste au-dessus du point d'émission a chuté de manière significative, indiquant des conditions localement plus acides (figures 5c et 5d). En particulier, le pH au-dessus du rejet de gaz BdM à 75 m de profondeur a diminué de 8,4 (à 70 m de profondeur) à 7,8 (à 75 m de profondeur) (Fig. 5c), tandis que d'autres sites du golfe de Naples présentaient des valeurs de pH comprises entre 8,3 et 8,5 entre 0 et 160 m de profondeur (Fig. 5d). Aucune variation significative de la température et de la salinité de l'eau de mer n'a été observée sur deux sites, l'un à l'intérieur et l'autre à l'extérieur de la zone BdM du golfe de Naples. À 70 m de profondeur, la température est de 15 °C et la salinité d'environ 38 PSU (Fig. 5c, d). Les mesures de pH, de température et de salinité ont indiqué : a) la présence de fluides acides associés au processus de dégazage BdM et b) l'absence ou le très faible débit de fluides thermaux et de saumure.
(a) Fenêtre d'acquisition du profil acoustique de la colonne d'eau (échomètre Simrad EK60). La bande verte verticale correspond à la torchère détectée sur le rejet de fluide EM50 (environ 75 m sous le niveau de la mer) situé dans la zone BdM ; les signaux multiplex du fond et du plancher océanique sont également représentés. (b) Données recueillies par un véhicule télécommandé dans la zone BdM. La photo montre un petit cratère (cercle noir) entouré de sédiments rouges à orange. (c, d) Données CTD de la sonde multiparamètre traitées avec le logiciel SBED-Win32 (Seasave, version 7.23.2). Profils des paramètres sélectionnés (salinité, température, pH et oxygène) de la colonne d'eau au-dessus du rejet de fluide EM50 (panneau c) et à l'extérieur de la zone de rejet BdM (panneau d).
Nous avons prélevé trois échantillons de gaz dans la zone d'étude entre le 22 et le 28 août 2014. Ces échantillons présentaient des compositions similaires, dominées par le CO₂ (934-945 mmol/mol), suivi de concentrations significatives de N₂ (37-43 mmol/mol), de CH₄ (16-24 mmol/mol) et de H₂S (0,10-0,44 mmol/mol), tandis que le H₂ et le He étaient moins abondants (< 0,052 et < 0,016 mmol/mol, respectivement) (Fig. 1b ; Tableau S1, Vidéo supplémentaire 2). Des concentrations relativement élevées d'O₂ et d'Ar ont également été mesurées (jusqu'à 3,2 et 0,18 mmol/mol, respectivement). La somme des hydrocarbures légers varie de 0,24 à 0,30 mmol/mol et se compose d'alcanes en C₂-C₄, d'aromatiques (principalement du benzène), de propène et de composés soufrés (thiophène). Le rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar est cohérent avec celui de l'air (295,5), bien que l'échantillon EM35 (dôme de BdM) présente une valeur de 304, indiquant un léger excès de ⁴⁰Ar. Le rapport δ¹⁵N était supérieur à celui de l'air (jusqu'à +1,98 % vs. Air), tandis que les valeurs δ¹³C-CO₂ variaient de -0,93 à 0,44 % vs. V-PDB. Les valeurs R/Ra (après correction de la pollution atmosphérique à l'aide du rapport ⁴He/²⁰Ne) se situaient entre 1,66 et 1,94, indiquant la présence d'une fraction importante d'hélium mantellique. En combinant l'isotope de l'hélium avec le CO₂ et son isotope stable ²², la source des émissions de BdM peut être précisée. Sur la carte CO₂ (CO₂/³He vs. δ¹³C) (Fig. 6), la composition gazeuse de BdM est comparée à celle d'Ischia, des Champs Phlégréens et de… Les fumerolles du Somma-Vésuve. La figure 6 présente également les lignes de mélange théoriques entre trois sources de carbone différentes susceptibles d'être impliquées dans la production de gaz du BdM : les magmas mantelliques dissous, les sédiments riches en matière organique et les carbonates. Les échantillons du BdM se situent sur la ligne de mélange représentée par les trois volcans de Campanie, c'est-à-dire un mélange entre les gaz mantelliques (supposés légèrement enrichis en dioxyde de carbone par rapport aux MORB classiques pour ajuster les données) et les réactions provoquées par la décarbonatation crustale. La roche gazeuse résultante.
