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Riportiamo prove di un sollevamento attivo del fondale marino e di emissioni di gas a diversi chilometri dalla costa del porto di Napoli (Italia). Pockmark, rilievi e crateri sono caratteristiche del fondale marino. Queste formazioni rappresentano la sommità di strutture crostali superficiali, tra cui pagode, faglie e pieghe che interessano oggi il fondale marino. Hanno registrato l'innalzamento, la pressurizzazione e il rilascio di elio e anidride carbonica nelle reazioni di decarbonizzazione delle fusioni del mantello e delle rocce crostali. Questi gas sono probabilmente simili a quelli che alimentano i sistemi idrotermali di Ischia, Campi Flegrei e Soma-Vesuvio, suggerendo una fonte di mantello mista a fluidi crostali al di sotto del Golfo di Napoli. L'espansione e la rottura sottomarina causate dal processo di sollevamento e pressurizzazione del gas richiedono una sovrapressione di 2-3 MPa. I sollevamenti del fondale marino, le faglie e le emissioni di gas sono manifestazioni di sconvolgimenti non vulcanici che possono annunciare eruzioni del fondale marino e/o esplosioni idrotermali.
Gli scarichi idrotermali (acqua calda e gas) di acque profonde sono una caratteristica comune delle dorsali medio-oceaniche e dei margini delle placche convergenti (incluse le parti sommerse degli archi insulari), mentre gli scarichi freddi di idrati di gas (clatrati) sono spesso caratteristici delle piattaforme continentali e dei margini passivi1, 2,3,4,5. Il verificarsi di scarichi idrotermali del fondale marino nelle aree costiere implica fonti di calore (serbatoi di magma) all'interno della crosta continentale e/o del mantello. Questi scarichi possono precedere la risalita del magma attraverso gli strati più superficiali della crosta terrestre e culminare nell'eruzione e nella formazione di montagne sottomarine vulcaniche6. Pertanto, l'identificazione di (a) morfologie associate alla deformazione attiva del fondale marino e (b) emissioni di gas vicine alle 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 di gas idrotermali o idrati di acque profonde sono relativamente ben note a causa di le loro proprietà geologiche e biologiche, le eccezioni sono le caratteristiche morfologiche associate alle acque meno profonde, eccetto quelle che si verificano nel Lago 12, ci sono relativamente pochi record. Qui presentiamo nuovi dati batimetrici, sismici, della colonna d'acqua e geochimici per una regione sottomarina, morfologicamente e strutturalmente complessa, interessata dalle 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 in cui si verificano le emissioni di gas, indaghiamo le fonti di fuoriuscita di fluidi, 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 allungata della Campania NW-SE13,14,15. EW di Ischia (ca. 150-1302 d.C.), il cratere di Campi Flegrei (ca. 300-1538) e Somma-Vesuvio (da <360-1944). La disposizione confina la baia 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, deformazioni del suolo 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 Flegrei, possibilmente associato a singoli serbatoi di magma "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 all'ultimo massimo glaciale (18 ka) ha portato alla regressione del sistema sedimentario offshore-superficiale, che è stato successivamente riempito da eventi trasgressivi durante il tardo Pleistocene-Olocene. Sono state rilevate emissioni di gas sottomarini intorno all'isola di Ischia e al largo della costa dei Campi Flegrei 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 di eruzione sottomarina; le linee rosse rappresentano le principali faglie. (b) Batimetria del Golfo di Napoli con sfiati di fluidi rilevati (punti) e tracce di 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 fotogrammi CTD-EMBlank, CTD-EM50 e ROV sono riportati nella Figura 5. Il cerchio giallo indica la posizione della scarica di gas di campionamento e la sua composizione è mostrata nella Tabella S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilizza grafici generati da Surfer® 13.
