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Français Nous rapportons des preuves de soulèvement actif du fond marin et d'émissions de gaz à plusieurs kilomètres au large du port de Naples (Italie). Des pockmarks, des monticules et des cratères sont des caractéristiques du fond marin. Ces formations représentent les sommets de structures crustales peu profondes, y compris des pagodes, des failles et des plis qui affectent le fond marin aujourd'hui. Ils ont enregistré la montée, la pressurisation et la libération d'hélium et de dioxyde de carbone dans les réactions de décarbonisation des fontes du manteau et des roches crustales. Ces gaz sont probablement similaires à ceux qui alimentent les systèmes hydrothermaux d'Ischia, des Campi Flegre et de Soma-Vésuve, suggérant une source de manteau mélangée à des fluides crustaux sous le golfe de Naples. L'expansion et la rupture sous-marines causées par le processus de soulèvement du gaz et de pressurisation nécessitent une surpression de 2 à 3 MPa. Les soulèvements du fond marin, les failles et les émissions de gaz sont des manifestations de bouleversements non volcaniques qui peuvent annoncer des éruptions du fond marin et/ou des explosions hydrothermales.
Français Les décharges hydrothermales (eau chaude et gaz) des grands fonds marins sont une caractéristique commune des dorsales médio-océaniques et des marges de plaques convergentes (y compris les parties submergées des arcs insulaires), tandis que les décharges froides d'hydrates de gaz (chlorates) sont souvent caractéristiques des plateaux continentaux et des marges passives1, 2,3,4,5. La présence de décharges hydrothermales des fonds marins dans les zones côtières implique des sources de chaleur (réservoirs de magma) au sein de la croûte continentale et/ou du manteau. Ces décharges peuvent précéder l'ascension du magma à travers les couches supérieures de la croûte terrestre et culminer avec l'éruption et la mise en place de monts sous-marins volcaniques6. Par conséquent, l'identification (a) des morphologies associées à la déformation active des fonds marins et (b) des émissions de gaz à proximité des zones côtières peuplées telles que la région volcanique de Naples en Italie (~ 1 million d'habitants) est essentielle pour évaluer d'éventuels volcans. Éruption peu profonde. En outre, tandis que les caractéristiques morphologiques associées aux grands fonds marins Les émissions de gaz hydrothermales ou d'hydrates sont relativement bien connues en raison de leurs propriétés géologiques et biologiques, les exceptions étant les caractéristiques morphologiques associées aux eaux moins profondes, à l'exception de celles qui se produisent dans le lac 12, il existe relativement peu d'enregistrements. Nous présentons ici de nouvelles données bathymétriques, sismiques, de colonne d'eau et géochimiques pour une région sous-marine, morphologiquement et structurellement complexe, affectée par les émissions de gaz dans le golfe de Naples (sud de l'Italie), à ​​environ 5 km du port de Naples. Ces données ont été collectées lors de la croisière SAFE_2014 (août 2014) à bord du R/V Urania. Nous décrivons et interprétons les structures du fond marin et du sous-sol où se produisent les émissions de gaz, étudions les sources de fluides d'évacuation, identifions et caractérisons les mécanismes qui régulent la montée du gaz et la déformation associée, et discutons des impacts volcanologiques.
Français Le golfe de Naples forme la marge occidentale plio-quaternaire, la dépression tectonique allongée de Campanie NW-SE13,14,15. À l'ouest-ouest d'Ischia (environ 150-1302 après J.-C.), le cratère des Campi Flegre (environ 300-1538) et le Soma-Vésuve (de <360-1944). La disposition confine la baie au nord après J.-C.)15, tandis que le sud borde la péninsule de Sorrente (Fig. 1a). Le golfe de Naples est affecté par les failles importantes dominantes NE-SW et secondaires NW-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, les Campi Flegrei et le Somma-Vésuve sont caractérisés par des manifestations hydrothermales, une déformation du sol et une sismicité peu profonde16,17,18 (par exemple, l'événement turbulent des Campi Flegrei en 1982-1984, avec un soulèvement de 1,8 m et Des études récentes19,20 suggèrent qu'il pourrait y avoir un lien entre la dynamique du Soma-Vésuve et celle des Campi Flegre, possiblement associé à des réservoirs de magma uniques « profonds ». L'activité volcanique et les oscillations du niveau de la mer au cours des 36 derniers ka des Campi Flegrei et des 18 ka du Somma Vesuvius ont contrôlé le système sédimentaire du golfe de Naples. Le faible niveau de la mer au dernier maximum glaciaire (18 ka) a conduit à la régression du système sédimentaire offshore-peu profond, qui a ensuite été comblé par des événements transgressifs au cours du Pléistocène tardif-Holocène. Des émissions de gaz sous-marines ont été détectées autour de l'île d'Ischia et au large des côtes des Campi Flegre et près du mont Soma-Vésuve (Fig. 1b).
