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Reportamos evidencia de elevación activa del fondo marino y emisiones de gases a varios kilómetros de la costa del puerto de Nápoles (Italia). Las marcas de viruela, los montículos y los cráteres son características del fondo marino. Estas formaciones representan las cimas de las estructuras de la corteza superficial, incluyendo pagodas, fallas y pliegues que afectan el fondo marino hoy. Registraron el ascenso, la presurización y la liberación de helio y dióxido de carbono en reacciones de descarbonización de los derretimientos del manto y las rocas de la corteza. Estos gases son probablemente similares a los que alimentan los sistemas hidrotermales de Ischia, Campi Flegre y Soma-Vesuvius, lo que sugiere una fuente del manto mezclada con fluidos de la corteza debajo del Golfo de Nápoles. La expansión y ruptura submarinas causadas por el proceso de elevación y presurización de gas requieren una sobrepresión de 2-3 MPa. Las elevaciones del fondo marino, las fallas y las emisiones de gases son manifestaciones de levantamientos no volcánicos que pueden anunciar erupciones del fondo marino y/o explosiones hidrotermales.
Las descargas hidrotermales (agua caliente y gas) de aguas profundas son una característica común de las dorsales oceánicas y los márgenes de placas convergentes (incluidas las partes sumergidas de los arcos de islas), mientras que las descargas frías de hidratos de gas (clatratos) suelen ser características de las plataformas continentales y los márgenes pasivos1, 2, 3, 4, 5. La aparición de descargas hidrotermales en el fondo marino en zonas costeras implica fuentes de calor (depósitos de magma) dentro de la corteza continental y/o el manto. Estas descargas pueden preceder al ascenso del magma a través de las capas superiores de la corteza terrestre y culminar en la erupción y el asentamiento de montes submarinos volcánicos6. Por lo tanto, la identificación de (a) morfologías asociadas con la deformación activa del fondo marino y (b) emisiones de gas cerca de zonas costeras pobladas, como la región volcánica de Nápoles en Italia (~1 millón de habitantes), es fundamental para evaluar posibles volcanes. Erupción superficial. Además, si bien las características morfológicas asociadas con las emisiones de gases hidrotermales o de hidratos de aguas profundas son relativamente bien conocidas debido a En el Lago 12, hay relativamente pocos registros. Aquí, presentamos nuevos datos batimétricos, sísmicos, de columna de agua y geoquímicos para una región submarina, morfológica y estructuralmente compleja, afectada por emisiones de gas en el Golfo de Nápoles (sur de Italia), aproximadamente a 5 km del puerto de Nápoles. Estos datos fueron recopilados durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo del R/V Urania. Describimos e interpretamos las estructuras del fondo marino y del subsuelo donde ocurren las emisiones de gas, investigamos las fuentes de fluidos de ventilación, identificamos y caracterizamos los mecanismos que regulan el ascenso del gas y la deformación asociada, y analizamos los impactos de la vulcanología.
El Golfo de Nápoles forma el margen occidental pliocuaternario, la depresión tectónica alargada de Campania NO-SE13,14,15.EO de Ischia (aprox. 150-1302 d. C.), el cráter de Campi Flegre (aprox. 300-1538) y Soma-Vesubio (desde <360-1944). La disposición confina la bahía al norte d. C.)15, mientras que el sur limita con la península de Sorrento (Fig. 1a). El Golfo de Nápoles se ve afectado por las fallas significativas predominantes NE-SO y secundarias NO-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei y Somma-Vesubio se caracterizan por manifestaciones hidrotermales, deformación del terreno y sismicidad superficial16,17,18 (por ejemplo, el evento turbulento en Campi Flegrei en 1982-1984, con elevación de 1,8 m y miles de terremotos). Estudios recientes19,20 sugieren que puede haber un vínculo entre la dinámica de Soma-Vesuvius y la de Campi Flegre, posiblemente asociada con depósitos de magma individuales 'profundos'. La actividad volcánica y las oscilaciones del nivel del mar en los últimos 36 ka de Campi Flegrei y 18 ka de Somma Vesubio controlaron el sistema sedimentario del Golfo de Nápoles. El bajo nivel del mar en el último máximo glacial (18 ka) condujo a la regresión del sistema sedimentario marino-superficial, que posteriormente se llenó con eventos transgresivos durante el Pleistoceno Tardío-Holoceno. Se han detectado emisiones de gas submarino alrededor de la isla de Ischia y frente a la costa de Campi Flegre y cerca del Monte Soma-Vesuvius (Fig. 1b).
