Nature.com をご覧いただきありがとうございます。使用しているブラウザのバージョンでは、CSS のサポートが制限されています。最高のエクスペリエンスを得るために、更新されたブラウザを使用することをお勧めします (または Internet Explorer の互換モードをオフにする)。それまでの間、継続的なサポートを確保するために、サイトはスタイルと JavaScript なしで表示されます。
私たちは、ナポリ港（イタリア）から数キロ沖合で活発な海底隆起とガス放出の証拠を報告します。あばた、塚、クレーターは海底の特徴です。これらの地層は、今日の海底に影響を与えているパゴダ、断層、褶曲など、浅い地殻構造の頂上を表しています。それらは、マントル融解物と地殻岩石の脱炭素反応におけるヘリウムと二酸化炭素の上昇、加圧、放出を記録しました。これらのガスイスキア島、カンピ・フレグレ、ソマ・ヴェスヴィオの熱水系に供給されるものとおそらく似ており、ナポリ湾下の地殻流体と混合したマントル源を示唆している。ガスリフトと加圧プロセスによって引き起こされる海底の膨張と破壊には、2～3MPaの過圧が必要である。海底の隆起、断層、ガス放出は、海底の隆起を告げる可能性のある非火山性隆起の現れである。または噴火および/または熱水爆発。
深海の熱水（熱水とガス）放出は、中央海嶺と収斂プレート縁（島弧の水没部分を含む）に共通する特徴ですが、ガスハイドレート（クラトレート）の低温放出は大陸棚や不動態縁辺に特徴的なことが多い1、2、3、4、5。沿岸地域での海底熱水放出の発生は、大陸地殻内の熱源（マグマ溜まり）を示唆しています。これらの放出は、地球の地殻の最上層を通るマグマの上昇に先立って、噴火と火山海山の定置で頂点に達する可能性があります6。したがって、(a) 活発な海底変形に関連する形態、および (b) イタリアのナポリの火山地帯（人口約 100 万人）などの人口密集沿岸地域に近いガス放出の特定は、可能性のある火山を評価するために重要です。浅層噴火さらに、深海の熱水またはハイドレートガスの放出に関連する形態的特徴は、その地質学的および生物学的特性により比較的よく知られていますが、湖12で発生するものを除き、比較的浅い水域に関連する形態的特徴は例外であり、比較的記録が少ないです。ここでは、ナポリ湾（南部）のガス放出の影響を受ける水中の、形態的および構造的に複雑な領域に関する新しい深浅地形、地震、水柱、および地球化学データを紹介します。これらのデータは、R/V Urania での SAFE_2014 (2014 年 8 月) クルーズ中に収集されました。私たちは、ガス放出が発生する海底と地下の構造を説明および解釈し、排出流体の発生源を調査し、ガスの上昇とそれに伴う変形を調節するメカニズムを特定および特徴付け、火山学への影響について議論します。
ナポリ湾はプリオ - 第四紀の西縁、北西 - 南東に細長いカンパニア地殻凹み 13、14、15 を形成します。イスキア島の西東（西暦 150 年〜1302 年頃）、カンピ フレグレ クレーター（300 年〜1538 年頃）、およびソマ - ヴェスヴィオ山（360 年頃 - 1944 年頃）この配置は湾を西暦北に限定しています 15。南はソレント半島と接しています（図1a）。ナポリ湾は、東南西および二次的な北西南東の顕著な断層の影響を受けています（図1）14,15。イスキア島、カンピ・フレグレイおよびソンマ・ヴェスヴィオは、熱水現象、地盤変形、および浅い地震活動によって特徴付けられます16,17,18（たとえば、1982年のカンピ・フレグレイでの乱流現象） 1984年、1.8メートルの隆起と数千回の地震を伴う）。最近の研究19,20は、相馬ヴェスヴィオ火山の力学とカンピ・フレグレの力学の間に関連性がある可能性を示唆しており、おそらく「深い」単一マグマ溜まりに関連している可能性がある。カンピ・フレグレの最後の36万年とソンマ・ヴェスヴィオ山の18万年の火山活動と海面振動は、グー川の堆積系を制御した。最後の氷河極大期（18ka）の海面低下により、沖合の浅い堆積系が後退し、その後更新世後期から完新世にかけて海進現象によって埋め尽くされた。海底ガスの放出は、イスキア島周辺、カンピ・フレグレ沖、およびソーマ・ヴェスヴィオ山の近くで検出されている（図1）。1b)。
(a) 大陸棚とナポリ湾の形態学的および構造的配置 15、23、24、48。点は主要な海底噴火中心です。赤い線は主要な断層を表します。(b) 流体噴出孔 (点) と地震線の痕跡 (黒い線) が検出されたナポリ湾の深浅測量。黄色の線は、図 6 に報告されている地震線 L1 および L2 の軌跡です。モンターニャ銀行 (BdM) のドーム状構造の境界は、(a、b) の青い破線で示されています。黄色の四角は、音響水柱プロファイルと CTD の位置を示しています。 EMBlank、CTD-EM50、および ROV フレームを図 5 に示します。黄色の円はサンプリング ガス放出の位置を示し、その構成を表 S1 に示します。Golden Software (http://www.goldensoftware.com/products/surfer) は、Surfer® 13 によって生成されたグラフィックスを使用しています。
