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Relatamos evidências de elevação ativa do fundo do mar e emissões de gases a vários quilômetros da costa do porto de Nápoles (Itália). Marcas de crateras, montes e crateras são características do fundo do mar. Essas formações representam os topos de estruturas crustais rasas, incluindo pagodes, falhas e dobras que afetam o fundo do mar hoje. Eles registraram a ascensão, a pressurização e a liberação de hélio e dióxido de carbono em reações de descarbonização de derretimentos do manto e rochas da crosta. Esses gases são provavelmente semelhantes aos que alimentam os sistemas hidrotermais de Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesúvio, sugerindo uma fonte do manto misturada com fluidos da crosta abaixo do Golfo de Nápoles. A expansão e a ruptura submarinas causadas pelo processo de elevação e pressurização de gás exigem uma sobrepressão de 2 a 3 MPa. Elevações do fundo do mar, falhas e emissões de gases são manifestações de convulsões não vulcânicas que podem anunciar erupções do fundo do mar e/ou explosões hidrotermais.
Descargas hidrotermais profundas (água quente e gás) são uma característica comum de dorsais meso-oceânicas e margens de placas convergentes (incluindo partes submersas de arcos insulares), enquanto descargas frias de hidratos de gás (clatratos) são frequentemente características de plataformas continentais e margens passivas1, 2, 3, 4, 5. A ocorrência de descargas hidrotermais no fundo do mar em áreas costeiras implica fontes de calor (reservatórios de magma) dentro da crosta continental e/ou manto. Essas descargas podem preceder a ascensão do magma através das camadas mais superiores da crosta terrestre e culminar na erupção e colocação de montes submarinos vulcânicos6. Portanto, a identificação de (a) morfologias associadas à deformação ativa do fundo do mar e (b) emissões de gases perto de áreas costeiras povoadas, como a região vulcânica de Nápoles na Itália (~1 milhão de habitantes), é crítica para avaliar possíveis vulcões. Erupção rasa. Além disso, embora as características morfológicas associadas às emissões de gases hidrotermais ou de hidratos de águas profundas sejam relativamente bem conhecidos devido às suas propriedades geológicas e biológicas, as exceções são características morfológicas associadas a águas mais rasas, exceto aquelas que ocorrem no Lago 12, há relativamente poucos registros. Aqui, apresentamos novos dados batimétricos, sísmicos, de coluna d'água e geoquímicos para uma região subaquática, morfológica e estruturalmente complexa, afetada por emissões de gases no Golfo de Nápoles (sul da Itália), a aproximadamente 5 km do porto de Nápoles. Esses dados foram coletados durante o cruzeiro SAFE_2014 (agosto de 2014) a bordo do R/V Urania. Descrevemos e interpretamos as estruturas do fundo do mar e do subsolo onde ocorrem as emissões de gases, investigamos as fontes de fluidos de ventilação, identificamos e caracterizamos os mecanismos que regulam a ascensão do gás e a deformação associada e discutimos os impactos da vulcanologia.
O Golfo de Nápoles forma a margem ocidental do Plio-Quaternário, a depressão tectônica alongada NW-SE da Campânia13,14,15. EW de Ischia (ca. 150-1302 d.C.), cratera Campi Flegre (ca. 300-1538) e Soma-Vesúvio (de <360-1944). O arranjo confina a baía ao norte (d.C.)15, enquanto o sul faz fronteira com a Península de Sorrento (Fig. 1a). O Golfo de Nápoles é afetado pelas falhas significativas predominantes de NE-SW e secundárias de NW-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesúvio são caracterizados por manifestações hidrotermais, deformação do solo e sismicidade superficial16,17,18 (por exemplo, o evento turbulento em Campi Flegrei em 1982-1984, com elevação de 1,8 m e milhares de terremotos). Estudos recentes19,20 sugerem que pode haver uma ligação entre a dinâmica de Soma-Vesúvio e a de Campi Flegre, possivelmente associada a reservatórios de magma único 'profundos'. A atividade vulcânica e as oscilações do nível do mar nos últimos 36 ka de Campi Flegrei e 18 ka de Somma Vesúvio controlaram o sistema sedimentar do Golfo de Nápoles. O baixo nível do mar no último máximo glacial (18 ka) levou à regressão do sistema sedimentar offshore-raso, que foi posteriormente preenchido por eventos transgressivos durante o Pleistoceno Tardio-Holoceno. Emissões submarinas de gases foram detectadas ao redor da ilha de Ischia e na costa de Campi Flegre e perto do Monte Soma-Vesúvio (Fig. 1b).
