海底地质沉积分析软件 -海底沉积地层

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一、洋底地形研究

洋中脊洋底地形的探测主要是利用卫星测高计和船载的多波束测深声呐获得。多波束测深声呐是一种有效的海底地形探测设备，安装在船底的声波发射器发出一定宽度(发射角度通常为110°)的多条声波波束，利用返回信号时间确定海底地形。多波束地形能比较精细地描绘出海底地形地貌的特征，其分辨率通常为几十米，取决于发射波束数量和水深 (陆俊和陈力平, 2007)。近底拖曳设备所装载的侧扫声呐 (如声学拖体、AUV等)则可以在离地数十米的高度获取地形数据，其分辨率可达数米。载人深潜器和水下自动潜器（ROV）则可获得更高分辨率的近底摄像资料。

由于洋中脊洋壳形成时间较短，且远离大陆，沉积物较薄 (通常<50m; Parnell-Turner et al., 2014)，多波束地形可以较好反映洋中脊构造特征。因此，基于多波束地形的坡度、曲率等空间参数、水系长度、方向、密度等特征的研究，可以用来分析洋中脊断裂分布特征与规律(Shaw, 1992)；为了消除火山地形的影响还可以通过过滤长波，从短波信息中提取更为准确的断层信息(Howell et al., 2016)。地形数据另一主要应用为识别洋中脊的火山地貌，利用不同尺度的地形数据可以获得不同规模的火山地貌特征(Sauter et al., 2013；Yeo et al., 2016)。

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某洋中脊的地理信息数据提取与处理实例

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通过滤波手段解释智利洋中脊的断层分布情况

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(Howell et al., 2016)

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多波束数据除了记录测深数据外，原始数据中的背散射数据还记录了海底底质反射强度，这些背散射数据对于区分海底底质类型，了解海底岩性特征具有重要意义。一般来说，海底松散沉积物表现为低的背散射值，而玄武岩等硬的固结底质则表现为较高的背散射值（尚久靖等，2013），无反射强度的阴影区代表着断裂分布（Yeo and Searle, 2013）。通过将多波束背散射图与地貌图叠合处理，可以获得洋中脊海底地质-地貌图。

  Kolbeinsey洋中脊多波束背散射图（a）及解释的断层和火山地貌（b）

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(Yeo et al., 2016)

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二、地球物理研究方法

（1）地震勘探

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地震勘探主要利用地震波在洋中脊岩石圈不同的波速结构研究刻画洋中脊的岩石圈结构，地震研究包括反射地震和折射地震，反射地震能够清晰刻画岩石圈各层次的边界，折射地震可以用以计算岩石圈各部位的波速结构，因此两种方法通常结合使用 (Turekian, 2010)。洋中脊地区的高精度地震勘探主要利用长期在深海海底工作的海底地震仪（OBS）记录人工震源（如气枪）产生的振动波信号及声学信号，数据采用自容保存方式。反射地震和折射地震数据可以有效地刻画洋中脊下各圈层的深度，揭示沿脊方向地壳厚度。

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宽角反射-折射地震揭示的西南印度洋中脊断桥热液区洋壳速度结构及厚度

(Niu et al., 2015)

层析地震成像技术通过P波和S波的时滞比，可以得到地下熔融物的形态等，Jian等（2017）在西南印度洋中脊利用该技术识别出了折射地震难以识别的低速体，首次在超慢速扩张洋中脊提出存在岩浆房。

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层析地震成像揭示西南印度洋中脊下存在异常低速体

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(Jian et al., 2017)

OBS和陆地上的地震台站还还能有效记录洋中脊处发生的天然地震，通过对不同的地震台站所接受到的地震初波进行处理分析，即可求出其震源机制解。震源机制解不仅可以识别断层性质，还可以揭示洋中脊区域的应力状态（Bohnenstiehl and Dziak, 2009）。由于大洋岩石圈主要的流变行为表现为弹性，软流圈以塑性为主，因此地震波作为弹性波只能在岩石圈中传播。通过收集大量的洋中脊小震震中深度数据，可以有效地刻画其岩石圈深度结构（Schlindwein and Schmid, 2016）。

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西南印度洋中脊西段震中深度揭示的岩石圈深度

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(Schlindwein and Schmid, 2016)

（2）重力勘探

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重力异常是地球深部密度不均一引起的，反应了不同密度界面起伏状态，大洋重力测量通常用于调查海底密度结构的变化。洋底研究使用的高分辨率重力数据通常为船载重力仪测量所得，重力数据经过多重改正后，可以反映不同层次的岩石圈密度结构特征。原始重力数据经过纬度和高度改正(至大地水准面)后获得自由空气重力异常，即：

ΔgFA=g测+g高+g纬

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由于地形是影响重力场的近场(主要)因素，自由空气重力异常主要反映地形起伏，因此其与高程图具有很大相似性。自由空气重力异常经过海水、地形、沉积物和地壳平板改正后，获得地幔布格重力异常（MBA），即：