(a) Dispositions morphologiques et structurelles du plateau continental et du golfe de Naples 15, 23, 24, 48. Les points sont les principaux centres d'éruption sous-marine ; les lignes rouges représentent les principales failles. (b) Bathymétrie de la baie de Naples avec les évents de fluide détectés (points) et les traces de lignes sismiques (lignes noires). Les lignes jaunes sont les trajectoires des lignes sismiques L1 et L2 rapportées dans la figure 6. Les limites des structures en forme de dôme du Banco della Montagna (BdM) sont marquées par des lignes pointillées bleues dans (a, b). Les carrés jaunes marquent les emplacements des profils acoustiques de la colonne d'eau, et les images CTD-EMBlank, CTD-EM50 et ROV sont rapportées dans la figure 5. Le cercle jaune marque l'emplacement de la décharge de gaz d'échantillonnage, et sa composition est présentée dans le tableau S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilise des graphiques générés par Surfer® 13.
Français Sur la base des données obtenues lors de la campagne SAFE_2014 (août 2014) (voir Méthodes), un nouveau modèle numérique de terrain (MNT) du golfe de Naples avec une résolution de 1 m a été construit. Le MNT montre que le fond marin au sud du port de Naples est caractérisé par une surface en pente douce orientée vers le sud (pente ≤ 3°) interrompue par une structure en forme de dôme de 5,0 × 5,3 km, connue localement sous le nom de Banco della Montagna (BdM).Fig. 1a,b).BdM se développe à une profondeur d'environ 100 à 170 mètres, 15 à 20 mètres au-dessus du fond marin environnant.Le dôme BdM présentait une morphologie en forme de monticule en raison de 280 monticules subcirculaires à ovales (Fig. 2a), 665 cônes et 30 fosses (Fig. 3 et 4).Le monticule a une hauteur et une circonférence maximales de 22 m et 1 800 m, respectivement.La circularité [C = 4π(aire/périmètre2)] des monticules diminuait avec l'augmentation du périmètre (Fig. 2b).Les rapports axiaux des monticules variaient entre 1 et 6,5, les monticules avec un rapport axial > 2 montrant une direction préférée N45°E + 15° et une direction secondaire plus dispersée, plus dispersée N105°E à N145°E (Fig. 2c). Des cônes simples ou alignés existent sur le plan BdM et au sommet du monticule (Fig. 3a,b). Les arrangements coniques suivent l'agencement des monticules sur lesquels ils sont situés. Les pockmarks sont généralement situés sur le fond marin plat (Fig. 3c) et occasionnellement sur les monticules. Les densités spatiales des cônes et des pockmarks démontrent que l'alignement prédominant NE-SW délimite les limites nord-est et sud-ouest du dôme BdM (Fig. 4a,b) ; la route NW-SE moins étendue est située dans la région centrale de BdM.
(a) Modèle numérique de terrain (taille de cellule de 1 m) du dôme du Banco della Montagna (BdM). (b) Périmètre et circularité des monticules du BdM. (c) Rapport axial et angle (orientation) de l'axe majeur de l'ellipse la mieux ajustée entourant le monticule. L'erreur standard du modèle numérique de terrain est de 0,004 m ; les erreurs standard du périmètre et de la circularité sont respectivement de 4,83 m et 0,01, et les erreurs standard du rapport axial et de l'angle sont respectivement de 0,04 et 3,34°.
Détails des cônes, cratères, monticules et fosses identifiés dans la région BdM extraits du MNT de la figure 2.
(a) Cônes d'alignement sur un fond marin plat ; (b) cônes et cratères sur des monticules minces NO-SE ; (c) marques de piqûres sur une surface légèrement inclinée.
(a) Répartition spatiale des cratères, des fosses et des décharges de gaz actives détectés. (b) Densité spatiale des cratères et des fosses signalés en (a) (nombre/0,2 km2).