(a) Disposiciones morfológicas y estructurales de la plataforma continental y el Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Los puntos son los principales centros de erupción submarina; las líneas rojas representan las principales fallas. (b) Batimetría de la Bahía de Nápoles con respiraderos de fluidos detectados (puntos) y trazas de líneas sísmicas (líneas negras). Las líneas amarillas son las trayectorias de las líneas sísmicas L1 y L2 reportadas en la Figura 6. Los límites de las estructuras tipo domo del Banco della Montagna (BdM) están marcados con líneas discontinuas azules en (a, b). Los cuadrados amarillos marcan las ubicaciones de los perfiles acústicos de la columna de agua, y los marcos CTD-EMBlank, CTD-EM50 y ROV se reportan en la Fig. 5. El círculo amarillo marca la ubicación de la descarga de gas de muestreo, y su composición se muestra en la Tabla S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utiliza gráficos generados por Surfer® 13.
Español A partir de los datos obtenidos durante el crucero SAFE_2014 (agosto de 2014) (ver Métodos), se ha construido un nuevo Modelo Digital del Terreno (MDT) del Golfo de Nápoles con una resolución de 1 m. El MDT muestra que el fondo marino al sur del Puerto de Nápoles se caracteriza por una superficie de suave pendiente orientada al sur (pendiente ≤3°) interrumpida por una estructura en forma de domo de 5,0 × 5,3 km, conocida localmente como Banco della Montagna (BdM).Fig. 1a,b). El BdM se desarrolla a una profundidad de aproximadamente 100 a 170 metros, de 15 a 20 metros por encima del lecho marino circundante. El domo del BdM mostró una morfología similar a un montículo debido a 280 montículos subcirculares a ovalados (Fig. 2a), 665 conos y 30 fosas (Figs. 3 y 4). El montículo tiene una altura y circunferencia máximas de 22 m y 1800 m, respectivamente. La circularidad [C = 4π(área/perímetro2)] de los montículos disminuyó con el aumento del perímetro (Fig. 2b). Las relaciones axiales de los montículos variaron entre 1 y 6,5, y los montículos con una relación axial >2 mostraron un rumbo preferido de N45°E + 15° y un rumbo secundario más disperso, más disperso de N105°E a N145°E (Fig. 2c). Existen conos simples o alineados en el plano BdM y en la parte superior del montículo (Fig. 3a,b).Las disposiciones cónicas siguen la disposición de los montículos en los que se encuentran.Las marcas de viruela se ubican comúnmente en el fondo marino plano (Fig. 3c) y ocasionalmente en los montículos.Las densidades espaciales de conos y marcas de viruela demuestran que la alineación predominante NE-SO delimita los límites noreste y suroeste del domo BdM (Fig. 4a,b); la ruta NO-SE menos extendida se ubica en la región central de BdM.
(a) Modelo digital del terreno (tamaño de celda de 1 m) del domo del Banco della Montagna (BdM).(b) Perímetro y redondez de los montículos del BdM.(c) Relación axial y ángulo (orientación) del eje mayor de la elipse de mejor ajuste que rodea el montículo. El error estándar del modelo digital del terreno es 0,004 m; los errores estándar del perímetro y la redondez son 4,83 m y 0,01, respectivamente, y los errores estándar de la relación axial y el ángulo son 0,04 y 3,34°, respectivamente.
Detalles de conos, cráteres, montículos y fosas identificados en la región BdM extraídos del DTM en la Figura 2.
(a) Conos de alineación sobre un fondo marino plano; (b) Conos y cráteres sobre montículos delgados con dirección NO-SE; (c) Marcas de viruela sobre una superficie ligeramente inclinada.
