Vă mulțumim că ați vizitat Nature.com. Versiunea browserului pe care o utilizați are suport limitat pentru CSS. Pentru o experiență optimă, vă recomandăm să utilizați un browser actualizat (sau să dezactivați modul de compatibilitate în Internet Explorer). Între timp, pentru a asigura asistență continuă, vom afișa site-ul fără stiluri și JavaScript.
Raportăm dovezi ale ridicării active a fundului mării și ale emisiilor de gaze la câțiva kilometri în largul coastei portului Napoli (Italia). Movițele, movilele și craterele sunt caracteristici ale fundului mării. Aceste formațiuni reprezintă vârfurile structurilor crustale puțin adânci, inclusiv pagode, falii și cute care afectează fundul mării astăzi. Acestea au înregistrat creșterea, presurizarea și eliberarea de heliu și dioxid de carbon în reacțiile de decarbonizare a topirilor mantalei și a rocilor crustale. Aceste gaze sunt probabil similare cu cele care alimentează sistemele hidrotermale Ischia, Campi Flegre și Soma-Vezivu, sugerând o sursă de manta amestecată cu fluide crustale sub Golful Napoli. Expansiunea și ruptura submarină cauzate de procesul de ridicare și presurizare a gazelor necesită o suprapresiune de 2-3 MPa. Ridicările, faliile și emisiile de gaze ale fundului mării sunt manifestări ale unor tulburări non-vulcanice care pot anunța erupții ale fundului mării și/sau explozii hidrotermale.
Deversările hidrotermale (apă caldă și gaze) din adâncurile mării sunt o caracteristică comună a dorsalelor medio-oceanice și a marginilor plăcilor convergente (inclusiv părțile scufundate ale arcurilor insulare), în timp ce deversările reci de hidrați de gaz (clotrați) sunt adesea caracteristice platformelor continentale și marginilor pasive1, 2,3,4,5. Apariția deversărilor hidrotermale de pe fundul mării în zonele de coastă implică surse de căldură (rezervoare de magmă) în interiorul scoarței continentale și/sau mantalei. Aceste deversări pot preceda ascensiunea magmei prin straturile superioare ale scoarței terestre și pot culmina cu erupția și amplasarea munților submarini vulcanici6. Prin urmare, identificarea (a) morfologiilor asociate cu deformarea activă a fundului mării și (b) emisiilor de gaze în apropierea zonelor de coastă populate, cum ar fi regiunea vulcanică Napoli din Italia (~1 milion de locuitori), este esențială pentru evaluarea posibilelor vulcani. Erupție superficială. În plus, în timp ce caracteristicile morfologice asociate cu emisiile hidrotermale sau de gaze hidrate din adâncurile mării sunt relativ bine cunoscute datorită proprietăților lor geologice și biologice, excepțiile sunt caracteristicile morfologice asociate cu apele mai puțin adânci, cu excepția celor care apar în Lacul In 12, există relativ puține înregistrări. Aici, prezentăm noi date batimetrice, seismice, privind coloana de apă și geochimice pentru o regiune subacvatică complexă din punct de vedere morfologic și structural, afectată de emisiile de gaze din Golful Napoli (sudul Italiei), la aproximativ 5 km de portul Napoli. Aceste date au fost colectate în timpul croazierei SAFE_2014 (august 2014) la bordul navei R/V Urania. Descriem și interpretăm structurile fundului mării și ale subsolului unde au loc emisiile de gaze, investigăm sursele fluidelor de ventilație, identificăm și caracterizăm mecanismele care reglează ascensiunea gazelor și deformarea asociată și discutăm impactul vulcanologiei.
Golful Napoli formează marginea vestică plio-cuaternară, depresiunea tectonică alungită Campania, NV-SE13,14,15. EW de Ischia (cca. 150-1302 d.Hr.), craterul Campi Flegre (cca. 300-1538) și Soma-Vezuve (din <360-1944). Aranjamentul limitează golful la nord (aproximativ d.Hr.)15, în timp ce la sud se învecinează cu Peninsula Sorrento (Fig. 1a). Golful Napoli este afectat de faliile semnificative predominante NE-SV și secundare NV-SE (Fig. 1)14,15. Ischia, Campi Flegrei și Somma-Vezuve sunt caracterizate prin manifestări hidrotermale, deformarea solului și seismicitate superficială16,17,18 (de exemplu, evenimentul turbulent de la Campi Flegrei din 1982-1984, cu o ridicare de 1,8 m și mii de cutremure). Studii recente19,20 sugerează că ar putea exista o legătură între dinamica Soma-Vezevuiului și cea a Campi Flegre, posibil asociate cu rezervoare de magmă unică „adânci”. Activitatea vulcanică și oscilațiile nivelului mării din ultimii 36 ka ai Campi Flegrei și 18 ka ai Somma Vezevuiului au controlat sistemul sedimentar al Golfului Napoli. Nivelul scăzut al mării la ultimul maxim glaciar (18 ka) a dus la regresia sistemului sedimentar offshore-poco adânc, care a fost ulterior umplut de evenimente transgresive în timpul Pleistocenului târziu-Holocen. Emisii de gaze submarine au fost detectate în jurul insulei Ischia și în largul coastei Campi Flegre și în apropierea Muntelui Soma-Vezevui (Fig. 1b).
