利用淺剖剖面研究西太平洋Ogasawara斷裂帶附近海山聲學(xué)反射特征.docx

1、利用淺剖剖面研究西太平洋Ogasawara斷裂帶附近海山聲學(xué)反射特征Tae-GookLee,JamesR.Hein和KiehwaIee等摘要本文詳細分析了西太平洋Ogasawara斷裂帶(OFZ)附近海山淺剖剖面(3-7kHz)和地形特征。OFZ斷裂帶是太平洋中較為獨特的斷裂帶之一，在其周圍發(fā)育了多個較老的海山(如麥哲倫海山和Dutton洋樣上的海山)，該斷裂帶沿北西-南東走向，寬150km,長600km,且具有右旋移動特征。對海山的淺剖剖面聲學(xué)特征分析之后，根據(jù)淺剖剖面的聲學(xué)特征和反射連續(xù)性，底基構(gòu)造和海底形態(tài)，將底基聲學(xué)特征劃分為9個具體類型：(1)清晰反射(類型I-】，1-2,1-3),

2、(2)不清晰反射(類型II-1,II-2,II-3),(3)雙曲線反射(類型m-】，m-2,m-3)。類型i-2為遠洋沉積，表現(xiàn)為較細的間歇性蓋層，當?shù)琢鬏^強時沉積可能發(fā)生在地形隱蔽區(qū)域，而類型I-1遠洋沉積分布較為連續(xù)和廣泛。OFZ斷裂帶側(cè)翼裂谷帝的形成可能受先前火山活動時期存在的轉(zhuǎn)換斷層的影響，而Pigafetta盆地的IlaMaiTai海山僅受火山建造的影響和控制。巖墻侵入和火山活動形成的海山側(cè)翼裂谷帶在塊狀坍塌過程中起著重要作用。塊狀坍塌過程包括了沿山頂邊緣的大量斷裂和火山活動.滑塌/崩塌，碎屑流和濁積流，它們可能受斷裂活動，火山作用，巖墻侵入和海山演化各個時期風(fēng)化作用的控制和影響。關(guān)

3、鍵詞西太平洋海山底基剖面斷裂帶海底成圖塊狀坍塌1引言西太平洋普遍存在火山建造，包括海山、平頂海山和島嶼，但大多數(shù)研究很少。目前研究較多的是馬紹爾群島、麥哲倫海山和中太平洋海山。海山調(diào)查的重要性有以下方面：(1)火山建造提供了關(guān)于密度、巖石圈強度和地殼構(gòu)造方面的信息(Watts,2001);(2)海山的古地磁數(shù)據(jù)能夠用于識別古地理緯度和板塊相對于洋脊的運動(Sager,1983);(3)海山上分布有非常重要的潛在礦產(chǎn)資源，如鐵猛結(jié)殼、磷灰?guī)r以及熱液硫化物(Cnman,2000);(4)海山沉積物、山頂?shù)慕富規(guī)r混雜體和鐵鎰結(jié)殼是非常重要的古海洋記錄(Hein等，1992;Jansa和AmaudVa

4、nneau,1995)。然而，人們對海山沉積過程的變化和火山建造演化時期從淺水到深水區(qū)的沉積發(fā)育情況卻知之甚少。海山和島嶼的沉積過程和塊狀坍塌的研究對于理解和預(yù)測地質(zhì)災(zāi)害及其引起的海山局部形態(tài)的變化非常必要。大多數(shù)關(guān)于海山沉積過程和塊狀坍塌的研究主要依靠多波束地形測量:、側(cè)掃聲納和有限的地震資料(Vogt和Smoot,1984；Gee等，1999,2001;II-1以在山頂邊緣類型m-1的礁混雜體和沿坡度較小區(qū)域類型in-3的滑塌沉積為界。類型111-3滑塌沉積主要分布于低坡度區(qū)域，且延伸至坡底附近的濁流沉積（圖5和7）。類型II-3碎屑沉積在OSM8-1和OSM8-2坡底到盆地部位發(fā)育廣泛。

5、類型II-3的分布在一些區(qū)域不是很清楚，這是因為一些測線過短而不能延伸至盆地底部。類型II-2濁流沉積在研究區(qū)南部與海山相鄰的盆地廣泛發(fā)育。1FN-畫isouFe圖5九種類型沉積（巖石）分布圖圖（a）、（b）和（c）分別是東南、東北和西北三個位置的分布圖，等值線間距為0.5km.6討論6.1遠洋沉積蓋層海山頂部的遠洋沉積具有兩種不同的聲學(xué)反射特征，即類型I-1和I-2(圖5和6)。遠洋沉積這種反射類型的變化可以解釋為沉積和侵蝕的過程。PeaiBon(1995)從馬紹爾群島海山的研究中得出三個時期遠洋沉積蓋層的形成。在第一階段，山頂?shù)牡琢骱軓?，因此主要在地形上較低區(qū)域沉積。在第二階段遠洋沉積層序