Sulla base dei dati ottenuti durante la campagna SAFE_2014 (agosto 2014) (vedere 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 dolcemente inclinata rivolta a sud (pendenza ≤3°) interrotta da una struttura a cupola di 5,0 × 5,3 km, localmente nota come Banco della Montagna (BdM).Fig. 1a,b). Il BdM si sviluppa a una profondità di circa 100-170 metri, da 15 a 20 metri sopra il fondale marino circostante. La cupola del BdM presenta una morfologia a tumulo dovuta a 280 tumuli subcircolari o ovali (Fig. 2a), 665 coni e 30 fosse (Fig. 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 diminuisce con l'aumentare del perimetro (Fig. 2b). I rapporti assiali per i tumuli variano tra 1 e 6,5, con i tumuli con un rapporto assiale >2 che mostrano una direzione preferita N45°E + 15° e una direzione secondaria più dispersa da N105°E a N145°E più dispersa (Fig. 2c). Coni singoli o allineati sono presenti sul piano BdM e sulla sommità del tumulo (Fig. 3a,b). La disposizione conica segue la disposizione dei tumuli su cui si trovano. Le depressioni si trovano comunemente sul fondale piatto (Fig. 3c) e occasionalmente sui tumuli. Le densità spaziali di coni e depressioni dimostrano che l'allineamento predominante NE-SO delimita i confini nord-est e sud-ovest della cupola BdM (Fig. 4a,b); la rotta meno estesa NO-SE si trova nella regione centrale BdM.
(a) Modello digitale del terreno (dimensione 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 miglior adattamento 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 sottili cumuli orientati NO-SE; (c) butterature su una superficie leggermente inclinata.
(a) Distribuzione spaziale dei crateri, delle fosse e delle scariche di gas attive rilevati. (b) Densità spaziale dei crateri e delle fosse riportata 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 hanno formato una "stazione" quasi continua. I pennacchi di bolle osservati variano notevolmente: da flussi di bolle continui e densi 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 e mette in evidenza piccole piccole macchie sul fondale, a volte circondate da sedimenti dal rosso all'arancione (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 al di sopra dello 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 presentavano valori di pH compresi tra 0 e 160 m nell'intervallo di profondità compreso tra 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). In due siti all'interno e all'esterno dell'area BdM del Golfo di Napoli sono mancate variazioni significative della temperatura e della salinità dell'acqua di mare. 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 termici e salamoia.
(a) Finestra di acquisizione del profilo acustico della colonna d'acqua (ecometro Simrad EK60). Banda verde verticale corrispondente alla fiammata di gas rilevata sullo scarico del fluido 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) raccolti con un veicolo radiocomandato nella regione BdM. La singola foto mostra un piccolo cratere (cerchio nero) circondato da sedimento dal rosso all'arancione. (c,d) Dati CTD della sonda multiparametrica elaborati utilizzando il software SBED-Win32 (Seasave, versione 7.23.2). Modelli di parametri selezionati (salinità, temperatura, pH e ossigeno) della colonna d'acqua sopra lo scarico del fluido EM50 (pannello c) e all'esterno 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), seguito 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 e He erano meno abbondanti (<0,052 e <0,016 mmol/mol, rispettivamente) (Fig. 1b; Tabella S1, Filmato 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 composta 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 superiore a quello dell'aria (fino a +1,98% rispetto all'aria), mentre i valori δ13C-CO2 variavano da -0,93 a 0,44% rispetto a 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, è possibile chiarire ulteriormente la fonte delle emissioni in BdM. Nella mappa di CO2 per CO2/3He rispetto a δ13C (Fig. 6), viene confrontata la composizione del gas BdM a quello delle fumarole di Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvio. La Figura 6 riporta anche linee di miscelazione teoriche tra tre diverse fonti di carbonio che potrebbero essere coinvolte nella produzione di gas BdM: fusioni derivate dal mantello disciolto, sedimenti ricchi di sostanza organica e carbonati. I campioni di BdM ricadono sulla linea di miscelazione rappresentata dai tre vulcani campani, ovvero la miscelazione tra gas del mantello (che si presume siano leggermente arricchiti di anidride carbonica rispetto ai MORB classici allo scopo di adattare i dati) e reazioni causate dalla decarbonizzazione crostale La roccia gassosa risultante.
