范慶凱，李江海*

( 1. 北京大學(xué) 地球與空間科學(xué)學(xué)院 造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100871；2. 北京大學(xué) 石油與天然氣研究中心，北京 100871)

1 引言

洋中脊熱液對(duì)流循環(huán)是地殼熱量輸出的主要方式，通過這種方式輸出的總熱量大致可占全球地殼熱輸出的25%[1]，也是新生洋殼產(chǎn)生和地球化學(xué)循環(huán)的主要影響因素[2–3]。在洋中脊擴(kuò)張中心，海水沿洋殼內(nèi)的斷裂?裂隙系統(tǒng)向下滲透至巖漿侵入體附近，在巖漿熔體等熱源的加熱和驅(qū)動(dòng)下與圍巖發(fā)生熱化學(xué)反應(yīng)并逐漸匯集上涌，形成富集的熱液礦體。

前人研究結(jié)果表明，影響洋中脊熱液對(duì)流系統(tǒng)的因素包括洋殼滲透率結(jié)構(gòu)、熱源位置與溫度，以及洋殼增生模式等[4–9]。洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流的形態(tài)直接取決于各方向的流體壓力梯度，熱液流體傾向于沿高流體壓力梯度向低壓區(qū)匯集、噴發(fā)。洋底地形起伏引發(fā)的下伏洋殼流體壓力梯度變化也導(dǎo)致了熱液噴發(fā)活動(dòng)多發(fā)育于洋底高地形[10]。發(fā)育于快速和慢速擴(kuò)張洋中脊的多個(gè)熱液區(qū)（如東太平洋海?。‥PR）9°17′N 熱液區(qū)和大西洋洋中脊Lucky Strike 熱液區(qū)）直接證明了海底地形對(duì)其下伏熱液對(duì)流系統(tǒng)的影響。相關(guān)的解析模型和數(shù)值模擬研究表明洋底高地形對(duì)熱液上涌和噴發(fā)的匯聚作用[11–13]。

然而，除了引起下伏洋殼內(nèi)部流體壓力梯度的變化之外，洋底地形起伏相關(guān)的水深變化也直接導(dǎo)致了洋底上覆海水壓力的變化，即高地形上覆壓力較低，低地形則較高。這種海水壓力的空間變化是否會(huì)對(duì)洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流形態(tài)產(chǎn)生影響，從而導(dǎo)致其沿高地形匯聚、噴發(fā)仍不得而知。本文主要從這一方面入手，通過基于彈性孔隙模型的數(shù)值模擬，主要聚焦于洋底地形起伏引起的上覆壓力跨軸變化對(duì)下伏熱液對(duì)流系統(tǒng)的形態(tài)和熱液噴發(fā)位置的影響，即基于洋底上覆壓力的單因素研究。旨在探索一個(gè)可以定量描述海底高地形和熱液對(duì)流系統(tǒng)的橫向偏移程度之間關(guān)系的實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ?，并結(jié)合實(shí)際觀測(cè)[14–18]，對(duì)比不同類型洋中脊的熱液活動(dòng)。

2 研究方法與數(shù)據(jù)來(lái)源

本文應(yīng)用基于彈性孔隙模型的有限體積模型，基于Matlab 計(jì)算平臺(tái)運(yùn)行。該模型通過孔隙介質(zhì)中達(dá)西流體的運(yùn)動(dòng)規(guī)律來(lái)模擬洋殼內(nèi)部實(shí)際的熱液對(duì)流活動(dòng)，具體的模擬方法與文獻(xiàn)[19]相似，但采用不同的初始、邊界條件，來(lái)探討海水壓力的空間變化這一單因素的影響。另外，我們選擇EPR 9°17′N 熱液區(qū)和Lucky Strike 熱液區(qū)作為對(duì)比實(shí)例，主要因?yàn)椋海?）兩個(gè)研究區(qū)分別屬于快速擴(kuò)張洋中脊和慢速擴(kuò)張洋中脊，從而更具全面性；（2）二者皆發(fā)育有不同規(guī)模的高溫?zé)嵋夯顒?dòng)（前者噴發(fā)溫度約388℃，后者約333℃，引自Interridge 數(shù)據(jù)庫(kù)[20]），且均噴發(fā)于洋底高地形；（3）在二者下伏洋殼內(nèi)均發(fā)現(xiàn)了可維持熱液對(duì)流活動(dòng)的地震波速異常[14,17]，從而可以直觀、合理地對(duì)比熱源的位置和規(guī)模。其中，EPR 9°17′N 熱液區(qū)和Lucky Strike 熱液區(qū)的跨軸地形數(shù)據(jù)均引自海洋地學(xué)數(shù)據(jù)庫(kù)系統(tǒng)（MGDS, http://www.marine-geo.org/portals/gmrt/[21]）。