6、中夾雜有有孔蟲軟泥。初始沉積可能僅局限在山頂?shù)闹行牟课?。在第三階段，由于進一步擴散至山頂邊緣，導(dǎo)致沉積蓋層的橫向沉積的完成。根據(jù)此演化過程，此次研究中的類型I-1遠洋沉積主要是第三階段形成的，因為它表現(xiàn)為廣泛旦連續(xù)的沉積層序，且厚度較大，內(nèi)部成層性較好。另一方面，類型I-2遠洋沉積可能主要形成于第一和第二階段，因為其填充不好且厚度變化較大。OSM6-2在海山頂不發(fā)育遠洋沉積，表明此處可能存在某個方向較強的底流。在OSM8-1山頂東部和西部，在1-1遠洋沉積之下存在有I-2遠洋沉積(圖6b)。雖然沉積的準確時間無法確定，但可以看出OSM8-1海山的類型I-2遠洋沉積蓋層較類型I-1遠洋沉積更為發(fā)

7、育?；贒SDP200-202站位的研究成果，Heezen等(1973b、c)指出在早始新世和早中新世此處可能存在沉積間斷或沉積速率的突然降低。西太平洋Resolution海山頂部鉆探的最老的I-2遠洋沉積時間為上新世(Winterer等，1995)。遠洋沉積的厚度主要受底流活動性和近赤道區(qū)域的高生產(chǎn)力控制。通過西太平洋平頂海山DSDP和ODP鉆孔的遠洋沉積厚度對比分析，Watkins等(1995)提出，沉積蓋層厚度和緯度相關(guān)性很大。在我們的研究中ItaMaiTai海山遠洋沉積最厚為150m,OSM7為125m,較西北區(qū)域的OSM2(50m)、OSM3(45m)、OSM4(70m)、OSM8-

8、1(50m)和OSM8-2(30m)、OSM5-1(0m)、Seascan(15m)、OSM6-1(5m)和OSM6_2(0m)要厚些。在我們的研究中，遠洋沉積蓋層的厚度似乎與緯度無明顯相關(guān)性，這是因為此處海山與赤道區(qū)域的高生產(chǎn)力帶且緯度變化不大。然而海山頂部與遠洋沉積厚度具有很高的相關(guān)性。礁混雜體對于I-1型遠洋沉積起著重要控制作用。1-2型遠洋沉積局部分布且不會超過礁混雜體的高度，而I-1型遠洋沉積大多數(shù)沿山頂邊緣超覆于礁混雜體之上并覆蓋整個山頂(圖6)。6.2側(cè)翼裂谷帶m-2類型沿海山側(cè)翼裂谷帶廣泛分布。大多數(shù)側(cè)翼裂谷帶表現(xiàn)為背景磁異常之上的局部正、負磁異常(圖8)。這表明主火山活動時期

9、之后的側(cè)翼侵蝕和堤壩侵蝕形成了側(cè)翼裂谷帶(Sager,1983;Mitchell,2001)oSmoot(1989)指出側(cè)翼裂谷帶有助于我們理解周圍區(qū)域環(huán)境的形成，即海山形成反映了斷裂帶走向。在我們的研究區(qū)域內(nèi)，這些側(cè)翼裂谷帶的位置和方向受與海山火山活動時期的轉(zhuǎn)換斷層相關(guān)的較早構(gòu)造特征控制。OFZ的海山側(cè)翼裂谷帶與PB的ItaMaiTai海山的差異有力證明了上述觀點。OSM2、0SM7、OSM8-1和OSM8-2的側(cè)翼裂谷帶及海山延伸方向為北西-南東和北東-西南走向，與轉(zhuǎn)換斷層方向一致。側(cè)翼裂谷帶的主體走向也可以從麥哲倫海山和。FZDuttoninoN-17*0(”WSCXN151.5O