SAFE_2014 (2014 年 8 月) のクルーズ中に得られたデータ (「方法」を参照) に基づいて、解像度 1 m のナポリ湾の新しいデジタル地形モデル (DTM) が構築されました。DTM は、ナポリ港の南の海底が、地元ではモンターニャ銀行 (BdM)。図。BdM は深さ約 100 ～ 170 メートル、周囲の海底から 15 ～ 20 メートルの高さで発達します。BdM ドームは、280 個の亜円形から楕円形のマウンド (図 2a)、665 個の錐体、および 30 個のピット (図 3 および 4) により、マウンドのような形態を示しました。マウンドの最大高さと周囲は 22 m です。マウンドの円形度[C = 4π(面積/周長2)]は、周長が増加するにつれて減少しました(図2b)。マウンドの軸比は1から6.5の範囲であり、軸比が2を超えるマウンドでは、好ましいN45°E + 15°ストライクと、より分散した二次的なN105°EからN145°Eストライクを示しました(図2b)。 2c)。単一または整列した円錐形が BdM 面とマウンドの頂上に存在します (図 3a、b)。円錐形の配置は、それらが位置するマウンドの配置に従います。あばたは通常、平らな海底 (図 3c) にあり、時にはマウンドにもあります。円錐形とあばたの空間密度は、主な北東-南西の配列が BdM ドームの北東と南西の境界を画定していることを示しています。 (図4a、b);あまり拡張されていない NW-SE ルートは中央 BdM 地域に位置します。
(a) モンターニャ銀行 (BdM) のドームの数値地形モデル (セル サイズ 1 m)。(b) BdM 塚の周長と真円度。(c) マウンドを囲む最適楕円の長軸の軸比と角度 (方向)。数値地形モデルの標準誤差は 0.004 m です。周長と真円度の標準誤差はそれぞれ 4.83 m と 0.01、軸比と角度の標準誤差はそれぞれ 0.04 と 3.34°です。
図 2 の DTM から抽出された BdM 領域で特定された錐体、クレーター、マウンド、ピットの詳細。
(a) 平坦な海底上の整列円錐。(b) 北西から南東にかけての細長い丘の上の円錐形とクレーター。(c) 軽く浸した表面のあばた。
(a) 検出されたクレーター、ピット、および活性ガス放出の空間分布。(b) (a) で報告されたクレーターおよびピットの空間密度 (数/0.2 km2)。
我々は、ROV水柱エコー測深機画像と、2014年8月のSAFE_2014巡航中に取得した海底の直接観測から、BdM領域における37のガス状放出を特定した（図4および5）。これらの放出の音響異常は、海底から上昇する垂直に細長い形状を示し、垂直方向の高さは12〜約70メートルの範囲である（図5a）。いくつかの場所では、音響異常は、ほぼ連続した「列」を形成した。観察された気泡プルームは、連続した高密度の気泡の流れから短命な現象まで幅広く変化します（補足ムービー 1）。ROV 検査により、海底流体噴出孔の発生を視覚的に確認でき、時には赤からオレンジ色の堆積物に囲まれた海底の小さなあばたを強調表示します（図 5b）。場合によっては、ROV チャネルが放出を再活性化します。噴出孔の形態は、水柱にフレアのない上部に円形の開口部を示しています。排出口のすぐ上の水柱の pH点は大幅な低下を示し、局所的により酸性の状態であることを示しています（図2）。特に、深さ75 mのBdMガス放出地点上のpHは、8.4（深さ70 m）から7.8（深さ75 m）に減少しました（図5c）。一方、ナポリ湾の他の場所では、深さ8.3から8.5の間のpH値は0から160 mでした（図5d）。海の重大な変化ナポリ湾のBdMエリアの内外の2か所で水温と塩分が不足していました。深さ70mでは、温度は15℃、塩分は約38PSUです（図5c、d）。pH、温度、塩分の測定により、a）BdM脱気プロセスに関連する酸性流体の関与、b）熱流体と塩水の放出がないか、非常に遅いことが示されました。 。
(a) 音響水柱プロファイルの取得ウィンドウ (エコーメーター Simrad EK60)。BdM 領域に位置する EM50 流体放出 (海面下約 75 m) で検出されたガスフレアに対応する垂直の緑色のバンド。海底と海底の多重信号も示されています。(b) BdM 地域の遠隔操作車両で収集された 1 枚の写真には、赤からオレンジ色の堆積物に囲まれた小さなクレーター (黒丸) が示されています。(c、d) SBED-Win32 ソフトウェア (Seasave、バージョン 7.23.2) を使用して処理されたマルチパラメータ プローブの CTD データ。流体排出口 EM50 上の水柱の選択されたパラメータ (塩分、温度、pH、酸素) のパターン (パネル) c) および Bdm 放電領域パネルの外側 (d)。