3 熱力學(xué)數(shù)值模擬

3.1 控制方程

本文的數(shù)值模型通過應(yīng)用基于布辛涅司克近似定義（Boussinesq Approximation）[19,22]的達(dá)西定律來(lái)解孔隙介質(zhì)中的流體和熱量傳導(dǎo)方程，以獲得不同時(shí)間的流體速度和溫度。在這種基本框架內(nèi)，模型中流體的質(zhì)量守恒定律可以表述為

方程（1）對(duì)應(yīng)基于單相流體充填、各向均一介質(zhì)的對(duì)流模型。式中，ρf為流體密度；?為模型基質(zhì)孔隙度；為達(dá)西流體速度，可通過達(dá)西定律直接獲得，即

孔隙介質(zhì)熱傳遞方程[23]可表述為

式中，T為溫度；t為時(shí)間；ρm和Cpm分別代表流體?圍巖混合體的密度和比熱容；Cpf為流體比熱容；λm為流體?圍巖混合體的熱傳導(dǎo)系數(shù)。上覆箭頭則代表矢量參數(shù)。

關(guān)于流體參數(shù)，本文應(yīng)用溫度、壓力相關(guān)的非線性流體性質(zhì)（密度、黏度、比熱容等[24–26]）。而基于簡(jiǎn)化的線性流體方程，流體密度可視為溫度的線性函數(shù)，即

式中，ρf0和T0分別表示海水的密度和溫度；α為熱擴(kuò)張系數(shù)；T為洋殼內(nèi)部流體溫度。

在洋殼內(nèi)部熱傳導(dǎo)的背景下，當(dāng)熱液流體的達(dá)西速率遠(yuǎn)大于熱傳導(dǎo)速度時(shí)，洋殼內(nèi)部明顯的熱液對(duì)流循環(huán)得以發(fā)生，二者的比值即為瑞麗數(shù)（Ra），即

式中，αf為流體熱擴(kuò)張系數(shù)；κm為流體?圍巖混合體熱擴(kuò)散系數(shù)；υf為流體的運(yùn)動(dòng)學(xué)黏度；TH為熱源溫度；H為模型高度；λm為熱傳導(dǎo)系數(shù)。當(dāng)瑞麗數(shù)大于特定的臨界值（Rac）時(shí)，熱液對(duì)流最終產(chǎn)生，該臨界值會(huì)隨著模型的形狀、參數(shù)等變化，具體數(shù)值可由實(shí)驗(yàn)獲得。另外，瑞麗數(shù)的大小直接與熱液對(duì)流系統(tǒng)的強(qiáng)度呈正相關(guān)關(guān)系，瑞麗數(shù)越大，熱液對(duì)流越劇烈，反之則越微弱[9,27]。

熱傳導(dǎo)的輸出功率（QC）可由海底熱擴(kuò)散溫度與下伏熱源溫度差、模型高度等參數(shù)獲得，即

洋底的總熱量輸出（Q）通常表現(xiàn)為洋殼內(nèi)部熱對(duì)流與熱傳導(dǎo)功率的總和，與熱傳導(dǎo)輸出量的比值稱為納賽爾數(shù)（Nu>1），即

Nu與熱液對(duì)流系統(tǒng)的Ra表現(xiàn)為線性相關(guān)（ζ～0.1）：

因此，可最終獲得洋中脊總熱量輸出功率為

3.2 模型設(shè)置與邊界條件

本文應(yīng)用的模型為長(zhǎng)方形塊體，代表洋中脊軸向或離軸一定距離（l=20km）和深度（h=10km）的剖面（圖1）。模型主體為具有固定孔隙度（3%）的滲透層[22]，代表以噴發(fā)性玄武巖為主的洋殼。上界為海底面，設(shè)置為對(duì)流體開放的邊界，并賦予固定（20 MPa）或變化的上覆壓力和溫度（0℃），代表固定或變化的海水深度和海底地形起伏。模型的邊界和底界均被設(shè)置為絕熱、封閉的邊界。

