海底构造
地球物理研究方法（1）
胡经国（yuanzi16）
本文全文目录
一、多波束深水调查
㈠、概述
1、海洋探测技术
2、多波束测深系统
3、中国海洋多波束测深
㈡、多波束水深探测原理
1、用声音确定海底地貌
2、多波束探测原理
㈢、应用实例
1、多波束勘测技术在构造地质研究中的应用
2、南海东部海盆的晚期
3、南海东部马尼拉海沟海底
4、东海冲绳海槽的扩张特征
5、在近海工程中的应用
二、地震探测
㈠、概述
1、海上地震勘探
2、地震波的传播
3、地震波的描述
㈡、海洋地震勘探基本原理
1、反射地震波的运动学
2、滤波和反褶积
3、地震偏移
4折射地震勘探
㈢、海上地震数据的采集
1、海上反射地震波的激发和接收
2、海上地震数据的记录和显示
3、海上地震反射波数据处理和解释
三、重磁测量
㈠、概述
1、海上重磁勘探
2、海上重磁勘探未来发展
㈡、重磁测量原理
1、重力法原理
2、磁法测量原理
四、地热测量
㈠、概述
1、地热学中的常用物理量
2、地热学研究方法
3、地球的热状态
㈡、大地热流密度与岩石热传导理论
1、大地热流密度
2、岩石热传导基本理论
3、热传导方程的基本解法
4、岩体中的热传导问题
5、热应变与热应力
㈢、海洋地热研究实例
1、海底构造热演化计算实例——海底水温变化
2、海底构造热演化计算实例——海底热流测量
3、海底构造热演化计算实例——海底沉积与剥蚀
4、海底构造热演化计算实例——海底沉积物生热
5、海底构造热演化计算实例——海底地形与热流
6、海底构造热演化计算实例——冷却海底模型
7、海底构造热演化计算实例——海底热对流
8、海底构造热演化计算实例——盆地拉张的热流
9、海底构造热演化计算实例——边缘海油气构造
10、海底构造热演化计算实例——南海构造热演化
《南海及邻区岩石圈构造热演化》（张健）
11、海底构造热演化计算实例——东亚陆缘带构造扩张的热模拟
12、海底构造热演化计算实例——洋壳俯冲与埃达克岩生成的热模拟
五、其它海底构造观测技术
㈠、概述
㈡、考察船
㈢、潜水器
㈣、钻探船
㈤、打捞船
㈥、浮标和固定平台
1、漂浮和固定平台
2、浮动仪器平台
3、锚定浮标系统
下面是正文
一、多波束水深调查
㈠、概述
1、海洋测深技术
海底地形地貌——海洋地球物理测量的基本框架。许多地球物理调查研究关注的主要是海底地形形态、地貌结构、起源和演化。
利用回声探测仪、多波束回声探测仪、旁侧声呐测量水深探测海底地形地貌，利用地震、重力、磁力及地热等探测海底各种地球物理特征、地质构造和矿产资源，是目前可以利用的主要海洋地球物理调查技术手段。
最早对海底地形进行的测量，是18世纪的水文测量和19世纪的海洋探险中的重锤单点水深测量。1855年，M.F.Maury测量得道的北大西洋水深图。
虽然当时测量的深度点很少，但是已能清楚地揭示出毗邻大陆的浅台地、通往深海的陡坡、中大西洋的较浅区域。
水深测量是一项基本的海洋地球物理学测量。对于海洋地球物理调查，高精度海底地形图非常重要，尤其是当勘探重点是针对局部地区的精细研究时，详细水深图对特殊地形要素的显示，其重要性就变得尤为突出。
声学方法是海底地形测量的基本方法。早在19世纪早期，人们就已经认识到，通过测定海底反射声波的传播时间，便可以得到水深值。但是，直到20世纪20年代，声学测量才取代了传统的铅锤测量方法，成为常规测深手段。
目前，声学测深方法迅速，揭示出了许多新的地形形态，小到几米大到几公里的微观形态都能清晰地反映出来。声学测深方法已从简单的波束回声测深法、旁侧声呐法，发展到多波束测深系统。
20世纪30年代，回声测深仪问世，替代了传统的测深绳，使海洋测深技术发生了根本变革。
