东北太平洋Explorer Ridge热液羽状流位温浊度异常和物质能量通量估算

郭双喜,鲁远征,岑显荣,屈玲,Sharon L.Walker ,周生启*

东北太平洋Explorer Ridge热液羽状流位温浊度异常和物质能量通量估算

郭双喜1,鲁远征1,岑显荣1,屈玲1,Sharon L.Walker2,周生启1*

(1.中国科学院南海海洋研究所 热带海洋环境国家重点实验室,广东 广州510301;2.美国国家海洋和大气局 太平洋海洋环境实验室,美国 西雅图98115)

深海热液流体与周围海水之间存在明显的物理和化学差异,通过检测海水的位温浊度异常是探测深海热液活动的重要手段之一。本文采用“海底火山带项目(Sub marine Ring of Fire 2002)”拖曳式温盐深测量仪数据资料,研究了东北太平洋Explorer Ridge热液场的水文特征及物质能量通量的释放。结果表明Explorer Ridge热液场热液羽状流中性浮力层所在深度范围约为1 600～1 900 m,距离海底的高度约为200 m,最大位温、盐度和浊度异常分别为0.04℃、0.004和0.18 NTU;中性浮力层热液羽状流帽呈椭圆结构,其长轴与洋中脊线重合,羽状流帽总面积约为27 k m2;热液羽状流在中性层范围内存在明显的分层现象,通过经验公式计算得到Explorer Ridge热液场观测范围内热液喷口的总的浮力通量为6.19×10-2m4/s3,平均值为2.063×10-2m4/s3;总的体积通量为9.884×10-2m3/s,平均值为3.295×10-2m3/s;总的热通量为194.9 MW,平均值为64.967 MW。

东北太平洋;Explorer Ridge热液场;位温异常;浊度异常;热通量

1 引言

海底热液活动(Seafloor Hydrother mal Activity)普遍发育于全球大洋中脊、弧后盆地的板块增生带、板内火山和转换断层等地质构造环境,是岩石圈和海洋之间进行能量和物质交换的主要通道。海底热液活动对海洋地质、生物和化学环境、大洋环流以及全球气候都有着重要的影响。基于深海钻探计划(DSDP)和大洋钻探计划(ODP),科学家在大洋中脊和弧后盆地扩张脊的板块边界等处发现大量金属硫化物矿体,这种多金属矿体的形成被认为与热液活动密切相关[1]。同时,观测发现深海热液喷口聚集了众多特殊的生物群落和生态系统,由于热液系统独特的物理环境,这些生物系统被认为可能和生命的起源有关[2]。另外,海底热液活动为海底提供了巨大的能量,据估计全球海洋热液活动释放的总热量为1012～1013W,这足以推动大洋中层水的循环,甚至在更深层次上影响全球海洋环境和全球气候变化[3]。因此,研究海底热液活动,对于进一步研究海底热液成矿、热液喷口生物群落、热液活动对海洋和气候环境的影响以及推进深海调查技术的发展等都有重要的科学意义。

海底热液活动的主要特征表现为携带大量矿物质的高温热液流从海底热液场黑烟囱喷出,在浮力作用下向上运动数百米,并大量卷挟周围海水,当热液密度达到与周围海水密度相当时,开始侧向扩散,最终形成巨大的蘑菇状热液羽状流结构。尽管在上升过程中不断被稀释,热液羽状流与周围海水之间仍然存在明显的物理和化学差异。到目前为止,人们有多种手段来探测深海热液活动,如海底采样[4]、声学成像[5-6]、光学反演[7]等,而通过检测海水的物理和化学异常仍是当前探测热液活动最主要和高效的手段之一[8-9]。热液流体从海底流向海洋,向海洋注入大量的物质和能量,据估计,全球热液活动向海洋传送的热量占地球总散失热量的25%,其量值与全球火山爆发释放的能量相当[10-11],因此,合理估算热液场物质和能量通量是理解海底热液活动对深海物理化学环境的乃至对全球气候影响的基础。东北太平洋是全球海底热液活动的高发区域,对该海域海底热液活动的探测一直是海洋学家研究的热点。本文主要通过东北太平洋Explorer Ridge热液场的观测资料,定量分析其热液羽状流物理异常的空间分布,并通过经验公式估算其物质和能量通量的释放。

