Nature.com にアクセスいただきありがとうございます。ご利用のブラウザ バージョンでは、CSS のサポートが制限されています。最適なエクスペリエンスを得るには、更新されたブラウザを使用する (または Internet Explorer の互換モードをオフにする) ことをお勧めします。その間、継続的なサポートを確保するため、スタイルと JavaScript なしでサイトを表示します。
ナポリ港（イタリア）の沖合数キロで活発な海底隆起とガス放出の証拠が報告されている。海底には、ポックマーク、マウンド、クレーターなどの特徴が見られる。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、褶曲などの浅い地殻構造の頂上を表している。マントル溶融物と地殻岩石の脱炭素化反応におけるヘリウムと二酸化炭素の上昇、加圧、放出が記録されている。これらのガスは、イスキア島、カンピ・フレグレ、ソマ・ベスビオの熱水系に供給されるガスと類似している可能性があり、ナポリ湾下の地殻流体と混ざったマントル源を示唆している。ガスの上昇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裂には、2～3MPaの過圧が必要である。海底隆起、断層、ガス放出は、火山以外の隆起の兆候であり、海底噴火および/または熱水爆発。
深海熱水（温水とガス）の噴出は、中央海嶺や収束型プレート境界（島弧の水没部分を含む）の一般的な特徴であるのに対し、ガスハイドレート（塩素酸塩）の冷噴出は、大陸棚や非活動的境界でよく見られる1, 2, 3, 4, 5。沿岸域での海底熱水噴出の発生は、大陸地殻および/またはマントル内に熱源（マグマ溜まり）があることを示唆している。これらの噴出は、地球の地殻の最上層を通るマグマの上昇に先行し、噴火と火山性海山の配置につながる可能性がある6。したがって、（a）活発な海底変形に関連する形態と、（b）イタリアのナポリの火山地域（人口約100万人）などの人口密集沿岸地域に近いガス放出を特定することは、潜在的な海洋深層水の影響を評価する上で重要である。火山。浅い噴火。さらに、深海の熱水活動やハイドレートガスの放出に関連する形態学的特徴は、その地質学的および生物学的特性から比較的よく知られていますが、浅い水域に関連する形態学的特徴は例外であり、Lake 12 で発生するものを除いて、記録が比較的少ないです。ここでは、ナポリ港から約 5 km 離れたナポリ湾 (イタリア南部) のガス放出の影響を受けた水中の、形態学的および構造的に複雑な領域の新しい水深測定、地震学、水柱学、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 に乗って SAFE_2014 (2014 年 8 月) クルーズ中に収集されました。ガス放出が発生する海底と地下構造について説明および解釈し、噴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制御するメカニズムを特定して特徴付け、火山学への影響について考察します。
ナポリ湾は鮮新紀から第四紀の西縁、北西から南東に伸びたカンパニア構造窪地13,14,15を形成している。イスキア島の東西（紀元150年頃～1302年）、カンピ・フレグレイ火口（紀元300年頃～1538年）、ソマ・ベスビオ火山（紀元360年頃～1944年）の東側に位置している。この配置により湾は北西方向に限定され15、南側はソレント半島に接している（図1a）。ナポリ湾は、北東から南西方向に優勢な断層と、北西から南東方向に副次的に生じる断層（図1）14,15の影響を受けており、イスキア島、カンピ・フレグレイ、ソマ・ベスビオ火山は、熱水活動、地盤変動、浅部地震活動16,17,18（例えば、1840年代にカンピ・フレグレイで発生した乱流地震）によって特徴付けられている。 1982～1984年には、1.8メートルの隆起と数千回の地震が発生しました。最近の研究19,20では、ソマ・ベスビオ火山のダイナミクスとカンピ・フレグレ火山のダイナミクスの間には、おそらく「深部」の単一のマグマ溜まりに関連する関連があることが示唆されています。カンピ・フレグレイの過去36kaとソマ・ベスビオ火山の過去18kaの火山活動と海面変動が、ナポリ湾の堆積システムを支配していました。最終氷期極大期（18ka）の低海面によって沖合の浅い堆積システムが後退し、その後、後期更新世～完新世の海進イベントによって埋められました。イスキア島周辺、カンピ・フレグレ沖、ソマ・ベスビオ火山の近くで、海底ガスの放出が検出されています（図1b）。