Français Nous avons identifié 37 émissions gazeuses dans la région de BdM à partir d'images d'échosondeurs de la colonne d'eau ROV et d'observations directes du fond marin acquises lors de la campagne SAFE_2014 en août 2014 (Figures 4 et 5). Les anomalies acoustiques de ces émissions montrent des formes allongées verticalement s'élevant du fond marin, variant verticalement entre 12 et environ 70 m (Fig. 5a). À certains endroits, les anomalies acoustiques formaient un « train » presque continu. Les panaches de bulles observés varient considérablement : des flux de bulles continus et denses à des phénomènes de courte durée (Film supplémentaire 1). L'inspection par ROV permet de vérifier visuellement la présence d'évents de fluides du fond marin et met en évidence de petites marques sur le fond marin, parfois entourées de sédiments rouges à orange (Fig. 5b). Dans certains cas, les canaux du ROV réactivent les émissions. La morphologie de l'évent montre une ouverture circulaire au sommet sans évasement dans la colonne d'eau. Le pH dans la colonne d'eau juste au-dessus du point de rejet a montré une baisse significative, indiquant des conditions plus acides localement (Fig. Français : 5c, d). En particulier, le pH au-dessus du rejet de gaz BdM à 75 m de profondeur a diminué de 8,4 (à 70 m de profondeur) à 7,8 (à 75 m de profondeur) (Fig. 5c), tandis que d'autres sites du golfe de Naples avaient des valeurs de pH entre 0 et 160 m dans l'intervalle de profondeur entre 8,3 et 8,5 (Fig. 5d). Des changements significatifs dans la température et la salinité de l'eau de mer manquaient sur deux sites à l'intérieur et à l'extérieur de la zone BdM du golfe de Naples. À une profondeur de 70 m, la température est de 15 °C et la salinité est d'environ 38 PSU (Fig. 5c, d). Les mesures du pH, de la température et de la salinité ont indiqué : a) la participation de fluides acides associés au processus de dégazage du BdM et b) l'absence ou la décharge très lente de fluides thermiques et de saumure.
(a) Fenêtre d'acquisition du profil acoustique de la colonne d'eau (échomètre Simrad EK60). Bande verte verticale correspondant à la torche de gaz détectée sur la décharge de fluide EM50 (environ 75 m sous le niveau de la mer) située dans la région BdM ; les signaux multiplex du fond et du plancher océanique sont également affichés (b) collectés avec un véhicule télécommandé dans la région BdM La photo unique montre un petit cratère (cercle noir) entouré de sédiments rouges à orange. (c, d) Données de sonde CTD multiparamétrique traitées à l'aide du logiciel SBED-Win32 (Seasave, version 7.23.2). Modèles de paramètres sélectionnés (salinité, température, pH et oxygène) de la colonne d'eau au-dessus de la décharge de fluide EM50 (panneau c) et à l'extérieur du panneau de la zone de décharge Bdm (d).
Français Nous avons collecté trois échantillons de gaz dans la zone d'étude entre le 22 et le 28 août 2014. Ces échantillons ont montré des compositions similaires, dominées par le CO2 (934-945 mmol/mol), suivi de concentrations pertinentes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) et H2S (0,10 mmol/mol -0,44 mmol/mol), tandis que H2 et He étaient moins abondants (< 0,052 et < 0,016 mmol/mol, respectivement) (Fig. 1b ; Tableau S1, Film supplémentaire 2). Des concentrations relativement élevées de O2 et d'Ar ont également été mesurées (jusqu'à 3,2 et 0,18 mmol/mol, respectivement). La somme des hydrocarbures légers varie de 0,24 à 0,30 mmol/mol et se compose d'alcanes C2-C4, d'aromatiques (principalement du benzène), de propène et de composés contenant du soufre. (thiophène). La valeur 40Ar/36Ar est cohérente avec l'air (295,5), bien que l'échantillon EM35 (dôme BdM) ait une valeur de 304, montrant un léger excès de 40Ar. Le rapport δ15N était plus élevé que pour l'air (jusqu'à +1,98 % par rapport à l'air), tandis que les valeurs δ13C-CO2 variaient de -0,93 à 0,44 % par rapport à V-PDB. Les valeurs R/Ra (après correction de la pollution atmosphérique en utilisant le rapport 4He/20Ne) étaient comprises entre 1,66 et 1,94, indiquant la présence d'une grande fraction d'He du manteau. En combinant l'isotope de l'hélium avec le CO2 et son isotope stable 22, la source des émissions dans le BdM peut être davantage clarifiée. Dans la carte du CO2 pour CO2/3He par rapport à δ13C (Fig. 6), la composition du gaz BdM est comparée à celle de l'Ischia, Fumeroles des Campi Flegrei et de la Somme-Vésuve. La figure 6 présente également des lignes de mélange théoriques entre trois sources de carbone différentes qui peuvent être impliquées dans la production de gaz BdM : les fontes dérivées du manteau dissous, les sédiments riches en matières organiques et les carbonates. Les échantillons de BdM se situent sur la ligne de mélange représentée par les trois volcans de Campanie, c'est-à-dire le mélange entre les gaz du manteau (qui sont supposés être légèrement enrichis en dioxyde de carbone par rapport aux MORB classiques dans le but d'ajuster les données) et les réactions provoquées par la décarbonisation de la croûte terrestre. La roche gazeuse résultante.
