Grazas por visitar Nature.com. A versión do navegador que estás a usar ten compatibilidade limitada con CSS. Para obter a mellor experiencia, recomendámosche que uses un navegador actualizado (ou que desactives o modo de compatibilidade en Internet Explorer). Mentres tanto, para garantir a compatibilidade continua, mostraremos o sitio sen estilos nin JavaScript.
Informamos de evidencias de levantamento activo do fondo mariño e emisións de gases a varios quilómetros da costa desde o porto de Nápoles (Italia). As marcas de burbullas, os montículos e os cráteres son características do fondo mariño. Estas formacións representan a parte superior de estruturas superficiais da codia, incluíndo pagodas, fallas e pregamentos que afectan o fondo mariño na actualidade. Rexistraron o ascenso, a presurización e a liberación de helio e dióxido de carbono nas reaccións de descarbonización dos fundicións do manto e as rochas da codia. É probable que estes gases sexan similares aos que alimentan os sistemas hidrotermais de Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesuvio, o que suxire unha fonte do manto mesturada con fluídos da codia debaixo do Golfo de Nápoles. A expansión e a ruptura submarinas causadas polo proceso de levantamento e presurización do gas requiren unha sobrepresión de 2-3 MPa. Os levantamentos, as fallas e as emisións de gases do fondo mariño son manifestacións de convulsións non volcánicas que poden anunciar erupcións do fondo mariño e/ou explosións hidrotermais.
As descargas hidrotermais (auga quente e gas) de augas profundas son unha característica común das dorsais oceánicas e dos bordos das placas converxentes (incluíndo as partes mergulladas dos arcos insulares), mentres que as descargas frías de hidratos de gas (clatratos) adoitan ser características das plataformas continentais e dos bordos pasivos1, 2,3,4,5. A aparición de descargas hidrotermais do fondo mariño nas zonas costeiras implica fontes de calor (reservorios de magma) dentro da codia continental e/ou do manto. Estas descargas poden preceder o ascenso do magma a través das capas máis superiores da codia terrestre e culminar na erupción e colocación de montes submarinos volcánicos6. Polo tanto, a identificación de (a) morfoloxías asociadas coa deformación activa do fondo mariño e (b) emisións de gases preto de zonas costeiras poboadas, como a rexión volcánica de Nápoles en Italia (~1 millón de habitantes), é fundamental para avaliar posibles volcáns. Erupción pouco profunda. Ademais, mentres que as características morfolóxicas asociadas coas emisións hidrotermais ou de gases de hidratos de augas profundas son relativamente ben coñecidas debido ás súas propiedades xeolóxicas e biolóxicas, as excepcións son as características morfolóxicas asociadas ás augas menos profundas, excepto as que se producen no lago In 12, hai relativamente poucos rexistros. Aquí, presentamos novos datos batimétricos, sísmicos, de columna de auga e xeoquímicos para unha rexión submarina, morfolóxica e estruturalmente complexa, afectada por emisións de gases no Golfo de Nápoles (sur de Italia), aproximadamente a 5 km do porto de Nápoles. Estes datos foron recollidos durante o cruceiro SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo do R/V Urania. Describimos e interpretamos as estruturas do fondo mariño e do subsolo onde se producen as emisións de gases, investigamos as fontes de fluídos de ventilación, identificamos e caracterizamos os mecanismos que regulan a subida do gas e a deformación asociada, e discutimos os impactos da vulcanoloxía.
O golfo de Nápoles forma a marxe occidental pliocuaternaria, a depresión tectónica alongada de Campania, de dirección noroeste-sete13,14,15. Ao levoeste de Ischia (ca. 150-1302 d.C.), o cráter de Campi Flegre (ca. 300-1538) e o Soma-Vesuvio (desde <360-1944). A disposición confina a baía ao norte (d.C.)15, mentres que o sur limita coa península de Sorrento (Fig. 1a). O golfo de Nápoles vese afectado polas fallas significativas predominantes de NE-SO e secundarias de NO-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvio caracterízanse por manifestacións hidrotermais, deformación do solo e sismicidade superficial16,17,18 (por exemplo, o evento turbulento en Campi Flegrei en 1982-1984, cunha elevación de 1,8 m e miles de terremotos). Estudos recentes19,20 suxiren que pode haber unha relación entre a dinámica do Soma-Vesuvio e a dos Campi Flegre, posiblemente asociadas a reservorios de magma único "profundos". A actividade volcánica e as oscilacións do nivel do mar nos últimos 36 ka dos Campi Flegrei e 18 ka do Somma Vesuvio controlaron o sistema sedimentario do Golfo de Nápoles. O baixo nivel do mar no último máximo glacial (18 ka) levou á regresión do sistema sedimentario pouco profundo da costa, que posteriormente foi enchido por eventos transgresivos durante o Plistoceno tardío-Holoceno. Detectáronse emisións de gases submarinos arredor da illa de Ischia e fronte á costa dos Campi Flegre e preto do monte Soma-Vesuvio (Fig. 1b).
