海洋覆盖了70%的地球表面，洋壳储存的矿产资源非常可观.然而，海底平均深度达3 km，获取大洋板块的相关数据相对较难. 研究海底的板块运动和矿产资源勘查等需全球尺度的数据约束.基于卫星磁测以及航磁数据构建的海底磁异常是解决这一问题的重要手段.

在全球磁异常图上，海底磁异常基本平行于洋中脊，且极性正负相间呈条带状分布(图 1).海底磁性条带的发现为海底扩张学说和板块运动提供了有力的证据，对研究海底地壳结构、地球内部动力学过程等具有重要意义.海底磁异常条带发现于20世纪50年代之后.1963年，Vine和Matthews(1963)基于海底扩张学说和地球磁场倒转理论，提出了海底磁异常条带成因的模型(图 2).随后，20世纪60年代末的”深海钻探计划”(DSDP)的研究成果证实了该模型的正确性(Bukry and Bramlette，1970)，并进一步推动了海底扩张学说和大陆漂移学说，为地球科学带来了一场革命.

图 1

Fig. 1

图 1 全球磁异常图 (修改自Korhonen等，2007) Fig. 1 Global magnetic anomaly map (revised from Korhonen et al.，2007)

图 2

Fig. 2

图 2 海底磁异常条带发展模型的示意图 (修改自 Frisch等，2011) Fig. 2 Schematic diagram of the magnetic structure of oceanic crust(revised from Frisch et al.，2011)

2 0世纪60年代，不同学者对大西洋、印度洋、太平洋以及极区等主要洋盆进行了大量的海底磁异常探测和研究(Pitman and Heirtzler，1966).研究成果主要包括地磁极性年表的建立(如，著名的HDHPL68年表)、主要洋盆的板块运动的研究(Vine and Matthews，1963; Pitman and Heirtzler，1966)、短波长磁异常的产生机制的分析(Luyendyk，1969)、以及利用磁异常进行热液区勘查(Hunt et al.，1967; Ross and Degens，1969).70 年代期间，海底磁异常的研究进一步发展.比如，在HDHPL68年表的基础上，地磁极性年表不断修订(Blakely and Cox，1972; Watkins，1972)，增加了M 序列(Larson and Chase，1972; Larson and Hilde，1975)；对板块运动的研究范围拓宽(McKenzie and Sclater，1971; Herron and Pitman，1975)；短波长异常的研究加深(Blakely et al.，1972; Atwater and Mudie，1973; Cande and Labreque，1974; Klitgord et al.，1975)；偏态度的产生机理进一步研究(Cande and Kent，1976).80年代以后，海底磁异常探测逐渐减少，随着仪器和方法技术的发展，开始了地磁场古强度的研究.此外，建立了广泛使用的地磁极性年表(CK95年表和CENT94年表)，更多的热液区被发现(Fouquet et al.，1991; Langmuir et al.，1997; Tivey and Dyment，2010).

本文将首先介绍海底磁异常数据获取和采集，和几种典型的海底磁异常条带的模型，然后深入讨论了利用磁性条带的应用及研究意义，主要包括建立地磁极性年表，研究板块运动，分析磁异常的形状以及探测热液区等.接着介绍国内用海底磁异常的研究成果.最后对研究总遇到的相关难点进行回顾与展望.

在本文中，海洋磁测指航海磁测，它是沿着船舶航迹或利用水下航行器从局部和区域尺度探测海底的磁信号.海洋磁测开始于20世纪50年代(Heezen and Ewing，1952)，在1960s-1980s达到探测高峰(图 3)，目前，海洋磁测数据已经基本覆盖全球.

图 3

Fig. 3

图 3 1950年以来海洋磁测每年的次数 (修改自Hamoudi等，2011) Fig. 3 Annual frequency of marine magnetic surveys since 1950(revised from Hamoudi et al.，2011)

采集到的磁异常原始数据需要经过误差处理、磁信号处理、数据反演等步骤(图 4)，才能反映洋壳磁性岩石的有效信息(Quesnel et al.，2009).

图 4

Fig. 4

图 4 海洋磁异常数据处理的流程图 Fig. 4 Flow chart of the Marine magnetic anomaly data processing

对于误差分析，主要包括：1)时间和位置误差的校正，每条测线的采集时间都要检查，去掉重复或者错误的时间记录；2)地核场和外部场的矫正，1996到2002年观测数据可以用综合模型4(CM4)作为参考场，估计出地核场和外部场；3)航海数据筛选，一些测线的数据有明显的航行错误，比如记录到的观测点在陆地上等，需要删掉.此外跳跃点、奇异点和其他手写错误也需改正.

为了增强磁异常和磁源位置或磁化强度信息，通常采用系统的磁信号处理技术.首先需要用化极把斜磁化的异常转化为垂直磁化，可以有效地消除磁异常的不对称性.其次，利用延拓方法，可将海平面观测到的磁异常，换算到不同平面进而突出或压抑局部异常.此外，还可能涉及到匹配滤波、小波滤波、利用磁异常的径向磁源层的厚度和深度的估算等方法.最后，通过反演方法提取更为丰富的地质信息.