(a) Aranjamente morfologice și structurale ale platformei continentale și Golfului Napoli 15, 23, 24, 48. Punctele reprezintă centrele majore de erupție submarină; liniile roșii reprezintă faliile majore. (b) Batimetria Golfului Napoli cu orificii de ventilație detectate (puncte) și urme de linii seismice (linii negre). Liniile galbene reprezintă traiectoriile liniilor seismice L1 și L2 prezentate în Figura 6. Limitele structurilor de tip dom Banco della Montagna (BdM) sunt marcate cu linii punctate albastre în (a, b). Pătratele galbene marchează locațiile profilelor acustice ale coloanei de apă, iar cadrele CTD-EMBlank, CTD-EM50 și ROV sunt prezentate în Fig. 5. Cercul galben marchează locația descărcării de gaz de prelevare, iar compoziția acesteia este prezentată în Tabelul S1. Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) utilizează grafică generată de Surfer® 13.
Pe baza datelor obținute în timpul campaniei SAFE_2014 (august 2014) (vezi Metode), a fost construit un nou Model Digital al Terenului (DTM) al Golfului Napoli cu o rezoluție de 1 m. DTM arată că fundul mării la sud de Portul Napoli este caracterizat de o suprafață ușor înclinată spre sud (pantă ≤3°), întreruptă de o structură asemănătoare unei cupole de 5,0 × 5,3 km, cunoscută local sub numele de Banco della Montagna (BdM). Fig. 1a,b). BdM se dezvoltă la o adâncime de aproximativ 100 până la 170 de metri, la 15 până la 20 de metri deasupra fundului mării înconjurătoare. Domul BdM a prezentat o morfologie asemănătoare unei movile datorită celor 280 de movile subcirculare până la ovale (Fig. 2a), 665 de conuri și 30 de gropi (Fig. 3 și 4). Movila are o înălțime și o circumferință maximă de 22 m, respectiv 1.800 m. Circularitatea [C = 4π(arie/perimetru²)] movilelor a scăzut odată cu creșterea perimetrului (Fig. 2b). Raporturile axiale pentru movile au variat între 1 și 6,5, movilele cu un raport axial >2 prezentând o orientare preferată N45°E + 15° și o orientare secundară mai dispersată, mai dispersată de la N105°E la N145°E (Fig. 2c). Conuri simple sau aliniate există pe planul BdM și deasupra movilei (Fig. 3a,b). Aranjamentele conice urmează dispunerea movilelor pe care sunt situate. Urmele de formațiune a conurilor sunt de obicei situate pe fundul mării plat (Fig. 3c) și ocazional pe movile. Densitățile spațiale ale conurilor și urmărilor de formațiune a conurilor demonstrează că alinierea predominantă NE-SV delimitează limitele de nord-est și sud-vest ale domului BdM (Fig. 4a,b); ruta mai puțin extinsă NV-SE este situată în regiunea centrală BdM.
(a) Model digital al terenului (dimensiunea celulei de 1 m) al cupolei Banco della Montagna (BdM). (b) Perimetrul și rotunjimea movilelor BdM. (c) Raportul axial și unghiul (orientarea) axei majore a elipsei cu cea mai bună ajustare care înconjoară movila. Eroarea standard a modelului digital al terenului este de 0,004 m; erorile standard ale perimetrului și rotunjimii sunt de 4,83 m și, respectiv, 0,01, iar erorile standard ale raportului axial și unghiului sunt de 0,04 și, respectiv, 3,34°.
Detalii despre conurile, craterele, movilele și gropile identificate în regiunea BdM, extrase din DTM în Figura 2.
(a) Conuri de aliniere pe un fund marin plat; (b) conuri și cratere pe movile subțiri orientate spre NV-SE; (c) urme de ciocăniri pe o suprafață ușor înclinată.
(a) Distribuția spațială a craterelor, gropilor și deversărilor de gaze active detectate. (b) Densitatea spațială a craterelor și gropilor raportate în (a) (număr/0,2 km2).
Am identificat 37 de emisii gazoase în regiunea BdM din imaginile sondei ROV cu coloană de apă și din observațiile directe ale fundului mării, obținute în timpul croazierei SAFE_2014 din august 2014 (Figurile 4 și 5). Anomaliile acustice ale acestor emisii prezintă forme alungite vertical care se ridică de pe fundul mării, variind vertical între 12 și aproximativ 70 m (Fig. 5a). În unele locuri, anomaliile acustice au format un „tren” aproape continuu. Penele de bule observate variază foarte mult: de la fluxuri continue, dense de bule, până la fenomene de scurtă durată (Film suplimentar 1). Inspecția ROV permite verificarea vizuală a apariției orificiilor de ventilație a fluidelor de pe fundul mării și evidențiază mici pete pe fundul mării, uneori înconjurate de sedimente de culoare roșie până la portocalie (Fig. 5b). În unele cazuri, canalele ROV reactivează emisiile. Morfologia orificiului de ventilație prezintă o deschidere circulară în partea de sus, fără evazare în coloana de apă. PH-ul din coloana de apă chiar deasupra punctului de descărcare a arătat o scădere semnificativă, indicând condiții mai acide la nivel local (Fig. 5c, d). În special, pH-ul peste descărcarea de gaz BdM la Adâncimea de 75 m a scăzut de la 8,4 (la adâncimea de 70 m) la 7,8 (la adâncimea de 75 m) (Fig. 5c), în timp ce alte situri din Golful Napoli au avut valori ale pH-ului între 0 și 160 m în intervalul de adâncime dintre 8,3 și 8,5 (Fig. 5d). Modificări semnificative ale temperaturii și salinității apei de mare au lipsit în două situri din interiorul și din afara zonei BdM din Golful Napoli. La o adâncime de 70 m, temperatura este de 15 °C, iar salinitatea este de aproximativ 38 PSU (Fig. 5c,d). Măsurătorile pH-ului, temperaturii și salinității au indicat: a) participarea fluidelor acide asociate cu procesul de degazare a BdM și b) absența sau descărcarea foarte lentă a fluidelor termice și a saramurii.