2 数据来源

东太平洋海隆(East Pacific Rise,EPR)位于太平洋东部张裂性板块的边界,是全球洋中脊的一部分,并将西面的太平洋板块与东面的北美洲板块和科克斯板块等分隔开。东太平洋海隆北部由于板块扩展速率的差别而形成Explorer Ridge、Juan de Fuca Ridge和Gorda Rigde 3个海脊,其中Explorer Ridge是东太平洋海隆的开端,位于北美温哥华岛西部200余千米处(图1a)。

图1 东北太平洋地形图(a)和Explorer Ridge海域地形及各拖曳CTD测线示意图(b),星号表示观测到的热液羽状流核心位置Fig.1 Topographic map of Northeast Pacific Ocean(a)and measuring line of towed CTD(b).The red star is the core position of the measured hydrother mal plume

1984年6月加拿大海洋渔业局通过载人深潜器 首次发现Explorer Ridge存在热液场的证据[12]。2002年6-8月,由美国和加拿大的海洋学家联合执行的海底火山带项目通过海底声呐成像系统、自动水下深潜器以及拖曳式温盐深测量仪(CTD)等观测手段再次对Explorer Ridge热液区进行了深入观测。拖曳式CTD总共执行了7条测线(图1b),其中5条测线是沿着(或平行于)洋中脊,另两条测线横跨洋中脊。图2为T02B-01测线拖曳CTD的运行轨迹示意图,为充分获取热液区水文数据,拖曳式CTD主要集中在海底以上约500 m范围进行观测。CTD主要携带温度、盐度、浊度和压强等传感器,其温度、盐度和浊度测量精度分别为0.001℃、0.001和0.001 NTU,空间分辨率为1 m,经过光滑处理后为5 m。表1为7条拖曳式CTD测线的具体信息。

图2 T02B-01测线拖曳CTD在纬度-水深平面的运行轨迹示意图Fig.2 Moving trajectory of towed CTDin latitude-depth plane for T02B-01 measuring line

表1 拖曳CTD各测线信息Tab.1 Measuring line infor mation of towed CTD

3 水文特征分析

3.1 背景水文特征

拖曳式CTD在下放和回收位置可获得接近全水深的观测数据。图3a和b为7条测线起始和终止位置的位温和盐度廓线。从图中可以看出,东北太平洋水体从上往下可分为3个主要部分:混合层(0～30 m),跃层(30～200 m)和下层(200 m以深),总体上呈现为表层高温低盐、底层低温高盐特征。混合层和跃层易受海表风能输入、太阳辐射、蒸发降水和淡水输入等影响,在时间和空间上变化明显;而底层受海表变化的影响几乎可以忽略,其变化主要是受底层平流的影响[13]。值得注意的是,在跃层区,位温随着深度的增加先急剧减小后增加,在180 m深度处出现局部位温极大值,这是北太平洋亚北极区特有的次表层温度反转现象。北太平洋温度反转一般被认为是由于冬季海表冷却、降水盈余以及存在强的盐跃层而形成的,其随时间和空间的变化也得到了充分的研究[14-17]。尽管存在温度反转,但由于强盐跃层的存在,水体仍然表现为稳定层结。图3c为相应的位温-盐度曲线,图中等值线为背景位密分布。从图中可以看出,表层和次表层位温和盐度数据较为分散,而下层位温和盐度数据较为集中,这说明表层和次表层易受海表影响,在时间和空间上变化明显,而下层受到海表的影响较弱。

