海底热流长期观测系统研制进展

杨小秋，曾信，石红才，于传海，施小斌，郭兴伟，王迎春，任自强，邵佳，许鹤华，卫小冬，陈顺，赵鹏, 庞忠和

1 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室，南海海洋研究所，南海生态环境工程创新研究院，广州 511458 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)，广州 511458 3 广东海洋大学，陆架及深远海气候、资源与环境广东省高等学校重点实验室，广东湛江 524088 4 中国地质调查局青岛海洋地质研究所，山东青岛 266071 5 成都理工大学能源学院，成都 610059 6 长江三峡勘测研究院有限公司(武汉), 武汉 430074 7 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029 8 自然资源部海底科学重点实验室，自然资源部第二海洋研究所，杭州 310012 9 中山大学大气科学学院海洋科学考察中心, 广东珠海 519082

0 引言

大地热流(terrestrial heat flow)，系指地球内热以传导方式传至地表后向太空散失热量的速率，携带着地球内部各种物理-化学-地质-生物作用及过程中能量平衡的宝贵信息，是一个表征地球热演化和热状态综合性的重要参数，为我们“窥视”地球内热提供了一个直接、有效的窗口，也为研究岩石圈热结构、热演化及地球热量收支等基础问题提供了关键约束(汪集暘等, 2015).

全球大地热流观测(包括海底)结果表明，地球正以43～49 TW的速率散失热量，其中约70%是从海底散失(图1)(Pollack et al., 1993; Jaupart et al., 2007; Davies and Davies, 2010; Davies, 2013; Furlong and Chapman, 2013; 刘绍文和黄少鹏, 2015; 施小斌等, 2015; 张健和许鹤华, 2015; Lucazeau, 2019).20世纪五六十年代海底热流探测结果对海底扩张理论的建立与发展起了非常积极的作用(Hess, 1962; Langseth et al., 1966; Le Pichon, 1968).显然，海底热流是大地热流的重要组成部分，也是研究海洋岩石圈热-流变结构、地球动力学、大陆边缘沉积盆地演化、海底热液活动以及开展油气水合物资源评价的重要基础数据.

现今海底热流数据主要通过海底钻孔(如石油钻井和深海科学钻孔)测温和海底热流探针测量获得.海底钻孔因技术难度高、成本昂贵，导致数量稀少、空间分布有限.海底热流探针测量，虽也非易事(不仅受海况、科考船综合条件等因素限制，同时还需船舶、船员与调查人员的密切配合，具有一定的风险性)，但相对海底钻孔测温，还是具有灵活、高效及低成本等优势，仍然是获取全球海洋热流的重要途径(杨小秋等, 2013; 施小斌等, 2015).

浅海和俯冲海沟等特殊深海海域，通常位于大陆地壳和海洋地壳之间的过渡带，不仅是矿产和油气等自然资源的主要潜力区(Yamano et al., 1982; 庞雄等, 2006; 朱伟林等, 2008, 2017; 吴时国等, 2008, 2020; 解习农等, 2011; 米立军, 2018; 米立军等, 2019)，同时也是构造上重要的区域.例如，在大多数俯冲带中，沿板块界面的巨大逆冲地震破裂区位于浅海之下.这些区域下的热流和温度分布信息对于了解板块俯冲和岩浆上升的过程至关重要.它还有助于了解包括上地幔抗震带在内的深部地球物理性质.对于这些震源区的物理和化学过程的研究，地下热结构的信息是必不可少的，因为大多数过程都受原位温度条件的影响(Yoshii, 1979; Peacock and Wang, 1999; Gao and Wang, 2014, 2017).海底热流数据对地下热结构的估算提供了重要的边界约束.而海沟与岛弧之间的区域，其热流从俯冲带极低变到火山前缘极高(Yamano et al.,1992,2003, 2014; Spinelli and Wang, 2008; Spinelli and Harris, 2011).由上可知，浅海和俯冲海沟等深海海域的热流测量是俯冲带热结构与流变性质研究的重要且关键一环(Hyndman and Wang, 1993; Wang et al., 1995; Hamamoto et al., 2005, 2011; Marcaillou et al., 2012; Gao and Wang, 2014; 高翔, 2017).但浅海和俯冲海沟等特殊深海海域，因受季节、洋流、底流及潮汐等因素影响，其底水温度波动(BTV，Bottom Water Temperature Variations)较大，导致海底表层沉积物温度受到强烈扰动，致使同一站位不同时间测获的地温梯度不同，甚至反转.因此，与底水温度相对稳定的绝大部分深海海域不同，在浅海和俯冲海沟等BTV较大海域，无法由常规的船载海底热流探针准确测量其海底热流(Redfield, 1965; Lee, 1977; Lee and Cohen, 1979; Wang et al., 1986; 喻普之和李乃胜, 1992; 李乃胜, 1994; Davis et al., 2003; Hamamoto et al., 2005; Kinoshita et al., 2009).

图1 全球地表热流(q)分布图(Lucazeau, 2019)该热流分布是基于14种地质与地球物理观测结果综合估算而得，包括洋底年龄(CCGM/CGMW, 2000; Müller et al., 2008)、地震层析成像(Shapiro and Ritzwoller, 2002)、岩石圈厚度(Conrad and Lithgow-Bertelloni, 2006)、居里点深度(Li et al., 2017)、自由空间异常(Sandwell and Smith, 2009)、地形(Kautz, 2017)及与多种构造特征(裂谷、造山带、活动地震带、火山带和太古代核)的距离.热流观测值与预测值之间的差异不到7 mW·m-2.Fig.1 Global map of earth surface heat flow (Lucazeau, 2019)This prediction is based on 14 observables, including age of the ocean seafloor (CCGM/CGMW, 2000; Müller et al., 2008), seismic tomography (Shapiro and Ritzwoller, 2002), lithospheric thickness (Conrad and Lithgow-Bertelloni, 2006), Curie point depth (Li et al., 2017), free air anomalies (Sandwell and Smith, 2009), topography (Kautz, 2017), and distance to several tectonic features (rifts, orogens, active seismic zones, volcanic zones, and Archean cores). The misfit between observed and predicted heat flow is noticeably reduced to 7 mW·m-2.