(a) Distribución espacial de cráteres, fosas y descargas de gas activas detectados.(b) Densidad espacial de cráteres y fosas reportadas en (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emisiones gaseosas en la región BdM a partir de imágenes de la ecosonda de la columna de agua del ROV y observaciones directas del fondo marino, adquiridas durante el crucero SAFE_2014 en agosto de 2014 (Figuras 4 y 5). Las anomalías acústicas de estas emisiones muestran formas alargadas verticalmente que se elevan desde el fondo marino, con una altura de entre 12 y aproximadamente 70 m (Fig. 5a). En algunos lugares, las anomalías acústicas formaron una "cola" casi continua. Las columnas de burbujas observadas varían ampliamente: desde flujos de burbujas continuos y densos hasta fenómenos de corta duración (Película suplementaria 1). La inspección con ROV permite la verificación visual de la presencia de respiraderos de fluidos en el fondo marino y destaca pequeñas marcas, a veces rodeadas de sedimentos de color rojo a naranja (Fig. 5b). En algunos casos, los canales del ROV reactivan las emisiones. La morfología del respiradero muestra una abertura circular en la parte superior sin resaltes en la columna de agua. El pH en la columna de agua justo por encima del punto de descarga mostró un descenso significativo, lo que indica condiciones más ácidas. localmente (Fig. 5c,d).En particular, el pH por encima de la descarga de gas BdM a 75 m de profundidad disminuyó de 8,4 (a 70 m de profundidad) a 7,8 (a 75 m de profundidad) (Fig. 5c), mientras que otros sitios en el Golfo de Nápoles tenían valores de pH entre 0 y 160 m en el intervalo de profundidad entre 8,3 y 8,5 (Fig. 5d).No se observaron cambios significativos en la temperatura y la salinidad del agua de mar en dos sitios dentro y fuera del área BdM del Golfo de Nápoles.A una profundidad de 70 m, la temperatura es de 15 °C y la salinidad es de aproximadamente 38 PSU (Fig. 5c,d).Las mediciones de pH, temperatura y salinidad indicaron: a) la participación de fluidos ácidos asociados al proceso de desgasificación de BdM y b) la ausencia o descarga muy lenta de fluidos térmicos y salmuera.
(a) Ventana de adquisición del perfil acústico de la columna de agua (ecómetro Simrad EK60). Banda verde vertical correspondiente a la llamarada de gas detectada en la descarga de fluido EM50 (aproximadamente 75 m bajo el nivel del mar) ubicada en la región BdM; también se muestran las señales multiplexadas del fondo y del lecho marino (b) recopiladas con un vehículo a control remoto en la región BdM. La foto única muestra un pequeño cráter (círculo negro) rodeado de sedimento de color rojo a naranja. (c, d) Datos CTD de sonda multiparamétrica procesados ​​​​utilizando el software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Patrones de parámetros seleccionados (salinidad, temperatura, pH y oxígeno) de la columna de agua por encima de la descarga de fluido EM50 (panel c) y fuera del panel del área de descarga Bdm (d).
Recolectamos tres muestras de gas del área de estudio entre el 22 y el 28 de agosto de 2014. Estas muestras mostraron composiciones similares, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguido de concentraciones relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) y H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mientras que H2 y He fueron menos abundantes (<0,052 y <0,016 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Tabla S1, Película suplementaria 2). También se midieron concentraciones relativamente altas de O2 y Ar (hasta 3,2 y 0,18 mmol/mol, respectivamente). La suma de los hidrocarburos ligeros varía de 0,24 a 0,30 mmol/mol y consiste en alcanos C2-C4, aromáticos (principalmente benceno), propeno y compuestos que contienen azufre (tiofeno). El valor de 40Ar/36Ar es consistente con el aire (295,5), aunque la muestra EM35 (domo de BdM) tiene un valor de 304, mostrando un ligero exceso de 40Ar. La relación δ15N fue mayor que para el aire (hasta un +1,98 % frente al aire), mientras que los valores de δ13C-CO2 oscilaron entre -0,93 y 0,44 % frente a V-PDB. Los valores de R/Ra (tras corregir la contaminación del aire utilizando la relación 4He/20Ne) estuvieron entre 1,66 y 1,94, lo que indica la presencia de una gran fracción de He del manto. Al combinar el isótopo de helio con CO2 y su isótopo estable 22, se puede aclarar aún más la fuente de las emisiones en BdM. En el mapa de CO2 para CO2/3He frente a δ13C (Fig. 6), se compara la composición del gas BdM con la de Ischia, Campi Flegrei y Fumarolas de Somma-Vesuvius. La Figura 6 también informa sobre las líneas de mezcla teóricas entre tres fuentes de carbono diferentes que pueden estar involucradas en la producción de gas BdM: fundidos derivados del manto disueltos, sedimentos ricos en materia orgánica y carbonatos. Las muestras de BdM caen en la línea de mezcla representada por los tres volcanes de Campania, es decir, la mezcla entre los gases del manto (que se supone que están ligeramente enriquecidos en dióxido de carbono en relación con los MORB clásicos a los efectos de ajustar los datos) y las reacciones causadas por la descarbonización de la corteza. La roca de gas resultante.