Per confronto vengono riportate le linee ibride tra la composizione del mantello e gli elementi terminali dei sedimenti calcarei e organici. I riquadri rappresentano le aree fumaroliche di Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvio 59, 60, 61. Il campione BdM si trova nell'andamento misto del vulcano Campania. Il gas degli elementi terminali 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 del Somma-Vesuvio (L1, Fig. 7a) e dei Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM è caratterizzata dalla presenza di due principali formazioni sismiche (MS e PS in Fig. 7). Quella superiore (MS) mostra riflettori subparalleli di ampiezza da elevata a moderata e continuità laterale (Fig. 7b,c). Questo strato include 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 di fondale marino (Fig. 7d). Queste geometrie simili a diapidi dimostrano l'intrusione di materiale trasparente PS nei depositi MS più superficiali. Il sollevamento è responsabile di la formazione di pieghe e faglie che interessano lo strato MS e i sovrastanti sedimenti attuali del fondale marino BdM (Fig. 7b–d). L'intervallo stratigrafico MS è chiaramente delaminato nella porzione ENE della sezione L1, mentre sbianca verso BdM a causa della presenza di uno strato saturo di gas (GSL) ricoperto da alcuni livelli interni della sequenza MS (Fig. 7a). Le carote gravitazionali raccolte nella parte superiore del BdM corrispondenti allo strato sismico trasparente indicano che i 40 cm più superficiali sono costituiti da sabbia depositata di recente fino ad oggi; )24,25 e frammenti di pomice 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 dai processi di miscelazione caotica, perché 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 la facies sismica PS del BdM osservata così come l'aspetto dello strato PS dell'affioramento 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 si trova sotto la pagoda rimuove 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 di cumuli di fondale marino, depositi marini (MS) e di sabbia pomice (PS). (c) I dettagli della deformazione in MS e PS sono riportati in (c,d). Supponendo una velocità di 1580 m/s nel sedimento più superficiale, 100 ms rappresentano circa 80 m sulla scala verticale.
Le caratteristiche morfologiche e strutturali del BdM sono simili ad 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 rilievi) e scarico di gas (coni, fosse). I coni e le fosse allineati al BdM e i rilievi allungati indicano una permeabilità strutturalmente controllata (Figure 2 e 3). La disposizione spaziale di rilievi, fosse e bocche attive suggerisce che la loro distribuzione sia in parte controllata dalle fratture da impatto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Questi sono gli andamenti preferiti dei sistemi di faglia che interessano le aree vulcaniche dei Campi Flegrei e del Somma-Vesuvio e il Golfo di Napoli. In particolare, la struttura dei primi controlla la posizione dello scarico idrotermale dal cratere dei Campi Flegrei35. Concludiamo quindi che faglie e fratture nel Golfo di Napoli rappresentano la via preferita per la migrazione del gas verso la superficie, una caratteristica condiviso da altri sistemi idrotermali strutturalmente controllati36,37. In particolare, i coni e le fosse BdM non erano sempre associati a rilievi (Fig. 3a,c). Ciò suggerisce che questi rilievi non rappresentano necessariamente precursori della formazione di fosse, come altri autori hanno suggerito per le zone di idrati di gas32,33. Le nostre conclusioni supportano l'ipotesi che la rottura dei sedimenti del fondale marino a cupola non porta sempre alla formazione di fosse.
Le tre emissioni gassose raccolte mostrano firme chimiche tipiche dei fluidi idrotermali, ovvero 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, potrebbe essere dovuta alla contaminazione da aria disciolta nell'acqua di mare che entra in contatto con i gas immagazzinati in scatole di plastica utilizzate per il campionamento, poiché i ROV vengono estratti dal fondale oceanico al mare per rivoltarsi. Al contrario, valori positivi di δ15N e un elevato N2/Ar (fino a 480) significativamente superiore all'ASW (acqua satura d'aria) suggeriscono che la maggior parte dell'N2 sia prodotta da fonti extra-atmosferiche, in accordo con l'origine idrotermale predominante di questi gas. L'origine idrotermale-vulcanica del gas BdM è confermato dai contenuti di CO2 e He e dalle 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 di BdM appartengono a un andamento misto di fumarole attorno alle estremità 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 l'andamento di miscelazione approssimativamente nella stessa posizione dei fluidi provenienti dai vulcani adiacenti Campi Flegrei e Somma-Vesuvio. Sono più crostali delle fumarole di Ischia, che sono più vicine all'estremità del mantello. Somma-Vesuvio e Campi Flegrei hanno valori di 3He/4He più elevati (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 hanno avuto origine dalla stessa fonte di magma che ha alimentato i vulcani Somma-Vesuvio e Campi Flegrei. L'assenza di frazioni di carbonio organico rilevabili nelle emissioni di BdM suggerisce che i sedimenti organici non sono coinvolti nel processo di degassamento del BdM.