(a) 大陸棚とナポリ湾の形態と構造の配置 15、23、24、48。点は主要な海底噴火中心を示す。赤い線は主要な断層を表しています。(b) ナポリ湾の水深測量で、検出された流体噴出孔（点）と地震線の痕跡（黒線）が示されています。黄色の線は、図 6 に示されている地震線 L1 と L2 の軌跡です。バンコ デッラ モンターニャ (BdM) のドーム状構造の境界は、(a、b) で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の位置を示しており、CTD-EMBlank、CTD-EM50、および ROV フレームが図 5 に示されています。黄色の円はサンプリング ガスの排出位置を示しており、その構成が表 S1 に示されています。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）航海中に取得されたデータに基づき（方法を参照）、解像度1m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、ナポリ港の南側の海底が、地元ではバンコ・デッラ・モンターニャ（BdM）として知られる5.0×5.3kmのドーム状構造によって中断された、緩やかに南に傾斜した（傾斜≤3°）表面を特徴としていることを示しています。図。図1a、b）。BdMは水深約100～170メートル、周囲の海底より15～20メートル高いところで発達します。BdMドームは、280個の亜円形から楕円形のマウンド（図2a）、665個の円錐、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呈しています。マウンドの最大高さと周囲は、それぞれ22mと1,800mです。マウンドの円形度[C = 4π（面積/周囲2）]は、周囲が長くなるにつれて減少しました（図2b）。マウンドの軸比は1～6.5の範囲にあり、軸比が2を超えるマウンドは、優先的なN45°E + 15°の走向と、より分散した二次的な、より分散したN105°E～N145°Eの走向を示しています（図2c）。 BdM 平面およびマウンドの上部には、単独または一列に並んだ円錐が存在します (図 3a、b)。円錐の配置は、それらが位置するマウンドの配置に従います。ポックマークは、通常、平坦な海底 (図 3c) にありますが、マウンド上にも時々あります。円錐とポックマークの空間密度から、主に北東 - 南西の配列が BdM ドームの北東と南西の境界を定めていることがわかります (図 4a、b)。それほど広がっていない北西 - 南東のルートは、BdM 中央部にあります。
(a) バンコ・デッラ・モンターニャ (BdM) のドームのデジタル地形モデル (セル サイズ 1 m)。(b) BdM の塚の周囲と円度。(c) 塚を囲む最適楕円の軸比と長軸の角度 (方向)。デジタル地形モデルの標準誤差は 0.004 m です。周囲と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 地域で特定された円錐、クレーター、塚、ピットの詳細。
(a) 平坦な海底にあるアラインメントコーン、(b) 北西から南東に伸びる細長い丘にあるコーンとクレーター、(c) わずかに傾斜した表面にあるポックマーク。
(a) 検出されたクレーター、ピット、および活発なガス放出の空間分布。(b) (a) で報告されたクレーターとピットの空間密度 (数/0.2 km2)。
2014年8月のSAFE_2014航海中に取得したROV水柱エコーサウンダー画像と海底の直接観測から、BdM海域で37のガス状放出を確認しました（図4および図5）。これらの放出の音響異常は、海底から上昇する垂直方向に細長い形状を示し、垂直方向には12mから約70mの範囲です（図5a）。場所によっては、音響異常がほぼ連続した「列」を形成していました。観測された気泡プルームは、連続した高密度の気泡流から短命な現象まで、多岐にわたります（補足動画1）。ROVによる調査では、海底流体噴出孔の発生を視覚的に確認することができ、海底の小さな穴が強調表示されます。これらの穴は、赤からオレンジ色の堆積物に囲まれている場合もあります（図5b）。場合によっては、ROVのチャネルによって放出が再活性化されます。噴出孔の形状は、上部に円形の開口部があり、水柱にフレアがないことを示しています。排出地点のすぐ上の水柱のpHは、大幅に低下し、局所的に酸性度が高くなっていることを示しています（図5c、d）。特に、深さ75mのBdMガス排出口より上のpHは、8.4（深さ70m）から7.8（深さ75m）に低下しました（図5c）が、ナポリ湾の他の地点では、深さ8.3〜8.5の間隔でpH値が0〜160mでした（図5d）。ナポリ湾のBdM領域の内外の2つの地点では、海水温と塩分に大きな変化は見られませんでした。深さ70mでは、温度は15°C、塩分は約38 PSUです（図5c、d）。pH、温度、塩分の測定は、a）BdMの脱ガスプロセスに関連する酸性流体の関与、およびb）熱流体とブラインの排出がないこと、または非常に遅いことを示しました。
