Obrigado por visitar Nature.com. A versão do navegador que você está usando tem suporte limitado para CSS. Para uma melhor experiência, recomendamos que você use um navegador atualizado (ou desative o modo de compatibilidade no Internet Explorer). Enquanto isso, para garantir a continuidade do suporte, exibiremos o site sem estilos e JavaScript.
Apresentamos evidências de soerguimento ativo do fundo oceânico e emissões de gás a vários quilômetros da costa do porto de Nápoles (Itália). Marcas de erosão, montes e crateras são características do fundo oceânico. Essas formações representam o topo de estruturas crustais rasas, incluindo pagodes, falhas e dobras que afetam o leito marinho atualmente. Elas registraram a ascensão, pressurização e liberação de hélio e dióxido de carbono em reações de descarbonização de magmas do manto e rochas crustais. Esses gases são provavelmente semelhantes aos que alimentam os sistemas hidrotermais de Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesúvio, sugerindo uma fonte mantélica misturada com fluidos crustais abaixo do Golfo de Nápoles. A expansão e ruptura submarinas causadas pelo processo de soerguimento e pressurização por gás requerem uma sobrepressão de 2 a 3 MPa. Soerguimentos do fundo oceânico, falhas e emissões de gás são manifestações de soerguimentos não vulcânicos que podem prenunciar erupções submarinas e/ou explosões hidrotermais.
Descargas hidrotermais em águas profundas (água quente e gás) são uma característica comum das dorsais meso-oceânicas e margens de placas convergentes (incluindo partes submersas de arcos insulares), enquanto descargas frias de hidratos de gás (cloratos) são frequentemente características de plataformas continentais e margens passivas^1,2,3,4,5. A ocorrência de descargas hidrotermais no fundo do mar em áreas costeiras implica fontes de calor (reservatórios de magma) dentro da crosta continental e/ou manto. Essas descargas podem preceder a ascensão do magma através das camadas mais superficiais da crosta terrestre e culminar na erupção e formação de montes submarinos vulcânicos⁶. Portanto, a identificação de (a) morfologias associadas à deformação ativa do fundo do mar e (b) emissões de gás próximas a áreas costeiras povoadas, como a região vulcânica de Nápoles, na Itália (~1 milhão de habitantes), é crucial para avaliar possíveis erupções rasas em vulcões. Além disso, embora as características morfológicas associadas a emissões hidrotermais ou de hidratos de gás em águas profundas sejam relativamente bem conhecidas devido à sua natureza pouco explorada, a presença de hidratos de gás em águas profundas pode ser um fator limitante para a sua atividade. Devido às suas propriedades geológicas e biológicas, as exceções são as feições morfológicas associadas a águas mais rasas, exceto aquelas que ocorrem no Lago 12, onde existem relativamente poucos registros. Aqui, apresentamos novos dados batimétricos, sísmicos, da coluna d'água e geoquímicos para uma região subaquática, morfologicamente e estruturalmente complexa, afetada por emissões de gás no Golfo de Nápoles (sul da Itália), a aproximadamente 5 km do porto de Nápoles. Esses dados foram coletados durante a expedição SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo do navio de pesquisa Urania. Descrevemos e interpretamos as estruturas do fundo do mar e do subsolo onde ocorrem as emissões de gás, investigamos as fontes dos fluidos expelidos, identificamos e caracterizamos os mecanismos que regulam a ascensão do gás e a deformação associada, e discutimos os impactos vulcanológicos.
O Golfo de Nápoles forma a margem ocidental do Plio-Quaternário, a depressão tectônica alongada da Campânia na direção NW-SE13,14,15. A oeste de Ischia (c. 150-1302 d.C.), da cratera Campi Flegrei (c. 300-1538) e do Vesúvio Somma (de <360-1944 d.C.)15, enquanto ao sul limita-se com a Península Sorrentina (Fig. 1a). O Golfo de Nápoles é afetado por falhas significativas predominantes na direção NE-SW e falhas secundárias na direção NW-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei e o Vesúvio Somma são caracterizados por manifestações hidrotermais, deformação do solo e sismicidade rasa16,17,18 (por exemplo, o evento turbulento em Campi Flegrei em 1982-1984, com elevação de 1,8 m e milhares de terremotos). Estudos19,20 sugerem que pode haver uma ligação entre a dinâmica do Soma-Vesúvio e a dos Campos Flégreos, possivelmente associada a reservatórios magmáticos únicos e "profundos". A atividade vulcânica e as oscilações do nível do mar nos últimos 36 mil anos dos Campos Flégreos e nos últimos 18 mil anos do Soma-Vesúvio controlaram o sistema sedimentar do Golfo de Nápoles. O baixo nível do mar no último máximo glacial (18 mil anos atrás) levou à regressão do sistema sedimentar raso em alto-mar, que foi posteriormente preenchido por eventos transgressivos durante o Pleistoceno Superior-Holoceno. Emissões de gases submarinos foram detectadas ao redor da ilha de Ischia e ao largo da costa dos Campos Flégreos e perto do Monte Soma-Vesúvio (Fig. 1b).