圖1 模型設(shè)置與邊界條件Fig. 1 Model setup and boundary conditionsa. 上覆壓力分布與其所代表的海底地形起伏示意圖;b. 模型尺寸與邊界條件a. Schematic sketch for the distribution of overlying pressure and bathymetric relief; b.model size and boundary conditions

為了研究洋殼上覆海水壓力的單因素影響，排除包括難以預(yù)測(cè)的洋殼滲透率結(jié)構(gòu)[28–29]和洋殼增生方式對(duì)洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流形態(tài)的潛在影響，并鑒于模型運(yùn)行的時(shí)間成本，本文賦予模型各向均一分布的滲透率 值（k=1×10?15m2）。依 據(jù) 前 人 研 究 結(jié) 果[30]，高 于600℃的洋殼層位可被視為非滲透層，且在發(fā)育有穩(wěn)定巖漿透鏡體的快速?中速擴(kuò)張洋中脊，其透鏡體的寬度均在1km 左右[31–32]?；谏鲜鲈?，我們將固定溫度（600℃）、固定寬度（1km）的高溫區(qū)域設(shè)置于模型底界的中心位置，代表驅(qū)動(dòng)、維持上覆熱液對(duì)流循環(huán)的熱源。海底上覆壓力的變化及其代表的海底地形起伏作為數(shù)值模擬的唯一變量，主要通過設(shè)置一定高度（H）和寬度（W），且兩側(cè)固定的高地形（圖1a）來(lái)實(shí)現(xiàn)，高地形之外統(tǒng)一設(shè)置為平坦地形。與洋底地形相關(guān)的海水深度直接決定了海底上覆壓力的分布（圖1a）。其中，高地形高度值分布范圍為5～150m，寬度則分別為2000m、4000m、6000m 和8000m，且高地形左側(cè)起點(diǎn)與熱源中心位置保持在相同的水平位置（圖1b）。

為了研究穩(wěn)態(tài)下熱液噴發(fā)位置和地形高點(diǎn)間的關(guān)系，我們將各模型分別運(yùn)行至1～10 Ma 不等，以確保其全部達(dá)到穩(wěn)態(tài)。

4 研究結(jié)果

4.1 數(shù)值模擬結(jié)果

經(jīng)過模擬不同規(guī)模高地形引發(fā)的海底上覆海水壓力變化對(duì)其下伏熱液對(duì)流系統(tǒng)形態(tài)的影響，本文最終獲得約120 組穩(wěn)態(tài)數(shù)值模擬結(jié)果（海底高地形起伏值5～150m，以5m 為間隔，高地形起伏寬度值分別為2000m、4000m、6000m 和8000m）。基于數(shù)值模擬結(jié)果，不同規(guī)模的地形起伏會(huì)使下伏熱液系統(tǒng)產(chǎn)生不同程度的橫向偏移，最終致使洋殼內(nèi)部熱液羽向海水壓力低值點(diǎn)（地形高點(diǎn)）匯集。

綜合所有模擬結(jié)果，洋殼內(nèi)部上升熱液羽表現(xiàn)為大致相同的寬度（約3km）和相似的熱液噴發(fā)溫度（約250℃）以及熱流輸出功率。當(dāng)海水壓力低值為19.5 MPa（對(duì)應(yīng)地形高度約50m），壓力低異常區(qū)寬度為約2km 時(shí)（圖2a），下伏高溫?zé)嵋河鸨憩F(xiàn)為一定程度地向海底低壓區(qū)轉(zhuǎn)移的現(xiàn)象，具體表現(xiàn)為偏離原始熱源位置約800m（圖2b）。保持海底低壓區(qū)的規(guī)模不變，將其谷值減小至19 MPa（圖2c，對(duì)應(yīng)100m 的地形高度），洋殼內(nèi)部熱液羽則表現(xiàn)為明顯的偏移，完全匯聚并噴發(fā)于海水壓力低值點(diǎn)（地形高點(diǎn)，圖2d）。