Se informan líneas híbridas entre la composición del manto y los miembros finales de los sedimentos de piedra caliza y orgánicos para comparación. Los cuadros representan las áreas fumarólicas de Ischia, Campi Flegrei y Somma-Vesvius 59, 60, 61. La muestra de BdM está en la tendencia mixta del volcán de Campania. El gas del miembro final de la línea mixta es de fuente del manto, que es el gas producido por la reacción de descarburación de minerales carbonatados.
Las secciones sísmicas L1 y L2 (Figs. 1b y 7) muestran la transición entre BdM y las secuencias estratigráficas distales de las regiones volcánicas Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) y Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM se caracteriza por la presencia de dos formaciones sísmicas principales (MS y PS en la Fig. 7). La superior (MS) muestra reflectores subparalelos de amplitud alta a moderada y continuidad lateral (Fig. 7b,c). Esta capa incluye sedimentos marinos arrastrados por el sistema del Último Máximo Glacial (LGM) y está compuesta de arena y arcilla23. La capa PS subyacente (Fig. 7b-d) se caracteriza por una fase caótica a transparente en forma de columnas o relojes de arena. La parte superior de los sedimentos PS formó montículos en el fondo marino (Fig. 7d). Estas geometrías similares a diapiros demuestran la intrusión de material transparente PS en los depósitos MS superiores. El levantamiento es responsable de la formación de pliegues y fallas que afectan la capa MS y los sedimentos actuales suprayacentes del fondo marino del BdM (Fig. 7b–d). El intervalo estratigráfico MS está claramente delaminado en la porción ENE de la sección L1, mientras que se blanquea hacia el BdM debido a la presencia de una capa saturada de gas (GSL) cubierta por algunos niveles internos de la secuencia MS (Fig. 7a). Los núcleos de gravedad recolectados en la parte superior del BdM correspondientes a la capa sísmica transparente indican que los 40 cm superiores consisten en arena depositada recientemente hasta el presente; )24,25 y fragmentos de piedra pómez de la erupción explosiva de Campi Flegrei de “Naples Yellow Tuff” (14,8 ka)26. La fase transparente de la capa PS no puede explicarse solo por procesos de mezcla caótica, porque las capas caóticas asociadas con deslizamientos de tierra, flujos de lodo y flujos piroclásticos encontrados fuera del BdM en el Golfo de Nápoles son acústicamente opacas21,23,24. Concluimos que las facies sísmicas PS del BdM observadas, así como la apariencia de la capa PS del afloramiento submarino (Fig. 7d) reflejan el levantamiento de gas natural.
(a) Perfil sísmico de vía única L1 (traza de navegación en la Fig. 1b) que muestra una disposición espacial columnar (pagoda). La pagoda consiste en depósitos caóticos de piedra pómez y arena. La capa saturada de gas que existe debajo de la pagoda elimina la continuidad de las formaciones más profundas. (b) Perfil sísmico de canal único L2 (traza de navegación en la Fig. 1b), que resalta la incisión y deformación de los montículos del fondo marino, marinos (MS) y depósitos de arena pómez (PS). (c) Los detalles de deformación en MS y PS se informan en (c,d). Suponiendo una velocidad de 1580 m/s en el sedimento superior, 100 ms representan aproximadamente 80 m en la escala vertical.
Las características morfológicas y estructurales de BdM son similares a otros campos hidrotermales submarinos y de hidratos de gas a nivel mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 y a menudo se asocian con elevaciones (bóvedas y montículos) y descarga de gas (conos, fosas). Los conos y fosas alineados con BdM y los montículos alargados indican una permeabilidad controlada estructuralmente (Figuras 2 y 3). La disposición espacial de los montículos, fosas y respiraderos activos sugiere que su distribución está parcialmente controlada por las fracturas de impacto NO-SE y NE-SO (Fig. 4b). Estos son los rumbos preferidos de los sistemas de fallas que afectan las áreas volcánicas de Campi Flegrei y Somma-Vesuvius y el Golfo de Nápoles. En particular, la estructura del primero controla la ubicación de la descarga hidrotermal del cráter de Campi Flegrei35. Por lo tanto, concluimos que las fallas y fracturas en el Golfo de Nápoles representan la ruta preferida para migración de gas a la superficie, una característica compartida por otros sistemas hidrotermales controlados estructuralmente36,37. Notablemente, los conos y fosas de BdM no siempre estuvieron asociados con montículos (Fig. 3a,c). Esto sugiere que estos montículos no necesariamente representan precursores de la formación de fosas, como otros autores han sugerido para las zonas de hidratos de gas32,33. Nuestras conclusiones apoyan la hipótesis de que la disrupción de los sedimentos del fondo marino en domo no siempre conduce a la formación de fosas.