(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)。垂直の緑色の帯は、BdM 領域にある EM50 流体排出 (海面下約 75 m) で検出されたガスフレアに対応します。海底および海底のマルチプレックス信号も表示されます (b) BdM 領域でリモートコントロール車両を使用して収集された 1 枚の写真は、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 (黒い円) を示しています。(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 CTD データ。流体排出 EM50 (パネル c) の上の水柱と Bdm 排出領域パネル (d) の外側の選択されたパラメータ (塩分、温度、pH、酸素) のパターン。
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採取しました。これらのサンプルは同様の組成を示し、CO2（934-945 mmol/mol）が主成分で、次いでN2（37-43 mmol/mol）、CH4（16-24 mmol/mol）、H2S（0.10 mmol/mol）～0.44 mmol/molの濃度が続き、H2とHeはそれほど多くありませんでした（それぞれ<0.052 mmol/molと<0.016 mmol/mol）（図1b、表S1、補足動画2）。比較的高いO2とArの濃度も測定されました（それぞれ最大3.2 mmol/molと0.18 mmol/mol）。軽質炭化水素の合計は0.24～0.30 mmol/molの範囲で、C2-C4アルカン、芳香族（主にベンゼン）、プロペン、硫黄含有化合物（チオフェン）で構成されています。 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）の値は304であり、40Arがわずかに過剰であることを示しています。δ15N比は空気よりも高く（最大+1.98％対空気）、δ13C-CO2値はV-PDBに対して-0.93〜0.44％の範囲でした。R/Ra値（4He/20Ne比を使用して大気汚染を補正した後）は1.66〜1.94であり、マントルHeの大部分が存在することを示しています。ヘリウム同位体をCO2とその安定同位体22と組み合わせることで、BdMの放出源をさらに明確にすることができます。CO2/3He対δ13CのCO2マップ（図6）では、BdMのガス組成をイスキア、カンピフレグレイ、ソンマ-ベスビオの噴気孔。図 6 には、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、炭酸塩) 間の理論的な混合線も示されています。BdM サンプルは、3 つのカンパニア火山によって示された混合線、つまりマントル ガス (データをフィッティングする目的で、古典的な MORB に比べて二酸化炭素がわずかに豊富であると想定) と地殻の脱炭素化によって引き起こされる反応の混合によって生じたガス岩石に該当します。
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混成線が比較のために報告されています。四角はイスキア島、カンピ・フレグレイ、ソンマ・ベスビウス 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トレンドにあります。混合線の端成分ガスはマントル源であり、炭酸塩鉱物の脱炭反応によって生成されたガスです。
地震探査断面L1およびL2（図1bおよび7）は、BdMと、ソンマ・ベスビオ火山（L1、図7a）およびカンピ・フレグレイ火山（L2、図7b）の遠位層序シーケンスとの間の遷移を示しています。BdMは、2つの主要な地震層（図7のMSおよびPS）の存在によって特徴付けられます。最上部の層（MS）は、高から中程度の振幅と横方向の連続性を持つ、ほぼ平行な反射面を示しています（図7b、c）。この層は、最終氷期極大期（LGM）システムによって引きずられた海底堆積物を含み、砂と粘土で構成されています23。その下のPS層（図7b-d）は、柱状または砂時計の形をした混沌とした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マウンドを形成しました（図7d）。これらのダイアピルのような形状は、PS透明物質が海底に侵入したことを示しています。最上部の MS 堆積物。隆起は、MS 層と、その上にある BdM 海底の現在の堆積物に影響を及ぼす褶曲と断層の形成の原因です (図 7b ～ d)。MS 地層間隔は、L1 セクションの ENE 部分で明確に層剥離していますが、MS シーケンスの一部の内部レベルによって覆われているガス飽和層 (GSL) の存在により、BdM に向かって白くなっています (図 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に堆積した砂で構成されていることを示しています。 )24,25 およびカンピ・フレグレイの爆発的噴火による軽石の破片「ナポリ黄色凝灰岩」（14.8 ka）26 です。PS 層の透明相は、混沌とした混合プロセスだけでは説明できません。ナポリ湾の BdM の外側で見つかった地滑り、泥流、火砕流に関連する混沌とした層は音響的に不透明であるためです21,23,24。観測された BdM PS の地震相と海底露頭 PS 層の外観 (図 7d) は、天然ガスの隆起を反映していると結論付けています。