將地形起伏區(qū)增加至4km 寬，最大高度保持為50m（圖2e），洋殼內(nèi)部熱液羽表現(xiàn)為偏離熱源位置約1700m，并向海底壓力低值區(qū)（高地形點(diǎn)）轉(zhuǎn)移的特征（圖2f）。相似地，在地形起伏規(guī)模不變的基礎(chǔ)上，進(jìn)一步減小地形高點(diǎn)的海底壓力極值（至約19 MPa，對(duì)應(yīng)100m 高的地形高點(diǎn)，圖2g），洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流系統(tǒng)則表現(xiàn)為完全程度的偏離和匯聚效應(yīng)，即海底熱液噴發(fā)位置完全與海底高地形點(diǎn)重合（圖2h）。

綜合上述現(xiàn)象，并結(jié)合所有的模擬輸出結(jié)果（圖3），海底地形起伏的橫向?qū)挾群涂v向高度均會(huì)對(duì)洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流系統(tǒng)的形態(tài)產(chǎn)生不同程度的偏移影響，具體表現(xiàn)為海底高地形規(guī)模和地形起伏程度的增加均會(huì)明顯提升其對(duì)洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流系統(tǒng)的偏移影響。在特定海底高地形寬度的情況下，洋殼內(nèi)部上升熱液羽會(huì)在某一特定臨界高度值形成完全程度的偏移效果，即海底熱液噴發(fā)完全集中于地形高點(diǎn)的位置（圖3a），并且此臨界值表現(xiàn)為隨海底高地形寬度的增加而增加的趨勢(shì)。同理，洋殼內(nèi)部熱液羽的橫向偏移角度可根據(jù)相應(yīng)的偏移距離得出（圖3b），并表現(xiàn)出類似的規(guī)律。

4.2 解析模型

依據(jù)模擬得出的洋殼內(nèi)部熱液羽偏移距離和偏移角度的統(tǒng)計(jì)結(jié)果（圖3），我們可以通過一定的統(tǒng)計(jì)學(xué)規(guī)律來(lái)獲得可以定量描述海底地形起伏（海底上覆壓力變化）與洋殼內(nèi)部熱液羽偏移程度以及熱液噴發(fā)位置的解析模型，

圖2 數(shù)值模擬結(jié)果Fig. 2 Simulation resultsa. 2000m×50m 高地形數(shù)值模擬結(jié)果; b. 2000m×100m 高地形數(shù)值模擬結(jié)果; c. 4000m×50m 高地形數(shù)值模擬結(jié)果; d. 4000m×100m高地形數(shù)值模擬結(jié)果a. Simulation with a bathymetric high of 2000m×50m; b. simulation with a bathymetric high of 2000m×100m; c. simulation with a bathymetric high of 4000m×50m; d. simulation with a bathymetric high of 4000m×100m

式中，W為海底高地形起伏的寬度；H為海底高地形起伏極值的高度；D表示洋殼內(nèi)部熱液羽的偏移距離。

依據(jù)獲得的基于統(tǒng)計(jì)學(xué)的解析模型，洋殼內(nèi)部熱液羽向高地形的偏移距離（圖4a）和偏移角度（圖4b）均由海底高地形的規(guī)模決定?；谠撃Ｐ停▓D4），洋殼內(nèi)部熱液羽的偏移程度表現(xiàn)為最大偏移距離約5km 和最大偏移角度約26°，二者均表現(xiàn)為海底高地形起伏的寬度和高度的函數(shù)，且海底地形越高，規(guī)模越大，下伏熱液羽向高地形的偏移程度就越大，符合上述模擬結(jié)果（圖2）。

5 討論

上述數(shù)值模擬結(jié)果表明海底上覆海水壓力的不均一分布會(huì)最終導(dǎo)致洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流系統(tǒng)向海底高地形區(qū)域匯集并噴發(fā)，這也符合前人的研究結(jié)果[11–13]。本節(jié)主要聚焦于現(xiàn)今仍在活動(dòng)的洋中脊熱液系統(tǒng)，應(yīng)用熱液系統(tǒng)相關(guān)的實(shí)際海底地形剖面和已知的巖漿熱源尺寸與位置，來(lái)探究實(shí)際的海底地形對(duì)熱液對(duì)流系統(tǒng)的偏移影響。