Des lignes hybrides entre la composition du manteau et les éléments terminaux des sédiments calcaires et organiques sont rapportées à des fins de comparaison. Les cases représentent les zones de fumerolles d'Ischia, Campi Flegrei et Somma-Vesvius 59, 60, 61. L'échantillon BdM se situe dans la tendance mixte du volcan Campanie. Le gaz terminal de la ligne mixte est d'origine mantellique, qui est le gaz produit par la réaction de décarburation des minéraux carbonatés.
Les sections sismiques L1 et L2 (Fig. 1b et 7) montrent la transition entre BdM et les séquences stratigraphiques distales des régions volcaniques de la Somme-Vésuve (L1, Fig. 7a) et des Champs Phlégréens (L2, Fig. 7b). BdM est caractérisé par la présence de deux formations sismiques majeures (MS et PS sur la Fig. 7). La couche supérieure (MS) présente des réflecteurs subparallèles d'amplitude élevée à modérée et de continuité latérale (Fig. 7b, c). Cette couche comprend des sédiments marins entraînés par le système du Dernier Maximum Glaciaire (LGM) et est constituée de sable et d'argile23. La couche PS sous-jacente (Fig. 7b–d) est caractérisée par une phase chaotique à transparente en forme de colonnes ou de sabliers. Le sommet des sédiments PS a formé des monticules de fond marin (Fig. 7d). Ces géométries de type diapir démontrent l'intrusion de matériaux transparents PS dans les dépôts MS supérieurs. Le soulèvement est responsable de la formation de plis et de failles qui affectent la couche MS et les sédiments actuels sus-jacents du fond marin de BdM (Fig. 7b–d). L'intervalle stratigraphique MS est clairement délaminé dans la partie ENE de la section L1, tandis qu'il blanchit vers BdM en raison de la présence d'une couche saturée en gaz (GSL) recouverte par certains niveaux internes de la séquence MS (Fig. 7a). Les carottes de gravité collectées au sommet du BdM correspondant à la couche sismique transparente indiquent que les 40 cm supérieurs sont constitués de sable déposé récemment à nos jours ; )24,25 et des fragments de pierre ponce provenant de l'éruption explosive des Campi Flegrei du « tuf jaune de Naples » (14,8 ka)26.La phase transparente de la couche PS ne peut pas être expliquée uniquement par des processus de mélange chaotique, car les couches chaotiques associées aux glissements de terrain, aux coulées de boue et aux coulées pyroclastiques trouvées à l'extérieur du BdM dans le golfe de Naples sont acoustiquement opaques21,23,24.Nous concluons que les faciès sismiques PS du BdM observés ainsi que l'apparence de la couche PS de l'affleurement sous-marin (Fig. 7d) reflètent le soulèvement du gaz naturel.
(a) Profil sismique à voie unique L1 (trace de navigation sur la Fig. 1b) montrant une disposition spatiale en colonnes (pagode). La pagode est constituée de dépôts chaotiques de pierre ponce et de sable. La couche saturée de gaz qui existe sous la pagode supprime la continuité des formations plus profondes. (b) Profil sismique à voie unique L2 (trace de navigation sur la Fig. 1b), mettant en évidence l'incision et la déformation des monticules du fond marin, des dépôts marins (MS) et de sable ponce (PS). (c) Les détails de la déformation dans MS et PS sont rapportés dans (c, d). En supposant une vitesse de 1580 m/s dans le sédiment le plus élevé, 100 ms représentent environ 80 m sur l'échelle verticale.
Français Les caractéristiques morphologiques et structurales de BdM sont similaires à celles d'autres champs hydrothermaux sous-marins et d'hydrates de gaz à l'échelle mondiale2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 et sont souvent associées à des soulèvements (voûtes et monticules) et à des décharges de gaz (cônes, fosses). Les cônes et fosses alignés sur BdM et les monticules allongés indiquent une perméabilité structurellement contrôlée (Figures 2 et 3). La disposition spatiale des monticules, des fosses et des évents actifs suggère que leur distribution est en partie contrôlée par les fractures d'impact NO-SE et NE-SO (Fig. 4b). Ce sont les directions préférées des systèmes de failles affectant les zones volcaniques des Campi Flegrei et de Somma-Vésuve et le golfe de Naples. En particulier, la structure du premier contrôle la localisation de la décharge hydrothermale du cratère des Campi Flegrei35. Nous concluons donc que les failles et les fractures dans le golfe de Naples représentent voie privilégiée pour la migration du gaz vers la surface, une caractéristique partagée par d'autres systèmes hydrothermaux structurellement contrôlés36,37. Notamment, les cônes et les fosses BdM n'étaient pas toujours associés à des monticules (Fig. 3a,c). Cela suggère que ces monticules ne représentent pas nécessairement des précurseurs de la formation de fosses, comme d'autres auteurs l'ont suggéré pour les zones d'hydrates de gaz32,33. Nos conclusions soutiennent l'hypothèse selon laquelle la perturbation des sédiments du fond marin du dôme ne conduit pas toujours à la formation de fosses.