(a) 単線地震探査プロファイルL1（図1bのナビゲーション トレース）。柱状（パゴダ）の空間配置を示しています。パゴダは、軽石と砂の混沌とし​​た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、深部地層の連続性が失われています。(b) 単チャネル地震探査プロファイルL2（図1bのナビゲーション トレース）。海底マウンド、海洋堆積物（MS）、軽石砂堆積物（PS）の切込みと変形が強調表示されています。(c) MSとPSの変形の詳細は、(c、d)に報告されています。最上層の堆積物の速度を1580 m/s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・構造的特徴は、世界中の他の海底熱水・ガスハイドレート地帯2,12,27,28,29,30,31,32,33,34と類似しており、隆起（ヴォールトやマウンド）やガス放出（コーン、ピット）を伴うことが多い。BdMに沿うコーンやピット、細長いマウンドは、構造的に制御された透水性を示している（図2および図3）。マウンド、ピット、活噴気孔の空間的配置は、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る（図4b）。これらは、カンピ・フレグレイとソンマ-ベスビオ火山地域、そしてナポリ湾に影響を与える断層系の優先走向である。特に、前者の構造は、カンピ・フレグレイ火口からの熱水放出の位置を制御している35。したがって、我々は次のように結論づけている。ナポリ湾の断層や破砕は、ガスが地表へ移動するための優先ルートとなっており、これは構造的に制御された他の熱水系にも共通する特徴である36,37。特に、BdM の円錐台やピットは必ずしもマウンドと関連しているわけではない (図 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、これらのマウンドが必ずしもピット形成の前兆を示すわけではないことを示唆している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支持するものである。
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、すなわち、主にCO2と、かなりの濃度の還元ガス（H2S、CH4、H2）および軽質炭化水素（特にベンゼンとプロピレン）を示しています38,39, 40, 41, 42, 43, 44, 45（表S1）。潜水艦の排出物には存在しないと予想される大気ガス（O2など）の存在は、ROVが海底から海に引き上げられて反乱を起こす際に、海水に溶解した空気がサンプリングに使用されるプラスチック製の箱に保管されたガスと接触して汚染されたため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、これらのガスの主な熱水起源と一致して、ほとんどのN2が大気外源から生成されたことを示唆しています。 BdMガスの熱水火山起源は、CO2およびHe含有量とそれらの同位体シグネチャーによって確認されています。炭素同位体（δ13C-CO2は-0.93％から+ 0.4％）とCO2 / 3He値（1.7×1010から4.1×1010）は、BdMサンプルがナポリ湾のマントル端メンバー周辺の噴気孔の混合トレンドに属していることを示唆しており、脱炭素化反応によって生成されたガスとの関係を示しています（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とソンマ・ヴェウシヴィウス火山からの流体とほぼ同じ位置で混合トレンド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島の噴気孔よりも地殻内にあります。ソンマ・ヴェウシヴィウスとカンピフレグレイは、3He / 4He値が高くなっています。 (R/Ra は 2.6 から 2.9) の方が BdM (R/Ra は 1.66 から 1.96、表 S1) よりも高い値を示しています。これは、放射性 He の追加と蓄積が、ソンマ-ベスビオ火山とカンピ フレグレイ火山に供給されたのと同じマグマ源に由来することを示唆しています。BdM の放出物中に検出可能な有機炭素分画がないことは、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。
