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Riportiamo prove di sollevamento attivo del fondale marino ed emissioni di gas a diversi chilometri dalla costa del porto di Napoli (Italia). Pockmark, cumuli e crateri sono caratteristiche del fondale marino. Queste formazioni rappresentano le sommità di strutture crostali superficiali, tra cui pagode, faglie e pieghe che interessano il fondale marino odierno. Esse hanno registrato l'ascesa, la pressurizzazione e il rilascio di elio e anidride carbonica nelle reazioni di decarbonizzazione di fusi del mantello e rocce crostali. È probabile che questi gas siano simili a quelli che alimentano i sistemi idrotermali di Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesuvio, suggerendo una sorgente del mantello miscelata con fluidi crostali al di sotto del Golfo di Napoli. L'espansione e la rottura sottomarina causate dal sollevamento del gas e dal processo di pressurizzazione richiedono una sovrapressione di 2-3 MPa. Sollevamenti del fondale marino, faglie ed emissioni di gas sono manifestazioni di sconvolgimenti non vulcanici che possono preannunciare eruzioni sottomarine e/o esplosioni idrotermali.
Le emissioni idrotermali di acque profonde (acqua calda e gas) sono una caratteristica comune delle dorsali oceaniche e dei margini convergenti delle placche (incluse le parti sommerse degli archi insulari), mentre le emissioni fredde di idrati di gas (clatrati) sono spesso caratteristiche delle piattaforme continentali e dei margini passivi1, 2,3,4,5. La presenza di emissioni idrotermali sul fondale marino nelle aree costiere implica fonti di calore (serbatoi di magma) all'interno della crosta continentale e/o del mantello. Queste emissioni possono precedere l'ascesa del magma attraverso gli strati più superficiali della crosta terrestre e culminare nell'eruzione e nella messa in posto di montagne sottomarine vulcaniche6. Pertanto, l'identificazione di (a) morfologie associate alla deformazione attiva del fondale marino e (b) emissioni di gas vicino ad aree costiere popolate come la regione vulcanica di Napoli in Italia (~1 milione di abitanti) è fondamentale per valutare possibili vulcani. Eruzione superficiale. Inoltre, mentre le caratteristiche morfologiche associate alle emissioni idrotermali o di gas idrati di acque profonde sono relativamente ben note grazie alla loro geologia e proprietà biologiche, le eccezioni sono caratteristiche morfologiche associate ad acque meno profonde, ad eccezione di quelle che si verificano nel Lago 12, ci sono relativamente pochi dati. Qui presentiamo nuovi dati batimetrici, sismici, della colonna d'acqua e geochimici per una regione sottomarina, morfologicamente e strutturalmente complessa, interessata da emissioni di gas nel Golfo di Napoli (Italia meridionale), a circa 5 km dal porto di Napoli. Questi dati sono stati raccolti durante la crociera SAFE_2014 (agosto 2014) a bordo della R/V Urania. Descriviamo e interpretiamo le strutture del fondale marino e del sottosuolo dove si verificano le emissioni di gas, indaghiamo le fonti dei fluidi di sfiato, identifichiamo e caratterizziamo i meccanismi che regolano la risalita del gas e la deformazione associata e discutiamo gli impatti vulcanologici.
Il Golfo di Napoli forma il margine occidentale plio-quaternario, la depressione tettonica campana allungata NW-SE13,14,15.EW di Ischia (ca. 150-1302 d.C.), cratere dei Campi Flegrei (ca. 300-1538) e Soma-Vesuvio (dal <360 al 1944). La disposizione confina il golfo a nord d.C.)15, mentre a sud confina con la penisola sorrentina (Fig. 1a).Il Golfo di Napoli è interessato dalle faglie significative prevalenti NE-SW e secondarie NW-SE (Fig. 1)14,15.Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvio sono caratterizzati da manifestazioni idrotermali, deformazione del terreno e sismicità superficiale16,17,18 (ad esempio, l'evento turbolento ai Campi Flegrei nel 1982-1984, con sollevamento di 1,8 m e migliaia di terremoti).Recenti Studi19,20 suggeriscono che potrebbe esserci un collegamento tra la dinamica del Soma-Vesuvio e quella dei Campi Flegre, possibilmente associato a serbatoi magmatici singoli "profondi". L'attività vulcanica e le oscillazioni del livello del mare negli ultimi 36 ka dei Campi Flegrei e 18 ka del Soma Vesuvio hanno controllato il sistema sedimentario del Golfo di Napoli. Il basso livello del mare durante l'ultimo massimo glaciale (18 ka) ha portato alla regressione del sistema sedimentario offshore-superficiale, che è stato successivamente riempito da eventi trasgressivi durante il Pleistocene superiore-Olocene. Emissioni di gas sottomarino sono state rilevate intorno all'isola di Ischia e al largo della costa dei Campi Flegre e vicino al Monte Soma-Vesuvio (Fig. 1b).