因此，研制海底热流长期观测系统，投放到浅海和俯冲海沟等BTV较大海域进行海底原位长期观测，并开展长时间序列数据处理与解算方法研究，消除BTV造成的影响以获得有效的海底热流数据，从而解决针对BTV较大海域的热流探测原理与技术这一核心问题.这将有效地拓展海底热流探测技术，可在浅海和俯冲海沟等BTV较大海域立即得到实际应用，为海洋岩石圈热-流变结构、俯冲带地震物理、地球动力学、大陆边缘沉积盆地演化等基础研究提供坚实的关键技术保障；同时对天然气水合物等新型海洋油气与矿产资源勘测都具有重要意义.

1 研究现状及发展趋势

大地热流密度(q)是单位时间、单位面积内地球内部向外散失的热量，简称大地热流.因此，海底热流密度(简称海底热流)测量的基本方法是将海底热流探针从科考船上下放并插入海底沉积物(图2a)，测量海底表层沉积物不同深度处的温度以便获取地温梯度(dT/dZ)(图2b)，同时通过柱状取样后在室内测试沉积物热导率(如图2a)，或通过热脉冲获取海底沉积物原位热导率(Lister型探针)，再基于傅里叶热传导定律计算海底热流(即q=-λ(dT/dZ)).

图2 海底热流探测基本方法与原理示意图(以可取柱样的Ewing型探针为例)Fig.2 Schematic diagram of the basic method and principle of seafloor heat flow measurements (take the Ewing-type probe with column sample as an example)

现今广泛使用的常规海底热流探针主要有尤因型(Ewing-type)(Nagihara and Lister, 1993; Villinger et al., 1999; Pfender and Villinger, 2002)(图2)和李斯特型(Lister-type)(Lister, 1970, 1979; Nagihara and Lister, 1993)两大类.它们都是在20世纪五六十年代布拉德型探针(Bullard-probe)(Bullard, 1954; Bullard and Day, 1961)和早期尤因型探针(Corer-outrigger)(Gerard et al., 1962)基础上，随着电路集成技术、数字存储技术以及计算机技术的进步而不断发展起来的.近20年来，我国多家涉海单位，在借鉴国际上相关技术与经验的基础上，开始了我们自己的海底热流探针改造与研制，例如广州海洋地质调查局(徐行等, 2005, 2012; 罗贤虎等, 2007; 陈宗恒等, 2009; 李亚敏等, 2010; 彭登等, 2014)、台湾大学海洋研究所(中国)(Shyu et al., 1998, 2006; Chang and Shyu, 2011; Wu et al., 2019; Chen et al., 2020)、自然资源部第一海洋研究所(丁忠军等, 2008; 李官保等, 2009, 2010a,b; 李正光等, 2011)、中国科学院南海海洋研究所(杨小秋等,2007,2009a,b, 2013, 2014; Qin et al., 2013)，并在南海、东海、印度洋及冲绳海槽开展了大量的海底热流测量.另外，近几年自然资源部国家海洋技术中心在海底热流探测技术研发方面也进行了有益探索(郑国芝等, 2009; 罗玉玺等, 2012; 吕九红等, 2016).

常规船载Ewing型和Lister型海底热流探针，可在底水温度波动(BTV)微弱的绝大多数深海海域测得高质量热流数据，但不适合用于BTV较大的区域.例如，图3是利用Ewing型海底热流探针在东海陆架温州外海几乎同一测点(水深64～69 m)，成功获得海底表层约9 m内春、秋两季温度剖面(喻普之和李乃胜, 1992; 李乃胜, 1994; Li et al., 2006)；图4是利用长期观测系统在Nankai海槽水深1040 m和2055 m的两个站位获得8个月以上的海底沉积物温度波动(Hamamoto et al., 2005).这些观测结果典型地反映了：浅海和俯冲海沟等特殊深海海域，因受季节、洋流、底流及潮汐等影响，其BTV较大且强烈扰动表层沉积物温度场，使得同一站位不同时间测得的地温梯度不同，甚至出现倒转，导致无法获得准确的背景地热参数.

图3 东海浅水区(64～69 m) KX90-1_HF16站位春季与秋季海底表层沉积物温度剖面(Li et al., 2006)Fig.3 Seafloor sediment temperature profiles in Spring and Autumn at station KX90-1_HF16 in shallow waters of the East China Sea (64～69 m) (Li et al., 2006)