(a) Arranjos morfológicos e estruturais da plataforma continental e do Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Os pontos representam os principais centros de erupção submarina; as linhas vermelhas representam as principais falhas. (b) Batimetria da Baía de Nápoles com as emissões de fluidos detectadas (pontos) e os traços das linhas sísmicas (linhas pretas). As linhas amarelas representam as trajetórias das linhas sísmicas L1 e L2 apresentadas na Figura 6. Os limites das estruturas em forma de cúpula do Banco della Montagna (BdM) estão marcados por linhas tracejadas azuis em (a, b). Os quadrados amarelos marcam as localizações dos perfis acústicos da coluna d'água, e os frames do CTD-EMBlank, CTD-EM50 e ROV são apresentados na Figura 5. O círculo amarelo marca a localização da descarga de gás de amostragem, e sua composição é mostrada na Tabela S1. A Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utiliza gráficos gerados pelo Surfer® 13.
Com base nos dados obtidos durante a expedição SAFE_2014 (agosto de 2014) (ver Métodos), foi construído um novo Modelo Digital de Terreno (MDT) do Golfo de Nápoles com resolução de 1 m. O MDT mostra que o fundo do mar ao sul do Porto de Nápoles é caracterizado por uma superfície suavemente inclinada para o sul (inclinação ≤3°) interrompida por uma estrutura em forma de cúpula de 5,0 × 5,3 km, conhecida localmente como Banco della Montagna (BdM). 1a,b). A cratera BdM se desenvolve a uma profundidade de cerca de 100 a 170 metros, de 15 a 20 metros acima do fundo marinho circundante. A cúpula da BdM apresentou uma morfologia semelhante a um monte, devido a 280 montes subcirculares a ovais (Fig. 2a), 665 cones e 30 depressões (Figs. 3 e 4). O monte tem uma altura e circunferência máximas de 22 m e 1.800 m, respectivamente. A circularidade [C = 4π(área/perímetro²)] dos montes diminuiu com o aumento do perímetro (Fig. 2b). As razões axiais dos montes variaram entre 1 e 6,5, com montes com razão axial >2 apresentando uma direção preferencial de N45°E + 15° e uma direção secundária mais dispersa, de N105°E a N145°E (Fig. 2c). Cones isolados ou alinhados existem no plano de BdM e no topo do montículo (Fig. 3a,b). Os arranjos cônicos seguem o arranjo dos montículos sobre os quais estão localizados. Marcas de erosão são comumente encontradas no fundo marinho plano (Fig. 3c) e ocasionalmente nos montículos. As densidades espaciais de cones e marcas de erosão demonstram que o alinhamento predominante NE-SW delimita as fronteiras nordeste e sudoeste da cúpula de BdM (Fig. 4a,b); a rota NW-SE menos extensa está localizada na região central de BdM.
(a) Modelo digital de terreno (tamanho da célula de 1 m) da cúpula do Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetro e circularidade dos montículos do BdM. (c) Razão axial e ângulo (orientação) do eixo maior da elipse de melhor ajuste que circunda o montículo. O erro padrão do Modelo Digital de Terreno é de 0,004 m; os erros padrão do perímetro e da circularidade são de 4,83 m e 0,01, respectivamente, e os erros padrão da razão axial e do ângulo são de 0,04 e 3,34°, respectivamente.
Detalhes dos cones, crateras, montes e depressões identificados na região de BdM, extraídos do MDE (Modelo Digital de Terreno) na Figura 2.
(a) Cones de alinhamento em um fundo marinho plano; (b) cones e crateras em montes alongados orientados NW-SE; (c) marcas de erosão em uma superfície levemente inclinada.
(a) Distribuição espacial de crateras, depressões e descargas de gás ativas detectadas. (b) Densidade espacial de crateras e depressões relatadas em (a) (número/0,2 km²).
Identificamos 37 emissões gasosas na região de BdM a partir de imagens de ecobatímetro da coluna de água obtidas por ROV e observações diretas do fundo do mar adquiridas durante a expedição SAFE_2014 em agosto de 2014 (Figuras 4 e 5). As anomalias acústicas dessas emissões mostram formas alongadas verticalmente, elevando-se do fundo do mar, variando verticalmente entre 12 e cerca de 70 m (Fig. 5a). Em alguns locais, as anomalias acústicas formaram um "trem" quase contínuo. As plumas de bolhas observadas variam amplamente: de fluxos contínuos e densos de bolhas a fenômenos de curta duração (Vídeo Suplementar 1). A inspeção por ROV permite a verificação visual da ocorrência de aberturas de fluidos no fundo do mar e destaca pequenas marcas na superfície, às vezes cercadas por sedimentos vermelhos a alaranjados (Fig. 5b). Em alguns casos, os canais do ROV reativam as emissões. A morfologia das aberturas mostra uma abertura circular no topo, sem alargamento na coluna de água. O pH na coluna de água logo acima do ponto de descarga apresentou uma queda significativa, indicando condições mais ácidas localmente (Fig. 5c,d). Em particular, o pH acima da descarga de gás BdM a 75 m de profundidade diminuiu de 8,4 (a 70 m de profundidade) para 7,8 (a 75 m de profundidade) (Fig. 5c), enquanto outros locais no Golfo de Nápoles apresentaram valores de pH entre 0 e 160 m no intervalo de profundidade entre 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). Não foram observadas mudanças significativas na temperatura e salinidade da água do mar em dois locais dentro e fora da área de BdM no Golfo de Nápoles. A 70 m de profundidade, a temperatura é de 15 °C e a salinidade é de cerca de 38 PSU (Fig. 5c,d). As medições de pH, temperatura e salinidade indicaram: a) a participação de fluidos ácidos associados ao processo de desgaseificação do BdM e b) a ausência ou descarga muito lenta de fluidos térmicos e salmoura.