ΔgMB=ΔgFA +g海水+g地形+g沉积物+g平板

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地幔布格重力异常是扣除地形起伏后的结果，反映莫霍面 (即地幔顶部)起伏的变化。由于地幔密度大约地壳，因此地幔布格重力异常通常与地壳厚度负相关。地幔布格重力异常扣除洋壳冷却因素后，获得剩余地幔布格重力异常（RMBA），即：

ΔgRMB=ΔgMB +g冷却

剩余地幔布格重力异常是去除了大洋岩石圈随年龄增加的冷却效应，平衡了洋中脊的重力不均衡效应，该重力数据处理可在更大尺度上反映大洋莫霍面的起伏状态(图4.5，Kuo andForsyth, 1988；Van Ark and Lin, 2004)。地幔布格重力异常（或剩余地幔布格重力异常）扣除地壳均衡部分后 (通常为Airy均衡)，获得均衡重力异常，即：

ΔgI=ΔgRMB +g均衡

在重力均衡假设条件下，均衡重力异常完全扣除了地壳及之上物质层的重力效应，反映地幔内部重力异常体的分布特征。

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西南印度洋中脊自由空气重力异常及反演的洋壳厚度图

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(刘持恒等, 2017)

垂直重力梯度（VGG）为重力位在垂直方向上的二次偏导数，相对于重力异常，能够更好地反映出洋底的密度变化和结构特征，该数据能有效地识别洋底短波长（2-12km）的线性构造。由于洋中脊处的正断层的垂直断距往往大于水平断距，所以垂直重力梯度对于刻画洋底断裂特别有效(Sandwell et al., 2014)。除此之外，被沉积物覆盖的断裂和停止活动的洋中脊在地形上很难识别，利用密度差异可以在重力异常和垂直重力异常中具有良好的显示（MacLeod et al., 2017）。

基于全球重力梯度解释的海底断裂分布图

（ Matthews et al., 2017）

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墨西哥湾垂直重力梯度图及解释的古洋中脊和大陆—大洋边界

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(Sandwell et al., 2014)

（3）地磁勘探

海洋磁力测量多采用宽间距路线测量和小范围面积测量两种，以查明磁异常的展布特征和磁性海山的磁场特征。磁力数据需经过测值校正、日变校正、船磁校正后使用。测值校正又称正常场校正，是地球均匀磁化球体引起的磁场和大陆异常。日变校正是根据地磁日变站或地磁台的日变曲线进行的校正。船磁校正(方位校正)是根据方位曲线进行的校正。经过上述校正所得到的磁异常值ΔT加以图示，可以用于定性或定量解释、估算磁性体的最小埋藏深度和视磁化率，进而揭示地壳的磁性结构和构造。

由于洋底岩石磁化方向不同所引起的呈条带状分布的磁异常，是大洋盆地中广泛存在的一种磁异常。它常沿大洋中脊轴的两侧对称分布，相互平行，正负相间。这种分布格局与陆上复杂的磁异常分布有着明显的不同。通过对比全球磁性年龄（Ogg, 2012）和船测高分辨率的磁异常可有效洋中脊离轴方向的大洋岩石年龄。

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西南印度洋中脊船测磁异常确定磁性年龄点及对应大洋岩石圈年龄

(Bernard et al., 2005)

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研究表现，大洋岩石圈对磁异常的贡献主要是玄武岩中的Fe和Ti离子，因此正的磁异常往往反映海底大量的喷出玄武岩层和火山构造（Tivey, 1996）。还有研究利用拟合具体Fe和Ti的氧化物含量与海底磁化强度的关系， 进而建立海底磁化强度与玄武岩其他主量元素的关系，极大提高了海底化探效率（张涛，2017）。

三、地质样品分析

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地质样品获取途径包括底质样品抓取、表层样品获取、浅层样品钻取、深层样品钻取和自治设备取样等。地质样品抓取主要通过电视抓斗完成，只能够获取洋底表面的岩石、沉积物等样品。表层样品获取设备包括箱式采样器、多管采样器、重力柱等，其基本原理是利用设备自身重力，下插入浅表层沉积物中获取样品，该方法可以获得相对连续的一段沉积物样品。浅层样品钻取主要利用中深钻，钻取上覆沉积物较少的基岩样品，其钻探深度可以达到数十米。

深层样品钻取通常利用大洋钻探船，国际上自1960年代开始曾开展深海钻探计划 (DSDP)、大洋钻探计划 (ODP)、综合大洋钻探计划 (IODP)等一系列大洋钻探活动 (刘志飞和拓守廷, 2007)，目前仍在使用的钻探船包括欧洲“特定任务平台”、日本“地球号”和美国“决心号”。大洋钻探深度可达数百米，目前最深的大洋科学钻井为ODP 504B钻孔，向海底钻进2111m。自治设备取样是利用载人潜器或水下自动机器人 (AUV)完成近底特定目标的样品采集。

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目前正在使用的IODP大洋钻探平台

（据IODP官网http://www.iodp.org）

地质样品分析主要包括电子薄片观察、电子探针分析、主量和微量元素成分分析、同位素组成分析等。电子探针X射线显微分析仪可对试样进行微小区域成分分析，可对分子量在B至U之间的大部分元素进行定性和定量分析。X射线荧光光谱仪可对样品进行主量元素成分测试，分子量在F和U之间的大部分元素都可分析，分析误差<1%。激光剥蚀-电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)可用于分析样品微量元素，分子量在F和U之间的大部分元素都可分析，是一种原位、快捷、检出限低、空间分辨率高的矿物化学分析技术。