20世纪60年代，由于单波束测深仪的测深精度和分辨率进一步提高，改善了海底地形测量技术。
20世纪70年代，出现了多波束测深系统，并开始广泛应用于海洋探测之中。
2、多波束测深系统
20世纪70年代，在回声测深技术的基础上，发展了多波束测深技术。80-90年代，研制出浅、中、深多波束测深系统。多波束测深系统采用条带式测量方法，可对海底进行全覆盖扫描测量，精确测得海底地形地貌。
优点：与单波束回声测深仪相比，多波束测深系统具有测量范围大、速度快、精度和效率高、记录数字化和实时自动绘图等优点。
多波束测深系统发展简史（略）
传统的单波束回声测深仪，沿测量船所经过的航线，连续测量海底信号。这种方法只能侧得测量船正下方的水深，获取的数据少，同时在分辨率方面无法满足高精度海底地形测量的要求。
多波束测深系统，采用条带式测量方式，全覆盖、高精度地对海底地形进行测量。通过向测量船航向的垂直方向发射多个俯仰角不同的声波束，波束个数为16～150个不等。然后，数据采集系统记录各个波束的回波信号，计算各条侧线的水深，可精确反映海底微地形。
多波束测深系统，具有测量范围大、速度快、精度和效率高、记录数字化和实时自动绘图等优点，把测深技术从点、线，扩展到面，并进一步发展到立体测量和自动成图。
3、中国海洋多波束测深
中国海域辽阔，是发展中的海洋国家。中国海域面积大约为300万平方公里，有着丰富的海洋资源。为了实现从海洋大国跨入海洋强国的目标，“863”计划在海洋技术领域分别设置了海洋监测技术、海洋生物技术和海洋探查与资源开发技术三个主题，为中国的海洋开发、海洋利用和海洋保护提供先进的技术和手段。
以具有20世纪90年代海洋探测国际先进水平的“海洋地形地貌与地质构造探测系统”，对海底地形地貌全覆盖高精度探测，高精度地再现了中国300万平方公里海域的地形地貌与海底地质构造。
“海洋地形地貌与地质构造探测技术”，以多波束系统全覆盖高精度探测技术为重点，形成海底地形地貌控测技术、侧扫视像技术、高精度导航定位技术等的集成系列，带动海洋地学研究整体上达到国际先进水平。
通过典型海域的技术试验，形成了一整套最优化的探测、成图和智能解释技术集成，为区域海洋地质调查提供技术支撑。先后研制开发了海域地形地貌全覆盖高精度探测技术系统，结束了中国无中、大比例尺海底地质调查能力的历史。开发完成了多波束探测系统、深拖侧扫视像系统和差分GPS导航定位系统，并配套完善了多波束探测系统的后处理系统。中国已具备作用距离800公里，实时动态定位精度优于10米，可完成1∶10万～1∶100万任意比例尺的高精度海底地形地貌图和三维立体图的技术能力。
㈡、多波束水深探测原理
1、用声音确定海底地貌
⑴、水深测量（SoundingMeasrement）
20世纪60年代，水深测量的主要方式是水沱。70年代后期，主要以测深仪为主。80年代中期，引进多波束测深仪。进入90年代以来，实现水深测量自动化。多波束扫测仪是在回升测深仪的基础上发展起来的。它将传统的测深技术从点、线发展到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。
⑵、声学发展概况
早在1490年，达芬奇就曾经尝试过利用插入水中的长管子来测听远处的航船。1827年，瑞士物理学家D.Colladon法国科学家C.Strum合作，在日内瓦湖测量了水中的声速。这是水声的第一次测量。第二次世界大战开始，普遍使用利用声学原理制造的声呐探测水下目标。20世纪80年代，科学家利用声学技术发明了多波束海底探测技术等。
⑶、声波在水中的传播
我们生活在不同物理性质的场中。听的是声波，看的是光波，收音机和电视接收的是电磁波。声波是在弹性介质中传播的弹性波。水、空气和固体都是弹性介质，都可以传播声波。声波在水中的传播速度为1500m/s，在空气中约为340m/s。二者相差约4倍。