图3 各测线起始和终止位置的位温-水深(a)和盐度-水深廓线(b)及相应的盐度-位温分布(c),其中等值线为背景位密(单位:kg/m3)分布Fig.3 Potential temperature-depth(a),salinity-depth(b)profiles at the starting and end points of all measuring lines,and corresponding salinity-potential temperature(c),the contour lines denote potential density(unit:kg/m3)distribution

3.2 位温和浊度异常

热液羽状流在中性浮力层形成巨大的蘑菇状结构,与周围背景流体相比具有相对较高的温度、盐度和浊度,这为深海热液场的探寻提供了非常有利的条件。拖曳式CTD在经过热液羽状流中性浮力层的时候,可探测到明显的温度、盐度和浊度异常。

热液场位温(盐度)异常值一般定义为热液场位温(盐度)观测值与相同位密层背景海水的位温(盐度)的差值,而浊度异常值定义为热液场浊度观测值与背景海水浊度的差值[18-20]。图4为T02B-01测线1 500 m以深位密-位温、位密-盐度和位密-浊度数据分布。从图中可以看出,背景海水的位温、盐度与位密之间存在明显的线性关系,这与前人在深海底层所观测到的结果一致[18-20];而背景海水的浊度因不含异常浓度的固体颗粒物而表现为常值。在位密27.602～27.635 kg/m3之间(对应的深度1 630～1 840 m)出现了数据异常。通过将观测到的数据减去线性拟合所得到的背景温、盐和浊度表达式,可计算出相应的异常值,如图5所示,考虑到背景海水本身的扰动和测量噪声,为了较为准确地确定热液羽状流存在的范围,以位密小于27.6 kg/m3情况下的位温、盐度和浊度的标准差的3倍值(3σ)作为背景噪声阈值,其值分别为0.008℃、0.001和0.015 NTU(如图5中的垂直虚线所示),然后以大于3σ的数据的范围来定为存在热液羽状流的范围(如图5中的水平虚线所示)。可以看出在位密27.602 kg/m3与27.637 kg/m3之间存在明显的温、盐和浊度异常值,T02B-01测线最大位温异常、盐度异常和浊度异常分别为0.04℃、0.004和0.18 NTU。假设热液口喷出的热液流体温度为300～400℃,根据最大位温异常值0.04℃可估算出热液羽状流总共所卷挟的周围海水与热液口喷出的热液流体体积比约为104,这也与Lupton等[21]根据东北太平洋Explorer Ridge附近的Endeavor Ridge热液喷口数据估算的结果是一致的。

图4 T02B-01测线1 500 m以深位密—位温(a)、位密—盐度(b)和位密—浊度(c)分布,灰色直线为背景数据的线性拟合,两条虚线之间为出现数据异常的区间Fig.4 Dataset of potential density-potential temperature(a),potential density-salinity(b)and potential density-turbidity(c)below 1 500 mfor T02B-01.The gray solid lines are thelinear fitting and the anomalies appear bet ween the t wo gray dashed lines

图5 T02B-01测线1 500 m以深位温异常(a)、盐度异常(b)和浊度异常(c),垂向虚线为各自的背景噪声阈值,两条水平虚线为异常值区间的边界Fig.5 The ano malies of potential temperature(a),salinity(b)and turbidity(c)below 1 500 mfor T02B-01.The vertical dashed lines denote corresponding backgroud disturbance thresholds.The anomalies appear bet ween the t wo horizontal dashed lines

3.3 观测断面的位温和浊度异常

为了进一步确定热液羽状流的空间位置,可将拖曳CTD的观测数据进行克里金(Kriging)插值,从而得到测线断面的观测数据。克里金插值法是基于自相关统计模型对周围观测值进行加权,以得出未测量位置的预测值,是广泛应用于地学领域的一种最优内插法[22]。由于热液喷口所喷出的高温流体携带大量固体颗粒物,因此容易在海底以上200～300 m的热液羽状流中性浮力层通过CTD检测到温度和浊度异常;但另一方面,美国Alvin深潜器在Explorer Ridge附近的Endeavor Ridge热液喷口采样发现喷出流体的盐度与周围海水并没有明显的差异[21,23],Lupton等[21]将中性浮力层所观测到的盐度异常归结为热液流体在上升过程中卷挟周围的高盐度水并携带至中性浮力层所致;同时,通过图5可以看出盐度异常的量值并不如温度和浊度更为明显。因此,我们主要关注位温和浊度异常值的断面结果。由图5a,5c已知背景海水的位温和浊度波动约为0.008℃和0.015 NTU,因此我们将位温异常大于0.008℃或者浊度异常大于0.015 NTU的区域认为是热液羽状流所在的位置。