2014年8月22日から28日の間に調査地域から3つのガスサンプルを収集しました。これらのサンプルは、CO2（934-945 mmol/mol）が支配する同様の組成を示し、その後、関連する濃度のN2（37-43 mmol/mol）、CH4（16-24 mmol/mol）およびH2S（0.0.0.44mmol/mol/mol/mol/mol/mol/mol）がありました。 52および<0.016 mmol/mol、それぞれ）（図1b;表S1、補足ムービー2）。o2およびARのa2とARの補足的な濃度も測定しました（それぞれ最大3.2および0.18 mmol/mol）。 -40AR/36AR値は空気（295.5）と一致していますが、サンプルEM35（BDMドーム）は304のわずかな値を示しており、Δ15N比は空気よりも高かった（最大1.98％Vs.Air）。 4HE/20NE比を使用した大気汚染のための）は1.66〜1.94の間で、ヘリウム同位体とCO2とその安定した同位体22を組み合わせて、BDMの放射源をさらに明確にすることができます。図6)では、BdMガスの組成をイスキア島、カンピ・フレグレイおよびソンマ・ヴェスヴィウスの噴気孔の組成と比較しています。図6はまた、BdMガス生成に関与している可能性のある3つの異なる炭素源（溶解したマントル由来の溶融物、有機物が豊富な堆積物、および炭酸塩）の間の理論上の混合線も報告しています。BdMサンプルは、カンパニアの3つの火山によって描かれた混合線、つまり、マントルガス間の混合線（と推定されています）上にあります。データをフィッティングする目的で、古典的な MORB と比較して二酸化炭素がわずかに豊富である）と、地殻の脱炭素化によって引き起こされる反応 結果として生じるガス岩。
マントル組成と石灰岩および有機堆積物の端成分との間のハイブリッド ラインが比較のために報告されています。ボックスはイスキア島、カンピ フレグレイ、およびソンマ ヴェスヴィウス 59、60、61 の噴気孔領域を表しています。BdM サンプルはカンパニア火山の混合傾向にあります。混合ラインの端成分ガスはマントル源のもので、炭酸鉱物の脱炭反応によって生成されるガスです。
地震断面 L1 および L2 (図 1b および 7) は、BdM と外輪山脈 (L1、図 7a) およびカンピ・フレグレイ (L2、図 7b) の火山領域の遠位層序列との間の遷移を示しています。BdM は、2 つの主要な地震地層 (図 7 の MS および PS) の存在によって特徴付けられます。上部 (MS) は、高から中程度の振幅の準平行反射体を示し、横方向の連続性（図7b、c）。この層には、最終氷河極大（LGM）システムによって引きずられた海洋堆積物が含まれており、砂と粘土で構成されています23。その下にあるPS層（図7b〜d）は、柱または砂時計の形をした無秩序から透明な相によって特徴付けられます。PS堆積物の上部は海底のマウンドを形成しました（図7d）。これらのおむつ状の形状は、PS透明物質が海底に侵入していることを示しています。隆起は、BdM海底のMS層とその上にある現在の堆積物に影響を与える褶曲と断層の形成に関与しています（図7b〜d）。MS層序間隔は、L1セクションのENE部分で明らかに剥離していますが、MSシーケンスのいくつかの内部レベルで覆われたガス飽和層（GSL）の存在によりBdMに向かって白くなっています（図7b〜d）。7a) 透明な地震層に対応する BdM の上部で収集された重力コアは、最上部 40 cm が最近から現在まで堆積した砂で構成されていることを示しています。）24、25、および「ナポリ黄色凝灰岩」（14.8万年）のカンピ・フレグレイの爆発的噴火による軽石の破片26。ナポリ湾のBdMの外側で見られる地滑り、泥流、火砕流に関連するカオス層は音響的に不透明であるため、PS層の透明相はカオス混合プロセスだけでは説明できません21、23、24。観察されたBdM PS地震相も同様であると結論付けます。海底露頭PS層の外観（図7d）は天然ガスの隆起を反映しているためです。
(a) 柱状 (パゴダ) の空間配置を示す単線地震プロファイル L1 (図 1b の航行軌跡)。パゴダは軽石と砂の無秩序な堆積物で構成されています。パゴダの下に存在するガス飽和層により、より深い地層の連続性が失われます。(b) 単線地震プロファイル L2 (図 1b の航行軌跡)。海底マウンドの切込みと変形を強調表示します。海洋 (MS)、 (c) MS と PS の変形の詳細は (c,d) に報告されています。最上部の堆積物の速度が 1580 m/s であると仮定すると、100 ms は垂直スケールで約 80 m を表します。