(a) Disposición morfolóxica e estrutural da plataforma continental e do Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Os puntos indican os principais centros de erupcións submarinas; as liñas vermellas representan as principais fallas. (b) Batimetría da Baía de Nápoles con respiradoiros de fluído detectados (puntos) e trazas de liñas sísmicas (liñas negras). As liñas amarelas son as traxectorias das liñas sísmicas L1 e L2 que se mostran na Figura 6. Os límites das estruturas en forma de cúpula do Banco della Montagna (BdM) están marcados con liñas azuis discontinuas en (a, b). Os cadrados amarelos marcan as localizacións dos perfís acústicos da columna de auga, e os marcos CTD-EMBlank, CTD-EM50 e ROV indícanse na Fig. 5. O círculo amarelo marca a localización da descarga de gas de mostraxe, e a súa composición móstrase na Táboa S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utiliza gráficos xerados por Surfer® 13.
Baseándose nos datos obtidos durante a campaña SAFE_2014 (agosto de 2014) (véxase Métodos), construíuse un novo Modelo Dixital do Terreno (MDT) do Golfo de Nápoles cunha resolución de 1 m. O MDT mostra que o fondo mariño ao sur do porto de Nápoles caracterízase por unha superficie orientada ao sur con lixeira pendente (pendente ≤3°) interrompida por unha estrutura en forma de cúpula de 5,0 × 5,3 km, coñecida localmente como Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b). O BdM desenvólvese a unha profundidade duns 100 a 170 metros, de 15 a 20 metros sobre o fondo mariño circundante. A cúpula de BdM mostrou unha morfoloxía similar a un montículo debido a 280 montículos subcirculares a ovalados (Fig. 2a), 665 conos e 30 pozos (Figs. 3 e 4). O montículo ten unha altura e unha circunferencia máximas de 22 m e 1800 m, respectivamente. A circularidade [C = 4π(área/perímetro²)] dos montículos diminuíu ao aumentar o perímetro (Fig. 2b). As relacións axiais para os montículos oscilaron entre 1 e 6,5, e os montículos cunha relación axial >2 mostran unha orientación preferida de N45°E + 15° e unha orientación secundaria máis dispersa, de N105°E a N145°E máis dispersa (Fig. 2c). Existen conos simples ou aliñados no plano BdM e na parte superior do montículo (Fig. 3a, b). As disposicións cónicas seguen a disposición dos montículos nos que se atopan. As marcas de viruela adoitan estar situadas no fondo mariño plano (Fig. 3c) e ocasionalmente en montículos. As densidades espaciais de conos e marcas de viruela demostran que a aliñación predominante NE-SO delimita os límites nordeste e suroeste da cúpula BdM (Fig. 4a, b); a ruta NO-SE menos estendida está situada na rexión central de BdM.
(a) Modelo dixital do terreo (tamaño de cela de 1 m) da cúpula do Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetro e redondez dos montículos BdM. (c) Relación axial e ángulo (orientación) do eixe maior da elipse de mellor axuste que rodea o montículo. O erro estándar do modelo dixital do terreo é de 0,004 m; os erros estándar de perímetro e redondez son de 4,83 m e 0,01, respectivamente, e os erros estándar de relación axial e ángulo son de 0,04 e 3,34°, respectivamente.
Detalles dos conos, cráteres, montículos e pozos identificados na rexión BdM extraídos do DTM na Figura 2.
(a) Conos de aliñamento nun fondo mariño plano; (b) conos e cráteres en montículos delgados de orientación NO-SE; (c) marcas de isquemia nunha superficie lixeiramente mergullada.
(a) Distribución espacial dos cráteres, pozos e descargas de gas activo detectados. (b) Densidade espacial dos cráteres e pozos rexistrados en (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emisións gasosas na rexión BdM a partir de imaxes de ecosonda de columna de auga ROV e observacións directas do fondo mariño adquiridas durante a campaña SAFE_2014 en agosto de 2014 (Figuras 4 e 5). As anomalías acústicas destas emisións mostran formas alongadas verticalmente que se elevan desde o fondo mariño, que oscilan verticalmente entre 12 e uns 70 m (Fig. 5a). Nalgúns lugares, as anomalías acústicas formaron un "tren" case continuo. As columnas de burbullas observadas varían amplamente: desde fluxos de burbullas continuos e densos ata fenómenos de curta duración (Película suplementaria 1). A inspección ROV permite a verificación visual da aparición de respiradoiros de fluídos do fondo mariño e destaca pequenas marcas no fondo mariño, ás veces rodeadas de sedimentos de cor vermella a laranxa (Fig. 5b). Nalgúns casos, os canais ROV reactivan as emisións. A morfoloxía do respiradoiro mostra unha abertura circular na parte superior sen efervescencia na columna de auga. O pH na columna de auga xusto por riba do punto de descarga mostrou unha caída significativa, o que indica condicións máis ácidas localmente (Fig. 5c, d). En particular, o pH por riba da descarga de gas BdM en A unha profundidade de 75 m diminuíu de 8,4 (a 70 m de profundidade) a 7,8 (a 75 m de profundidade) (Fig. 5c), mentres que outros sitios no Golfo de Nápoles tiñan valores de pH entre 0 e 160 m no intervalo de profundidade entre 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). Non se observaron cambios significativos na temperatura e salinidade da auga do mar en dous sitios dentro e fóra da área BdM do Golfo de Nápoles. A unha profundidade de 70 m, a temperatura é de 15 °C e a salinidade é duns 38 PSU (Fig. 5c,d). As medicións de pH, temperatura e salinidade indicaron: a) a participación de fluídos ácidos asociados co proceso de desgasificación de BdM e b) a ausencia ou descarga moi lenta de fluídos térmicos e salmoira.