BTV通常由短周期、中长周期和非周期性的影响因素混合叠加而成，其短周期部分(如地球自转导致的昼夜变化)幅度较小，衰减快，影响深度浅，而中长周期部分(如地球公转导致的季节变化等)幅度较大，衰减较慢，影响较深.例如以天为周期的BTV只能影响到约0.5 m深度，而以季节为周期的BTV则可影响到8～9 m深的沉积物温度(Wang et al., 1986; 喻普之和李乃胜, 1992; Davis et al., 2003; Li et al., 2006).常规海底热流探针的探测深度通常在6～10 m，去除最表层0.5～1 m内的沉积物温度数据后，基本可以避免短周期BTV影响.但常规海底热流探针通常无法穿透中长周期BTV的扰动深度.为此，有些学者尝试通过在同一站位(或局部区域内)不同季节开展多次测量，并假设该海域BTV的主要分量为季节性年周期变化，进而开展理论校正获得该局部海域的背景地热参数(Lee and Cox, 1966; Matsubara et al., 1982; Wang et al., 1986; Li et al., 2006).实际上不同海域其BTV，不仅包含日地月系统运转导致的昼夜和季节性周期变化部分，还有风暴潮、台风、海啸及其他未知因素导致的非周期波动，其影响深度和幅度不定，或许并不可忽视(Matsubara et al.,1982; Hamamoto et al.,2005).由此可知，这类理论校正方法因无法全面考虑BTV中各部分的实际影响，其普适性和有效性都受到限制.

然而，通过穿透BTV影响深度测得深部地层温度用于计算背景热流是一种非常可靠的方法(Matsubara et al., 1982; Hamamoto et al., 2005).比如加大常规海底热流探针的探测深度来实现穿透BTV影响深度.但探针一旦太长，其作业难度和风险等各种问题将突显出来(比如受设备重量、科考船的实施能力、海底底质情况的约束等)，而且开展测量之前，感兴趣的研究区BTV的影响深度通常也是未知，这种情况下，探针长度到底多长才合适也将成为一个问题.例如，在我国东海陆架温州外海(水深64～69 m)，使用加长后的Ewing型海底热流探针成功插入海底沉积物9 m深，但仍然未穿透该海域BTV影响深度(图3)，使得无法直接从获得的温度-深度剖面获得可靠的地温梯度(喻普之和李乃胜, 1992; 李乃胜, 1994; Li et al., 2006).由此可见，通过加长海底热流探针或许也不是一个很有效的解决办法.不过，在浅海和俯冲海沟等BTV强烈海域开展大洋科学钻探和海底油气资源勘查钻井过程中，若同时获取钻孔深部温度和岩心样品热物性，则可获得真实可靠的地热参数(袁玉松, 2007; Kinoshita et al., 2009; Chester et al., 2012; Fulton et al., 2013; Expedition 349 Scientists, 2014; 唐晓音等, 2016; 徐行等, 2017;张文涛等, 2018; 胡圣标等, 2019).图5展示了日本东北大地震(MW9.0, 2011-03-11)后，在日本海沟开展地震断层科学钻探过程中的钻孔测温概况(IODP Exp.343/343T)(改自(林為人等, 2014)和https:∥www.jamstec.go.jp/cdex/e/techdevelopment/ltbms/jfast.html).这种方法是将多个自容式(即自带电池和存储器)微型测温单元固定在缆绳上组成温度链，再由水下机器人布放于海底钻孔中进行温度测量(图5b—d，改自http:∥www.jamstec.go.jp/e/about/press_release/20130430/).

图4 日本Nankai海槽A、B两站位海底表层不同深度沉积物温度随时间波动记录(a1,b1)及消除BTV影响后不同深度沉积物温度(a2,b2) (Hamamoto et al., 2005) (CH1是最浅层的测温通道, CH7和CH4是A、B两站位最深的测温通道)Fig.4 Seafloor shallow sediment temperature variations at different depths at stations A and B in the Nankai Trough, Japan (a1,b1), and residual temperature variations after correction for the influence of BTV (a2,b2) (Hamamoto et al., 2005) (CH1 is the shallowest temperature channel; CH7, CH4 is the deepest temperature channels at stations A and B, respectively)

图6 CORKs系统海底钻孔测温示意图(Kinoshita et al., 2009)(a) 钻孔测温示意图; (b) 温度链与沉块; (c,d) ROV水下操作过程.Fig.6 Schematic diagram of borehole temperature measurement in CORKs system(a) Sketch of borehole temperature measurement; (b) Temperature chain and sinking block; (c, d) ROV operation process underwater.

图7 自浮式海底热流长期观测系统(PLHF) (Yamano, 2009)(a) PLHF系统实物; (b) 投放观测示意图; (c) 释放回收示意图.Fig.7 Pop-up Long-term Heat Flow Instrument (PLHF) (Yamano, 2009)(a) Working photo of the PLHF; (b) Observation diagram after penetrating into seafloor sediments; (c) Recovering diagram after releasing.

同时，日本海洋研究开发机构(JAMSTEC)发展了一种与上述海底钻孔测温类似的方式来开展相关观测，他们称之为Circulation Obviation Retrofit Kits(简称CORKs或者ACORKs)(图6).CORKs核心部件主要包括数据记录舱(含电池)和传感器链.实际作业时，在水下机器人的协助下，将带沉块的多传感器链式测量仪(包括温度)下放到海底钻孔的套管中(比如IODP钻孔)，通过多个温度传感器监测钻孔不同深度处的温度波动，所有数据保存在井口的数据记录舱中.回收时，水下机器人将井口的数据记录舱取回，换上一个带新电池的数据记录舱，从而实现连续长期观测(Kinoshita et al., 2009).

上述基于钻孔的测量方式，可灵活替换测温通道及增减数量，测量深度可以达到数百米(取决于钻孔深度).实际上这种观测方式的主要目的在于同震监测与研究，因此不仅能获取地温数据，还可获取其他地球物理和地球化学综合测井数据.由此可知，基于海底钻孔获取BTV影响深度以下的深部温度方式，其成本非常昂贵，且站位的分布数量非常稀少，大多数感兴趣的研究区几乎没有钻孔.