图6至图8为各测线所在断面的位温和浊度异常等值线图。由于T02B-01、T02B-02和T02B-03均沿着Explorer Ridge的中脊线且在同一直线上,因此将其显示在同一个断面上,如图6所示,可以看到T02B-01测线断面出现了明显的位温和浊度异常,即在此断面上存在着热液羽状流;而T02B-02和T02B-03测线断面没有出现明显的位温和浊度异常。T02B-01测线断面羽状流宽度从49.73°N延伸至49.8°N(约10.1 k m距离),深度范围从1 630 m至1 840 m。T02B-06和T02B-09测线横跨Explorer Ridge中脊线,从图7中可以看出,T02B-09测线断面没有检测到明显的位温和浊度异常,而T02B-06测线检测到明显的位温和浊度异常,羽状流宽度从130.23°W延伸至130.27°W(约3.8 k m距离),深度范围从1 650 m至1 900 m,其羽状流宽度明显小于T02B-01测线断面测得的羽状流宽度,而深度范围相当。T02B-10和T02B-11测线为位于T02B-01测线东西两侧且与T02B-01平行的两条断面,如图8所示,T02B-11测线断面没有检测到明显的位温和浊度异常,而T02B-10测线检测到明显的位温和浊度异常,羽状流宽度从49.73°N延伸至49.77°N(49.77°N以北仍存在羽状流,但超出了CTD测线范围),深度范围从1 620 m至1 900 m,同样与T02B-01测线断面测得的羽状流深度范围相当。从图6至图8中可以看到热液羽状流所在位置的形状不对称,这有可能是因为存在多个热液喷口或者深层平流的缘故。在深海弱层结条件下,忽略背景流的影响,热液羽状流在中性浮力层主要通过分子扩散形式向四周水平扩散,而热扩散系数大于羽状流携带悬浮颗粒物的扩散系数,这可能是造成图6至图8通过位温异常得到的羽状流面积相对较大、而浊度异常得到的羽状流面积更为集中且异常值相对更大的原因之一。

图6 T02B-01、T02B-02和T02B-03测线纬度-水深断面位温异常(a)和浊度异常(b),虚线为热液羽状流的核心位置Fig.6 Potential temperature anomaly(a)and turbidity ano maly(b)for T02B-01,T02B-02 and T02B-03 sections in latitude-depth plane.The dashed line denotes the core position of hydrother mal plu me

图7 T02B-06(a,b)和T02B-09(c,d)测线经度-水深断面位温异常 (a,c)和浊度异常(b,d)Fig.7 Potential temperature(a,c)and turbidity(b,d)anomalies for T02B-06(a,b)and T02B-09(c,d)sections in longitude-depth plane

图8 T02B-10(a,b)T02B-11(c,d)测线纬度-水深断面位温异常(a,c)和浊度异常(b,d)Fig.8 Potential temperature(a,c)and turbidity(b,d)anomalies for T02B-10(a,b)and T02B-11(c,d)sections in latitude-depth plane