(a) Xanela de adquisición do perfil acústico da columna de auga (ecómetro Simrad EK60). Banda verde vertical correspondente á chama de gas detectada na descarga de fluído EM50 (uns 75 m baixo o nivel do mar) situada na rexión BdM; tamén se mostran os sinais multiplex do fondo mariño e do fondo mariño (b) recollidos cun vehículo controlado a distancia na rexión BdM. A única foto mostra un pequeno cráter (círculo negro) rodeado de sedimentos de vermello a laranxa. (c,d) Datos CTD da sonda multiparámetro procesados ​​co software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Patróns dos parámetros seleccionados (salinidade, temperatura, pH e osíxeno) da columna de auga por riba da descarga de fluído EM50 (panel c) e fóra do panel da área de descarga Bdm (d).
Recollemos tres mostras de gas da área de estudo entre o 22 e o 28 de agosto de 2014. Estas mostras mostraron composicións similares, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguido de concentracións relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), mentres que o H2 e o He eran menos abundantes (<0,052 e <0,016 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Táboa S1, Película suplementaria 2). Tamén se mediron concentracións relativamente altas de O2 e Ar (ata 3,2 e 0,18 mmol/mol, respectivamente). A suma dos hidrocarburos lixeiros oscila entre 0,24 e 0,30 mmol/mol e consiste en alcanos C2-C4, aromáticos (principalmente benceno), propeno e compostos que conteñen xofre (tiofeno). O O valor de 40Ar/36Ar é consistente co aire (295,5), aínda que a mostra EM35 (cúpula BdM) ten un valor de 304, mostrando un lixeiro exceso de 40Ar. A proporción δ15N foi maior que para o aire (ata +1,98 % fronte ao aire), mentres que os valores δ13C-CO2 oscilaron entre -0,93 e 0,44 % fronte ao V-PDB. Os valores de R/Ra (despois de corrixir a contaminación atmosférica usando a proporción 4He/20Ne) estiveron entre 1,66 e 1,94, o que indica a presenza dunha gran fracción de He do manto. Ao combinar o isótopo do helio co CO2 e o seu isótopo estable 22, pódese aclarar aínda máis a fonte das emisións en BdM. No mapa de CO2 para CO2/3He fronte a δ13C (Fig. 6), a composición do gas BdM compárase coa das fumarolas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesuvius. Figura A figura 6 tamén informa de liñas de mestura teóricas entre tres fontes de carbono diferentes que poden estar implicadas na produción de gas BdM: masas fundidas derivadas do manto disoltas, sedimentos ricos en materia orgánica e carbonatos. As mostras de BdM caen na liña de mestura representada polos tres volcáns de Campania, é dicir, mestura entre gases do manto (que se supón que están lixeiramente enriquecidos en dióxido de carbono en relación cos MORB clásicos para o propósito de axustar os datos) e reaccións causadas pola descarbonización da codia (a rocha gasosa resultante).
Indícanse liñas híbridas entre a composición do manto e os membros terminais de calcaria e sedimentos orgánicos para a súa comparación. Os cadros representan as áreas de fumarolas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvius 59, 60, 61. A mostra de BdM atópase na tendencia mixta do volcán de Campania. O gas dos membros terminais da liña mixta é de orixe do manto, que é o gas producido pola reacción de descarburación de minerais carbonatados.