(a) Fereastră de achiziție a profilului acustic al coloanei de apă (ecometru Simrad EK60). Bandă verticală verde corespunzătoare flăcării de gaz detectate la evacuarea fluidului EM50 (la aproximativ 75 m sub nivelul mării) situată în regiunea BdM; sunt afișate și semnalele multiplex de pe fundul mării și de pe fundul mării (b) colectate cu un vehicul telecomandat în regiunea BdM. Fotografie singulară prezintă un crater mic (cerc negru) înconjurat de sedimente de culoare roșie până la portocalie. (c,d) Date CTD ale sondei multiparametrice procesate folosind software-ul SBED-Win32 (Seasave, versiunea 7.23.2). Modele ale parametrilor selectați (salinitate, temperatură, pH și oxigen) ai coloanei de apă deasupra evacuării fluidului EM50 (panoul c) și în afara panoului zonei de evacuare Bdm (d).
Am colectat trei probe de gaz din zona studiată între 22 și 28 august 2014. Aceste probe au prezentat compoziții similare, dominate de CO2 (934-945 mmol/mol), urmat de concentrații relevante de N2 (37-43 mmol/mol), CH4 (16-24 mmol/mol) și H2S (0,10 mmol/mol) -0,44 mmol/mol), în timp ce H2 și He au fost mai puțin abundente (<0,052 și <0,016 mmol/mol, respectiv) (Fig. 1b; Tabelul S1, Film suplimentar 2). De asemenea, au fost măsurate concentrații relativ mari de O2 și Ar (până la 3,2 și 0,18 mmol/mol, respectiv). Suma hidrocarburilor ușoare variază de la 0,24 la 0,30 mmol/mol și constă din alcani C2-C4, aromatice (în principal benzen), propenă și compuși care conțin sulf (tiofen). Valoarea 40Ar/36Ar este consistentă cu cea a aerului (295,5), deși proba EM35 (dom BdM) are o valoare de 304, indicând un ușor exces de 40Ar. Raportul δ15N a fost mai mare decât pentru aer (până la +1,98% față de aer), în timp ce valorile δ13C-CO2 au variat de la -0,93 la 0,44% față de V-PDB. Valorile R/Ra (după corectarea poluării aerului folosind raportul 4He/20Ne) au fost între 1,66 și 1,94, indicând prezența unei fracțiuni mari de He din manta. Prin combinarea izotopului heliu cu CO2 și izotopul său stabil 22, sursa emisiilor din BdM poate fi clarificată în continuare. În harta CO2 pentru CO2/3He versus δ13C (Fig. 6), compoziția gazului BdM este comparată cu cea a fumarolelor Ischia, Campi Flegrei și Somma-Vesuvius. Figura Figura 6 prezintă, de asemenea, linii teoretice de amestec între trei surse diferite de carbon care ar putea fi implicate în producerea de gaz BdM: topituri dizolvate derivate din mantă, sedimente bogate în substanțe organice și carbonați. Probele de BdM se încadrează pe linia de amestec reprezentată de cei trei vulcani din Campania, adică amestecul dintre gazele de mantă (care se presupune că sunt ușor îmbogățite în dioxid de carbon în raport cu MORB-urile clasice în scopul ajustării datelor) și reacțiile cauzate de decarbonizarea crustalului rocii gazoase rezultate.
Liniile hibride între compoziția mantalei și membrii terminali ai calcarului și sedimentelor organice sunt raportate pentru comparație. Casetele reprezintă zonele de fumarole din Ischia, Campi Flegrei și Somma-Vesvius 59, 60, 61. Proba BdM se află în trendul mixt al vulcanului Campania. Gazul din membrii terminali ai liniei mixte provine din sursa mantalei, adică gazul produs prin reacția de decarburare a mineralelor carbonatice.