(a) Janela de aquisição do perfil acústico da coluna de água (ecômetro Simrad EK60). Faixa verde vertical correspondente à chama de gás detectada na descarga de fluido EM50 (cerca de 75 m abaixo do nível do mar) localizada na região de BdM; os sinais multiplex do fundo e do leito marinho também são mostrados (b), coletados com um veículo controlado remotamente na região de BdM. A foto individual mostra uma pequena cratera (círculo preto) cercada por sedimentos vermelhos a alaranjados. (c, d) Dados CTD de sonda multiparamétrica processados ​​usando o software SBED-Win32 (Seasave, versão 7.23.2). Padrões de parâmetros selecionados (salinidade, temperatura, pH e oxigênio) da coluna de água acima da descarga de fluido EM50 (painel c) e fora da área de descarga de BdM (painel d).
Coletamos três amostras de gás da área de estudo entre 22 e 28 de agosto de 2014. Essas amostras apresentaram composições semelhantes, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguido por concentrações relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,10 mmol/mol -0,44 mmol/mol), enquanto H2 e He foram menos abundantes (<0,052 e <0,016 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Tabela S1, Vídeo Suplementar 2). Concentrações relativamente altas de O2 e Ar também foram medidas (até 3,2 e 0,18 mmol/mol, respectivamente). A soma dos hidrocarbonetos leves varia de 0,24 a 0,30 mmol/mol e consiste em alcanos C2-C4, aromáticos (principalmente benzeno), propeno e compostos sulfurados (tiofeno). O valor de 40Ar/36Ar é consistente com o do ar (295,5), embora a amostra EM35 (cúpula de BdM) apresente um valor de 304, mostrando um ligeiro excesso de 40Ar. A razão δ15N foi superior à do ar (até +1,98% vs. ar), enquanto os valores de δ13C-CO2 variaram de -0,93 a 0,44% vs. V-PDB. Os valores de R/Ra (após correção para poluição atmosférica utilizando a razão 4He/20Ne) ficaram entre 1,66 e 1,94, indicando a presença de uma grande fração de He do manto. Combinando o isótopo de hélio com o CO2 e seu isótopo estável 22, a fonte das emissões em BdM pode ser melhor elucidada. No mapa de CO2 para CO2/3He versus δ13C (Fig. 6), a composição gasosa de BdM é comparada à de Ischia, Campi Flegrei e As fumarolas de Somma-Vesúvio. A Figura 6 também apresenta linhas de mistura teóricas entre três fontes de carbono diferentes que podem estar envolvidas na produção de gás do BdM: fusões derivadas do manto dissolvidas, sedimentos ricos em matéria orgânica e carbonatos. As amostras do BdM se situam na linha de mistura representada pelos três vulcões da Campânia, ou seja, a mistura entre gases do manto (que são considerados ligeiramente enriquecidos em dióxido de carbono em relação aos MORBs clássicos para fins de ajuste dos dados) e reações causadas pela descarbonização da crosta. A rocha gasosa resultante.
São apresentadas linhas híbridas entre a composição do manto e os componentes extremos de calcário e sedimentos orgânicos para comparação. Os retângulos representam as áreas fumarólicas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvius 59, 60, 61. A amostra BdM está na tendência mista do vulcão da Campânia. O gás extremo da linha mista é de origem mantélica, sendo o gás produzido pela reação de descarbonetação de minerais carbonáticos.