10、9;E152*10'E16*40N152WE(b)15T50E圖6海山頂淺剖剖面及其位置圖續(xù)圖6海山頂淺剖剖面及其位置圖圖（a）為OSM7海山，（b）為OSM8-1海山，（c）為OSM8-2海山.OSM7海山頂部類型1-1沉積廣泛發(fā)育，剖面顯示其內(nèi)部為平行反射特征；OSM8-2海山頂部類型-2沉積比較發(fā)育，淺剖剖面內(nèi)部表現(xiàn)為空白反射；OSM8-1海山頂部中心附近火山基底出露（類型ID-2）比較發(fā)育，類型I-1和I-2遠洋沉積分別在海山西部和東部較為發(fā)育.山脊上的海山的基本走向看出（Smoot,1989）（圖1）。在裂隙地帶存在很強張力，其方向平行或垂直于轉(zhuǎn)換斷層方向，巖漿侵入了這些裂隙

11、從而形成了側(cè)翼裂谷帝。相反地，ItaMaiTai的側(cè)翼裂谷帶走向為南-北向和東-西向。西部的側(cè)翼裂谷帶為L型，頂部覆蓋著遠洋沉積，其走向亦為南-北向和東-西向。PB的ItaMaiTai的側(cè)翼裂谷帶的形成可能受不同構(gòu)造力的影響，或受OFZ不同方向斷裂帶堤壩侵入的影響。這里的側(cè)翼裂谷帶與較強的局部正、負磁異常并無明顯相關(guān)性（圖8）,側(cè)翼裂谷帶的坡度并未顯示上部陡峭的坡度或OSM2和OSM8海山拱形海灣的存在。側(cè)翼裂谷帶的形成主要受盾形火山建造時期火山流和盾形火山建造時期之后巖墻侵入的影響?；鹕交顒有纬芍蟮膸r墻侵入體的磁異常信號可能疊加在已經(jīng)存在的磁異常之上，因而形成復(fù)雜的磁異常特征。相反地，側(cè)翼

12、裂谷帶的形成與主火山活動時期基本同時，所以其磁異?？赡苁强傮w磁異常之上局部反映。BeieiBen（1995）不是所有的側(cè)翼裂谷帶的形成都受巖墻侵入的影響。通過對馬紹爾群島海山的側(cè)翼裂谷帶研究，他指出一些裂谷帶可能是北齒620003000mType111-3400014：MJ5000m圖7地震、淺剖剖面綜合分析續(xù)圖7地震、淺剖剖面徐合分析圖(a)為OSM6-1海山地震和淺剖剖面;(b)為OSM2海山淺剖剖面；(c)為OSM81淺剖削面.圖中可見上坡位置以II-1型基底出露為主,而下坡位置以DI-3型滑塌沉積為主.在盾形火山形成時期火山沉積和火山流的加積形成的。側(cè)翼裂谷帶局部的磁力高和磁力低可能可

13、能是巖墻侵入引起的。6.3塊狀坍塌在西太平洋海山，塊狀坍塌普遍存在且形式多樣。類型U-2濁積流在東南研究區(qū)海山附近的海盆內(nèi)普遍發(fā)育。淺剖剖面反射不清晰表明聲波能量的散射，這可能是由于海底存在相對較強的底流使得沉積侵蝕發(fā)生擾動而引起的(Damuth,1980)o與海山相鄰的盆地底流較開放性的盆地要強些，可能沉積物顆粒較粗，如類型I-3。類型111-1滑塌沉積在研究區(qū)坡度較低區(qū)域比較發(fā)育?；练e主要是由于長周期的緩慢移動引起12,40,12,40,13."N-14WN1ST40*Bl$S*0VE900*00<400-2000200400磁力舞肅(»T)l5r4O,EIS

14、3,WEWWB圖8海山磁異常圖圖(a)為IlaMaiTai海山；(b)為OSM2海山；(c)為OSM8-1海山.圖中粗線表示側(cè)翼裂谷帶位置。OSM2和OSM8-2海山的側(cè)翼裂谷帶與局部強磁力高和磁力低異常對應(yīng).東馬里亞納海盆中的haMaiTai海山的側(cè)排裂谷帶走向不同于OEZ斷裂帶中的OSM2和OSM«的側(cè)翼裂谷帶.磁異常等值線間距為50nT,地形等值線間距為0.2km.的(Masson等,2002)。碎屑沉積由單個高速事件引起的，而滑塌沉積是多個慢速階段形成的，其中伴隨著非常陡峭沉積和超負荷的沉積運移作用。滑塌的陡壁具有明顯的地槽和上坡比較陡的特征(Moon等，1989)這些特征也