Français Les trois émissions gazeuses collectées présentent des signatures chimiques typiques des fluides hydrothermaux, à savoir principalement du CO2 avec des concentrations importantes de gaz réducteurs (H2S, CH4 et H2) et d'hydrocarbures légers (en particulier le benzène et le propylène)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (tableau S1). La présence de gaz atmosphériques (tels que l'O2), qui ne devraient pas être présents dans les émissions sous-marines, peut être due à une contamination par l'air dissous dans l'eau de mer entrant en contact avec des gaz stockés dans des boîtes en plastique utilisées pour l'échantillonnage, car les ROV sont extraits du fond de l'océan vers la mer pour se révolter. À l'inverse, des valeurs positives de δ15N et un rapport N2/Ar élevé (jusqu'à 480) significativement plus élevé que l'ASW (eau saturée en air) suggèrent que la majeure partie du N2 est produite à partir de sources extra-atmosphériques, en accord avec l'origine hydrothermale prédominante de ces gaz. L'origine hydrothermale-volcanique du gaz BdM est confirmée par les teneurs en CO2 et He et leurs signatures isotopiques.Les isotopes du carbone (δ13C-CO2 de -0,93 % à +0,4 %) et les valeurs CO2/3He (de 1,7 × 1010 à 4,1 × 1010) suggèrent que les échantillons de BdM appartiennent à une tendance mixte de fumerolles autour des extrémités du manteau du golfe de Naples et de la décarbonisation. La relation entre les gaz produits par la réaction (Figure 6).Plus précisément, les échantillons de gaz BdM sont situés le long de la tendance de mélange à peu près au même endroit que les fluides des volcans adjacents Campi Flegrei et Somma-Veusivus.Ils sont plus crustals que les fumerolles d'Ischia, qui sont plus proches de l'extrémité du manteau.Somma-Vesuvius et Campi Flegrei ont des valeurs 3He/4He plus élevées (R/Ra entre 2,6 et 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 et 1,96 ; Tableau S1). Cela suggère que l'ajout et l'accumulation d'hélium radiogénique proviennent de la même source de magma qui a alimenté les volcans Somma-Vésuve et Campi Flegrei. L'absence de fractions de carbone organique détectables dans les émissions de BdM suggère que les sédiments organiques ne sont pas impliqués dans le processus de dégazage du BdM.
Français D'après les données rapportées ci-dessus et les résultats de modèles expérimentaux de structures en forme de dôme associées à des régions sous-marines riches en gaz, la pressurisation profonde du gaz pourrait être responsable de la formation de dômes BdM à l'échelle kilométrique. Pour estimer la surpression Pdef conduisant à la voûte BdM, nous avons appliqué un modèle de mécanique des plaques minces33,34 en supposant, à partir des données morphologiques et sismiques collectées, que la voûte BdM est une feuille sous-circulaire de rayon a plus grand qu'un dépôt visqueux mou déformé. Le déplacement vertical maximal w et l'épaisseur h de la (Fig. supplémentaire S1).Pdef est la différence entre la pression totale et la pression statique de la roche plus la pression de la colonne d'eau. À BdM, le rayon est d'environ 2 500 m, w est de 20 m et le maximum h estimé à partir du profil sismique est d'environ 100 m. Nous calculons Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 à partir de la relation, où D est la rigidité en flexion ; D est donné par (E h3)/[12(1 – ν2)], où E est le module de Young du dépôt, ν est le coefficient de Poisson (~0,5)33.Comme les propriétés mécaniques des sédiments BdM ne peuvent pas être mesurées, nous avons fixé E = 140 kPa, ce qui est une valeur raisonnable pour les sédiments sableux côtiers 47 similaires au BdM14,24.Nous ne prenons pas en compte les valeurs E plus élevées rapportées dans la littérature pour les dépôts d'argile limoneuse (300 < E < 350 000 kPa)33,34 car les dépôts BDM sont principalement constitués de sable, et non de limon ou d'argile limoneuse24.Nous obtenons Pdef = 0,3 Pa, ce qui est cohérent avec les estimations des processus de soulèvement du fond marin dans les environnements de bassin d'hydrates de gaz, où Pdef varie de 10-2 à 103 Pa, avec des valeurs plus faibles représentant un faible rapport w/a et/ou quoi.Dans le BdM, réduction de la rigidité due à La saturation locale en gaz des sédiments et/ou l'apparition de fractures préexistantes peuvent également contribuer à la rupture et à la libération de gaz qui en résulte, permettant la formation des structures de ventilation observées. Les profils sismiques réfléchis collectés (Fig. 7) ont indiqué que les sédiments PS ont été