4 热液羽状流帽与通量估算

4.1 热液羽状流帽

热液柱在上升过程中卷挟周围海水使得自身温度迅速降低,当上升到中性浮力层后向四周水平扩散,形成具有巨大的羽状流帽(plu me hat)的蘑菇状羽状流结构,羽状流帽中的温度、盐度和浊度等物理特性相对于周围背景海水有明显异常,因而容易被CTD等仪器所检测到。根据T02B-01、T02B-06和T02B-10 3条测线及其位温异常所检测到的羽状流位置(图9中黑色实线),假设羽状流帽为椭圆结构,3条羽状流位置线恰好可构成一个规则的椭圆,其长轴沿着T02B-01测线(即洋中脊线),长度约为10.1 k m,短轴垂直于洋中脊线,长度约为3.4 k m。海底热液活动区一般会沿洋中脊线存在多个热液喷口,而喷口的分布、背景海流的大小和方向等都可能是影响羽状流帽形状的重要因素。通过平面几何计算,容易得到Explorer Ridge热液场本航次观测范围内中性浮力层热液羽状流帽面积约为27 k m2。

图9 T02B-1、T02B-6和T02B-10测线及其检测到的热液羽状流位置Fig.9 Detected plume area for T02B-1,T02B-6 and T02B-10灰色实线为3条测线位置,黑色实线为各测线上检测到羽状流的位置,3条黑色线构成规则的椭圆形羽状流帽(由于T02B-10测线起始位置所限,故用虚线将其羽状流线补齐)The gray solid lines denote t he measuring lines,the black solid lines denote the detected plu me sections,and the ellipse denotes the plu me hat(t he plu me line of T02B-10 is complemented with dashed one due to the li mitation of t he initial observation position)

4.2 通量估算

在不考虑深海平流的情况下,热液羽状流能够上升的高度取决于热液喷口流体的浮力通量B0和背景海水的浮力频率N,前者体现了热液口流体自身所具有的能量,后者表现为层结海水对羽状流上升的阻碍作用。Turner[24]提出了静止海水中热液羽状流上升的最大高度Zmax与初始浮力通量B0以及浮力频率N之间的标度关系为:

式中,浮力频率N=[(-g/ρ)(dρ/d z)]1/2,浮力通量B0的表达式为:

式中,g、ρ、α和β分别为流体重力加速度、密度、热膨胀系数和盐度收缩系数;Δθ0、ΔS0以及V0分别为热液喷口处热液流体与周围海水之间的温度差、盐度差以及喷口流体的体积通量。

由式(1)和式(2)可以得到浮力通量B0和体积通量V0为:

热液喷口流体热通量H0表达式为:

式中,ρ0为喷口流体密度;Cp为流体比热。热液区流体物性参数为g=9.8 m/s2,α=-2.13×10-4℃-1,Cp=6 400 J/(kg·℃)[25]。根据东北太平洋热液场热液喷口的温度和盐度特性,取Δθ0=300℃,ΔS0=0[23]。通过羽状流所在高度范围的背景海水的密度数据可计算得到浮力频率N=1.171×10-3s-1。因此,只需要知道羽状流的最大高度Zmax,即可通过式(3)至式(5)得到喷口流体的浮力通量B0、体积通量V0以及热通量H0。

取图6中虚线(T02B-01测线)所示羽状流核心位置的位温和浊度异常廓线,其位置为49.785 1°N,130.263 3°W,深度为1 887 m,如图10所示。从图中可以看出位温异常和浊度异常廓线在深度为1 663 m、1 681 m和1 719 m位置存在明显不同的位温和浊度异常峰值,从而可将中性层羽状流厚度范围分成3个不同的羽状流层Layer1、Layer2和Layer3。Rudnicki和Elderfield[25]在大西洋中脊的TAG热液场同样发现了热液羽状流的分层现象,不同层内流体的水文性质存在明显差别。Rudnicki和Elderfield[25]将其归因于3种可能的解释:(1)羽状流内部存在对流现象;(2)在不同高度处羽状流的水平扩散率不同;(3)不同的羽状流层来自不同的热液喷口。Rudnicki和Elderfield[25]认为第三种解释可能更为合理,因为在深海弱混合条件下,不同喷口喷出的热液流体类似于独立的水团,在向上发展过程中能够保持相对独立的物理特性。