Sulla base dei dati sopra riportati e dei risultati dei modelli sperimentali di strutture a cupola associate a regioni sottomarine ricche di gas, la pressurizzazione profonda del gas potrebbe essere responsabile della formazione di 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 lastra subcircolare di raggio a maggiore di un deposito viscoso morbido deformato. Lo spostamento massimo verticale w e lo spessore h della (Fig. 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 20 m e il massimo h stimato dal profilo sismico è di circa 100 m. Calcoliamo Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 dalla relazione, dove D è la rigidezza flessionale; D è dato da (E h3)/[12(1 – ν2)], dove E è il modulo di Young del deposito, ν è il coefficiente 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 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 in ambienti di bacini di idrati di gas, dove Pdef varia da 10-2 a 103 Pa, con valori inferiori che rappresentano bassi w/a e/o cosa. In BdM, La riduzione della rigidità dovuta alla saturazione locale di gas del sedimento e/o la comparsa di fratture preesistenti può 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 sedimenti marini MS sovrastanti, 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 sia 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 dalla scarica di fluido prodotta dal GSL. Dato che la scarica attiva può essere osservata dal fondale marino fino a oltre 170 m bsl48, supponiamo che la sovrapressione del fluido all'interno del GSL superi i 1.700 kPa. La migrazione verso l'alto dei gas nei sedimenti ha avuto anche l'effetto di trascinare il materiale. contenuti nel MS, che spiegano la presenza di sedimenti caotici nei carotaggi gravitazionali 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, erano originariamente attribuiti agli effetti secondari di vecchie formazioni glaciali e sono attualmente interpretati come effetti del gas ascendente31,33 o evaporiti50. Al margine continentale della Campania, i sedimenti evaporativi sono scarsi, almeno entro i 3 km più alti della crosta. Pertanto, è probabile che il meccanismo di crescita delle pagode BdM sia controllato dalla risalita del gas nei sedimenti. Questa conclusione è supportata dalla facies sismica trasparente della pagoda (Fig. 7), così come dai dati del carotaggio gravitazionale come precedentemente riportato24, dove la sabbia attuale erutta con 'Pomici Principali'25 e 'Giallo di Napoli' Tuff'26 Campi Flegrei. Inoltre, i depositi di PS hanno invaso e deformato lo strato MS più superficiale (Fig. 7d). Questa disposizione strutturale suggerisce che la pagoda rappresenti una struttura in risalita e non solo un gasdotto. Pertanto, due processi principali governano la formazione della pagoda: a) la densità del sedimento soffice diminuisce quando il gas entra dal basso; b) la miscela gas-sedimento sale, che è la piegatura osservata, fagliazione e frattura Causa depositi MS (Figura 7). Un meccanismo di formazione simile è stato proposto per le pagode associate agli idrati di gas nel Mare di Scozia Meridionale (Antartide). Le pagode BdM sono apparse in gruppi in aree collinari e la loro estensione verticale era in media di 70-100 m nel tempo di percorrenza bidirezionale (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 sia inferiore a circa 14-12 ka. Inoltre, la crescita di queste strutture è ancora attiva (Fig. 7d) poiché alcune pagode hanno invaso e deformato l'attuale sabbia BdM sovrastante (Fig. 7d).
Il fallimento della pagoda nell'attraversare l'attuale fondale marino indica che (a) l'innalzamento del gas e/o la cessazione locale della miscelazione gas-sedimento, e/o (b) il possibile flusso laterale della miscela gas-sedimento non consentono un processo di sovrapressione localizzata. Secondo il modello della teoria dei diapir52, il flusso laterale dimostra un equilibrio negativo tra il tasso di alimentazione della miscela fango-gas dal basso e il tasso a cui la pagoda si muove verso l'alto. La riduzione del tasso di alimentazione può essere correlata all'aumento della densità della miscela dovuto alla scomparsa dell'alimentazione 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 del Pdef calcolato in precedenza e del Pressione litostatica Plith della placca 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 fondale del GSL. ΔP è 2,4 MPa, che è la sovrapressione richiesta per rompere il fondale marino BdM e formare le aperture.
La composizione del gas BdM è coerente con le sorgenti del mantello alterate dall'aggiunta di fluidi associati alle reazioni di decarbonizzazione delle rocce crostali (Fig. 6). Gli allineamenti EW approssimativi delle cupole BdM e dei vulcani attivi come Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvio, insieme alla composizione dei gas emessi, suggeriscono che i gas emessi dal mantello al di sotto dell'intera regione vulcanica di Napoli siano mescolati. Sempre più fluidi crostali si spostano da ovest (Ischia) a est (Somma-Vesuvio) (Fig. 1b e 6).