soulevés du GSL, poussant vers le haut les sédiments marins MS sus-jacents, ce qui a donné lieu à des monticules, des plis, des failles et des coupes sédimentaires (Fig. 7b, c). Cela suggère que la pierre ponce vieille de 14,8 à 12 ka s'est infiltrée dans la couche MS plus jeune par un processus de transport de gaz ascendant. Les caractéristiques morphologiques de la structure BdM peuvent être considérées comme le résultat de la surpression créée par la décharge de fluide produite par le GSL. Étant donné que la décharge active peut être observée depuis le fond marin jusqu'à plus de 170 m bsl48, nous supposons que la surpression de fluide dans le GSL dépasse 1 700 kPa. La migration ascendante des gaz dans les sédiments a également eu pour effet de nettoyer le matériau contenu dans le MS, expliquant la présence de sédiments chaotiques dans les carottes gravimétriques échantillonnées sur BdM25. De plus, la surpression du GSL crée un système de fractures complexe (faille polygonale sur la Fig. 7b). Collectivement, cette morphologie, cette structure et ce tassement stratigraphique, appelés « pagodes »49,50, ont été initialement attribués aux effets secondaires d'anciennes formations glaciaires et sont actuellement interprétés comme les effets de la remontée de gaz31,33 ou d'évaporites50. À la marge continentale de la Campanie, les sédiments évaporatifs sont rares, au moins dans les 3 km supérieurs de la croûte. Par conséquent, le mécanisme de croissance des pagodes BdM est susceptible d'être contrôlé par la remontée de gaz dans les sédiments. Cette conclusion est corroborée par le faciès sismique transparent de la pagode (Fig. 7), ainsi que par les données des carottes gravimétriques précédemment rapportées24, où le sable actuel éclate avec les « Pomici Principali »25 et le « Naples Yellow Tuff »26 Campi Flegrei.De plus, les dépôts de PS ont envahi et déformé la couche MS la plus élevée (Fig. 7d).Cette disposition structurelle suggère que la pagode représente une structure en soulèvement et pas seulement un gazoduc.Ainsi, deux processus principaux régissent la formation de la pagode : a) la densité des sédiments mous diminue à mesure que le gaz entre par le bas ; b) le mélange gaz-sédiment s'élève, ce qui est le plissement observé, la formation de failles et la fracture provoquent des dépôts MS (Figure 7). Un mécanisme de formation similaire a été proposé pour les pagodes associées aux hydrates de gaz dans la mer de Scotia du Sud (Antarctique). Les pagodes BdM sont apparues en groupes dans les zones montagneuses, et leur étendue verticale était en moyenne de 70 à 100 m en temps de trajet aller-retour (TWTT) (Fig. 7a). En raison de la présence d'ondulations MS et compte tenu de la stratigraphie du noyau de gravité BdM, nous déduisons que l'âge de formation des structures de pagodes est inférieur à environ 14 à 12 ka. De plus, la croissance de ces structures est toujours active (Fig. 7d) car certaines pagodes ont envahi et déformé le sable BdM actuel sus-jacent (Fig. 7d).
Français L'échec de la pagode à traverser le fond marin actuel indique que (a) la montée du gaz et/ou l'arrêt local du mélange gaz-sédiment, et/ou (b) un éventuel écoulement latéral du mélange gaz-sédiment ne permet pas un processus de surpression localisée. Selon le modèle de la théorie du diapir52, l'écoulement latéral démontre un équilibre négatif entre le taux d'alimentation du mélange boue-gaz par le bas et le taux auquel la pagode se déplace vers le haut. La réduction du taux d'alimentation peut être liée à l'augmentation de la densité du mélange due à la disparition de l'alimentation en gaz. Les résultats résumés ci-dessus et l'élévation contrôlée par la flottabilité de la pagode nous permettent d'estimer la hauteur de la colonne d'air hg. La flottabilité est donnée par ΔP = hgg (ρw – ρg), où g est la gravité (9,8 m/s2) et ρw et ρg sont les densités de l'eau et du gaz, respectivement. ΔP est la somme de la Pdef calculée précédemment et de la lithostatique pression Plith de la plaque sédimentaire, c'est-à-dire ρsg h, où ρs est la densité du sédiment. Dans ce cas, la valeur de hg requise pour la flottabilité souhaitée est donnée par hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Dans BdM, nous posons Pdef = 0,3 Pa et h = 100 m (voir ci-dessus), ρw = 1 030 kg/m3, ρs = 2 500 kg/m3, ρg est négligeable car ρw ≫ρg. Nous obtenons hg = 245 m, une valeur représentant la profondeur du fond du GSL. ΔP est de 2,4 MPa, ce qui est la surpression nécessaire pour briser le fond marin de BdM et former des évents.