Secțiunile seismice L1 și L2 (Fig. 1b și 7) arată tranziția dintre BdM și secvențele stratigrafice distale ale regiunilor vulcanice Somma-Vesuvius (L1, Fig. 7a) și Campi Flegrei (L2, Fig. 7b). BdM este caracterizat prin prezența a două formațiuni seismice majore (MS și PS în Fig. 7). Stratul superior (MS) prezintă reflectoare subparalele de amplitudine mare până la moderată și continuitate laterală (Fig. 7b,c). Acest strat include sedimente marine antrenate de sistemul Ultimului Maxim Glaciar (LGM) și este format din nisip și argilă23. Stratul PS subiacent (Fig. 7b-d) este caracterizat printr-o fază haotică până la transparentă, sub formă de coloane sau clepsidre. Partea superioară a sedimentelor PS a format movile de pe fundul mării (Fig. 7d). Aceste geometrii asemănătoare diapirurilor demonstrează intruziunea materialului transparent PS în depozitele MS superioare. Ridicarea este responsabilă pentru formarea cutelor și faliilor care afectează stratul MS. și sedimentele actuale suprapuse ale fundului mării BdM (Fig. 7b-d). Intervalul stratigrafic MS este clar delaminat în porțiunea ENE a secțiunii L1, în timp ce se albește spre BdM datorită prezenței unui strat saturat cu gaz (GSL) acoperit de unele niveluri interne ale secvenței MS (Fig. 7a). Nucleele gravitaționale colectate în partea superioară a BdM corespunzătoare stratului seismic transparent indică faptul că primii 40 cm constau din nisip depus recent până în prezent; )24,25 și fragmente de piatră ponce din erupția explozivă a Campi Flegrei din „Tuf Galben de Napoli” (14,8 ka)26. Faza transparentă a stratului de PS nu poate fi explicată doar prin procese haotice de amestecare, deoarece straturile haotice asociate cu alunecări de teren, curgeri de noroi și fluxuri piroclastice găsite în afara BdM în Golful Napoli sunt opace din punct de vedere acustic21,23,24. Concluzionăm că faciesul seismic BdM PS observat, precum și aspectul stratului de PS afloritor submarin (Fig. 7d) reflectă ridicarea gazelor naturale.
(a) Profil seismic cu o singură cale L1 (urma de navigație din Fig. 1b) care prezintă o dispunere spațială columnară (de tip pagodă). Pagoda constă din depozite haotice de piatră ponce și nisip. Stratul saturat cu gaze care există sub pagodă elimină continuitatea formațiunilor mai profunde. (b) Profil seismic cu un singur canal L2 (urma de navigație din Fig. 1b), evidențiind incizia și deformarea movilelor de pe fundul mării, a depozitelor marine (MS) și a nisipului ponce (PS). (c) Detaliile deformării din MS și PS sunt prezentate în (c,d). Presupunând o viteză de 1580 m/s în sedimentul superior, 100 ms reprezintă aproximativ 80 m pe scara verticală.
Caracteristicile morfologice și structurale ale BdM sunt similare cu cele ale altor câmpuri hidrotermale și de hidrați de gaz submarine la nivel global2,12,27,28,29,30,31,32,33,34 și sunt adesea asociate cu ridicări (bolte și movile) și deversări de gaze (conuri, gropi). Conurile și gropile aliniate cu BdM, precum și movilele alungite indică o permeabilitate controlată structural (Figurile 2 și 3). Aranjamentul spațial al movilelor, gropilor și orificiilor de ventilație active sugerează că distribuția lor este parțial controlată de fracturile de impact NV-SE și NE-SV (Fig. 4b). Acestea sunt direcțiile preferate ale sistemelor de falii care afectează zonele vulcanice Campi Flegrei și Somma-Vezuviu și Golful Napoli. În special, structura primei controlează locația deversării hidrotermale din craterul Campi Flegrei35. Prin urmare, concluzionăm că faliile și fracturile din Golful Napoli reprezintă ruta preferată pentru migrarea gazelor către suprafață, o caracteristică împărtășită de alte câmpuri hidrotermale controlate structural. sisteme36,37. În special, conurile și gropile BdM nu au fost întotdeauna asociate cu movile (Fig. 3a,c). Acest lucru sugerează că aceste movile nu reprezintă neapărat precursori ai formării gropilor, așa cum au sugerat alți autori pentru zonele de hidrați de gaz32,33. Concluziile noastre susțin ipoteza că perturbarea sedimentelor de pe fundul mării în formă de dom nu duce întotdeauna la formarea de gropi.
Cele trei emisii gazoase colectate prezintă semnături chimice tipice fluidelor hidrotermale, și anume în principal CO2 cu concentrații semnificative de gaze reducătoare (H2S, CH4 și H2) și hidrocarburi ușoare (în special benzen și propilenă)38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (Tabelul S1). Prezența gazelor atmosferice (cum ar fi O2), despre care nu se așteaptă să fie prezente în emisiile submarine, se poate datora contaminării din aerul dizolvat în apa de mare care intră în contact cu gazele depozitate în cutii de plastic utilizate pentru prelevare de probe, deoarece ROV-urile sunt extrase de pe fundul oceanului în mare pentru a se revolta. În schimb, valorile pozitive ale δ15N și un raport N2/Ar ridicat (până la 480) semnificativ mai mare decât ASW (apă saturată cu aer) sugerează că cea mai mare parte a N2 este produsă din surse extraatmosferice, în acord cu originea predominantă hidrotermală a acestor gaze. Originea hidrotermală-vulcanică a gazului BdM este confirmată de conținutul de CO2 și He și de semnăturile lor izotopice. Carbon Izotopii (δ13C-CO2 de la -0,93% la +0,4%) și valorile CO2/3He (de la 1,7 × 1010 la 4,1 × 1010) sugerează că probele de BdM aparțin unei tendințe mixte de fumarole în jurul membrilor terminali ai mantalei Golfului Napoli și relația dintre gazele produse de reacție și decarbonizare (Figura 6). Mai precis, probele de gaz BdM sunt situate de-a lungul trendului de amestecare, aproximativ în aceeași locație ca și fluidele din vulcanii adiacenți Campi Flegrei și Somma-Veusivus. Aceștia sunt mai crustal decât fumarolele Ischia, care sunt mai aproape de capătul mantalei. Somma-Vesuvius și Campi Flegrei au valori 3He/4He mai mari (R/Ra între 2,6 și 2,9) decât BdM (R/Ra între 1,66 și 1,96; Tabelul S1). Acest lucru sugerează că adăugarea și acumularea de He radiogen provine din aceeași sursă de magmă care a alimentat vulcanii Somma-Vesuvius și Campi Flegrei. Absența fracțiunilor de carbon organic detectabile în emisiile de BdM sugerează că sedimentele organice nu sunt implicate în procesul de degazare a BdM.