Des lignes hybrides entre la composition du manteau et les pôles extrêmes des calcaires et des sédiments organiques sont présentées à titre de comparaison. Les encadrés représentent les zones de fumerolles d'Ischia, des Champs Phlégréens et du Somma-Vesvius 59, 60, 61. L'échantillon BdM se situe dans la tendance mixte du volcan de Campanie. Le gaz du pôle mixte provient du manteau et est produit par la réaction de décarburation des minéraux carbonatés.
Les profils sismiques L1 et L2 (Fig. 1b et 7) montrent la transition entre le BdM et les séquences stratigraphiques distales des régions volcaniques du Somma-Vésuve (L1, Fig. 7a) et des Champs Phlégréens (L2, Fig. 7b). Le BdM est caractérisé par la présence de deux formations sismiques majeures (MS et PS sur la Fig. 7). La formation supérieure (MS) présente des réflecteurs subparallèles d'amplitude élevée à modérée et de continuité latérale (Fig. 7b, c). Cette couche comprend des sédiments marins transportés par le système du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) et est composée de sable et d'argile²³. La couche PS sous-jacente (Fig. 7b–d) est caractérisée par une phase chaotique à transparente en forme de colonnes ou de sabliers. Le sommet des sédiments PS a formé des monticules sous-marins (Fig. 7d). Ces géométries diapiriques témoignent de l'intrusion de matériaux transparents PS dans les dépôts MS supérieurs. Le soulèvement est responsable de la formation de ces structures. plis et failles qui affectent la couche MS et les sédiments actuels sus-jacents du fond marin BdM (Fig. 7b–d). L'intervalle stratigraphique MS est clairement délaminé dans la partie ENE de la section L1, tandis qu'il blanchit vers BdM en raison de la présence d'une couche saturée en gaz (GSL) recouverte par certains niveaux internes de la séquence MS (Fig. 7a). Les carottes de gravité prélevées au sommet du BdM correspondant à la couche sismique transparente indiquent que les 40 cm supérieurs sont constitués de sable déposé récemment jusqu'à aujourd'hui ; )24,25 et des fragments de ponce provenant de l'éruption explosive des Champs Phlégréens du « Tuf jaune de Naples » (14,8 ka)26. La phase transparente de la couche PS ne peut pas être expliquée par les seuls processus de mélange chaotique, car les couches chaotiques associées aux glissements de terrain, aux coulées de boue et aux coulées pyroclastiques trouvées à l'extérieur du BdM dans le golfe de Naples sont acoustiquement opaques21,23,24. Nous concluons que les faciès sismiques PS observés du BdM ainsi que l'apparence de la couche PS affleurante sous-marine (Fig. 7d) reflètent la remontée de gaz naturel.
(a) Profil sismique monocanal L1 (trace de navigation sur la figure 1b) montrant une disposition spatiale colonnaire (en forme de pagode). La pagode est constituée de dépôts chaotiques de ponce et de sable. La couche saturée en gaz située sous la pagode interrompt la continuité des formations plus profondes. (b) Profil sismique monocanal L2 (trace de navigation sur la figure 1b), mettant en évidence l'incision et la déformation des monticules du fond marin, des dépôts marins (MS) et des dépôts de sable ponceux (PS). (c) Les détails de la déformation dans MS et PS sont présentés en (c) et (d). En supposant une vitesse de 1 580 m/s dans les sédiments les plus superficiels, 100 ms représentent environ 80 m à l'échelle verticale.