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洋中脊玄武岩主量元素特征常用来指示地幔部分熔融程度，其变化可以反映洋中脊轴向地质特征的差异(Standish et al., 2008)。玄武岩玻璃中的Na含量对部分熔融程度比较敏感，常用来指示地幔岩浆部分熔融程度，在同一个岩浆体系中，Na含量越高，岩浆部分熔融程度越低(Meyzen et al., 2003)。在同一地幔源区范围内 (如同一个洋脊段中)，Mg#、Ca、Al等元素的相对含量也可以反映源区部分熔融程度，在同一个岩浆体系中，Mg#、Ca、Al越高，岩浆部分熔融程度越低。K/Ti可以用来区别玄武岩类型，K/Ti<0.15为NMORB，K/Ti>0.15为EMORB(Cushman et al., 2004)。对于特定的一洋中脊，其岩浆活动并不连续，被分割成若干洋脊段，这一点在超慢速扩张洋中脊尤为明显。超慢速扩张洋中脊由于整体缺乏岩浆房，在非岩浆段表现为较低的部分熔融程度和较高的结晶程度，玄武岩以高的Mg#、Al2O3、Na2O、K/Ti，低的FeO为特征，而在岩浆补给充足的火山区和岩浆段，玄武岩以低的Mg#、Al2O3、Na2O、K/Ti，高的FeO为特征。

西南印度洋中脊 10°-25°E段样品岩性及其地球化学特征分布图

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(Standish et al., 2008)

此外，洋中脊处地幔温度还可以用橄榄岩或者玄武岩中橄榄岩包体的Fe、Mg含量作为地质温度计，计算洋中脊下的地幔潜热（Dalton et al., 2014）。玄武岩中Sr-Nd-Hf-Pb同位素体系还可以有效地判断地幔源区的亏损与富集状态，进一步判定其部分熔融的程度和洋壳厚度（Meyzen et al., 2003; Yang et al., 2017）。

四、地球动力学数值模拟

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数值模拟是利用电子计算机，针对一定的地质地球物理模型，基于数学分析的某种数值化方法，通过数值计算和图像显示，达到对地质过程的模拟。洋中脊岩浆－构造过程的地球动力学数值模拟研究最早开始于上世纪九十年代初，主要是通过伸展的边界条件求解洋中脊的控制方程（连续性方程、动量守恒方程和热量守恒方程）(Mckenzie, 1984)。求解偏微分方程的数值方法包括：有限元法、有限差分法。

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有限元法(Finite Element Method)分析是用较简单的问题代替复杂问题后再求解。将求解域看成是由许多称为有限元的小的互连子域组成，对每一单元假定一个合适的(较简单的)近似解，然后推导求解这个域总的满足条件(如结构的平衡条件)，从而得到问题的解。这个解不是准确解，而是近似解，因为实际问题被较简单的问题所代替。基于有限元方法的软件包括ANSYS、ADINA、ABQUS等。

有限差分法(Finite Difference Methods)是把连续定解区域用有限个离散点构成的网格来代替，这些离散点称作网格节点，把连续定解区域上的连续变量的函数用在网格上定义的离散变量函数来近似，把原方程和定解条件中的微商用差商来近似，积分用积分和来近似，于是原微分方程和定解条件就近似地代之以代数方程组，即有限差分方程组，解此方程组就可以得到原问题在离散点上的近似解。然后再利用插值方法便可以从离散解得到定解问题在整个区域上的近似解。基于有限差分法的软件包括ITASCA公司生产的基于连续介质快速拉格朗日分析方法的FLAC、FLAC3D软件。

早期的模型主要通过有限元数值模拟反演获得了大洋中脊裂谷（axial valley）、洋脊高地（axial high）等地形(Morganand Chen, 1993)，但是这些模型忽略了局部的应力和断层的发育，Buck 等人通过有限差分数值模拟方法首次实现了在慢速洋中脊断层的发育(Buck and Poliakov, 1998)。他们随后的地球动力学模拟工作考虑了岩浆供给对断层发育的影响以及扩张过程中的热演化，从而成功实现了洋中脊各种类型断层的发育过程的模拟（Buck et al., 2005；Tucholke et al., 2008；Olive et al., 2010；Olive et al., 2015)。

岩浆补给对洋中脊地形、断裂发育的影响

(Buck. et al., 2005)

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苏黎世理工Taras Gerya课题组将有限差分元计算方法和marker-in-cell技术与多物理场求解器进行综合，使其适应较大粘度比和粘塑性大应变定位问题，在洋中脊扩张与跃迁、转换断层动力学过程、板块扩张的初始热结构中得到广泛应用(Gerya and Yuen, 2007；Gerya, 2010；Gerya,2012；Gerya, 2013)。

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转换断层生长过程模拟(Gerya, 2010)

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（参考文献略）

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