(a) Arranjos morfológicos e estruturais da plataforma continental e do Golfo de Nápoles 15, 23, 24, 48. Os pontos são os principais centros de erupção submarina; as linhas vermelhas representam as principais falhas. (b) Batimetria da Baía de Nápoles com aberturas de fluido detectadas (pontos) e traços de linhas sísmicas (linhas pretas). As linhas amarelas são as trajetórias das linhas sísmicas L1 e L2 relatadas na Figura 6. Os limites das estruturas em forma de domo do Banco della Montagna (BdM) são marcados por linhas tracejadas azuis em (a,b). Os quadrados amarelos marcam as localizações dos perfis acústicos da coluna de água, e os quadros CTD-EMBlank, CTD-EM50 e ROV são relatados na Fig. 5. O círculo amarelo marca a localização da descarga de gás de amostragem, e sua composição é mostrada na Tabela S1. O Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) usa gráficos gerados pelo Surfer® 13.
Com base nos dados obtidos durante o cruzeiro SAFE_2014 (agosto de 2014) (ver Métodos), um novo Modelo Digital de Terreno (MDT) do Golfo de Nápoles com resolução de 1 m foi construído. O MDT mostra que o fundo do mar ao sul do Porto de Nápoles é caracterizado por uma superfície suavemente inclinada voltada para o sul (inclinação ≤3°) interrompida por uma estrutura em forma de domo de 5,0 × 5,3 km, conhecida localmente como Banco della Montagna (BdM).Fig. 1a,b). O BdM se desenvolve a uma profundidade de cerca de 100 a 170 metros, 15 a 20 metros acima do fundo do mar ao redor. O domo do BdM exibia uma morfologia semelhante a um montículo devido a 280 montículos subcirculares a ovais (Fig. 2a), 665 cones e 30 fossos (Figs. 3 e 4). O montículo tem uma altura e circunferência máximas de 22 m e 1.800 m, respectivamente. A circularidade [C = 4π(área/perímetro²)] dos montículos diminuiu com o aumento do perímetro (Fig. 2b). As relações axiais para os montículos variaram entre 1 e 6,5, com montículos com uma relação axial >2 mostrando uma direção preferencial N45°E + 15° e uma direção secundária mais dispersa, mais dispersa de N105°E a N145°E (Fig. 2c). Cones simples ou alinhados existem no plano BdM e no topo do monte (Fig. 3a,b). Os arranjos cônicos seguem o arranjo dos montes nos quais estão localizados. As marcas de cratera são comumente localizadas no fundo do mar plano (Fig. 3c) e ocasionalmente em montes. As densidades espaciais de cones e marcas de cratera demonstram que o alinhamento predominante NE-SW delimita os limites nordeste e sudoeste do domo BdM (Fig. 4a,b); a rota NW-SE menos extensa está localizada na região central do BdM.
(a) Modelo digital de terreno (tamanho de célula de 1 m) da cúpula do Banco della Montagna (BdM). (b) Perímetro e circularidade dos montes do BdM. (c) Razão axial e ângulo (orientação) do eixo principal da elipse de melhor ajuste ao redor do monte. O erro padrão do modelo de terreno digital é 0,004 m; os erros padrão de perímetro e circularidade são 4,83 m e 0,01, respectivamente, e os erros padrão de razão axial e ângulo são 0,04 e 3,34°, respectivamente.
Detalhes de cones, crateras, montes e poços identificados na região BdM extraídos do DTM na Figura 2.
(a) Cones de alinhamento em um fundo marinho plano; (b) cones e crateras em montes delgados NW-SE; (c) marcas de varíola em uma superfície levemente mergulhada.
(a) Distribuição espacial de crateras, poços e descargas de gás ativas detectadas. (b) Densidade espacial de crateras e poços relatados em (a) (número/0,2 km2).