(a) Disposizione morfologica e strutturale della piattaforma continentale e del Golfo di Napoli 15, 23, 24, 48. I punti rappresentano i principali centri eruttivi sottomarini; le linee rosse rappresentano le principali faglie. (b) Batimetria del Golfo di Napoli con le sorgenti di fluidi rilevate (punti) e le tracce delle linee sismiche (linee nere). Le linee gialle sono le traiettorie delle linee sismiche L1 e L2 riportate nella Figura 6. I confini delle strutture a cupola del Banco della Montagna (BdM) sono contrassegnati da linee tratteggiate blu in (a,b). I quadrati gialli indicano le posizioni dei profili acustici della colonna d'acqua e i frame CTD-EMBlank, CTD-EM50 e ROV sono riportati nella Fig. 5. Il cerchio giallo indica la posizione dello scarico di gas di campionamento e la sua composizione è mostrata nella Tabella S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilizza la grafica generata da Surfer® 13.
Sulla base dei dati ottenuti durante la crociera SAFE_2014 (agosto 2014) (vedi Metodi), è stato costruito un nuovo Modello Digitale del Terreno (DTM) del Golfo di Napoli con una risoluzione di 1 m. Il DTM mostra che il fondale marino a sud del Porto di Napoli è caratterizzato da una superficie leggermente inclinata verso sud (pendenza ≤3°) interrotta da una struttura a forma di cupola di 5,0 × 5,3 km, localmente nota come Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b).BdM si sviluppa a una profondità di circa 100-170 metri, 15-20 metri sopra il fondale marino circostante. La cupola di BdM presenta una morfologia a forma di tumulo dovuta a 280 tumuli da subcircolari a ovali (Fig. 2a), 665 coni e 30 fosse (Figg. 3 e 4). Il tumulo ha un'altezza e una circonferenza massime rispettivamente di 22 m e 1.800 m. La circolarità [C = 4π(area/perimetro²)] dei tumuli diminuiva con l'aumentare del perimetro (Fig. 2b). I rapporti assiali per i tumuli variavano tra 1 e 6,5, con tumuli con un rapporto assiale >2 che mostravano una direzione preferenziale N45°E + 15° e una direzione secondaria più dispersa, più dispersa da N105°E a N145°E (Fig. 2c). Sul piano BdM e sulla sommità del rilievo sono presenti coni singoli o allineati (Fig. 3a,b). La disposizione conica segue la disposizione dei rilievi su cui si trovano. Le depressioni (pockmark) si trovano comunemente sul fondale marino piatto (Fig. 3c) e occasionalmente sui rilievi. La densità spaziale dei coni e delle depressioni dimostra che l'allineamento predominante NE-SO delimita i confini nord-est e sud-ovest della cupola BdM (Fig. 4a,b); il percorso meno esteso NW-SE si trova nella regione centrale di BdM.
(a) Modello digitale del terreno (dimensione della cella 1 m) della cupola del Banco della Montagna (BdM). (b) Perimetro e rotondità dei tumuli del BdM. (c) Rapporto assiale e angolo (orientamento) dell'asse maggiore dell'ellisse di migliore approssimazione che circonda il tumulo. L'errore standard del modello digitale del terreno è 0,004 m; gli errori standard del perimetro e della rotondità sono rispettivamente 4,83 m e 0,01, e gli errori standard del rapporto assiale e dell'angolo sono rispettivamente 0,04 e 3,34°.
Dettagli dei coni, crateri, tumuli e fosse identificati nella regione BdM, estratti dal DTM nella Figura 2.
(a) Coni di allineamento su un fondale marino piatto; (b) coni e crateri su snelli rilievi orientati NW-SE; (c) crateri su una superficie leggermente inclinata.
(a) Distribuzione spaziale dei crateri, delle fosse e delle emissioni di gas attive rilevate. (b) Densità spaziale dei crateri e delle fosse riportati in (a) (numero/0,2 km2).
Abbiamo identificato 37 emissioni gassose nella regione BdM dalle immagini dell'ecoscandaglio della colonna d'acqua del ROV e dalle osservazioni dirette del fondale marino acquisite durante la crociera SAFE_2014 nell'agosto 2014 (Figure 4 e 5). Le anomalie acustiche di queste emissioni mostrano forme allungate verticalmente che si innalzano dal fondale marino, con un'altezza compresa tra 12 e circa 70 m (Fig. 5a). In alcuni punti, le anomalie acustiche formavano un "treno" quasi continuo. I pennacchi di bolle osservati variano ampiamente: da flussi di bolle densi e continui a fenomeni di breve durata (Filmato supplementare 1). L'ispezione del ROV consente la verifica visiva della presenza di sfiati di fluidi sul fondale marino ed evidenzia piccole depressioni sul fondale, a volte circondate da sedimenti da rossi ad arancioni (Fig. 5b). In alcuni casi, i canali del ROV riattivano le emissioni. La morfologia dello sfiato mostra un'apertura circolare nella parte superiore senza svasatura nella colonna d'acqua. Il pH nella colonna d'acqua appena sopra il punto di scarico ha mostrato un calo significativo, indicando condizioni più acide localmente (Fig. 5c,d). In particolare, il pH sopra lo scarico di gas BdM a 75 m di profondità è diminuito da 8,4 (a 70 m di profondità) a 7,8 (a 75 m di profondità) (Fig. 5c), mentre altri siti nel Golfo di Napoli avevano valori di pH tra 0 e 160 m nell'intervallo di profondità tra 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). Non sono state riscontrate variazioni significative di temperatura e salinità dell'acqua di mare in due siti all'interno e all'esterno dell'area BdM del Golfo di Napoli. A una profondità di 70 m, la temperatura è di 15 °C e la salinità è di circa 38 PSU (Fig. 5c,d). Le misurazioni di pH, temperatura e salinità hanno indicato: a) la partecipazione di fluidi acidi associati al processo di degassamento BdM e b) l'assenza o lo scarico molto lento di fluidi termali e salamoia.