声波是唯一能在海洋中远距离传播的物理场。电磁波和强激光穿透海水不超过1公里，而声波在浅海中可传播数十公里，在大洋中可传播上万公里。
在海水中传播的脉冲电磁辐射也可以测量水深。但是，由于其本身衰减较大，只能用于浅水测量，在几厘米内其信号就被噪音掩盖了。
而从水下发射器发射的声波，尽管其功率小于1kW，但是即使传播几千米后，其信号仍然可以检测到。
声波在海水中的传播速度与海水温度、压力有关。在海洋的不同深度，温度、压力变化，声速在垂向上表现出一定的变化规律。
在垂直方向上，大致可划分出4个声速变化层：
层1：为表面层，一般水体厚度不大，表现为等温的混合层，声速基本保持不变。该层对声波具有通道作用。
层2：为季节跃变层（又叫做温跃层），该层厚度比层1加大，温度随深度急剧变化，表现为负的温度梯度和声速梯度，此梯度随季节而异。
层3：为主跃变层（又叫做渐变层），该层厚度进一步加大，声速梯度仍为负值，但是变化较小。它受季节变化的影响很微弱。
层4：为深海等温层（又叫做均匀层），该层一直延伸到海底，声速梯度在该层变为正值，温度几乎不变，声速主要受压力的影响，随深度增加声速也逐渐增大。
层1和层2之间界限比较明显，层2与层3和层3与层4之间无截然的分界线，通常为渐变过程。
声波在海水中的传播速度，与海水温度、压力有关。浅部受温度控制，深部受压力控制。
大西洋某处海水声速剖面，其最低值在800m/s左右。
⑷、声学探测
利用声学换能器产生并向海底发射声波，通过记录和分析回升信号，做出对目标的判断，指示出目标的距离、方位、运动速度以及某些物理性质。
由于其功率、频率和波束角等特性比较容易控制，因而可以满足不同的探测要求。又由于声波容易产生，因而可以连续、高效地进行海底探测。对于海底地貌，通过观测记录和分析海底沉积物对声波的不同反映了解沉积物的地质属性。
声波方法在海底探测方面有着诸多的优点，从而得以快速发展。
⑸、回升测深技术
在回声测深中，从船上发出的信号或者脉冲穿过海水而到达海底，由海底反射又传播回来，到达发射船。（图略）
精确测量信号来回所花的时间，并作必要的修正，考虑水中声速的变化，就可以算出深度。
换句话说，水深等于传播时间的一半（T/2）（因为整个传播时间实际上是来回的时间）乘上水中声速（V），即：Depth=V（T/2）。
⑹、单波束回声测深仪
传统的单波束回声测深仪记录的是声脉冲从固定在船上或拖曳的传感器到海底的双程旅行时间。对传感器进行深度校正后，测点水深便是双程旅行时间T和垂直声波速度平均值V的乘积的一半。
这种测量需要一个前沿陡峭的发射脉冲、精确的海底反射计时和精密的速度值。声脉冲在海水柱中平均垂直传播速度约为1500m/s。但是，这个速度值是因地而异的。它会随着海水中温度、压力和盐度的变化而变化。当声脉冲近于垂线传播时，可忽略折射的影响。
海水中任何一点的声速，均可投放声波速度计，通过记录高频脉冲在相隔几厘米的换能器之间的传播旅行时间获得。由于海水浅层的季节性变化、表层以下等温层的长期移动以及补给水的影响，因而声速就有所变化。这些会导致声速计算发生偏差。
回声测深仪是通过触发信号，利用压电换能器和磁致伸缩换能器输出脉冲信号的。（图略）
由于输出脉冲信号频率要求大于10kHz，因而通常使用锆钛酸铅钡及其它相似材料来制造压电换能器。换能器直接安装在船上或拖曳在船尾。
换能器信号的主瓣一般呈锥状，其半开角范围为1°～40°。它是控制回声系统分辨率的重要因素。
现代回声测深仪能够得出永久的回声图象记录。这种记录给海洋学家以海底特征的很好的直观形象。
海底回声测深记录告诉我们，海底的轮廓跟陆地一样是不规则的。