As seções sísmicas L1 e L2 (Figs. 1b e 7) mostram a transição entre BdM e as sequências estratigráficas distais das regiões vulcânicas de Somma-Vesúvio (L1, Fig. 7a) e Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM é caracterizada pela presença de duas formações sísmicas principais (MS e PS na Fig. 7). A superior (MS) apresenta refletores subparalelos de amplitude alta a moderada e continuidade lateral (Fig. 7b,c). Esta camada inclui sedimentos marinhos arrastados pelo sistema do Último Máximo Glacial (UMG) e consiste em areia e argila. A camada PS subjacente (Fig. 7b–d) é caracterizada por uma fase caótica a transparente em forma de colunas ou ampulhetas. O topo dos sedimentos PS formou montes no fundo do mar (Fig. 7d). Essas geometrias diapíricas demonstram a intrusão de material transparente PS nos depósitos MS superiores. O soerguimento é responsável pela formação de dobras. e falhas que afetam a camada MS e os sedimentos atuais sobrejacentes do fundo marinho BdM (Fig. 7b–d). O intervalo estratigráfico MS está claramente delaminado na porção ENE da seção L1, enquanto se torna mais claro em direção a BdM devido à presença de uma camada saturada de gás (GSL) coberta por alguns níveis internos da sequência MS (Fig. 7a). Testemunhos de gravidade coletados no topo do BdM, correspondentes à camada sísmica transparente, indicam que os 40 cm superiores consistem em areia depositada recentemente até o presente; )24,25 e fragmentos de pedra-pomes da erupção explosiva de Campi Flegrei do “Tufo Amarelo de Nápoles” (14,8 ka)26.A fase transparente da camada PS não pode ser explicada apenas por processos de mistura caótica, porque as camadas caóticas associadas a deslizamentos de terra, fluxos de lama e fluxos piroclásticos encontrados fora do BdM no Golfo de Nápoles são acusticamente opacas21,23,24.Concluímos que as fácies sísmicas PS do BdM observadas, bem como o aparecimento da camada PS de afloramento submarino (Fig. 7d), refletem a ascensão do gás natural.
(a) Perfil sísmico de canal único L1 (traço de navegação na Fig. 1b) mostrando um arranjo espacial colunar (pagode). O pagode consiste em depósitos caóticos de pedra-pomes e areia. A camada saturada de gás que existe abaixo do pagode remove a continuidade das formações mais profundas. (b) Perfil sísmico de canal único L2 (traço de navegação na Fig. 1b), destacando a incisão e deformação de montes submarinos, depósitos marinhos (MS) e de areia-pomes (PS). (c) Os detalhes da deformação em MS e PS são apresentados em (c,d). Assumindo uma velocidade de 1580 m/s no sedimento mais superficial, 100 ms representam cerca de 80 m na escala vertical.
As características morfológicas e estruturais de BdM são semelhantes a outros campos hidrotermais submarinos e de hidratos de gás em todo o mundo2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e estão frequentemente associadas a elevações (abóbadas e montes) e descargas de gás (cones, crateras). Os cones e crateras alinhados com BdM e os montes alongados indicam permeabilidade controlada estruturalmente (Figuras 2 e 3). O arranjo espacial dos montes, crateras e aberturas ativas sugere que sua distribuição é parcialmente controlada pelas fraturas de impacto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Essas são as direções preferenciais dos sistemas de falhas que afetam as áreas vulcânicas de Campi Flegrei e Somma-Vesúvio e o Golfo de Nápoles. Em particular, a estrutura da primeira controla a localização da descarga hidrotermal da cratera de Campi Flegrei35. Concluímos, portanto, que as falhas e fraturas no Golfo de Nápoles representam a rota preferencial para a migração de gás para o superfície, uma característica compartilhada por outros sistemas hidrotermais controlados estruturalmente36,37. Notavelmente, os cones e crateras de BdM nem sempre estavam associados a montes (Fig. 3a,c). Isso sugere que esses montes não representam necessariamente precursores da formação de crateras, como outros autores sugeriram para zonas de hidratos de gás32,33. Nossas conclusões apoiam a hipótese de que a perturbação dos sedimentos do fundo marinho em forma de domo nem sempre leva à formação de crateras.
As três emissões gasosas coletadas apresentam assinaturas químicas típicas de fluidos hidrotermais, principalmente CO2 com concentrações significativas de gases redutores (H2S, CH4 e H2) e hidrocarbonetos leves (especialmente benzeno e propileno)38,39,40,41,42,43,44,45 (Tabela S1). A presença de gases atmosféricos (como O2), que não são esperados em emissões submarinas, pode ser devida à contaminação por ar dissolvido na água do mar que entra em contato com os gases armazenados em caixas plásticas utilizadas para amostragem, à medida que os ROVs são retirados do fundo do oceano para o mar para coleta. Por outro lado, valores positivos de δ15N e uma alta razão N2/Ar (até 480), significativamente maior que a da ASW (água saturada com ar), sugerem que a maior parte do N2 é produzida a partir de fontes extra-atmosféricas, em concordância com a origem hidrotermal predominante desses gases. A origem hidrotermal-vulcânica do gás BdM é confirmada pela presença de CO2 e He. conteúdo e suas assinaturas isotópicas. Os isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) e os valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) sugerem que as amostras de BdM pertencem a uma tendência mista de fumarolas ao redor do Golfo de Nápoles, com membros extremos do manto e descarbonização. A relação entre os gases produzidos pela reação (Figura 6) é apresentada na Figura 6. Mais especificamente, as amostras de gás de BdM estão localizadas ao longo da tendência de mistura, aproximadamente na mesma posição que os fluidos dos vulcões adjacentes Campi Flegrei e Somma-Vesuvius. Elas são mais crustais do que as fumarolas de Ischia, que estão mais próximas do final do manto. Somma-Vesuvius e Campi Flegrei têm valores de 3He/4He mais altos (R/Ra entre 2,6 e 2,9) do que BdM (R/Ra entre 1,66 e 1,96; Tabela 1). S1). Isso sugere que a adição e o acúmulo de He radiogênico se originaram da mesma fonte de magma que alimentou os vulcões Somma-Vesúvio e Campi Flegrei. A ausência de frações detectáveis ​​de carbono orgânico nas emissões de BdM sugere que sedimentos orgânicos não estão envolvidos no processo de desgaseificação de BdM.