上で報告されたデータと、海底ガスが豊富な地域に関連するドーム状構造の実験モデルの結果に基づくと、深部ガスの加圧が、数キロメートル規模の BdM ドームの形成の原因である可能性があります。BdM ドームに至る過剰圧力 Pdef を推定するために、薄板力学モデル33,34 を適用しました。このモデルでは、収集された地形データと地震データから、BdM ドームは、変形した軟質粘性堆積物よりも半径 a が大きい亜円形シートであると仮定しています。堆積物の垂直最大変位 w と厚さ h (補足図 S1)。Pdef は、全圧と岩石の静圧と水柱圧力の合計の差です。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最大 h は約 100 m です。次の関係から、Pdef 46Pdef = w 64 D/a4 を計算します。 Dは（E h3）/ [12（1 - ν2）]で与えられ、ここでEは堆積物のヤング率、νはポアソン比（約0.5）33です。BdM堆積物の機械的特性は測定できないため、E = 140 kPaに設定します。これは、BdM14,24に類似した沿岸砂質堆積物47の妥当な値です。シルト質粘土堆積物（300 < E < 350,000 kPa）33,34は、BDM堆積物が主に砂で構​​成され、シルトやシルト質粘土24ではないため、文献で報告されているより高いE値を考慮しません。Pdef = 0.3 Paが得られました。これは、ガスハイドレート盆地環境における海底隆起プロセスの推定と一致しており、Pdefは10-2から103 Paの範囲で変化し、値が低いほどw/aが低いことを表します。 BdMでは、堆積物の局所的なガス飽和による剛性の低下や、既存の亀裂の出現も破壊とそれに伴うガス放出に寄与し、観測された換気構造の形成を可能にしてい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、マウンド、褶曲、断層、堆積性切断（図7b、c）を形成したことを示しています。これは、14.8～12ka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じ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170m bsl48以上まで見られることを考えると、GSL内の流体の過圧は1,700 kPaを超えると推定されます。また、堆積物はMSに含まれる物質を洗浄する効果もあり、BdMで採取された重力コアに混沌とした堆積物が存在することを説明できます25。さらに、GSLの過剰圧力は複雑な断層系（図7bの多角形の断層）を形成します。全体として、この形態、構造、および地層の沈降は「パゴダ」49,50と呼ばれ、もともと古い氷河層の二次的影響に起因するものでしたが、現在では上昇ガス31,33または蒸発岩50の影響であると解釈されています。カンパニアの大陸縁では、少なくとも地殻の最上部3 km以内では蒸発堆積物が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、堆積物中のガス上昇によって制御されている可能性が高いです。この結論は、パゴダの透明な地震波相（図7）と、以前に報告された重力コアデータによって裏付けられています。報告24では、現在の砂がカンピ・フレグレイの「ポミチ・プリンシパリ」25と「ナポリ黄色凝灰岩」26とともに噴出している。さらに、PS堆積物は最上層のMS層を侵食し、変形させた（図7d）。この構造的配置は、パゴダが単なるガスパイプラインではなく、隆起した構造を表していることを示唆している。したがって、パゴダの形成は、主に2つのプロセスによって支配されている。a) ガスが下から流入すると、軟らかい堆積物の密度が減少する。 b) ガス堆積物の混合物が上昇し、これが褶曲、断層、破砕を引き起こして MS 堆積物が生じる原因であることが観測されています (図 7)。 同様の形成メカニズムが、サウススコシア海 (南極) のガスハイドレートに関連するパゴダでも提案されています。 BdM パゴダは丘陵地帯に集まって出現し、その垂直範囲は往復移動時間 (TWTT) で平均 70～100 m でした (図 7a)。 MS の起伏の存在と BdM 重力コアの地層学を考慮すると、パゴダ構造の形成年代は約 14～12 ka 未満であると推定されます。 さらに、これらの構造の成長は現在も活発で (図 7d)、一部のパゴダは上にある現在の BdM 砂を侵食して変形しています (図 7d)。