(a) Finestra di acquisizione del profilo acustico della colonna d'acqua (ecometro Simrad EK60). Banda verde verticale corrispondente al flaring di gas rilevato sullo scarico di fluidi EM50 (circa 75 m sotto il livello del mare) situato nella regione BdM; sono mostrati anche i segnali multiplex del fondo e del fondale marino. (b) Raccolta con un veicolo telecomandato nella regione BdM. La singola foto mostra un piccolo cratere (cerchio nero) circondato da sedimenti da rossi ad arancioni. (c,d) Dati CTD della sonda multiparametrica elaborati utilizzando il software SBED-Win32 (Seasave, versione 7.23.2). Andamenti di parametri selezionati (salinità, temperatura, pH e ossigeno) della colonna d'acqua sopra lo scarico di fluidi EM50 (pannello c) e al di fuori dell'area di scarico Bdm (pannello d).
Abbiamo raccolto tre campioni di gas dall'area di studio tra il 22 e il 28 agosto 2014. Questi campioni hanno mostrato composizioni simili, dominate da CO2 (934-945 mmol/mol), seguite da concentrazioni rilevanti di N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,10 mmol/mol -0,44 mmol/mol), mentre H2 ed He erano meno abbondanti (<0,052 e <0,016 mmol/mol, rispettivamente) (Fig. 1b; Tabella S1, Video supplementare 2). Sono state misurate anche concentrazioni relativamente elevate di O2 e Ar (fino a 3,2 e 0,18 mmol/mol, rispettivamente). La somma degli idrocarburi leggeri varia da 0,24 a 0,30 mmol/mol ed è costituita da alcani C2-C4, aromatici (principalmente benzene), propene e composti contenenti zolfo. (tiofene). Il valore 40Ar/36Ar è coerente con l'aria (295,5), sebbene il campione EM35 (cupola BdM) abbia un valore di 304, mostrando un leggero eccesso di 40Ar. Il rapporto δ15N era più alto di quello dell'aria (fino a +1,98% vs. Aria), mentre i valori δ13C-CO2 variavano da -0,93 a 0,44% vs. V-PDB. I valori R/Ra (dopo la correzione per l'inquinamento atmosferico utilizzando il rapporto 4He/20Ne) erano compresi tra 1,66 e 1,94, indicando la presenza di una grande frazione di He del mantello. Combinando l'isotopo dell'elio con CO2 e il suo isotopo stabile 22, la fonte delle emissioni in BdM può essere ulteriormente chiarita. Nella mappa CO2 per CO2/3He rispetto a δ13C (Fig. 6), la composizione del gas BdM è confrontata con quella di Ischia, Le fumarole dei Campi Flegrei e del Somma-Vesuvio. La Figura 6 riporta anche le linee di miscelazione teoriche tra tre diverse fonti di carbonio che possono essere coinvolte nella produzione di gas BdM: fusi disciolti derivati ​​dal mantello, sedimenti ricchi di materia organica e carbonati. I campioni BdM si collocano sulla linea di miscelazione raffigurata dai tre vulcani della Campania, ovvero la miscelazione tra gas del mantello (che si presume siano leggermente arricchiti in anidride carbonica rispetto ai MORB classici ai fini dell'adattamento dei dati) e reazioni causate dalla decarbonizzazione crostale. Il gas risultante è roccia.
Vengono riportate, a scopo di confronto, linee ibride tra la composizione del mantello e i termini estremi di calcare e sedimenti organici. I riquadri rappresentano le aree fumaroliche di Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvius 59, 60, 61. Il campione BdM si colloca nella tendenza mista del vulcano Campania. Il gas di riferimento della linea mista è di origine mantellica, ovvero il gas prodotto dalla reazione di decarburazione dei minerali carbonatici.