Com base nos dados relatados acima e nos resultados de modelos experimentais de estruturas em forma de cúpula associadas a regiões submarinas ricas em gás, a pressurização profunda de gás pode ser responsável pela formação das cúpulas BdM de escala quilométrica. Para estimar a sobrepressão Pdef que leva à abóbada BdM, aplicamos um modelo de mecânica de placas finas33,34 assumindo, a partir dos dados morfológicos e sísmicos coletados, que a abóbada BdM é uma lâmina subcircular de raio a maior que um depósito viscoso macio deformado. O deslocamento vertical máximo w e a espessura h da (Figura Suplementar S1). Pdef é a diferença entre a pressão total e a pressão estática da rocha mais a pressão da coluna de água. Em BdM, o raio é de cerca de 2.500 m, w é de 20 m e o h máximo estimado a partir do perfil sísmico é de cerca de 100 m. Calculamos Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 a partir da relação, onde D é a rigidez à flexão; D é dado por (E h3)/[12(1 – ν2)], onde E é o módulo de Young do depósito, ν é a razão de Poisson (~0,5)33. Como as propriedades mecânicas dos sedimentos BdM não podem ser medidas, definimos E = 140 kPa, que é um valor razoável para sedimentos arenosos costeiros 47 semelhantes a BdM14,24. Não consideramos os valores de E mais altos relatados na literatura para depósitos de argila siltosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque os depósitos BDM consistem principalmente de areia, não de silte ou argila siltosa24. Obtemos Pdef = 0,3 Pa, o que é consistente com as estimativas de processos de soerguimento do fundo do mar em ambientes de bacias de hidratos de gás, onde Pdef varia de 10-2 a 103 Pa, com valores mais baixos representando baixa relação água/ar e/ou umidade. Em BdM, a redução da rigidez devido a A saturação local de gás no sedimento e/ou o aparecimento de fraturas pré-existentes também podem contribuir para a ruptura e consequente liberação de gás, permitindo a formação das estruturas de ventilação observadas. Os perfis sísmicos refletidos coletados (Fig. 7) indicaram que os sedimentos PS foram erguidos a partir da GSL, empurrando para cima os sedimentos marinhos MS sobrejacentes, resultando em montes, dobras, falhas e cortes sedimentares (Fig. 7b,c). Isso sugere que a pedra-pomes de 14,8 a 12 ka intruiu na camada MS mais jovem por meio de um processo de transporte ascendente de gás. As características morfológicas da estrutura BdM podem ser vistas como resultado da sobrepressão criada pela descarga de fluido produzida pela GSL. Dado que a descarga ativa pode ser vista desde o fundo do mar até mais de 170 m abaixo do nível do mar48, assumimos que a sobrepressão do fluido dentro da GSL excede 1.700 kPa. A migração ascendente de gases nos sedimentos também teve o efeito de remover o material contido na MS, explicando a presença de sedimentos caóticos em testemunhos de gravidade coletados em BdM25. Além disso, a sobrepressão da GSL cria um sistema de fraturas complexo (falha poligonal na Fig. 7b). Coletivamente, essa morfologia, estrutura e assentamento estratigráfico, denominados “pagodes”49,50, foram originalmente atribuídos a efeitos secundários de antigas formações glaciais e são atualmente interpretados como efeitos da ascensão de gás31,33 ou evaporitos50. Na margem continental da Campânia, os sedimentos evaporíticos são escassos, pelo menos nos 3 km superiores da crosta. Portanto, o mecanismo de crescimento dos pagodes de BdM provavelmente é controlado pela ascensão de gás nos sedimentos. Essa conclusão é corroborada pelas fácies sísmicas transparentes do pagode (Fig. 7), bem como pelos dados de testemunhos de gravidade relatados anteriormente24, onde a areia atual irrompe com 'Pomici Principali'25 e 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Além disso, Os depósitos de PS invadiram e deformaram a camada MS mais superior (Fig. 7d). Essa configuração estrutural sugere que o pagode representa uma estrutura ascendente e não apenas um gasoduto. Assim, dois processos principais governam a formação do pagode: a) a densidade do sedimento mole diminui à medida que o gás entra por baixo; b) a mistura gás-sedimento ascende, o que é a causa observada de dobramento, falhamento e fraturamento dos depósitos MS (Figura 7). Um mecanismo de formação semelhante foi proposto para pagodes associados a hidratos de gás no Mar da Escócia Meridional (Antártica). Os pagodes BdM apareceram em grupos em áreas montanhosas, e sua extensão vertical média foi de 70 a 100 m no tempo de trânsito de ida e volta (TWTT) (Fig. 7a). Devido à presença de ondulações MS e considerando a estratigrafia do testemunho de gravidade BdM, inferimos que a idade de formação das estruturas em forma de pagode seja inferior a cerca de 14 a 12 mil anos. Além disso, o crescimento dessas estruturas ainda está ativo (Fig. 7d), visto que alguns pagodes invadiram e deformaram a areia BdM atual sobrejacente (Fig. 7d).