パゴダが現在の海底を横切らなかったことは、(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によって局所的な過圧プロセスが発生しないことを示している。ダイアピル理論モデル52によれば、横方向の流れは、下からの泥ガス混合物の供給速度とパゴダが上昇する速度との間に負のバランスを示している。供給速度の減少は、ガス供給の消失による混合物の密度の増加に関連している可能性がある。上記の結果と、浮力によって制御されるパゴダの上昇から、気柱の高さhgを推定することができる。浮力はΔP = hgg (ρw – ρg)で与えられ、gは重力（9.8 m/s2）、ρwとρgはそれぞれ水とガスの密度である。ΔPは、以前に計算されたPdefと堆積プレートの静水圧 Plith、すなわち ρsg h であり、ρs は堆積物の密度です。この場合、目的の浮力に必要な hg の値は、hg = (Pdef + Plith)/[g (ρw – ρg)] で与えられます。BdM では、Pdef = 0.3 Pa、h = 100 m (上記参照)、ρw = 1,030 kg/m3、ρs = 2,500 kg/m3 に設定し、ρw ≫ρg であるため ρg は無視できます。hg = 245 m となり、これは GSL の底部の深さを表す値です。ΔP は 2.4 MPa であり、これは BdM の海底を破壊して噴出孔を形成するため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追加によって変化したマントル源と一致しています (図 6)。BdM ドームとイスキア島、カンピ・フレグレ、ソマ・ベスビオなどの活火山の大まかな東西方向の配列、および放出されるガスの組成から、ナポリ火山地域全体の下のマントルから放出されるガスは混合されていることが示唆されます。ますます多くの地殻流体が西 (イスキア島) から東 (ソマ・ベスビオ島) へと移動しています (図 1b および 6)。
ナポリ港から数キロ離れたナポリ湾には、活発な脱ガス過程の影響を受け、仏塔や塚の配置によって生じた、幅25 km2のドーム状構造があると私たちは結論付けました。現在、BdMシグネチャは、非マグマ性乱流53が初期火山活動、すなわちマグマや熱流体の初期の放出に先行している可能性があることを示唆しています。現象の進展を分析し、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シグナルを検出するために、監視活動を実施する必要があります。
音響水柱プロファイル（2D）は、国立研究会議沿岸海洋環境研究所（IAMC）によって、R/V Urania（CNR）のSAFE_2014（2014年8月）航海中に取得されました。音響サンプリングは、科学ビーム分割エコーサウンダーSimrad EK60によって38 kHzで動作して実施されました。音響データは、平均速度約4 kmで記録されました。収集されたエコーサウンダーの画像は、流体排出を特定し、収集領域（水深74～180 m）内の位置を正確に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、深度、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」を使用して実施されました。 (GEItaliana) 2 台のカメラ (低解像度と高解像度) を搭載した ROV デバイス (遠隔操作車両)。
マルチビームデータの取得は、100 KHz Simrad EM710マルチビームソナーシステム（Kongsberg）を使用して実施しました。このシステムは、ビーム位置の誤差を1メートル未満に抑えるため、差動全地球測位システム（GPS）に接続されています。音響パルスの周波数は100 KHz、発射パルスの角度は150度、全開ビーム数は400です。取得中に音速プロファイルをリアルタイムで測定し、適用します。データは、航行および潮汐補正のための国際水路機関規格（https://www.iho.int/iho_pubs/standard/S-44_5E.pdf）に従って、PDS2000ソフトウェア（Reson-Thales）を使用して処理しました。偶発的な機器スパイクや低品質のビーム除外によるノイズ低減は、バンド編集およびデスパイクツールによって実施しました。連続音速検出は、マルチビームトランスデューサー付近に設置されたキールステーションによって行われ、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、適切なビームステアリングのためのリアルタイム音速。データセット全体は、およそ 440 km2 (深さ 0 ～ 1200 m) で構成されています。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の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 1a) は、イタリア地理軍事研究所によって 20 m のグリッド セル サイズで取得された地形データ (海抜 > 0 m) を使用して作成されました。