假设羽状流层Layer1、Layer2和Layer3来自于3个不同的热液喷口,由图5已知背景海水的位温和浊度扰动分别为0.008℃和0.015 NTU(图10中垂向虚线),以浊度异常为例,将背景浊度扰动与真实浊度扰动廓线的上下交点视为Layer3的上边界和Layer1的下边界,Layer1的上边界(即Layer2的下边界)和Layer2的上边界(即Layer3的下边界)由廓线的局部最小值确定,从而得到各羽状流层的上下边界。由于无法确定各个喷口的具体位置,因此将各羽状流层上边界到该廓线所在位置的海底的垂向距离近似视为各羽状流层的最大高度,从而得到各羽状流层的最大高度Zmax分别为193 m、223 m和249 m。再通过式(3)至式(5)可以计算3个不同喷口流体的浮力通量B0、体积通量V0以及热通量H0,其结果如表2所示,浮力通量B0值分别为1.115×10-2m4/s3、1.987×10-2m4/s3和3.088×10-2m4/s3,总的浮力通量为6.19×10-2m4/s3,平均值为2.063×10-2m4/s3;体积通量V0值分别为1.779×10-2m3/s、3.174×10-2m3/s和4.931×10-2m3/s,总的体积通量为9.884×10-2m3/s,平均值为3.295×10-2m3/s;热通量H0值分别为35.098 MW、62.559 MW和97.243 MW,总的热通量为194.9 MW,平均值为64.967 MW。

图10 羽状流核心位置(图6中虚线)的位温异常(a)和浊度异常(b)廓线Fig.10 Profiles of potential temperature(a)and turbidity(b)anomalies at the detected plu me core(dashed line in Fig.6)垂向虚线(0.008℃和0.015 NTU)分别为背景海水的位温和浊度扰动,横向虚线为各羽状流层的边界线The vertical dashed lines respectively denote background disturbances(0.008℃and 0.015 NTU),the horizontal dashed lines denote the boundaries for plumelayers

表2 通量计算结果Tab.2 The estimated fluxes of hydrother mal vents for layers

5 结论和讨论

通过对东北太平洋Explorer Ridge热液场拖曳CTD数据进行位温和浊度异常分析,并对喷口物质能量通量进行估算,得到如下结论:(1)Explorer Ridge热液场热液羽状流中性浮力层所检测到的最大位温、盐度和浊度异常分别为0.04℃、0.004和0.18 NTU,热液羽状流总共所卷挟的周围海水与热液口喷出的热液流体体积比约为104。热液羽状流中性浮力层所在深度范围约为1 600～1 900 m,其核心位置距离海底的高度约为200 m。(2)对检测到的热液羽状流位置进行几何分析发现中性浮力层羽状流帽呈椭圆结构,其长轴与洋中脊线重合,长度约为10.1 k m,短轴垂直于洋中脊线,长度约为3.4 k m,从而得到Explorer Ridge热液场本航次观测范围内中性浮力层热液羽状流帽面积约为27 k m2。(3)发现热液羽状流在中性层范围内存在明显的分层现象并分析其可能的形成机制。通过经验公式结合观测到的最大羽状流高度计算得到Explorer Ridge热液场观测范围内热液喷口的总的浮力通量为6.19×10-2m4/s3,平均值为2.063×10-2m4/s3;总的体积通量为9.884×10-2m3/s,平均值为3.295×10-2m3/s;总的热通量为194.9 MW,平均值为64.967 MW。