Les caractéristiques morphologiques et structurales de BdM sont similaires à celles d'autres champs hydrothermaux et d'hydrates de gaz sous-marins à l'échelle mondiale^{2,12,27,28,29,30,31,32,33,34} et sont souvent associées à des soulèvements (voûtes et monticules) et à des rejets de gaz (cônes, fosses). Les cônes et fosses alignés sur BdM, ainsi que les monticules allongés, indiquent une perméabilité contrôlée par la structure (figures 2 et 3). La disposition spatiale des monticules, des fosses et des évents actifs suggère que leur distribution est en partie contrôlée par les fractures d'impact orientées NO-SE et NE-SO (figure 4b). Ce sont les directions privilégiées des systèmes de failles affectant les zones volcaniques des Champs Phlégréens et du Somma-Vésuve, ainsi que le golfe de Naples. En particulier, la structure des premiers contrôle la localisation des rejets hydrothermaux du cratère des Champs Phlégréens³⁵. Nous concluons donc que les failles et fractures du golfe de Naples représentent la voie privilégiée pour les gaz hydrothermaux. La migration des gaz vers la surface, une caractéristique commune à d'autres systèmes hydrothermaux contrôlés par la structure^36,37, est notable. Il est à noter que les cônes et les fosses de BdM n'étaient pas toujours associés à des monticules (Fig. 3a,c). Ceci suggère que ces monticules ne constituent pas nécessairement des précurseurs de la formation de fosses, comme d'autres auteurs l'ont suggéré pour les zones d'hydrates de gaz^32,33. Nos conclusions appuient l'hypothèse selon laquelle la perturbation des sédiments du fond marin du dôme ne conduit pas systématiquement à la formation de fosses.
Les trois émissions gazeuses collectées présentent des signatures chimiques typiques des fluides hydrothermaux, à savoir principalement du CO₂ avec des concentrations significatives de gaz réducteurs (H₂S, CH₄ et H₂) et d'hydrocarbures légers (notamment le benzène et le propylène)^{38,39,40,41,42,43,44,45} (Tableau S1). La présence de gaz atmosphériques (tels que l'O₂), qui ne sont pas attendus dans les émissions sous-marines, pourrait être due à une contamination par l'air dissous dans l'eau de mer entrant en contact avec les gaz stockés dans les boîtes en plastique utilisées pour l'échantillonnage, lors de l'extraction des ROV du fond marin vers la mer pour leur remontée. À l'inverse, des valeurs positives de δ¹⁵N et un rapport N₂/Ar élevé (jusqu'à 480), nettement supérieur à celui de l'eau saturée en air (ASW), suggèrent que la majeure partie du N₂ provient de sources extra-atmosphériques, ce qui concorde avec l'origine hydrothermale prédominante de ces gaz. L'origine hydrothermale-volcanique du gaz BdM est confirmée par les teneurs en CO₂ et He et leurs… Les signatures isotopiques, notamment les isotopes du carbone (δ¹³C-CO₂ de -0,93 % à +0,4 %) et les valeurs CO₂/³He (de 1,7 × 10¹⁰ à 4,1 × 10¹⁰), suggèrent que les échantillons de BdM appartiennent à une tendance mixte de fumerolles autour du golfe de Naples, entre les pôles mantelliques et la décarbonatation. Cette relation entre les gaz produits par la réaction est illustrée par la figure 6. Plus précisément, les échantillons de gaz de BdM se situent le long de cette tendance de mélange, approximativement au même endroit que les fluides des volcans adjacents des Champs Phlégréens et du Vésuve. Ils sont plus crustaux que les fumerolles d'Ischia, qui sont plus proches du manteau supérieur. Le Vésuve et les Champs Phlégréens présentent des valeurs ³He/⁴He plus élevées (R/Ra entre 2,6 et 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 et 1,96 ; tableau 6). S1). Cela suggère que l'ajout et l'accumulation d'hélium radiogénique proviennent de la même source magmatique qui alimente les volcans Somma-Vésuve et Campi Flegrei. L'absence de fractions de carbone organique détectables dans les émissions de BdM suggère que les sédiments organiques ne sont pas impliqués dans le processus de dégazage de BdM.