2007年と2014年の安全な海洋航海中に収集された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、約113平方キロメートルの領域をカバーし、両方ともR/V Uraniaで取得されました。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。取得ユニットは、ソースとレシーバーが配置されている2.5メートルのカタマランで構成されています。ソースシグネチャは、1〜10 kHzの周波数範囲で特徴付けられる単一の正のピークで構成され、25cm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）とインターフェイスされた1.4 KjマルチチップGeospark地震ソース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ソースを含むカタマランで構成されています。海底、理論上の垂直解像度は 30 cm です。Safe および Marsik の両デバイスは、船舶速度 < 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 ソフトウェアを使用して、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 というワークフローで処理され、表示されました。
海底の噴気孔からのガスは、上面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採取されました。この箱は、ROVによって逆さまに設置され、噴気孔の上に設置されました。箱に入った気泡が海水と完全に置き換わると、ROVは1メートルの深さに戻り、ダイバーは採取したガスをゴム製の隔膜を通して、テフロン製の活栓を備えた2つの60mLガラスフラスコに移し、1つには20mLの5N NaOH溶液（ゲーゲンバッハ型フラスコ）を入れました。主な酸性ガス種（CO2およびH2S）はアルカリ溶液に溶解され、低溶解性ガス種（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。無機の低溶解性ガスは、10メートルの長さの5A分子ふるいカラムと熱伝導率検出器（TCD）54.アルゴンとO2は、長さ30mの毛細管分子ふるいカラムとTCDを備えたサーモフォーカスガスクロマトグラフを使用して分析しました。メタンと軽質炭化水素は、長さ10mのステンレス鋼カラム（23% SP 1700でコーティングされたChromosorb PAW 80/100メッシュを充填）と炎イオン化検出器（FID）を備えた島津14Aガスクロマトグラフを使用して分析しました。液相は、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、イオンクロマトグラフィー（IC）（IC）（Wantong 761）の分析に使用されました。滴定、GC、およびIC分析の分析誤差は5%未満です。ガス混合物の標準的な抽出および精製手順の後、 13C/12C CO2（δ13C-CO2％およびV-PDBとして表記）は、Finningan Delta S質量分析計55,56を使用して分析されました。外部精度を推定するために使用された標準は、カラー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）であり、分析誤差および再現性はそれぞれ±0.05％および±0.1％でした。
δ15N（空気に対する％）値および40Ar/36Arは、Agilent 6890 Nガスクロマトグラフ（GC）とFinnigan Delta plusXP連続フロー質量分析計を組み合わせて測定しました。分析誤差は、δ15N±0.1％、36Ar<1％、40Ar<3％です。He同位体比（R/Raとして表され、Rはサンプルで測定された3He/4He、Raは大気中の同じ比：1.39×10−6）57は、INGV-Palermo（イタリア）の研究所で測定されました。3He、4He、および20Neは、HeとNeを分離した後、デュアルコレクター質量分析計（Helix SFT-GVI）58を使用して測定されました。分析誤差≤0.3％。HeおよびNeの典型的なブランクは<10-14およびそれぞれ<10-16モル。
この記事の引用方法: Passaro, S. et al.Seafloor uplift driven by a degassing process reveals budding volcanic activity along the coast.science.Rep. 6, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016).