Identificamos 37 emissões gasosas na região de BdM a partir de imagens de ecobatímetro da coluna d'água de ROV e observações diretas do fundo do mar adquiridas durante o cruzeiro SAFE_2014 em agosto de 2014 (Figuras 4 e 5). As anomalias acústicas dessas emissões mostram formas verticalmente alongadas que se elevam do fundo do mar, variando verticalmente entre 12 e cerca de 70 m (Fig. 5a). Em alguns locais, as anomalias acústicas formaram um "trem" quase contínuo. As plumas de bolhas observadas variam amplamente: de fluxos de bolhas densos e contínuos a fenômenos de curta duração (Vídeo Suplementar 1). A inspeção por ROV permite a verificação visual da ocorrência de aberturas de fluidos no fundo do mar e destaca pequenas marcas no fundo do mar, às vezes cercadas por sedimentos vermelhos a laranja (Fig. 5b). Em alguns casos, os canais de ROV reativam as emissões. A morfologia da abertura mostra uma abertura circular na parte superior, sem alargamento na coluna d'água. O pH na coluna d'água logo acima do ponto de descarga mostrou uma queda significativa, indicando condições mais ácidas localmente. (Fig. 5c,d). Em particular, o pH acima da descarga de gás do BdM a 75 m de profundidade diminuiu de 8,4 (a 70 m de profundidade) para 7,8 (a 75 m de profundidade) (Fig. 5c), enquanto outros locais no Golfo de Nápoles tiveram valores de pH entre 0 e 160 m no intervalo de profundidade entre 8,3 e 8,5 (Fig. 5d). Mudanças significativas na temperatura e salinidade da água do mar estavam ausentes em dois locais dentro e fora da área do BdM do Golfo de Nápoles. A uma profundidade de 70 m, a temperatura é de 15 °C e a salinidade é de cerca de 38 PSU (Fig. 5c,d). As medições de pH, temperatura e salinidade indicaram: a) a participação de fluidos ácidos associados ao processo de desgaseificação do BdM e b) a ausência ou descarga muito lenta de fluidos térmicos e salmoura.
(a) Janela de aquisição do perfil acústico da coluna de água (ecômetro Simrad EK60). Faixa verde vertical correspondente à explosão de gás detectada na descarga de fluido EM50 (cerca de 75 m abaixo do nível do mar) localizada na região BdM; os sinais multiplex do fundo e do fundo do mar também são mostrados (b) coletados com um veículo controlado remotamente na região BdM. A única foto mostra uma pequena cratera (círculo preto) cercada por sedimento vermelho a laranja. (c, d) Dados CTD da sonda multiparâmetro processados ​​usando o software SBED-Win32 (Seasave, versão 7.23.2). Padrões de parâmetros selecionados (salinidade, temperatura, pH e oxigênio) da coluna de água acima da descarga de fluido EM50 (painel c) e fora do painel da área de descarga Bdm (d).
Coletamos três amostras de gás da área de estudo entre 22 e 28 de agosto de 2014. Essas amostras mostraram composições semelhantes, dominadas por CO2 (934-945 mmol/mol), seguido por concentrações relevantes de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) e H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), enquanto H2 e He foram menos abundantes (<0,052 e <0,016 mmol/mol, respectivamente) (Fig. 1b; Tabela S1, Filme Suplementar 2). Concentrações relativamente altas de O2 e Ar também foram medidas (até 3,2 e 0,18 mmol/mol, respectivamente). A soma dos hidrocarbonetos leves varia de 0,24 a 0,30 mmol/mol e consiste em alcanos C2-C4, aromáticos (principalmente benzeno), propeno e compostos contendo enxofre (tiofeno). O valor de 40Ar/36Ar é consistente com o ar (295,5), embora a amostra EM35 (cúpula BdM) tenha um valor de 304, mostrando um ligeiro excesso de 40Ar. A razão δ15N foi maior do que para o ar (até +1,98% vs. Ar), enquanto os valores de δ13C-CO2 variaram de -0,93 a 0,44% vs. V-PDB. Os valores de R/Ra (após correção para poluição do ar usando a razão 4He/20Ne) estavam entre 1,66 e 1,94, indicando a presença de uma grande fração de He do manto. Ao combinar o isótopo de hélio com CO2 e seu isótopo estável 22, a fonte das emissões em BdM pode ser melhor esclarecida. No mapa de CO2 para CO2/3He versus δ13C (Fig. 6), a composição do gás BdM é comparada à de Ischia, Campi Flegrei e Fumarolas Somma-Vesúvio. A Figura 6 também relata linhas de mistura teóricas entre três fontes diferentes de carbono que podem estar envolvidas na produção de gás BdM: derretimentos derivados do manto dissolvido, sedimentos ricos em matéria orgânica e carbonatos. As amostras de BdM caem na linha de mistura representada pelos três vulcões da Campânia, ou seja, mistura entre gases do manto (que são considerados ligeiramente enriquecidos em dióxido de carbono em relação aos MORBs clássicos para fins de ajuste dos dados) e reações causadas pela descarbonização da crosta A rocha gasosa resultante.