洋壳的磁结构自上而下可分为四个基本单元：喷出的玄武岩、席状岩墙、辉长岩、蛇纹石化的橄榄岩(图 5)(Gee and Kent，2007).与地震波速确定的分层对应起来：layer1为沉积层，layer2包括玄武岩层和席状岩墙，layer3是辉长岩层，layer4 对应上地幔顶端的蛇纹岩化的橄榄岩(Frisch et al.，2011).

图 5

Fig. 5

图 5 洋壳的磁结构示意图(修改自Frisch等，2011) Fig. 5 Simplified sketch showing development of the magnetic stripe pattern (revised from Frisch et al.，2011)

最上层的玄武岩层主要由枕状熔岩组成，相比感应磁化成分，具有稳定的强剩磁，是浅部海底磁异常的主要来源.洋中脊喷出玄武岩主要的磁性矿物是富含钛的钛磁铁矿，通常会经历不同程度的低温氧化，观测到的磁异常强度不仅与低温氧化程度有关，也与钛磁铁矿的成分，富集程度，以及颗粒大小有关(Gee and Kent，2007).

枕状熔岩与岩墙之间存在一个过渡带，具有低磁化强度和高矫顽力的特点.而席状岩墙具有中等的磁化强度和较低的矫顽力.与枕状熔岩的磁性矿物不同，岩墙中的主要矿物基本上都是磁铁矿，一般认为这种磁铁矿是居里点温度下喷出层蚀化的产物(Hall and Muzzatti，1999).岩墙中的剩磁主要是化学剩磁.

席状岩墙下面是辉长岩层，硅酸盐型的磁铁矿是海底辉长岩的普遍特征，这可能是辉长岩中稳定剩磁的主要来源.

来自地幔的橄榄岩没有磁性，蛇纹石化作用可导致其产生磁铁矿和磁化作用，蛇纹石化的橄榄岩也是产生磁异常的重要磁源.橄榄岩中磁铁矿的含量、磁化率以及磁化强度随蛇纹石化程度的增加而增加(Gee and Kent，2007).

洋壳产生的磁异常条带受多种因素影响，主要包括岩石类型和磁化机制、海底地形影响、后期改造等.基于不同的简化模式，前人提出以下主要模型：

最早的磁异常条带模型由Vine和Matthews(1963)提出.该模型认为上地幔部分熔化后的物质(玄武岩浆)在洋中脊连续不断地上升，推动洋中脊两侧的块体向外移动.新生成洋壳逐渐冷却，当温度低于其中所含磁性矿物的居里温度时，这些磁性矿物就会准确地记录当时的地球磁场信息(包括磁场方向和强度).在地质历史时期中，地磁场极性会发生多次倒转，因此洋中脊两侧也会交替出现正常磁化和反向磁化现象，并形成平行于洋中脊的海底磁异常条带(图 2).该模型假定侧面无限延伸，均匀磁化，磁性地壳深度为居里等温面的深度，估计出海盆受磁化部分的厚度大约15 km.e 1966年，Vine(1966)用厚1.5 km的磁性层来代表layer 2，layer 2主要有玄武岩喷出岩和侵入岩，layer 3层为辉长石或者被蛇纹石化的岩石，具有比较低的磁化强度，对磁异常贡献可忽略.根据这个模型，可在建立地磁极性年表过程中，推算出理论磁异常，并估计极性倒转边界的位置.

为考虑不对称性对信号的影响，Schouten(1971)在二维、对称磁化的海底磁异常条带模型的基础上，加入了一个相位来表示不对称程度，这个相位与受到磁化的偏角和对称轴的走向有关.不对称度是一个关于走向变化和纬度的函数，尤其是在赤道附近.这样的模型中，假设磁性层顶深3.5 km，底深5 km，南北走向的对称地壳在所有纬度都会产生对称的异常，东西走向的对称地壳将只会在最高纬和最低纬产生对称分布的异常，在其他环境下，只能产生不对称性.在研究板块运动的历史时，为更精确估计板块的扩张速率，可用这个模型考虑不对称的影响.

Talwani等(1971)在海底磁异常条带模型中，加入了地形变化引起的影响.若要产生正确的磁性条带的振幅，磁化厚度大约为0.5 km，认为磁性源主要是海底地壳的喷出层，由枕状岩浆和块状岩浆流组成，组成海底地壳layer3层的席状岩墙或侵入岩对磁异常没有贡献.在研究洋壳扩张和演化的历史时，为更精确估计板块的扩张速率，确定地质时期的年龄，可用这个模型加入地形的影响.