アハロン、P.「現代および古代の海底炭化水素の湧出孔と噴出孔の地質学と生物学：入門」地理学海洋ライト誌.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。アメリカ地球物理学連合地球物理学モノグラフ 124、2001)。
フィッシャー、AT「熱水循環に対する地球物理学的制約」ハルバッハ、PE、タニクリフ、V.、ハイン、JR（編）29〜52（ダーラムワークショップ報告書、海洋熱水システムにおけるエネルギーと質量移動、ダーラム大学出版局、ベルリン（2003年））。
Coumou, D., Driesner, T. & Heinrich, C. 中央海嶺熱水系の構造とダイナミクス。Science 321, 1825–1828 (2008)。
Boswell, R. & Collett, TS Current views on gas hydrate resources.energy.and environment.science.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. 他「カディス湾深海炭酸塩泥丘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」地理学 3 月号、Wright.27、237–247 (2007)。
Moss, JL & Cartwright, J. ナミビア沖合キロメートル規模の流体排出パイプラインの3D地震学的表現。Basin Reservoir 22、481–501 (2010)。
Andresen, KJ 石油・ガスパイプラインシステムの流体流動特性：盆地の進化について何を教えてくれるか？March Geology.332, 89–108 (2012)
Ho, S.、Cartwright, JA、Imbert, P. アンゴラ沖コンゴ川下流域におけるガスフラックスと関連した新第三紀第四紀の流体排出構造の垂直進化。地質学誌332～334、40～55（2012年）。
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、社会党、Yes、bull.115、954–971 (2003)。
Patacca, E., Sartori, R. & Scandone, P. ティレニア盆地とアペニン弧：後期トトニアン以降の運動学的関係。Mem Soc Geol Ital 45、425–451 (1990)。
ミリアらカンパニア大陸縁辺部の地殻構造と地殻構造：火山活動との関係.mineral.gasoline.79, 33–47 (2003)
Piochi, M.、Bruno PP、De Astis G. リフトテクトニクスとマグマ隆起プロセスの相対的な役割：ナポリ火山地域（イタリア南部）の地球物理学的、構造的、地球化学的なデータからの推論。Gcubed、6（7）、1-25（2005）。
Dvorak, JJ & Mastrolorenzo, G. 南イタリアのカンピ・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。社会党。はい。仕様。263、pp. 1-47 (1991)。
Orsi, G. et al.カンピ・フレグレイ・クレーター（イタリア）における短期的な地盤変動と地震活動：人口密集地域における活動的な地盤回復の例.J. Volcano.geothermal.reservoir.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長期にわたる持続的な4D活動の熱水起源.J. Volcano.geothermal.reservoir.177, 1035–1044 (2008)。
Pappalardo, L. および Mastrolorenzo, G. シル状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事例研究。science.Rep. 2, 10.1038/srep00712 (2012)。
Walter, TR 他「InSAR 時系列、相関分析、時間相関モデリングにより、カンピ・フレグレイとベスビオ火山の結合の可能性が明らかに」。J. Volcano.geothermal.reservoir.280, 104–110 (2014)。
Milia, A. & Torrente, M. ティレニア地溝前半の構造と地層構造（イタリア、ナポリ湾）。Constructive Physics 315、297–314。
Sano, Y. & Marty, B. 島弧の火山灰ガス中の炭素源.Chemical Geology.119, 265–274 (1995).
ミリア、A. ドーーン峡谷の地層学：外側大陸棚（イタリア、ティレニア海東部縁辺）の海面低下と地殻隆起への反応。Geo-Marine Letters 20/2、101–108 (2000)。