BdM の形態的および構造的特徴は、世界的に他の海底熱水およびガスハイドレート田と類似しており 2,12,27,28,29,30,31,32,33,34、多くの場合隆起 (ヴォールトおよびマウンド) およびガス放出 (コーン、ピット) と関連しています。BdM に整列したコーンおよびピット、および細長いマウンドは、構造的に制御された透過性を示しています (図 2 および 3)。マウンド、ピット、活噴出孔の配置は、それらの分布が北西-南東および北東-南西の衝突断層によって部分的に制御されていることを示唆しています（図4b）。これらは、カンピ・フレグレイ火山地帯とソンマ・ヴェスヴィオ火山地帯およびナポリ湾に影響を与える断層系の好ましい衝突です。特に、前者の構造は、カンピ・フレグレイ・クレーターからの熱水放出の位置を制御します35。したがって、我々は、断層と亀裂が次のように結論付けています。ナポリ湾の s は、地表へのガス移動の好ましい経路を表しており、他の構造的に制御された熱水系と共通の特徴である 36,37。 注目すべきことに、BdM 錐体とピットは常にマウンドと関連付けられているわけではありません (図 1)。3a、c)。これは、他の著者がガスハイドレート帯について示唆したように、これらの丘は必ずしもピット形成の前兆ではないことを示唆しています32、33。私たちの結論は、ドーム海底堆積物の破壊が必ずしもピットの形成につながるわけではないという仮説を裏付けています。
収集された 3 つのガス状排出物は、熱水流体に典型的な化学的特徴を示しています。つまり、主に CO2 とかなりの濃度の還元性ガス (H2S、CH4、H2) および軽質炭化水素 (特にベンゼンとプロピレン) を含みます 38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45 (表 S1)。 存在すると予想されていない大気ガス (O2 など) の存在。海底からの排出物は、ROV が反乱のために海底から海に引き出される際に、サンプリングに使用されるプラスチックの箱に保管されたガスと接触する海水に溶けた空気による汚染が原因である可能性があります。逆に、正の δ15N 値と ASW (空気飽和水) よりも大幅に高い高い N2/Ar (最大 480) は、主要な水源と一致して、N2 の大部分が大気外の発生源から生成されていることを示唆しています。 BdM ガスの熱水火山起源は、CO2 と He の含有量とその同位体の特徴によって確認されます。炭素同位体 (δ13C-CO2 -0.93% から +0.4%) と CO2/3He 値 (1.7 × 1010 から 4.1 × 1010) は、BdM サンプルが湾周辺の噴気の混合傾向に属していることを示唆しています。ナポリのマントル端部メンバーと脱炭素 反応によって生成されるガス間の関係 (図 6)。より具体的には、BdM ガスサンプルは、隣接するカンピ フレグレイ火山およびソンマ ヴェウシウス火山からの流体とほぼ同じ位置で、混合傾向に沿って位置しています。それらは、マントルの端に近いイスキア噴気孔よりも地殻的です。ソンマ ヴェスヴィオ火山とカンピ フレグレイは、より高い 3He/ 4He 値 (2.6 ～ 2.9 の間の R/Ra) は BdM (1.66 ～ 1.96 の間の R/Ra;表S1)。これは、放射性Heの添加と蓄積が、ソンマ・ヴェスヴィオ火山とカンピ・フレグレイ火山に供給された同じマグマ源から生じたことを示唆しています。BdM排出物中に検出可能な有機炭素画分が存在しないことは、有機堆積物がBdMの脱ガスプロセスに関与していないことを示唆しています。
上記で報告されたデータと、海底ガスが豊富な領域に関連するドーム状構造の実験モデルの結果に基づいて、深層ガスの加圧がキロメートル規模の BdM ドームの形成に関与している可能性があります。BdM ヴォールトに至る過圧 Pdef を推定するために、収集された形態学的および地震データから、BdM ヴォールトが変形した軟粘性堆積物よりも大きな半径の亜円形のシートであると仮定して、薄板力学モデル 33,34 を適用しました。 （補足図S1）。Pdefは、全圧と岩石の静圧と水柱圧力の差です。BdMでは、半径は約2,500 m、wは20 m、地震プロファイルから推定されるhの最大値は約100 mです。関係からPdef 46Pdef = w 64 D / a4を計算します。Dは曲げ剛性です。D は (E h3)/[12(1 – ν2)] で与えられます。ここで、E は堆積物のヤング率、ν はポアソン比 (~0.5)33 です。