此外还有一种两层模型(Cande and Kent，1976)，上层主要是快速冷却的玄武岩，是海底磁异常的主要磁源，在这种模型中厚度一般为0.5 km，在这一层中等扩张洋脊的过渡带宽度为2或3 km，这一层对磁异常总振幅的贡献为3/4.下一层主要是中等磁化、缓慢冷却的深部大洋地壳中侵入岩，这一层的过渡带是宽的倾斜边界，贡献了总振幅的1/4.两层模型中上层强磁化的窄的过渡带会产生短波长磁异常，可能是短波长的一种来源，同时也为磁异常振幅的偏态研究提出可能的来源.

以上几种模型是基于对海底磁异常条带产生机理认识的不同而提出的，相应解决了不同的问题.随着研究技术的发展以及对洋壳磁结构和海底深部构造认识的深入，更符合实际问题的模型将会提出，也会解决更多的问题.

海底磁异常条带记录到了地球磁场极性倒转的信息，前人根据海底磁异常条带的宽度，和相对于已知年龄的控制点的距离建立了GPTS.GPTS可用来定年，估计海底扩张速率，通过对倒转频率的分析，为研究地球内部动力学提供一定的约束.

GPTS的时间跨越从中侏罗纪到现在.海底磁异常可分为两种序列：C序列和M序列.生成于白垩纪正超极性时之前的是M序列，之后的是C序列.M序列的异常一般在几个主要洋盆的最古老地壳上才能勘测到.随着采集的海底磁异常数据的增加，建立地磁极性年表方法的逐渐改进，控制点年龄的确定，使得地磁极性年表一直在不断修订.

1 966年，Pitman等根据横跨太平洋-南极洲洋中脊的四条磁异常剖面，建立了过去10 Ma以来的地磁极性年表，这是第一个基于海底磁异常条带建立的年表(Pitman and Heirtzler，1966).1968年，Heritzler等综合分析南大西洋、印度洋及太平洋的磁异常模式(Heirtzler et al.，1968)，基于南大西洋剖面建立了最近约76 Ma以来的地磁极性年表(HDHPL68年表).之后的年表基本上是基于这一年表进行修订，如Klitgord等(1975)依据东太平洋多条近洋底磁异常剖面对5.9 Ma以来的极性界限年代进行了修订；Blakely(1974)叠加东北太平洋的十几条勘测剖面，在7.3到22.7 Ma之间增加了8个短波长异常； Mankinen和Dalrymple(1979)依据北大西洋的多条勘测剖面对磁异常0~5带进行了修订.1992年，基于南大西洋磁异常剖面，以9个有限的旋转极和全球大洋多条磁异常剖面的叠加为约束，建立了晚白垩纪和新生代的地磁极性年表(CK92年表).CK95年表在此年表做了少量修订，C3n.4n、C5Bn、C6Cn.2r、C13r、C21n、C24r、C29r、C33n、C34n 的年龄校正值分别为5.23、14.8、23.8、33.7、46.8、55.0、65.0、74.5、83.0 Ma.

1975年，Larson和Hilde(1975)首先建立了M序列的地磁倒转年表.他们的年表有Hawaiian条带的七个磁异常部分组成，极性边界的时间是由固定扩张速率和DSDP得到的生物地层估计的.1978年，在Larson和Hilde(1975)的年表基础上增加了M26-M29异常，利用Japanese条带组中的一个剖面得到的M26-M29 GPTS，假设扩张速率是固定的，极性边界的年龄是由Larson等的文献中外推得到的.目前广泛使用的M序列年表是CENT94，通过三个太平洋条带组(Hawaiian，Japanese，Phoenix)的11条磁异常剖面建立M0-M29 GPTS.CENT94基于Hawaiian 条带，确定所有条带组的极性序列校正年龄，M0的校正年龄是121.0 Ma，M25的是154.0 Ma，中间磁异常的年龄进行线性插值.另外一种广泛引用的GPTS是Gradsteinet等2004年的地质年表(TS2004).这个年表包括三个不同的倒转模式：一种来自Larson等1975年的海平面观测到Hawaiian 条带组的M0-M24磁异常序列，一种是Handshumacheret等1988年的航空磁测Japanese条带组的M25-M27n磁异常序列，最后一种是Sageret等1998年近海底观测Japanese条带组的M27r-M29磁异常序列.目前广泛使用的地磁极性年表是CK95的C序列和CENT94的M序列以及TS2004年表(图 6).随着古地磁数据库的丰富，技术的发展，地磁极性年表还会不断的修订.

图 6

Fig. 6

图 6 165 Ma以来的代表性地磁极性年表CK95 (Cande和Kent，1995)、CENT94(Channell等，1995)、OS04(Ogg和Smith，2004) Fig. 6 The geomagnetic polarity time scale since 165 Ma: CK95 (Cande and Kent，1995)、CENT94(Channell et al.，1995)、OS04(Ogg and Smith，2004)

地磁极性年表的一个重要的应用是地层序列定年.地球磁场极性倒转具有全球性，同时性的特征，可基于地磁极性倒转的极性带对地层进行对比和划分.地磁极性年表另一个重要的应用是推算海底扩张速率，推断洋壳的演化历史等.极性倒转的年龄确定，根据磁异常条带距离洋中脊的距离就可以估算出海底扩张的平均速率.