Linhas híbridas entre a composição do manto e os membros finais de calcário e sedimentos orgânicos são relatadas para comparação. As caixas representam as áreas de fumarolas de Ischia, Campi Flegrei e Somma-Vesvius 59, 60, 61. A amostra BdM está na tendência mista do vulcão Campania. O gás do membro final da linha mista é de origem do manto, que é o gás produzido pela reação de descarbonetação de minerais de carbonato.
As seções sísmicas L1 e L2 (Figs. 1b e 7) mostram a transição entre a BdM e as sequências estratigráficas distais das regiões vulcânicas Somma-Vesúvio (L1, Fig. 7a) e Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). A BdM é caracterizada pela presença de duas formações sísmicas principais (MS e PS na Fig. 7). A superior (MS) apresenta refletores subparalelos de amplitude alta a moderada e continuidade lateral (Fig. 7b, c). Essa camada inclui sedimentos marinhos arrastados pelo sistema do Último Máximo Glacial (LGM) e consiste em areia e argila23. A camada PS subjacente (Fig. 7b-d) é caracterizada por uma fase caótica a transparente em forma de colunas ou ampulhetas. O topo dos sedimentos PS formou montes no fundo do mar (Fig. 7d). Essas geometrias semelhantes a diapiros demonstram a intrusão de material transparente PS nos depósitos MS superiores. O soerguimento é responsável pela formação de dobras e falhas que afetam a camada MS e os sedimentos atuais sobrejacentes do fundo do mar BdM (Fig. 7b–d). O intervalo estratigráfico MS é claramente delaminado na porção ENE da seção L1, enquanto ele fica mais branco em direção ao BdM devido à presença de uma camada saturada de gás (GSL) coberta por alguns níveis internos da sequência MS (Fig. 7a). Os núcleos de gravidade coletados no topo do BdM correspondentes à camada sísmica transparente indicam que os 40 cm superiores consistem em areia depositada recentemente até o presente; )24,25 e fragmentos de pedra-pomes da erupção explosiva de Campi Flegrei de “Naples Yellow Tuff” (14,8 ka)26. A fase transparente da camada PS não pode ser explicada apenas por processos de mistura caótica, porque as camadas caóticas associadas a deslizamentos de terra, fluxos de lama e fluxos piroclásticos encontrados fora do BdM no Golfo de Nápoles são acusticamente opacas21,23,24. Concluímos que as fácies sísmicas BdM PS observadas, bem como a aparência da camada PS do afloramento submarino (Fig. 7d) refletem a elevação do gás natural.
(a) Perfil sísmico de via única L1 (traço de navegação na Fig. 1b) mostrando um arranjo espacial colunar (pagode). O pagode consiste em depósitos caóticos de pedra-pomes e areia. A camada saturada de gás que existe abaixo do pagode remove a continuidade das formações mais profundas. (b) Perfil sísmico de canal único L2 (traço de navegação na Fig. 1b), destacando a incisão e a deformação de montes do fundo do mar, depósitos marinhos (MS) e de areia-pomes (PS). (c) Os detalhes de deformação em MS e PS são relatados em (c,d). Supondo uma velocidade de 1580 m/s no sedimento mais superior, 100 ms representa cerca de 80 m na escala vertical.
As características morfológicas e estruturais do BdM são semelhantes às de outros campos hidrotermais submarinos e de hidratos de gás globalmente2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 e são frequentemente associadas a elevações (abóbadas e montes) e descarga de gás (cones, poços). Cones e poços alinhados com o BdM e montes alongados indicam permeabilidade estruturalmente controlada (Figuras 2 e 3). O arranjo espacial de montes, poços e fontes ativas sugere que sua distribuição é parcialmente controlada pelas fraturas de impacto NW-SE e NE-SW (Fig. 4b). Essas são as direções preferenciais dos sistemas de falhas que afetam as áreas vulcânicas de Campi Flegrei e Somma-Vesúvio e o Golfo de Nápoles. Em particular, a estrutura do primeiro controla a localização da descarga hidrotermal da cratera de Campi Flegrei35. Portanto, concluímos que falhas e fraturas no Golfo de Nápoles representam a rota preferencial para o gás migração para a superfície, uma característica compartilhada por outros sistemas hidrotermais controlados estruturalmente36,37. Notavelmente, cones e poços BdM nem sempre estavam associados a montes (Fig. 3a,c). Isso sugere que esses montes não representam necessariamente precursores da formação de poços, como outros autores sugeriram para zonas de hidrato de gás32,33. Nossas conclusões apoiam a hipótese de que a ruptura de sedimentos do fundo do mar em cúpula nem sempre leva à formação de poços.