BdM 堆積物の機械的特性は測定できないため、BdM 14,24 と同様の海岸砂質堆積物にとって妥当な値である E = 140 kPa を設定します14,24。報告されているより高い E 値は考慮しません。シルト質粘土鉱床（300 < E < 350,000 kPa）に関する文献では33,34、BDM 鉱床はシルトやシルト質粘土ではなく主に砂で構​​成されているため 24 です。Pdef = 0.3 Pa が得られ、これはガスハイドレート盆地環境における海底隆起過程の推定と一致します。Pdef は 10-2 ～ 103 Pa で変化し、低い値は w/a および/または what が低いことを表します。 BdM、堆積物の局所的なガス飽和および/または既存の亀裂の出現による剛性の低下も、破壊とその結果としてのガス放出に寄与し、観察された通気構造の形成を可能にする可能性があります。収集された反射地震プロファイル（図7）は、PS堆積物がGSLから隆起し、その上にあるMS海洋堆積物を押し上げ、その結果、マウンド、褶曲、断層、および堆積物の切れ込みをもたらしたことを示しました（図7）。7b,c)。これは、14.8～12 kaの古い軽石が、上向きのガス輸送プロセスを通じて若いMS層に侵入したことを示唆しています。BdM構造の形態学的特徴は、GSLによって生成された流体放出によって生成された過圧の結果として見ることができます。活発な放出が海底から170 m bsl以上まで見られることを考えると48、GSL内の流体の過圧は1,700 kを超えると想定されます。 Pa.堆積物中のガスの上方への移動には、MS に含まれる物質をスクラビングする効果もあり、BdM25 でサンプリングされた重力コアにカオス堆積物が存在することが説明されています。さらに、GSL の過圧により複雑な断層系 (図 7b の多角形断層) が形成されます。総称して「パゴダ」と呼ばれるこの形態、構造、および層序沈下 49,50 は、元々は二次的な影響によるものと考えられていました。カンパニア州の大陸縁辺では、少なくとも地殻の最上部 3 km 以内では、蒸発堆積物はほとんどありません。したがって、BdM パゴダの成長メカニズムは、堆積物中のガスの上昇によって制御されている可能性があります。この結論は、パゴダの透明な地震相によって裏付けられています (図 2)。7)、および以前に報告された重力コアデータ24と同様に、現在の砂が「ポミチプリンシパリ」25と「ナポリ黄色凝灰岩」26のカンピフレグレイで噴出しています。さらに、PS堆積物が最上部のMS層に侵入して変形しました（図7d）。この構造配置は、パゴダが単なるガスパイプラインではなく、隆起構造を表していることを示唆しています。したがって、2つの主要なプロセスがパゴダの形成を支配しています。 ) ガスが下から入ると、柔らかい堆積物の密度が減少します。b) ガスと堆積物の混合物が上昇し、これは観察された褶曲、断層、破壊原因 MS 堆積物である (図 7)。同様の形成メカニズムが、南スコシア海 (南極大陸) のガスハイドレートに関連するパゴダについても提案されている。BdM パゴダは丘陵地帯にグループで出現し、その垂直方向の広がりは、双方向移動時間 (TWTT) で平均 70 ～ 100 m であった (図 7a)。MS 起伏の存在によりそして、BdM重力コアの層序を考慮すると、パゴダ構造の形成年齢は約14〜12ka未満であると推測されます。さらに、いくつかのパゴダがその上にある現在のBdM砂に侵入して変形しているため（図7d）、これらの構造の成長はまだ活発です（図7d）。
パゴダが現在の海底を横断できないことは、(a) ガスの上昇および/またはガスと堆積物の混合の局所的な停止、および/または (b) ガスと堆積物の混合物の横方向の流れの可能性により、局所的な過圧プロセスが許容されないことを示しています。ダイアピア理論モデル 52 によれば、横方向の流れは、下からの泥ガスとガスの混合物の供給速度とパゴダが上方に移動する速度との間の負のバランスを示しています。供給速度の低下は、可能性があります。は、ガス供給の消失による混合物の密度の増加に関係していると考えられます。上でまとめた結果と、浮力によって制御されたパゴダの上昇により、気柱の高さ hg を推定することができます。浮力は、ΔP = hgg (ρw – ρg) で求められます。ここで、g は重力 (9.8 m/s2)、ρw と ρg はそれぞれ水とガスの密度です。ΔP は、以前に計算された値の合計です。 Pdef と堆積物プレートの静岩圧 Plith、すなわち ρsg h、ここで ρs は堆積物の密度です。この場合、望ましい浮力に必要な hg の値は hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] で与えられます。BdM では、Pdef = 0.3 Pa および h = 100 m (上記を参照)、ρw = 1 に設定します。 030 kg/m3、ρs = 2,500 kg/m3、ρw ≫ρg であるため、ρg は無視できます。GSL の底の深さを表す値である hg = 245 m が得られます。ΔP は 2.4 MPa で、これは BdM 海底を破壊して火口を形成するのに必要な超過圧力です。