15、在OFZ的海I：裂谷帶上有所反映。側(cè)翼侵蝕和巖墻侵入可能會引起震動，進而引起大量的塊狀坍塌事件(Ekworth和Voight,1995)o大多數(shù)形成于熱點附近的側(cè)翼裂谷帶都已形成?；鹕交顒雍痛骽t的塊狀坍塌在這些白堊紀海山曾經(jīng)停止了很長時間，但側(cè)翼裂谷帶帶在塊狀坍塌作用中起到r直接的作用，它阻止了碎屑沉積的橫向移動，一直到裂谷帶底部。Moom等(1989)研究得出夏威夷洋脊的大揪塊狀坍塌的移動方向均與側(cè)翼裂谷帶垂直。研究區(qū)西部海山頂部的海底地形和淺剖資料顯示塊狀坍塌門海山從熱點移動之后一宜影響著海山。側(cè)翼裂谷帶研究程度較高的海山的地形和上部淺剖資料顯示存在較大規(guī)模的斷裂和滑塌體（圖2和6）。遠

16、洋沉積的橫向不連續(xù)和和碳酸鹽平臺表明海山陡坡形成于海山沉降在海平面以下。海山下部塊體之上的海山側(cè)翼表現(xiàn)為拱形海槽和陡坡。OSM8-1海山的南、北頂部和OSM8-2海山西南頂部的陡坡顯示從海山沉降之后的山頂滑塌塊體和斷裂處就開始了塊狀坍塌。塊狀坍塌可能受地震活動、巖墻侵入、沉積超載、破火山口坍塌以及受熱流、活動斷裂和風(fēng)化作用影響的火山巖的蝕變等因素的影響而產(chǎn)生（Lipman等，1988;Lopez和Williams,1993;Bergersen,1995;Elsworth和Voight,1995;Marti等，1997;Vidal和Merle,2000;Lee等，2002）o此處觀測到的滑塌沉積

17、可能是一次或多次的機械運動造成的。在熱點附近形成火山時，火山作用和侵入作用是塊狀坍塌的主要原因，但那些機械運動不在起作用。海山側(cè)翼和山頂?shù)某练e超負荷可能引起了塊狀坍塌。此次研究中，地震剖面和鉆孔資料并未顯示破火山坍塌力面的證據(jù)，因此此處的塊狀坍塌并非是簡單的機械運動所致（Wedgeworth和Kellogg,1987;Heezen等1973b、c）0由于斷裂和火山活動，大多數(shù)熱液活動主要是在火山形成之后（Cronan,2000）o因此，熱液流體引起幾千萬年的塊狀坍塌不大可能。此次研究中，側(cè)翼裂谷帶、側(cè)翼上部陡坡和拱形海槽可能與塊狀坍塌直接相關(guān)，而且是碎屑流沉積的物源。研究區(qū)內(nèi)大多數(shù)的塊狀坍塌沿

18、側(cè)翼裂谷帶之間的拱形海槽流失（圖5）?？傮w來說，風(fēng)化的火山流和火山沉積易受較遠處地震活動和附近斷裂的影響。由于太平洋板塊俯沖到菲律賓海板塊，故研究區(qū)西部的馬里亞納弧-溝系統(tǒng)是強旦深源地震的活動中心。此次研究中發(fā)現(xiàn)，地震活動可能引起了海山上的物質(zhì)向西流失。7結(jié)論此次研究分析了西太平洋OFZ附近海山的淺剖剖面聲學(xué)反射特征。不同聲波反射類型的沉積呈清晰的帶狀分布：遠洋沉積（類型I-1和I-2）和礁混雜體（類型UT-1）位于海山頂部；基底出露巖體（類型11-1和111-2）沿側(cè)翼裂谷帶和上坡位置；滑塌沉積（類型m-3）位于下坡位置；濁流沉積（類型II-3）位于坡底和盆地底部；遠洋沉積和濁流沉積的混雜體

19、（類型I-3和n-2）位于盆地底部。遠洋沉積具有兩種不同類型（類型I-1和I-2）的聲學(xué)特征。類型I-2遠洋沉積的淺剖特征表現(xiàn)為清晰的底部反射界面，內(nèi)部無明顯反射，表明此處底流活動較強，使得沉積物僅在地形上較為隱蔽的區(qū)域沉積。類型I-1遠洋沉積顯示了清晰的底部反射界面且內(nèi)部表現(xiàn)為平行反射特征，這表明此處沉積比較連續(xù)。OFZ的海山側(cè)翼裂谷帶可能受海山火山活動時期與轉(zhuǎn)換斷層相關(guān)的先前構(gòu)造的影響，而PB的ItaMaiTai海山上的側(cè)翼裂谷帶顯示了與OFZ不同的走向，這可能起源于海山形成時期。（下轉(zhuǎn)第33頁）側(cè)翼的火山侵入活動和塊狀坍塌在海山形成過程中起著非常重要的作用。塊狀坍塌影響的海山形態(tài)的變化，

