海底热流测量

测定海底热流量的地球物理方法

海底热流测量是测定海底热流量的一种地球物理方法，陆地热流测量始于1939年，是由A.E.本菲尔德在南非大陆上所做的测定。而海底热流测量则较晚，始于50年代初。

测量介绍

测定海底热流量的一种地球物理方法。从地球内部穿过地壳来到地表的热量，称为地热流。在物理上将地球看成温度变化场，用每秒钟通过单位面积的热量来表示热流量。它是向量，可以表示成

Q=KgradT

即热流量Q为岩石的热传导率K和温度梯度gradT的乘积，其单位为微卡/(厘米2·秒)，简写成 HFU。1HFU=41.87毫瓦/米2。在地球表面，由于海陆有很大差异，在海洋地区和大陆地区，所使用的测量手段和方法也不同，从而有海底热流测量和陆地热流测量之分。深海底层水的温度不随季节变化，所以在洋底测定热流值，没有必要穿透太深。而且海底沉积物的热传导率K可以看成是各向同性的，因此，上式可简化为式中z为垂直深度。这样,只要在海底表层不同深度上测定温度差,并取得海底沉积物样品以测定热传导率K，就可以求得热流量Q。

研究简史

陆地热流测量始于1939年，是由A.E.本菲尔德在南非大陆上所做的测定。而海底热流测量则较晚,始于50年代初。1950年，A.马克斯韦尔在3米长尖头钢管（直径4.2厘米）的不同部位放置温度传感器,上端附有耐压容器放置记录器作为探针测量дT/дz,并用采样器取得海底沉积物样品测定K。1954年,E.C.布拉德作成的海底温度梯度探针长3～5米，直径2.5～4.0厘米，用热电偶测量。1962年，R.杰勒德等设计出采样器与温度梯度探针联合在一起的热流测定器，也称为尤因型热流测定器，使测量工作趋于简便。海底热流测量虽较陆地晚，但世界上的热流测定数据中，来自大洋底的却占90%(1968)。这主要是由于海底热流测量容易选择测点，而测量时间也较短的缘故。

分布特征

海底热流值不仅与地球的热活动有关，而且也是构造活动的一个指标。海底大地形是构造运动的直接反映，因此不同的海底地形单元有着不同的热流值特征。

①大洋的热流量。在世界大洋地区热流的平均值为1.64±1.11HFU。太平洋的平均热流值(1.78±1.15HFU)高于大西洋(1.34±0.88HFU)和印度洋(1.54±1.18HFU)，这个情况说明太平洋的热活动性和构造活动性强。

②大洋洋脊的热流量。大洋中高热流值区分布于大洋洋脊附近。东太平洋洋脊的热流平均值为2.26±1.71HFU,其脊轴两侧存在着两个宽50～90公里的异常高热流带，其间被宽100～150公里的高热流带所隔开，再向外为低热流带。高热流的大洋洋脊有浅源地震活动和条带状磁异常的存在。不伴有地震活动的海岭如皇帝海岭等处(热流值为 1.15±0.32HFU)则没有发现高热流带。大西洋中脊上有高于两侧盆地的热流值。雷克雅内斯洋脊上有两个热流峰值，与脊峰上的中央裂谷两侧地形相对应，并有条带状磁异常伴生。印度洋洋脊的热流值也高于平均值。

③海沟的热流量。海沟地区的热流值一般为低值(小于1HFU),例如秘鲁-智利海沟、千岛海沟、汤加-克马德克海沟、新赫布里底海沟、日本海沟、琉球海沟、伊豆-小笠原海沟和马里亚纳海沟等。但在雅浦海沟和帛琉海沟却观测到高热流值，而中美海沟和爪哇海沟则是既有高热流值，又有低热流值的混合型。阿留申海沟的中部呈低热流值，而东部为高热流值。因此,一般地说,低热流值与俯冲带直接有关，而高热流值则受到新生代火山活动的影响。

④深海盆的热流量。比各大洋的平均值低，太平洋为1.59±1.01HFU，大西洋为1.24±0.36HFU，印度洋为1.41±0.79HFU,其中以太平洋为高。深海盆自由空间重力异常近于零，几乎没有地震活动，与大洋洋脊和海沟相比属于构造活动稳定的地区。

展望

尽管已经取得相当数量的海底热流资料，并以此为依据进行了深入的讨论，但海底热流测量的数据毕竟还不多，而且在一些具有重要构造意义的地区，如海沟地区(总共有39个测点)的测量也进行得很不够。这是因为海沟形状狭长，水深很大，对设备和技术的要求较高。随着观测和研究的深入，海底热流量的设备和技术将会进一步完善，在提高测量质量的同时，将大量增加观测的数量，特别是在一些有重要意义的地区。

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