As seccións sísmicas L1 e L2 (Figs. 1b e 7) mostran a transición entre BdM e as secuencias estratigráficas distais das rexións volcánicas Somma-Vesuvio (L1, Fig. 7a) e Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM caracterízase pola presenza de dúas formacións sísmicas principais (MS e PS na Fig. 7). A superior (MS) mostra reflectores subparalelos de amplitude alta a moderada e continuidade lateral (Fig. 7b, c). Esta capa inclúe sedimentos mariños arrastrados polo sistema Último Máximo Glacial (LGM) e consiste en area e arxila23. A capa de PS subxacente (Fig. 7b-d) caracterízase por unha fase caótica a transparente en forma de columnas ou reloxos de area. A parte superior dos sedimentos de PS formou montículos do fondo mariño (Fig. 7d). Estas xeometrías semellantes a diapiros demostran a intrusión de material transparente de PS nos depósitos de MS superiores. O levantamento é responsable da formación de pregamentos e fallas que afectan á capa de MS. e os sedimentos actuais superpostos do fondo mariño de BdM (Fig. 7b–d). O intervalo estratigráfico MS está claramente delaminado na porción ENE da sección L1, mentres que se torna branco cara a BdM debido á presenza dunha capa saturada de gas (GSL) cuberta por algúns niveis internos da secuencia MS (Fig. 7a). Os núcleos de gravidade recollidos na parte superior do BdM correspondente á capa sísmica transparente indican que os 40 cm superiores consisten en area depositada recentemente ata o presente; )24,25 e fragmentos de pedra pómez da erupción explosiva dos Campi Flegrei da “Toba Amarela de Nápoles” (14,8 ka)26. A fase transparente da capa de PS non se pode explicar unicamente por procesos de mestura caótica, porque as capas caóticas asociadas a deslizamentos de terra, fluxos de lama e fluxos piroclásticos que se atopan fóra do BdM no Golfo de Nápoles son acusticamente opacas21,23,24. Chegamos á conclusión de que as facies sísmicas de PS de BdM observadas, así como a aparencia da capa de PS de afloramento submarino (Fig. 7d), reflicten a elevación do gas natural.
(a) Perfil sísmico dunha soa traxectoria L1 (traza de navegación na figura 1b) que mostra unha disposición espacial columnar (pagoda). A pagoda consiste en depósitos caóticos de pedra pómez e area. A capa saturada de gas que existe debaixo da pagoda elimina a continuidade das formacións máis profundas. (b) Perfil sísmico dunha soa canle L2 (traza de navegación na figura 1b), que destaca a incisión e a deformación dos montículos do fondo mariño, depósitos mariños (MS) e de area pómez (PS). (c) Os detalles da deformación en MS e PS indícanse en (c,d). Asumindo unha velocidade de 1580 m/s no sedimento superior, 100 ms representan uns 80 m na escala vertical.
As características morfolóxicas e estruturais de BdM son similares ás doutros campos hidrotermais e de hidratos de gas submarinos a nivel mundial2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e adoitan asociarse con elevacións (bóvedas e montículos) e descargas de gas (conos, pozos). Os conos e pozos aliñados con BdM e os montículos alongados indican unha permeabilidade estruturalmente controlada (Figuras 2 e 3). A disposición espacial dos montículos, pozos e respiradoiros activos suxire que a súa distribución está parcialmente controlada polas fracturas de impacto NO-SE e NE-SO (Fig. 4b). Estes son os puntos preferidos dos sistemas de fallas que afectan as áreas volcánicas de Campi Flegrei e Somma-Vesuvio e o Golfo de Nápoles. En particular, a estrutura do primeiro controla a localización da descarga hidrotermal do cráter de Campi Flegrei35. Polo tanto, concluímos que as fallas e fracturas no Golfo de Nápoles representan a ruta preferida para a migración do gas á superficie, unha característica compartida por outros campos hidrotermais estruturalmente controlados. sistemas36,37. Cabe destacar que os conos e as fosas de BdM non sempre estiveron asociados a montículos (Fig. 3a, c). Isto suxire que estes montículos non representan necesariamente precursores da formación de fosas, como suxeriron outros autores para as zonas de hidratos de gas32,33. As nosas conclusións apoian a hipótese de que a disrupción dos sedimentos do fondo mariño en forma de cúpula non sempre leva á formación de fosas.
As tres emisións gasosas recollidas mostran sinaturas químicas típicas dos fluídos hidrotermais, concretamente principalmente CO2 con concentracións significativas de gases redutores (H2S, CH4 e H2) e hidrocarburos lixeiros (especialmente benceno e propileno)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Táboa S1). A presenza de gases atmosféricos (como O2), que non se espera que estean presentes nas emisións submarinas, pode deberse á contaminación do aire disolto na auga do mar que entra en contacto con gases almacenados en caixas de plástico utilizadas para a mostraxe, xa que os ROV son extraídos do fondo do océano ao mar para revoltarse. Pola contra, os valores positivos de δ15N e un N2/Ar alto (ata 480) significativamente superior ao ASW (auga saturada de aire) suxiren que a maior parte do N2 se produce a partir de fontes extraatmosféricas, de acordo coa orixe hidrotermal predominante destes gases. A orixe hidrotermal-volcánica do gas BdM confírmase polos contidos de CO2 e He e as súas sinaturas isotópicas. Carbono isótopos (δ13C-CO2 de -0,93 % a +0,4 %) e valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) suxiren que as mostras de BdM pertencen a unha tendencia mixta de fumarolas arredor dos membros do extremo do manto do Golfo de Nápoles e a descarbonización. A relación entre os gases producidos pola reacción (Figura 6). Máis concretamente, as mostras de gas BdM están situadas ao longo da tendencia de mestura aproximadamente na mesma localización que os fluídos dos volcáns adxacentes Campi Flegrei e Somma-Veusivus. Son máis cortizais que as fumarolas de Ischia, que están máis preto do extremo do manto. Somma-Vesuvio e Campi Flegrei teñen valores de 3He/4He máis altos (R/Ra entre 2,6 e 2,9) que BdM (R/Ra entre 1,66 e 1,96; Táboa S1). Isto suxire que a adición e acumulación de He radioxénico orixinouse no mesmo fonte de magma que alimentou os volcáns Somma-Vesuvio e Campi Flegrei. A ausencia de fraccións de carbono orgánico detectables nas emisións de BdM suxire que os sedimentos orgánicos non están implicados no proceso de desgasificación de BdM.