为此，近几十年来，科学家们根据实际科研需求，逐步发展出相对灵活且独立的海底热流长期观测系统，投放在感兴趣的研究区域，获取其底水温度长期波动特征，通过长时间序列观测数据分析消除BTV影响，以便获得研究区准确的背景地热参数.下面将详细介绍目前国际上正在使用的两类海底热流长期观测系统——自浮式和基于水下机器人(ROV)作业的长期观测系统.

1.1 自浮式海底热流长期观测系统

为消除海底温度周期性变化对地温梯度测量产生的影响，同时考虑便于随科考船前往感兴趣的研究区站位投放与回收，日本东京大学地震研究所自20世纪七八十年代，开始研制并逐步完善形成了一套可投入实际使用的自浮式海底热流长期观测系统(PLHF，Pop-up Long-term Heat Flow Instrument)(Yamano, 2009).这套系统主要由浮体(安置有记录单元、声学释放器、电源、浮球)、温度探针、重块及水下切割模块组成(图7)，前端温度探针长2 m，内部等间距安装6～7个温度传感器，测温分辨率为0.001 K，采样间隔2 s～1 d内可调，可在海底连续观测约400天.当观测结束时，水下单元接收到调查船发出的释放命令后，启动切割机，将温度探针与回收舱之间的水密缆切断，浮体与重块、温度探针分离(图7c)，靠自身浮力上浮至海面以便打捞回收.

Yamano等使用PLHF系统在日本Nankai海槽水深1040 m(133°41.10′E, 32°48.10′N)和2055 m(136°25.05′E, 33°25.03′N)的两个站位长期观测获得海底表层沉积物不同深度的温度波动(图4a1, 图4b1)，并通过长时间序列数据分析获得消除BTV影响后不同深度处沉积物温度分布(图4a2, 图4b2)，进而得到有效的背景地温梯度和热流(Hamamoto et al., 2005).这套系统已多次投放于日本海沟(Japan Trench)和Nankai海槽等BTV较大的海域进行长期观测(Hamamoto et al., 2005; Yamano, 2009)，获得了一系列高质量热流数据，为俯冲带热结构、孕震机制及水热循环活动等研究提供了非常基础的地热学参数(Gao and Wang, 2014; Kawada et al., 2014; Yamano et al., 2014; Yamano and Kawada, 2017).

PLHF作业方式方便、灵活，只要作业海况不太差，即可通过搭载科考船进行投放与回收，适用于大部分海域工作.不过该设备依靠自身重力实现测温探针的插入，若海底底质较硬，则无法成功插入.因此，在投放PLHF系统前，通常都需要通过参考地震剖面所反映的沉积物厚度，并利用重力取样器采样进行底质调查.且该自浮式设备结构较复杂，在回收时需要通过水声通讯器进行唤醒，启动电动切割机割断探针中的传感器电缆，以实现重块与仪器舱的分离.因此，这种回收模式对设备释放的可靠性要求较高，回收风险比较大.同时，这种回收模式需要抛弃重块和插入海底沉积物中的温度探针(图7c)，只有将新的温度探针与数据采集模块重新连接并进行整体测试之后才能继续使用.这不仅成本太高，也大大降低了系统的整体重复使用性.

1.2 基于水下机器人的海底热流长期观测系统

随着水下机器人作业技术的逐步发展与成熟，科学家们还发展出基于水下机器人(ROV)作业的海底热流长期观测系统(LTMS，Long-term Heat Flow Monitoring System)(图8)(Ashi, 2006; Morita et al., 2007).LTMS由数据记录舱(包含电池和测温电路)和两支温度传感器探针组成，传感器探针长0.76 m，直径13 mm，6个温度传感器以间距10 cm均匀排列在钛合金探针中.温度探针与数据记录舱之间通过1.8～2.8 m长的水密电缆相连，其测温分辨率与精度分别为0.001 K和0.01 K，采样间隔可调，通常设置为10 min，观测周期至少2年，工作水深可达6000 m.作业时，ROV携带LTMS至海底，然后通过机械臂将温度探针从系统框架中取下并插入沉积物中(图8b)；回收时ROV将温度探针拔出后与数据记录舱一起带回科考船(Morita et al., 2007).

相对PLHF自浮式系统而言，LTMS的结构相对简单，基于可视化的ROV进行布放和回收，作业安全、成功率高.但是，LTMS的支架和数据记录舱尺寸为1.20 m×0.43 m×0.51 m，水下重量达22 kg(空气中重量39.6 kg).而ROV的搭载能力通常是有限的，这就导致布放与回收LTMS时，运载能力稍弱的ROV很难同时开展其他设备的海底作业.

图9所示的是日本海洋研究开发机构(JAMSTEC)研发的一种结构小巧、集成度很高的探针(SAHF，Stand-Alone Heat Flow meter).SAHF既可以用于海底局部区域的精细、高密度热流测量，也适用于海底热流长期观测.它由仪器舱和温度探针组成，仪器舱长525 mm，直径58 mm，用来安置测量电路板和电池；钛合金传感器探针长610 mm，直径13.8 mm，内有5个热敏电阻，间距110 mm，探针内填充导热油.SAHF的测温分辨率与精度分别为0.001 K和0.01 K，采样间隔可调，工作水深可达6000 m.作业时，由水下机器人携带SAHF到海底，开始工作前先进行通道一致性校准(机械臂横向夹持探针，使其保持水平约5 min)，校准结束后插入沉积物，站点式测量时间至少需要15 min.测量结束后由机械臂拔出并带回水面.SAHF整体简洁小巧，全长1135 mm，空气中重3～4 kg，水下重1.5～3 kg，专为水下机器人作业而设计.因此在基于ROV的海底热流测量中，SAHF具有操作灵活、可靠性好、成功率高等优点.