此外，地磁极性年表是认识地球深部过程的窗口，极性倒转的频率变化可以反应某些地球动力学过程.通常认为地磁场是起源于外核流体的运动，地磁场极性倒转是地球外核与地幔相互作用的结果.因而根据地磁极性年表，分析地磁倒转的时间序列的分布，为发电机模型的理论提供一定的约束.例如Cox用泊松分布反映地磁倒转序列(Cox，1969).他将这个分布与HDHPL1968年表中0到75 my的倒转数据进行比较，结果表明吻合很好.结论说明，倒转频率在不同时间段会有不同的值，反映的是控制地球发电机的物理条件发生改变，可能存在大范围的构造运动.

板块构造理论是目前流行的全球构造理论.根据法国的勒皮雄1968年提出的理论，目前普遍认为全球岩石圈是由六大板块(太平洋板块、亚欧板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块)组成，但是在180 Ma之前地球表面曾只有一个古大陆-盘古大陆.如何进行板块重建，对研究大陆和海洋演化历史、地球动力学以及完善板块构造理论具有重要的意义.

海底磁异常模式已广泛应用到板块重建，可为盘古大陆开裂后的板块相对运动的轨迹提供约束.这种方法的主要利用海底磁异常条带的全球性和同时性(图 7)，根据扩张速率得到板块不同时期的旋转极，以此推出板块的运动轨迹.侏罗纪中期，盘古大陆开始开裂，之后的板块运动伴随着各个主要大洋(大西洋、印度洋、太平洋)的陆续开启和演化.

图 7

Fig. 7

图 7 海底地壳等时图 (修改自Müller等，1997) Fig. 7 Isochrons of the world’s ocean floor (revised from Müller et al.，1997)

大西洋在三个区域(北大西洋、中大西洋、南大西洋)的年龄和演化历史各不相同.最先开启的是中大西洋.综合前人的工作(Herron and Pitman，1975)得出中大西洋的扩张历史.侏罗纪中期，狭窄的中大西洋海盆在非洲与北美东部之间开启.早白垩纪开始了一段长时间的相对稳定的板块运动，在这段时期海盆逐渐变宽，扩张中心向东迁移.直到早白垩纪末期，非洲开始与南美洲分离.在132 Ma中大西洋扩张系统开始向北移动，到126 Ma期间开启速率急剧减慢，之后到123 Ma海底扩张中心发生改变.晚白垩纪时继续向北迁移，逐渐形成联接中大西洋、北大西洋和比斯开湾扩张中心的三联点.中大西洋格局基本形成，新生代时期的板块构造运动主要发生在北大西洋.Klitgord等提出的这种中大西洋演化模式是目前广泛认可的版本，之后的研究都是在这基础上进行小尺度的改进或补充，如Schettino和Turco(2010)等还讨论了晚三叠纪-早侏罗纪期间北非洲的详细变形，Meschede和Frisch(1998)研究了加勒比板块在中生代和早新生代的演化历史.综合1960~1970 s的北大西洋演化模式的研究(Heirtzler et al.，1968; Pichon and Fox，197; Pitman and Talwani，1972)，北大西洋开启时间大约在110 Ma之前，之后北美与欧亚大陆分离.晚白垩纪，Labrador海开启.早第三纪，Labrador海和Tasman 海海底扩张消亡，北大西洋西部开启.根据Ladd等(1974)，南大西洋的演化历史分为三个主要阶段：大约180 Ma，非洲和南美洲与北美洲分离，南美洲西部出现晚三叠纪的扩张脊，扩张一直持续到晚侏罗纪或早白垩纪(大约130 Ma)，南美洲与非洲开始分离，南大西洋开启.之后一直扩张到现在这种板块格局.Lawver(1974)认为南大西洋区域冈瓦纳开裂的时间为大约160 Ma，64 Ma出现三联点.

印度洋的年龄和演化历史有一些分歧.Pichon等(1971)认为140 Ma之前非洲与印度、澳洲、南极洲开始分离，到100 Ma印度洋完全开启，早始新世，澳洲和Broken洋脊与南极洲开始分离，在晚渐新世或早中新世印度洋扩张速率减慢，早中新世之后，扩张恢复到之前的速率直到现在.Scotese(1974)认为Pichon没有考虑到晚白垩纪西南印度洋中脊的扩张方向由东北向转变为北北西向.McKenzie等(1971)认为印度洋开启时间为80 Ma，古新世印度和澳洲与南极洲分离速度增加，旋转极改变，同时认为35 Ma之前，西南印度洋中脊扩张速率与现在的相同.Pichon(1968)在另一篇文献中提到早始新世之前，由于东西走向的洋脊扩张系统，印度向北漂移，到中新世扩张停止.早始新世扩张速度变慢，晚始新世印度与南极洲分离.