Las tres emisiones gaseosas recogidas muestran firmas químicas típicas de fluidos hidrotermales, concretamente principalmente CO2 con concentraciones significativas de gases reductores (H2S, CH4 y H2) e hidrocarburos ligeros (especialmente benceno y propileno)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabla S1). La presencia de gases atmosféricos (como el O2), que no se espera que estén presentes en las emisiones submarinas, puede deberse a la contaminación del aire disuelto en el agua de mar que entra en contacto con los gases almacenados en cajas de plástico utilizadas para el muestreo, ya que los ROV se extraen del fondo del océano al mar para su revuelta. Por el contrario, los valores positivos de δ15N y un alto N2/Ar (hasta 480) significativamente superior al ASW (agua saturada de aire) sugieren que la mayor parte del N2 se produce a partir de fuentes extraatmosféricas, de acuerdo con el origen hidrotermal predominante de estos gases. El origen hidrotermal-volcánico del gas BdM se confirma por el CO2 y los contenidos de He y sus firmas isotópicas. Los isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) y los valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) sugieren que las muestras de BdM pertenecen a una tendencia mixta de fumarolas alrededor de los miembros del extremo del manto del Golfo de Nápoles y la descarbonización. La relación entre los gases producidos por la reacción (Figura 6). Más específicamente, las muestras de gas BdM se encuentran a lo largo de la tendencia de mezcla en aproximadamente la misma ubicación que los fluidos de los volcanes adyacentes Campi Flegrei y Somma-Veusivus. Son más corticales que las fumarolas de Ischia, que están más cerca del final del manto. Somma-Vesuvius y Campi Flegrei tienen valores de 3He/4He más altos (R/Ra entre 2,6 y 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 y 1,96; Tabla S1). Esto sugiere que la adición y acumulación de He radiogénico se originó a partir de la misma fuente de magma que alimentó a los volcanes Somma-Vesuvius y Campi Flegrei. La ausencia de fracciones de carbono orgánico detectables en las emisiones de BdM sugiere que los sedimentos orgánicos no están involucrados en el proceso de desgasificación de BdM.
Con base en los datos informados anteriormente y los resultados de los modelos experimentales de estructuras tipo domo asociadas con regiones submarinas ricas en gas, la presurización profunda del gas puede ser responsable de la formación de domos BdM a escala kilométrica. Para estimar la sobrepresión Pdef que conduce a la bóveda BdM, aplicamos un modelo de mecánica de placas delgadas33,34 asumiendo, a partir de los datos morfológicos y sísmicos recopilados, que la bóveda BdM es una lámina subcircular de radio a mayor que un depósito viscoso blando deformado. El desplazamiento máximo vertical w y el espesor h de la (Fig. S1 suplementaria). Pdef es la diferencia entre la presión total y la presión estática de la roca más la presión de la columna de agua. En BdM, el radio es de aproximadamente 2500 m, w es de 20 m y el h máximo estimado a partir del perfil sísmico es de aproximadamente 100 m. Calculamos Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 a partir de la relación, donde D es la rigidez flexural; D se da por (E h3)/[12(1 – ν2)], donde E es el módulo de Young del depósito, ν es el coeficiente de Poisson (~0,5)33. Dado que las propiedades mecánicas de los sedimentos de BdM no se pueden medir, establecemos E = 140 kPa, que es un valor razonable para sedimentos arenosos costeros 47 similares a BdM14,24. No consideramos los valores de E más altos reportados en la literatura para depósitos de arcilla limosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque los depósitos de BDM consisten principalmente en arena, no limo o arcilla limosa24. Obtenemos Pdef = 0,3 Pa, que es consistente con las estimaciones de los procesos de elevación del fondo marino en entornos de cuencas de hidratos de gas, donde Pdef varía de 10-2 a 103 Pa, con valores más bajos que representan una baja relación agua/a y/o qué. En BdM, La reducción de la rigidez debida a la saturación local de gas del sedimento o a la aparición de fracturas preexistentes también puede contribuir a la falla y la consiguiente liberación de gas, lo que permite la formación de las estructuras de ventilación observadas. Los perfiles sísmicos reflejados recopilados (Fig. 7) indicaron que los sedimentos PS se elevaron desde el GSL, empujando hacia arriba los sedimentos