尽管到目前为止Explorer Ridge热液场观测资料仍然较为缺乏,但Explorer Ridge附近同属东太平洋海隆开端的Juan de Fuca Ridge(JDFR,位置见图1)热液场积累了相对充分的观测数据。已有的观测资料表明JDFR热液中性浮力层深度约为1 900 m,温度盐度异常分别为0.02～0.05℃和0.005[21,26-27];39个独立羽状流喷口的总热通量约为534 MW[28],和本文得到的Explorer Ridge热液场数据相当,这说明在这两个相邻的热液区热液羽状流具有相似的结构和物理特征。另外,热液羽状流到达中性浮力层后其水平扩散过程可能会受到底层流的影响,Baker[29]通过长时间观测发现JDFR热液羽状流在跨洋脊方向近似为对称结构,并指出热液场底层流主要沿着洋脊方向;而Thomson等[27]观测发现JDFR热液场沿洋脊方向的典型流速为v=0.35 c m/s。基于此我们可以近似估算Explorer Ridge热液场本航次观测区域内中性浮力层与背景海水之间的热通量Hn=r Anv Cpd(式中,密度r=103kg/m3,跨洋脊方向羽状流纵向截面积An=3.4 k m×200 m,比热Cp=3 900 J/(kg·℃),温度异常d=0.04℃),得到Hn为371.3 MW,与经验公式估算得到的喷口的总热通量也较为接近,说明本航次观测区域的热液活动处于稳定地活跃状态。

致谢:感谢美国国家海洋和大气局(NOAA)提供的拖曳CTD观测数据。

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Temperature and turbidity anomalies and flux estimation of hydrother mal plume in Explorer Ridge in the Northeast Pacific Ocean

Guo Shuangxi1,Lu Yuanzheng1,Cen Xianrong1,Qu Ling1,Sharon L.Walker2,Zhou Shengqi1

(1.State Key Labor ator y of Tropical Oceanography,South China Sea Institute of Oceanology,Chinese Academy of Sciences,Guangzhou 510301,China;2.Pacif ic Marine Environ mental Labor ator y,NOAA,Seattle,WA 98115,USA)

There are significant physical and chemical differences bet ween deep-sea hydrother mal fluids and ambient seawater.Detecting thetemperature and turbidity anomaly is one of the main methods to explore the hydrother mal fields.Based on the towed CTDdataset of the project of Sub marine Ring of Fire 2002,the hydrological characteristics and flux discharge of hydrother mal vents in Explorer Ridge were analyzed.The neutral buoyancy layer in Explorer Ridge hydrother mal filed is 1 600 to 1 900 m,about 200 m above the seafloor.The maxi mu ms of temperature,salinity and turbidity anomaly are 0.04℃,0.004 and 0.18 NTU,respectively.The shape of the neutral buoyancy layer is approxi mately elliptical,the major axis overlaps with the ocean ridge,and the total area is about 27 k m2.It is found that the neutral buoyancy layer is distinctly layered.It is esti mated with empirical for mulas that the total buoyancy flux,volu me flux and heat flux of the measured hydrother mal vents are 6.19×10-2m4/s3,9.884×10-2m3/s and 194.9 MW,respectively,and their average values are 2.063×10-2m4/s3,3.295×10-2m3/s and 64.967 MW,respectively.

the Northeast Pacific Ocean;Explorer Ridge;potential temperature anomaly;potential turbidity anomaly;heat flux

P738.6

A

0253-4193(2017)12-0001-11

郭双喜,鲁远征,岑显荣,等.东北太平洋Explorer Ridge热液羽状流位温浊度异常和物质能量通量估算[J].海洋学报,2017,39(12):1-11,

10.3969/j.issn.0253-4193.2017.12.001

Guo Shuangxi,Lu Yuanzheng,Cen Xianrong,et al.Temperature and turbidity ano malies and flux esti mation of hydrother mal plu me in Explorer Ridge in the Northeast Pacific Ocean[J].Haiyang Xuebao,2017,39(12):1-11,doi:10.3969/j.issn.0253-4193.2017.12.001

2017-03-03;

2017-05-15。

国家自然科学基金(41406035,41476167,41606010);中科院战略性先导专项(XDA11030301);广东省自然科学基金(2016 A030311042,2016 A030313155)。

郭双喜(1983—),男,湖北省武汉市人,博士,从事海洋中小尺度动力过程的研究。E-mail:sxguo@scsio.ac.cn

*通信作者:周生启,男,研究员,主要从事深海动力过程,海洋小尺度过程及海洋混合和输运研究。E-mail:sqzhou@scsio.ac.cn