BdMガスの組成は、地殻岩石の脱炭素化反応に関連する流体の添加によって変化したマントル源と一致している（図6）。BdMドームとイスキア、カンピ・フレグレ、ソーマ・ヴェスヴィオなどの活火山の大まかな東西方向の位置関係、および放出されたガスの組成は、ナポリ火山地域全体の下のマントルから放出されたガスが混合していることを示唆している。地殻流体はますます増加している。西（イスキア島）から東（ソンマ・ヴェスイヴス）へ移動します（図1bおよび6）。
私たちは、ナポリ港から数キロ離れたナポリ湾に、活発な脱ガスプロセスの影響を受け、塔や塚の配置によって引き起こされた幅 25 km2 のドーム状構造物があると結論付けました。現在、BdM の痕跡は、非マグマ性乱流 53 が初期火山活動、つまりマグマや熱流体の初期放出よりも前に発生した可能性があることを示唆しています。現象を検出し、潜在的なマグマ擾乱を示す地球化学的および地球物理学的信号を検出します。
音響水柱プロファイル (2D) は、国家研究評議会沿岸海洋環境研究所 (IAMC) による R/V ウラニア (CNR) での SAFE_2014 (2014 年 8 月) 巡航中に取得されました。音響サンプリングは、38 kHz で動作する科学ビーム分割測深機 Simrad EK60 によって実行されました。音響データは、平均速度約 4 km で記録されました。収集された音響測深機の画像は、流体の放出を特定するために使用されました。マルチパラメータプローブ（導電率、温度、深さ、CTD）を使用して、水柱内の物理的および化学的パラメータを測定します。データは、CTD 911 プローブ（SeaBird、Electronics Inc.）を使用して収集され、SBED-Win32 ソフトウェア（Seasave、バージョン 7.23.2）を使用して処理されました。海底の目視検査は、「Pollux III」を使用して実行されました。 」 (GEItaliana) 2 つの (低解像度と高解像度) カメラを備えた ROV デバイス (遠隔操作車両)。
マルチビーム データ収集は、100 KHz Simrad EM710 マルチビーム ソナー システム (Kongsberg) を使用して実行されました。このシステムは、ビーム位置決めのサブメトリック誤差を保証するために差動全地球測位システムにリンクされています。音響パルスの周波数は 100 KHz、発射パルスは 150 度、ビーム全体の開口部は 400 個です。収集中にリアルタイムで音速プロファイルを測定および適用します。データは PDS2000 ソフトウェアを使用して処理されました ( Reson-Thales) は、国際水路機関標準 (https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf) に従って航行と潮汐修正を行います。偶発的な計器スパイクと低品質のビーム除外によるノイズ低減は、バンド編集およびスパイク除去ツールを使用して実行されました。連続音速検出は、マルチビームトランスデューサーの近くに配置されたキールステーションによって実行され、6 ～ 8 時間ごとに水柱内のリアルタイム音速プロファイルを取得して適用しますデータセット全体は約 440 km2 (深さ 0 ～ 1200 m) で構成されています。このデータは、1 m のグリッド セル サイズを特徴とする高解像度デジタル地形モデル (DTM) を提供するために使用されました。最終的な DTM (図 2)1a) は、イタリア地球軍事研究所によって 20 m グリッド セル サイズで取得された地形データ (海抜 0 m 以上) を使用して実行されました。