Pe baza datelor raportate mai sus și a rezultatelor modelelor experimentale ale structurilor de tip cupolă asociate cu regiuni submarine bogate în gaze, presurizarea profundă a gazelor poate fi responsabilă pentru formarea cupolelor BdM la scară kilometrică. Pentru a estima suprapresiunea Pdef care duce la bolta BdM, am aplicat un model mecanic al plăcilor subțiri33,34, presupunând, din datele morfologice și seismice colectate, că bolta BdM este o foaie subcirculară cu o rază a mai mare decât un depozit vâscos moale deformat. Deplasarea verticală maximă w și grosimea h a (Fig. suplimentară S1). Pdef este diferența dintre presiunea totală și presiunea statică a rocii plus presiunea coloanei de apă. La BdM, raza este de aproximativ 2.500 m, w este de 20 m, iar h maxim estimat din profilul seismic este de aproximativ 100 m. Calculăm Pdef 46 Pdef = w 64 D/a4 din relația, unde D este rigiditatea la încovoiere; D este dat de (E h3)/[12(1 – ν2)], unde E este modulul lui Young al depozitului, ν este raportul lui Poisson (~0,5)33. Deoarece proprietățile mecanice ale sedimentelor BdM nu pot fi măsurate, am stabilit E = 140 kPa, care este o valoare rezonabilă pentru sedimentele nisipoase de coastă47 similară cu BdM14,24. Nu luăm în considerare valorile mai mari ale E raportate în literatura de specialitate pentru depozitele de argilă lutoasă (300 < E < 350.000 kPa)33,34 deoarece depozitele BDM constau în principal din nisip, nu din nămol sau argilă lutoasă24. Obținem Pdef = 0,3 Pa, ceea ce este în concordanță cu estimările proceselor de ridicare a fundului mării în mediile bazinelor cu hidrati de gaz, unde Pdef variază de la 10-2 la 103 Pa, valorile mai mici reprezentând un raport atmosferic/apă scăzut și/sau ceva de genul. În BdM, reducerea rigidității datorată saturației locale cu gaze a sedimentului și/sau apariției Fracturile preexistente pot contribui, de asemenea, la cedare și la eliberarea ulterioară de gaze, permițând formarea structurilor de ventilație observate. Profilurile seismice reflectate colectate (Fig. 7) au indicat faptul că sedimentele PS au fost ridicate din GSL, împingând în sus sedimentele marine MS suprapuse, rezultând movile, cute, falii și tăieturi sedimentare (Fig. 7b,c). Acest lucru sugerează că piatra ponce veche de 14,8 până la 12 ka a pătruns în stratul MS mai tânăr printr-un proces de transport ascendent de gaze. Caracteristicile morfologice ale structurii BdM pot fi observate ca rezultat al suprapresiunii create de descărcarea de fluid produsă de GSL. Având în vedere că descărcarea activă poate fi observată de la fundul mării până la peste 170 m suprafață de nivel al mării48, presupunem că suprapresiunea fluidului din GSL depășește 1.700 kPa. Migrarea ascendentă a gazelor din sedimente a avut, de asemenea, efectul de spălare a materialului conținut în MS, explicând prezența sedimentelor haotice în carotele gravitaționale prelevate pe BdM25. În plus, suprapresiunea GSL creează un sistem complex de fracturi (falia poligonală din Fig. 7b). Colectiv, această morfologie, structură și așezare stratigrafică, denumite „pagode”49,50, au fost inițial atribuite efectelor secundare ale unor formațiuni glaciare vechi și sunt interpretate în prezent ca efecte ale ascensiunii gazelor31,33 sau evaporitelor50. La marginea continentală a Campaniei, sedimentele evaporative sunt rare, cel puțin în cei 3 km superiori ai scoarței. Prin urmare, mecanismul de creștere al pagodelor BdM este probabil controlat de ascensiunea gazelor din sedimente. Această concluzie este susținută de faciesul seismic transparent al pagodei (Fig. 7), precum și de datele din carotele gravitaționale raportate anterior24, unde nisipul actual erupe cu „Pomici Principali”25 și „Tuf galben de Napoli”26 Campi Flegrei. În plus, depozitele de PS au invadat și deformat stratul MS superior (Fig. 7d). Acest aranjament structural sugerează că pagoda reprezintă o structură ascendentă și nu doar o conductă de gaze. Astfel, două procese principale guvernează formarea pagodei: a) densitatea sedimentului moale scade pe măsură ce gazul intră de jos; b) amestecul gaz-sediment crește, ceea ce reprezintă cutarea, falierea și fracturarea observate, cauzând depozite MS (Figura 7). Un mecanism similar de formare a fost propus pentru pagodele asociate cu hidrați de gaz din Marea Scoției de Sud (Antarctica). Pagodele BdM au apărut în grupuri în zonele deluroase, iar extinderea lor verticală a fost în medie de 70-100 m în timpul de călătorie în ambele sensuri (TWTT) (Fig. 7a). Datorită prezenței ondulațiilor MS și luând în considerare stratigrafia nucleului gravitațional BdM, deducem că vârsta de formare a structurilor pagodelor este mai mică de aproximativ 14-12 ka. În plus, creșterea acestor structuri este încă activă (Fig. 7d), deoarece unele pagode au invadat și deformat nisipul BdM actual suprapus (Fig. 7d).