Le sezioni sismiche L1 e L2 (Fig. 1b e 7) mostrano la transizione tra BdM e le sequenze stratigrafiche distali delle regioni vulcaniche Somma-Vesuvio (L1, Fig. 7a) e Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM è caratterizzato dalla presenza di due principali formazioni sismiche (MS e PS in Fig. 7). Quella superiore (MS) mostra riflettori subparalleli di ampiezza da alta a moderata e continuità laterale (Fig. 7b,c). Questo strato comprende sedimenti marini trascinati dal sistema dell'Ultimo Massimo Glaciale (LGM) ed è costituito da sabbia e argilla23. Lo strato PS sottostante (Fig. 7b-d) è caratterizzato da una fase da caotica a trasparente a forma di colonne o clessidre. La parte superiore dei sedimenti PS ha formato cumuli sul fondale marino (Fig. 7d). Queste geometrie simili a diapiri dimostrano l'intrusione di materiale trasparente PS nei depositi MS più superficiali. Il sollevamento è responsabile della formazione di pieghe e faglie che interessano lo strato MS e i sedimenti attuali sovrastanti del fondale marino BdM (Fig. 7b–d). L'intervallo stratigrafico MS è chiaramente delaminato nella porzione ENE della sezione L1, mentre si schiarisce verso BdM a causa della presenza di uno strato saturo di gas (GSL) ricoperto da alcuni livelli interni della sequenza MS (Fig. 7a). I carotaggi a gravità raccolti nella parte superiore del BdM corrispondenti allo strato sismico trasparente indicano che i 40 cm superiori sono costituiti da sabbia depositata da recente ad oggi; )24,25 e frammenti di pomice provenienti dall'eruzione esplosiva dei Campi Flegrei del “Tufo Giallo di Napoli” (14,8 ka)26. La fase trasparente dello strato PS non può essere spiegata solo da processi di miscelazione caotica, poiché gli strati caotici associati a frane, colate di fango e flussi piroclastici trovati al di fuori del BdM nel Golfo di Napoli sono acusticamente opachi21,23,24. Concludiamo che le facies sismiche PS del BdM osservate, così come l'aspetto dello strato PS affiorante sottomarino (Fig. 7d), riflettono il sollevamento del gas naturale.
(a) Profilo sismico a traccia singola L1 (traccia di navigazione in Fig. 1b) che mostra una disposizione spaziale colonnare (a pagoda). La pagoda è costituita da depositi caotici di pomice e sabbia. Lo strato saturo di gas che esiste al di sotto della pagoda interrompe la continuità delle formazioni più profonde. (b) Profilo sismico a canale singolo L2 (traccia di navigazione in Fig. 1b), che evidenzia l'incisione e la deformazione dei rilievi del fondale marino, marini (MS) e dei depositi di sabbia pomice (PS). (c) I dettagli della deformazione in MS e PS sono riportati in (c,d). Ipotizzando una velocità di 1580 m/s nel sedimento più superficiale, 100 ms rappresentano circa 80 m sulla scala verticale.
Le caratteristiche morfologiche e strutturali di BdM sono simili a quelle di altri campi idrotermali e di idrati di gas sottomarini a livello globale2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e sono spesso associate a sollevamenti (volte e tumuli) e a emissioni di gas (coni, fosse). I coni e le fosse allineati a BdM e i tumuli allungati indicano una permeabilità controllata strutturalmente (Figure 2 e 3). La disposizione spaziale di tumuli, fosse e bocche attive suggerisce che la loro distribuzione sia parzialmente controllata dalle fratture da impatto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Queste sono le direzioni preferenziali dei sistemi di faglia che interessano le aree vulcaniche dei Campi Flegrei e della Somma-Vesuvio e il Golfo di Napoli. In particolare, la struttura della prima controlla la posizione dell'emissione idrotermale dal cratere dei Campi Flegrei35. Concludiamo quindi che le faglie e le fratture nel Golfo di Napoli rappresentano il percorso preferenziale per la migrazione del gas verso la superficie, una caratteristica condivisa da altri sistemi idrotermali controllati strutturalmente36,37.In particolare, i coni e le fosse BdM non erano sempre associati a cumuli (Fig. 3a,c).Questo suggerisce che questi cumuli non rappresentano necessariamente precursori della formazione di fosse, come suggerito da altri autori per le zone di idrati di gas32,33.Le nostre conclusioni supportano l'ipotesi che la disgregazione dei sedimenti del fondale marino a cupola non porti sempre alla formazione di fosse.
Le tre emissioni gassose raccolte mostrano firme chimiche tipiche dei fluidi idrotermali, vale a dire principalmente CO2 con concentrazioni significative di gas riducenti (H2S, CH4 e H2) e idrocarburi leggeri (in particolare benzene e propilene)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabella S1). La presenza di gas atmosferici (come O2), che non ci si aspetta siano presenti nelle emissioni sottomarine, può essere dovuta alla contaminazione da aria disciolta nell'acqua di mare che entra in contatto con i gas conservati in scatole di plastica utilizzate per il campionamento, poiché i ROV vengono estratti dal fondo oceanico al mare per essere recuperati. Al contrario, valori positivi di δ15N ​​e un alto N2/Ar (fino a 480) significativamente più alto dell'ASW (acqua satura d'aria) suggeriscono che la maggior parte dell'N2 è prodotta da fonti extra-atmosferiche, in accordo con la predominante origine idrotermale di questi gas. L'origine idrotermale-vulcanica del gas BdM è confermata dal Contenuti di CO2 e He e le loro firme isotopiche. Gli isotopi del carbonio (δ13C-CO2 da -0,93% a +0,4%) e i valori di CO2/3He (da 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) suggeriscono che i campioni BdM appartengono a una tendenza mista di fumarole intorno ai membri terminali del mantello del Golfo di Napoli e alla decarbonizzazione. La relazione tra i gas prodotti dalla reazione (Figura 6). Più specificamente, i campioni di gas BdM si trovano lungo la tendenza di miscelazione approssimativamente nella stessa posizione dei fluidi dei vulcani adiacenti Campi Flegrei e Somma-Veusivus. Sono più crostali delle fumarole di Ischia, che sono più vicine alla fine del mantello. Somma-Vesuvius e Campi Flegrei hanno valori di 3He/4He più alti (R/Ra tra 2,6 e 2,9) rispetto a BdM (R/Ra tra 1,66 e 1,96; Tabella S1). Ciò suggerisce che l'aggiunta e l'accumulo di He radiogenico abbiano avuto origine dalla stessa sorgente magmatica che ha alimentato i vulcani Somma-Vesuvio e Campi Flegrei. L'assenza di frazioni di carbonio organico rilevabili nelle emissioni BdM suggerisce che i sedimenti organici non siano coinvolti nel processo di degassamento BdM.