5.1 EPR 9°17′N 熱液區(qū)熱液活動(dòng)

東太平洋海隆是典型的快速擴(kuò)張洋中脊（全擴(kuò)張速率約110～150mm/a[33]，EPR 9°17′N 及其相鄰區(qū)域表現(xiàn)為相對(duì)平緩的跨軸地形變化和洋脊軸處相對(duì)較高的地形[18,34–35]（圖5a），并在下伏約1.5km 的深度發(fā)育連續(xù)的透鏡狀巖漿熔融體[3]，EPR 9°17′N 熱液區(qū)即為發(fā)育于該研究區(qū)軸部高地形[15]（圖5a）的高溫?zé)嵋夯顒?dòng)區(qū)（約388℃, 引自Interridge 數(shù)據(jù)庫(kù)[20]）。依據(jù)研究區(qū)跨軸水深分布，我們計(jì)算出研究區(qū)跨軸海水壓力剖面（圖5b），并將其設(shè)置為模型上界的壓力邊界條件。

基于EPR 9°17′N 熱液活動(dòng)區(qū)的實(shí)際情況（包括上覆海水壓力的跨軸變化和下伏巖漿熱源的規(guī)模、位置），我們將模型設(shè)置為10km×3km，代表10km 的跨軸距離和3km 的洋殼厚度，高溫（約600℃，寬度約為2km）熱源位于模型底界中央，代表EPR 9°17′N熱液活動(dòng)區(qū)下伏的連續(xù)性巖漿透鏡體（圖5c），同時(shí)將模型滲透率設(shè)置為均一值（約11×10?15m2）。運(yùn)行該模型至 100 ka，確保其到達(dá)穩(wěn)定狀態(tài)。

圖3 熱液羽偏移程度與地形高度的關(guān)系Fig. 3 Relationship between deviation of fluid plumes and height of bathymetric highsa. 熱液羽偏移距離與地形高度的關(guān)系; b. 熱液羽偏移角度與地形高度的關(guān)系a. Relationship between deviation distance of plumes and height of bathymetric highs; b. relationship between deviation degree of plumes and height of bathymetric highs

圖4 熱液羽偏移程度實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ虵ig. 4 Experimentalmodel of the deviation of plumesa. 熱液羽偏移距離實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ? b. 熱液羽偏移角度實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ蚢. Model of the deviation distance of plumes; b.model of the deviation degree of plumes

依據(jù)穩(wěn)態(tài)數(shù)值模擬結(jié)果（圖5c），EPR 9°17′N 下伏洋殼發(fā)育約1km 寬的高溫（約330℃）熱液羽，并離軸向洋脊軸高地形偏移約1km 的水平距離，最終的熱液噴發(fā)位置與實(shí)際的EPR 9°17′N 熱液區(qū)位置（圖5a）保持高度一致，表明這一模型較好地展示了高地形對(duì)實(shí)際熱液活動(dòng)噴發(fā)位置的影響。

5.2 大西洋Lucky Strike 熱液區(qū)

Lucky Strike 熱液區(qū)位于慢速擴(kuò)張（全擴(kuò)張速率約為21mm/a[36]）的大西洋洋中脊37°17′N，是全球范圍內(nèi)最大規(guī)模的熱液循環(huán)系統(tǒng)之一。受到其北東方向Azores 熱點(diǎn)的影響[37]，該熱液區(qū)范圍內(nèi)發(fā)育大量玄武質(zhì)熔巖[38]和明顯的高地形起伏，Lucky Strike 熱液區(qū)便位于區(qū)內(nèi)較高的地形上（圖6a）。文獻(xiàn)[17]通過地震反射波速異常揭示了在Lucky Strike 熱液區(qū)下伏3km 的深度范圍內(nèi)發(fā)育約4km 寬的透鏡狀巖漿部分熔融體，可認(rèn)為其為維持上覆Lucky Strike 熱液對(duì)流系統(tǒng)運(yùn)行的巖漿熱源。

基于Lucky Strike 熱液區(qū)的實(shí)際情況，我們將模型設(shè)置為10km×3km，高溫?zé)嵩矗?00℃，寬約4km）位于模型底界中央，對(duì)應(yīng)實(shí)際的巖漿部分熔融體[17]。通過研究區(qū)跨軸水深分布計(jì)算得出對(duì)應(yīng)的跨軸海水壓力剖面（圖6b），并將其設(shè)置為模型頂界的壓力邊界條件，其他邊界條件則保持不變?？紤]到Lucky Strike 熱液區(qū)位于慢速擴(kuò)張洋中脊的構(gòu)造背景下，更加充分的洋中脊構(gòu)造伸展作用使其洋殼滲透率較快速擴(kuò)張環(huán)境明顯提升[39]，因此，我們賦予模型相對(duì)EPR 9°17′N 熱液模型更高的均一滲透率（約5×10?15m2）。將模型運(yùn)行至100 ka 以確保其到達(dá)穩(wěn)態(tài)。