太平洋的年龄和和演化历史研究相对较少.Larson(1972)研究晚中生代太平洋的演化历史，在100 Ma，Japanese扩张中心向北迁移，Hawaiian扩张中心东向迁移，Phoenix扩张中心向南迁移.80 Ma 稳定的三联点形成，之后三联点的南部向东南迁移.

综上，大西洋的开启年龄和演化历史研究得比较详细，而印度洋的开启时间仍存在分歧，太平洋的相关研究相对较少，尤其是南半球，可能是由于磁异常数据量少.这些方面需要今后深入研究.

短波长异常指的是近海底观测相比较海平面观测的磁异常中振幅值更大，而波长长度更短的异常(Luyendyk，1969).产生这种短波长可能的原因有：基岩的地形，反向磁化的岩脉，垂直于异常的方向上海底地壳岩石性质不同，地壳冷却时记录到的地球磁场强度的波动.

为分析短波长异常的来源，Blakely等(1972)对北太平洋6个剖面的磁异常进行化极、叠加处理后，发现55~70 my之间有6个短事件，海平面观测时会放大它们的信号，认为影响短波长异常最可能的因素是非理想的侵入岩脉和火成岩磁性质不同.短波长反映了洋壳增生过程的复杂性和喷出玄武岩层磁化性质的不同.

有的短波长异常可能是受地形的影响.Klitgord等(1975)对横跨太平洋-南极洋脊的几个近海底观测的剖面进行分析，发现在中央异常有明显的短波长变化，这种波动在同一洋脊两侧对应位置不是一致的，表明不可能是地磁场波动造成的.建立化学性质不同的模型结果表明其影响比较小，不足以产生这样的变化. 在一些倒转边界短波长的磁化强度变化非常明显，比如Gorda 隆起和Costa Rica 隆起的中央异常附近.在这些地区有比较大的地形影响.地形的影响加入到模型，得到的理论剖面与测得的剖面类似，因此认为是地形因素引起的短波长异常.Atwater和Mudie(1973)，MacDonald(1977)用同样方法分析短波长异常，也认为这些短波长是由地形引起的，.

短波长也有可能是记录到的地磁场信号. Cande和Labreque(1974)在北太平洋Gorda-Juan de Fuca Rise的海平面磁异常观测，发现Heirtzle等(1968)提出的磁异常模式上叠加有短波长(10~20 km)低振幅的特征.这些短波长异常形成的条带平行于主要异常条带.依据这种分布的全球性，他们认为这种短波长是由于地球磁场行为形成的，称为“小摆动”.Blakely等(1972)认为短波长异常对应的是短的倒转间隔，是地磁场的一种稳态的行为.

目前由于缺乏可靠的证据，短波长的来源还未达成一致的看法.如果短波长反映的是连续的地磁场记录，可为分析地球发动机的长期变化提供窗口，但研究洋壳的增生过程时，需要将这部分影响去掉.

海底磁异常的形状部分受磁源体获得剩磁时的走向和古纬度及地磁场的方向的影响，这部分影响使得磁异常形状表现出不对称，即偏态(Schouten and Cande，1976).偏态度一般用相位角定义，描述谱分析中一个信号的反对称性成分和对称性成分的相对比例.磁异常形状随相位角变化，相位角为零时，异常是标准磁化地壳产生为正异常，相位角为180°相当于赤道位置上东西走向的条带扩张中心，标准磁化地壳产生负异常(图 8).但是对全球范围的磁异常偏态度的分析发现，实际观测的形状与理论模拟的存在差别，称为异常偏态度或偏态差异，对于其产生机理，不同学者提出不同的观点，主要有：异常的旋转、正向磁化和反向磁化边界为非垂直的磁化物质、地磁场的信息以及其他.

图 8

Fig. 8

图 8 随偏态度变化的模型剖面 (修改自Schouten和Cande，1976) Fig. 8 A model profile phase-shifted in 30° increments，passing through the entire range of possible skewnesses (revised from Schouten and Cande，1976)

Weissal和Hayes(1972)在印度洋东南发现一种偏态差异.洋中脊两侧的异常5和20之间，在两组异常经过相对运动校正之后偏斜差异20度.这相当于两组异常分别向外旋转10°.Cande(1976)研究了太平洋的磁异常的偏态差异，发现磁异常27到32之间的偏态大约10°~15°，有两个证据能证明这个发现.第一种是同一个板块上相应位置上北太平洋和西南太平洋的偏态不同.也就是，根据两组异常信息计算的古地磁极可能位置不相同.可能是两组异常自从形成之后存在相对运动，比如沿Louisville洋脊或Eltanin断裂带，沿着特征的运动不在能解释异常偏态的正确位置上或者值太大.第二部分的证据是比较太平洋东南部和西南部的形成于相同的洋中脊的异常，异常偏态相同.