La composition du gaz BdM est cohérente avec les sources du manteau altérées par l'ajout de fluides associés aux réactions de décarbonisation des roches crustales (Fig. 6). Les alignements EW bruts des dômes BdM et des volcans actifs tels qu'Ischia, Campi Flegre et Soma-Vesuvius, ainsi que la composition des gaz émis, suggèrent que les gaz émis par le manteau sous toute la région volcanique de Naples sont mélangés. De plus en plus de fluides crustaux se déplacent de l'ouest (Ischia) vers l'est (Somma-Vesuvus) (Fig. 1b et 6).
Nous avons conclu que dans la baie de Naples, à quelques kilomètres du port de Naples, il existe une structure en forme de dôme de 25 km2 de large qui est affectée par un processus de dégazage actif et causée par la mise en place de pagodes et de monticules. Actuellement, les signatures BdM suggèrent que la turbulence non magmatique53 peut être antérieure au volcanisme embryonnaire, c'est-à-dire à la décharge précoce de magma et/ou de fluides thermiques. Des activités de surveillance devraient être mises en œuvre pour analyser l'évolution des phénomènes et détecter les signaux géochimiques et géophysiques indiquant des perturbations magmatiques potentielles.
Des profils acoustiques de la colonne d'eau (2D) ont été acquis lors de la campagne SAFE_2014 (août 2014) sur le R/V Urania (CNR) par l'Institut du milieu marin côtier du Conseil national de recherches (IAMC). L'échantillonnage acoustique a été réalisé par un échosondeur scientifique à division de faisceau Simrad EK60 fonctionnant à 38 kHz. Les données acoustiques ont été enregistrées à une vitesse moyenne d'environ 4 km. Les images de l'échosondeur collectées ont été utilisées pour identifier les rejets de fluides et définir avec précision leur emplacement dans la zone de collecte (entre 74 et 180 m bsl). Les paramètres physiques et chimiques de la colonne d'eau ont été mesurés à l'aide de sondes multiparamétriques (conductivité, température et profondeur, CTD). Les données ont été collectées à l'aide d'une sonde CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) et traitées à l'aide du logiciel SBED-Win32 (Seasave, version 7.23.2). Une inspection visuelle du fond marin a été réalisée à l'aide d'un ROV « Pollux III » (GEItaliana) (à distance). véhicule à moteur) avec deux caméras (basse et haute définition).
L'acquisition de données multifaisceaux a été réalisée à l'aide d'un sonar multifaisceaux Simrad EM710 de 100 kHz (Kongsberg). Le système est relié à un système de positionnement global différentiel afin de garantir des erreurs submétriques dans le positionnement du faisceau. L'impulsion acoustique a une fréquence de 100 kHz, une impulsion de tir de 150 degrés et une ouverture totale de 400 faisceaux. Les profils de vitesse du son sont mesurés et appliqués en temps réel pendant l'acquisition. Les données ont été traitées à l'aide du logiciel PDS2000 (Reson-Thales) conformément à la norme de l'Organisation hydrographique internationale (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pour la navigation et la correction des marées. La réduction du bruit dû aux pics accidentels des instruments et à l'exclusion de faisceaux de mauvaise qualité a été réalisée à l'aide d'outils d'édition de bande et de dé-pics. La détection continue de la vitesse du son est effectuée par une station de quille située à proximité du transducteur multifaisceaux et acquiert et applique des profils de vitesse du son en temps réel dans la colonne d'eau toutes les 6 à 8 heures pour fournir vitesse du son en temps réel pour une direction appropriée du faisceau. L'ensemble des données comprend environ 440 km2 (0-1200 m de profondeur). Les données ont été utilisées pour fournir un modèle numérique de terrain (MNT) à haute résolution caractérisé par une taille de cellule de grille de 1 m. Le MNT final (Fig. 1a) a été réalisé avec des données de terrain (> 0 m au-dessus du niveau de la mer) acquises à la taille de cellule de grille de 20 m par l'Institut géo-militaire italien.