2007 年と 2014 年の安全な海洋巡航中に収集された 55 キロメートルの高解像度シングルチャネル地震データ プロファイルは、両方とも R/V ウラニアで約 113 平方キロメートルのエリアをカバーしました。マリスク プロファイル (例: L1 地震プロファイル、図 1b) は、IKB-seistec ブーマー システムを使用して取得されました。収集ユニットは、震源と受信機が配置される 2.5 m の双胴船で構成されます。震源署名は次のように構成されています。 1 ～ 10 kHz の周波数範囲で特徴付けられ、25 cm 離れた反射体を分解できます。安全な地震プロファイルは、Geotrace ソフトウェア (Geo Marine Survey System) と接続された 1.4 Kj マルチチップ Geospark 地震源を使用して取得されました。システムは、海底下の軟質堆積物に最大 400 ミリ秒浸透する 1 ～ 6.02 KHz の震源を含む双胴船で構成され、理論上の垂直解像度は 30 です。 cm。Safe デバイスと Marsik デバイスはどちらも、容器速度 <3 Kn で 0.33 ショット/秒の速度で取得されました。データは、Geosuite Allworks ソフトウェアを次のワークフローで処理して表示しました: 膨張補正、水柱ミューティング、2 ～ 6 KHz バンドパス IIR フィルタリング、および AGC。
水中の噴気孔からのガスは、上側にゴム製の隔膜を備えたプラスチック製の箱を使用して海底で収集され、ROV が通気孔の上に逆さまに設置されました。箱に入った気泡が海水と完全に置き換わったら、ROV は深さ 1 m に戻り、ダイバーは収集したガスをゴム製の隔膜を通して、あらかじめ排気しておいたテフロン製コックを備えた 2 つの 60 mL ガラスフラスコに移します。 20 mL の 5N NaOH 溶液 (ゲーゲンバッハ型フラスコ) で満たされます。主な酸性ガス種 (CO2 および H2S) はアルカリ溶液に溶解しますが、低溶解度ガス種 (N2、Ar+O2、CO、H2、He、Ar、CH4 および軽質炭化水素) はサンプリングボトルのヘッドスペースに保管されます。無機低溶解度ガスは、島津 15A を使用してガスクロマトグラフィー (GC) によって分析されました。 54. アルゴンと酸素は、長さ 30 m のキャピラリーモレキュラーシーブカラムと TCD を備えた Thermo Focus ガスクロマトグラフを使用して分析されました。メタンと軽質炭化水素は、Chromosorb PAW 80/100 メッシュが充填され、23 でコーティングされた長さ 10 m のステンレス鋼カラムを備えた Shimadzu 14A ガスクロマトグラフを使用して分析されました。 % SP 1700 および炎イオン化検出器 (FID) を使用して、1) 0.5 N HCl 溶液 (Metrohm Basic Titrino) で滴定した CO2、および 2) 5 mL H2O2 (33%) で酸化した後の H2S をイオンクロマトグラフィー (IC) (IC) (Wantong 761) で分析しました。滴定、GC および IC の分析誤差混合ガスの標準的な抽出および精製手順の後、フィニンガン デルタ S 質量分析計を使用して 13C/12C CO2 (δ13C-CO2% および V-PDB として表される) を分析しました 55,56。外部精度を推定するために使用した標準は、カララおよびサン ヴィンチェンツォ大理石 (内部)、NBS18 および NBS19 (国際) でしたが、分析誤差と再現性は ±0.05% でした。それぞれ±0.1%。
δ15N (空気に対する%で表される) 値と 40Ar/36Ar は、Finnigan Delta plusXP 連続フロー質量分析計に接続された Agilent 6890 N ガスクロマトグラフ (GC) を使用して決定されました。分析誤差は次のとおりです: δ15N±0.1%、36Ar<1%、40Ar<3%。He 同位体比 (R/Ra で表され、R は 3He/4He)サンプルで測定され、Ra は大気中で同じ比です: 1.39 × 10−6)57 は、INGV-パレルモ (イタリア) の実験室で測定されました。3He、4He、および 20Ne は、He と Ne を分離した後、デュアルコレクタ質量分析計 (Helix SFT-GVI)58 を使用して測定されました。分析誤差 ≤ 0.3%。He と Ne の一般的なブランクは、<10-14 および <10-1 です。それぞれ6モル。
この記事の引用方法: Passaro, S. et al. Seafloor uplift drives by a degassing process明らかに、海岸に沿って芽生えている火山活動が明らかになりました。6、22448;土井: 10.1038/srep22448 (2016)。
Aharon, P. 現代および古代の海底炭化水素の湧出と噴出孔の地質学と生物学: 序論。Geographic Ocean Wright.14、69–73 (1994)。
Paull, CK & Dillon, WP ガスハイドレートの世界的発生。Kvenvolden, KA & Lorenson, TD (編) 3–18 (天然ガスハイドレート: 発生、分布、検出。American Geophysical Union Geophysical Monograph 124、2001)。