Sulla base dei dati sopra riportati e dei risultati di modelli sperimentali di strutture a forma di cupola associate a regioni sottomarine ricche di gas, la pressurizzazione del gas in profondità potrebbe essere responsabile della formazione delle cupole BdM su scala chilometrica. Per stimare la sovrapressione Pdef che porta alla volta BdM, abbiamo applicato un modello di meccanica delle piastre sottili33,34 assumendo, dai dati morfologici e sismici raccolti, che la volta BdM sia una lamina subcircolare di raggio a maggiore di un deposito viscoso morbido deformato. Lo spostamento verticale massimo w e lo spessore h del (Figura supplementare S1). Pdef è la differenza tra la pressione totale e la pressione statica della roccia più la pressione della colonna d'acqua. A BdM, il raggio è di circa 2.500 m, w è di 20 m e l'h massimo stimato dal profilo sismico è di circa 100 m. Calcoliamo Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 dalla relazione, dove D è la rigidità flessionale; D è dato da (E h3)/[12(1 – ν2)], dove E è il modulo di Young del deposito, ν è il rapporto di Poisson (~0,5)33. Poiché le proprietà meccaniche dei sedimenti BdM non possono essere misurate, impostiamo E = 140 kPa, che è un valore ragionevole per i sedimenti sabbiosi costieri 47 simili a BdM14,24. Non consideriamo i valori di E più elevati riportati in letteratura per i depositi di argilla limosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 perché i depositi BDM sono costituiti principalmente da sabbia, non da limo o argilla limosa24. Otteniamo Pdef = 0,3 Pa, che è coerente con le stime dei processi di sollevamento del fondale marino negli ambienti del bacino degli idrati di gas, dove Pdef varia da 10-2 a 103 Pa, con valori inferiori che rappresentano un basso w/a e/o what. Nel BdM, la riduzione della rigidità a causa della saturazione locale di gas del sedimento e/o della comparsa di fratture preesistenti possono anche contribuire al cedimento e al conseguente rilascio di gas, consentendo la formazione delle strutture di ventilazione osservate. I profili sismici riflessi raccolti (Fig. 7) hanno indicato che i sedimenti PS sono stati sollevati dal GSL, spingendo verso l'alto i sovrastanti sedimenti marini MS, con conseguente formazione di cumuli, pieghe, faglie e tagli sedimentari (Fig. 7b,c). Ciò suggerisce che la pomice di età compresa tra 14,8 e 12 ka si è intrusa nello strato MS più giovane attraverso un processo di trasporto di gas verso l'alto. Le caratteristiche morfologiche della struttura BdM possono essere viste come il risultato della sovrapressione creata dallo scarico di fluidi prodotto dal GSL. Dato che lo scarico attivo può essere visto dal fondale marino fino a oltre 170 m bsl48, presumiamo che la sovrapressione dei fluidi all'interno del GSL superi i 1.700 kPa. La migrazione verso l'alto dei gas nei sedimenti ha avuto anche l'effetto di rimuovere il materiale contenuto nel MS, spiegando la presenza di sedimenti caotici nei carotaggi a gravità campionati su BdM25. Inoltre, la sovrapressione del GSL crea un complesso sistema di fratture (faglia poligonale in Fig. 7b). Collettivamente, questa morfologia, struttura e insediamento stratigrafico, denominati “pagode”49,50, sono stati originariamente attribuiti agli effetti secondari di antiche formazioni glaciali e sono attualmente interpretati come gli effetti di gas in risalita31,33 o evaporiti50. Al margine continentale della Campania, i sedimenti evaporitici sono scarsi, almeno entro i primi 3 km della crosta. Pertanto, il meccanismo di crescita delle pagode di BdM è probabilmente controllato dalla risalita di gas nei sedimenti. Questa conclusione è supportata dalle facies sismiche trasparenti della pagoda (Fig. 7), così come dai dati dei carotaggi a gravità come precedentemente riportato24, dove la sabbia attuale erutta con 'Pomici Principali'25 e 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei.Inoltre, i depositi PS hanno invaso e deformato lo strato MS più superficiale (Fig. 7d).Questa disposizione strutturale suggerisce che la pagoda rappresenti una struttura in sollevamento e non solo un gasdotto.Pertanto, due processi principali governano la formazione della pagoda: a) la densità del sedimento soffice diminuisce man mano che il gas entra dal basso; b) la miscela gas-sedimento risale, il che è la piegatura, la fagliazione e la frattura osservate Causa depositi MS (Figura 7). Un meccanismo di formazione simile è stato proposto per le pagode associate agli idrati di gas nel Mare di Scotia meridionale (Antartide). Le pagode BdM sono apparse in gruppi in aree collinari e la loro estensione verticale media era di 70-100 m nel tempo di percorrenza di andata e ritorno (TWTT) (Fig. 7a). A causa della presenza di ondulazioni MS e considerando la stratigrafia del nucleo gravitazionale BdM, deduciamo che l'età di formazione delle strutture a pagoda è inferiore a circa 14-12 ka. Inoltre, la crescita di queste strutture è ancora attiva (Fig. 7d) poiché alcune pagode hanno invaso e deformato la sabbia BdM sovrastante attuale (Fig. 7d).