圖5 基于EPR 9°17′N 熱液區(qū)地形剖面的數(shù)值模擬結(jié)果Fig. 5 Simulation result based on the bathymetric profile of the EPR 9°17′N venta. EPR 9°17′N 熱液區(qū)跨軸剖面; b. 基于水深剖面計(jì)算的海水壓力剖面; c. 穩(wěn)態(tài)數(shù)值模擬結(jié)果，離軸距離為0 代表洋脊軸的位置a. Cross-axis profile of EPR 9°17′N vent; b. calculated seawater pressure profile; c. running result in steady-state, distance=0means the location of ridge axis

圖6 基于Lucky Strike 熱液區(qū)地形剖面的數(shù)值模擬結(jié)果Fig. 6 Simulation result based on the bathymetric profile of the Lucky Strike venta. Lucky Strike 熱液區(qū)跨軸剖面; b. 基于水深剖面計(jì)算的海水壓力剖面; c. 穩(wěn)態(tài)數(shù)值模擬結(jié)果，離軸距離為0 代表洋脊軸的位置a. Cross-axis profile of Lucky Strike vent; b. calculated seawater pressure profile; c. running result in steady-state, distance = 0means the location of ridge axis

在穩(wěn)態(tài)的數(shù)值模擬結(jié)果中，洋殼內(nèi)部穩(wěn)定發(fā)育一個(gè)規(guī)模相對(duì)較?。▽挾燃s為500m）的高溫（約300℃）熱液羽，并發(fā)生約800m 的離軸偏移（圖6c），最終導(dǎo)致熱液海底噴發(fā)位置與Lucky Strike 熱液區(qū)的實(shí)際位置保持很好的吻合效果。因此，該模型可以較好地模擬出實(shí)際的Lucky Strike 熱液對(duì)流系統(tǒng)的形態(tài)和噴發(fā)位置。

5.3 對(duì)流模型的建立

基于上述地形起伏相關(guān)的熱液系統(tǒng)偏移程度的解析模型（圖4）和符合實(shí)際熱液系統(tǒng)的模擬結(jié)果（圖5，圖6），關(guān)于洋底地形起伏聚集上涌熱液流體的理論模型最終得以建立（圖7）。在該模型中，洋殼內(nèi)部輝綠巖墻底界的透鏡狀巖漿熔融體作為上部新生洋殼的來(lái)源[3]和維持區(qū)內(nèi)熱液循環(huán)系統(tǒng)的熱源，低地形部分及其下伏滲透性洋殼表現(xiàn)為主要的海水充注區(qū)域，而高地形由于上覆海水壓力的相對(duì)減小，使其成為熱液上升、釋放和噴發(fā)的主要匯集區(qū)域（圖7）。

圖7 洋中脊高地形熱液噴發(fā)與對(duì)流模型Fig. 7 Convectionmodel for hydrothermal venting on bathymetric highs

6 結(jié)論

（1）基于達(dá)西流體充填的孔隙?彈性熱力學(xué)模型可以直觀、有效地模擬出不同環(huán)境下的洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流形態(tài)、溫度結(jié)構(gòu)和熱液噴發(fā)位置等信息。

（2）結(jié)合數(shù)值模擬結(jié)果所獲得的解析模型可以定量地表現(xiàn)不同規(guī)模的洋底地形起伏對(duì)洋殼內(nèi)部熱液對(duì)流形態(tài)的影響，且洋底高地形規(guī)模越大，地形起伏程度越大，下伏熱液羽向洋底高地形的偏移就越明顯。

（3）通過結(jié)合EPR 9°17′N 和Lucky Strike 熱液區(qū)實(shí)際的跨軸水深剖面，可以獲得與二者實(shí)際噴發(fā)位置相吻合的模擬結(jié)果，表明洋底高地形對(duì)下伏熱液羽的實(shí)際偏移影響。

（4）地形起伏相關(guān)的洋中脊熱液對(duì)流模型揭示洋底的平坦低地形及其下伏滲透性洋殼表現(xiàn)為主要的海水充注區(qū)域，而高地形由于上覆壓力的減小，使其成為匯集熱液釋放和噴發(fā)的主要區(qū)域。