⑺、回声测深记录解释需注意的几个问题
①、向外传播声束的形状
它是粗的圆锥体。当声束射达海底时，在海底涉及相当大的圆面积。
最先反射回来的回声，是从离船最近的一点反射回来的。当有水下海沟和山峰时，回声可能不是来自船的正下方，而可能被海沟或山峰干扰。因此，不容易精确地发现海底小地形的变化，也不能确定这个变化是否就在船的下方。
②、比例尺的放大
海面船舶以10或12节的速度航行，这就是记录的水平比例尺。表示深度记录的垂直比例尺，通常以百英尺为单位，一般比水平比例尺小，常常加以放大，即：水平比例尺以千英尺计算，垂直比例尺以百英尺计算。若以相同比例尺作图，则很难识别海底地形的细节。
③、声音在水中的实际速度
声速随着温度、盐度和深度的增加而变化。因此，当要做非常精确的水深测量时，必须了解这些参数，进行修正。
④、海洋调查船
通常在海上，用船上的回声设备，在一个海区航行多次，才可以得到海底的模型深度图。
⑻、深处的反射
①、在一定条件下，可用回声测深得到海底以下沉积层的资料。这时，信号也是从海底以下深处反射，得到的回声测深记录能给出海底以下最上层几十米的剖面。
②、应用更大的声能量，用类似的海洋地球物理仪器，可以得到海底以下2公里甚至更深处的反射。
⑼、条幅式测深
我们对海底地形的了解，主要依赖于普通的回声测深仪。但是，自它问世以来，许多大洋海域仍然只覆盖有极稀疏的测深线，而且测深线距离往往从几十公里到上百公里不等。所以，我们对海底地形知之甚少，甚至还不如对火星地形的了解。
若要在局部海域获取三维海底地形信息，则利用回声测深仪密集测线就可以实现。但是，密集测线的详查，需要相当昂贵的船舶，即使测线网格布设得很好，也会因为导航定位的不确定性和测线之间崎岖起伏地形的不确定性，导致在用实测资料绘制地形图时出现问题。为了获得更详细的海底地形资料，目前已开发出几种既能描绘船正下方的海底地形，也能获得船两侧海底地形的声学系统，即：
①、旁侧声呐（能绘出船侧目标体反射回来的声波图像）；
②、多波束条幅回声测深仪（能绘出船航迹外侧区域的水深等值线图）；
③、组合式条幅成图系统（组合旁侧声呐和条幅测深系统）。
⑽、旁侧声呐
旁侧声呐是在二战时期为探测潜艇而设计的ASDIC系统的基础上发展起来的。它是一种主动式声呐，从旁侧换能器中发出声波，再根据回声信号探测水下目标体。20世纪50年代，英国国家海洋研究所，使旁侧声呐在海洋地球物理和地质学领域取得了长足的发展。
旁侧声呐的结构与传统回声测深仪的锥形发射形状不同。旁侧声呐的艏艉向的主声呐束是窄的（约1°～2°），横向是宽的（约20°～40°）。这样，可以通过测瓣记录船附近区域的反射能量。
换能器包括一组压电元件的线阵组成。其工作频率在9～500kHz之间。磁致伸缩换能器通常只发射低频率信号。先发射一短脉冲，继而接收来自船正下方的海底回波，和从海底到船侧的反向散射波，及镜面反射信号。脉冲长度根据所需的声学分辨力和测程，可在几十毫秒到几百毫秒之间变化。
2、多波束探测原理
海水声速是多波束测深系统进行水深测量的基本参数。
单波束测深仪一般采用较宽的发射波束垂直向海底发射，声波传播路径不会发生弯曲，来回路径段，能量衰减很小；通过对回声信号幅度的检测确定信号往返传播的时间，再根据声波在水介质中的平均传播速度计算测量水深。
在多波束系统中，换能器配置有一个或多个换能器单元的阵列，通过控制不同单元的相位，形成多个具有不同指向角波束，通常指发射一个波束，而在接收时形成多个波束。
⑴、多波束测深
除了换能器底波束以外，外缘波束随着入射角的增加，波束倾斜穿过水层会发生折射，因此必须精确测量区域水柱的声速剖面和波束在发射与接收时船的姿态和船的航向。