Faptul că pagoda nu reușește să traverseze fundul mării actual indică faptul că (a) creșterea gazelor și/sau încetarea locală a amestecului gaz-sediment și/sau (b) posibilul flux lateral al amestecului gaz-sediment nu permite un proces localizat de suprapresiune. Conform modelului teoriei diapirului52, fluxul lateral demonstrează un echilibru negativ între rata de alimentare cu amestecul noroi-gaz de jos și rata la care pagoda se mișcă în sus. Reducerea ratei de alimentare poate fi legată de creșterea densității amestecului din cauza dispariției alimentării cu gaz. Rezultatele rezumate mai sus și ascensiunea pagodei controlată de flotabilitate ne permit să estimăm înălțimea coloanei de aer hg. Flotabilitatea este dată de ΔP = hgg (ρw – ρg), unde g este gravitația (9,8 m/s2), iar ρw și ρg sunt densitățile apei și respectiv gazului. ΔP este suma dintre Pdef calculată anterior și presiunea litostatică Plith a plăcii de sedimente, adică ρsg h, unde ρs este densitatea sedimentelor. În acest caz, valoarea lui hg necesară pentru flotabilitatea dorită este dată de hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)]. În BdM, stabilim Pdef = 0,3 Pa și h = 100 m (vezi mai sus), ρw = 1.030 kg/m3, ρs = 2.500 kg/m3, ρg este neglijabil deoarece ρw ≫ρg. Obținem hg = 245 m, o valoare care reprezintă adâncimea fundului mării GSL. ΔP este de 2,4 MPa, care este suprapresiunea necesară pentru a rupe fundul mării BdM și a forma guri de aerisire.
Compoziția gazului BdM este în concordanță cu sursele din mantaua terestră alterate prin adăugarea de fluide asociate cu reacțiile de decarbonizare a rocilor crustale (Fig. 6). Aliniamente aproximative de tip EW ale cupolelor BdM și ale vulcanilor activi, cum ar fi Ischia, Campi Flegre și Soma-Vesuvius, împreună cu compoziția gazelor emise, sugerează că gazele emise din mantaua de sub întreaga regiune vulcanică Napoli sunt amestecate. Din ce în ce mai multe fluide crustale se deplasează de la vest (Ischia) la est (Somma-Vesuvius) (Fig. 1b și 6).
Am ajuns la concluzia că în Golful Napoli, la câțiva kilometri de portul Napoli, există o structură asemănătoare unei cupole, cu lățimea de 25 km2, afectată de un proces activ de degazare și cauzată de amplasarea pagodelor și movilelor. În prezent, semnăturile BdM sugerează că turbulențele non-magmatice53 ar putea preceda vulcanismul embrionar, adică deversarea timpurie a magmei și/sau a fluidelor termice. Ar trebui implementate activități de monitorizare pentru a analiza evoluția fenomenelor și pentru a detecta semnale geochimice și geofizice care indică potențiale perturbări magmatice.
Profilurile acustice ale coloanei de apă (2D) au fost achiziționate în timpul croazierei SAFE_2014 (august 2014) pe R/V Urania (CNR) de către Institutul Național de Cercetare pentru Mediul Marin Costier (IAMC) al Consiliului Național de Cercetare. Eșantionarea acustică a fost efectuată cu un ecoundor științific cu divizare a fasciculului Simrad EK60, care funcționează la 38 kHz. Datele acustice au fost înregistrate la o viteză medie de aproximativ 4 km. Imaginile ecoundorului colectate au fost utilizate pentru a identifica deversările de fluide și a defini cu precizie locația acestora în zona de colectare (între 74 și 180 m suprafață de mare). Măsurarea parametrilor fizici și chimici din coloana de apă folosind sonde multiparametrice (conductivitate, temperatură și adâncime, CTD). Datele au fost colectate folosind o sondă CTD 911 (SeaBird, Electronics Inc.) și procesate folosind software-ul SBED-Win32 (Seasave, versiunea 7.23.2). O inspecție vizuală a fundului mării a fost efectuată folosind un dispozitiv ROV (vehicul operat de la distanță) „Pollux III” (GEItaliana) cu două... camere (de înaltă și joasă definiție).
Achiziția de date multifascicul a fost efectuată utilizând un sistem sonar multifascicul Simrad EM710 de 100 KHz (Kongsberg). Sistemul este conectat la un sistem de poziționare globală diferențială pentru a asigura erori submetrice în poziționarea fasciculului. Impulsul acustic are o frecvență de 100 KHz, un impuls de declanșare de 150° grade și o deschidere completă de 400 de fascicule. Măsurarea și aplicarea profilelor de viteză a sunetului în timp real în timpul achiziției. Datele au fost procesate utilizând software-ul PDS2000 (Reson-Thales) conform standardului Organizației Hidrografice Internaționale (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) pentru navigație și corecția mareelor. Reducerea zgomotului datorată vârfurilor accidentale ale instrumentelor și excluderii fasciculului de calitate slabă a fost efectuată cu instrumente de editare a benzilor și de-spiking. Detectarea continuă a vitezei sunetului este efectuată de o stație de chilă situată în apropierea traductorului multifascicul și achiziționează și aplică profiluri de viteză a sunetului în timp real în coloana de apă la fiecare 6-8 ore pentru a oferi viteza sunetului în timp real pentru o direcționare corectă a fasciculului. Întregul set de date cuprinde aproximativ 440 km2 (adâncime 0-1200 m). Datele au fost utilizate pentru a furniza un model digital de teren (DTM) de înaltă rezoluție, caracterizat printr-o dimensiune a celulei de grilă de 1 m. DTM-ul final (Fig. 1a) a fost realizat cu date de teren (>0 m deasupra nivelului mării) achiziționate la dimensiunea celulei de grilă de 20 m de către Institutul Geo-Militar Italian.