Baseándonos nos datos presentados anteriormente e nos resultados dos modelos experimentais de estruturas en forma de cúpula asociadas a rexións submarinas ricas en gas, a presurización profunda do gas pode ser responsable da formación de cúpulas BdM a escala quilométrica. Para estimar a sobrepresión Pdef que leva á bóveda BdM, aplicamos un modelo de mecánica de placas delgadas33,34 asumindo, a partir dos datos morfolóxicos e sísmicos recollidos, que a bóveda BdM é unha lámina subcircular de radio a maior que un depósito viscoso brando deformado. O desprazamento vertical máximo w e o grosor h do (Fig. suplementaria S1). Pdef é a diferenza entre a presión total e a presión estática da rocha máis a presión da columna de auga. En BdM, o radio é duns 2.500 m, w é de 20 m e o h máximo estimado a partir do perfil sísmico é duns 100 m. Calculamos Pdef 46 Pdef = w 64 D/a4 a partir da relación, onde D é a rixidez flexural; D vén dado por (E h3)/[12(1 – ν2)], onde E é o módulo de Young do depósito, ν é o coeficiente de Poisson (~0,5)33. Dado que as propiedades mecánicas dos sedimentos de BdM non se poden medir, establecemos E = 140 kPa, que é un valor razoable para os sedimentos areosos costeiros 47 similar a BdM14,24. Non consideramos os valores máis altos de E reportados na literatura para depósitos de arxila limosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque os depósitos de BDM consisten principalmente en area, non en limo nin en arxila limosa24. Obtemos Pdef = 0,3 Pa, o que é consistente coas estimacións dos procesos de elevación do fondo mariño en ambientes de concas de hidratos de gas, onde Pdef varía de 10-2 a 103 Pa, sendo os valores máis baixos os que representan unha baixa relación a/a e/ou que. En BdM, a redución da rixidez debido á saturación local de gas do sedimento e/ou á aparición de As fracturas preexistentes tamén poden contribuír á falla e á consecuente liberación de gas, o que permite a formación das estruturas de ventilación observadas. Os perfís sísmicos reflectidos recollidos (Fig. 7) indicaron que os sedimentos de PS foron elevados desde o fondo mariño (GSL), empurrando cara arriba os sedimentos mariños MS superpostos, o que resultou en montículos, pregamentos, fallas e cortes sedimentarios (Fig. 7b, c). Isto suxire que a pedra pómez de 14,8 a 12 ka de antigüidade intrusió na capa MS máis nova a través dun proceso de transporte de gas ascendente. As características morfolóxicas da estrutura BdM pódense ver como o resultado da sobrepresión creada pola descarga de fluído producida polo GSL. Dado que a descarga activa pódese ver desde o fondo mariño ata máis de 170 m sobre o nivel do mar48, asumimos que a sobrepresión de fluído dentro do GSL supera os 1.700 kPa. A migración ascendente de gases nos sedimentos tamén tivo o efecto de fregar o material contido no MS, o que explica a presenza de sedimentos caóticos nos núcleos de gravidade mostreados en BdM25. Ademais, a sobrepresión do O GSL crea un sistema de fracturas complexo (falla poligonal na Fig. 7b). Conxuntamente, esta morfoloxía, estrutura e asentamento estratigráfico, denominados "pagodas"49,50, atribuíronse orixinalmente a efectos secundarios de antigas formacións glaciares e actualmente interprétanse como os efectos do ascenso de gas31,33 ou evaporitas50. Na marxe continental de Campania, os sedimentos evaporativos son escasos, polo menos dentro dos 3 km superiores da codia. Polo tanto, é probable que o mecanismo de crecemento das pagodas BdM estea controlado polo ascenso de gas nos sedimentos. Esta conclusión está respaldada polas facies sísmicas transparentes da pagoda (Fig. 7), así como polos datos do núcleo gravitacional como se informou anteriormente24, onde a area actual entra en erupción con "Pomici Principali"25 e "Toba Amarela de Nápoles"26 Campi Flegrei. Ademais, os depósitos de PS invadiron e deformaron a capa superior de MS (Fig. 7d). Esta disposición estrutural suxire que a pagoda representa unha estrutura ascendente e non só unha gasoduto. Así, dous procesos principais rexen a formación da pagoda: a) a densidade do sedimento brando diminúe a medida que o gas entra desde abaixo; b) a mestura de gas e sedimento ascende, o que é o pregamento, a falla e a fractura observados que causan os depósitos de MS (Figura 7). Propúxose un mecanismo de formación similar para as pagodas asociadas a hidratos de gas no Mar de Escocia Meridional (Antártida). As pagodas de BdM apareceron en grupos en zonas montañosas, e a súa extensión vertical foi de media de 70 a 100 m en tempo de viaxe de ida e volta (TWTT) (Fig. 7a). Debido á presenza de ondulacións de MS e considerando a estratigrafía do núcleo gravitacional de BdM, inferimos que a idade de formación das estruturas das pagodas é inferior a uns 14-12 ka. Ademais, o crecemento destas estruturas aínda está activo (Fig. 7d) xa que algunhas pagodas invadiron e deformaron a area actual de BdM que as cobre (Fig. 7d).