Fisher, AT、熱水循環に関する地球物理学的制約。In: Halbach, PE、Tunnicliffe, V. & Hein, JR (編) 29–52 (ダラム ワークショップの報告書、海洋熱水系におけるエネルギーと物質移動、ダラム大学出版局、ベルリン (2003))。
Coumou, D.、Driesner, T. & Heinrich, C. 中央海嶺熱水系の構造と力学。Science 321、1825–1828 (2008)。
Boswell, R. & Collett, TS ガスハイドレートの資源、エネルギー、環境、科学に関する現在の見解、4、1206–1215 (2011)。
Evans, RJ、Davies, RJ & Stewart, SA 南カスピ海のキロメートル規模の泥火山システムの内部構造と噴火履歴。Basin Reservoir 19、153–163 (2007)。
Leon, R. et al.「カディス湾の深海炭酸塩泥塚からの炭化水素の浸透に関連する海底の特徴: 泥流から炭酸塩堆積物まで」Geography March.Wright.27、237–247 (2007)。
Moss, JL & Cartwright, J. ナミビア沖のキロメートル規模の流体脱出パイプラインの 3D 地震学的表現。Basin Reservoir 22、481–501 (2010)。
Andresen, KJ、石油およびガスのパイプライン システムにおける流体の流れの特性: 盆地の進化について何を教えてくれますか?March Geology.332、89–108 (2012)。
Ho、S.、Cartwright、JA & Imbert、P. アンゴラ沖合のコンゴ下部盆地におけるガス流束に関連した新第三紀第四紀流体放出構造の垂直進化。March Geology.332–334、40–55 (2012)。
Johnson, SY 他、ワイオミング州イエローストーン湖北部の熱水活動と地殻変動活動。地質学。社会主義党。はい。ブル。115、954–971 (2003)。
Patacca, E.、Sartori, R. & Scandone, P. ティレニア盆地とアペニン弧: 後期トトニアン以来の運動学的関係。Mem Soc Geol Ital 45、425–451 (1990)。
Milia et al.カンパニア大陸縁辺の構造と地殻構造:火山活動との関係.鉱物.ガソリン.79, 33–47 (2003)
Piochi, M.、Bruno PP & De Astis G. 地溝帯テクトニクスとマグマ隆起プロセスの相対的役割: ナポリ火山地域 (イタリア南部) の地球物理学的、構造的、および地球化学的データからの推論。Gcubed、6(7)、1-25 (2005)。
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. イタリア南部のカンピ フレグレイ クレーターにおける最近の垂直地殻変動のメカニズム。地質学。社会主義党。はい。仕様書。263、1-47 ページ (1991 年)。
Orsi, G. et al. 入れ子状のカンピ・フレグレイ・クレーター (イタリア) における短期地盤変形と地震活動: 人口密集地域における活動量の回復の一例。J.火山.地熱貯留層.91, 415–451 (1999)
Cusano, P.、Petrosino, S.、および Saccorotti, G. イタリアのカンピ・フレグレイ火山複合体における持続的な長期 4D 活動の熱水起源。J.Volcano.geothermal.reservoir.177、1035–1044 (2008)。
Pappalardo, L. および Mastrolorenzo, G. 敷居状のマグマ貯留層における急速な分化: カンピ フレグレイ クレーターのケーススタディ。2、10.1038/srep00712 (2012)。
Walter, TR et al.InSAR 時系列、相関分析、および時間相関モデリングにより、Campi Flegrei と Vesuvius.J のカップリングの可能性が明らかになりました。Volcano.geothermal.reservoir.280、104–110 (2014)。
Milia, A. & Torrente, M. ティレニア地溝 (イタリア、ナポリ湾) の前半の構造および層序構造。Constructive Physics 315、297–314。
佐野 Y. & マーティ B. 島弧からの火山灰ガス中の炭素源.化学地質学.119, 265–274 (1995)。
Milia, A. Dohrn 峡谷の層序: 大陸棚外縁 (東ティレニア縁辺、イタリア) の海面降下と構造隆起への反応。Geo-Marine Letters 20/2、101–108 (2000)。