Cande(1977)分析大西洋中脊两侧相同年龄的异常组，异常31~34，年龄在61~83 Ma.他们发现两组异常偏斜角有很大不同.这种不同一方面是异常位置现在地核场的方向引起一些偏斜.然而对这部分进行校正后，每组异常偏态仍80°±20°.这种偏态差异可以解释为向外旋转40°，另外一种解释是正向磁化和反向磁化的边界是非垂直的厚磁化物质.Cande(1976)观测到快速扩张的洋中脊向外旋转，但是只有几度，不是根据异常偏态得到的12°~14°，另外均一磁化块体边界不是垂直的(Cande and Kent，1976).但是这种观点并没有广泛接受.有以下原因:海底地壳侵位机制表明洋中脊海底地壳侵入区域非常窄，这种观点被洋中脊深海潜水器的研究和蛇绿杂岩的分析证实了.另外Kidd模型推测枕状岩浆到席状岩脉的过渡非常快，这种观点也被Coata Rica Rift南部深海钻孔504B的结果证明了，完整的岩浆到100%岩脉的过渡垂直深度只有209 m.建立一个模型，假设磁化层是海底地壳的整个layer2层，侵入部分非常窄，结果表明非垂直边界不可能改变磁异常特征.

第三种可能产生异常偏斜的是地球磁场本身的行为(Cande，1976).比如很多倒转极性年表中未探测到的倒转事件，集中到固定极性的时期末，就会产生异常偏斜.另外一种机制是耦合盘发动机产生的磁场模式，也就是在一个固定极性时期内发动机强度会有振荡直到发生倒转.这种模型可以给出异常偏态度正确的方向或正确的数值，但是没有古地磁证据证明这种行为.

除了以上三种可能产生异常偏斜的原因，其他学者也提出了可能的原因，比如，构造旋转(Verosub and Moores，1981)，两层模型(Cande，1976)，在一定时期内地核场强度随时间衰减(Cande et al.，1978)，layer2A层中的化学剩磁(Raymond and LaBreque，1987)和整个海底地壳中的热粘剩磁(Arkani-Hamed，1989).另外Roest等(1992)对太平洋、大西洋和印度洋100多个剖面的分析，发现异常偏态与形成异常的时间内海底扩张速率有关，慢速扩张的异常偏态非常大，扩张速率超过6 cm/yr的异常偏态不是很明显(Roest et al.，1992).

在海底磁异常观测中，异常的偏斜是非常普遍的，增强了对海底地壳和上地幔磁化的理解，另外偏态度只与剩余磁化方向和地磁场矢量方向有关，可通过对偏态度的分析确定古纬度和古地磁极McKenzie和Sclater(1971)利用海底磁异常形状的差异，假设在10000年之内地球磁场的平均值是由极子场产生的，估计出印度洋磁异常的古纬度.他们采用的方法是比较观测到的磁剖面和模型剖面得到剩磁的偏角和倾角的范围，然后选择模型剖面最接近的观测剖面的剩磁偏角和倾角. Schouten等(1976)提出另外一种利用偏态度确定古地磁极的方法.他们假设海底磁异常是由Vine提出二维模型产生的，根据这个模型计算出磁异常的偏态度，然后根据偏态度确定所有磁性源的剩磁倾角和偏角，最后在半大圆标记这些值，来确定古地磁极.

海底磁异常条带不仅记录到地球磁场的极性倒转，还保存了过去地磁场强度变化的信息.地球磁场古强度的变化可为地球发电机模型提供一定的约束.目前地磁场古强度的变化对海底磁异常的贡献仍存在争议，最近几个研究表明，海底磁异常振幅的变化能反映古强度的变化.

Gee等(2000)对东太平洋隆起的8个剖面分析，将叠加后的近海底磁异常剖面、反演得到的磁化强度变化与沉积层确定的过去0.78 Ma相对地磁强度进行比较，发现都有相似的特征.另外，再和火山岩样品确定的绝对强度进行比较，结果变化规律一致，说明海底磁异常变化可以反映古强度的变化.

为进一步检验海底磁异常反映古强度的变化的可能性，Poulique等(2001)对中印度洋的近海底磁异常叠加剖面与中印度洋、东太平洋隆起和太平洋-南极洲洋脊的叠加的海平面观测磁异常和向下延拓剖面进行比较，结果磁异常短波长变化一致，说明地球磁场强度变化对海底磁异常的形状有重要贡献.

海底磁异常可反映过去过去地球磁场的变化，这可为利用定年提供一种手段，根据古强度的变化规律，可推测出观测到的磁异常条带的年龄.