Il mancato attraversamento del fondale marino attuale da parte della pagoda indica che (a) l'ascesa del gas e/o la cessazione locale della miscelazione gas-sedimento e/o (b) un possibile flusso laterale della miscela gas-sedimento non consentono un processo di sovrapressione localizzato. Secondo il modello teorico del diapir52, il flusso laterale dimostra un bilancio negativo tra la velocità di apporto della miscela fango-gas dal basso e la velocità con cui la pagoda si muove verso l'alto. La riduzione della velocità di apporto può essere correlata all'aumento della densità della miscela dovuto alla scomparsa dell'apporto di gas. I risultati riassunti sopra e l'innalzamento della pagoda controllato dalla galleggiabilità ci consentono di stimare l'altezza della colonna d'aria hg. La galleggiabilità è data da ΔP = hgg (ρw – ρg), dove g è la gravità (9,8 m/s2) e ρw e ρg sono rispettivamente le densità dell'acqua e del gas. ΔP è la somma della Pdef precedentemente calcolata e della pressione litostatica pressione Plith della piastra sedimentaria, ovvero ρsg h, dove ρs è la densità del sedimento. In questo caso, il valore di hg richiesto per la galleggiabilità desiderata è dato da hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. In BdM, impostiamo Pdef = 0,3 Pa e h = 100 m (vedi sopra), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg è trascurabile perché ρw ≫ρg. Otteniamo hg = 245 m, un valore che rappresenta la profondità del fondo del GSL. ΔP è 2,4 MPa, che è la sovrapressione necessaria per rompere il fondale marino BdM e formare le sorgenti idrotermali.
La composizione del gas BdM è coerente con sorgenti del mantello alterate dall'aggiunta di fluidi associati a reazioni di decarbonizzazione di rocce crostali (Fig. 6). Gli allineamenti EW approssimativi delle cupole BdM e dei vulcani attivi come Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesuvio, insieme alla composizione dei gas emessi, suggeriscono che i gas emessi dal mantello al di sotto dell'intera regione vulcanica di Napoli sono misti. Sempre più fluidi crostali si muovono da ovest (Ischia) a est (Somma-Vesuvio) (Figg. 1b e 6).
Abbiamo concluso che nel Golfo di Napoli, a pochi chilometri dal porto di Napoli, esiste una struttura a forma di cupola larga 25 km2, interessata da un processo di degassamento attivo e causata dalla presenza di pagode e tumuli. Attualmente, le firme BdM suggeriscono che la turbolenza non magmatica53 potrebbe precedere il vulcanismo embrionale, ovvero lo scarico precoce di magma e/o fluidi termici. Dovrebbero essere implementate attività di monitoraggio per analizzare l'evoluzione dei fenomeni e per rilevare segnali geochimici e geofisici indicativi di potenziali disturbi magmatici.
I profili acustici della colonna d'acqua (2D) sono stati acquisiti durante la crociera SAFE_2014 (agosto 2014) a bordo della nave oceanografica R/V Urania (CNR) dall'Istituto per l'Ambiente Marino Costiero del Consiglio Nazionale delle Ricerche (IAMC). Il campionamento acustico è stato effettuato con un ecoscandaglio scientifico a fascio diviso Simrad EK60 operante a 38 kHz. I dati acustici sono stati registrati a una velocità media di circa 4 km. Le immagini dell'ecoscandaglio raccolte sono state utilizzate per identificare gli scarichi di fluidi e definirne con precisione la posizione nell'area di raccolta (tra 74 e 180 m s.l.m.). I parametri fisici e chimici nella colonna d'acqua sono stati misurati utilizzando sonde multiparametriche (conduttività, temperatura e profondità, CTD). I dati sono stati raccolti utilizzando una sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) ed elaborati utilizzando il software SBED-Win32 (Seasave, versione 7.23.2). Un'ispezione visiva del fondale marino è stata effettuata utilizzando un ROV "Pollux III" (GEItaliana). (veicolo a comando remoto) con due telecamere (a bassa e alta definizione).