O feito de que a pagoda non cruzase o leito mariño actual indica que (a) a subida do gas e/ou o cesamento local da mestura de gas e sedimentos, e/ou (b) o posible fluxo lateral da mestura de gas e sedimentos non permite un proceso de sobrepresión localizado. Segundo o modelo da teoría do diapiro52, o fluxo lateral demostra un equilibrio negativo entre a taxa de subministración da mestura de lama e gas desde abaixo e a taxa á que a pagoda se move cara arriba. A redución da taxa de subministración pode estar relacionada co aumento da densidade da mestura debido á desaparición da subministración de gas. Os resultados resumidos anteriormente e a subida controlada pola flotabilidade da pagoda permítennos estimar a altura da columna de aire hg. A flotabilidade vén dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), onde g é a gravidade (9,8 m/s2) e ρw e ρg son as densidades da auga e do gas, respectivamente. ΔP é a suma da Pdef calculada previamente e a presión litostática Plith da placa de sedimentos, é dicir, ρsg h, onde ρs é a densidade dos sedimentos. Neste caso, o valor de hg necesario para a flotabilidade desexada vén dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. En BdM, establecemos Pdef = 0,3 Pa e h = 100 m (véxase máis arriba), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg é insignificante porque ρw ≫ρg. Obtemos hg = 245 m, un valor que representa a profundidade do fondo do fondo mariño do mar. ΔP é de 2,4 MPa, que é a sobrepresión necesaria para romper o fondo mariño de BdM e formar respiradoiros.
A composición do gas BdM é consistente coas fontes do manto alteradas pola adición de fluídos asociados con reaccións de descarbonización das rochas da codia terrestre (Fig. 6). Os aliñamentos aproximados de EW das cúpulas de BdM e dos volcáns activos como Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesuvio, xunto coa composición dos gases emitidos, suxiren que os gases emitidos polo manto debaixo de toda a rexión volcánica de Nápoles están mesturados. Cada vez máis fluídos da codia terrestre móvense do oeste (Ischia) ao leste (Somma-Vesuvio) (Figs. 1b e 6).
Chegamos á conclusión de que na baía de Nápoles, a poucos quilómetros do porto de Nápoles, existe unha estrutura en forma de cúpula de 25 km2 de ancho afectada por un proceso activo de desgasificación e causada pola colocación de pagodas e montículos. Actualmente, as sinaturas de BdM suxiren que a turbulencia non magmática53 pode ser anterior ao vulcanismo embrionario, é dicir, á descarga temperá de magma e/ou fluídos térmicos. Deberíanse implementar actividades de monitorización para analizar a evolución dos fenómenos e detectar sinais xeoquímicos e xeofísicos indicativos de posibles perturbacións magmáticas.
Os perfís acústicos da columna de auga (2D) foron adquiridos durante a viaxe SAFE_2014 (agosto de 2014) no R/V Urania (CNR) polo Instituto do Medio Mariño Costeiro do Consello Nacional de Investigacións (IAMC). A mostraxe acústica realizouse cunha ecosonda científica de división de feixe Simrad EK60 que funciona a 38 kHz. Os datos acústicos rexistráronse a unha velocidade media duns 4 km. As imaxes da ecosonda recollidas utilizáronse para identificar as descargas de fluídos e definir con precisión a súa localización na área de recollida (entre 74 e 180 m sobre o nivel do mar). Mediuse o parámetro físico e químico na columna de auga utilizando sondas multiparamétricas (condutividade, temperatura e profundidade, CTD). Os datos recolléronse utilizando unha sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) e procesáronse utilizando o software SBED-Win32 (Seasave, versión 7.23.2). Realizouse unha inspección visual do fondo mariño utilizando un dispositivo ROV (vehículo operado remotamente) "Pollux III" (GEItaliana) con dous cámaras (de baixa e alta definición).