20、而側(cè)翼侵蝕和巖墻侵入位于巖漿巖源之憶。塊狀坍塌間接地受側(cè)翼裂谷帶的控制，它控制了下坡塊狀坍塌的邊界。塊狀坍塌受海山頂部斷裂活動引起的大塊體的移動，它形成了海山頂部下面的陡坡。著的波高和波長。不幸的是，在應(yīng)用到珊瑚礁上，它們需要通過對充分擴展的大海作相同的假設(shè)。NOAA的環(huán)境預(yù)測國家中心（NCEP）生產(chǎn)了一個混合衛(wèi)星/模型波產(chǎn)品，可以參考(/bering/pages/env-wave.html)o在珊瑚礁研究和管理方面，雨量是一個可充分利用的遙感產(chǎn)品。鹽度是珊瑚礁其中一個主要的刺激因素。淡水會降低鹽度水平所引起的壓力，雨量是了解這個過程的關(guān)鍵,無論是從河流直接注

21、入到珊瑚礁系統(tǒng)中還是通過熱帶暴風(fēng)雨。有兩個主要的技術(shù)可以從空間獲得降雨信息,一個是使用熱紅外來測量云層頂端的溫度，而另一個是基于雨本身的微波衰減。Ebeil和Manton（1998）對這些使用不同衛(wèi)星（無論是極地軌道和地球靜止軌道）的技術(shù)做了一個對比。熱帶降雨測量任務(wù)（TRMM）采用了一種特別設(shè)計的用于測量降水的傳感器包(www.eorc.nasda.go.jp/TRMM//)o2結(jié)論影響珊瑚礁健康的其中一個最緊迫的問題是大規(guī)模珊瑚礁的漂白。大規(guī)模的漂白是高的海洋溫度和PAR、紫外線或這兩者之間相互作用造成的（Brown,1997

22、；Hoegh-Guldberg,1999;Mumby等，2001b）。雖然海溫,紫外線和PAR可以從衛(wèi)星數(shù)據(jù)中提取，但還沒有研究能夠把這些數(shù)據(jù)與熱量及預(yù)測珊瑚礁表面漂白狀況風(fēng)險的輻射轉(zhuǎn)移模型相合并。事實上，通過整合一系列衛(wèi)星傳感器的產(chǎn)品，在許多方面可以提高大規(guī)模漂白的預(yù)報質(zhì)量。遙感數(shù)據(jù)逐漸變得更多元化和更有用。隨著時間的推移，來自遙感產(chǎn)品的氣候時間序列數(shù)據(jù)變得越來越有意義，并能更好地區(qū)別海洋環(huán)境中典型波動中的急性干擾。也許使用這些數(shù)據(jù)的最大障礙是成本和如何獲得。未來的高分辨率衛(wèi)星儀器，有望能提供目前必須由飛機才能獲得的這種數(shù)據(jù)。希望互聯(lián)網(wǎng)技術(shù)的發(fā)展除了提高產(chǎn)品序列互補性外，還可以提高數(shù)據(jù)傳播的

23、多樣性。最后，我們強調(diào)有必要擴大培訓(xùn)機會，使得更廣泛的群體人員可以作出判斷，對于給定的應(yīng)用如何選擇和解釋最適當?shù)男畔?。譯者萬榮勝譯自MarinePollutionBulletin48（2004）219-228.校對梁世容譯者簡介萬榮勝，男，碩士，任職于廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局海洋地質(zhì)科學(xué)發(fā)展戰(zhàn)略研究所工程師，現(xiàn)從事海洋地質(zhì)相關(guān)專業(yè)研究工作.通訊地址廣州市1180信箱，郵編510760,電話號碼：02082251637（上接第50頁）翻譯楊永譯自Deep-SeaResearchPartI,Vol.52：1932-1956,2005,doi：10.1016/j.dsr.2OO5.04.009.校對譯者簡