Un profil de date seismice monocanal de înaltă rezoluție de 55 de kilometri, colectat în timpul croazierelor oceanice sigure din 2007 și 2014, a acoperit o suprafață de aproximativ 113 kilometri pătrați, ambele pe R/V Urania. Profilurile Marisk (de exemplu, profilul seismic L1, Fig. 1b) au fost obținute utilizând sistemul boomer IKB-Seistec. Unitatea de achiziție constă dintr-un catamaran de 2,5 m în care sunt plasate sursa și receptorul. Semnătura sursei constă dintr-un singur vârf pozitiv care este caracterizat în intervalul de frecvență 1-10 kHz și permite rezolvarea reflectoarelor separate la 25 cm. Profilurile seismice Safe au fost achiziționate utilizând o sursă seismică Geospark multi-tip de 1,4 Kj interfațată cu software-ul Geotrace (Geo Marine Survey System). Sistemul constă dintr-un catamaran care conține o sursă de 1–6,02 KHz care pătrunde până la 400 de milisecunde în sedimentele moi de sub fundul mării, cu o rezoluție verticală teoretică de 30 cm. Atât dispozitivele Safe, cât și cele Marsik au fost obținute la o... o rată de 0,33 fotografii/sec cu o viteză a vasului <3 Kn. Datele au fost procesate și prezentate folosind software-ul Geosuite Allworks cu următorul flux de lucru: corecția dilatației, silenționarea coloanei de apă, filtrare IIR trece-bandă 2-6 KHz și AGC.
Gazul din fumarola subacvatică a fost colectat de pe fundul mării folosind o cutie de plastic echipată cu o diafragmă de cauciuc pe partea superioară, plasată invers de către ROV peste orificiul de ventilație. Odată ce bulele de aer care intră în cutie au înlocuit complet apa de mare, ROV-ul revine la o adâncime de 1 m, iar scafandrul transferă gazul colectat printr-un sept de cauciuc în două baloane de sticlă de 60 mL pre-vidate, echipate cu robinete de teflon, în care unul a fost umplut cu 20 mL de soluție de NaOH 5N (balon de tip Gegenbach). Principalele specii de gaze acide (CO2 și H2S) sunt dizolvate în soluția alcalină, în timp ce speciile de gaze cu solubilitate scăzută (N2, Ar+O2, CO, H2, He, Ar, CH4 și hidrocarburi ușoare) sunt stocate în spațiul superior al sticlei de prelevare. Gazele anorganice cu solubilitate scăzută au fost analizate prin cromatografie gazoasă (GC) folosind un aparat Shimadzu 15A echipat cu o coloană de sită moleculară 5A de 10 m lungime și un detector de conductivitate termică (TCD) 54. Argonul și O2 au fost analizate folosind un termometru. Cromatograf de gaze Focus echipat cu o coloană cu sită moleculară capilară de 30 m lungime și TCD. Metanul și hidrocarburile ușoare au fost analizate utilizând un cromatograf de gaze Shimadzu 14A echipat cu o coloană din oțel inoxidabil de 10 m lungime, umplută cu Chromosorb PAW 80/100 mesh, acoperită cu 23% SP 1700 și un detector de ionizare în flacără (FID). Faza lichidă a fost utilizată pentru analiza 1) CO2, ca atare, titrat cu soluție de HCl 0,5 N (Metrohm Basic Titrino) și 2) H2S, ca atare, după oxidare cu 5 mL H2O2 (33%), prin cromatografie ionică (IC) (IC) (Wantong 761). Eroarea analitică a titrării, analizei GC și IC este mai mică de 5%. După procedurile standard de extracție și purificare pentru amestecuri de gaze, CO2 13C/12C (exprimat ca δ13C-CO2% și V-PDB) a fost analizat utilizând un spectrometru de masă Finningan Delta S. spectrometru55,56. Standardele utilizate pentru estimarea preciziei externe au fost marmura Carrara și San Vincenzo (internă), NBS18 și NBS19 (internațională), în timp ce eroarea analitică și reproductibilitatea au fost de ±0,05% și, respectiv, ±0,1%.
Valorile δ15N (exprimate ca % față de aer) și 40Ar/36Ar au fost determinate utilizând un cromatograf de gaze (GC) Agilent 6890 N cuplat la un spectrometru de masă cu flux continuu Finnigan Delta plusXP. Eroarea de analiză este: δ15N±0,1%, 36Ar<1%, 40Ar<3%. Raportul izotopilor He (exprimat ca R/Ra, unde R este 3He/4He măsurat în probă, iar Ra este același raport în atmosferă: 1,39 × 10−6)57 a fost determinat la laboratorul INGV-Palermo (Italia). 3He, 4He și 20Ne au fost determinate utilizând un spectrometru de masă cu colector dual (Helix SFT-GVI)58 după separarea He și Ne. Eroarea de analiză ≤ 0,3%. Martorii tipici pentru He și Ne sunt <10-14 și respectiv <10-16 mol.