A adquisición de datos multifeixe realizouse empregando un sistema de sonar multifeixe Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). O sistema está conectado a un sistema de posicionamento global diferencial para garantir erros submétricos no posicionamento do feixe. O pulso acústico ten unha frecuencia de 100 KHz, un pulso de disparo de 150° graos e unha apertura completa de 400 feixes. Medir e aplicar perfís de velocidade do son en tempo real durante a adquisición. Os datos procesáronse empregando o software PDS2000 (Reson-Thales) segundo o estándar da Organización Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para a navegación e a corrección das mareas. A redución do ruído debido a picos accidentais dos instrumentos e á exclusión do feixe de mala calidade realizouse con ferramentas de edición de bandas e eliminación de picos. A detección continua da velocidade do son realízase mediante unha estación de quilla situada preto do transdutor multifeixe e adquire e aplica perfís de velocidade do son en tempo real na columna de auga cada 6-8 horas para proporcionar a velocidade do son en tempo real para unha correcta dirección do feixe. O conxunto de datos completo... consta de aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidade). Os datos empregáronse para proporcionar un modelo dixital do terreo (MDT) de alta resolución caracterizado por un tamaño de cela de cuadrícula de 1 m. O MDT final (Fig. 1a) realizouse con datos do terreo (>0 m sobre o nivel do mar) adquiridos no tamaño de cela de cuadrícula de 20 m polo Instituto Xeomilitar Italiano.
Un perfil de datos sísmicos monocanal de alta resolución de 55 quilómetros, recollido durante cruceiros oceánicos seguros en 2007 e 2014, cubriu unha área de aproximadamente 113 quilómetros cadrados, ambos no R/V Urania. Os perfís de Marisk (por exemplo, o perfil sísmico L1, Fig. 1b) obtivéronse mediante o sistema de bágoas IKB-Seistec. A unidade de adquisición consiste nun catamarán de 2,5 m no que se colocan a fonte e o receptor. A sinatura da fonte consiste nun único pico positivo que se caracteriza no rango de frecuencias de 1-10 kHz e permite resolver reflectores separados por 25 cm. Os perfís sísmicos Safe adquiríronse mediante unha fonte sísmica Geospark multipunta de 1,4 Kj conectada co software Geotrace (Geo Marine Survey System). O sistema consiste nun catamarán que contén unha fonte de 1–6,02 KHz que penetra ata 400 milisegundos en sedimentos brandos baixo o fondo mariño, cunha resolución vertical teórica de 30 cm. Tanto os dispositivos Safe como os Marsik obtivéronse a un taxa de 0,33 disparos/seg cunha velocidade do vaso <3 kN. Os datos foron procesados ​​e presentados usando o software Geosuite Allworks co seguinte fluxo de traballo: corrección de dilatación, silenciamento da columna de auga, filtrado IIR de paso de banda de 2-6 kHz e AGC.
O gas da fumarola submarina recolleuse no fondo mariño usando unha caixa de plástico equipada cun diafragma de goma na súa parte superior, colocada boca abaixo polo ROV sobre a ventilación. Unha vez que as burbullas de aire que entran na caixa substituíron completamente a auga do mar, o ROV volve a unha profundidade de 1 m e o mergullador transfire o gas recollido a través dun tabique de goma a dous frascos de vidro de 60 mL pre-evacuados equipados con chaves de paso de teflón, nos que un deles se encheu con 20 mL de solución de NaOH 5N (frasco tipo Gegenbach). As principais especies de gas ácido (CO2 e H2S) disólvense na solución alcalina, mentres que as especies de gas de baixa solubilidade (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e hidrocarburos lixeiros) almacénanse no espazo libre da botella de mostraxe. Os gases inorgánicos de baixa solubilidade analizáronse mediante cromatografía de gases (GC) usando un Shimadzu 15A equipado cunha columna de peneira molecular 5A de 10 m de lonxitude e un detector de condutividade térmica (TCD) 54. O argón e o O2 analizáronse usando un Thermo Cromatógrafo de gases Focus equipado cunha columna de peneira molecular capilar de 30 m de longo e TCD. O metano e os hidrocarburos lixeiros analizáronse usando un cromatógrafo de gases Shimadzu 14A equipado cunha columna de aceiro inoxidable de 10 m de longo recheada con Chromosorb PAW 80/100 mesh, revestida con SP 1700 ao 23 % e un detector de ionización de chama (FID). A fase líquida utilizouse para a análise de 1) CO2, como titulado cunha solución de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, como titulado, despois da oxidación con 5 mL de H2O2 (33 %), mediante cromatografía iónica (IC) (IC) (Wantong 761). O erro analítico da titulación, análise de GC e IC é inferior ao 5 %. Despois dos procedementos estándar de extracción e purificación para mesturas de gases, analizouse o CO2 13C/12C (expresado como δ13C-CO2% e V-PDB) usando un detector de masas Finningan Delta S. espectrómetro55,56. Os estándares empregados para estimar a precisión externa foron o mármore de Carrara e San Vincenzo (interno), o NBS18 e o NBS19 (internacional), mentres que o erro analítico e a reproducibilidade foron de ±0,05 % e ±0,1 %, respectivamente.