多波束系统以一定的频率发射沿航迹方向窄而垂直航迹方向宽的波束。多个接收波束横跨与船龙骨垂直的发射扇区；接收波束垂直航迹方向窄，而沿航迹方向的波束宽度取决于使用的纵摇稳定方法。
单个发射波束和接收波束的交叉区域称为足印（Footprint）。
一个发射和接收循环称为一个声脉冲（Ping）
一个声脉冲获得的所有足印的覆盖宽度称为一个测幅（Swath）。
测幅在给定水深下对海底的覆盖宽度是噪声水平和海底反向散射强度的函数。
⑵、基本术语
波束入射角：波束立体角对称轴与垂线之间的夹角。
波束掠射角：波束立体角对称轴与其在投射界面上的正投影之间的夹角。
波束角或波束宽度：一个波束在空间上的立体角。它由波束纵向发射开角和波束横向接收开角组成。
足印：一个波束在海底照射的面积，即波束立体角与海底面的交切面。
波束间角或波束间距：两个相邻波束立体角对称轴之间的夹角。
射程：波束从换能器到海底投射点之间的实际旅行距离。
扇区开角或扇区宽度：一个完整扫海所形成的两侧最外缘波束所组成的扇形区夹角。
扇区扫描：完成一个完整扇区扫海的脉冲发射过程。一个扇区扫描可由几个亚扇区扫描组成。
更新率：单位时间内完成扇区扫描的次数。
测深横断面：一次扇区扫描所形成的换能器下方垂直航向的一系列波束测点组成的海底水深剖面。
覆盖率：多波束测深剖面的宽度与水深的比值。覆盖率与扇区开角大小及航向与航迹夹角有关。
⑶、多波束系统的组成
多波束测深系统是一种多传感器的复杂组合系统。它形成了新的海底地形控测技术框架，在波束发射接收方式、海底信号探测技术、射线几何学、勘测方法、系统构成、误差来源和数据处理成图等方面，形成了县棉的特点。
⑷、多波束参考坐标系和测点归位
波束到达角从船只参考系转化为垂直参考系。
用到达角和旅行时计算波束测点的测向中心距离X和换能器以下的水深。
用船位、航向将测向中心距离转化为大地参考坐标系统下的平面坐标。
用船只升降、换能器吃水和实时潮位将换能器下水深转化为参考基准面下水深。
⑸、多波束测深的校正和改正
参数校正是指多波束系统为了消除系统内部的固有误差而引入的误差校正的基本方法：
——换能器横摇偏差校正、换能器纵摇偏差校正、电罗经偏差校正和导航延迟偏差校正。
数据改正是指在多波束测深过程中，因外部影响因素的变化所引入的误差改正的基本方法：
——潮位（参考基准面）改正、换能器吃水改正和水介质声速剖面改正。
⑹、多波束测量注意问题
①、在测量过程中，必须保证各项校正和改正的精度，而声速改正使各项校改正中最难以控制的因素。
②、在陆缘深水区，声速时空变化相对较小，常呈递减声速结构，测线可沿海流或地形走向布置。
③、陆架浅水区的主要特点是海洋锋引起的声速跃层结构的影响，必须研究测区海洋锋空间展布和变化规律，测线沿平行海洋锋展布方向布设。
④、河口淡水区是径流淡水与海水频繁交换、混合的复杂水区，最大特点是声速结构时空变化剧烈，浅跃层声速结构是该区的典型情况。
㈢、应用实例
1、多波束勘测技术在构造地貌研究中的应用
⑴、东海沉船精度对比图
⑵、南海东部海区
⑶、东海EA04区块海底峡谷和槽中槽
⑷、正在活动的海底火山
2、南海东部海盆的晚期
⑴、主要认识
32～17Ma
海底扩张
南沙陆块与北部陆缘的分裂，共扼大陆边缘
海底扩张已被停止
停止后火山活动主要集中在扩张中心北部
海盆张裂特征与扩张方式？
马尼拉海沟俯冲模式？
⑵、南海多波束水深调查
⑶、南海东部海盆中央区多波束假想光源图
地貌特点：
存在多组构造方向不同、可连续追踪的NE向和NW向线性构造地貌；为断隆、断陷、断崖和断槽形式；
NE向线性构造中央密集区向两端消失；东侧隆起区，西侧断陷区。
⑷、南海东部海盆中央区地形坡度假想光源图
坡度特征：