marinos MS suprayacentes, lo que resultó en montículos, pliegues, fallas y cortes sedimentarios (Fig. 7b,c). Esto sugiere que la piedra pómez, de entre 14,8 y 12.000 años de antigüedad, se ha introducido en la capa MS más reciente mediante un proceso de transporte ascendente de gas. Las características morfológicas de la estructura BdM se pueden observar como resultado de la sobrepresión creada por la descarga de fluidos producida por el GSL. Dado que la descarga activa se puede observar desde el fondo marino hasta más de 170 m sl48, asumimos que la sobrepresión de fluidos dentro del GSL supera los 1700 kPa. La migración ascendente de gases en los sedimentos también tuvo el efecto de depurar material. contenida en el MS, lo que explica la presencia de sedimentos caóticos en los núcleos de gravedad muestreados en BdM25. Además, la sobrepresión del GSL crea un sistema de fracturas complejo (falla poligonal en la Fig. 7b). En conjunto, esta morfología, estructura y asentamiento estratigráfico, denominados "pagodas"49,50, se atribuyeron originalmente a efectos secundarios de antiguas formaciones glaciares y actualmente se interpretan como efectos del ascenso de gas31,33 o evaporitas50. En el margen continental de Campania, los sedimentos evaporativos son escasos, al menos dentro de los 3 km superiores de la corteza. Por lo tanto, es probable que el mecanismo de crecimiento de las pagodas de BdM esté controlado por el ascenso de gas en los sedimentos. Esta conclusión está respaldada por las facies sísmicas transparentes de la pagoda (Fig. 7), así como por los datos de núcleos de gravedad como se informó anteriormente24, donde la arena actual entra en erupción con 'Pomici Principali'25 y 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei. Además, los depósitos de PS invadieron y deformaron la capa superior de MS (Fig. 7d). Esta disposición estructural sugiere que la pagoda representa una estructura ascendente y no solo un gasoducto. Por lo tanto, dos procesos principales gobiernan la formación de la pagoda: a) la densidad del sedimento blando disminuye a medida que el gas ingresa desde abajo; b) la mezcla de gas y sedimento se eleva, lo cual es el plegamiento, falla y fractura observados que causan los depósitos MS (Figura 7). Se ha propuesto un mecanismo de formación similar para las pagodas asociadas con hidratos de gas en el Mar de Escocia del Sur (Antártida). Las pagodas de BdM aparecieron en grupos en áreas montañosas, y su extensión vertical promedió 70-100 m en un tiempo de viaje de ida y vuelta (TWTT) (Fig. 7a). Debido a la presencia de ondulaciones MS y considerando la estratigrafía del núcleo de gravedad de BdM, inferimos que la edad de formación de las estructuras de la pagoda es menor que aproximadamente 14-12 ka. Además, el crecimiento de estas estructuras aún está activo (Fig. 7d) ya que algunas pagodas han invadido y deformado la arena BdM actual suprayacente (Fig. 7d).
El hecho de que la pagoda no cruce el lecho marino actual indica que (a) el ascenso del gas o el cese local de la mezcla gas-sedimento, o (b) el posible flujo lateral de la mezcla gas-sedimento no permite un proceso de sobrepresión localizado. Según el modelo de la teoría del diapiro52, el flujo lateral demuestra un equilibrio negativo entre la tasa de suministro de la mezcla de lodo y gas desde abajo y la velocidad a la que la pagoda se mueve hacia arriba. La reducción en la tasa de suministro puede estar relacionada con el aumento de la densidad de la mezcla debido a la desaparición del suministro de gas. Los resultados resumidos anteriormente y el ascenso controlado por flotabilidad de la pagoda nos permiten estimar la altura de la columna de aire hg. La flotabilidad está dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), donde g es la gravedad (9,8 m/s²) y ρw y ρg son las densidades del agua y el gas, respectivamente. ΔP es la suma de la Pdef calculada previamente y la litostática. presión Plith de la placa de sedimentos, es decir ρsg h, donde ρs es la densidad del sedimento. En este caso, el valor de hg requerido para la flotabilidad deseada está dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. En BdM, establecemos Pdef = 0,3 Pa y h = 100 m (ver arriba), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg es insignificante porque ρw ≫ρg. Obtenemos hg = 245 m, un valor que representa la profundidad del fondo del GSL. ΔP es 2,4 MPa, que es la sobrepresión requerida para romper el fondo marino de BdM y formar respiraderos.