O fato de a pagoda não conseguir atravessar o leito marinho atual indica que (a) a ascensão do gás e/ou a cessação local da mistura gás-sedimento, e/ou (b) o possível fluxo lateral da mistura gás-sedimento não permitem um processo de sobrepressão localizado. De acordo com o modelo da teoria do diapiro⁵², o fluxo lateral demonstra um balanço negativo entre a taxa de fornecimento da mistura de lama e gás por baixo e a taxa na qual a pagoda se move para cima. A redução na taxa de fornecimento pode estar relacionada ao aumento da densidade da mistura devido ao desaparecimento do fornecimento de gás. Os resultados resumidos acima e a ascensão da pagoda controlada pela flutuabilidade permitem estimar a altura da coluna de ar hg. A flutuabilidade é dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), onde g é a gravidade (9,8 m/s²) e ρw e ρg são as densidades da água e do gás, respectivamente. ΔP é a soma da Pdef calculada anteriormente e da pressão litostática Plith. da placa sedimentar, ou seja, ρsg h, onde ρs é a densidade do sedimento. Nesse caso, o valor de hg necessário para a flutuabilidade desejada é dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Em BdM, definimos Pdef = 0,3 Pa e h = 100 m (veja acima), ρw = 1.030 kg/m³, ρs = 2.500 kg/m³, ρg é desprezível porque ρw ≫ ρg. Obtemos hg = 245 m, um valor que representa a profundidade do fundo do GSL. ΔP é 2,4 MPa, que é a sobrepressão necessária para romper o fundo marinho de BdM e formar aberturas.
A composição do gás BdM é consistente com fontes mantélicas alteradas pela adição de fluidos associados a reações de descarbonatação de rochas crustais (Fig. 6). Alinhamentos aproximados na direção leste-oeste das cúpulas BdM e vulcões ativos como Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesúvio, juntamente com a composição dos gases emitidos, sugerem que os gases emitidos do manto abaixo de toda a região vulcânica de Nápoles são misturados. Cada vez mais fluidos crustais se movem de oeste (Ischia) para leste (Somma-Vesúvio) (Figs. 1b e 6).
Concluímos que na Baía de Nápoles, a poucos quilômetros do porto de Nápoles, existe uma estrutura em forma de cúpula com 25 km² de diâmetro, afetada por um processo ativo de desgaseificação e causada pela presença de pagodes e montes. Atualmente, as assinaturas de BdM sugerem que a turbulência não magmática⁵³ pode ser anterior ao vulcanismo embrionário, ou seja, à descarga inicial de magma e/ou fluidos termais. Devem ser implementadas atividades de monitoramento para analisar a evolução dos fenômenos e detectar sinais geoquímicos e geofísicos indicativos de potenciais distúrbios magmáticos.
Perfis acústicos da coluna de água (2D) foram adquiridos durante a expedição SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo do navio de pesquisa Urania (CNR) pelo Instituto de Ambiente Marinho Costeiro do Conselho Nacional de Pesquisa (IAMC). A amostragem acústica foi realizada por um ecobatímetro científico Simrad EK60 com divisão de feixe, operando a 38 kHz. Os dados acústicos foram registrados a uma velocidade média de aproximadamente 4 km/h. As imagens coletadas pelo ecobatímetro foram utilizadas para identificar descargas de fluidos e definir com precisão sua localização na área de coleta (entre 74 e 180 m abaixo do nível do mar). Parâmetros físicos e químicos na coluna de água foram medidos utilizando sondas multiparamétricas (condutividade, temperatura e profundidade, CTD). Os dados foram coletados utilizando uma sonda CTD 911 (SeaBird Electronics Inc.) e processados ​​com o software SBED-Win32 (Seasave, versão 7.23.2). Uma inspeção visual do fundo do mar foi realizada utilizando um detector Pollux III. (GEItaliana) Dispositivo ROV (veículo operado remotamente) com duas câmeras (de baixa e alta definição).