NE向线性陡坡具有5～10°坡度，近中脊区达10～15°。
海山链南侧NE向线性陡坡达25～30°；海沟和海山周边坡度最大。
⑸、南海东部海盆线性构造方位统计
⑹、南海东部海盆中央区多波束线性构造图
NE向线性线性构造：
三组线性构造带，分布于海山链两侧，带宽50～60公里；
中央构造带，NE55～65°
第二构造带，NE75～78°
第三构造带，NE64°。
在扩张期内，线性构造走向连续变化，扩张期之间线性构造走向具有3～5°跃变，反映扩张方向存在渐变和突变的演化特点，对应三期扩张。
⑺、南海东部海盆中央区磁异常条带与断裂之间的关系
区内磁异常条带受F5、F7、F8右行平移分为3～4个段；大型海山主要分布于北侧6c～5d之间；
6c～6a对应第三线性构造带；
6a～5e对应第二线性构造带；
5e～5d（5c）对应中央线性构造带；
构造地貌走向与磁异常条带走向相同或小约5°（更偏北）。
⑻、海盆扩张速率三剖面对比
扩张速率在21Ma（6a）前后存在增速事件，从30.54～42.88km/Ma。重要构造地质事件对应扩张特征的变化；南侧扩张速率大于北侧，呈不对称扩张（中国科学，2002）
3、南海东部马尼拉海沟海底
⑴、多波束海底地形
下构造带是活动的增生构造，中构造带由一系列大型构造岩片组成，正在强烈隆升的挤压构造带；上构造带主要由一系列叠瓦状构造带组成，差异性断陷活动。
海山挤入造成变形前缘后退了8～10公里，形成了大量垂直于主压应力的NE35°走向的褶皱和逆冲断层，横切增生构造带的断裂和海底峡谷走向为NE55°。
菲律宾海板块以70km/my呈NW55°方向与欧亚板块汇聚（Seno，1993）。
沿马尼拉海沟分布的海沟充填沉积物形成时代为上新世。北、西吕宋海槽地不存在中新世沉积。
⑵、在浅部根据地震剖面俯冲板块拆离面
增生楔截面积总体存在从北向南逐渐减小的趋势，挤入海山（剖面4，略）对应一局部约3%的相对亏损，而在（剖面5，略）达到最大。中美洲哥斯达黎加－尼加拉瓜俯冲带约38%。说明，海山挤入和俯冲对增生楔来说，并没有产生增生作用。少量物质亏损，可能是由于本区挤入构造前方隆起区的差异侵蚀引起的。
4、东海冲绳海槽的扩张特征
⑴、地震层析成像剖面和海槽热液活动
冲绳海槽是一个年轻的弧后扩张盆地。该海槽活动于晚中新世，主要断裂期被认为自2Ma（上新世晚期）以来。在张裂的同时，台湾和琉球岛弧发生强烈的隆升。
冲绳海槽是研究弧后扩张的典型地区，具有复杂的地球动力学特征。
在0～50公里深度，贝尼奥夫带平缓发展；在50公里深度左右，贝尼奥夫带发生了明显的弯曲，俯冲角明显变陡。在50公里深度以下，贝尼奥夫带以约52～56°向西北方向俯冲，最南端的GH剖面和最北端的IJ剖面的贝尼奥夫带较陡。
⑵、东海沟弧盆系统、海槽构造地貌特征
5、在近海工程中的应用
⑴、在海缆路由调查中的应用
欧亚光缆陆游调查（1997年）是中国首次在海洋工程中应用多波束测深技术。该图（略）是调查中利用SimradEM950多波束测深系统测得的海底地形图。图中蓝线为计划路由。但是，实际勘查表明，原计划路由区存在一条深海沟，不适宜海底光缆的铺设。所以，改为黄线作为实际路由。
⑵、在考古调查中的应用
为了探测水下古城——狮城的确切位置、建筑物线状和地形地貌，2002年7月，利用SimradEM3000多波束测深系统，对水下古城所在湖域进行了为期一周的外业调查，获得了古城的三维影像图。从图中可以看出，古城墙、街道和建筑物都有清晰的显示，为古城的开发、研究和保护提供了基础资料和数据。2018年5月5日编写于重庆
2018年5月23日修改于重庆
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