图8 基于ROV作业的海底热流长期观测系统(LTMS) (a)及海底工作照(b) (Ashi, 2006)作业站位：136°33.4535′E, 33°36.4673′N; 水深2020～2060 m.Fig.8 Long-term Heat Flow Monitoring system (LTMS) (a) which is based on ROV and its working photo on seafloor (b) (Ashi, 2006)Station position:136°33.4535′E, 33°36.4673′N; Water depth: 2020～2060 m.

经过国内外文献全面调研，发现只有日本科学家在近30年的时间内发展了上述自浮式海底热流长期观测系统(PLHF)和基于ROV作业的海底长期观测系统(LTMS和SAHF)(图7—9)，而其他国家科学家虽然也尝试各种办法消除底水温度波动(BTV)对浅层沉积物温度场扰动的影响，但总体上都仍处在考虑通过海底钻孔或在同一测点不同季节开展多次测量然后假设BTV主要成分为年周期进行理论校正阶段(Lee and Cox, 1966; Lee, 1977; Lee and Cohen, 1979; Wang and Beck, 1987)，还未直接发展海底热流长期观测设备.

2 我国海底热流长期观测研究与技术研发概况

我国最早探讨如何获取浅海热流，是20世纪90年代初在国家自然科学基金委和中国科学院共同资助的重大项目“中国东南海陆岩石圈的组成、结构与演化”和基金项目“中国东部海域地壳热流与地质构造关系的研究”中，中国科学院海洋研究所和东京大学地震研究所合作，在东海陆架温州外海利用日方的Ewing型海底热流探针开展了多次测量(KX90-1_HF16，122°10.9′E，28°01.6′N，水深64 m；KX91-1_HF15，122°11.0′E，28°02.1′N，水深69 m)，成功获得几乎同一测点海底表层约9 m内春、秋两季温度剖面(图3)，通过假设该区域BTV的主要成分是季节性年周期而进行了BTV理论校正获得热流数据(喻普之和李乃胜, 1992; 李乃胜, 1994; Li et al., 2006).同时，在中-日联合航次KX90-1(1990.3.5—4.3)过程中，在东海水深104.8 m的LTMS-1站位(127°00.70′E，31°07.59′N)投放了日方的LTMS系统进行长期观测，以便消除浅海区BTV的影响而获得背景热流.但遗憾的是，该站位的原始数据及后续研究结果均未见公开.近期与当时的中方负责人喻普之先生和李乃胜研究员及日方负责人之一Yamano教授了解得知，在后续的KX90-2(1990.9.1—9.20)和KX91-1(1991.8.20—9.7)两个联合航次中，均未能成功收回该套LTMS长期观测系统.Yamano推测其原因应该是渔民在该海域开展拖网捕鱼活动过程中破坏了这套LTMS长期观测系统.

随着我国的深潜技术稳步发展，“蛟龙”号、“深海勇士”号、“奋斗者”号、“海马”号及“彩虹鱼”号等多套深海潜水器逐步下水作业，给海底科学研究与探测带来了新的平台与机会.近年来，我国广州海洋地质调查局自主研制了基于水下机器人(ROV)作业的海底热流探针“针鱼”(图10) ，并已在多个航次中基于“海马”和“蛟龙”号进行了海底热流测量试验和应用，其原理类似于Ewing型探针站位测量，取得了一批宝贵的海底热流数据和作业经验(梁康康, 2014; 梁康康等, 2014)，且有望直接或改进后用于长期观测(虽然未见相关报道).

综上所述，我国在海底热流长期观测技术研发方面仍未正式开展.为此，我们提出系缆式海底热流长期观测系统，其基本理念是：1)由多个自容式微型测温单元旋接组成温度探针(图11a).一是可依据站位底质和作业海况灵活调整探针长度；二是若在投放过程中因底质过硬而导致探针弯曲或损坏，只需更换受损单元即可继续使用.2)系缆式投放与回收模式中，释放器接收到释放命令后，释放浮球，浮球向水面浮起的同时将储缆舱中的专用缆绳带到海面(图11b中阶段2)；科考人员打捞浮球后，通过缆绳将整套长期观测系统拔出并收回(图11b中阶段3)，而无需抛弃任何模块.在数据下载后，通过更换电池和重新设置，即可重复使用.这将大大提高设备的使用效率以及节约成本，同时也可大大减少海底环境污染，更为环保.3)回收时，浮球只需将浮力缆绳带到海面(图11b中阶段2).因此，该系统坐底部分还可适当搭载其他观测设备(比如物理海洋底边界观测所需微型温、盐、深等探头)，同时为其他学科观测与研究提供平台，从而拓展成多学科综合观测系统.4)该系缆式投放与回收模式作业成功后，同样也可用于其他坐底长期观测系统(例如海底地震仪、海底大地电磁测深仪、海底GPS观测系统等)，实现无抛弃、整体回收.

图10 基于ROV作业的海底热流探针“针鱼”(a)及工作照(b)(梁康康等, 2014)Fig.10 Seafloor heat flow Probe (Zhenyu) which is also based on ROV (a) and its working photo on seafloor (b) (Liang et al., 2014)

图11 系缆式海底热流长期观测系统投放与回收示意图(a) 温度探针结构示意图与多个微型测温单元旋接组成实物图; (b) 系缆式投放与回收作业模式示意图.Fig.11 Deployment and Recovering diagram of long-term heat flow monitoring system with rope(a) Diagram and working photo of the temperature probe with several miniature temperature units; (b) Deployment and Recovering diagram of the system with rope.