A aquisição de dados multifeixe foi realizada utilizando um sistema de sonar multifeixe Simrad EM710 de 100 kHz (Kongsberg). O sistema está conectado a um sistema de posicionamento global diferencial para garantir erros submétricos no posicionamento do feixe. O pulso acústico tem uma frequência de 100 kHz, um pulso de disparo de 150° e uma abertura total de 400 feixes. Perfis de velocidade do som são medidos e aplicados em tempo real durante a aquisição. Os dados foram processados ​​utilizando o software PDS2000 (Reson-Thales) de acordo com o padrão da Organização Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para navegação e correção de marés. A redução de ruído devido a picos acidentais do instrumento e exclusão de feixes de baixa qualidade foi realizada com ferramentas de edição de banda e remoção de picos. A detecção contínua da velocidade do som é realizada por uma estação de quilha localizada próxima ao transdutor multifeixe, que adquire e aplica perfis de velocidade do som em tempo real na coluna d'água a cada 6-8 horas para fornecer informações em tempo real. velocidade do som para direcionamento adequado do feixe. O conjunto de dados completo consiste em aproximadamente 440 km² (0-1200 m de profundidade). Os dados foram usados ​​para fornecer um modelo digital de terreno (MDT) de alta resolução caracterizado por uma grade de 1 m. O MDT final (Fig. 1a) foi feito com dados de terreno (>0 m acima do nível do mar) adquiridos com uma grade de 20 m pelo Instituto Geomilitar Italiano.
Um perfil de dados sísmicos de alta resolução de canal único, com 55 quilômetros de extensão, coletado durante cruzeiros oceânicos seguros em 2007 e 2014, cobriu uma área de aproximadamente 113 quilômetros quadrados, ambos a bordo do navio de pesquisa Urania. Perfis sísmicos seguros (por exemplo, perfil sísmico L1, Fig. 1b) foram obtidos utilizando o sistema boomer IKB-Seistec. A unidade de aquisição consiste em um catamarã de 2,5 m no qual a fonte e o receptor estão posicionados. A assinatura da fonte consiste em um único pico positivo caracterizado na faixa de frequência de 1 a 10 kHz e permite resolver refletores separados por 25 cm. Perfis sísmicos seguros foram adquiridos utilizando uma fonte sísmica multi-ponta Geospark de 1,4 kJ, integrada ao software Geotrace (Geo Marine Survey System). O sistema consiste em um catamarã contendo uma fonte de 1 a 6,02 kHz que penetra até 400 milissegundos em sedimentos moles abaixo do fundo do mar, com uma resolução vertical teórica de 30 cm. Os dispositivos Safe e Marsik foram obtidos a uma taxa de 0,33 disparos/seg com uma velocidade da embarcação <3 nós. Os dados foram processados ​​e apresentados usando o software Geosuite Allworks com o seguinte fluxo de trabalho: correção de dilatação, atenuação da coluna de água, filtragem IIR passa-banda de 2-6 kHz e AGC.
O gás da fumarola subaquática foi coletado no fundo do mar utilizando uma caixa plástica com um diafragma de borracha na parte superior, posicionada de cabeça para baixo pelo ROV sobre a fumarola. Assim que as bolhas de ar que entravam na caixa substituíam completamente a água do mar, o ROV retornava a uma profundidade de 1 m, e o mergulhador transferia o gás coletado através de um septo de borracha para dois frascos de vidro de 60 mL previamente evacuados, equipados com torneiras de Teflon. Um dos frascos continha 20 mL de solução de NaOH 5N (frasco tipo Gegenbach). As principais espécies de gases ácidos (CO₂ e H₂S) estavam dissolvidas na solução alcalina, enquanto as espécies de gases de baixa solubilidade (N₂, Ar + O₂, CO, H₂, He, Ar, CH₄ e hidrocarbonetos leves) estavam armazenadas no espaço livre do frasco de amostragem. Os gases inorgânicos de baixa solubilidade foram analisados ​​por cromatografia gasosa (CG) utilizando um cromatógrafo Shimadzu 15A equipado com uma coluna de peneira molecular 5A de 10 m de comprimento. Um detector de condutividade térmica (TCD) 54. Argônio e O2 foram analisados ​​usando um cromatógrafo gasoso Thermo Focus equipado com uma coluna capilar de peneira molecular de 30 m de comprimento e TCD. Metano e hidrocarbonetos leves foram analisados ​​usando um cromatógrafo gasoso Shimadzu 14A equipado com uma coluna de aço inoxidável de 10 m de comprimento preenchida com Chromosorb PAW 80/100 mesh, revestida com 23% de SP 1700 e um detector de ionização de chama (FID). A fase líquida foi usada para a análise de 1) CO2, como, titulado com solução de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, como, após oxidação com 5 mL de H2O2 (33%), por cromatografia iônica (CI) (Wantong 761). O erro analítico da titulação, análise por CG e CI é inferior a 5%. Após procedimentos padrão de extração e purificação para misturas gasosas, 13C/12C O CO2 (expresso como δ13C-CO2% e V-PDB) foi analisado usando um espectrômetro de massa Finningan Delta S55,56. Os padrões usados ​​para estimar a precisão externa foram mármore de Carrara e San Vincenzo (internos), NBS18 e NBS19 (internacionais), enquanto o erro analítico e a reprodutibilidade foram de ±0,05% e ±0,1%, respectivamente.