Cum se citează acest articol: Passaro, S. și colab. Ridicarea fundului mării determinată de un proces de degazare dezvăluie o activitate vulcanică înfloritoare de-a lungul coastei. science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
Aharon, P. Geologia și biologia infiltrațiilor și gurilor de aerisire a hidrocarburilor de pe fundul mării moderne și antice: o introducere. Geographic Ocean Wright. 14, 69–73 (1994).
Paull, CK și Dillon, WP. Prezența globală a hidraților de gaz. În Kvenvolden, KA și Lorenson, TD (ed.) 3–18 (Hidrati de gaz natural: prezență, distribuție și detectare. American Geophysical Union Geophysical Monograph 124, 2001).
Fisher, AT Constrângeri geofizice asupra circulației hidrotermale. În: Halbach, PE, Tunnicliffe, V. și Hein, JR (eds) 29–52 (Raportul atelierului de la Durham, Transfer de energie și masă în sistemele hidrotermale marine, Durham University Press, Berlin (2003)).
Coumou, D., Driesner, T. și Heinrich, C. Structura și dinamica sistemelor hidrotermale ale dorsalei medio-oceanice. Science 321, 1825–1828 (2008).
Boswell, R. și Collett, TS. Opinii actuale asupra resurselor de hidrați de gaz. Energie. Și știința mediului. 4, 1206–1215 (2011).
Evans, RJ, Davies, RJ și Stewart, SA Structura internă și istoricul erupțiilor unui sistem vulcanic noroios de ordinul kilometrilor în sudul Mării Caspice. Bazin Reservoir 19, 153–163 (2007).
Leon, R. și colab. Caracteristicile fundului mării asociate cu infiltrarea hidrocarburilor din movilele de noroi carbonatic de apă adâncă din Golful Cadiz: de la curgerea noroiului la sedimentele carbonatice. Geography March. Wright. 27, 237–247 (2007).
Moss, JL și Cartwright, J. Reprezentare seismică 3D a conductelor de evacuare a fluidelor la scară kilometrică în largul Namibiei. Bazin Reservoir 22, 481–501 (2010).
Andresen, KJ Caracteristicile curgerii fluidelor în sistemele de conducte de petrol și gaze: Ce ne spun acestea despre evoluția bazinelor? March Geology. 332, 89–108 (2012).
Ho, S., Cartwright, JA și Imbert, P. Evoluția verticală a structurii de descărcare a fluidelor cuaternare neogene în raport cu fluxurile de gaze din bazinul inferior al Congo-ului, în largul coastei Angolei. March Geology. 332–334, 40–55 (2012).
Johnson, SY și colab. Activitate hidrotermală și tectonică în nordul lacului Yellowstone, Wyoming. Geologie. Partidul Socialist. Da. Bull. 115, 954–971 (2003).
Patacca, E., Sartori, R. și Scandone, P. Bazinul Tirenian și Arcul Apenin: Relații cinematice de la Totonianul târziu. Mem Soc Geol Ital 45, 425–451 (1990).
Milia și colab. Structura tectonică și crustală la marginea continentală a Campaniei: relația cu activitatea vulcanică. mineral. benzină. 79, 33–47 (2003)
Piochi, M., Bruno PP și De Astis G. Rolul relativ al tectonicii riftului și al proceselor de ridicare magmatică: inferențe din datele geofizice, structurale și geochimice din regiunea vulcanică Napoli (sudul Italiei). Gcubed, 6(7), 1-25 (2005).
Dvorak, JJ și Mastrolorenzo, G. Mecanismele mișcării recente a crustei terestre verticale în craterul Campi Flegrei din sudul Italiei. Geologie. Partidul Socialist. Da. Specificații. 263, pp. 1-47 (1991).
Orsi, G. și colab. Deformarea terenului pe termen scurt și seismicitatea în craterul imbricat Campi Flegrei (Italia): un exemplu de recuperare activă a masei într-o zonă dens populată. J. Volcano.geothermal.reservoir.91, 415–451 (1999)
Cusano, P., Petrosino, S. și Saccorotti, G. Originile hidrotermale ale activității 4D susținute pe termen lung în complexul vulcanic Campi Flegrei din Italia. J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008).
Pappalardo, L. și Mastrolorenzo, G. Diferențiere rapidă în rezervoare magmatice de tip sill: un studiu de caz din craterul Campi Flegrei.science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012).
Walter, TR și colab. Seriile temporale InSAR, analiza corelației și modelarea corelației temporale relevă o posibilă cuplare între Campi Flegrei și Vezuviu. J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014).
Milia, A. și Torrente, M. Structura structurală și stratigrafică a primei jumătăți a grabenului tirrenian (Golful Napoli, Italia). Constructive Physics 315, 297–314.
Sano, Y. și Marty, B. Surse de carbon în gazul de cenușă vulcanică din Island Arcs. Chemical Geology. 119, 265–274 (1995).
Milia, A. Stratigrafia Canionului Dohrn: Reacții la scăderea nivelului mării și ridicarea tectonică pe platoul continental exterior (marginea Tireniană de Est, Italia). Geo-Marine Letters 20/2, 101–108 (2000).