As três emissões gasosas coletadas apresentam assinaturas químicas típicas de fluidos hidrotermais, principalmente CO2 com concentrações significativas de gases redutores (H2S, CH4 e H2) e hidrocarbonetos leves (especialmente benzeno e propileno)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabela S1). A presença de gases atmosféricos (como O2), que não se espera que estejam presentes nas emissões submarinas, pode ser devido à contaminação do ar dissolvido na água do mar que entra em contato com gases armazenados em caixas plásticas usadas para amostragem, já que os ROVs são extraídos do fundo do oceano para o mar para se revoltarem. Por outro lado, valores positivos de δ15N e um alto N2/Ar (até 480) significativamente maior do que ASW (água saturada de ar) sugerem que a maior parte do N2 é produzida a partir de fontes extra-atmosféricas, em concordância com a origem hidrotermal predominante desses gases. A origem hidrotermal-vulcânica do gás BdM é confirmada pela Conteúdos de CO2 e He e suas assinaturas isotópicas. Isótopos de carbono (δ13C-CO2 de -0,93% a +0,4%) e valores de CO2/3He (de 1,7 × 1010 a 4,1 × 1010) sugerem que as amostras de BdM pertencem a uma tendência mista de fumarolas ao redor dos membros finais do manto do Golfo de Nápoles e descarbonização. A relação entre os gases produzidos pela reação (Figura 6). Mais especificamente, as amostras de gás BdM estão localizadas ao longo da tendência de mistura, aproximadamente no mesmo local que os fluidos dos vulcões adjacentes Campi Flegrei e Somma-Veusivus. Eles são mais crustais do que as fumarolas de Ischia, que estão mais próximas do final do manto. Somma-Vesúvio e Campi Flegrei têm valores de 3He/4He mais altos (R/Ra entre 2,6 e 2,9) do que BdM (R/Ra entre 1,66 e 1,96; Tabela S1). Isso sugere que a adição e o acúmulo de He radiogênico se originaram da mesma fonte de magma que alimentou os vulcões Somma-Vesúvio e Campi Flegrei. A ausência de frações de carbono orgânico detectáveis ​​nas emissões de BdM sugere que os sedimentos orgânicos não estão envolvidos no processo de desgaseificação de BdM.
Com base nos dados relatados acima e nos resultados de modelos experimentais de estruturas semelhantes a domos associadas a regiões submarinas ricas em gás, a pressurização profunda de gás pode ser responsável pela formação de domos BdM em escala quilométrica. Para estimar a sobrepressão Pdef que leva à abóbada BdM, aplicamos um modelo de mecânica de placa fina33,34 assumindo, a partir dos dados morfológicos e sísmicos coletados, que a abóbada BdM é uma folha subcircular de raio a maior do que um depósito viscoso macio deformado O deslocamento máximo vertical w e a espessura h do (Fig. S1 Suplementar). Pdef é a diferença entre a pressão total e a pressão estática da rocha mais a pressão da coluna de água. Em BdM, o raio é de cerca de 2.500 m, w é de 20 m e o máximo h estimado a partir do perfil sísmico é de cerca de 100 m. Calculamos Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 a partir da relação, onde D é a rigidez à flexão; D é dado por (E h3)/[12(1 – ν2)], onde E é o módulo de Young do depósito, ν é a razão de Poisson (~0,5)33. Como as propriedades mecânicas dos sedimentos BdM não podem ser medidas, definimos E = 140 kPa, que é um valor razoável para sedimentos arenosos costeiros 47 semelhantes a BdM14,24. Não consideramos os valores mais altos de E relatados na literatura para depósitos de argila siltosa (300 < E < 350.000 kPa)33,34 porque os depósitos BDM consistem principalmente de areia, não de silte ou argila siltosa24. Obtemos Pdef = 0,3 Pa, o que é consistente com as estimativas de processos de elevação do fundo do mar em ambientes de bacias de hidratos de gás, onde Pdef varia de 10-2 a 103 Pa, com valores mais baixos representando baixo w/a e/ou o quê. Em BdM, rigidez A redução devido à saturação local de gás do sedimento e/ou ao aparecimento de fraturas preexistentes também pode contribuir para a falha e consequente liberação de gás, permitindo a formação das estruturas de ventilação observadas. Os perfis sísmicos refletidos coletados (Fig. 7) indicaram que os sedimentos PS foram elevados do GSL, empurrando