24、介通訊地址）姚會強楊永，碩士，2010年畢業(yè)于長安大學(xué)，從事海洋地球物理研究.廣州市1180信箱礦產(chǎn)所，郵編：510760,yong0913029163.oom.Masson等，2002;Mitchell等,2002）oGreene等（1980）首次在天皇海嶺嘗試運用地震剖面的9種不同反射類型來研究海山地質(zhì)構(gòu)造，但是每個海山上僅有一條或兩條地震剖面。由于測線太稀而使得研究收到很大的限制，以至于不能很好的解釋海山的深部構(gòu)造和識別沉積過程。側(cè)掃聲納數(shù)據(jù)不能刻畫沉積的內(nèi)部構(gòu)造特征，只能研究海底地形特征。多波束測深數(shù)據(jù)不能提供關(guān)于海底之下沉積層分布的地質(zhì)信息。人們已經(jīng)利用高頻（3-llkHz）的淺剖資

25、料進行海底沉積層的研究（如Damuth,1980;Chough等，1997）,研究中假設(shè)不同的沉積類型、地形起伏、幾何形態(tài)和沉積構(gòu)造具有不同的聲學(xué)反射特征。目前，利用聲學(xué)反射類型成圖進行沉積層的調(diào)查研究大多數(shù)主要是沿大陸邊緣，這不同于隨海山基底變化的較厚的沉積分布特征的研究（Emb-ley,1970,1980;Damuth和Hayes,1977;Chouth等，1985;Pratson和Iaine,1989）O盡管淺剖的穿透深度很淺，但利用淺剖、測深數(shù)據(jù)和其它輔助資料能夠提供關(guān)于海山沉積特征和形態(tài)變化特征方面的信息?；诤Ｉ郊捌涓浇纳詈Ｆ皆臏\剖資料（3-7kHz）,本文詳細解釋了的聲學(xué)反射

26、類型。目前關(guān)于海山此方面研究較少，該基于淺剖的類型圖詳細描繪了海山沉積層和巖石類型的分布特征，滑塌沉積的運動學(xué)原理和分布以及其他與這些西太平洋海山沉積演化相關(guān)的過程。2地質(zhì)背景本文所研究的海底火山位于東馬里亞納海盆（EMB）,Pigafetta海盆（PB）和Ogasawara斷裂帶（OFZ）,該斷裂帶將上述兩個盆地隔開（如圖1）。根據(jù)Nakanishi等（1989）的研究，OFZ在中侏羅世到晚侏羅世時期是【zanagi板塊和太平洋板塊的邊界。它西北延伸至馬里亞納海溝，東南邊界由于資料有限不甚清楚?；诙嗟赖卣鹌拭?，Abmms等（1992）指出OFZ有150km寬，且邊界地形陡峭，并垂直于磁條帶

27、。從位于PB和EMB之間的磁條帶M35可以看出，這兩個海盆已經(jīng)發(fā)生了600km的位移（圖1）（Nakanishi等，1989）。在西太平洋的斷裂帝中，OFZ比較特別，因為其附近有許多海底火山（如麥哲倫海山和Dutton洋脊上的海底火山）。根據(jù)磁條帶資料可以看出，研究區(qū)中的PB和EMB海盆是最古老的太平洋地殼的一部分（Nakanishi等,1989,1992）0本文涉及的所有海山未考慮其形狀和大小。韓國海洋研究和開發(fā)所（K0RDI）已經(jīng)對研究區(qū)的大多數(shù)海山進行了先進的多波束測深調(diào)查，獲得了其海底地形圖。這些海山主要包括OSMUOSM2、OSM3、OSM4、OSM5-1、OSM5-2、OSM6、O

28、SM7和OSM8,其中OSM6和OSM8可進一步分為OSM6-1、OSM6-2和OSM8-1、OSM8-2（圖2）在這些海山中，OSM1和OSM5-2早期被命名為ItaMaiTai和Seascan,目前仍在使用。ItaMaiTai海山已經(jīng)進行了鉆探、重力、地震和磁力調(diào)查等許多地質(zhì)地球物理工作（Heezen等，1973b、c;Sager,1983;Koppem等，1998;Lee等，2003）0DSDP200-202鉆井資料（Heezen等，1973b、c）顯示ItaMaiTai海山頂部由遠洋沉積、灰?guī)r和礁軟泥沉積。Kop-pezs等（1998）對ItaMaiTai海山的拖網(wǎng)樣品進行了放射性年代