海底热液的研究开始于1960年中叶，1965年‘Atlantic II’号科考船在红海海底分离板块边界的轴上发现了热液成因的金属矿床，开启了海底热液活动研究的序幕(Hunt et al.，1967; Ross and Degens，1969).海底热液活动的调查研究不仅可以为板块构造理论提供重要的证据支持，同时它也是我们认识地球内部结构与组成的一个重要窗口.几乎所有的海底热液活动于板块边缘，目前已知的大约300个海底热液口大部分集中在洋中脊(65%)，其余的主要分布在弧后盆地(22%)，沿着火山弧(12%)，和板内火山(1%)(Nabighian et al.，2005)(图 9).

图 9

Fig. 9

图 9 全球热液区的分布 (修改自Nabighian等，2005) Fig. 9 Distribution of global hydrothermal (revised from Nabighian et al.，2005)

地热活动会使岩石产生明显的磁异常.热液活动会导致岩石磁化强度降低，破坏磁性矿物.在一些环境下，热液活动还导致形成磁铁矿.热液活动区的磁异常特征使其成为一种探测热液区和分析矿床特征的有效方法.热液活动区磁异常的高低与具有磁性矿物成分的岩石有直接关系，因此热液活动区可分为玄武岩型的热液区、超基性岩型的热液区以及其它的热液区.

玄武岩型热液区的磁异常通常显示为磁低.产生磁低的原因有很多.喷出玄武岩的主要磁性矿物成分是钛磁铁矿，居里温度在150~200 ℃，而热液活动区的温度通常可达几百度，超过钛磁铁矿的居里温度，可导致玄武岩热退磁，磁性降低.如Lucky Strike，位于(37°17′N，32°17′W)，对这个区域进行磁化强度的反演，发现在火山喷发中心的磁化强度较小，排除地壳变薄的可能性，居里等温线升高说明产生了热退磁使得磁性减弱(Langmuir et al.，1997；Humphris et al.，1997).Menez Gwen 洋脊中心部分的弱磁性区域也可能是玄武岩的热退磁影响.热液活动区下的热液流的被动循环会导致钛磁铁矿蚀变为低磁性的钛磁赤铁矿甚至无磁性的矿物，这样也会出现低磁化.如南大西洋4°48′S附近的几个热液口(Comfortless Cove，Turtle Pits，and Red lion)，均位于轴上裂谷，有最近刚喷发的火山岩浆.这三个热液点均出现弱磁化，可能原因是新喷发的岩浆流下的蚀变.此外，热液活动造成区域构造运动，导致局部磁性矿物岩石的减少，也会出现磁低.例如，TAG 热液区(26°08′N，44°45′W)，观测到的低磁化位置在裂谷的东翼上而不是在热液高地上，结合早期东翼岩墙上辉长石的发现，Tivey和Dyment(2010)认为局部磁低产生的原因是低角度正断层的水平延伸4 km导致地壳变薄和地壳喷出层的缺失，地震反射和微地震提供的滑脱断层的几何形状也证实了这个结论.

超基性岩型热液区通常表现为正的磁异常.Rainbow热液区位于北大西洋36°14′N，33°54′W.主导岩石是由低温退蛇纹岩化形成的无矿化、利蛇纹石主导的蛇纹石(Tivey and Dyment，2010).Rainbow热液点具有较高的磁化强度15 Am^-1，西边地区具有非常高的正磁化强度(35 Am^-1).考虑到Rainbow热液区表现出非常强的磁化，而蛇纹岩具有弱磁性，因此蛇纹岩化过程产生的磁铁矿可能不是这种磁化的主要来源.发现热液区存在磁铁硫化物如磁黄铁矿或镍，认为叠加在蛇纹石化的橄榄岩上的网状硫化物矿化可能是磁化异常的来源.Logatchev和Achadze 热液区也表现出正的磁异常，但是强度相对Rainbow小很多，反映的是高温蛇纹岩化的过程.

沉积岩型热液区通常分布在沉积裂谷和靠近大陆边缘的弧后扩张脊上(Fouquet et al.，1991)，沉积物会与热液系统上部的热液流相互作用，因此不同热液矿床的成分有很大区别.目前文献中对沉积岩型热液区的勘查，均采用钻井的方法得到主要的矿物成分含量变化(Zierenberg et al.，1993)，没有磁性特征的变化.

目前海底热液区的磁异常特征的研究已经取得了很多成果，但是仍然存在一些问题，比如很少有关低温超基性岩型热液区(如Lost City)的磁异常特征的研究，另外，高温超基性岩型热液区表现出的正的高磁异常，对产生这种异常的解释还需要其他证据.

国内对海底磁异常条带的研究主要集中在中国南海.南海海盆是西太平洋边缘海的一部分，是太平洋板块、印度-澳大利亚板块与欧亚板块俯冲、碰撞的结果，研究南海海盆的构造演化在板块构造学上具有重要意义.