Sur la base des données rapportées ci-dessus et des résultats de modèles expérimentaux de structures en forme de dôme associées aux régions sous-marines riches en gaz, la pressurisation du gaz en profondeur pourrait être responsable de la formation des dômes BdM à l'échelle kilométrique. Pour estimer la surpression Pdef à l'origine de la voûte BdM, nous avons appliqué un modèle de mécanique des plaques minces33,34 en supposant, à partir des données morphologiques et sismiques collectées, que la voûte BdM est une feuille subcirculaire de rayon a supérieur à celui d'un dépôt visqueux mou déformé. Le déplacement vertical maximal w et l'épaisseur h de la feuille sont présentés dans la figure supplémentaire S1. Pdef est la différence entre la pression totale et la pression statique de la roche plus la pression de la colonne d'eau. À BdM, le rayon est d'environ 2 500 m, w est de 20 m et l'épaisseur maximale h estimée à partir du profil sismique est d'environ 100 m. Nous calculons Pdef = w/a4 à partir de la relation, où D est la rigidité en flexion ; D est donné par (E h3)/[12(1 – ν2)], où E est le module de Young du dépôt et ν le coefficient de Poisson (~0,5)33. Les propriétés mécaniques des sédiments de BdM étant incommensurables, nous avons fixé E à 140 kPa, une valeur raisonnable pour les sédiments sableux côtiers 47 similaires à ceux de BdM14,24. Nous n'avons pas tenu compte des valeurs de E plus élevées rapportées dans la littérature pour les dépôts d'argile limoneuse (300 < E < 350 000 kPa)33,34 car les dépôts de BdM sont principalement composés de sable, et non de limon ou d'argile limoneuse24. Nous obtenons Pdef = 0,3 Pa, ce qui est cohérent avec les estimations des processus de soulèvement du fond marin dans les bassins d'hydrates de gaz, où Pdef varie de 10⁻² à 10³ Pa, les valeurs les plus faibles représentant un faible rapport eau/argile et/ou une faible porosité. Dans le BdM, la rigidité est réduite par la saturation locale en gaz. La nature des sédiments et/ou l'apparition de fractures préexistantes peuvent également contribuer à la rupture et au dégagement de gaz consécutif, permettant la formation des structures de ventilation observées. Les profils sismiques réfléchis recueillis (Fig. 7) indiquent que les sédiments PS ont été soulevés du GSL, repoussant les sédiments marins MS sus-jacents et entraînant la formation de monticules, de plis, de failles et de coupes sédimentaires (Fig. 7b,c). Ceci suggère que la ponce, âgée de 14,8 à 12 ka, s'est intrusive dans la couche MS plus récente par un processus de transport ascendant de gaz. Les caractéristiques morphologiques de la structure BdM peuvent être considérées comme le résultat de la surpression créée par le rejet de fluides produit par le GSL. Étant donné que ce rejet actif est visible depuis le fond marin jusqu'à plus de 170 m sous le niveau de la mer, nous supposons que la surpression de fluides au sein du GSL dépasse 1 700 kPa. La migration ascendante des gaz dans les sédiments a également eu pour effet de lessiver les matériaux contenus dans le MS, expliquant la présence de structures chaotiques. Les sédiments des carottes de gravité prélevées sur BdM25 présentent des caractéristiques particulières. De plus, la surpression du GSL crée un système de fractures complexe (faille polygonale sur la figure 7b). Collectivement, cette morphologie, cette structure et cet agencement stratigraphique, désignés sous le terme de « pagodes »^49,50, étaient initialement attribués aux effets secondaires d'anciennes formations glaciaires et sont actuellement interprétés comme les effets de la remontée de gaz^31,33 ou d'évaporites⁵⁰. Sur la marge continentale de Campanie, les sédiments d'évaporation sont rares, du moins dans les 3 premiers kilomètres de la croûte. Par conséquent, le mécanisme de croissance des pagodes de BdM est probablement contrôlé par la remontée de gaz dans les sédiments. Cette conclusion est étayée par les faciès sismiques transparents de la pagode (figure 7), ainsi que par les données des carottes de gravité précédemment publiées²⁴, où le sable actuel fait éruption avec les « Pomici Principali »²⁵ et le « Tuf jaune de Naples »²⁶. Flegrei. De plus, les dépôts PS ont envahi et déformé la couche MS supérieure (Fig. 7d). Cet agencement structural suggère que la pagode représente une structure en surplomb et non pas seulement un gazoduc. Ainsi, deux processus principaux régissent la formation de la pagode : a) la densité des sédiments meubles diminue à mesure que le gaz pénètre par le bas ; b) Le mélange gaz-sédiment remonte, ce qui provoque le plissement, la fracturation et la formation de dépôts MS (Figure 7). Un mécanisme de formation similaire a été proposé pour les pagodes associées aux hydrates de gaz dans la mer de Scotia Sud (Antarctique). Les pagodes BdM apparaissent en groupes dans les zones vallonnées, et leur extension verticale moyenne est de 70 à 100 m en temps de parcours aller-retour (TWTT) (Fig. 7a). Compte tenu de la présence d'ondulations MS et de la stratigraphie de la carotte gravimétrique BdM, nous estimons que l'âge de formation des structures en pagode est inférieur à 14-12 ka environ. De plus, la croissance de ces structures est toujours active (Fig. 7d), certaines pagodes ayant envahi et déformé le sable BdM sus-jacent actuel (Fig. 7d).