para cima os sedimentos marinhos MS sobrejacentes, resultando em montes, dobras, falhas e cortes sedimentares (Fig. 7b,c). Isso sugere que a pedra-pomes de 14,8 a 12 ka de idade invadiu a camada MS mais jovem por meio de um processo de transporte de gás ascendente. As características morfológicas da estrutura BdM podem ser vistas como o resultado da sobrepressão criada pela descarga de fluido produzida pelo GSL. Dado que a descarga ativa pode ser vista do fundo do mar até mais de 170 m bsl48, presumimos que a sobrepressão do fluido dentro do GSL excede 1.700 kPa. A migração ascendente de gases nos sedimentos também teve o efeito de esfregar o material contido no MS, explicando a presença de sedimentos caóticos em núcleos de gravidade amostrados em BdM25. Além disso, a sobrepressão do GSL cria um sistema de fratura complexo (falha poligonal na Fig. 7b). Coletivamente, essa morfologia, estrutura e assentamento estratigráfico, chamados de "pagodes"49,50, foram originalmente atribuídos a efeitos secundários de antigas formações glaciais e atualmente são interpretados como efeitos de gás ascendente31,33 ou evaporitos50. Na margem continental da Campânia, sedimentos evaporativos são escassos, pelo menos nos 3 km mais superiores da crosta. Portanto, o mecanismo de crescimento dos pagodes BdM provavelmente é controlado pela ascensão de gás nos sedimentos. Essa conclusão é apoiada pelas fácies sísmicas transparentes do pagode (Fig. 7), bem como por dados de núcleo de gravidade relatados anteriormente24, onde a areia atual irrompe com 'Pomici Principali'25 e 'Naples Yellow Tuff'26 Campi Flegrei.Além disso, depósitos de PS invadiram e deformaram a camada MS mais superior (Fig. 7d).Este arranjo estrutural sugere que o pagode representa uma estrutura ascendente e não apenas um gasoduto.Assim, dois processos principais governam a formação do pagode: a) a densidade do sedimento mole diminui à medida que o gás entra por baixo; b) a mistura gás-sedimento sobe, o que é a dobra observada, falha e fratura Causa depósitos MS (Figura 7). Um mecanismo de formação semelhante foi proposto para pagodes associados a hidratos de gás no Mar da Escócia do Sul (Antártida). Os pagodes BdM apareceram em grupos em áreas montanhosas, e sua extensão vertical teve uma média de 70–100 m em tempo de viagem bidirecional (TWTT) (Fig. 7a). Devido à presença de ondulações MS e considerando a estratigrafia do núcleo gravitacional BdM, inferimos que a idade de formação das estruturas de pagode é menor que cerca de 14–12 ka. Além disso, o crescimento dessas estruturas ainda está ativo (Fig. 7d), pois alguns pagodes invadiram e deformaram a areia BdM atual sobrejacente (Fig. 7d).
A falha do pagode em cruzar o leito marinho atual indica que (a) a ascensão do gás e/ou cessação local da mistura gás-sedimento, e/ou (b) o possível fluxo lateral da mistura gás-sedimento não permite um processo de sobrepressão localizado. De acordo com o modelo da teoria diapir52, o fluxo lateral demonstra um equilíbrio negativo entre a taxa de fornecimento da mistura de gás e lama de baixo para cima e a taxa na qual o pagode se move para cima. A redução na taxa de fornecimento pode estar relacionada ao aumento da densidade da mistura devido ao desaparecimento do fornecimento de gás. Os resultados resumidos acima e a ascensão do pagode controlada pela flutuabilidade nos permitem estimar a altura da coluna de ar hg. A flutuabilidade é dada por ΔP = hgg (ρw – ρg), onde g é a gravidade (9,8 m/s2) e ρw e ρg são as densidades de água e gás, respectivamente. ΔP é a soma da Pdef calculada anteriormente e da pressão litostática Plith da placa de sedimentos, ou seja, ρsg h, onde ρs é a densidade do sedimento. Neste caso, o valor de hg necessário para a flutuabilidade desejada é dado por hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. Em BdM, definimos Pdef = 0,3 Pa e h = 100 m (veja acima), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg é insignificante porque ρw ≫ρg. Obtemos hg = 245 m, um valor que representa a profundidade do fundo do GSL. ΔP é 2,4 MPa, que é a sobrepressão necessária para quebrar o fundo do mar BdM e formar aberturas.