南海海盆可分为三个次海盆：东部次海盆、西北次海盆、西南次海盆(Ru and Pigott，1986)，在条带状磁异常特征上有相同点也有很大的区别(图 10).南海海盆的条带状磁异常覆盖面积有50万 km²(张昌达，2005)，磁异常正负相间，宽度在10~30 km之间，延长几十到三百多公里(姚伯初，1996，1997; 方迎尧和周伏洪，1998).三个海盆中东部次海盆面积最大，磁异常特征最为显著：磁异常走向，从南北两侧向扩张脊，由近东西向转为北东向和北东东向；幅值变化大，一般在-200~400 nT之间，最高达700 nT.相比东部次海盆，西南次海盆磁异常幅值较小，变化幅值在-150~150 nT之间，磁异常条带主要呈北东向延伸，总体连续性较好.西北次海盆面积最小，磁异常条带走向基本上沿北东向，相比其他两个次海盆，磁异常条带宽度较窄(10~15 km)，幅值变化范围小(20~200 nT)，延伸较短(50~150 km)，识别较困难(姚伯初，1996，1997; 李家彪等，2011; 张涛等，2012; 宋陶然和李春峰，2012).

图 10

Fig. 10

图 10 A)南海海盆的划分及地形图；B)南海磁异常图 (修改自Li等，2014) Fig. 10 A)Division and topography of the South China Sea; B)Magnetic anomaly map of the outh China Sea (revised from Li et al.，2014)

南海海盆的形成和演化历史是研究南海的关键内容，目前对南海三个次海盆的扩张年代和历史仍存在争议.国内外学者对东部次海盆扩张年代的观点基本类似.Taylor和Hayes(1980，1983)首次在东部次海盆识别出5d-11号磁异常，认为海底的扩张时间为中渐新世-早中新世(32~17 Ma)，后来的许多研究支持这个结果(吕文正等，1987; 何廉声，1988; 姚伯初，1996，1997; 方迎尧和周伏洪，1998).还有其他观点：Briais等(1993)识别出磁异常5c，认为海底扩张到16 Ma结束，宋陶然和李春峰(2012)Li等(2014)也得到相同的结论，Hsu等(2004)还识别出磁异常c17，将海盆开启时间提前到37 Ma.东部次海盆的扩张历史存在两种不同的观点：一些学者认为东部次海盆经历了一次扩张(Taylor and Hayes 1980，1983，何廉声，1988，姚伯初，1996，1997，宋陶然和李春峰，2012)；Briais等(1993)提出东西走向的扩张脊在26~24 Ma期间向南跃迁，扩张方向旋转，形成近东西向的磁异常条带，这种两次扩张的观点得到很多支持(吕文正等，1987; 方迎尧和周伏洪，1998; Hsu et al.，2004; Barckhausen and Roeser，2004; 李家彪等，2011).西南次海盆最主要的争议在于，扩张年代发生在东部次海盆之前还是同时进行的.一种观点认为，东部次海盆的扩张脊向南跃迁之后，向西南方向延伸，西南海盆开启，识别出的磁异常为6b-5c号(Briais et al.，1993; 方迎尧和周伏洪，1998; Barckhausen and Roeser，2004; Hsu et al.，2004)，因此推测西南次海盆是23~15.5 Ma期间形成，与东部次海盆的扩张同时进行.还有一些学者认为东部次海盆开启之前，西南次海盆已经经历了一次扩张.吕文正等(1987)在西南次海盆中鉴别出32-27号磁异常条带，提出西南次海盆的扩张时间为70~63 Ma，何廉声(1988)等识别出磁异常为M8-M17，提出西南次海盆的扩张发生在晚白垩世早期(126~120 Ma)，姚伯初等(1994)认为西南次海盆中磁异常为18-13号，扩张年代为晚始新世-早渐新世(42~35 Ma)，宋陶然和李春峰(2012)发现磁异常C19-C12和C6c-C5c号都有可能，扩张年代可能为42~33 Ma或24~16 Ma.相比西北次海盆的研究非常少，Briais等(1993)在西北次海盆识别出11-10号磁异常，认为洋脊扩张开始于32 Ma到30 Ma，西北扩张停止，东部继续.张涛等(2012)认为西北次海盆从35.8 Ma开始扩张，结束于33.2 Ma.

综上，南海海盆的形成年代和历史仍存在很多争议，东部次海盆确切的扩张时间，经历了几次扩张，西南次海盆的扩张年代，都还没有统一的认识，以后还要更多的工作来解决这些问题，西北次海盆的研究很少，需要加强这个区域的研究.

海底磁异常条带的研究在地球科学中占有很重要的地位.磁异常条带的研究取得了很多关键性的成果，但是还有一些重要问题未解决.对板块重建的研究，需要从更精细的程度，结合陆地的研究，逐步完善全球板块运动的框架.南海海盆的演化历史仍存在争议，一方面可提高采集磁异常数据的分辨率，解决年龄确定上的分歧，另一方面需要钻孔等其他方法，提供一定的约束.

致 谢  中国科学院地质与地球物理研究所刘青松研究员对文章提出了诸多有益建议，在此表示感谢.