La composición del gas BdM es consistente con fuentes del manto alteradas por la adición de fluidos asociados con reacciones de descarbonización de rocas de la corteza (Fig. 6). Alineaciones EW aproximadas de domos BdM y volcanes activos como Ischia, Campi Flegre y Soma-Vesuvius, junto con la composición de los gases emitidos, sugieren que los gases emitidos desde el manto debajo de toda la región volcánica de Nápoles están mezclados. Cada vez más fluidos de la corteza se mueven del oeste (Ischia) al este (Somma-Vesuvius) (Figs. 1b y 6).
Hemos concluido que en la Bahía de Nápoles, a pocos kilómetros del puerto de Nápoles, hay una estructura en forma de cúpula de 25 km2 de ancho que está afectada por un proceso de desgasificación activa y causada por la colocación de pagodas y montículos. Actualmente, las firmas BdM sugieren que la turbulencia no magmática53 puede ser anterior al vulcanismo embrionario, es decir, la descarga temprana de magma y/o fluidos termales. Se deben implementar actividades de monitoreo para analizar la evolución de los fenómenos y detectar señales geoquímicas y geofísicas indicativas de posibles perturbaciones magmáticas.
Los perfiles acústicos de la columna de agua (2D) se adquirieron durante la travesía SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo del R/V Urania (CNR) por el Instituto del Consejo Nacional de Investigación del Medio Marino Costero (IAMC). El muestreo acústico se realizó con una ecosonda científica con divisor de haz Simrad EK60, que opera a 38 kHz. Los datos acústicos se registraron a una velocidad promedio de aproximadamente 4 km. Las imágenes de la ecosonda se utilizaron para identificar descargas de fluidos y definir con precisión su ubicación en el área de recolección (entre 74 y 180 m snm). Se midieron los parámetros físicos y químicos en la columna de agua mediante sondas multiparamétricas (conductividad, temperatura y profundidad, CTD). Los datos se recopilaron con una sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) y se procesaron con el software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Se realizó una inspección visual del fondo marino con un ROV “Pollux III” (GEItaliana). (vehículo operado a distancia) con dos cámaras (baja y alta definición).
La adquisición de datos multihaz se realizó mediante un sistema de sonar multihaz Simrad EM710 de 100 kHz (Kongsberg). El sistema está conectado a un sistema de posicionamiento global diferencial para garantizar errores submétricos en el posicionamiento del haz. El pulso acústico tiene una frecuencia de 100 kHz, un pulso de disparo de 150° y una apertura total de 400 haces. Se midieron y aplicaron perfiles de velocidad del sonido en tiempo real durante la adquisición. Los datos se procesaron utilizando el software PDS2000 (Reson-Thales) de acuerdo con el estándar de la Organización Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para la navegación y la corrección de mareas. La reducción de ruido debido a picos accidentales del instrumento y la exclusión de haces de mala calidad se realizó con herramientas de edición de bandas y de-spiking. La detección continua de la velocidad del sonido se realiza mediante una estación de quilla ubicada cerca del transductor multihaz y adquiere y aplica perfiles de velocidad del sonido en tiempo real en la columna de agua cada 6-8 horas para proporcionar sonido en tiempo real. velocidad para una dirección adecuada del haz. El conjunto de datos completo consta de aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidad). Los datos se utilizaron para proporcionar un modelo digital del terreno (DTM) de alta resolución caracterizado por un tamaño de celda de cuadrícula de 1 m. El DTM final (Fig. 1a) se realizó con datos del terreno (>0 m sobre el nivel del mar) adquiridos en el tamaño de celda de cuadrícula de 20 m por el Instituto Geomilitar Italiano.