L'acquisizione dei dati multibeam è stata effettuata utilizzando un sistema sonar multibeam Simrad EM710 da 100 kHz (Kongsberg). Il sistema è collegato a un sistema di posizionamento globale differenziale per garantire errori sub-metrici nel posizionamento del fascio. L'impulso acustico ha una frequenza di 100 kHz, un impulso di sparo di 150° gradi e un'apertura totale di 400 fasci. Misurare e applicare i profili di velocità del suono in tempo reale durante l'acquisizione. I dati sono stati elaborati utilizzando il software PDS2000 (Reson-Thales) secondo lo standard dell'Organizzazione Idrografica Internazionale (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) per la navigazione e la correzione delle maree. La riduzione del rumore dovuta a picchi accidentali dello strumento e all'esclusione di fasci di scarsa qualità è stata effettuata con strumenti di modifica della banda e di de-spiking. Il rilevamento continuo della velocità del suono viene effettuato da una stazione di chiglia situata vicino al trasduttore multibeam e acquisisce e applica profili di velocità del suono in tempo reale nella colonna d'acqua ogni 6-8 ore per fornire in tempo reale velocità del suono per un corretto orientamento del fascio. L'intero set di dati è costituito da circa 440 km2 (0-1200 m di profondità). I dati sono stati utilizzati per fornire un modello digitale del terreno (DTM) ad alta risoluzione caratterizzato da una dimensione della cella di griglia di 1 m. Il DTM finale (Fig. 1a) è stato realizzato con dati del terreno (>0 m sul livello del mare) acquisiti con una dimensione della cella di griglia di 20 m dall'Istituto Geomilitare Italiano.
Un profilo di dati sismici a canale singolo ad alta risoluzione di 55 chilometri, raccolto durante crociere oceaniche sicure nel 2007 e nel 2014, ha coperto un'area di circa 113 chilometri quadrati, entrambe a bordo della R/V Urania. I profili Marisk (ad esempio, il profilo sismico L1, Fig. 1b) sono stati ottenuti utilizzando il sistema boomer IKB-Seistec. L'unità di acquisizione è costituita da un catamarano di 2,5 m in cui sono posizionati la sorgente e il ricevitore. La firma della sorgente è costituita da un singolo picco positivo che è caratterizzato nell'intervallo di frequenza 1-10 kHz e consente di risolvere riflettori separati da 25 cm. I profili sismici sicuri sono stati acquisiti utilizzando una sorgente sismica Geospark multi-punta da 1,4 kJ interfacciata con il software Geotrace (Geo Marine Survey System). Il sistema è costituito da un catamarano contenente una sorgente da 1-6,02 kHz che penetra fino a 400 millisecondi nei sedimenti soffici sotto il fondale marino, con una risoluzione verticale teorica di 30 cm. Sia i dispositivi Safe che Marsik sono stati acquisiti a una frequenza di 0,33 impulsi/sec con una velocità del vaso <3 Kn. I dati sono stati elaborati e presentati utilizzando il software Geosuite Allworks con il seguente flusso di lavoro: correzione della dilatazione, silenziamento della colonna d'acqua, filtraggio IIR passa-banda 2-6 KHz e AGC.
Il gas proveniente dalla fumarola sottomarina è stato raccolto sul fondale marino utilizzando una scatola di plastica dotata di un diaframma di gomma sulla parte superiore, posizionata capovolta dal ROV sopra la bocca. Una volta che le bolle d'aria entrate nella scatola hanno completamente sostituito l'acqua di mare, il ROV viene riportato a una profondità di 1 m e il subacqueo trasferisce il gas raccolto attraverso un setto di gomma in due fiasche di vetro da 60 mL pre-evacuate dotate di rubinetti in Teflon, una delle quali è stata riempita con 20 mL di soluzione di NaOH 5N (fiasca tipo Gegenbach). Le principali specie gassose acide (CO2 e H2S) sono disciolte nella soluzione alcalina, mentre le specie gassose a bassa solubilità (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e idrocarburi leggeri) sono immagazzinate nello spazio di testa della bottiglia di campionamento. I gas inorganici a bassa solubilità sono stati analizzati mediante gascromatografia (GC) utilizzando uno strumento Shimadzu 15A dotato di un setaccio molecolare 5A lungo 10 m. colonna e un rivelatore a conducibilità termica (TCD) 54. L'argon e l'O2 sono stati analizzati utilizzando un gascromatografo Thermo Focus dotato di una colonna capillare a setaccio molecolare lunga 30 m e TCD. Il metano e gli idrocarburi leggeri sono stati analizzati utilizzando un gascromatografo Shimadzu 14A dotato di una colonna in acciaio inossidabile lunga 10 m impaccata con Chromosorb PAW 80/100 mesh, rivestita con 23% SP 1700 e un rivelatore a ionizzazione di fiamma (FID). La fase liquida è stata utilizzata per l'analisi di 1) CO2, tal quale, titolata con soluzione di HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, tal quale, dopo ossidazione con 5 mL di H2O2 (33%), mediante cromatografia ionica (IC) (Wantong 761). L'errore analitico della titolazione, dell'analisi GC e IC è inferiore al 5%. Dopo le procedure standard di estrazione e purificazione per il gas Le miscele, 13C/12C CO2 (espresse come δ13C-CO2% e V-PDB) sono state analizzate utilizzando uno spettrometro di massa Finningan Delta S55,56. Gli standard utilizzati per stimare la precisione esterna erano marmo di Carrara e San Vincenzo (interni), NBS18 e NBS19 (internazionali), mentre l'errore analitico e la riproducibilità erano rispettivamente ±0,05% e ±0,1%.