L'incapacité de la pagode à franchir le fond marin actuel indique que (a) la remontée de gaz et/ou l'arrêt local du mélange gaz-sédiment, et/ou (b) un éventuel flux latéral du mélange gaz-sédiment ne permettent pas un processus de surpression localisé. Selon le modèle de la théorie des diapirs⁵², le flux latéral présente un bilan négatif entre le débit d'apport du mélange boue-gaz par le bas et la vitesse de remontée de la pagode. La réduction du débit d'apport pourrait être liée à l'augmentation de la densité du mélange due à la disparition de l'apport de gaz. Les résultats résumés ci-dessus et la remontée de la pagode, contrôlée par la flottabilité, permettent d'estimer la hauteur de la colonne d'air hg. La flottabilité est donnée par ΔP = hgg (ρw – ρg), où g est l'accélération de la pesanteur (9,8 m/s²) et ρw et ρg sont les densités de l'eau et du gaz, respectivement. ΔP est la somme de la pression lithostatique Pdef calculée précédemment et de la pression lithostatique Plith. de la plaque sédimentaire, soit ρsg h, où ρs est la densité du sédiment. Dans ce cas, la valeur de hg requise pour la flottabilité souhaitée est donnée par hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Dans BdM, nous fixons Pdef = 0,3 Pa et h = 100 m (voir ci-dessus), ρw = 1 030 kg/m³, ρs = 2 500 kg/m³, ρg est négligeable car ρw ≫ ρg. Nous obtenons hg = 245 m, une valeur représentant la profondeur du fond du GSL. ΔP est de 2,4 MPa, ce qui correspond à la surpression nécessaire pour rompre le fond marin de BdM et former des évents.
La composition du gaz BdM est cohérente avec des sources mantelliques altérées par l'ajout de fluides associés aux réactions de décarbonatation des roches crustales (Fig. 6). L'alignement approximatif est-ouest des dômes BdM et des volcans actifs tels qu'Ischia, les Champs Phlégréens et le Soma-Vésuve, ainsi que la composition des gaz émis, suggèrent que les gaz émis par le manteau sous toute la région volcanique de Naples sont mélangés. De plus en plus de fluides crustaux se déplacent d'ouest (Ischia) vers est (Somma-Vésuve) (Fig. 1b et 6).
Nous avons conclu que dans la baie de Naples, à quelques kilomètres du port, se trouve une structure en forme de dôme de 25 km² de diamètre, affectée par un processus de dégazage actif et causée par la présence de pagodes et de monticules. Actuellement, les signatures BdM suggèrent qu'une turbulence non magmatique⁵³ pourrait précéder le volcanisme embryonnaire, c'est-à-dire les premières émissions de magma et/ou de fluides thermaux. Un suivi devrait être mis en place afin d'analyser l'évolution de ce phénomène et de détecter les signaux géochimiques et géophysiques révélateurs de perturbations magmatiques potentielles.