2013年至今，我们基于前期自主发展的自容式微型测温技术，为系缆式海底热流长期观测系统的正式研制陆续开展了一系列准备工作，主要有：1)长周期低功耗测温技术研究，2)南海北部底水温度波动长期观测，3)湖底沉积物和浅孔温度波动长期观测，4)温度探针系缆式投放与回收海试.下面将简要介绍.

2.1 长周期低功耗测温技术

为满足在底水温度波动(BTV)较大的海域进行海底热流原位长期观测的需求，我们在已掌握的自容式微型测温技术的基础上，尝试性进行了低功耗改进，于2014年实现了一种长周期低功耗温度采集电路，并与钛合金耐压外壳集成为新版低功耗自容式微型测温单元(图12)(曾信等, 2016).

2.2 南海北部底水温度波动长期观测

为海底原位测试自主研制的长周期低功耗测温单元，同时了解我国南海北部底水温度变化规律，我们于2013年4—5月份和2014年5月份将低功耗微型测温单元捆绑在海底地震仪(OBS)上，在东沙、西沙等海域(图13)成功获取了其中6个站位的底水温度波动数据(图14)，信息列于表1.

图12 长周期低功耗测温电路与集成后的微型测温单元实物图Fig.12 Long-term low power consumption temperature measurement circuit and integrated miniature temperature probe

从观测结果可知：我国南海北部浅水区底水温度波动(BTV)确实存在，但不同海域，其波动程度不尽相同.具体而言：1) 西沙海域BTV较大，水深1204 m的2013-OBS10站位BTV为0.182 ℃(40 h内, 图14a，表1)，水深856 m的2013-OBS05站位BTV则达到0.417 ℃(48 h内，图14b，表1).一方面这是由于水深较浅，另外一方面可能是沿着西沙海槽的强底流所致，这势必会对海底表层沉积物温度分布造成较大影响，从而导致传统的站位式测量无法获取可靠的海底地热参数.且西沙海域这两个站位的底水温度存在陡降现象，这或许是深海涡旋所致(Chen et al., 2015).2) 而东沙海域水深2600～3200 m的2014-OBS30、-OBS36及-OBS39站，其BTV在～17天内只有0.025～0.053 ℃，相对较小，且具有潮汐作用所致的天周期高频分量，其振幅约0.005～0.01 ℃(图14d—f，表1).这对海底表层沉积物地温场分布影响不大.而水深3516 m的2014-OBS33站位，其BTV观测结果中与该海域其他三个邻近站位的特征不同，并未出现明显的天周期波动分量，且在2014年5月17日骤降约0.2 ℃(图14c，表1).这或许是东沙海域深海内孤立波所致(蔡树群等, 2011)，也可能是微型测温单元出现测量故障所致.具体原因有待进一步查明.

图13 南海北部底水温度长期观测站位(a)与低功耗测温单元海上工作照(b)Fig.13 Distribution map of the long-term observation stations for BTV in Northern South China Sea (SCS) (a) and the working photo of the low power consumption temperature measurement probe (b)

图14 南海北部西沙、东沙6个站位底水温度长期观测结果Fig.14 Long-term observation results of the BTV at 6 stations in Xisha and Dongsha Areas, Northern SCS

表1 2013年和2014年南海北部底水温度长期观测信息表Table 1 Information about the long-term observations of BTV in Northern SCS during 2013 and 2014

不难看出，在我国BTV较大海域开展热流长期观测将非常必要、也是非常有意义的.这批观测数据，不仅为后续海底热流长期观测站位选址提供了直接依据，同时也可用于评估之前利用常规海底热流探针在南海北部获取的地热参数的可靠性.

2.3 湖底沉积物与浅孔温度波动长期观测

由于搭载OBS开展海底原位长期观测通常都在20天以内，为了开展更长周期的测试，我们基于上述自主研制的长周期低功耗测温单元(图12)，组装成一套简易的长期测温探针(图15a)，开展了一系列长周期测试(表2).例如，2015年10月于川西高原兴伊措湖底连续低温观测13天(湖底温度9～10℃，图15d1)、2016年11月—2017年11月于康定中谷浅孔(孔深11.5 m，时测水位1.5 m)长期观测近1年(图15e1)、及2018年12月—2019年3月于湛江湖光岩玛珥湖湖底连续观测93天(图15f1).

表2 2015年至2019年湖底与浅孔温度长期观测信息表Table 2 Information about the long-term temperature observations in lakes and shallow borehole during 2015 and 2019

图15 自主研制长期观测探针及长周期测试概况(a) 长期观测探针及兴伊措湖试工作照; (b) 长周期低功耗自容式微型长期测温单元; (c) 长周期测试站位分布; (d1,e1,f1及d2,e2,f2)川西兴伊措湖底、康定中谷浅孔及湖光岩玛珥湖湖底浅层沉积物温度(T)与地温梯度(GT)长周期观测结果.地温梯度GT为正数时表示热量由深部向浅表传递，反之，GT为负数时表示热量由浅表向深部传递.Fig.15 Self-developed long-term temperature monitoring probe and its test overview(a) The long-term temperature monitoring probe and its working photo in Xingycuo Lake; (b) Long-term low power consumption miniature temperature logger; (c) Distribution of the stations for long-term monitoring test; (d1,e1,f1, and d2,e2,f2) Long-term monitoring results of temperature (T) and geothermal gradient (GT) in Xingycuo Lake, shallow borehole in Zhonggu, Kangding, and Huguangyan Maar Lake, respectively. When GT is positive, it means that the heat is transferred from the deep to the superficial. On the contrary, when the GT is negative, it means that the heat is transferred from the superficial to the deep.