29、測量，測量結(jié)果顯示其年齡為118Ma。Sager（1983）和Lee等（2003）對研究區(qū)海山進行了古地磁研究，提出了大多數(shù)海山群沿129-72Ma磁條帶位置分布。OFZ斷裂帶內(nèi)的DSDP585鉆井資料鉆至893m卻未到達基底(Moberly等，1986),但Abrams等(1992)得出基底之上的沉積層厚度大于EMB和PB海盆的厚度。22,N3TNDuttonRidgeOFZI5TE156E158*E15(TE154,EI48,E120"E130T140*EIWE100*E17TE180*“,*I6(TE圖1研究區(qū)位置圖圖中陰影部分為三個研究區(qū)域，詳細地形特特征如圖2所示.圖中等值

30、線間距為Ikm.磁條帶異常基于侏羅紀洋殼地磁翻轉(zhuǎn)研究(M28=158-159Ma;M32=161-162Ma；M35=164Ma)(Nakanishi等，1989,1992).0電和函分別表示Ogasawara和Kashima斷裂帶.EMB和PB分別為東馬里.亞納海盆和Pigafrtta海盆.Vlinder、Pako和loah海山位于麥哲倫海山區(qū).除0SM5-1之外，此次研究的海山均為平頂海山。ImMaiTai海山山頂位L型，其它海山均為近圓形。OSM8-1和OSM8-2海山的北側(cè)坡度較小而地形起伏較大。ItaMaiTai、OSM2、0SM8-1和OSM8-2發(fā)育有側(cè)翼裂谷帶；其側(cè)翼傾角較陡，

31、存在陡坎(臺地和堤壩）（Vogt和Smoot,1984）,并與裂谷帶平行或相互切割。OSM3、OSM4、OSM5-1、OSM6-1和OSM6-2海山的側(cè)翼裂谷帶發(fā)育較少。在研究區(qū)中，海山的坡底深度在5300-6000m之間變化（表1）。南部海山的坡底深度大于北部海山的坡底深度。根據(jù)Smith和Sandwell（1997）的地形數(shù)據(jù)庫，OFZ南部附近的海盆較其附近的要深些。海山頂部深度在1085-1350m之間變化，海山頂部邊緣在1300-1650m之間。南部海山較北部海山要高些。OSM7和血MaiTai海山頂部表面積分別約為2395km:和650kn?,其余海山的頂部表面積均小于300km2o

32、海山的平均坡度為6.5°-12.9°，而非平頂海山的坡度為6.7。13.3。（表1）。ItaMaiTai和OSM7海山的平均坡度受較大的平頂影響較大。上坡部分和側(cè)翼裂谷帶的坡度要大于海山其它部分（圖3）oOSM8-2海山北部的下坡部分與一個平均坡度為7.0°的小丘相連。OSM6-1海山西部的下坡部分坡度較小，平均為4.3。WtNTt圖2研究區(qū)海山地形圖圖（a）、（b）和（c）分別是圖1中所示三個研究區(qū)域.圖中黑線表示調(diào)查測線，白色粗字表示等值線值，黑色實點表示DSDP站位.等值線間距為0.2km.表1海山地形地貌統(tǒng)計結(jié)果位置.深度高度頂部平臺面積（km2）平均坡度

33、酎平均坡度（不包含山Bi平臺）經(jīng)度（E）緯度（N）頂界深度（mbsl*）底界深度（inbsl）山瞋邊緣深度（mbsi）IlaMaiTai56°50，12°50,13505900165045506509.5°11.2°OSM257°35，3°55，12205800150045802109.7°9.8°OSM3"40，11°50'12605900155046407012.9°13.3°OSM457°50，12。50'1270600050047301401

34、1.4°11.9°OSM5-158。45，5°20，12055500429511.7°11.7°Seascaii159°15'15°05，11505500130043508011.9°12.2°OSM6-116OcO5,15°40,10855300140042151556.5°6.7°(JSM6-216(20'15°35'1225530014004075708.0°8.0°OSM7152°05，6。55，1330

35、55001650417023958.3。11.3°OSM8-1152°40，17°25f13205300160039802957.7°8.0°OSM8-2】53。10'17°25*11905300145041101907.9°8.1°,nbd=海平面之下水深（單位為m）;-平均坡度是每個網(wǎng)格點與其相鄰八個方向（南、北、東、西、北東、北西、東南和西南）網(wǎng)格點之間的最大坡度，梯度計算采用Air/lnfo的空間分析模塊計算的。圖3海山坡度圖圖（a）、（b）和（c）分別是圖1中所示三個研究區(qū)域的坡度圖.坡度是每個網(wǎng)