Des profils acoustiques de la colonne d'eau (2D) ont été acquis lors de la campagne SAFE_2014 (août 2014) à bord du N/R Urania (CNR) par l'Institut national de la recherche sur l'environnement marin côtier (IAMC). L'échantillonnage acoustique a été réalisé à l'aide d'un échosondeur scientifique à faisceau divisé Simrad EK60 fonctionnant à 38 kHz. Les données acoustiques ont été enregistrées à une vitesse moyenne d'environ 4 km/h. Les images échosondeuses recueillies ont permis d'identifier les rejets de fluides et de définir précisément leur emplacement dans la zone de collecte (entre 74 et 180 m sous le niveau de la mer). Les paramètres physico-chimiques de la colonne d'eau ont été mesurés à l'aide de sondes multiparamètres (conductivité, température et profondeur, CTD). Les données ont été collectées à l'aide d'une sonde CTD 911 (SeaBird Electronics Inc.) et traitées avec le logiciel SBED-Win32 (Seasave, version 7.23.2). Une inspection visuelle du fond marin a été effectuée à l'aide d'un ROV (véhicule sous-marin télécommandé) « Pollux III » (GEItaliana). avec deux caméras (basse et haute définition).
L'acquisition de données multifaisceaux a été réalisée à l'aide d'un sonar multifaisceaux Simrad EM710 (Kongsberg) de 100 kHz. Ce système est relié à un système de positionnement global différentiel (DGS) afin de garantir des erreurs inférieures à la métrique dans le positionnement des faisceaux. L'impulsion acoustique a une fréquence de 100 kHz, un angle de déclenchement de 150° et une ouverture totale de 400 faisceaux. Les profils de vitesse du son sont mesurés et appliqués en temps réel pendant l'acquisition. Les données ont été traitées à l'aide du logiciel PDS2000 (Reson-Thales) conformément à la norme de l'Organisation hydrographique internationale (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pour la navigation et la correction des marées. La réduction du bruit dû aux pics instrumentaux accidentels et à l'exclusion des faisceaux de mauvaise qualité a été effectuée à l'aide d'outils d'édition de bandes et de suppression des pics. La détection continue de la vitesse du son est assurée par une station de quille située près du transducteur multifaisceaux. Cette station acquiert et applique des profils de vitesse du son en temps réel dans la colonne d'eau toutes les 6 à 8 heures afin de fournir des données de vitesse du son en temps réel. pour un pilotage précis du faisceau. L'ensemble des données couvre environ 440 km² (0-1200 m de profondeur). Ces données ont permis de générer un modèle numérique de terrain (MNT) haute résolution, caractérisé par une résolution spatiale de 1 m. Le MNT final (Fig. 1a) a été réalisé à partir de données topographiques (altitude > 0 m) acquises avec une résolution de 20 m par l'Institut géomilitaire italien.
Un profil sismique monocanal haute résolution de 55 kilomètres, acquis lors de campagnes océanographiques sécurisées en 2007 et 2014, a couvert une superficie d'environ 113 kilomètres carrés, à bord du navire océanographique Urania. Les profils de Marisk (par exemple, le profil sismique L1, Fig. 1b) ont été obtenus à l'aide du système IKB-Seistec Boomer. L'unité d'acquisition est constituée d'un catamaran de 2,5 m de long abritant la source et le récepteur. La signature de la source se caractérise par un pic positif unique dans la gamme de fréquences 1-10 kHz, permettant de résoudre des réflecteurs séparés de 25 cm. Les profils sismiques sécurisés ont été acquis à l'aide d'une source sismique multipoint Geospark de 1,4 kJ, interfacée avec le logiciel Geotrace (Geo Marine Survey System). Ce système est constitué d'un catamaran équipé d'une source de 1 à 6,02 kHz pénétrant jusqu'à 400 millisecondes dans les sédiments meubles sous le fond marin, avec une résolution verticale théorique de 30 m. cm.Les appareils Safe et Marsik ont ​​été obtenus à un taux de 0,33 tirs/sec avec une vitesse du navire <3 Kn.Les données ont été traitées et présentées à l'aide du logiciel Geosuite Allworks avec le flux de travail suivant : correction de dilatation, atténuation de la colonne d'eau, filtrage IIR passe-bande 2-6 KHz et AGC.