A composição do gás BdM é consistente com fontes do manto alteradas pela adição de fluidos associados a reações de descarbonização de rochas da crosta (Fig. 6). Alinhamentos EW aproximados de domos BdM e vulcões ativos como Ischia, Campi Flegre e Soma-Vesúvio, juntamente com a composição dos gases emitidos, sugerem que os gases emitidos do manto abaixo de toda a região vulcânica de Nápoles são misturados. Mais e mais fluidos da crosta se movem do oeste (Ischia) para o leste (Somma-Vesúvio) (Figs. 1b e 6).
Concluímos que na Baía de Nápoles, a poucos quilômetros do porto de Nápoles, há uma estrutura em forma de domo de 25 km² de largura que é afetada por um processo ativo de desgaseificação e causada pela colocação de pagodes e montes. Atualmente, as assinaturas do BdM sugerem que a turbulência não magmática53 pode ser anterior ao vulcanismo embrionário, ou seja, a descarga inicial de magma e/ou fluidos térmicos. Atividades de monitoramento devem ser implementadas para analisar a evolução dos fenômenos e detectar sinais geoquímicos e geofísicos indicativos de potenciais perturbações magmáticas.
Perfis acústicos da coluna de água (2D) foram adquiridos durante o cruzeiro SAFE_2014 (agosto de 2014) no R/V Urania (CNR) pelo Instituto do Meio Ambiente Marinho Costeiro do Conselho Nacional de Pesquisa (IAMC). A amostragem acústica foi realizada por um ecobatímetro científico Simrad EK60 de divisão de feixe operando a 38 kHz. Os dados acústicos foram registrados a uma velocidade média de cerca de 4 km. As imagens coletadas do ecobatímetro foram usadas para identificar descargas de fluidos e definir com precisão sua localização na área de coleta (entre 74 e 180 m acima do nível do mar). Medir parâmetros físicos e químicos na coluna de água usando sondas multiparâmetros (condutividade, temperatura e profundidade, CTD). Os dados foram coletados usando uma sonda CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) e processados ​​usando o software SBED-Win32 (Seasave, versão 7.23.2). Uma inspeção visual do fundo do mar foi realizada usando um “Pollux III” (GEItaliana) Dispositivo ROV (veículo operado remotamente) com duas câmeras (baixa e alta definição).
A aquisição de dados multifeixe foi realizada usando um sistema de sonar multifeixe Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). O sistema está conectado a um sistema de posicionamento global diferencial para garantir erros submétricos no posicionamento do feixe. O pulso acústico tem uma frequência de 100 KHz, um pulso de disparo de 150° graus e uma abertura total de 400 feixes. Meça e aplique perfis de velocidade do som em tempo real durante a aquisição. Os dados foram processados ​​usando o software PDS2000 (Reson-Thales) de acordo com o padrão da Organização Hidrográfica Internacional (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) para navegação e correção de maré. A redução de ruído devido a picos acidentais de instrumentos e exclusão de feixe de baixa qualidade foi realizada com ferramentas de edição de banda e de-spiking. A detecção contínua da velocidade do som é realizada por uma estação de quilha localizada perto do transdutor multifeixe e adquire e aplica perfis de velocidade do som em tempo real na coluna d'água a cada 6-8 horas para fornecer velocidade do som em tempo real para direcionamento adequado do feixe. O conjunto de dados inteiro consiste em aproximadamente 440 km2 (0-1200 m de profundidade). Os dados foram usados ​​para fornecer um modelo digital de terreno (DTM) de alta resolução caracterizado por um tamanho de célula de grade de 1 m. O DTM final (Fig. 1a) foi feito com dados de terreno (>0 m acima do nível do mar) adquiridos no tamanho de célula de grade de 20 m pelo Instituto Geo-Militar Italiano.