上述长期观测结果表明：1)兴伊措和湖光岩玛珥湖湖底表层沉积物的温度波动的确比深部的要大，且湖底温度波动向下传播，其幅度随深度减小，相位也随深度滞后(图15d1、图15f1)，导致其湖底浅层地温梯度不仅随着时间波动，而且随着深度增加，其波动逐渐减小(图15d2、图15f2).例如，2015年10月12—25日期间兴伊措湖底0.25～0.50 m、0.50～0.75 m及0.75～1.00 m三个深度段内的地温梯度(GT)分别在-1350～-800 ℃/km、-1130～-915 ℃/km及-850～-750 ℃/km内波动(探针偏角21°，已进行对应的校正)(图15d2)，对应的热流则分别为-1.35～-0.80 W·m-2、-1.13～-0.915 W·m-2及-0.85～-0.75 W·m-2(湖底沉积物热导率λ取为1.0 W·(m·K)-1)，即热量由湖底表层向深部传递；2018年12月—2019年3月期间湖光岩玛珥湖湖底0～0.25 m与0.25～1.0 m深度段内的地温梯度(GT)分别在-1540～3900 ℃/km、50～2010 ℃/km内波动(图15f2)，热流则分别为-1.54～3.9 W·m-2、0.05～-2.01 W·m-2(湖底沉积物热导率λ同取为1.0 W·(m·K)-1)，即热量在冬季由湖底深部向浅层传递，而在春季则由湖底浅层向深部传递.2)而康定中谷浅孔不同深度处温度波动几乎同步(图15e1)，并未体现典型的地表气温波动向下传导过程中幅度减小、相位滞后等特征.该浅孔3～7 m范围内的温度在冬季达到最高(35～36 ℃)，而夏季则最低(28～32 ℃)，这或许是当地5—6月份雨季降雨导致地表雨水向下渗流所致，更具体的原因有待深入查究.同时，该浅孔深部的地温梯度远高于浅部.其3～5 m与5～7 m深度段内的地温梯度(GT)分别维持在190 ℃/km、340 ℃/km，这与附近另一浅孔(103.90°E, 29.99°N, 海拔3084 m)的地温梯度216 ℃/km量级相当(Liu et al., 2017).该浅孔所在地层为花岗闪长岩，若其热导率参考龙门山断裂带花岗闪长岩测试结果(λ=2.65 W·(m·K)-1, 103°41′27.960″E, 31°8′48.600″N) (Yang et al., 2017)，则该浅孔3～5 m与5～7 m深度段内的热流(q)分别为0.504 W·m-2、0.901 W·m-2.由此可推测康定中谷浅部温度场受到鲜水河断裂带深部热流体向上运移的影响比较强烈.

上述海底和湖底观测结果表明：这套自主研制的长周期低功耗微型测温单元，在2～36 ℃的温度范围内可以正常工作，最长观测时长已达近1年(图15e1).这为后续系缆式海底热流长期观测系统的研制，奠定了扎实的长周期、低功耗测温技术基础.

2.4 温度探针系缆式投放与回收海试

为了验证系缆式投放与回收方案可行性，我们于2020年6月25日在台西南盆地北坡水深763 m的2020-S86站位(119.300784°E,22.272481°N, 21∶25—23∶05, 图12)，开展了温度探针(为海底热流长期观测系统核心模块)系缆式投放与回收海试(图16a).结果表明：1)即使在地形陡峭、1.5节高流速、科考船无法动力定位等条件下，系缆海底热流长期观测探针入水后，通过自由下落可成功竖直插入海底沉积物(探针偏角为1.5°，图16b)，记录一段沉积物温度后(图16d)，通过缆绳将长期观测温度探针拔出，并完好无损地回收至甲板.这为我们后续海底热流长期观测系统优化设计及系缆式投放与回收作业提供了非常难得的测试基础.2)台西南盆地北坡水深760 m左右的海域，其海底表层沉积物温度并非随着深度线性升高(图16d, 表3)，其地温梯度(GT)和热流(q)大概在0.8 m深度处发生转变(沉积物热导率λ取为1.0 W·(m·K)-1)，其以浅，热量由深部向浅表传递(GT: ～689 ℃/km,q:～0.689 W·m-2)，而其以深，热量则由浅表向深部传递(GT: -248～-53 ℃/km,q:-0.248～-0.053 W·m-2) (图16e, 表3).这是典型的底水温度波动(BTV)导致海底浅层沉积物温度场处于非稳态的结果.

表3 台西南盆地北坡2020-S86站位海底浅层2 m内温度测量结果Table 3 Temperature measurement results within 2 m of the seafloor at site 2020-S86 in North Slope of Taixinan Basin

3 小结与展望

综上所述，在海底热流长期观测技术研发方面，目前主要有日本科学家发展了基于水下机器人(ROV)作业的(LTMS和SAHF)和自浮式(PLHF)海底热流长期观测系统.LTMS和SAHF系统可靠性和成功率都很高，但依赖ROV作业平台，成本高、局限性大；而PLHF系统独立性强，但风险高，且需要抛弃温度探针，整体重复使用性差.而我国在该领域仍未正式开展.

