海底熱流測量

測定海底熱流量的一種地球物理方法。從地球內部穿過地殼來到地表的熱量，稱為地熱流。在物理上將地球看成温度變化場，用每秒鐘通過單位面積的熱量來表示熱流量。它是向量，可以表示成

Q=KgradT

即熱流量Q為岩石的熱傳導率K和温度梯度gradT的乘積，其單位為微卡/(釐米2·秒)，簡寫成 HFU。1HFU=41.87毫瓦/米2。在地球表面，由於海陸有很大差異，在海洋地區和大陸地區，所使用的測量手段和方法也不同，從而有海底熱流測量和陸地熱流測量之分。深海底層水的温度不隨季節變化，所以在洋底測定熱流值，沒有必要穿透太深。而且海底沉積物的熱傳導率K可以看成是各向同性的，因此，上式可簡化為式中z為垂直深度。這樣,只要在海底表層不同深度上測定温度差,並取得海底沉積物樣品以測定熱傳導率K，就可以求得熱流量Q。

陸地熱流測量始於1939年，是由A.E.本菲爾德在南非大陸上所做的測定。而海底熱流測量則較晚,始於50年代初。1950年，A.馬克斯韋爾在3米長尖頭鋼管（直徑4.2釐米）的不同部位放置温度傳感器,上端附有耐壓容器放置記錄器作為探針測量дT/дz,並用採樣器取得海底沉積物樣品測定K。1954年,E.C.布拉德作成的海底温度梯度探針長3～5米，直徑2.5～4.0釐米，用熱電偶測量。1962年，R.傑勒德等設計出採樣器與温度梯度探針聯合在一起的熱流測定器，也稱為尤因型熱流測定器，使測量工作趨於簡便。海底熱流測量雖較陸地晚，但世界上的熱流測定數據中，來自大洋底的卻佔90%(1968)。這主要是由於海底熱流測量容易選擇測點，而測量時間也較短的緣故。

海底熱流值不僅與地球的熱活動有關，而且也是構造活動的一個指標。海底大地形是構造運動的直接反映，因此不同的海底地形單元有着不同的熱流值特徵。

①大洋的熱流量。在世界大洋地區熱流的平均值為1.64±1.11HFU。太平洋的平均熱流值(1.78±1.15HFU)高於大西洋(1.34±0.88HFU)和印度洋(1.54±1.18HFU)，這個情況説明太平洋的熱活動性和構造活動性強。

②大洋洋脊的熱流量。大洋中高熱流值區分佈於大洋洋脊附近。東太平洋洋脊的熱流平均值為2.26±1.71HFU,其脊軸兩側存在着兩個寬50～90公里的異常高熱流帶，其間被寬100～150公里的高熱流帶所隔開，再向外為低熱流帶。高熱流的大洋洋脊有淺源地震活動和條帶狀磁異常的存在。不伴有地震活動的海嶺如皇帝海嶺等處(熱流值為 1.15±0.32HFU)則沒有發現高熱流帶。大西洋中脊上有高於兩側盆地的熱流值。雷克雅內斯洋脊上有兩個熱流峯值，與脊峯上的中央裂谷兩側地形相對應，並有條帶狀磁異常伴生。印度洋洋脊的熱流值也高於平均值。

③海溝的熱流量。海溝地區的熱流值一般為低值(小於1HFU),例如秘魯-智利海溝、千島海溝、湯加-克馬德克海溝、新赫布里底海溝、日本海溝、琉球海溝、伊豆-小笠原海溝和馬裏亞納海溝等。 但在雅浦海溝和帛琉海溝卻觀測到高熱流值，而中美海溝和爪哇海溝則是既有高熱流值，又有低熱流值的混合型。阿留申海溝的中部呈低熱流值，而東部為高熱流值。因此,一般地説,低熱流值與俯衝帶直接有關，而高熱流值則受到新生代火山活動的影響。

④深海盆的熱流量。比各大洋的平均值低，太平洋為1.59±1.01HFU，大西洋為1.24±0.36HFU，印度洋為1.41±0.79HFU,其中以太平洋為高。深海盆自由空間重力異常近於零，幾乎沒有地震活動，與大洋洋脊和海溝相比屬於構造活動穩定的地區。

儘管已經取得相當數量的海底熱流資料，並以此為依據進行了深入的討論，但海底熱流測量的數據畢竟還不多，而且在一些具有重要構造意義的地區，如海溝地區(總共有39個測點)的測量也進行得很不夠。這是因為海溝形狀狹長，水深很大，對設備和技術的要求較高。隨着觀測和研究的深入，海底熱流量的設備和技術將會進一步完善，在提高測量質量的同時，將大量增加觀測的數量，特別是在一些有重要意義的地區。