Abbiamo concluso che nel Golfo di Napoli, a pochi chilometri dal porto di Napoli, è presente una struttura a cupola larga 25 km2, interessata da un processo di degassamento attivo e causata dal posizionamento di pagode e tumuli. Attualmente, le firme BdM suggeriscono che la turbolenza non magmatica53 potrebbe precedere il vulcanismo embrionale, ovvero la scarica precoce di magma e/o fluidi termali. È necessario implementare attività di monitoraggio per analizzare l'evoluzione dei fenomeni e rilevare segnali geochimici e geofisici indicativi di potenziali disturbi magmatici.
I profili acustici della colonna d'acqua (2D) sono stati acquisiti durante la campagna SAFE_2014 (agosto 2014) a bordo della R/V Urania (CNR) dall'Istituto per l'Ambiente Marino Costiero (IAMC). Il campionamento acustico è stato effettuato con un ecoscandaglio scientifico a divisione di fascio Simrad EK60 operante a 38 kHz. I dati acustici sono stati registrati a una velocità media di circa 4 km. Le immagini ecoscandaglio raccolte sono state utilizzate per identificare gli scarichi fluidi e definirne accuratamente la posizione nell'area di raccolta (tra 74 e 180 m slm). Misurazione dei parametri fisici e chimici nella colonna d'acqua mediante 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 è stata eseguita utilizzando un ROV "Pollux III" (GEItaliana) dispositivo (veicolo comandato a distanza) dotato di due telecamere (a bassa e alta definizione).
L'acquisizione di dati multifascio è stata eseguita utilizzando un sistema sonar multifascio Simrad EM710 da 100 KHz (Kongsberg). Il sistema è collegato a un sistema di posizionamento globale differenziale per garantire errori submetrici nel posizionamento del fascio. L'impulso acustico ha una frequenza di 100 KHz, un impulso di accensione di 150° e un'apertura totale di 400 fasci. Misurare e applicare 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 del fascio di scarsa qualità è stata eseguita con strumenti di modifica e de-spiking della banda. Il rilevamento continuo della velocità del suono viene eseguito da una stazione di chiglia situata vicino al trasduttore multifascio e acquisisce e applica profili di velocità del suono in tempo reale nella colonna d'acqua ogni 6-8 ore per fornire velocità del suono in tempo reale 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 delle celle della 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 delle celle della griglia di 20 m dall'Istituto Geo-Militare Italiano.
Un profilo di dati sismici monocanale ad alta risoluzione di 55 chilometri, raccolto durante crociere oceaniche sicure nel 2007 e nel 2014, copriva un'area di circa 113 chilometri quadrati, entrambe a bordo della R/V Urania. I profili Marisk (ad esempio, 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 di 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. Entrambi i dispositivi Safe e Marsik sono stati ottenuti a una velocità di 0,33 scatti/sec con una velocità della nave <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 passante da 2 a 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 sul lato superiore, posizionata capovolta dal ROV sopra lo sfiato. Una volta che le bolle d'aria che entrano nella scatola hanno completamente sostituito l'acqua di mare, il ROV torna 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 di gas acido (CO2 e H2S) sono disciolte nella soluzione alcalina, mentre le specie di gas 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 Shimadzu 15A dotato di un diaframma 5A lungo 10 m Colonna a setaccio molecolare e rivelatore a conducibilità termica (TCD) 54. L'argon e l'O₂ sono stati analizzati utilizzando un gascromatografo Thermo Focus dotato di una colonna a setaccio molecolare capillare 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 SP 1700 al 23% e un rivelatore a ionizzazione di fiamma (FID). La fase liquida è stata utilizzata per l'analisi di 1) CO₂, come, titolata con una soluzione di HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H₂S, come, dopo ossidazione con 5 mL di H₂O₂ (33%), mediante cromatografia ionica (IC) (IC) (Wantong 761). L'errore analitico di titolazione, analisi GC e IC è inferiore al 5%. Dopo l'estrazione e la purificazione standard procedure per le miscele di gas, la CO2 13C/12C (espressa come δ13C-CO2% e V-PDB) è stata analizzata utilizzando uno spettrometro di massa Finningan Delta S55,56. Gli standard utilizzati per stimare la precisione esterna erano il marmo di Carrara e San Vincenzo (interno), NBS18 e NBS19 (internazionale), mentre l'errore analitico e la riproducibilità erano rispettivamente ±0,05% e ±0,1%.
I valori di δ15N (espressi come % rispetto all'aria) e 40Ar/36Ar sono stati determinati utilizzando un gascromatografo (GC) Agilent 6890 N 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 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. Errore di analisi ≤ 0,3%. I bianchi tipici 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 causato da un processo di degassamento rivela un'attività vulcanica in erba lungo la costa. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
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