36、格點與其相鄰八個方向網(wǎng)格點之間的最大坡度，上坡位置和側(cè)翼裂谷帶的坡度較山坡中、下坡位置的坡度要大得多.3數(shù)據(jù)獲取此次的多波束測深和淺剖數(shù)據(jù)（3-7kHz）來源于KORDI,是該研究所在2000、2001和2003年的R/VOnnuri航次在西太平洋海山進行鐵錠結(jié)殼初步調(diào)查中獲得的，分別采用SeaBeam2000多波束系統(tǒng)和Bathy-2000P淺剖系統(tǒng)采集獲取的。調(diào)查測線主要為南-北和東-西走向，測線間距大約為7km,有些地方隨水深和SeaBeam2000的海底覆蓋率的變化而有所變化（圖2）。共獲得了8760km的淺剖剖面資料。由于淺剖測量頻率較高，故這些淺剖資料可用于解釋數(shù)十米到100m的底

37、基構(gòu)造特征。淺剖的傳輸速率和脈沖長度分別為0.1Hz和50ms。時深轉(zhuǎn)換時選取的速度為恒定速度1500m/so巖石樣品來源于沿海山側(cè)翼和海盆采集到的拖網(wǎng)樣品，但此處只討論與巖石類型相關(guān)的具體的聲學(xué)反射類型。4反射類型分類本文基于反射波的屬性和連續(xù)性，底基構(gòu)造和海底地貌特征識別出9種不同的反射類型。反射類型主要分為三組：（1）清晰反射（類型I-1,1-2,1-3）,（2）不清晰反射（類型II-1,n-2,n-3）,（3）雙曲線反射（類型m-i,ni-2,in-3）。4.1類型I-1此類型表現(xiàn)為清晰的連續(xù)、平行反射特征，與海底反射基4一致（圖4a）。表面反射一般較平緩或輕微向上凸起。該類型的下界面

38、往往較為粗糙和不規(guī)則。這種類型一般主要分布在平坦的海山頂部，如OSM6-1和OSM8-2。在ItaMaiTai和OSM7海山頂部，此類型沉積的厚度超過100m,而在其它海山厚度大約在20-70m之間。在ItaMaiTai海山頂部，DSDP200-202鉆井顯示類型1-1為遠洋沉積（Heezen等，1973b、c）。4.2類型1-2類型I-2內(nèi)部表現(xiàn)為透明反射，具有清晰的下反射界面（圖4b）。與類型1-1相似，該類型也主要分布在海山平頂部位且不受陡坡控制。類型I-2的現(xiàn)界反射波稍微向上凸起且橫向連續(xù)性較差。此類型在OSM6-1和OSM8-2海山頂部呈不連續(xù)反射特征。這種內(nèi)部透明的沉積層厚度一般較

39、薄，例如OSM6-1海山5m厚，OSM8-2海山30m厚。然而，OSM8-2海山局部厚達100m。Winterer等（1995）對比了Resolution海山3.5kHz底基剖面和大洋鉆探資料，將該類型解釋為遠洋沉積。4.3類型I-3此類型顯示了清晰的底部反射和層間平行反射（圖4c）。內(nèi)部平行反射延伸至近平緩的底部反射層。這種類型在深海盆地記錄中可以看到。類型I-3最上部在部分記錄上表現(xiàn)為空白帶，且延伸至盆地底部。DSDP199和585站位接近該類型的末尾，與ItaMaiTai相鄰，其最上部被解釋為濁流沉積（Heezen等，1973a;Moberly等，1986）oOSM4和OSM5-1之間的

40、盆地底部重力活塞取樣顯示此為遠洋沉積。我們將此類型解釋為濁流沉積，它其之上被遠洋沉積所覆蓋。«®H-3圖4九種舟波反射類型的典型淺剖剖面§°3km續(xù)圖4九種聲波反射類型的典型淺剖剖面（每個類型在文中有詳細描述，剖面位置如圖2所示.）4.4類型口-1此類型具有清晰的基底反射但無明顯底基反射且沿海山陡坡處反射較弱（圖4d）。在坡度突變的地方，該類型與海山頂部邊緣的類型ID-1相鄰，且與中、低坡度區(qū)域的in-2和m-3相鄰。類型n-1被解釋為具有少量或無沉積覆蓋的火山基底，這是侵蝕或無沉積作用的結(jié)果。4.5 類型n-2此類型顯示了較長延伸的基底反射.但底基反射發(fā)散或無離散反射（圖4e和f）。此次研究中，此類型的穿透深度為30-40m。此類型曾被解釋為代表性的濁流沉積（Damut