为此，我们提出系缆式海底热流长期观测系统，并自2013年开始陆续在南海、兴伊措、湖光岩玛珥湖及康定浅孔开展了一系列准备与测试工作，主要有长周期低功耗测温技术研究、南海北部底水温度波动长期观测、湖底沉积物和浅孔温度波动长期观测、及温度探针系缆式投放与回收海试.测试结果表明：1) 自主研制的长周期低功耗微型测温单元，在2～36 ℃的温度范围内都能正常工作，最长观测时长已达近1年.2) 即使在地形陡峭、1.5节高流速、科考船无法动力定位等条件下，系缆式海底热流长期观测探针入水后，通过自由下落可成功竖直插入海底沉积物，完成观测后，可通过缆绳将长期观测温度探针拔出，顺利回收至甲板.这为后续系缆式海底热流长期观测系统的正式研制与使用，奠定了扎实的长周期低功耗测温技术、及投放与回收技术基础.同时，获得一批高质量长期观测数据，初步分析结果发现：

图16 台西南盆地北坡温度探针系缆式投放与回收海试概况(a) 温度探针海试工作照; (b,c,d)海试过程中探针偏角(Tilt), 三轴加速度变化最大值(Max_|dg|)及温度记录(T); (e)海底表层2 m内的温度(T)与地温梯度(GT)剖面.Fig.16 Deployment and Recovering test for the temperature probe with rope in North Slope of Taixinan Basin(a) Working photo of temperature probe; (b,c,d) Records of probe tilt (Tilt) and maximum value of the three-axis acceleration change (Max_|dg|) and temperature (T) during test process; (e) Profiles of temperature (T) and geothermal gradient (GT) within 2 m of the seafloor.

(1)兴伊措湖底0.25 m处沉积物温度波动达～0.2 ℃(13天)，而湖光岩玛珥湖BTV则达～2.5 ℃(93天)，且向深部传导过程中，其幅度逐渐减弱，相位也随之滞后.从而导致随着季节变化，热量的传递方向与强度都发生变化.例如，2015年10月12日—25日期间兴伊措湖底0.25～0.50 m、0.50～0.75 m及0.75～1.00 m三个深度段内的地温梯度(GT)和热流(q)分别为-1350～-800 ℃·km-1、-1130～-915 ℃·km-1、-850～-750 ℃·km-1，和-1.35～-0.80 W·m-2、-1.13～-0.915 W·m-2、-0.85～-0.75 W·m-2，即热量由湖底表层向深部传递；2018年12月—2019年3月期间湖光岩玛珥湖湖底0～0.25 m与0.25～1.0 m深度段内的地温梯度(GT)和热流(q)分别为-1540～3900 ℃·km-1、50～2010 ℃·km-1，和-1.54～3.9 W·m-2、0.05～-2.01 W·m-2，即热量在冬季由湖底深部向浅层传递，而在春季则由湖底浅层向深部传递.

(2)康定中谷浅孔不同深度处温度波动几乎同步，并未体现典型的地表气温波动向下传导过程中幅度减小、相位滞后等特征.该浅孔3～7 m范围内的温度在冬季达到最高35～36 ℃，而夏季降到最低28～32 ℃，初步分析为当地5—6月份雨季降雨导致地表雨水向下渗流所致.同时，该浅孔深部的地温梯度远高于浅部.其3～5 m与5～7 m深度段内的地温梯度(GT)与热流(q)分别为190 ℃·km-1、340 ℃·km-1，和0.504 W·m-2、0.901 W·m-2.推测康定中谷浅部温度场受到鲜水河断裂带深部热流体向上运移的影响比较强烈.

(3)南海北部BTV总体随着水深变浅而增强.东沙水深2600～3200 m海域的BTV仅为0.025～0.053 ℃(17天)，且具有潮汐作用所致的天周期高频分量，其振幅约0.005～0.01 ℃.这类低振幅、高频率的BTV，对海底表层地温场扰动微弱.而西沙水深约1200 m、850 m海域的BTV分别增强到0.182 ℃(40 h)和0.417 ℃(48 h).这势必会对海底表层地温场造成不可忽略的扰动.

(4)夏季(2020年6月25日)，台西南盆地北坡水深约760 m的海域浅表沉积物地温梯度与热流方向在～0.83 m深度处发生转变，其上，由深部向浅表传递的热流约为0.69 W·m-2，而其下由浅表向深部传递的热流为0.05～0.25 W·m-2.这是典型的BTV导致海底浅层沉积物温度场处于非稳态结果.

虽然2013年以来，我们提出了系缆式海底热流长期观测系统，并已开展了部分核心功能模块的研制与测试，但仍需继续完善，力争尽早实现系缆式海底热流长期观测系统的整体研制与海试.这将有效地拓展海底热流探测技术，可在我国南海、东海及黄海浅水海域及周边俯冲海沟等底水温度波动较大海域及时得到实际应用，为海洋岩石圈热-流变结构、俯冲带地震物理、地球动力学、大陆边缘沉积盆地演化等基础研究提供坚实的关键技术保障，更好的服务于我国海底热流探测及地热学研究事业；对天然气水合物等新型海洋油气与矿产资源勘测都具有重要意义.

致谢本研究的海试工作得到国家自然科学基金委员会共享航次计划项目(41249908, 41349908,41849906, 41949906)的资助.航次(编号：NORC2013-08, NORC2014-08, NORC2019-06, NORC2020-06)由中国科学院南海海洋研究所“实验2”号和厦门大学“嘉庚”号科考船实施.感谢四个航次全体人员的付出和首席科学家丘学林、王彦林、船长尹龙、探测长王鹏、杨军及谌永强对我们海试工作的全力支持.感谢喻普之先生、李乃胜研究员、Yamano教授、李官保研究员、高翔研究员关于东海热流长期观测事宜的讨论.