Os valores de δ15N (expresado como % fronte ao aire) e 40Ar/36Ar determináronse empregando un cromatógrafo de gases (GC) Agilent 6890 N acoplado a un espectrómetro de masas de fluxo continuo Finnigan Delta plusXP. O erro de análise é: δ15N ± 0,1 %, 36Ar < 1 %, 40Ar < 3 %. A proporción de isótopos de He (expresada como R/Ra, onde R é 3He/4He medido na mostra e Ra é a mesma proporción na atmosfera: 1,39 × 10−6)57 determinouse no laboratorio do INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He e 20Ne determináronse empregando un espectrómetro de masas de dobre colector (Helix SFT-GVI)58 despois da separación de He e Ne. Erro de análise ≤ 0,3 %. Os espazos en branco típicos para He e Ne son <10-14 e <10-16 mol, respectivamente.
Como citar este artigo: Passaro, S. et al. A elevación do fondo mariño impulsada por un proceso de desgasificación revela unha actividade volcánica en crecemento ao longo da costa.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. A xeoloxía e a bioloxía das filtracións e respiradoiros de hidrocarburos nos fondos mariños modernos e antigos: unha introdución. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK e Dillon, WP. A presenza global de hidratos de gas. En Kvenvolden, KA e Lorenson, TD (eds.) 3–18 (Hidratos de gas natural: presenza, distribución e detección. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT. Restricións xeofísicas na circulación hidrotermal. En: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. e Hein, JR (eds.) 29–52 (Informe do Taller de Durham, Transferencia de enerxía e masa en sistemas hidrotermais mariños, Durham University Press, Berlín (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. e Heinrich, C. Estrutura e dinámica dos sistemas hidrotermais da dorsal oceánica. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. e Collett, TS. Visión actual sobre os recursos de hidratos de gas. Enerxía. E medio ambiente. Ciencia. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ e Stewart, SA Estrutura interna e historial de erupcións dun sistema de volcáns de lama a escala quilométrica no sur do mar Caspio. Basin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. et al. Características dos fondos mariños asociadas á filtración de hidrocarburos desde montículos de lama carbonatada de augas profundas no Golfo de Cádiz: desde o fluxo de lama ata os sedimentos carbonatados. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL e Cartwright, J. Representación sísmica 3D de tubaxes de escape de fluídos a escala quilométrica nas costas de Namibia. Basin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Características do fluxo de fluídos en sistemas de oleodutos e gasodutos: que nos din sobre a evolución das concas? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA e Imbert, P. Evolución vertical da estrutura de descarga de fluídos cuaternarios do Neóxeno en relación cos fluxos de gas na conca inferior do Congo, fronte ás costas de Angola. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY et al. Actividade hidrotermal e tectónica no norte do lago Yellowstone, Wyoming. Xeoloxía. Partido Socialista. Si. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. e Scandone, P. A conca tirrénica e o arco dos Apeninos: relacións cinemáticas desde o Totoniano tardío. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia et al. Estrutura tectónica e da codia terrestre na marxe continental de Campania: relación coa actividade volcánica. Mineral. Gasolina. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP e De Astis G. O papel relativo da tectónica de rifts e os procesos de elevación magmática: inferencia a partir de datos xeofísicos, estruturais e xeoquímicos na rexión volcánica de Nápoles (sur de Italia). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ e Mastrolorenzo, G. Mecanismos do movemento vertical recente da codia tectónica no cráter Campi Flegrei no sur de Italia. Xeoloxía. Partido Socialista. Si. Especificación. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. et al. Deformación do terreo a curto prazo e sismicidade no cráter aniñado de Campi Flegrei (Italia): un exemplo de recuperación activa de masa nunha zona densamente poboada. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. e Saccorotti, G. Orixes hidrotermais da actividade 4D sostida a longo prazo no complexo volcánico de Campi Flegrei en Italia. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. e Mastrolorenzo, G. Diferenciación rápida en reservorios magmáticos de tipo soleira: un estudo de caso do cráter Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR et al. As series temporais de InSAR, a análise de correlación e a modelización de correlación temporal revelan un posible acoplamento dos Campi Flegrei e o Vesuvio. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. e Torrente, M. Estrutura estrutural e estratigráfica da primeira metade do graben tirrénico (golfo de Nápoles, Italia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. e Marty, B. Fontes de carbono no gas de cinza volcánica de Island Arcs. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Estratigrafía do canón de Dohrn: respostas á baixada do nivel do mar e ao levantamento tectónico na plataforma continental exterior (marxe tirrénica oriental, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).