I valori di δ15N (espressi come % vs. Aria) e 40Ar/36Ar sono stati determinati utilizzando un gascromatografo Agilent 6890 N (GC) accoppiato a uno spettrometro di massa a flusso continuo Finnigan Delta plusXP. L'errore di analisi è: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Il rapporto isotopico di He (espresso come R/Ra, dove R è 3He/4He misurato nel campione e Ra è lo stesso rapporto nell'atmosfera: 1,39 × 10−6)57 è stato determinato presso il laboratorio dell'INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He e 20Ne sono stati determinati utilizzando uno spettrometro di massa a doppio collettore (Helix SFT-GVI)58 dopo la separazione di He e Ne. L'errore di analisi è ≤ 0,3%. I valori tipici del bianco per He e Ne sono <10-14 e <10-16 moli, rispettivamente.
Come citare questo articolo: Passaro, S. et al. Il sollevamento del fondale marino dovuto a un processo di degassamento rivela un'attività vulcanica nascente lungo la costa. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologia e biologia delle emissioni e delle sorgenti idrotermali di idrocarburi del fondale marino, moderne e antiche: un'introduzione. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP La presenza globale di idrati di gas. In Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (a cura di) 3–18 (Idrati di gas naturale: presenza, distribuzione e rilevamento. Monografia geofisica dell'Unione Geofisica Americana 124, 2001).
Fisher, AT Vincoli geofisici sulla circolazione idrotermale. In: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Rapporto del seminario di Durham, Trasferimento di energia e massa nei sistemi idrotermali marini, Durham University Press, Berlino (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. e Heinrich, C. Struttura e dinamica dei sistemi idrotermali delle dorsali oceaniche. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Opinioni attuali sulle risorse di idrati di gas.energy.and environment.science.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ e Stewart, SA Struttura interna e storia eruttiva di un sistema di vulcani di fango su scala chilometrica nel Mar Caspio meridionale. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Caratteristiche del fondale marino associate alla fuoriuscita di idrocarburi da cumuli di fango carbonatico di acque profonde nel Golfo di Cadice: dal flusso di fango ai sedimenti carbonatici. Geografia Marzo. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Rappresentazione sismica 3D di condotte di scarico di fluidi su scala chilometrica al largo della Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Caratteristiche del flusso di fluidi nei sistemi di oleodotti e gasdotti: cosa ci dicono sull'evoluzione del bacino? Marzo Geologia. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evoluzione verticale della struttura di scarico dei fluidi del Neogene Quaternario in relazione ai flussi di gas nel Bacino del Congo Inferiore, al largo dell'Angola. Marzo Geologia. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al.Attività idrotermale e tettonica nel nord del lago Yellowstone, Wyoming.geologia.Partito Socialista.Sì.bull.115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. Il bacino tirrenico e l'arco appenninico: relazioni cinematiche dal tardo Totoniano. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Struttura tettonica e crostale al margine continentale della Campania: relazione con l'attività vulcanica. mineral. gasoline. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. Il ruolo relativo della tettonica di rift e dei processi di sollevamento magmatico: deduzioni da dati geofisici, strutturali e geochimici nella regione vulcanica di Napoli (Italia meridionale). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Meccanismi di recente movimento verticale della crosta nel cratere dei Campi Flegrei nell'Italia meridionale. Geologia. Partito Socialista. Sì. Specifiche. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al.Deformazione del terreno a breve termine e sismicità nel cratere annidato dei Campi Flegrei (Italia): un esempio di recupero di massa attivo in un'area densamente popolata.J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., e Saccorotti, G. Origini idrotermali dell'attività 4D sostenuta a lungo termine nel complesso vulcanico dei Campi Flegrei in Italia. J. Volcano. geothermal. reservoir. 177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. e Mastrolorenzo, G. Rapida differenziazione in serbatoi magmatici di tipo sill: un caso di studio dal cratere dei Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.Serie temporali InSAR, analisi di correlazione e modellazione della correlazione temporale rivelano un possibile accoppiamento tra Campi Flegrei e Vesuvio.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Struttura strutturale e stratigrafica della prima metà del graben tirrenico (Golfo di Napoli, Italia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Fonti di carbonio nei gas di cenere vulcanica provenienti da archi insulari. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafia del canyon di Dohrn: risposte all'abbassamento del livello del mare e al sollevamento tettonico sulla piattaforma continentale esterna (margine tirrenico orientale, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).