Un profil de données sismiques monocanal haute résolution de 55 kilomètres, collecté lors de croisières océaniques sécurisées en 2007 et 2014, couvrait une superficie d'environ 113 kilomètres carrés, toutes deux sur le R/V Urania. Les profils Marisk (par exemple, le profil sismique L1, Fig. 1b) ont été obtenus en utilisant le système boomer IKB-Seistec. L'unité d'acquisition se compose d'un catamaran de 2,5 m dans lequel la source et le récepteur sont placés. La signature de la source consiste en un seul pic positif qui est caractérisé dans la gamme de fréquences 1-10 kHz et permet de résoudre des réflecteurs séparés de 25 cm. Les profils sismiques sécurisés ont été acquis à l'aide d'une source sismique multipointe Geospark de 1,4 Kj interfacée avec le logiciel Geotrace (Geo Marine Survey System). Le système se compose d'un catamaran contenant une source de 1 à 6,02 kHz qui pénètre jusqu'à 400 millisecondes dans les sédiments meubles sous le fond marin, avec une résolution verticale théorique de 30 cm.Les appareils Safe et Marsik ont ​​été obtenus à une vitesse de 0,33 tirs/sec avec une vitesse du vaisseau <3 Kn.Les données ont été traitées et présentées à l'aide du logiciel Geosuite Allworks avec le flux de travail suivant : correction de la dilatation, atténuation de la colonne d'eau, filtrage IIR passe-bande 2-6 KHz et AGC.
Français Le gaz de la fumerolle sous-marine a été collecté sur le fond marin à l'aide d'une boîte en plastique équipée d'un diaphragme en caoutchouc sur sa face supérieure, placée à l'envers par le ROV au-dessus de l'évent. Une fois que les bulles d'air entrant dans la boîte ont complètement remplacé l'eau de mer, le ROV est de retour à une profondeur de 1 m, et le plongeur transfère le gaz collecté à travers un septum en caoutchouc dans deux flacons en verre de 60 ml pré-vidés équipés de robinets en téflon dans lesquels l'un a été rempli de 20 ml de solution de NaOH 5N (flacon de type Gegenbach). Les principales espèces de gaz acides (CO2 et H2S) sont dissoutes dans la solution alcaline, tandis que les espèces de gaz à faible solubilité (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 et hydrocarbures légers) sont stockées dans l'espace de tête du flacon d'échantillonnage. Les gaz inorganiques à faible solubilité ont été analysés par chromatographie en phase gazeuse (GC) à l'aide d'un Shimadzu 15A équipé d'une colonne de tamis moléculaire 5A de 10 m de long et d'un détecteur de conductivité thermique (TCD) 54. L'argon et l'O2 ont été analysés à l'aide d'un chromatographe en phase gazeuse Thermo Focus équipé d'une colonne de tamis moléculaire capillaire de 30 m de long et d'un TCD. Le méthane et les hydrocarbures légers ont été analysés à l'aide d'un chromatographe en phase gazeuse Shimadzu 14A équipé d'une colonne en acier inoxydable de 10 m de long remplie de Chromosorb PAW 80/100 mesh, revêtue de 23 % de SP 1700 et d'un détecteur à ionisation de flamme (FID). La phase liquide a été utilisée pour l'analyse de 1) CO2, as, titré avec une solution de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) et 2) H2S, as, après oxydation avec 5 mL H2O2 (33 %), par chromatographie ionique (IC) (IC) (Wantong 761). L'erreur analytique du titrage, de la GC et de l'analyse IC est inférieure à 5 %. Après les procédures standard d'extraction et de purification des mélanges gazeux, 13C/12C CO2 (exprimé en δ13C-CO2%) et V-PDB) a été analysé à l'aide d'un spectromètre de masse Finningan Delta S55,56. Les normes utilisées pour estimer la précision externe étaient le marbre de Carrare et de San Vincenzo (interne), NBS18 et NBS19 (international), tandis que l'erreur analytique et la reproductibilité étaient respectivement de ± 0,05 % et ± 0,1 %.
Les valeurs de δ15N (exprimées en % par rapport à l'air) et de 40Ar/36Ar ont été déterminées à l'aide d'un chromatographe en phase gazeuse (GC) Agilent 6890 N couplé à un spectromètre de masse à flux continu Finnigan Delta plusXP. L'erreur d'analyse est : δ15N±0,1 %, 36Ar<1 %, 40Ar<3 %. Le rapport isotopique He (exprimé en R/Ra, où R est 3He/4He mesuré dans l'échantillon et Ra est le même rapport dans l'atmosphère : 1,39 × 10−6)57 a été déterminé au laboratoire de l'INGV-Palerme (Italie). 3He, 4He et 20Ne ont été déterminés à l'aide d'un spectromètre de masse à double collecteur (Helix SFT-GVI)58 après séparation de He et Ne. Erreur d'analyse ≤ 0,3 %. Les blancs typiques pour He et Ne sont <10-14 et <10-16 mol, respectivement.
Comment citer cet article : Passaro, S. et al.Le soulèvement du fond marin provoqué par un processus de dégazage révèle une activité volcanique naissante le long de la côte.science.Rep. 6, 22448 ; doi : 10.1038/srep22448 (2016).
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