Um perfil de dados sísmicos de canal único de alta resolução de 55 quilômetros, coletado durante cruzeiros oceânicos seguros em 2007 e 2014, cobriu uma área de aproximadamente 113 quilômetros quadrados, ambos no R/V Urania. Os perfis Marisk (por exemplo, perfil sísmico L1, Fig. 1b) foram obtidos usando o sistema boomer IKB-Seistec. A unidade de aquisição consiste em um catamarã de 2,5 m no qual a fonte e o receptor são colocados. A assinatura da fonte consiste em um único pico positivo que é caracterizado na faixa de frequência de 1-10 kHz e permite resolver refletores separados por 25 cm. Os perfis sísmicos seguros foram adquiridos usando uma fonte sísmica Geospark multiponta de 1,4 Kj interfaceada com o software Geotrace (Geo Marine Survey System). O sistema consiste em um catamarã contendo uma fonte de 1–6,02 KHz que penetra até 400 milissegundos em sedimentos macios abaixo do fundo do mar, com uma resolução vertical teórica de 30 cm. Os dispositivos Safe e Marsik foram obtidos a uma taxa de 0,33 disparos/seg com uma velocidade da embarcação <3 Kn. Os dados foram processados ​​e apresentados usando o software Geosuite Allworks com o seguinte fluxo de trabalho: correção de dilatação, silenciamento da coluna de água, filtragem IIR de passagem de banda de 2-6 KHz e AGC.
O gás da fumarola subaquática foi coletado no fundo do mar usando uma caixa de plástico equipada com um diafragma de borracha em seu lado superior, colocada de cabeça para baixo pelo ROV sobre a abertura. Uma vez que as bolhas de ar que entram na caixa substituíram completamente a água do mar, o ROV é retornado a uma profundidade de 1 m, e o mergulhador transfere o gás coletado através de um septo de borracha para dois frascos de vidro pré-evacuados de 60 mL equipados com torneiras de Teflon nos quais um foi preenchido com 20 mL de solução de NaOH 5N (frasco do tipo Gegenbach). As principais espécies de gases ácidos (CO2 e H2S) são dissolvidas na solução alcalina, enquanto as espécies de gases de baixa solubilidade (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 e hidrocarbonetos leves) são armazenadas no espaço livre do frasco de amostragem. Gases inorgânicos de baixa solubilidade foram analisados ​​por cromatografia gasosa (CG) usando um Shimadzu 15A equipado com um sensor molecular 5A de 10 m de comprimento coluna de peneira e um detector de condutividade térmica (TCD) 54. Argônio e O2 foram analisados ​​usando um cromatógrafo a gás Thermo Focus equipado com uma coluna de peneira molecular capilar de 30 m de comprimento e TCD. Metano e hidrocarbonetos leves foram analisados ​​usando um cromatógrafo a gás Shimadzu 14A equipado com uma coluna de aço inoxidável de 10 m de comprimento preenchida com Chromosorb PAW 80/100 mesh, revestida com 23% SP 1700 e um detector de ionização de chama (FID). A fase líquida foi usada para a análise de 1) CO2, como, titulado com solução de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) e 2) H2S, como, após oxidação com 5 mL de H2O2 (33%), por cromatografia iônica (IC) (IC) (Wantong 761). O erro analítico da análise de titulação, GC e IC é inferior a 5%. Após procedimentos padrão de extração e purificação para misturas gasosas, 13C/12C CO2 (expresso como δ13C-CO2% e V-PDB) foi analisado usando um espectrômetro de massa Finningan Delta S55,56. Os padrões usados ​​para estimar a precisão externa foram mármore de Carrara e San Vincenzo (interno), NBS18 e NBS19 (internacional), enquanto o erro analítico e a reprodutibilidade foram de ±0,05% e ±0,1%, respectivamente.
Os valores de δ15N (expresso como % vs. Ar) e 40Ar/36Ar foram determinados usando um cromatógrafo a gás Agilent 6890 N (GC) acoplado a um espectrômetro de massas de fluxo contínuo Finnigan Delta plusXP. O erro de análise é: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. A razão isotópica de He (expressa como R/Ra, onde R é 3He/4He medido na amostra e Ra é a mesma razão na atmosfera: 1,39 × 10−6)57 foi determinada no laboratório do INGV-Palermo (Itália) 3He, 4He e 20Ne foram determinados usando um espectrômetro de massas de coletor duplo (Helix SFT-GVI)58 após a separação de He e Ne. Erro de análise ≤ 0,3%. Os brancos típicos para He e Ne são <10-14 e <10-16 mol, respectivamente.
Como citar este artigo: Passaro, S. et al. A elevação do fundo do mar causada por um processo de desgaseificação revela atividade vulcânica emergente ao longo da costa. Science. Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
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