Un perfil de datos sísmicos de canal único de alta resolución de 55 kilómetros, recopilado durante cruceros oceánicos seguros en 2007 y 2014, cubrió un área de aproximadamente 113 kilómetros cuadrados, ambos en el R/V Urania. Los perfiles de Marisk (por ejemplo, perfil sísmico L1, Fig. 1b) se obtuvieron utilizando el sistema de boomer IKB-Seistec. La unidad de adquisición consta de un catamarán de 2,5 m en el que se colocan la fuente y el receptor. La firma de la fuente consiste en un único pico positivo que se caracteriza en el rango de frecuencia de 1-10 kHz y permite resolver reflectores separados por 25 cm. Los perfiles sísmicos seguros se adquirieron utilizando una fuente sísmica Geospark de múltiples puntas de 1,4 Kj interconectada con el software Geotrace (Geo Marine Survey System). El sistema consta de un catamarán que contiene una fuente de 1–6,02 KHz que penetra hasta 400 milisegundos en sedimentos blandos debajo del lecho marino, con una resolución vertical teórica de 30 Los dispositivos Safe y Marsik se obtuvieron a una velocidad de 0,33 disparos/seg con una velocidad del vaso <3 Kn. Los datos se procesaron y presentaron utilizando el software Geosuite Allworks con el siguiente flujo de trabajo: corrección de dilatación, silenciamiento de la columna de agua, filtrado IIR de paso de banda de 2-6 KHz y AGC.
El gas de la fumarola submarina se recolectó en el fondo marino utilizando una caja de plástico equipada con un diafragma de goma en su lado superior, colocada boca abajo por el ROV sobre el respiradero. Una vez que las burbujas de aire que entran en la caja han reemplazado completamente el agua de mar, el ROV regresa a una profundidad de 1 m y el buzo transfiere el gas recolectado a través de un septo de goma a dos matraces de vidrio de 60 ml pre-evacuados equipados con llaves de paso de teflón en los cuales uno se llenó con 20 ml de solución de NaOH 5 N (matraz tipo Gegenbach). Las principales especies de gas ácido (CO2 y H2S) se disuelven en la solución alcalina, mientras que las especies de gas de baja solubilidad (N2, Ar + O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e hidrocarburos ligeros) se almacenan en el espacio de cabeza de la botella de muestreo. Los gases inorgánicos de baja solubilidad se analizaron por cromatografía de gases (GC) utilizando un Shimadzu 15A equipado con una columna de tamiz molecular 5A de 10 m de largo y Detector de conductividad térmica (TCD) 54. El argón y el O₂ se analizaron con un cromatógrafo de gases Thermo Focus equipado con una columna capilar de tamiz molecular de 30 m de longitud y TCD. El metano y los hidrocarburos ligeros se analizaron con un cromatógrafo de gases Shimadzu 14A equipado con una columna de acero inoxidable de 10 m de longitud rellena de Chromosorb PAW malla 80/100, recubierta con un 23 % de SP 1700 y un detector de ionización de llama (FID). La fase líquida se utilizó para el análisis de 1) CO₂, como, titulado con una solución de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) y 2) H₂S, como, tras la oxidación con 5 ml de H₂O₂ (33 %), mediante cromatografía iónica (CI) (Wantong 761). El error analítico de la titulación, el análisis por GC y por CI es inferior al 5 %. Tras los procedimientos estándar de extracción y purificación para mezclas de gases, se obtuvo CO₂ 13C/12C. (expresado como δ13C-CO2% y V-PDB) se analizó utilizando un espectrómetro de masas Finningan Delta S55,56. Los estándares utilizados para estimar la precisión externa fueron mármol de Carrara y San Vincenzo (interno), NBS18 y NBS19 (internacional), mientras que el error analítico y la reproducibilidad fueron ±0,05% y ±0,1%, respectivamente.
Los valores de δ15N (expresado como % frente al aire) y 40Ar/36Ar se determinaron utilizando un cromatógrafo de gases (GC) Agilent 6890 N acoplado a un espectrómetro de masas de flujo continuo Finnigan Delta plusXP. El error de análisis es: δ15N ± 0,1 %, 36Ar < 1 %, 40Ar < 3 %. La relación isotópica de He (expresada como R/Ra, donde R es 3He/4He medido en la muestra y Ra es la misma relación en la atmósfera: 1,39 × 10−6)57 se determinó en el laboratorio de INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He y 20Ne se determinaron utilizando un espectrómetro de masas de colector dual (Helix SFT-GVI)58 tras la separación de He y Ne. Error de análisis ≤ 0,3 %. Los blancos típicos para He y Ne son <10-14 y <10-16 mol, respectivamente.
Cómo citar este artículo: Passaro, S. et al.La elevación del fondo marino impulsada por un proceso de desgasificación revela actividad volcánica incipiente a lo largo de la costa. Science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
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