Le gaz provenant de la fumerolle sous-marine a été collecté sur le fond marin à l'aide d'une boîte en plastique munie d'un diaphragme en caoutchouc sur sa face supérieure, placée à l'envers par le ROV au-dessus de l'orifice. Une fois que les bulles d'air ayant complètement remplacé l'eau de mer dans la boîte, le ROV est redescendu à 1 m de profondeur et le plongeur a transféré le gaz collecté à travers un septum en caoutchouc dans deux flacons en verre de 60 mL préalablement vidés et munis de robinets en téflon. L'un de ces flacons a été rempli de 20 mL d'une solution de NaOH 5N (flacon de type Gegenbach). Les principaux gaz acides (CO₂ et H₂S) se dissolvent dans la solution alcaline, tandis que les gaz peu solubles (N₂, Ar + O₂, CO, H₂, He, Ar, CH₄ et hydrocarbures légers) sont piégés dans l'espace de tête du flacon d'échantillonnage. Les gaz inorganiques peu solubles ont été analysés par chromatographie en phase gazeuse (CPG) à l'aide d'un appareil Shimadzu 15A équipé d'une colonne à tamis moléculaire 5 Å de 10 m de long et d'un détecteur de conductivité thermique. (TCD) 54. L'argon et l'O₂ ont été analysés par chromatographie en phase gazeuse (CPG) à l'aide d'un chromatographe Thermo Focus équipé d'une colonne capillaire à tamis moléculaire de 30 m et d'un détecteur à conductivité thermique (TCD). Le méthane et les hydrocarbures légers ont été analysés par chromatographie en phase gazeuse (CPG) à l'aide d'un chromatographe Shimadzu 14A équipé d'une colonne en acier inoxydable de 10 m remplie de Chromosorb PAW 80/100 mesh, revêtue de 23 % de SP 1700, et d'un détecteur à ionisation de flamme (FID). La phase liquide a été utilisée pour l'analyse de 1) CO₂, titré avec une solution de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino), et 2) H₂S, après oxydation avec 5 mL de H₂O₂ (33 %), par chromatographie ionique (CI) (Wantong 761). L'erreur analytique du titrage, de la CPG et de la CI est inférieure à 5 %. Après les procédures standard d'extraction et de purification des mélanges gazeux, le rapport ¹³C/¹²C du CO₂ (exprimé en δ¹³C-CO₂%) a été déterminé. et V-PDB) a été analysé à l'aide d'un spectromètre de masse Finningan Delta S55,56. Les standards utilisés pour estimer la précision externe étaient le marbre de Carrare et de San Vincenzo (interne), NBS18 et NBS19 (international), tandis que l'erreur analytique et la reproductibilité étaient respectivement de ±0,05 % et ±0,1 %.
Les valeurs de δ¹⁵N (exprimées en % par rapport à l'air) et du rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar ont été déterminées à l'aide d'un chromatographe en phase gazeuse (CPG) Agilent 6890N couplé à un spectromètre de masse à flux continu Finnigan Delta plusXP. L'erreur d'analyse est la suivante : δ¹⁵N ± 0,1 %, ³⁶Ar < 1 %, ⁴⁰Ar < 3 %. Le rapport isotopique de l'hélium (exprimé en R/Ra, où R est le rapport ³He/⁴He mesuré dans l'échantillon et Ra le même rapport dans l'atmosphère : 1,39 × 10⁻⁶)⁵⁷ a été déterminé au laboratoire de l'INGV à Palerme (Italie). Les concentrations de ³He, ⁴He et ²⁰Ne ont été déterminées à l'aide d'un spectromètre de masse à double collecteur (Helix SFT-GVI)⁵⁸ après séparation de l'hélium et du néon. L'erreur d'analyse est inférieure ou égale à 0,3 %. Les blancs typiques pour l'hélium et le néon sont respectivement inférieurs à 10⁻¹⁴ et 10⁻¹⁶. mol, respectivement.
Comment citer cet article : Passaro, S. et al. Le soulèvement du fond marin provoqué par un processus de dégazage révèle une activité volcanique naissante le long de la côte. science.Rep. 6, 22448 ; doi : 10.1038/srep22448 (2016).
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