Os valores de δ15N (expressos em % vs. Ar) e a razão 40Ar/36Ar foram determinados utilizando um cromatógrafo gasoso (CG) Agilent 6890 N acoplado a um espectrômetro de massa de fluxo contínuo Finnigan Delta plusXP. O erro de análise é: δ15N ± 0,1%, 36Ar < 1%, 40Ar < 3%. A razão isotópica de He (expressa como R/Ra, onde R é a razão 3He/4He medida na amostra e Ra é a mesma razão na atmosfera: 1,39 × 10−6)57 foi determinada no laboratório do INGV-Palermo (Itália). 3He, 4He e 20Ne foram determinados utilizando um espectrômetro de massa de coletor duplo (Helix SFT-GVI)58 após a separação de He e Ne. O erro de análise é ≤ 0,3%. Os brancos típicos para He e Ne são < 10−14 e < 10−14. <10-16 mol, respectivamente.
Como citar este artigo: Passaro, S. et al. Elevação do fundo marinho impulsionada por um processo de desgaseificação revela atividade vulcânica incipiente ao longo da costa. Science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. A geologia e biologia de emanações e fontes de hidrocarbonetos no fundo do mar moderno e antigo: uma introdução. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK & Dillon, WP A ocorrência global de hidratos de gás. Em Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidratos de gás natural: Ocorrência, distribuição e detecção. Monografia Geofísica 124 da União Geofísica Americana, 2001).
Fisher, AT Restrições geofísicas na circulação hidrotermal. Em: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. & Hein, JR (eds) 29–52 (Relatório do Workshop de Durham, Transferência de Energia e Massa em Sistemas Hidrotermais Marinhos, Durham University Press, Berlim (2003) ).
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. Estrutura e dinâmica de sistemas hidrotermais de dorsais meso-oceânicas. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. & Collett, TS Visões atuais sobre recursos de hidrato de gás.energia e meio ambiente.ciência.4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ & Stewart, SA Estrutura interna e histórico de erupções de um sistema de vulcão de lama de escala quilométrica no Mar Cáspio Sul. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Características do fundo marinho associadas à infiltração de hidrocarbonetos de montes de lama carbonática de águas profundas no Golfo de Cádiz: do fluxo de lama aos sedimentos carbonáticos. Geografia Março. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL & Cartwright, J. Representação sísmica 3D de dutos de escape de fluidos em escala quilométrica na costa da Namíbia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Características do fluxo de fluidos em sistemas de oleodutos e gasodutos: O que eles nos dizem sobre a evolução da bacia? March Geology.332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA & Imbert, P. Evolução vertical da estrutura de descarga de fluidos do Quaternário Neogeno em relação aos fluxos de gás na Bacia do Baixo Congo, ao largo de Angola. March Geology.332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Atividade hidrotermal e tectônica no norte do Lago Yellowstone, Wyoming. geologia. Partido Socialista. Sim.bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. A Bacia Tirrênica e o Arco Apenino: Relações cinemáticas desde o Totoniano Superior. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Estrutura tectônica e crustal na margem continental da Campânia: relação com a atividade vulcânica. mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP & De Astis G. O papel relativo da tectônica de rifte e dos processos de soerguimento magmático: inferência a partir de dados geofísicos, estruturais e geoquímicos na região vulcânica de Nápoles (sul da Itália). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. Mecanismos de movimento crustal vertical recente na cratera Campi Flegrei no sul da Itália. geologia. Partido Socialista. Sim. Especificação. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformação do solo e sismicidade de curto prazo na cratera aninhada de Campi Flegrei (Itália): um exemplo de recuperação ativa de massa em uma área densamente povoada. J. Volcano.geothermal.reservoir. 91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S., e Saccorotti, G. Origens hidrotermais da atividade 4D sustentada a longo prazo no complexo vulcânico Campi Flegrei na Itália. J. Volcano.geothermal.reservoir. 177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. e Mastrolorenzo, G. Diferenciação rápida em reservatórios magmáticos do tipo soleira: um estudo de caso da cratera Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al.Séries temporais InSAR, análise de correlação e modelagem de correlação temporal revelam um possível acoplamento de Campi Flegrei e Vesúvio.J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. & Torrente, M. Estrutura estrutural e estratigráfica da primeira metade do graben Tirreno (Golfo de Nápoles, Itália). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. & Marty, B. Fontes de carbono em gases de cinzas vulcânicas de arcos insulares. Geologia Química. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Estratigrafia do cânion Dohrn: Respostas à queda do nível do mar e ao soerguimento tectônico na plataforma continental externa (margem leste do Tirreno, Itália). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).